Seismologie

Günter Bock, Potsdam

Die Seismologie ist die Wissenschaft zur Erklärung der Erdbeben. Aufzeichnungen der von Erdbeben erzeugten Bodenbewegung als Funktion der Zeit (Seismogramm) liefern die grundlegenden Daten, mit denen Seismologen arbeiten. Aus den beobachteten Laufzeiten und Amplituden seismischer Wellen lassen sich Informationen sowohl über die Struktur im Erdinnern als auch über die Prozesse im Erdbebenherd gewinnen. Künstlich erzeugte seismische Wellen bilden die Grundlage der Kohlenwasserstoffexploration (Angewandte Seismik). Darüberhinaus befaßt sich die Seismologie mit der Risikoanalyse von Erdbeben (seismisches Risiko), deren Ergebnisse Eingang in Vorschriften für erdbebensicheres Bauen finden. Seismologische Daten leisten ferner einen wichtigen Beitrag bei der weltweiten Überwachung des Internationalen Teststoppabkommen für Nuklearwaffen im Rahmen des CTBT.

Die Anforderungen an seismologische Registrierungen sind enorm. Die kleinsten noch registrierbaren Erdbeben haben ein seismisches Moment von 105 Nm (entspricht einer Magnitude M≅-1), die größten erreichen bis zu 1023 Nm (M≅9). Dementsprechend variieren die Amplituden seismischer Wellen, die proportional zum seismischen Moment anwachsen. Der Frequenzbereich seismischer Wellen liegt zwischen einigen 100 Hz in der Angewandten Seismik und 3·10-4 Hz bei den längsten Eigenschwingungen der Erde. Diese enormen Variationen im Frequenzbereich (Bandbreite) und in der Amplitude (Dynamikbereich) können von einem einzigen Registriergerät linear über den gesamten Frequenzbereich nicht erfaßt werden. Deshalb hat man seismische Registriersysteme (Seismograph) entwickelt, die zwar einen begrenzten, aber doch möglichst breiten Teil des seismischen Spektrums erfassen. Es bedeutete einen großen Fortschritt, als ab 1977 Breitband-Seismometer, die dank Digital-Registrierung einen hohen Dynamikumfang ermöglichen, am Gräfenberg-Array bei Erlangen in Betrieb genommen wurden. Damit läßt sich der oft sehr komplizierte Charakter seismischer Wellen wesentlich besser auflösen als mit schmalbandig registrierenden, älteren Systemen ( Abb.). Mehr als 20 Jahre später gibt es im Global Seismograph Network (GSN) über 200 kontinuierlich registrierende, moderne Breitbandstationen, die das seismische Spektrum von 10Hz bis zu den Gezeiten der festen Erde bei 2,0·10-5 Hz erfassen. Weltweit werden über 3000 seismologische Observatorien betrieben, die vor allem der Überwachung von lokalen und regionalen Erdbeben dienen, die aber auch wichtige Daten über Fernbeben liefern (International Seismolgical Centre).

Die Erkenntnisse über den physikalischen Aufbaus des Erdkörpers stammen überwiegend aus den Laufzeiten von Raumwellen und der Analyse von Oberflächenwellen. Die erste Identifizierung eines Fernbebens, dessen Wellen durch den gesamten Erdkörper liefen, erfolgte 1889 mittels eines von Ernst von Rebeur-Paschwitz konstruierten Horizontalpendels. Am 17. April 1889 war ein Erdbeben in Japan gespürt worden, das in Potsdam aufgezeichnet wurde. Die Hauptenergie in dieser Registrierung stammt von den Oberflächenwellen. Die Ursachen für die enormen Fortschritte in der Seismologie seit dieser Zeit ergaben sich einerseits aus stetigen Verbesserungen in der Instrumentierung, andererseits aus der Weiterentwicklung mathematisch-physikalischer Methoden in der Theorie der Wellenausbreitung und Seismogramminterpretation und seit etwa 1960 durch die Verfügbarkeit von immer leistungsfähigeren Rechenanlagen. Die Verteilung von Erdbeben in relativ eng begrenzten Gebieten sowie der radial-symmetrische Schalenaufbau der Erde waren bereits 1940 bekannt. Im Jahr 1906 konnte Richard Oldham die ersten Laufzeittabellen für die Erde aufstellen und die Existenz des Erdkerns nachweisen, dessen Tiefe 1913 von Beno Gutenberg mit 2900 km erstaunlich präzise bestimmt wurde. Im Jahre 1909 entdeckte der jugoslawische Geophysiker Andrija Mohorovi

ic´ aus Erdbebenaufzeichnungen eine seismische Diskontinuität, die heute abgekürzt als ›Moho‹ bezeichnet wird und die die Erdkruste vom Erdmantel trennt. Der innere Erdkern wurde 1936 von der dänischen Seismologin Inge Lehmann entdeckt. Der englische Geophysiker Sir Harold Jeffreys erstellte zusammen mit dem australischen Mathematiker Keith Bullen aus Tausenden von Laufzeiten seismischer Wellen 1939 die noch heute als Referenz benutzten Jeffreys-Bullen-Tabellen (JB) für eine große Zahl von seismischen Phasen. Eine relativ geringe Revision der JB-Tabellen erfolgte erst 1991 mit der Herausgabe der Iasp91 Laufzeittabellen. Jeffreys und Bullen bestätigten auch eine von Perry Byerly und Inge Lehmann bereits vermutete seismische Diskontinuität (seismische Diskontinuitäten) im Erdmantel in 413 km Tiefe, der sogenannten 20o Diskontinuität. Diese, die im heutigen Sprachgebrauch als ›410-km‹ Diskontinuität bezeichnet wird, und eine weitere, später entdeckte seismische Diskontinuität in 660 km Tiefe grenzen die Übergangszone vom oberen zum unteren Mantel ein. Eine Zone erniedrigter P und S-Wellengeschwindigkeit im oberen Mantel zwischen 100 und 150 km Tiefe wurde von Gutenberg entdeckt, die heute als die Asthenosphäre interpretiert wird und unter Ozeanen und tektonisch aktiven Kontinenten wesentlich stärker ausgeprägt ist als in alten Kontinenten. Das PREM-Modell (1981) stellt die vorläufig letzte Entwicklung eines radial-symmetrischen Schalenmodells der Erde dar, das aus einer großen Zahl von Raumwellen- und Oberflächenwellendaten sowie den Frequenzen der Eigenschwingungen der Erde abgeleitet wurde. Dank verbesserter Datenqualität und Quantität sowie mit Hilfe verfeinerter Auswertetechniken konzentrieren sich Seismologen vermehrt darauf, mit tomographischen Methoden (seismische Tomographie, Receiver-Function-Analyse) zwei- und dreidimensionale Strukturen in der Erde abzubilden. So ist es z.B. gelungen, abtauchende ozeanische Lithosphärenplatten und ausgedehnte Zonen erniedrigter seismischer Geschwindigkeiten bis in den unteren Mantel hinein zu kartieren. Ziel dieser Untersuchungen ist es, großräumige Konvektionsströmungen abzubilden, um die dynamischen Vorgänge im Erdinnern besser verstehen zu können.

Neben der Struktur im Erdinneren sind Seismogramme auch ein unentbehrliches Mittel, um die Vorgänge im Erdbebenherd zu untersuchen. Nur sehr starke Erdbeben verursachen bleibende Deformationen an der Erdoberfläche, die man mit geodätischen Methoden beobachten kann. Geodätische Beobachtungen im Bereich der San Andreas-Verwerfung vor und nach dem San Francisco-Erdbeben von 1906 führten 1910 zur Elastic-Rebound-Theorie, eine noch heute gültige Theorie zur Erklärung von Flachherdbeben. Die meisten Erdbebenherde hinterlassen allerdings keine bleibenden Spuren an der Erdoberfläche und entziehen sich somit der direkten Beobachtung. Man ist also auf die Beobachtung der vom Erdbebenherd abgestrahlten seismischen Wellen angewiesen, um den Mechanismus von Erdbeben abzuleiten (Herdflächenlösung). Neben dem Herdmechanismus werden die Wellenformen in den Seismogrammen auch von der Struktur im Erdinnern, vom Krustenaufbau in der Nähe des Hypozentrums und unterhalb des Seismographen und von den Absorptionseigenschaften des durchstrahlten Mediums beeinflußt. Man muß diese Einflüsse kennen, um aus dem beobachteten seismischen Wellenfeld die für den Erdbebenprozeß typische Abstrahlcharakteristik und die Magnitude ableiten zu können. Dies bedeutet, daß Fortschritte in der Auflösung von komplexen Herdprozessen nur Hand in Hand mit Fortschritten zur Kenntnis der Struktur der Erde erfolgen können, durch die sich die seismischen Wellen ausbreiten. Aus der Kenntnis von Erdbebenmechanismen lassen sich wichtige Informationen über rezente aktive Prozesse in der Erde gewinnen. Die quantitative Beschreibung der Prozesse im Erdbebenherd hat z.B. in den sechziger Jahren wesentlich zur Entwicklung der Theorie der Plattentektonik beigetragen.

Eine besondere Herausforderung für die Seismologie im dritten Jahrtausend ist die kurzfristige (d.h. innerhalb von Stunden oder wenigen Tagen) Vorhersage von Erdbeben. Eine erfolgreiche Erdbebenvorhersage muß Ort, Zeit und Stärke eines zukünftigen Erdbebens zuverlässig eingrenzen können, was zur Zeit nicht mit hinreichender Genauigkeit möglich ist. Ob diese Art der deterministischen Erdbebenvorhersage jemals möglich sein wird, ist eine unter Seismologen sehr kontrovers diskutierte Frage. Es ist aber möglich, durch erdbebensichere Bauweise das seismische Risiko auf ein erträgliches Maß zu mindern. Da die Wiederholperiode von starken Erdbeben oft wesentlich größer ist als der Zeitrahmen, für den instrumentelle Beobachtungen vorliegen, benutzt man bei der seismischen Risikoanalyse historische Dokumente und Methoden der Paläoseismologie, um die Häufigkeit von starken Erdbeben besser einschätzen zu können.

Literatur:

[1] BULLEN, K.E. and BOLT, B.A. (1985): An introduction to the theory of seismology. - Cambridge.

[2] DZIEWONSKI, A.M. and ANDERSON, D.L. (1981): Preliminary Reference Earth Model: Physics of the Earth and Planetary Interiors, 25, 297-356.

[3] LAY, T. and WALLACE, T.C. (1995): Modern global seismology. - Academic Press.

[4] NEUMANN, W., JACOBS, F. und TITTEL, B. (1989): Erdbeben. - BSB B.G. Teubner.


Seismologie: Vertikalkomponente der P-Wellen des Erdbebens in Rumänien am 4. März 1977, aufgezeichnet an der Breitband-Station A1 des Gräfenberg-Arrays (BB-G). Deutlich sind drei Bruchepisoden zu erkennen. Die beiden anderen Spuren sind aus BB durch Filterung erhaltene Simulationen der Registrierungen von lang-periodischen (WWSSN-LP) und kurz-periodischen (WWSSN-SP) Systemen des World Wide Standardized Seismograph Network. Seismologie: