Basel ERDBEBEN I

ERDBEBEN I

Basel

Am 18. Oktober 1356 ereignete such im Raum Basel um etwa 22 Uhr Lokalzeit das stärkste Erdbeben, dass im letzten Jahrtausend nördlich der Alpen aufgetreten ist (C1-C2).

Es erreichte im Epizentralgebiet eine maximale Intensität IX.

Man nimmt an, dass seine Stärke etwa Magnitude 6,5 bis 7,0 entsprach.

Innerhalb der Stadt gab es je nach Quelle zwischen hundert und zweitausand Todesopfer.

Viele Häuser entlang der Birs stürzten in das Flussbett, was zu

Überschemmungen führte.

In einem Umkreis von rund 30 km wurden beinahe alle Kirchen, Burgen und Festungen zerstört.

Sogar im Burgund - in 300 km Entfernung - wurden nachgewiesenermassen noch Stadtmauern beschädigt.

Es war ein Jahrtausend-Beben, tritt also durchschnittlich einmal pro tausand Jahre auf.

Es lässt sich mit jenem von Kobe 1995 vergleichen.

Mexiko-Stadt

Weltweit gesehen, übersteigen die Schäden und Anzahl Opfer, die durch Stürme, Überschwemmungen und Dürren verursacht werden, diejenigen, die auf Erdbeben zuürckgehen bei weitem.

Die Plötzlichkeit eines Erdbebens und die dadurch verursachten Zerstörungen sind aber oft eindrücklicher und besitzen daher eine psychologische Schockwirkung. Innerhalb weniger Minuten und in der Regel ohne jegliche Vorwarnung kann ein Erdbeben zur Zerstörung einer ganzen Stadt und zum Verlust tausender Menschenleben führen.

Erdbebenschäden erstrecken sich zum Teil über grosse Gebiete.

Das Erdbeben der Magnitude 8,1, das 1985 Mexiko-Stadt

zerstörte, ereignete sich in 350 km Entfernung im Pazifik. Dieses

Erdbeben kostete 30 000 Menschen das Leben, 50 000 wurden

verletzt, 250 000 wurden obdachlos und die Schäden beliefen

sich auf eine Höhe von CHF 6 Milliarden (C3).

Was ist ein Erdbeben ?

Die Scherbruch-Hypothese:

1. Zunächst sind zwei Krustenblöcke A und B tektonischen Kräften ausgesetzt, die Blöcke in entgegengesetzte Richtung gegeneinander verschieben würden, wenn nicht Reibungs-kräfte an der Störungsfläche das Gleiten verhindern würden (C4).

2. Die Kruste wird deshalb auf beiden Seiten der Störung nur deformiert.

3. Dabei baut sich eine gerichtete Spannung auf, bis im Erdbebenherd die "Reibungsblockade" überwunden wird und es zum Aufreissen an der Störfläche kommt.

Der Herd des Bebens ist der Bereich der Initialbewegung an der Störung. Das Epizentrum ist der Punkt an der Erdoberfläche, der direkt über dem Erdbebenherd liegt.

4. (d) Schliesslich verschieben sich die beiden Blöcke in

einem Teilbereich der Störung um den sogenannten

Versatzbetrag.

Der Punkt, an dem die Verschiebungsbewegung einsetz, ist der Herd oder das Hypozentrum eines Erdbebens (C4 und C5).

Das Epizentrum ist der unmittelbar über dem Erdbebennherd an der Erdoberfläche gelegene Ort.

Fast alle Erdbeben entstehen durch relative Verschiebungen der benachbarten Blöcke (d.h. entlang Verwerfungen).

Es gibt sehr wenig Beispiele von spontaner Materialexpansion

(d.h. natürliche Explosion) oder spontaner Material-

kontraktion (d.h. natürliche Implosion).

Der Bruchvorgang benötigt eine bestimmte Zeit, um sich auszubreiten.

Ein typischer Wert für die Ausbreitungs-geschwindigkeit ist

~3,5 km/s.

Die letzte Skizze in der Abbildung C4 zeigt den neuen Gleichgewichtszustand.

Für sehr grosse Erdbeben (z.B. mit Magnituden von 8 bis 9) kann sich die Bruchbewegung über eine Distanz von 1000 km erstrecken, wobei die daraus resultierende Verschiebung zwischen den beiden Blöcken bis zu 15 m betragen kann.

Vom Herd eines Erdbebens breiten sich seismische Wellen aus

(C5).

Seismographen

Seismographen registrieren (a) vertikale oder (b) horizontale Bewegungen (C6). Wegen der weitgehend erschütterungs- freien Aufhängung an der Feder (a) beziehungsweise dem Scharnier (b) und wegen ihrer Trägheit ist die Masse von der Bewegung des Untergrundes weitgehend abgekoppelt. Die Schreibspitze zeichnet die Relativbewegungen zwischen Masse und Untergrund auf und registriert auf diese Weise die durch die seismischen Wellen verursachten Erschütterungen. (c) Bei modernen Seismographen wird die Bewegungamplitude elektronisch verstärkt wiedergegeben.

Fast alle wichtigen Erdbebenparameter werden von

Messungen an Seismographen bestimmt. Seismographen sind

über die gesamte Erde verteilt.

Seismische Wellentypen

Wenn sich ein Erdbeben ereignet, entstehen vier verschiedene Wellentypen (C7).

Jeder Wellentyp breitet sich innerhalb der Erde mit einer charakteristischen Geschwindigkeit und Teilchenbewegung aus.

Zwei der Wellentypen sind Raumwellen, die sich durch das

Innere eines Mediums ausbreiten (C8).

Der erste Raumwellentyp (links) wird als Kompressions-, Longitudinal-, Primär- oder einfach als P-Welle bezeichnet.

Im Untergrund werden benachbarte Regionen nach einander komprimiert und auseinandergezogen.

Die Partikel oszillieren parallel zur Ausbreitungsrichtung.

P-Wellen haben die höchsten Geschwindigkeiten und sind der einzige Wellentyp, der auch Flüssigkeiten und Gasen durchlaufen kann.

P Wellen breiten sich in der Luft mit 330 m/s, in den

kristallinen Gesteinen oberen kontinentalen Erdkruste mit

6000 m/s, in der Unterkruste mit -6800 m/s und im oberen

Erdmantel mit 8100 m/s aus.

Der zweite Raumwellentyp (rechtes) ist als Scher-, Transversal, Sekundär- oder S-Welle bekannt.

Die betroffenen Partikel bewegen sich senkrecht zur Ausbreitungsrichtung der Welle.

Die S-Wellengeschwindigkeit in der kontinentalen Oberkruste beträgt -3500 m/s, in der Unterkruste -3800 m/s und im oberen Mantel -4600 m/s.

Oft haben S-Wellen höhere Amplituden als P-Wellen.

Die beiden verbleibenden Wellentypen, die sogenannten Rayleighwellen und Lovewellen oder R-Wellen und L-Wellen, sind Oberflächenwellen (C9).

Sie werden durch die freie Oberfläche der Erde geführt. Die Partikel unterhalb der Oberfläche werden in die Oberflächenwellenbewegung einbezogen, aber die Amplitude der Bewegung nimmt mit der Tiefe rasch ab.

Die mit der Rayleighwelle verbundene Partikelbewegung ist retrograd elliptisch.

Lovewellen sind horizontal polarisierte S-Wellen.

Die Ausbreitungs-geschwindigkeit beider Wellentypen ist

etwas langsamer als die von S-Wellen.

Eine wichtige Eigenschaft von Oberflächenwellen sind deren hohe Amplituden.

Sie sind normalerweise viel grösser als diejenigen von Raumwellen.

Es sind daher die Oberflächenwellen mit ihrer starken

Scherkomponente und den sehr hohen Amplituden, die die

grössten Schäden während eines Erdbebens verursachen.

Lokalisierung eines Epizentrums

Nach fast 100-jähriger Beobachtung sind die Geschwindigkeiten von P- und S-Wellen innerhalb der Erde relativ gut bekannt.

Die Ziffern in den Isolinien (orange) entsprechen den Zeitintervallen (in Minuten) zwischen der Ankunft der ersten P- und der ersten S-Wellen vom Epizentrum des Erdbebens (C10).

Da sich P-Wellen ungefähr doppelt so schnell ausbreiten wie

S-Wellen, nimmt der zeitliche Abstand zwischen der Ankunft

der verschiedenen Wellenarten mit wachsendem Abstand zum

Epizentrum zu.

Zum Beispiel registriert die Erdbebenstation A, die näher am Epizentrum liegt, eine Zeitdifferenz von drei Minuten, während die weiter entfernt liegende Station B eine Laufzeitdifferenz von acht Minuten aufzeichnet.

Die Laufzeitintervalle zwischen den P- und den S-Wellen sind

die entscheidenden Faktoren bei der Auswertung seismischer

Aufzeichnung. (C10)

Seismische Laufzeitkurven wie die in der Zeichnung bilden die Grundlage zur Bestimmung der Entfernung des Erdbebenherdes (C11).

In Station A, wo ein Zeitunterschied von drei Minuten zwischen P- und S-Wellen aufgezeichnet wurde, können Seismologen den entsprechenden Zeitabstand zwischen den P- und S-Wellen auf der Laufzeitkurve eintragen und daraus entnehmen, dass die Entfernung zwischen Station und Bebenherd 1500 Kilometer betrug.

In gleicher Weise ergibt sich für Station B mit Zeitintervallen

von acht Minuten zwischen Ankunft der P- und S-Wellen eine

Entfernung von 5600 Kilometern und für Station C mit elf

Minuten Zeitdifferenz eine Entfernung von 8600 Kilometern.

Ist der Abstand der drei Stationen zum Epizentrum bekannt, können die Seismologen mit Hilfe einer einfachen geometrischen Konstruktion das Epizentrum lokalisieren (C12).

Auf einer Karte mit den Orten der Stationen schlagen sie drei Kreise um die Stationen, deren Radien dem jeweiligen Stationsabstand zum Epizentrum entsprechen.

Das Epizentrum liegt dann im Schnittpunkt der drei Kreise.

In der Praxis, verwendet man viel mehr als 3 Stationen um die folgenden Parameter recht genau abzuschätzen:

 Länge und Breite des Bebens; diese definieren das Epizentrum,

 die Tiefe des Bebens, Herdtiefe genannt

 Länge, Breite und Tiefe des Bebens; diese definieren das Hypozentrum

 die Zeit des Bebens.

Erdbeben-Aufzeichnungen durch Stationen in der Schweiz

Alle intrumentellen Aufzeichnungen von Bodenbewegungen wärend eines Erdbebens nennt man "Seismogramme".

Abbildung (C13) Aufgezeichnet am 13. Januar 1915 von der alten seismischen Station Zürich-Degenried (vertikale Bodenbewegungen). Die Aufzeichnung beginnt um 6 Uhr 55 Minuten Greenwich Mean Time.

Je nach Dauer des Seismogramms wird die Zeitskala in

Minuten (wie bei Honduras-Fernbeben - oben in Abbildung

C14) oder in Sekunden (wie bei lokalen Fribourger Beben -

unten in Abbildung C14) angegeben.

(C14 - oben) Aufzeichnung eines Erdbebens in Honduras (13.

Januar 2001; Magnitude 7,6) in der Stadt Zürich (Degenried).

Dieses Erdbeben ist ein sogenanntes "Fernbeben"

(>3000km). Die Distanz zwischen Erdbebenherd und seismischer Station betrug rund 9500 km.

(C14 - unter) Aufzeichnung eines Erdbebens im Raum

Fribourg (14. Februar 1999; Magnitude 4,34) durch die

Station Zürich-Degenried. Dieses Erdbeben ist ein

sogenanntes "Nahbeben" – die Distanz zwischen dem

Erdbebenherd und der seismischen Station betrug etwa

124 km.

(C15) Drei Aufzeichnungen eines Erdbebens von 17. August 2000 mit Magnitude 3,0. Die Zeitdifferenzen zwischen der Ankunft der P- and S-Wellen sind: LLS - 5,4 s, ZUR - 6 s, FUSIO - 7,1 s.

(C16) Die drei seismischen Stationen, welche das Erdbeben aufgezeichnet haben, in einer Karte.

Für einen Erdbebenherd, welcher in etwa 10 Kilometer Tiefe liegt und rund 30 bis 150 Kilometer von den seismischen Stationen entfernt ist, gilt vereinfacht: Die Distanz (in km) zwischen dem Herd und der seismischen Station ist rund acht mal so gross wie die Zeitdifferenz zwischen der Ankunft der P- und der S-Wellen (in Sekunden).

Das bedeutet für unsere drei Stationen: LLS - ~43 km, ZUR -

~48 km, FUSIO ~57 km.

Für eine einzelne Station gilt: Der Erdbebenherd liegt auf einem Kreis, dessen Radius der Distanz Station – Erdbebenherd entspricht.

Trägt man in einer Karte die Kreise von mindestens drei

Stationen ein, so liegt das Epizentrum im Bereich des

Schnittpunkts der Kreise- in unserem Falle bei Beckenried am

Vierwaldstättersee (C16).

Messen der Bebenstärke - Magnitude

Aus einem einzelnen Seismogramm können wir die Magnitude eines Erdbebens berechnen (C17). Die Magnitude steht in Verbindung zur freigesetzten Energie. Aus einer sehr grossen Anzahl empirischer Beobachtungen wurde die folgende Formel zur Abschätzung der Magnitude eines Erdbebens hergeleitet:

M = log (A/T) + σ(Δ,h)

A ist die Amplitude der Welle

T ist die Periode der Welle,

Δ ist die Distanz zum Erdbebenherd, h die Tiefe des Erdbebens

σ(Δ,h) ist ein Term, der (i) die variable Distanz zwischen

Erdbeben und Aufzeichnungsstationen und (ii) die variable

Tiefe der Erdbeben kompensiert.

Diese logarithmische Gleichung zeigt, dass die Amplituden von seismischen Wellen bei einem Anstieg der Magnitude um 1 um einen Faktor 10 zunehmen.

Zum Beispiel, ist die Amplitude einer seismischen Welle, die durch ein Erdbeben der Magnitude 6 verursacht wurde, 100 mal grösser als die Amplitude eines Erdbebens der Magnitude 4.

Im Prinzip ist die Magnituden- oder Richterskala nach oben offen.

In der Praxis sind aber lediglich maximale Magnituden von

9,0 bis 9,5 möglich.

Messen der Bebenstärke - Intensität

Die Intensität ist ein Mass für die lokalen Effekte und Schäden, die von einem Erdbeben verursacht werden (C18).

Die Intensität hängt ab von:

 der freigesetzten Energie des Erdbebens

 der Epizentraldistanz,

 der lokalen Bodenbeschaffenheit,

 der Bauweise und Qualität der Gebäude in der Region.

Unter bestimmten Voraussetzungen verursacht ein Beben der Magnitude 6 mehr Schäden als ein Beben der Magnitude 5.

In anderen Situationen müssen die lokale Bodenbeschaffenheit und die Qualität der Gebäude mitberücksichtigt werden.

1960 führte ein Beben der Magnitude 6 in Agadir, Marokko, zu 12 000 Toten und der Zerstörung einer grosser Anzahl von Gebäuden.

In Agadir stehen schlecht gebaute Stein- und Backsteinhäuser auf lockeren Sedimenten.

1989 führte ein Beben der Magnitude 6,2 in Quebec zu keinen Todesopfern sodern lediglich zu kleinen Schäden.

In Quebec sind die Häuser meist aus Holz gebaut und stehen

auf festem Kristallinuntergrund.

Bis Magnitude 5 verursachen Erdbeben selten Schäden, während sehr grosse Erdbeben zu Schäden in einem bis zu 100 000 km

grossen Gebiet führen können (C19).

Abbildung C18 zeigt die 12-stufige modifizierte Mercalli- Intensitätsskala.

Ein Beben der Intensität I wird nur von Seismographen vermerkt (Personen spüren es nicht), während ein Beben der Intesität VI als stark zu bezeichnen ist.

Im letzteren Fall schreckt die Bevölkerung auf und es kommt zu Beschädigungen an Kaminen und Mauerwerken.

Ein Beben der Intensität XII führt zu einer grossen

Katastrophe mit zahlreichen Toten und dem Kollaps vieler

Gebäude, Brücken usw.

Abbildungen C20 und C21 zeigen Intensitäts-Informationen für das Basler Beben von 1356.

Die Schadenfläche des Bebens (Intensität VI und grösser) ist grösser als die gesamte Schweiz.

Städte wie Neuchâtel, Bern, Solothurn, Aarau und Schaffhausen liegen alle im Bereich der Fläche mit Intensität VII.

Hätte das Epizentrum dieses Bebens nicht im Grenzbereich der Schweiz, sondern beispielsweise in der Zentralschweiz gelegen, so hätte die Fläche mit Intensität VII praktisch die gesamte Schweiz abgedeckt.

Die Grenze der Fläche mit Intensität VI ist fraglich.

Magnitude versus Energie und Häufigkeit

Theoretische Berechnungen zeigen, dass jede Zunahme der Magnitude um 1,0 einer Vergrösserung der freigesetzten Energie um den Faktor 30-32 entspricht.

Ein Beben der Magnitude 6 setzt etwa 1000 mal mehr Energie frei als ein Beben der Magnitude 4 (C22).

Mehr als eine Million Erdbeben werden pro Jahr aufgezeichnet, davon haben >10 000 eine Magnitude >4.

Im Durchschnitt hat nur 1 Beben pro 2 bis 3 Jahren eine Magnitude von mehr als 8.

Die Atombombe von Hiroshima, entsprach >56 Millionen kg Sprengstoff und damit einem Erdbeben der Magnitude ~6,2.

Die grössten Erdbeben haben Magnitude von 9,0 bis 9,5, das

einer Sprengstoff >30 000 Hiroshima-Bomben entspricht.

Multiplizieren wir für jeden Magnitudenbereich die Häufigkeit der Erdbeben mit der freigesetzten Energie (oder das Äquivalent in Sprengstoff), so stellt sich heraus, dass die seltenen grossen Erdbeben (z.B. Magnituden 7 und 8) 77% der totalen Energie freisetzen.

Freigesetzte Energiemenge/Jahr (Kilogramm Sprengstoff)

Magnitude 2: 1 000 000 x 56 = 56 10

Magnitude 3: 100 000 x 1800 = 180 10

Magnitude 4: 12 000 x 56 000 = 672 10

Magnitude 5: 2000 x 1 800 000 = 3600 10

Magnitude 6: 200 x 56 000 000 = 11 200 10

TOTAL = 15 708 10

Magnitude 7: 20 x 1 800 000 000 = 36 000 10

Magnitude 8: 0,3 x 56 000 000 000 = 16 800 10

TOTAL = 52 800 10

(Magnitude 9: <0,1 x 1 800 000 000 000 = <180 000 10

)

Rekonstruktion des Herdmechanismus aus Erdbebendaten

Wenn ein Erdbeben aufritt, werden Seismogramme von zahlreichen Stationen aufgezeichnet und ausgewertet.

Hypozentrum und Magnitude werden bestimmt.

Und schliesslich gehen Wissenschaftler einer Arbeitsgruppe daran, das Hypozentrum zu untersuchen, um die tektonischen Bewegungsvorgänge im Herd aufzuklären.

Sie wollen sehen, wie die räumliche Orientierung der Störungsfläche und die Richtung des Versatzes in das regionale Spannungsfeld einzeuordnen ist.

War das Beben das Ergebnis einer Abschiebung, einer Auf- oder Überschiebung oder einer Horizontalverschiebung (C23) ?

Was ist im Gelände unmittelbar erkennbar ? Meistens, gar

nichts. Selbst in diesem Falle können die Seismologen die

Form der aufgetretenen tektonischen Bewegung aus den

Seismogrammen ableiten.

Stellen Sie sich eine E-W verlaufende dextrale Horizontalverschiebung vor (C24; die Störungsebene ist vertikal und verläuft E-W).

Wenn sich der obere Block in Abbildung C24 nach rechts verschiebt, so erfolgt der Erstausschlag der Bodenbewegung in Richtung des Quadranten oben rechts und weg vom Quadranten oben links.

Die P-Wellen, die im oberen rechten Quadranten registriert

werden, hätten positive Erstausschläge und diejenigen im

linken Quadranten negative.

Analog dazu hätten Seismogramme im unteren rechten Quadranten negative Erstausschläge und diejenigen im linken unteren Quandranten positive.

Im Überkreuzungsbereich der Quadranten, d.h. entlang der Störungsfläche oder der dazu senkrecht stehenden Hilfsebene, gibt es keine direkten P-Wellen.

Da es auf der Bruchfläche und auf der Hilfsebene keine direkten P-Wellen gibt, bezeichnet man diese als Null- oder Knotenflächen.

Bitte beachten Sie, dass genau dasselbe Muster von Erstausschlägen von einem sinistralen Bruch, der senkrecht zum obigen steht, resultieren würde.

Aufgrund seismischer Informationen gibt es immer zwei mögliche Herdflächenlösungen.

Mit Hilfe der lokalen Geologie ist es in der Regel möglich, die

Richtige zu bestimmen.

Um die Herdflächenlösung grosser Erdbeben zu bestimmen benützen wir Seismogramme, die auf der ganzen Welt aufgezeichnet wurden.

Um Informationen darzustellen, die auf einer Kugel (d.h. dem Globus) registriert wurden, verwendet man standardisierte Kartenprojektionen.

In der Seismologie kommt oft die stereographische Projektion zum Einsatz.

Im stereographischen Diagramm auf Abbildung C25 sind alle positiven Erstausschläge als schwarze Punkte und alle negative Erstausschläge als offene Kreise dargestellt.

Amplitudenmässig kleine Erstausschläge entlang bzw. in der Nähe der Knotenflächen sind mit Kreuzchen gekennzeichnet.

Die zwei möglichen Bruchflächen sind durch gerade Linien

definiert, die die Quadranten der positiven und negativer

Erstausschläge von einander trennen.

Definitionsgemäss werden Quadranten mit positivem Erstausschlag oft schwarz schraffiert und Quadranten mit negativem Erstausschlag bleiben unschraffiert (C26-C27).

Bei einem geneigten Bruch liegen die positiven und negativen Erstausschläge wieder in vier Quadranten, aber an der Erdoberfläche erscheinen die Herdflächenlösungen als mondsichelförmige Muster (C28).

Die linke Figur beschreibt das erwartete Muster für eine

Abschiebung und die rechte Figur dasjenige für eine

Aufschiebung.

Erdbeben und Plattentektonik im Gesamtbild

Abbildungen C29 - C39 zeigen die Erdbebenverteilung in gewissen Tiefenbereichen. Vergleicht man diese Abbildungen mit den Plattengrenzen, so ergibt sich:

 Über 95% aller Erdbeben liegen entlang der tektonischen Plattengrenzen (C29);

 an Mittelozeanischen Rücken, Transformstörungen und innerhalb der Kontinenten kommen nur Flachbeben (meistens <30 km) vor (C29-C30);

 Flach- bis Tiefbeben kommen in Subduktionszonen vor,

wobei die tieferen Beben immer landeinwärts der

Inselketten oder des aktiven Kontinentalrandes liegen

(C29-31).

Die Tiefenverteilung der Erdbeben (C32) stellt man am besten in Profilform dar (C33-C36).

Die prominenten durch Erdbeben definierten geneigten Ebenen nennt man Wadati-Benioff-Zonen.

Sie kennzeichnen die unter dem Kontinentalrand (Anden und Alaska) oder Inselbogen (Tonga und Japan) subduzierte Lithosphäre.

In den oberen 100 km ereignen sich Erdbeben meist zwischen der subduzierten und der überlagernden Platte.

In tieferen Regionen liegen die Bebenherde meist innerhalb

der subduzierten Platte.

Die an mittelozeanischen Rücken und Transformstörungen beobachteten Herdflächenlösungen sind in Abbildungen C37 dargestellt.

Es waren die Herdflächenlösungen entlang der horizontalen Versetzungen der mittelozeanischen Rücken, die J. Tuzo Wilson’s Hypothese bestätigte, dass diese Versetzungen die Folgen von Transformverschiebungen und nicht von Blattverschiebungen sind.

Wie es bei Extension und Grabenbildung zu erwarten ist,

entsprechen die Herdflächenlösungen entlang der

mittelozeanischen Rücken Abschiebungen.

Die Situation in den Subduktionszonen ist etwas komplizierter (C38).

Wenn sich die subduzierte Platte biegt, erfährt sie eine Extensionsspannung entlang ihrer oberen Kante.

Diese Extension führt zur Bildung kleiner Gräben und entsprechenden Abschiebungen.

In der Gegend, in welcher die subduzierte Platte in die Erde gestossen oder geschoben wird, entstehen zwischen der subduzierten und der darüber liegenden Platte mit Aufschiebungen verbundene Erdbeben.

Erdbeben dieses Typs sind am gefährlichsten.

Zusammenfassung (C39)