Häufig gestellte Fragen

Objektiv scheint es heute weder mehr Erdbeben noch mehr starke Erdbeben zu geben als früher. Der gegenteilige Eindruck hat mehrere Ursachen:

• Das Netz seismischer Stationen ist heute weltweit sehr dicht. Es lokalisiert auch sehr kleine Erdbeben, die früher unbemerkt blieben.
• Die Bevölkerung wächst: Starke Erdbeben treffen mehr Menschen und richten mehr Schäden an.
• Die Medien verbreiten Nachrichten über ein Erdbeben sehr schnell, auch wenn es keine Opfer gefordert hat.

Auch wenn in den letzten Jahren mehrere Erdbeben mit einer Magnitude über 7,0 registriert wurden, handelt es sich um eine normale Schwankung: Das bedeutet nicht, dass es immer mehr davon geben wird.

Weltweite Statistiken finden Sie auf den Seiten des USGS (auf Englisch):

• Lists, maps and statistics
• Why are we having so many earthquakes? Has naturally occurring earthquake activity been increasing?

Tsunamis sind große Wellen, die entstehen, wenn große Wassermassen in Ozeanen, Binnenmeeren oder manchmal Seen in Bewegung versetzt werden. Mehrere Erscheinungen können sie auslösen:

• starke untermeerische Erdbeben;
• große Hangrutschungen an der Küste oder unter Wasser;
• Vulkanausbrüche: Die Flanke eines Küstenvulkans stürzt ins Wasser, oder ein untermeerischer Ausbruch verdrängt große Wassermassen.

Von all diesen Ursachen sind untermeerische Erdbeben am häufigsten der Auslöser von Tsunamis. Nicht jedes untermeerische Erdbeben, selbst ein starkes, verursacht einen Tsunami: Die Bewegung zwischen den tektonischen Platten muss zumindest teilweise vertikal sein. Erst wenn sich der Meeresboden hebt oder senkt, verdrängt er die Wassermassen und löst einen Tsunami aus. Ist die Bewegung zwischen den Platten überwiegend horizontal, entsteht (fast) kein Tsunami.

Liegt Ihr Reiseziel in einem Gebiet mit roten Kreisen auf der Karte unter „Wo treten Erdbeben auf?“, kann es sein, dass Sie während Ihres Urlaubs ein Erdbeben spüren. Das heißt nicht, dass es zerstörerisch sein wird. Reisen Sie in ein aktives Gebiet, kann es für Sie und Ihre Begleiter beruhigend sein, das richtige Verhalten bei einem Erdbeben zu kennen: siehe „Was tun bei einem Erdbeben?“.

Ganz gleich, in welches Land Sie reisen: Wenn Sie sich am Meer befinden und ein Erdbeben spüren, entfernen Sie sich so weit wie möglich vom Ufer und suchen Sie eine höher gelegene Stelle auf, denn auf ein an der Küste gespürtes Erdbeben kann ein Tsunami folgen.

Gute Reise!

Die Abteilung Seismologie der Königlichen Sternwarte Belgiens wird regelmäßig von Personen kontaktiert, die Erschütterungen wahrgenommen haben und wissen möchten, ob sie von einem Erdbeben stammten. Eine einzelne Meldung geht jedoch selten auf ein echtes Erdbeben zurück. Erdbeben ereignen sich in relativ großer Tiefe, in Belgien meist zwischen 2 und 25 km. In dieser Tiefe ist die Dämpfung der seismischen Wellen gering, sodass Erdbeben ab Magnitude 2 mit Epizentrum in Belgien von allen Stationen des belgischen seismischen Netzes aufgezeichnet werden. Kleinere Erdbeben werden selten gespürt. Stärkere Erdbeben in denselben Tiefen werden in einem größeren Gebiet und damit von vielen Menschen wahrgenommen.

Die meisten Meldungen, die wir erhalten, betreffen Erschütterungen, deren Quelle an der Oberfläche liegt. In den oberflächennahen Sedimentschichten klingen diese Erschütterungen schnell ab: Schon wenige Kilometer entfernt zeichnen die Seismometer sie nicht mehr auf. Erscheinen die gemeldeten Erschütterungen an keiner seismischen Station, sind sie nicht seismischen Ursprungs. An der Oberfläche können Erschütterungen natürliche Ursachen haben, etwa Wind, der auf Bäume und Gebäude einwirkt. Viele Erschütterungen werden zudem direkt oder indirekt durch menschliche Tätigkeit verursacht: Schwerlastverkehr, Industrie, große Baustellen, das Setzen oberflächennaher Schichten nach einer Absenkung des Grundwasserspiegels und manchmal sogar Konzerte. Auch Sprengungen in Steinbrüchen und Bergwerken verursachen Erschütterungen, die örtlich gespürt werden können; anders als andere oberflächennahe Erschütterungen werden diese von Seismometern bis in einige Dutzend Kilometer Entfernung aufgezeichnet. Um Störungen durch künstliche Erschütterungen zu begrenzen, stellen wir unsere Seismometer möglichst an ruhigen Orten auf, was in einem so dicht besiedelten Land wie Belgien nicht immer einfach ist.

Wenn Sie eine Erschütterung gespürt haben, über die (noch) nicht in den Medien berichtet wird, kann es sich dennoch um ein kleines Erdbeben handeln. Sehen Sie sich zuerst die Echtzeit-Seismogramme unserer Stationen an: Treten an mehreren Stationen gleichzeitig Störungen auf, handelt es sich wahrscheinlich um ein Erdbeben. Füllen Sie in diesem Fall bitte unseren Fragebogen „Haben Sie ein Erdbeben verspürt?“ aus: Mit Ihren Antworten können wir rasch die Verteilung der Auswirkungen und etwaiger Schäden in Belgien kartieren.

Auch heute ist es noch unmöglich, ein starkes Erdbeben vorherzusagen. Wir kennen die sogenannten Risikogebiete, können aber Ort und Zeitpunkt eines Erdbebens nicht genau bestimmen. Manche Anzeichen, etwa das Verhalten von Tieren, haben es der örtlichen Bevölkerung gelegentlich ermöglicht, sich in Sicherheit zu bringen; es gab aber auch Erdbeben, denen kein ungewöhnliches Verhalten der Tiere vorausging. Erdbeben bleiben ein zerstörerisches Naturphänomen: Schützen kann man sich nur durch widerstandsfähige Bauten und indem alle lernen, wie man sich bei einem Erdbeben verhält.

GPS-Messungen der relativen Bewegungen der tektonischen Platten, die Kenntnis der Subduktionszonen und aktiven Verwerfungen sowie die Untersuchung der Seismizität und der Wiederkehrperiode von Erdbeben in einer Region erlauben es, die Erdbebengefährdung abzuschätzen. Der Zeitpunkt, zu dem eine Verwerfung bricht, lässt sich jedoch nicht genau genug vorhersagen, um die Bevölkerung zu evakuieren.

Weitere Informationen auf Englisch finden Sie auf den Seiten des USGS:

• Can you predict earthquakes?
• Can we predict earthquakes? (Audioaufnahme)

Lärm- oder Erschütterungsbelästigungen durch menschliche Tätigkeiten fallen in die Zuständigkeit der Regionen. Es kann sinnvoll sein, sich zuerst an die Umweltabteilung Ihrer Gemeinde zu wenden: Sie ist bürgernah und hat möglicherweise schon ähnliche Beschwerden erhalten. Führt das nicht zum Ziel, können Sie einen Umweltsachverständigen hinzuziehen. Die Regionen erkennen die Labors und Sachverständigen an; bitte sehen Sie daher auf der Website Ihrer Region nach:

Wallonische Region (einschließlich des deutschen Sprachgebiets)

• Auswahl eines anerkannten Labors oder einer Stelle für Lärmmessungen (wallonie.be, auf Französisch)
• Umweltportal der Wallonie (auf Französisch)

Region Brüssel-Hauptstadt

Zuständig ist Brüssel Umwelt (Bruxelles Environnement): Es bearbeitet Lärmbeschwerden und kann Messungen durchführen.

• Bruxelles Environnement

Flämische Region

Zuständig ist das Umweltdepartement (Departement Omgeving) der flämischen Regierung:

• Anerkannte Sachverständige für Lärm und Erschütterungen (vlaanderen.be, auf Niederländisch), mit der Liste der anerkannten Sachverständigen (PDF).
• Es gibt einen Umweltinspektionsdienst, der jedoch meist an den Umweltbeauftragten der Gemeinde oder an die Polizei verweist.

Leider können wir Ihnen dann nicht weiterhelfen. Aufgabe der Königlichen Sternwarte Belgiens ist es, die Erdbeben in Belgien aufzuzeichnen und zu untersuchen. Erschütterungen durch menschliche Tätigkeit (Bauarbeiten, Verkehr, Sprengungen usw.) sind keine Erdbeben und gehören nicht zu unserem Forschungsgebiet; auch die dafür geltenden Vorschriften und Normen kennen wir nicht. Lärm- oder Erschütterungsbelästigungen durch menschliche Tätigkeiten fallen in die Zuständigkeit der Regionen: siehe „Lärm- und Erschütterungsbelästigung“.

Der Eurocode 8 (EN 1998-1) ist die europäische Norm für die Auslegung erdbebensicherer Bauwerke. Er ist Anfang 2011 in allen Mitgliedstaaten der Europäischen Union in Kraft getreten. Er legt fest, was bereits beim Entwurf von Gebäuden zu berücksichtigen ist: siehe die Seite Eurocode 8.

Hinweis

Belgien liegt in einer sogenannten ruhigen Zone, doch starke Erdbeben könnten hier, wie in der Vergangenheit, erhebliche Schäden verursachen. Die folgenden allgemeinen Verhaltensregeln gelten vor allem für Gebiete mit hohem Erdbebenrisiko; einige davon sind jedoch überall nützlich.

Vorher

• Eine Grundausstattung bereithalten: batteriebetriebenes Radio mit Ersatzbatterien, Taschenlampe, Trinkwasser, persönliche Dokumente, unentbehrliche Medikamente, Decken, Wechselkleidung.
• Sich bei den Behörden über die Risiken und die Sicherheitshinweise informieren.
• Die Gruppe organisieren, für die man verantwortlich ist; in der Familie besprechen, was im Katastrophenfall zu tun ist (Schutz, Evakuierung, Treffpunkte).
• An Übungen teilnehmen oder sie verfolgen und daraus lernen.
• Herausfinden, wo Gas, Wasser und Strom abgestellt werden können.
• Schwere Geräte und Möbel befestigen.
• Einen Plan vereinbaren, wie die Familie wieder zusammenfindet.

Während

• Sich informieren: Radio hören, um die ersten Anweisungen zu erfahren.
• Die Gruppe informieren, für die man verantwortlich ist.
• Die Kinder nicht von der Schule abholen.
• Bleiben, wo man ist:
  • im Gebäude: sich neben eine tragende Wand oder Säule oder unter ein stabiles Möbelstück begeben und von Fenstern fernhalten;
  • im Freien: nicht unter Stromleitungen oder unter etwas bleiben, das einstürzen kann (Brücken, Gesimse, Dächer…);
  • im Auto: anhalten und erst nach dem Ende der Erschütterungen aussteigen.
• Den Kopf mit den Armen schützen.
• Kein offenes Feuer entzünden.

Danach

• Sich informieren: den Anweisungen von Radio und Behörden zuhören und sie befolgen.
• Den Behörden jede beobachtete Gefahr melden.
• Den Nachbarn Erste Hilfe leisten; an ältere Menschen und Menschen mit Behinderung denken.
• Sich den Rettungskräften zur Verfügung stellen.
• Nur im äußersten Notfall telefonieren.
• Schäden und Gefahrenstellen einschätzen und sich davon fernhalten.
• Mit Nachbeben rechnen: Auf die erste Erschütterung können weitere folgen.
• Keinen Aufzug benutzen, um ein Gebäude zu verlassen.
• Gas, Wasser und Strom prüfen: bei einem Leck die Zufuhr abstellen, Türen und Fenster öffnen, das Gebäude verlassen und die Behörden benachrichtigen.
• Sich von der Küste fernhalten, auch lange nach dem Ende der Erschütterungen, wegen möglicher Tsunamis.

Mehr erfahren

Die Ratschläge des USGS, auf Englisch:

• What can I do to be prepared for an earthquake?
• What should I do during an earthquake?
• What should I not do during an earthquake?
• What do I do after an earthquake?

Die Auswirkungen eines Erdbebens können sehr vielfältig sein und von Ort zu Ort verschieden ausfallen.

Von einer einfachen Bodenerschütterung bis zur Veränderung der Landschaft hängt alles von der Magnitude des Erdbebens, seiner Tiefe und der Entfernung zum Epizentrum ab. Auch die Beschaffenheit des Untergrunds kann die seismischen Wellen örtlich verstärken.

Mehrere Erscheinungen können, unabhängig voneinander, Leben bedrohen:

• Schäden an Gebäuden;
• Hangrutschungen;
• ein Bruch der Verwerfung bis an die Oberfläche, der die Landschaft verändert;
• Bodenverflüssigung (Liquefaktion) von Sanden.

Untermeerische Erdbeben können zudem Tsunamis auslösen, die oft viel zerstörerischer sind als das Erdbeben selbst (siehe „Gibt es jedes Mal einen Tsunami?“).

Die Zahl der Erdbeben oberhalb einer bestimmten Magnitude nimmt logarithmisch mit der Magnitude ab, gemäß der Gutenberg-Richter-Beziehung:

Dabei ist:

• N: jährliche Anzahl der Erdbeben mit einer Magnitude größer als M;
• M: Magnitude;
• a, b: Konstanten.

b liegt meist nahe bei 1: Erdbeben mit einer Magnitude größer als M sind dann zehnmal seltener als solche mit einer Magnitude größer als M − 1.

Weltweit beträgt der jährliche Durchschnitt pro Magnitudenklasse, vom USGS aus Beobachtungen seit 1900 berechnet:

Für Belgien und die Grenzregionen ergibt der Erdbebenkatalog der Königlichen Sternwarte Belgiens folgende Beziehung:

wie diese Grafik zeigt:

In Belgien ergibt sich damit im Durchschnitt:

Darüber hinaus ereignen sich viele kleinere Erdbeben, die die Bevölkerung nicht spürt, die aber von den Messinstrumenten aufgezeichnet werden.

Es gibt zwei grundlegende Verfahren, um ein Erdbeben zu lokalisieren: das Kreisverfahren und das Hyperbelverfahren.

Das Kreisverfahren

Dieses Verfahren nimmt an, dass die seismischen Wellen geradlinig vom Herd zu den Stationen laufen. Das ist nicht exakt, genügt aber für eine erste Schätzung der Lage des Erdbebens. Da die Geschwindigkeiten der P- und S-Wellen bekannt sind (siehe Seismische Wellen), ergibt der Unterschied ihrer Ankunftszeiten auf einem Seismogramm die Entfernung zwischen Station und Herd.

Ist _T_₀ die Herdzeit und d die Entfernung, so gilt:

Subtrahiert man die beiden Gleichungen, erhält man:

Mit den Differenzen der Ankunftszeiten an drei Stationen kennt man die Entfernung des Erdbebens zu jeder von ihnen. Um jede Station wird ein Kreis mit dem Radius d gezogen: Der Schnittpunkt der Kreise ergibt die Lage des Epizentrums. Bei einem tiefen Erdbeben zieht man Kugeln, deren Schnittpunkt die Lage des Herdes ergibt. Die Schwierigkeit dieses Verfahrens besteht darin, dass die Ankunft der S-Welle auf einem Seismogramm nicht immer leicht zu erkennen ist, vor allem bei kleinen Erdbeben.

Das Hyperbelverfahren

Dieses Verfahren ähnelt dem ersten, verwendet aber nur die Ankunftszeiten der P-Welle. An zwei Stationen A und B gilt:

Subtrahiert man die Gleichungen, erhält man:

Diese Gleichung beschreibt eine Hyperbel mit den Stationen A und B als Brennpunkten: Das Epizentrum liegt auf dieser Hyperbel. Mit einer dritten Station C erhält man auf dieselbe Weise drei Hyperbeln, die sich in einem Punkt schneiden: dem Epizentrum des Erdbebens.

Moderne Verfahren

Dank der Fortschritte der Informatik berechnen heute iterative Verfahren die Parameter eines Erdbebens (Koordinaten, Tiefe und Herdzeit) mit möglichst kleinen Unsicherheiten. Sie beruhen nach wie vor auf dem Prinzip der Kreise und Hyperbeln.

Auf einer Weltkarte zeichnen die Erdbeben die Umrisse eines Puzzles nach, dessen Teile die tektonischen Platten sind. Erdbeben an den Plattengrenzen heißen „Interplattenbeben“: Sie sind bei Weitem am häufigsten. Andere ereignen sich im Inneren der Platten: Diese „Intraplattenbeben“ sind viel seltener, können aber ebenfalls zerstörerisch sein.

Auf der folgenden Karte zeigen die roten Kreise die Erdbeben mit einer Magnitude über 5,0, die sich zwischen dem 1. Januar 2000 und dem 31. Dezember 2010 weltweit ereignet haben.

Auch in Belgien gibt es Erdbeben. Die folgende Karte zeigt die Erdbeben zwischen dem 1. Januar 2000 und dem 31. Dezember 2010.

Ein Erdbeben kann in mehr als 200 km Entfernung vom Herd gespürt werden und Schäden verursachen. Wie stark die Erschütterungen und die Schäden ausfallen, hängt von der Magnitude und der Tiefe des Erdbebens ab.

Um zu verstehen, wo, warum, wann und wie Erdbeben in einer Region auftreten, muss man ihre tektonische Situation kennen, also den Aufbau der Erdkruste und die Verformungen, denen sie unterliegt. Die Untersuchung des Zusammenhangs zwischen seismischer Aktivität und Tektonik heißt Seismotektonik: siehe Seismotektonik von Belgien.

Das Netz der Beschleunigungsmesser (Akzelerometer) ergänzt das seismische Netz: Es liefert Daten, wenn starke Bodenbewegungen herkömmliche Seismometer übersteuern. Beschleunigungsdaten sind sehr wichtig, unter anderem weil sie Ingenieuren die Bodenbeschleunigungen liefern, denen Gebäude und Ingenieurbauwerke bei einem Erdbeben ausgesetzt sind.

Die Schwerebeschleunigung g ist die Beschleunigung, die alle Körper an der Erdoberfläche erfahren: Sie lässt den Apfel vom Baum fallen, der durch die Schwerkraft zum Boden gezogen wird

wobei m die Masse des Gegenstands ist.

Mathematisch wird g ausgedrückt durch:

Dabei ist:

• G die universelle Gravitationskonstante, 6,674 30 × 10⁻¹¹ m³·kg⁻¹·s⁻² (CODATA-Wert 2022);
• M_E die Masse der Erde;
• R der Erdradius.

Der Wert von 9,81 m/s² ist ein allgemein anerkannter Mittelwert, doch g ändert sich im Raum (unter anderem, weil die Erde keine perfekte Kugel ist und sich um ihre Achse dreht) und in der Zeit (auch die Bewegungen von Mond und Sonne beeinflussen g). Siehe auch „Was ist die Schwerkraft?“.

Bevor Ende des 19. Jahrhunderts die ersten Seismographen in Betrieb genommen wurden, bestanden die einzigen Informationen über Erdbeben darin, wie Zeugen die Bodenerschütterungen verspürt hatten und welche Schäden entstanden waren.

Das Bedürfnis, Erdbeben nach ihrer Stärke einzuordnen, führte zum Begriff der Intensität: ein Maß für die Auswirkungen eines Erdbebens an einem bestimmten Ort auf die Menschen, ihre natürliche Umgebung und ihre Bauwerke. Die erste weit verbreitete Intensitätsskala ist die des Italieners Mercalli (1902). Sie umfasst zwölf Grade, in römischen Ziffern angegeben, von I (nicht verspürt) bis XII (vollständige Zerstörung).

Aus ihr wurden weitere Intensitätsskalen abgeleitet, jede mit eigenen Kriterien zur Unterscheidung der Grade. In Europa war lange die MSK-Skala am gebräuchlichsten, 1964 von Medwedew, Sponheuer und Kárník aufgestellt; sie wurde durch die Europäische Makroseismische Skala EMS-98 ersetzt.

Anders als die Magnitude hängt die Intensität vom Beobachtungsort ab. Sie nimmt im Allgemeinen mit der Entfernung von der seismischen Quelle ab, die sich bei großen Erdbeben weit über das Epizentrum hinaus erstrecken kann. Die Intensität im Epizentralgebiet wird als I₀ bezeichnet. Die Intensität kann jedoch örtlich zunehmen, wenn dicke Schichten aus lockeren Sedimenten die Erschütterungen verstärken („Standorteffekt“).

Seit 1932 führt die Königliche Sternwarte Belgiens nach jedem in Belgien verspürten Erdbeben eine Umfrage zu seinen Auswirkungen durch. Aus den Berichten und den gemeldeten Schäden wird eine makroseismische Karte erstellt, die die Verteilung der Intensität zeigt. Auf diesen Karten grenzen Linien, sogenannte Isoseisten, Gebiete gleicher Intensität voneinander ab. Obwohl diese Methode älter ist als der Seismograph, ergänzen makroseismische Karten die Messungen sinnvoll: Sie geben ein gutes Bild der komplexen Verteilung der Bodenbewegungen und der Art der Schäden, auch dort, wo keine Instrumente stehen. Sie sind zudem für das erdbebensichere Bauen nützlich, weil sie die verwundbarsten Orte bei einem künftigen Erdbeben derselben Art zeigen, und sie fließen in die Baunormen ein.

Für die folgenden Erdbeben wurden Karten erstellt (zum Vergrößern auf eine Karte klicken):

Lokalmagnitude (Richterskala)

Die Intensität ist ein nützliches Mittel zur Einordnung, hat aber mehrere Schwächen. Bei starken Erdbeben in abgelegenen Gebieten wie Wüsten oder in den Ozeanen ist die Intensität schwer zu bestimmen. Außerdem spiegelt der Intensitätsgrad nicht unbedingt die tatsächliche Größe der seismischen Quelle wider. Deshalb führte Richter 1935 den Begriff der Magnitude ein.

Die Magnitude wird durch eine einzige dimensionslose Zahl ausgedrückt. Sie gibt die Stärke des Erdbebens an, unabhängig vom Beobachtungsort. Sie wird aus der Amplitude der auf den Seismogrammen gemessenen Erschütterungen berechnet und ist damit nicht mehr subjektiv. Wie die Magnitude, mit der Astronomen die Helligkeit eines Sterns angeben, folgt die Magnitude eines Erdbebens einer logarithmischen Skala: Eine Magnitudeneinheit mehr entspricht einer zehnmal größeren Amplitude (bei sonst gleichen Bedingungen). Richter definierte die Lokalmagnitude (M_L) als:

Dabei ist:

• A die auf dem Seismogramm gemessene maximale Amplitude, die die maximale Bodenbewegung darstellt, aufgezeichnet von einem Seismographen in der Entfernung Δ vom Epizentrum;
• A₀(Δ) die maximale Amplitude eines Erdbebens der Magnitude 0 in derselben Entfernung Δ vom Epizentrum. Dieser Term wird im Voraus festgelegt und ist je nach Region verschieden.

Für Kalifornien definierte Richter ein Erdbeben der Magnitude 3,0 als eines, das auf einem Wood-Anderson-Seismographen in 100 km Entfernung vom Epizentrum einen Ausschlag von 1 mm erzeugt. Ein Wood-Anderson-Seismograph hat eine Eigenperiode von 0,8 s und vergrößert die Bodenbewegung für Wellen dieser Periode etwa 2 800-fach. Ein Erdbeben, das auf diesem Gerät einen Ausschlag von 10 mm erzeugt, hat somit die Magnitude 4,0. Für andere Entfernungen zwischen Epizentrum und Station sind wegen der Dämpfung Korrekturen nötig.

Die Lokalmagnitude wird aus der maximalen horizontalen Komponente der Bodenbewegung durch Wellen mit einer Frequenz über 1,25 Hz bestimmt (Periode kürzer als die Eigenperiode des Wood-Anderson-Seismographen). Sie eignet sich vor allem für Krustenbeben bis in etwa 1 000 km Entfernung. Da die Referenz ein Erdbeben in 100 km Entfernung ist, wäre die Lokalmagnitude für viel weiter entfernte Erdbeben unzutreffend.

Weitere Magnitudenskalen

Um die Magnitude aller Erdbeben, nah oder fern, vergleichen zu können, wurden aus der Richterskala mehrere Skalen abgeleitet. Sie haben alle die Form:

Dabei ist:

• A die maximale Bodenbewegung;
• T die Periode der Welle mit der größten Amplitude;
• F(h, Δ) ein Dämpfungsterm, der von der Herdtiefe (h) und der Entfernung zwischen Epizentrum und Seismograph (Δ) abhängt;
• C ein regionaler, empirisch bestimmter Korrekturfaktor.

Für Fernbeben (Erdbeben in mehr als 1 000 km Entfernung von der Station) verwendet man zwei Skalen:

• die Oberflächenwellenmagnitude (M_S), bestimmt aus der maximalen Amplitude von Oberflächenwellen mit einer Periode von etwa 20 s. Bei starken Erdbeben werden diese Wellen weltweit aufgezeichnet. Diese Skala eignet sich nicht für Erdbeben mit einer Herdtiefe von mehr als 60 km, da diese kaum Oberflächenwellen erzeugen;
• die Raumwellenmagnitude (m_b), bestimmt aus der maximalen Amplitude von P-Wellen mit einer Periode von etwa 1 s. Diese Skala eignet sich auch für tiefe Erdbeben, aber nur bis zu einer Epizentralentfernung von 103° (etwa 11 000 km): Dort beginnt die „Schattenzone“ der P-Wellen.

Alle diese Skalen sättigen bei den stärksten Erdbeben: siehe „Seismisches Moment“ und die Momentmagnitude M_W.

Eine Verwerfung ist ein Bruch in der Erdkruste, entlang dessen sich die beiden Blöcke gegeneinander bewegen. Diese Relativbewegung kann verschiedene Formen annehmen: Je nachdem, wie sich die Blöcke beiderseits der Verwerfung verschieben, spricht man von einer Abschiebung, einer Aufschiebung oder einer Blattverschiebung.

Eine einfache Animation, auf Englisch, ist oft anschaulicher: siehe die Animationen von IRIS.

Das seismische Moment eines Erdbebens ist auch proportional zur Energie, die in Form seismischer Wellen freigesetzt wird:

Dabei ist:

• μ der Schubmodul (Schermodul), etwa 3 × 10¹⁰ N·m⁻²;
• Δσ der Spannungsabfall auf der Bruchfläche während des Erdbebens, meist etwa 30 bar oder 3 × 10⁶ Pa.

In erster Näherung nimmt die abgestrahlte Energie somit, wie das seismische Moment, um einen Faktor von etwa 32 pro Magnitudeneinheit zu. Ein Erdbeben der Momentmagnitude 7,0 setzt so fast 1 000-mal mehr Energie frei als ein Erdbeben der Magnitude 5,0.

Die folgende Grafik zeigt den Zusammenhang zwischen Momentmagnitude und seismischer Energie im Vergleich zur Energie anderer natürlicher und künstlicher Vorgänge. So ist die Energie, die beim Fall einer Masse von einer Tonne aus 100 m Höhe frei wird, mit der eines Erdbebens der Magnitude 1 vergleichbar.

Seit dem Ende des 19. Jahrhunderts sind rund um die Erde Seismometer aufgestellt. Bei großen Erdbeben wie dem von San Francisco 1906 konnten die ausgesandten Wellen von allen Instrumenten aufgezeichnet werden. Die Auswertung dieser Aufzeichnungen zeigte den Seismologen, dass die Erde keine homogene Kugel ist: Sie gleicht eher einer Frucht, mit einem festen Kern in der Mitte (dem inneren Kern), umgeben von einem flüssigen äußeren Kern, das Ganze umhüllt von einem festen, sich langsam verformenden Mantel, über dem die Kruste liegt. Die Seismologen konnten auch die Dicke dieser Kruste bestimmen, die unter den Kontinenten anders ist als unter den Ozeanen.

Mehr über die Wellen, die diese Entdeckungen ermöglicht haben: siehe „Seismische Wellen: Was ist das?“.

Einteilungssystem

Jeder Intensitätsgrad der EMS-98 wird anhand von drei Kriterien festgelegt:

1. die Wahrnehmung durch Menschen;
2. die Wirkungen auf Gegenstände und die natürliche Umgebung;
3. die Schäden an Gebäuden.

Gebäude werden nach abnehmender Verletzbarkeit in die Klassen A bis F eingeteilt.

Mengenangaben werden näherungsweise beschrieben als:

• „einige“ (0,1 bis 15 %);
• „viele“ (15 bis 55 %);
• „die meisten“ (mehr als 55 %).

Man unterscheidet fünf Schadensgrade an Gebäuden:

1. leichte Schäden: Haarrisse im Putz, Herabfallen kleiner Putzstücke;
2. mäßige Schäden: kleine Risse in Wänden, Herabfallen größerer Putzstücke und von Dachziegeln, Risse in Schornsteinen oder Herabfallen von Schornsteinteilen;
3. erhebliche bis schwere Schäden: große und tiefe Risse in Wänden, Einsturz von Schornsteinen;
4. sehr schwere Schäden: schweres Versagen von Wänden, teilweises Versagen des Tragwerks, Einsturz von Innenwänden;
5. Zerstörung: völliger oder nahezu völliger Einsturz.

Beschreibung der Intensitätsgrade

Jeder Grad kann auch die Wirkungen der niedrigeren Grade umfassen, wenn diese nicht ausdrücklich genannt sind. Wirkungen auf den Untergrund werden im Text der Skala gesondert behandelt. Diese Zusammenfassung folgt dem Hauptteil der Skala; maßgeblich ist der offizielle Text.

Mehr erfahren

• EMS-98, Seite der Skala auf der Website des GFZ (Potsdam), auf Englisch, mit Fassungen in weiteren Sprachen
• Grünthal, G. (Hrsg.), European Macroseismic Scale 1998, Europarat, Luxemburg, 1998: doi:10.2312/EMS-98
• Kurzform der EMS-98

Die Kurzform der Europäischen Makroseismischen Skala, aus ihrem Hauptteil abgeleitet, soll einen sehr vereinfachten und allgemeinen Überblick über die EMS geben. Sie kann zum Beispiel im Unterricht verwendet werden. Für die Bestimmung von Intensitäten ist sie nicht geeignet: siehe dafür die vollständige EMS-98.

Quelle: Kurzform der EMS-98, siehe die Seite der Skala auf der Website des GFZ (auf Englisch).

Der Bruch des Gesteins, die Verschiebung entlang der Verwerfung, erzeugt Wellen, die sich im Medium um die Quelle ausbreiten.

Seismische Wellen sind elastische Wellen: Sie durchlaufen ein Medium, ohne es dauerhaft zu verändern. Der Anfangsimpuls „stößt“ Teilchen an, die ihrerseits die benachbarten Teilchen anstoßen und dann an ihren Platz zurückkehren, und so weiter. Die von einem Erdbeben erzeugten Erschütterungen breiten sich in alle Richtungen aus. Ihre Geschwindigkeit und Amplitude werden von den durchlaufenen geologischen Strukturen verändert: Die aufgezeichneten Signale vereinen daher Einflüsse der Quelle, der durchlaufenen Medien und der Messinstrumente. Seismische Wellen durchqueren den ganzen Erdball und geben Auskunft über seinen Aufbau.

Man unterscheidet zwei große Wellenfamilien.

Raumwellen breiten sich im Erdinneren aus. Ihre Geschwindigkeit hängt vom durchlaufenen Material ab und nimmt im Allgemeinen mit der Tiefe zu. Es gibt zwei Arten:

• Kompressionswellen oder P-Wellen (Primär- oder Longitudinalwellen). Bei ihrem Durchgang wird der Boden abwechselnd gedehnt und gestaucht, parallel zur Ausbreitungsrichtung. Sie sind die schnellsten (etwa 6 km/s nahe der Oberfläche) und treffen als erste auf einem Seismogramm ein;
• Scherwellen oder S-Wellen (Sekundär- oder Transversalwellen). Bei ihrem Durchgang bewegt sich der Boden senkrecht zur Ausbreitungsrichtung. In Flüssigkeiten breiten sie sich nicht aus: Insbesondere werden sie vom flüssigen äußeren Erdkern aufgehalten. Sie sind langsamer als P-Wellen und erscheinen als zweite auf den Seismogrammen.

Raumwellen breiten sich ähnlich wie Licht aus: An jedem Übergang zwischen zwei Medien, etwa zwischen Mantel und Kern, können sie reflektiert oder gebrochen, also abgelenkt werden. So folgen sie manchmal sehr verwickelten Wegen durch die Erde und treffen nicht alle gleichzeitig am selben Ort ein.

Oberflächenwellen werden von der Erdoberfläche geführt. Ihre Wirkung erinnert an die Kräuselungen auf der Oberfläche eines Sees. Sie sind langsamer als Raumwellen, ihre Amplitude ist aber meist größer. Man unterscheidet:

• die Love-Welle: Der Boden bewegt sich wie bei einer S-Welle, aber ohne vertikale Bewegung. Diese horizontalen Erschütterungen verursachen viele Schäden an Gebäudefundamenten;
• die Rayleigh-Welle: Die Bewegung, zugleich horizontal und vertikal, ist elliptisch, ein wenig wie die eines Staubkorns, das von einer Welle getragen wird.

Love-Wellen breiten sich mit etwa 4 km/s aus: Sie sind schneller als Rayleigh-Wellen.

Jede der unter „Magnitude“ beschriebenen Magnitudenskalen hat ihre Grenzen. Diese Skalen unterliegen zudem einer Sättigung: Oberhalb eines bestimmten Wertes ist die ermittelte Magnitude zu niedrig. Diese Grenze liegt bei etwa 6 für die Lokalmagnitude und die Raumwellenmagnitude; die Oberflächenwellenmagnitude sättigt ab etwa 7,5.

Der geeignetste physikalische Parameter zur Beschreibung der „Größe“ eines Erdbebens ist das seismische Moment, 1966 von Aki eingeführt. Es hängt direkt mit den Abmessungen der seismischen Quelle zusammen:

Dabei ist:

• μ die Steifigkeit des Mediums, also der Erdkruste im Herdgebiet (etwa 3 × 10¹⁰ N·m⁻²);
• L und W die Länge und Breite der Bruchfläche, des Teils der Verwerfung, der sich während des Erdbebens verschoben hat; die Länge wird entlang des Streichens der Verwerfung gemessen, die Breite in Fallrichtung;
• D die mittlere Verschiebung der beiden Blöcke entlang der Verwerfung.

Parameter der seismischen Quelle

Das seismische Moment wird in N·m angegeben. Es wird aus den Seismogrammen berechnet und lässt sich bei großen Erdbeben auch unabhängig aus geodätischen oder geologischen Hinweisen auf die Verformung der Oberfläche bestimmen.

Um die Grenzen der bestehenden Magnitudenskalen zu überwinden, führte Kanamori 1977 eine neue Skala auf Grundlage des seismischen Moments ein. Die Momentmagnitude wird mit einer logarithmischen Formel berechnet, die für kleinere Erdbeben Werte im Einklang mit den anderen Skalen liefert:

mit M₀ in N·m. Eine Magnitudeneinheit mehr entspricht einem etwa 32-mal größeren seismischen Moment. Anders als die übrigen Skalen eignet sich die Momentmagnitude auch für die stärksten Erdbeben, ohne Sättigung. Siehe auch „Abgestrahlte Energie“.

Eine Subduktionszone ist ein Gebiet, in dem eine tektonische Platte, meist eine ozeanische, unter eine andere, kontinentale oder ozeanische Platte in den Erdmantel abtaucht.

Subduktionszonen liegen vor allem rund um den Pazifik, aber auch im Mittelmeer, wo die Afrikanische Platte unter die Eurasische Platte abtaucht.

In diesen Subduktionszonen ereignen sich die stärksten Erdbeben. So löste das Erdbeben vom 11. März 2011 vor der Ostküste von Honshu, Japan (Magnitude M_W 9,0), einen Tsunami aus, der sehr viele Opfer forderte.

Mehr über Subduktion und Subduktionsvulkanismus (auf Französisch): siehe Vulcania.

Die Schwerkraft, die das Gewicht eines Gegenstands bestimmt, hält uns an der Erdoberfläche und lässt Körper in ihrer Nähe zu Boden fallen. Diese Kraft ist proportional zur Masse:

wobei m die Masse des Körpers und $\vec{g}$ die Schwerebeschleunigung ist. Der Betrag dieser Beschleunigung ist die Schwere g, gemessen mit einem Gravimeter.

Sie ist eine physikalische Größe, die sich in Zeit und Raum ändert: siehe „Was ist Gravimetrie?“.

Mehr erfahren: das Poster La mesure de la pesanteur (PDF, auf Französisch).

Ein Erdbeben ist ursprünglich eine plötzliche Verschiebung zwischen zwei Teilen der Erdkruste entlang einer Verwerfung. Der Ort, an dem die Verschiebung beginnt, heißt Herd oder Hypozentrum; der Punkt an der Oberfläche direkt darüber ist das Epizentrum. Diese Bewegung findet in der Tiefe statt, oft in wenigen Kilometern, in Subduktionszonen aber auch in einigen hundert Kilometern.

Nach der Herdtiefe unterscheiden Seismologen:

• Flachbeben, weniger als 60 km tief;
• mitteltiefe Beben, von 60 bis 300 km;
• Tiefbeben, von 300 bis 700 km (tiefer gibt es keine).

Erdbeben treten meist nicht allein auf. Manchmal gehen ihnen kleine Erdbeben voraus, sogenannte Vorbeben, und oft folgen tage-, wochen- oder monatelang weitere, mitunter starke Erdbeben: die Nachbeben.

Die Gravimetrie ist die Wissenschaft von der Messung der Schwere (g) und ihrer Änderungen in Zeit und Raum.

g hängt nämlich unter anderem ab von:

• der geographischen Breite;
• der Verteilung der Massen im Erdinneren;
• der Rotation der Erde (Geschwindigkeit und Lage der Rotationsachse);
• den Jahreszeiten (Änderung der Wassermassen im Boden);
• der Stellung von Mond und Sonne zueinander, die die Gezeitenkräfte erzeugen.

Die relative oder absolute Messung von g ist in mehreren Bereichen der Forschung unverzichtbar:

• in der Geophysik misst man Schwereänderungen, um tektonische Verformungen, die postglaziale Hebung, die Erdgezeiten, den Einfluss von Atmosphäre und Hydrosphäre sowie den Aufbau der Erde vom inneren Kern bis zur Kruste zu untersuchen;
• in der Geologie hat die Analyse lokaler Änderungen von g zahlreiche Anwendungen, insbesondere zur Überprüfung von Untergrundmodellen;
• in der Metrologie wirkt g an der Darstellung masseabhängiger Einheiten (wie Kraft und Druck) mit und spielte eine Schlüsselrolle bei der neuen Definition des Kilogramms;
• in der Geodäsie schließlich ist g unerlässlich, um das Geoid und damit die Höhen zu bestimmen. Das Geoid entspricht dem mittleren Meeresspiegel und seiner Fortsetzung unter den Kontinenten: Es ist die Bezugsfläche für die Berechnung von Höhen.

Siehe auch die Seite Gravimetrie im Bereich Forschung.

Die Seismologie ist die Wissenschaft, die Erdbeben und ihre Folgen untersucht. Sie umfasst mehrere Teilgebiete:

• die instrumentelle Seismologie, die Bodenbewegungen misst und Erdbeben weltweit erfasst, lokalisiert und untersucht. Sie setzt sich fort in der Untersuchung der Plattenbewegungen, der Spannungen zwischen den Platten, der Art ihrer Grenzen und der Geometrie der Verwerfungen innerhalb der Platten;
• die historische Seismologie, die in alten Dokumenten, aber auch im baulichen Erbe nach Zeugnissen und Spuren vergangener Erdbeben sucht. Ein Poster (PDF, auf Französisch) stellt die Arbeiten der Sternwarte auf diesem Gebiet vor;
• die Paläoseismologie, die sehr alte Erdbeben anhand der Spuren untersucht, die sie in der Landschaft oder im Boden hinterlassen haben.

Die Kenntnis heutiger und vergangener Erdbeben ermöglicht es, Gefährdungsgebiete abzugrenzen und die Folgen eines Erdbebens in einer bestimmten Region abzuschätzen: So entstand die Karte der seismischen Zonierung Belgiens.

Seit Beginn des 20. Jahrhunderts konnten Seismologen anhand der von Seismometern aufgezeichneten Wellen den inneren Aufbau der Erde bestimmen.

Mehr erfahren:

• ein Poster zur Geschichte der instrumentellen Seismologie auf der Website von IRIS (auf Englisch);
• die Poster der Königlichen Sternwarte Belgiens zu den verschiedenen Aspekten der Seismologie (Seite auf Englisch).

Ein Absolutgravimeter misst die Stärke der Schwerkraft direkt.

Das Prinzip besteht meist darin, den Fall einer Masse im Vakuum zu beobachten: Die Zeit, die sie für eine bestimmte Strecke braucht, liefert unmittelbar den Wert von g.

Das Absolutgravimeter FG5 beobachtet so den freien Fall eines Tripelspiegels (Würfelecken-Reflektors), der viele Male fallen gelassen wird. Diese Testmasse legt in einer Vakuumkammer 20 cm in 0,2 Sekunden zurück. Sie ist von einem Schlitten umgeben, der ihr im Fall folgt, um den Luftwiderstand der verbliebenen Luftmoleküle auszuschalten; ein Motor treibt diesen Schlitten an, hebt die Masse wieder an und steuert die Fallvorgänge.

Die Position der Masse wird durch Laserinterferometrie gemessen. Ein Arm eines Mach-Zehnder-Interferometers, der Messstrahl, wird auf den fallenden Reflektor gerichtet. Dieser wirft ihn zu einem weiteren Reflektor zurück, der an einem langperiodischen Seismometer (Eigenperiode etwa 60 s) aufgehängt ist und ein Inertialsystem liefert. Anschließend wird der Messstrahl mit dem anderen Strahl, dem Referenzstrahl, wieder vereinigt. Während des Falls erzeugt die Masse Interferenzstreifen, die von einer Lawinenphotodiode erfasst und von einer Rubidium-Atomuhr zeitlich gemessen werden. Das Längennormal ist ein jodstabilisierter Helium-Neon-Laser: Absolute Schweremessungen sind damit direkt an die SI-Einheiten von Länge und Zeit angeschlossen.

Labors entwickeln zudem Kaltatom-Gravimeter, die die Bahn frei fallender Atome messen.

In einem Relativgravimeter ist die Verschiebung einer aufgehängten Masse proportional zu den Änderungen von g.

Im Grunde ähneln diese Instrumente stark den Seismometern. Sie beobachten die Bewegungen der an einer Feder hängenden Masse lediglich in einem viel tieferen Frequenzbereich, also bei viel längeren Perioden: von einer Minute bis zu mehreren Monaten. Das erfordert zeitlich sehr stabile Aufhängungen, die äußerst schwer zu bauen sind. Meist handelt es sich um tragbare Instrumente für Feldmessungen.

Relativgravimeter liefern nicht direkt den Wert der Schwere, doch da sie sehr empfindlich auf deren Änderungen reagieren, lässt sich mit ihnen der Schwereunterschied gegenüber einem Referenzpunkt genau kartieren.

Federgravimeter (eine bekannte Masse zieht mehr oder weniger stark an einer Feder, deren Dehnung gemessen wird) erreichen eine Genauigkeit von 10⁻⁸ m·s⁻² (etwa 10⁻⁹ g).

Supraleitende Gravimeter (eine Metallkugel, die in einem Magnetfeld schwebt) sind noch genauer, in der Größenordnung von 10⁻⁹ m·s⁻² (etwa 10⁻¹⁰ g): siehe „Wie funktioniert ein supraleitendes Gravimeter?“.

Einleitung

Das Seismometer ist das erste Glied der Messkette für seismische Wellen. Seine Aufgabe ist es, Bodenbewegungen in eine proportionale elektrische Spannung umzuwandeln, die von einem Erfassungssystem aufgezeichnet wird.

Bodenbewegungen werden durch ihre Geschwindigkeit und ihre Beschleunigung beschrieben. Ein Seismometer lässt sich daher als Wandler von Geschwindigkeit oder Beschleunigung in Spannung betrachten; die Beschleunigung ist einfach die zeitliche Ableitung der Geschwindigkeit.

Ein Seismometer oder Geophon ist im Grunde ein mechanisches System. Es gibt auch sogenannte elektronische Seismometer: Das sind eigentlich mechanische Seismometer, deren Ausgangssignal elektronisch aufbereitet wird, bevor es an das Erfassungssystem geht. Diese Aufbereitung verbessert die Eigenschaften des einfachen mechanischen Geophons deutlich.

Arten von Seismometern

Ein Erdbeben entsteht durch innere Kräfte, die das Gestein brechen lassen. Diese Brüche erzeugen Wellen, die sich durch die Erde ausbreiten und die wir als Erschütterungen spüren. Seismologen untersuchen diese Wellen, die einen weiten Frequenzbereich abdecken, von 1 mHz bis 100 Hz, also Perioden von 0,01 s bis 1 000 s (Tabelle 1). Da ein Seismometer nur einen Teil dieses Bereichs misst, werden Seismometer nach den Frequenzen eingeteilt, die sie erfassen.

Tabelle 1: Frequenzbereich der Bodenbewegung

Man unterscheidet vor allem zwei Arten von Seismometern: kurzperiodische Seismometer, empfindlich für Frequenzen über 1 Hz (Perioden unter 1 s), und langperiodische oder Breitbandseismometer, die auch für Frequenzen unter 1 Hz empfindlich sind.

So ergänzt ein kurzperiodisches Seismometer mit einer Bandbreite von 1 Hz bis 80 Hz ein Breitbandseismometer, das den Bereich von 0,0028 Hz (360 s) bis 50 Hz abdeckt.

Man unterscheidet außerdem vertikale (Abbildung 1a) und horizontale (Abbildung 1b) Seismometer. Das erste misst Bewegungen entlang der Vertikalen, der Achse durch den Erdmittelpunkt; das zweite Bewegungen in einer horizontalen Richtung, senkrecht zu dieser Achse.

Funktionsprinzip

Nehmen wir ein vertikales Seismometer. Es besteht aus einer Masse, die in einem Gehäuse an Federn aufgehängt ist. Die Masse trägt eine Drahtwicklung, eine Spule, das Gehäuse einen Magneten. Das Ganze ist so aufgebaut, dass sich die Spule im Magnetfeld des Magneten bewegen kann (Abbildung 1c).

Bei einem Erdbeben folgt das Gehäuse den Bodenbewegungen, während die Masse wegen ihrer Trägheit und ihrer elastischen Aufhängung in Ruhe zu bleiben sucht. Die Spule sieht dann das Magnetfeld um sich herum wandern. Die Spannung an der Spule ist proportional zur Geschwindigkeit dieser Bewegung; da sich das Feld mit der Geschwindigkeit des Bodens bewegt, erhält man einen Wandler von Bodengeschwindigkeit in elektrische Spannung (Abbildung 2).

Dieses System hat natürlich Grenzen, mechanische (Masse, Federsteifigkeit und Dämpfung) wie elektrische (Spule, Magnet).

Bei langsamen Bewegungen, mit Frequenzen unterhalb der Eigenfrequenz des Masse-Feder-Systems, bleibt die Masse nicht mehr in Ruhe: Sie folgt dem Gehäuse und damit dem Boden, und die erzeugte Spannung wird sehr klein. Das bestimmt die tiefste Frequenz, die das Seismometer messen kann.

Bei sehr schnellen Bewegungen wird das Ansprechverhalten durch Störresonanzen der Aufhängung und durch die Induktivität der Spule begrenzt. Das bestimmt die höchste messbare Frequenz.

Kenngrößen

Die wichtigsten Kenngrößen eines Seismometers sind: die untere und obere Grenzfrequenz; der Übertragungsfaktor G (in V/(m/s)); der Dämpfungsgrad ζ (dimensionslos).

Die untere und die obere Grenzfrequenz legen den Frequenzbereich fest, den das Seismometer messen kann.

Der Übertragungsfaktor verknüpft die gemessene Spannung mit der zugehörigen Bodengeschwindigkeit. Je größer er ist, ausgedrückt in Volt pro Geschwindigkeitseinheit, desto schwächere Bodenbewegungen kann das Seismometer messen.

Der Dämpfungsgrad bestimmt, wie das Seismometer auf die verschiedenen Frequenzen der Bodenbewegung anspricht. Angestrebt wird ein Wert nahe 0,707, der beste Kompromiss zwischen einem flachen Frequenzgang, einem hohen Übertragungsfaktor und einer niedrigen unteren Grenzfrequenz (Abbildung 3).

Kalibrierung

Bei einem mechanischen Seismometer besteht die Kalibrierung darin, seine Eigenkenngrößen zu bestimmen: Eigenfrequenz, Dämpfung und Übertragungsfaktor. Sind diese bekannt, lässt sich das Verhalten des Seismometers nach Bedarf anpassen (zum Beispiel auf einen Dämpfungsgrad von 0,707), von einem einfachen Widerstand am Sensorausgang bis zu einem elektronischen Rückkopplungssystem.

Bei einem elektronischen Seismometer kann man nicht von Eigenkenngrößen sprechen, da eine elektronische Schaltung fester Bestandteil des Instruments ist und seine Kenngrößen bereits verändert.

Dokumentation

Ein Poster (PDF, auf Französisch) beschreibt die gesamte Messkette für Bodenbewegungen.

Trotz sorgfältiger Fertigung der Feder schwankt der Kalibrierfaktor relativer Federgravimeter in der Regel mit der Zeit, und ihre Messungen driften stark.

Deshalb installierte die Sternwarte 1995 ein supraleitendes Gravimeter in der Station Membach (PDF, auf Französisch) bei Eupen. Ende 2014 wurde in Rochefort ein zweites supraleitendes Gravimeter installiert (Projekt KARAG).

In diesem Instrument ersetzt die magnetische Levitation einer Kugel, erzeugt durch Dauerströme in zwei Spulen, die Federaufhängung. Die gesamte Anordnung, supraleitend gemacht und auf −269 °C gehalten, ist sehr stabil: Sie misst die zeitlichen Änderungen von g hundertmal genauer als herkömmliche Federgravimeter, bei sehr geringer Langzeitdrift.

Anders als Federgravimeter ist das supraleitende Gravimeter jedoch nicht transportabel. Seine Messungen lassen sich live verfolgen: siehe Variationen von g in Echtzeit.