Korrelation zwischen Seismizität, Gravimetrie und Störungsaktivität

Vortrag zum Seminar zur Baikalsee – Exkursion
Verfasser: Lorenz Michel
Korrelation zwischen Seismizität, Gravimetrie und
Störungsaktivität in der Baikalregion
Einführung
Bei einem Erdbeben werden verschiedene Arten von Wellen freigesetzt, die sich in
Raumwellen, welche zuerst zu verzeichnen sind und Oberflächenwellen, die schließlich
die größte Amplitude erreichen, einteilen lassen.
Raumwellen:
p-Wellen (primär) --> Kompression
s-Wellen (sekundär) -->Scherung
Oberflächenwellen:
Rayleigh Wellen
Love Wellen
Die Oberflächenwellenmagnitude Ms von Erdbeben berechnet sich wie folgt:
MS=log10(A/T)+1,66 log10Δ+3,3
A=max. Bodenamplitude der Rayleighwelle [μm]
Δ Entfernung in Grad
Die Energie eines Bebens ergibt sich aus
log10 E=1,5Ms+4,8
Eine Erhöhung der Magnitude um 1 ergibt also etwa eine Verdreißigfachung der
freigesetzten Energie.
Die Ausbreitungsgeschwindigkeit der P-Wellen wird durch:
vp=(M/ρ)1/2=((K+4μ/3)/ρ)1/2
berechnet, wobei das Kompressionsmodul K eine Materialeigenschaft ist und ρ die Dichte.
Die Ausbreitungsgeschwindigkeit und damit auch die Laufzeit der Wellen hängt also vom
durchlaufenen Medium ab.
Deep structure of the Baikal rift zone
Entwicklung von interkontinentalen Rifts wird von verschiedenen Vorgängen gesteuert.
Darunter:
– asthenosphärische Anhebungen (upwellings) oder plumes
– großflächige Spannungen, aufgrund von Plattengrenzen oder sublithosphärische
Zugausübung
– auch die rheologischen Tiefenstrukturen haben Auswirkung darauf
--> Diskussion entfacht sich an Baikalsee
manche sagen, daß asthenosphärische Anhebungen(upwellings), andere, daß
Kontinentkollision mit Spannungsfeld Rift verursacht.
Plume wurde durch einige Gravimetrische Messungen in frage gestellt auch durch
geringen Wärmefluss und “elastische Dicke” von 50 km
Paper verbindet gravimetrische Messungen mit zwei seismischen Tiefenmessungen.
Tektonischer Schauplatz und Tiefenstrukturen
Baikalriftzone an Sutur von sibirischem Kraton und dem paleozoischen Sayan-Baikal
orogenic belt.
Dessen Struktur beeinflusst Erscheinungsbild des Baikalrifts, folgt der Sutur.
Eine seismische Tiefenmessung von 2002 ergibt eine Moho Tiefe von 42 km und
Mantelgeschwindigkeit von 8 km/s . Dies ist mit dem niedrigen beobachteten Wärmefluss
von 40-60 mW/ m^-2 und dem Fehlen vulkanischer Aktivität vereinbar.
Mantel Xenolith Analysen und Gravimetrische Modellierung zeigen außerdem, daß die
Lithosphäre unter dem See nicht besonders ausgedünnt ist.
Dense seismicity distribution (seismische Untersuchungen) bis in 35 km Tiefe weisen auf
kalte und starke Lithosphäre hin.
Eine Studie von Oberflächenwellen hat auch gezeigt, daß unter Baikalrift keine große tiefe
Wurzel ist.
Es konnte bisher kein einheitliches Tiefenmodell der Baikalregion erstellt werden, da sich
verschiedene Modellierungsarten widersprechen. Z.B. widerspricht die plume theorie der
deep crustal Seismizität, dem geringen Wärmefluss und dem Fehlen von Vulkanismus.
Paper vereint gravimetrische und seismische Messungen für gemeinsame Inversion.
Data processing
Grundset sind in 53 Stationen vorgenommene teleseismische Messungen von p-Wellen
Verzögerungen von 155 Erdbeben. Anderes Set ist eine komplette Bouguer Anomalie der
Baikalzone (durchschn.Dichte von 2670 kg/m^3 )
Deren kohärentes Verhalten rechtfertigt linearen Korrelationskoeffizienten.
A und B haben kleinsten bouguer Werte, was auf deren Lage an einer sedimentreichen
Region (7km mächtige Schicht ) zurückgeführt werden kann. Da sich diese aber in unter
10km Tiefe befindet, hat sie mehr Auswirkungen auf Gravimetrie, als auf Seismik. Die
gravimetrische Verzerrung wurde durch Anpassung der Dichtewerte korrigiert.
Joint inversion
(ΔVp = BΔρ)
B Faktor wird hierbei als mit Tiefe veränderlich angesehen --> nichtlineares
Inversionsschema
Parametrisierung:
wegen des variablen b-Faktors wird das 3d Modell in density blocks eingeteilt, die eine
individuelle Parametrisierung erlauben. Rund um Messstationen wird genaueres Netz
verwandt, da dort Messungsdichte höher.
Inversionsformulierung:
Die Differenz der modellierten Werte c und der beobachteten Werte d wird mit Hilfe des
Terms
erreicht. Wobei Cd kovariante Matrix ist, die der Unterschiedlichkeit der Genauigkeit der
Daten im Modell Rechnung trägt.
Außerdem können mit Hilfe von
durch andere Messungen erhaltene Bedingungen po eingebracht werden. Cp bringt dabei
die Variabilität der Parameteränderung bei der Iteration in den Ausdruck.
Mit
wird nun der bereits erwähnte B Faktor berücksichtigt. Cb ist Diagonalmatrix. Je kleiner
ihre Elemente, umso strikter ist die lineare Korrelation zwischen Geschwindigkeit und
Dichte.
In der vierten Gleichung werden nun die Entfernungen der Messpunkte und deren
Unterschiede in einer Glättungsbedingung berücksichtigt, da mit Einführung von B eine
ungleichmäßige Abdeckung mit Dichte und Geschwindigkeitswerten einhergeht.
Diese Terme müssen alle minimiert werden. Deren Summe ergibt die dann zu lösende
Gleichung:
nach den folgenden Schritten:
wird dann eine Auflösungsmatrix
mit getrennten Dichte- und Geschwindigkeitsanteilen berechnet, die die errechneten Daten
dann örtlich variabel auflöst (B hat das ganze ja verzerrt). Die Ergebnisse:
Hierbei ist zu erkennen, daß die Auflösung der gravimetrischen Messungen mit der Tiefe
abnimmt, Anomalien also eher in den höheren Schichten begründet sind, während bei den
seismischen Werten Die Auflösung in der Tiefe zunimmt und in den oberen Schichten
relativ gering ist.
Mit verschiedenen Dichte, Geschwindigkeits und b Werten wurde nun diese gemeinsame
Inversion der Daten schichtweise durchgeführt, mit den folgenden Bedingungen:
mit den folgenden Ergebnissen:
Da hier für verschiedene Schichten verschiedene Bedingungen verwandt wurden, sind die
Modellwerte der Schichten im folgenden Diagramm auch nicht über die Vertikale geglättet:
Bei diesem Modell entspricht die Standardabweichung von Gravitationswerten und
Laufzeiten etwa der der Ausgangswerte.
Die Übereinstimmung der Werte ist besonders in Layer 2-4 zu erkennen.
Diskussion
Obere und untere Erdkruste
Obere und untere Erdkruste sind in Layer 1 und 2 also oberhalb von 40 km zu finden.
Geschwindigkeit der Sibirischen oberen Erdkruste ist 2% größer, als die der östlichen
Baikalregion --> klar, Kraton
unterer Teil der Kruste dominiert von hohen Dichte und Geschwindigkeitskontrasten, die
horizontal inhomogen verteilt sind. --> also keine einfache Schichtdünnung in der Mitte des
Rifts, vielmehr scheinen 3dimensionale Muster die Mantelgrenze zu kontrollieren.
Zwei dieser Anomalien sind zwischen den Profilen auf beiden Seiten des Baikalsees zu
finden.
Die südlichere entspricht der Selenga Senkung und weist auf eine dünne Kruste hin.
Da die Nördliche auf den Riftrand begrenzt ist, weist sie wahrscheinlich auf eine
Tiefenvariation des Mohos unter der Riftflanke hin.
Falls dies eine sich hebende Flexur wäre, wäre der Moho dort dünner, woraus eine
positive Dichte und Geschwindigkeitsanomalie folgt. Der Ursprung könnte aus dem
Mesozoikum stammen, oder aus einer Känozoischen Dehnung. Die Möglichkeit eines
duktilen Flusses der unteren Kruste als Grund schließen die Autoren aus.
Entsprechend wird der dichte Körper am extremen westlichen Ende des Sees in layer 2
mit der unterkompensierten Region im Anschluß an die Sayan Verwerfung innerhalb des
Kratonrandes erklärt. Diese könnte einem lokalen Flexur Effekt der Falte, der zu einem
dünneren Moho führt entsprechen.
--> ist allerdings sehr unsicher
Ganz im Süden, am Rand der Karte ist noch eine Tiefgeschwindigkeits- und
Niedrigdichten Anomalie
--> Autoren sagen, daß der Effekt aufgrund der Durchbiegung des Mohos entlang der
Südbaikalverwerfung auftritt. Begründung: Dieses Muster ist im Süden.
Genau in der Mitte des Sees zwischen Zentral und Nordbasins ist eine starke positive
Dichteanomalie.
Sogar von layer 2-4. Diese Starke Anomalie tritt nach der Sedimentkorrektur auf.
Allerdings gibt es dort keine seismischen Daten, da dort keine Strahlen hindurchlaufen.
Wahrscheinlich ist diese Anomalie aber übertrieben dargestellt und vielleicht auch falsch
positioniert. Es ist aber nötig, zu erwähnen, daß sie nah am ältesten Basin des Sees ist,
direkt an der Kreuzung des Sees mit dem barguzin rift valleys. Außerdem entspricht ihre
Position der einer vermuteten Krustendünnung evtl. aufgrund einer Moho Aufwölbung,
kann aber mit den derzeitigen Informationen nicht gesichert werden.
Mantelanomalien
Kurzwellen Anomalien (also oberer Mantel)
In Layer 3 sind einige Muster zu erkennen, die sich von layer 2 fortsetzen.
Am Ostende von Seismik Profil AA' ist ein sowohl dichter, als auch schneller Körper zu
erkennen. Dieser befindet sich nach weiteren Tests wahrscheinlich zwischen 40 und 50
km. Da es nur den oberen Teil des Mantels betrifft, könnte dies eine Änderung der
Mohotiefe sein. An der Oberfläche sind dort riftparallele basins und ranges zu finden, die
auf eine kürzliche über 300 km verteilte Deformation, mit einer sehr langsamen
Dehnungsrate hindeuten.
Schließlich gibt es noch im SW Ende des Sees eine starke negative Anomalie zwischen
40 und 80 km, die allerdings nur gravimetrisch hergeleitet ist. Ihre genaue Gestalt ist daher
nicht bekannt. Es könnte also eine kleine Krustenanomalie oder eine größere
Mantelanomalie sein. Zu erwähnen ist, daß dort ein erhöhte Wärmefluss festzustellen ist.
Langwellen Anomalien
Die tieferen Mantelteile 4-6 werden durch einen dichteren und schnelleren sibirischen
Kratonmantel gekennzeichnet. --> kälter
Andere Studien zeigen einen schnellen Kraton Mantel bis in 200km
Daß sich das Kratonschild in Richtung Rift dünnt, könnte auf eine thermale Erosion
während der mobile belt activation vor 100-80ma zurückzuführen sein.
Im Gegensatz zu anderen, niedrigauflösenden Studien, ist allerdings keine
Niedriggeschwindigkeitsanomalie in 100 km Tiefe unter dem Kraton zu entdecken.
In 70-170km 4-6 findet man einen Niedriggeschw. -3% und Dichte -100 kg/m^3 Körper
unter der Riftachse. Dieser wird nach unten breiter --> Lithosphären-,
Asthenosphärengrenze
wahrscheinlich liegt diese Grenze aber noch etwas unter 70 km.
Extension, Sedimentation, Wärmefluss
Der Wärmefluss steigt vom sibirischen Kraton (30-45 m-W/m^2) bis zum Sayan-Baikal
Gürtel relativ homogen an. Lokal gibt es allerdings Maxima von bis zu 150-500, welche
sich mit den Positionen von Verwerfungen decken und wohl auch mit
Grundwasserströmungen zusammenhängen.
Prinzipiell ergibt sich der lokale Wärmefluss aus der Extension und der konträr wirkenden
Sedimentation.
Autoren haben ein Modell einer Extension innerhalb der Platte in der Sayan-Baikal Zone
angefertigt, bei dem die Krustendicke ursprünglich auf 45 km und die der Lithosphäre auf
100 km gesetzt wurden. Wurde dann eine Extensionsrate von 50km weite und 6km tiefe
und eine Sedimentation von 5km in 5Ma angenommen, so ergab sich nach 5Ma unter der
Riftzone eine Krustendicke von 33 km und die Asthenosphäre stieg unter dem Rift auf
70km, was den Ergebnissen der Inversion entspricht. Der errechnete Wärmefluss zeigt
eine Abnahme von 20% im Riftbasin und eine Zunahme von 10-15% an den Rändern,
dies alles allerdings ohne den Wärmetransfer des Grundwassers zu berücksichtigen, der
den Wärmefluss im See noch einmal vergrößert. Im großen und ganzen entsprechen die
Wärmefluss Resultate denen, bei einer Extension mit einer Asthenosphäre ab 70 km
erwarteten. Im Gegensatz dazu würde ein aktives, mantelinduziertes, Rifting einen Viel
größeren Wärmefluss verursachen. Im Endeffekt bevorzugen die Autoren mit ihrem Modell
eine Lithosphärentiefe von 70 km und kein aktives Rifting.
Fazit
Man sieht einen klaren Kontrast zwischen dem kalten und dichten Kraton und der
erwärmten, weniger dichten, im Mesozoikum deformierten Sayan - Baikal Zone. Des
weiteren zeigt sich eine Asthenosphärenerhöhung unter dem Rift (70km), allerdings nicht
so weit nach oben, wie vorher vermutet.
Active faults, seismicity and recent fracturing of the Baikal rift system
Rifting bewirkt das Entstehen von Rissen und Verwerfungen, die mit geologischen Mitteln
schwer als aktiv oder inaktiv zu erkennen sind.
Am besten dazu eignen sich seismologische Daten. So sind z.B. phänotypisch sehr
auffällige spät Känozoische Verwerfungen von derzeit aktiven neueren Falten
unterscheidbar. Im BRS kann man leider nicht einfach eine Karte mit Erdbebenherden mit
einer Karte der bekannten Verwerfungen überlagern, um so aktive Verwerfungen zu
erkennen, da es enorm viele Erdbeben in dieser Region (4000 jährlich) gibt. Betrachtet
man nur die stärkeren Beben gesondert, so kann man auch nicht unbedingt eine
Korrelation mit bekannten Falten feststellen. --> Es gibt sogar Vermutungen, daß es
überhaupt keine Korrelation gibt.
Aktuelle seismische Ereignisse spiegeln aktuelle Brüche in der oberen elastischen Schicht
der Lithosphäre wieder und stimmen somit auch nicht unbedingt mit bereits bekannten
Verwerfungen überein, können aber auch alte Verwerfungen wieder reaktivieren oder
neue bilden.
BRS in der Zentralasiatischen Struktur
der orogenetische Komplex des BRS entstand vom Anfang des Paläozoikum bis ins
Känozoikum und folgt der bekannten Plattensutur in S Form, die auch die örtlichen
Verwerfungen aufweisen.
Diese können nach ihrer Länge in transregionale (>80km), regionale (35-80km) und
lokale(<35km) aufgeteilt werden. Die Art ihrer Struktur wurde ja bereits im letzten Vortrag
erörtert.
Das Rifting hat in seinem zeitlichen Verlauf praktisch jede Falte im Riftbasin reaktiviert. Es
ist auch sehr schwierig, das Alter der Verwerfungen zu bestimmen
Methode der Analyse von Epizentrumsfeldern und Identifikation von kürzlichen
Brüchen in der Lithosphäre
Jährlich gibt es über 4000 seismische Ereignisse innerhalb des BRS, wobei bislang
120000 verzeichnet wurden.
Zuerst werden aus dieser Menge die Erdbeben herausgesucht, die sich, zeitlich und
räumlich betrachtet, in ihrer Dichte vom „Hintergrundrauschen“ abheben.
Als Grundlage wurden die Oberflächenwellen Magnituden Mlh verwandt. Falls sie nicht
verzeichnet waren, wurden diese mithilfe der Energieklasse des Erdbebens K mit der Gl.
K = 4 + 1.8MLH berechnet.
Insgesamt wurden 30000 Erdbeben mit 2.5<_M<_7.6 von 1961-1999 verwandt, um
schließlich eine Karte der Epizentrumsdichte zu erhalten. Daraus wurde wieder eine Karte
erstellt, die die Regionen darstellt, in denen sich die Erdbebenherddichte signifikant von
der durchschnittlichen unterscheidet.
Auf dieser Karte lassen sich nun sehr deutliche Übereinstimmungen mit einigen
Verwerfungen auf der bereits dargestellten Verwerfungskarte feststellen, allerdings gibt es
auch Unterschiede, die auf neuere lithosphärische Brüche hindeuten. Prinzipiell läßt sich
sagen, daß die kürzlichen Verwerfungen der Lithosphäre von den bereits bekannten
Seitenverschiebungen verursacht werden, zwischen diesen, im Zentrum des Riftsystems,
verursachen die, auf der Karte erkennbaren, stabilen Epizentrumskonzentrationen die
Ausdehnung alter und die Entstehung neuer Verwerfungen.
Geologische und geophysische Parameter zur Beschreibung der Zone der
kürzlichen Lithosphärenbruchbildung
In einer Studie von 1999 wurden die seismischen Momente M0, wobei M0= 1.5MLH +
9.14 ist, von Erdbeben ausgerechnet, die sich in einer Umgebung von 20km beidseits der
jeweils untersuchten Verwerfung ereigneten. Es konnte dabei festgestellt werden, daß die
seismischen Momente die Tendenz haben, in Verwerfungen, die sich nahe am aktuellen
Zentrum der Lithosphärenbrüche befinden, am höchsten zu sein, während sie sich lateral
hin vermindern. Dies zeigt, daß die Aktivität vom Zentrum weit entfernter Verwerfungen
deutlich nachläßt.
Die Höhenverteilung der Epizentren wurde 2000 bei einer Untersuchung anhand der
Daten von 25 Messstationen errechnet. Auf einem SW-NO Schnitt durch das Zentrum der
BRS liegen sie durchschnittlich in etwa 15-25 km Tiefe, wobei sie Richtung NE um etwa
5km oberflächlicher liegen. Die Maximaltiefe liegt bei etwa 35-40km, was dann auch etwa
die Tiefe ist, die die Lithosphärenrisse erreichen können. Die Epizentrentiefe nimmt
wiederum lateral des Zentrums ab.
Gemeinsam mit dem zusätzlich zu beobachtenden erhöhten Wärmefluss im Zentrum der
Region betrachtet, kann man schließlich davon ausgehen, daß es sich beim BRS um eine
sich entwickelnde einheitliche tektonische Struktur handelt. Die Ursprünge der aktuellen
Lithosphärenrissbildung liegen wahrscheinlich einige tausend Jahre zurück, was aufgrund
der Untersuchung einiger paläoseismischer Verwerfungen belegt werden kann.
Die Zone der Lithosphärenrissbildung nimmt maßgeblichen Einfluß auf die Seismizität
Wie die Rissbildungszone die zeitliche und räumliche Verteilung von Erdbeben
bestimmt
Drei Beispiele:
1 Verteilung seismischer Ereignisse nahe der Zone mit 7,7≥M≥6,0
Alle verzeichneten starken Erdbeben haben sich in der Nähe der Mittellinie dieser Zone,
auf einer Länge von 1700km ereignet. 27 dieser Ereignisse wurden seit 1760 verzeichnet.
Es zeigt sich die Tendenz, daß die Epizentren entlang dieser Linie gleichsam hin und her
„wandern“.
Seismische Ereignisse mit M=5,0 M=5,5
Diese Beben bewegen sich mit der Zeit entlang der Risszone. Die Epizentren befinden
sich innerhalb der Flanken der Zone.
Verteilung von 6,0≤M≤7,0 Ereignissen in der SW Flanke der BRS
Die lithosphärische Rissbildungszone stimmt in ihrer Position weitestgehend mit der Tunka
Verschiebung überein. Die Gesamtbreite der dynamisch von der Verschiebung
beeinflussten Zone beträgt 15km.
Es ist zu beobachten, daß im Norden und Süden des Tunka Basins alte Verwerfungen
reaktiviert wurden, die zurzeit allerdings geringe seismische Aktivität aufweisen.
Seismische Ereignisse mit 3,5<_M<_4,5
Hier 15 und 30 km Abstand von der Seitenverschiebung (respektive Risszone). Jahr für
Jahr ereignen sich die seismischen Vorkommnisse in bestimmten Teilbereichen von 50100km Länge entlang der Zone. Auch hier ist eine Wanderung festzustellen. Allerdings
wechseln sich auch offensichtlich entlang der Verschiebung Zonen verstärkter Seismizität
mit solchen schwacher oder gar keiner ab. Es ist also festzuhalten, das derzeit nicht die
gesamte Tunka Verwerfung seismisch aktiv ist.
Quellen:
JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 108, NO. B3, 2133,
doi:10.1029/2002JB001880, 2003
Tectonophysics 380 (2004) 261– 272
W.M. Telford, Applied Geophysics. Cambridge University Press 1990
H. Schmeling, Skript zur Vorlesung „Einführung in die Geophysik, Teil 1“. JWG Universität
Frankfurt a.M.