Erdbeben Flashcards
Bruchmechanismus
Richtung der Hauptspannung zur Bruchfläche
Arten des Bruchmechanismus
Abschiebung ; Blattverschiebung; Aufschiebung
Bruch Ausbreitungsgeschwindigkeit
leicht kleiner als S Welle ( 80-90%)
Rekonstruktion der Bruchfläche mit:
einer Hilfsebene (double Couple)
- Betrachtung der Bodenbewegung
- Betrachtung der Ausschläge der P wellen (P oder T Phase)
- Betrachtung der Ausbreitung der S Wellen
Herdflächenlösungen
aus Interpretation verschiedener Ausschläge gemessener Wellen; nichtersichtlich was Hilfsebene und was Bruchfläche
Beachballs
- In der Mitte Weiß: Abschiebung: Spreizungszone
- In der Mitte schwarz: Aufschiebung: Subduktionszone
- Schachbrettmuster: Blattverschiebung: Transformstörung
Beachballs entlang Subduktionszonen
Immer Aufschiebung und Abschiebung: Aufschiebung direkt hinter Plattengrenze; Abschiebung/Auseinanderziehen weiter Entfernt (“Immer Täler vor Gebirgen”)
GSN
Globales Seismisches Netzwerk
Entwicklung der Messgeräte
Flüssigkeiten(Queksilber) rausgeschüttelt; Pendelseismogramme, mit möglichst Schwerer Masse die in Ruhe bleibt;
Horizontal Pendel, mit denen sich aus Fernbeben auszeichnen ließen;
Wiechert-Seismograph , Prinzip der entkoppelten Masse, Referenzbewegung des Gehäuses aufgezeichnet;
Galitze-Seismograph, Prinzip der induktion, Spule mit Feder von Gehäuse entkoppekt, Magnet an gehäuse befestigt. Referenzbewegung induziert Spannung (Wird gemessen)
Breitbandgeräte, zeichnen breiteren Frequenzbereich in gleichen Amplituden Spektrum auf
Aufstellen von Breitbandgeräten
Auf Gabbrosteinpodest, dann von Außen nach innen: Hitze reflektierende Decke, Faserwolle, rostfreie Stahlkappe, hitzereklektierende Decke, Faserwolle
Lokalisierung von Erdbeben
Aus Zeitunterschied zwischen P und S Welle Epizentraldistanz berechnen -> Wadati-Diagramm: Aus Steigung der Greaden unter der Annahme von Vp und Vs. Mit Epizentraldistanz Hypozentralentferung Berechnen
Oder: Triangulation; Dreikreis Verfahren, Schnittpunkt von 3 errechneten Kugelschalen in Hypozentren (benötigt 3 Stationen, die das Signal auffangen)
Formel Herdzeitbestimmung
ts-tp = 0 t_h = (ts-tp)/((vp/vs)-1) t_h von Ankunft der P welle abgezogen ist Herdzeit
Formel Epizentraldistanz
sin (∆/2) = s / R = (1/2)t_hVp /R
Allgemeine Form der Magnituden Gleichung
M = log(A/T)+f(∆,h)+ C_r + C_s
A: Amplitude
T: Periode
∆: Epizentralentfernung
h: Herdtiefe
C_s: Korrektur für Untergrund der Station
C_r: Korrektur für Untergrund der Region um Quelle
Magnituden (Aufzählung)
Lokal Magnitude (Richter-Skala), Raumwellen Magnitude, Oberflächenwellen Magnitude, Momenten Magnitude
Lokal Magnitude
Richter Skala, bis max. M =6
M_L = log(A) +2.56 log (∆) - 1,67
bis 600km Herdentfernung geeignet, T nicht berücksichtigt, da nur Seismometer Verwendet die max Energieübertrag bei T = 1s haben
Raumwellen Magnitude
m_b = log (Ap/Tp)+ f(∆,h)
Amplitude der P wellen mit Perioden kleiner 3s verwendet
Oberflächenwellen Magnitude
M_s = los(As/Ts) + 1,66 + log(∆) +3,3
Amplitude der Oberflächen Wellen mit Perioden von 18-22s, herdtiefe wird vernachlässigt
Momenten Magnitude
M_w = 2/3 *( log(M_0) - 9.1)
M_0 ist Seismisches Moment in Nm
Seismisches Moment
M_0 = µAD
µ : Schermodul
A: Größe der Bruchfläche
D: Größe der Verschiebung auf der Bruchfläche
Sättung des Magnitudenquellspektrums
Je größer Magnitude desto früher ist die Sättigung Erreicht -> in höheren Frequenzen ist die volle Magnitude meist nicht mehr Messbar
Energieumsatz von Erdbeben
Deformations und Gravitationsenergier -> Potentielle Energie
Abgestrahlte Energie, Wärme (Reibungsverluste), Oberflächenenergie (Bruch)
Verteilung von Erdbeben (zeitlich)
Gesetz von Omori: Anzahl Nachbeben über Zeit N_nb ≈ 1/ (t - t_h)^P
P ist experimentell bestimmte Konstante
Haupbeben ist mind. 1 M größer als Vorbeben und Nachbeben sonst eigenständige Beben
Magnitude
wird aus Amplitude oder dem seismischen Moment bestimmt; logarithmische Skala -> Erhöhung M von 1 : 10x Bodenbeschleunigung, 32x Energiefreisetzung, korreliert nicht immer mit Schäden
