Die Seismologie ( „(Erd-)Erschütterung, Erdbeben“ und -logie) ist die Lehre von Erdbeben und der Ausbreitung seismischer Wellen in Festkörpern. Als Teilgebiet der Geophysik ist sie die wichtigste Methode, um den inneren Aufbau der Erde zu erforschen. Das eng verwandte Fachgebiet der Seismik erforscht hingegen das Erdinnere mittels künstlich angeregter seismischer Wellen und zählt zur Angewandten Geophysik.

Aufgaben Die Seismologie schickt sich an, das Erdinnere tomografisch in drei Dimensionen abzubilden. Heiße und kalte Massenströme werden durch die Anomalie der Geschwindigkeit seismischer Wellen sichtbar gemacht. Bei weiterer Verbesserung der Auflösung wird es möglich werden, die Materialströme im Erdmantel darzustellen, die erstens Antrieb für die Plattentektonik und zweitens Teil des Geodynamos sind, der das Erdmagnetfeld erzeugt.

Mit Hilfe von Seismographen (auch genannt Seismometer) werden seismische Wellen, die entweder die Erde durchlaufen oder sich entlang der Oberfläche ausbreiten, aufgezeichnet. Aus den Laufzeiten und Amplituden dieser Wellen lassen sich Rückschlüsse auf den inneren Aufbau der Erde ziehen. Die seismischen Eigenschaften eines Gebietes werden durch die Seismizität beschrieben. Durch Diagramme (Beach Balls) wird die räumliche Lage von Erdbebenherden dargestellt.

Im Gegensatz hierzu nutzt die Seismik aktive Quellen wie zum Beispiel Explosionen, um den Aufbau der Erdkruste und des oberen Erdmantels zu erkunden.

Ein verwandtes Forschungsgebiet ist die Erdspektroskopie, die sich mit vergleichsweise langwelligen seismischen Schwingungen befasst und deren Frequenzspektrum untersucht.

Geschichte Als einer der Väter der Seismologie gilt Ernst von Rebeur-Paschwitz, dem 1889 die erste, noch zufällige Aufzeichnung eines Erdbebens gelang und der seine daraus folgenden Erkenntnisse veröffentlichte. Als eigene Wissenschaft wurde die Seismologie durch den deutschen Wissenschaftler Emil Wiechert (Begründer der Erdbebenwarte in Göttingen) eingeführt, der im Jahre 1899 den ersten Horizontalseismographen erfand. Weitere wichtige Personen in der Seismologie waren die Dänin Inge Lehmann, der Amerikaner Charles Francis Richter, der Deutschamerikaner Beno Gutenberg, der Engländer Harold Jeffreys, der Neuseeländer Keith Edward Bullen sowie Eric R. Engdahl und Edward A. Flinn, die ein Regionalisierungschema für Erdbebenregionen (Flinn-Engdahl-Regionen) erarbeiteten.

Bezüglich der Einführung erster Anwendungen in der Erdölprospektion hat sich ein Schüler Wiecherts, Ludger Mintrop, hervorgetan.

Moderne Verfahren in der Seismologie sind unter anderem die seismische Tomographie, die Receiver-Functions-Analyse, die Untersuchung von Vorläuferphasen oder Wellenfelduntersuchungen.

Ganz in der Nähe von Schiltach im Schwarzwald liegt das Black Forest Observatory (BFO). Das geowissenschaftliche Gemeinschaftsobservatorium wird vom Karlsruher Institut für Technologie und der Universität Stuttgart betrieben. Die Seismometer liegen tief im Berg, so dass sie auch die schwächsten Beben registrieren. Der dortige Stollen im Erdinneren ist umgeben von Schwarzwaldgranit. Durch die stabilen Temperaturen und speziellen Druckschleusen sind die Messinstrumente vor äußerlichen Schwankungen geschützt. Damit ist es eines der besten Observatorien der Welt, um seismische Wellen zu messen.

Seismogramme

Ein zentraler Punkt der Seismologie ist die Auswertung von Seismogrammen. Seismogramme zeichnen die Bewegung (Physik) relativ zum ruhenden Erdboden auf. Dabei wird zwischen verschiedenen Arten von Beben unterschieden. Man unterscheidet zwischen Fern-, Regional-, Lokal- und Mikrobeben und kann daran auch die maximale Entfernung des Erdbebens beurteilen.

Fernbeben werden unterhalb von 1 Hz aufgezeichnet. Diese Beben werden auf globalen Netzwerken aufgezeichnet und sie weisen ein gutes Signal-Rausch-Verhältnis auf. Regional- und Lokalbeben müssen in kleinskaligeren Netzen aufgezeichnet werden. Diese weisen wenige 10 bis 1000 km Abstand zum Epizentrum auf. Bei diesen Beben wird bereits höherfrequente Energie bis 100 Hz aufgezeichnet. Mikrobeben können nur von seismischen Stationen in unmittelbarer Nähe, im Bereich von wenigen Metern zum Epizentrum aufgezeichnet werden. Die Abtastrate beträgt minimal 1 kHz.

Seismogramme werden oft in drei Komponenten aufgezeichnet. Die Komponenten stehen orthogonal zueinander und werden in Counts aufgezeichnet. Diese sind im Durchlassbereich proportional zur Schwinggeschwindigkeit des Bodens.

Restitution Die Umrechnung der Counts außerhalb des Durchlassbereiches in Bodenverschiebung wird Restitution genannt. Dies erhöht das Signal-Rausch-Verhältnis und verbessert die Möglichkeiten, die Phasen und Ankunftszeiten der Wellen zu identifizieren. Vor allem zur Magnitudenbestimmung sind restituierte Daten wichtig.

Rotation Das Koordinatensystem eines Seismogramms kann in Richtung des Großkreises zwischen dem Erdbeben und dem Seismometer rotiert werden. Dies ist eine Koordinatentransformation aus den Horizontalkomponenten in Transversal- und Radialkomponenten. Man verwendet dazu die Epizentraldistanz, den Abstand des Seismometers von dem Erdbeben und den Azimuth, den Winkel am Seismometer der Epizentralstrecke zur Nordrichtung gemessen. Außerdem verwendet man den Backazimuth, der den Winkel zwischen den der Epizentralstrecke und der Nordrichtung am Epizentrum misst. Entgegen mathematischer Konventionen wird der Winkel im Uhrzeigersinn gemessen.

Seismische Strahlen Seismische Strahlen sind eine hochfrequente Lösung der Bewegungsgleichung einer elastischen Erde. Sie bezeichnen die Trajektorie des Energietransportes in der Erde. Die Ausbreitungsrichtung des Strahls geschieht in Richtung des Langsamkeitsvektors oder alternativ des Wellenzahlvektors. Der Strahlwinkel wird zwischen der Vertikalen und dem Langsamkeitsvektor gemessen. Wendet man das Snelliussche Brechungsgesetz an, kann man nach einen konstanten Strahlparameter p ableiten, wobei der Strahlwinkel, r der Erdradius und c die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Welle sind.

Im rechten Winkel zu den seismischen Strahlen liegt die Wellenfront. Die Ebene der Wellenfront wird durch eine konstante Phase definiert. Diese Phasen der Wellenfronten werden an einer seismischen Station gemessen.

Konzept des Strahlenbündels Der Energiefluss in einem Strahlenbündel ist bei variierendem Querschnitt des Bündels konstant. Dies ermöglicht die Abschätzung von Amplituden der seismischen Strahlen. Für das Konzept des Strahlenbündels macht man die Annahmen, dass keine Diffraktionen auftreten und die Wellen sich hochfrequent ausbreiten. Aus diesem Konzept folgt, dass ein Strahlenbündel mit großem Querschnitt kleine Amplituden und ein Strahlenbündel mit kleinem Querschnitt große Amplituden aufweist.

Laufzeitkurve mini|Seismische Strahlen verschiedener Phasen im Erdinneren Globale Phasen Nomenklatur P-Welle durch Kruste und Mantel P P-Welle durch äußeren Kern K P-Welle durch inneren Kern I S-Welle durch Kruste und Mantel S S-Welle durch inneren Kern J Tertiäre Welle (teilweise Propagation durch Ozean) T Oberflächenwelle Nomenklatur Langperiodischen Oberflächenwelle (unbestimmt) L Rayleighwelle R Lovewelle Q Langperiodische Mantel-Love-Welle G Langperiodische Rayleighwelle (i. d. R. Airy-Phase) LR Langperiodische Lovewelle (i. d. R. Airy-Phase) LQ Raumwellenphase Nomenklatur P-Welle Scheitelpunkt in oberer Kruste (granitisch) g P-Welle Scheitelpunkt in oberer Kruste (basaltisch) b Refraktion im oberen Mantel n Außenreflexion an der Moho m Außenreflexion äußerer Kern c Außenreflexion innerer Kern i Reflexion an einer Diskontinuität z Diffraktierte Welle diff

Unter Kenntnis der Zeit, wann das Erdbeben aufgetreten ist, kann man die Laufzeit der seismischen Strahlen errechnen. Aus den ermittelten Laufzeiten der seismischen Strahlen lassen sich nach dem Fermatschen Prinzip Laufzeitkurven bestimmen. Dazu wird die Laufzeit gegen die Epizentraldistanz aufgetragen.

Benndorfscher Satz Der Strahlparameter ist konstant für Strahlen mit gleichem Abstrahlwinkel. Für den Benndorfschen Satz betrachten wir zwei parallel an der Oberfläche einfallende Strahlen.

Es wird die Änderung der Laufzeit gegen die Änderung der Epizentraldistanz aufgetragen. Es folgt die Beziehung zwischen dem Strahlparameter , der Ausbreitungsgeschwindigkeit c und dem Strahlwinkel . Da sich der Term der Änderungen nur in horizontaler Ausbreitungsgeschwindigkeit ändert, können wir setzen.

,

wobei die scheinbare horizontale Ausbreitungsgeschwindigkeit und die Horizontalkomponente des Langsamkeitsvektors ist.

Für den Strahlparameter an der Erdoberfläche und den Strahldaten im Scheitelpunkt eines Strahls folgt:

Es folgt für die Benndorf-Beziehung, dass die Tangente an einer Laufzeitkurve, aufgetragen gegen die Epizentraldistanz, dem Strahlparameter normiert auf den Erdradius entspricht. Daraus folgt, dass der Strahlparameter im Epizentrum seinen höchsten Wert annimmt und kontinuierlich mit der Entfernung abnimmt. In einer Epizentralentfernung von 180° fällt der Strahl senkrecht zur Oberfläche ein, und der Strahlparameter wird Null. Die horizontale Scheingeschwindigkeit steigt ins Unendliche an. Abweichende Beobachtungen werden für seismische Strahlen durch den Kern in einer Epizentralentfernung über 90° und bei Strahlen mit dem Apex in der Übergangszone zwischen Kruste und Mantel gemacht.

Strahlphasen Die seismischen Strahlen werden nach ihrem Strahlverlauf bezeichnet. Die Nomenklatur dieser Phasen ist in den Tabellen rechts aufgeschlüsselt. Es können auch komplexe Phasen, wie Mehrfachreflexionen oder Wellenkonversionen benannt werden. Eine Reflexion einer P-Welle an der freien Oberfläche wird als PP bezeichnet. Bei entsprechenden Mehrfachreflexionen wird die Anzahl der Reflexionen der Phase vorangestellt. Eine 4-fach reflektierte S-Welle würde somit als 4S bezeichnet. Es können auch Phasen deklariert werden, dass Erdbebenherd in großer Tiefe liegt und in Richtung der Oberfläche abstrahlt. Dies wird als Tiefenphase bezeichnet und für P-Wellen als pP bezeichnet. Bei starken Erdbeben können die seismischen Strahlen genug Energie aufbringen um durch den Kern zu laufen und an der gegenüberliegenden Oberfläche der Erde gemessen zu werden, diese würde als PKIKP bezeichnet. Ein seismischer Strahl durch den inneren Kern kann eine Konversion in eine S-Welle erfahren und am Übergang zum äußeren Kern wieder in eine P-Welle konvertiert werden. Diese PKJKP-Phase konnte bisher nicht eindeutig identifiziert werden, da die P-S-Transmissionskoeffizienten sehr kleine Amplituden aufweisen.

Theoretische Laufzeitkurven Im Erdinneren gibt es Zonen mit starken Kontrasten der seismischen Ausbreitungsgeschwindigkeiten.

Starke Geschwindigkeitszunahme An der Kruste-Mantel-Grenze steigt die Ausbreitungsgeschwindigkeit stark an. Das Laufzeitdiagramm einer solchen Zone zeigt zwei konkave Äste, die durch einen konvexen rücklaufenden Ast verbunden werden. Die zwei Spitzen, an denen die drei Äste jeweils invertieren, werden durch die seismischen Strahlen am Rand der Übergangszone definiert. Diese Spitzen werden kritische Punkte oder cusps genannt, sie setzen die Laufzeitkurve stetig fort. Zwischen den kritischen Punkten ist die Laufzeitkurve mehrdeutig. Der Strahlparameter in Abhängigkeit von der Epizentraldistanz ist eine stetig monoton fallende Funktion, auch sie ist zwischen den kritischen Punkten mehrdeutig. Die Umkehrfunktion hingegen lässt sich eindeutig bestimmen.

Geschwindigkeitsinversion In der Übergangszone von Mantel zu Kern nimmt die Geschwindigkeit mit der Tiefe ab. Diese Inversionszone bildet eine Zone aus, an der keine seismischen Strahlen an die Oberfläche gelangen. Die Schattenzone wird von der Zone in der Tiefe generiert, in der keine Strahlenscheitel liegen.

Array-Seismologie