Makroseismische Bearbeitung des Erdbebens vom 20. Okt östlich Rotenburg (Wümme) im Norddeutschen Tiefland

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1 - 1 - Makroseismische Bearbeitung des Erdbebens vom 20. Okt östlich Rotenburg (Wümme) im Norddeutschen Tiefland von G. LEYDECKER 1, D. KAISER, H. BUSCHE & T. SCHMITT 1 Einleitung Am Morgen des 20. Okt ereignete sich um 8:59 Uhr MESZ in der Norddeutschen Tiefebene östlich Rotenburg (Wümme) ein Erdbeben, das die Menschen im weiten Umkreis stark beunruhigte. Häuser schwankten, Möbel bewegten sich, Fenster klirrten und Türen klapperten, Bücher fielen um, hängende Gegenstände pendelten und Bildschirme zitterten. Aus dem Nahbereich zum Epizentrum wurde zudem von starken Geräuschen ähnlich einem in nächster Nähe vorbeifahrenden LkW oder Trecker berichtet. Schäden wurden nicht beobachtet. In wenigen Fällen wurden feine Rissen im Verputz und das Abbröckeln kleiner Putzteile gemeldet. Das Beben wurde im Norden bis über Hamburg hinaus gespürt, im Süden bis Hannover und im Nordwesten bis Bremerhaven. Wegen der Seltenheit eines Erdbebens im Norddeutschen Tiefland, wegen seiner Heftigkeit und weiten Verspürbarkeit wurde darüber im Fernsehen, im Radio und in der Lokalpresse ausführlich und tagelang berichtet. Damit bestand auch die Möglichkeit die Menschen aufzurufen uns ihre Beobachtungen mitzuteilen, entweder telefonisch oder durch das Ausfüllen von Fragebögen zur Makroseismik, die wir in Rathäusern auslegten und die auf den BGR-Internetseiten und denjenigen des Instituts für Geophysik der Universität Hamburg bereit standen. Die Resonanz war ungewöhnlich groß. Zehn Tage nach dem Beben standen uns mehr als 1100 Fragebogen für die makroseismische Bearbeitung dieses Erdbebens zur Verfügung. Ü- ber 80% davon wurden direkt im Internet ausgefüllt, was eine zügige und Computer unterstützte Auswertung ermöglichte. 2 Makroseismische Auswertung Die Auswertung der Fragebögen zur Bestimmung der Intensitäten erfolgte unter Zugrundelegung der European Macroseismic Scale EMS Um eine möglichst objektive Einstufung zu gewährleisten, wurden alle Fragebögen von jedem der vier Autoren individuell ausgewertet. Unterschiedliche Ergebnisse wurden danach gemeinsam besprochen und dabei eine endgültige Einstufung getroffen. Im Anschluss daran wurden je Ort alle beobachteten Intensitäten zusammengestellt und wiederum gemeinsam die für einen Ort geltende Intensität festgelegt. Diese ist nicht durch Mittelwertbildung gewonnen, sondern orientierte sich mehr an der Anzahl der höheren Intensitäten. Wegen einiger flächenmäßig weit ausgedehnten Orte mit über 50 zugehörigen Ortsteilen, die zudem auch die gleiche Postleitzahl hatten, wurde angestrebt, Einzelberichte aus nah benachbarten Ortsteilen zusammenzufassen, um dort zu einer abgesicherten Intensitätsfestlegung zu kommen. Als Epizentralintensität wurde Io = V ½ EMS festgelegt, die Magnitude war zu M L = 4,5 bestimmt worden. Das Beben war auch vielfach in Hamburg überwiegend in Hochhäusern (mehr als fünf Stockwerke) z. T. recht stark verspürt worden. Hierfür lassen sich mehrere Effekte anführen. Je höher ein Gebäude, umso tieffrequenter ist seine Eigenschwingung. Auf dem relativ langen Weg der Erdbebenwellen vom Hypozentrum durch mächtige Sedimentschichten bis nach Hamburg werden die höherfrequenten Wellenanteile stark gedämpft und längerperiodische Oberflächenwellen bilden sich aus, sodass die tieferen Frequenzen überwiegen. Bei weichem Baugrund und geschichtetem Untergrund können zusätzlich selektiv Frequenzen verstärkt 1 Dr. Günter Leydecker, Dr. Diethelm Kaiser, Dr. Holger Busche, Dipl. Ing. Timo Schmitt Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Stilleweg 2, D Hannover/Germany, Tel (0) ; fax 2868 mail: diethelm.kaiser@bgr.de Internet: Nov. 2006

2 - 2 - werden. Dieses insgesamt längerperiodische Wellenspektrum regt vor allem Hochhäuser zu Eigenschwingungen an. Die Amplituden der Gebäudeschwingungen sind in den verschiedenen Stockwerken zwar unterschiedlich stark, aber alle Stockwerke sind betroffen. Das Ergebnis der Auswertung der Fragebögen ist in den beiden makroseismischen Karten zusammengestellt. Die Isoseisten, die die Flächen gleicher oder höherer Intensitäten umschließen, sind darin eingezeichnet. Die Intensitätsangaben in den Karten mit zusätzlichem +, z. B. V+, bedeuten einen Zwischenwert zur nächst höheren Intensität, z. B. V ½. bzw. V-VI Die Karte in Abb. 1 zeigt das Nahfeld mit der Isoseiste V. Grades. Im Schwerpunkt dieser Isoseiste wurde von uns das makroseismische Epizentrum festgelegt. Das aus instrumentellen Aufzeichnungen berechnete Epizentrum liegt ca. 4 km südlich (BGR-SDAC/SZGRF). Berücksichtigt man den Fehlerbereich bei der Epizentrumsbestimmung, so stimmen beide Epizentren gut überein. Die zweite Karte (Abb. 2) zeigt das gesamte Schüttergebiet mit den Isoseisten V., IV. und III. Grades. Auffallend sind die fehlenden Beobachtungen aus dem südlichen Bereich der Isoseiste III. Grades. Erklärbar ist dies vielleicht damit, dass die die Intensität III definierenden Wirkungen schwach: von wenigen Personen in Gebäuden wahrgenommen, ruhende Personen fühlen ein leichtes Schwingen oder Erschüttern die dortigen Bewohner nicht veranlasste, uns ihre für sie unerheblichen Wahrnehmungen mitzuteilen. Möglich ist auch, dass die dortigen Zeitungen unseren Aufruf zur Mitteilung der Beobachtungen nicht abdruckten. Beide Gründe zusammen könnten die fehlenden Meldungen erklären. 3 Bestimmung der Herdtiefe 3.1 Makroseismische Bestimmung der Herdtiefe Aus den Isoseistenflächen wurden die mittleren Isoseistenradien bestimmt. Mittels Inversion der Gleichung für die makroseismische Intensitätsabnahme von KÖVESLIGETHY (SPONHEUER 1960) wurden der Absorptionskoeffizient α und die Herdtiefe h berechnet. 2 2 h r 2 2 IS I0 3log + = 1.3α( h + r h) h I S = Intensität der Isoseiste mit dem Isoseistenradius r I 0 = Epizentralintensität h = Herdtiefe [km] r = Isoseistenradius [km] α = Absorptionskoeffizient [km -1 ] Da lediglich drei Isoseistenradien bei drei Unbekannten (Io, α, h) zur Verfügung stehen, wurde die Epizentralintensität, die aus der makroseismischen Feldaufnahme recht gut bekannt ist, bei der Iteration fest vorgegeben und jeweils nur im hier vertretbaren Maß variiert. Mit Io = 5.75 ergeben sich h = 10 km ± 1.0 km und α = 0.003/km ± Eine theoretische Epizentralintensität von 5.75 ist lediglich als punktueller Rechenwert anzusehen, die aus Beobachtungen bestimmte Epizentralintensität von V ½ EMS braucht deswegen nicht korrigiert zu werden. Durch Variation der Isoseistenradien um ± 10%, die die Unsicherheiten in deren Bestimmung widerspiegeln, erweitert sich der Bereich der möglichen Herdtiefen auf 7 km bis 13 km. Wegen der weiten Verspürbarkeit bei der moderaten Epizentralintensität von V ½ EMS ist die so eingegrenzte Herdtiefe von ca. 10 km ± 3 km recht plausibel.

3 Instrumentelle Bestimmung der Herdtiefe Die Stationen des Deutschen Regionalen Seismometernetzes sowie Stationen in Nachbarländern registrierten dieses Beben. Die herdnächste Station befand sich in etwa 70 km Entfernung. Auch außerhalb Europas wurde das Erdbeben aufgezeichnet, unter anderen von zwei hoch empfindlichen seismischen Messanlagen in Nordamerika bei Yellowknife (Station YKA) und Pinedale (Station PDAR). Mit diesen Daten untersuchten DAHM et al. (2006) dieses Beben und kamen zu folgenden Ergebnissen: Epizentrum: 9,63 E / 53,01 N Lokalmagnitude nach Richter: M L = 4,5 Herdmechanismus: Schrägabschiebung auf einer Herdfläche etwa NNW-SSE (ca. 330 ) streichend; einseitige Bruchausbreitung nach Norden auf einer ca. 4,5 km langen Bruchfläche und einer Bruchdauer von ca. 1,3 Sekunden Die bei diesem Verfahren ermittelten Herdtiefen liegen zwischen 5 und 10 km. Auswertung des zweiten Welleneinsatzes (pp-welle) an den Stationen YKA und PDAR (6300 bzw km Entfernung) in Nordamerika. Mit deren Aufzeichnungen konnte eine Herdtiefe von 5 bis 7 km berechnet werden. Nachbeben: :47 MESZ, M L = 2,2; :05 MESZ, M L =2,0; :48 MESZ, M L = 1,7. Das letzte wurde mit Hilfe eines zwischenzeitlich von der Universität Hamburg nahe dem Epizentrum aufgestellten temporären Seismometers registriert. Die quellnahe Lage dieser Station ermöglichte eine Herdtiefenbestimmung von 7,7 ±3,8 km. DAHM et al. (2006) kommen nach Bewertung aller durch verschiedene instrumentelle Methoden ermittelten Herdtiefen zu dem Schluss, dass die wahrscheinliche Tiefenlage auf einen Bereich von etwa 5 7 km eingrenzt werden kann. Eine genauere Bestimmung ist mit den verfügbaren Messdaten nicht möglich. 3.3 Parameter des Erdbebens Für das Erdbeben bei Rotenburg (Wümme) ergeben sich somit folgende Parameter: Datum 20. Oktober 2004 Herdzeit 06:59:16.1 UT (08:59:16.1 MESZ) Epizentrum makroseismisch N / E Epizentrum instrumentell (BGR) N / E ± 4.0 km Epizentrum instrumentell (DAHM et al.) N / E Herdtiefe makroseismisch 10 km ± 3 km Herdtiefe instrumentell (DAHM et al.) 5 km 7 km Magnituden M L = 4.5, M W = 4.3 Epizentralintensität V ½ EMS Isoseistenradien V: 14.5 km, IV: 33 km, III: 68 km Verlauf der Bruchfläche NNW-SSE 4 Ursachen des Erdbebens Die Zechsteinbasis liegt im Epizentralbereich in ca m Tiefe. Die Gaslagerstätte aus der gefördert wird liegt wenig unter dieser Basis im Rotliegenden in ca m Tiefe. Aus den instrumentellen Registrierungen dieses Erdbebens ergibt sich für die Herdtiefe ein Bereich zwischen 5 km und 7 km. Makroseismisch wurde eine Herdtiefe von 10 km ± 3 km bestimmt. Betrachtet man die Fehlerbereiche der verwendeten instrumentellen und makroseismischen Tiefenbestimmung, so ist erkennbar, dass die Ergebnisse einander nicht widersprechen. Aller-

4 - 4 - dings lässt allein die Eingrenzung der Tiefenlage des Erdbebens keine eindeutigen Rückschlüsse auf die Ursache des Erdbebens zu. Das Hypozentrum liegt zwischen zwei NNW-SSE streichenden Störungen im subsalinaren Sockel die Teil der Scheeßel-Fallingbostel-Störungszone sind. Die letzten Bewegungen an diesen Störungen sind im Tertiär (Ober-Eozän) nachgewiesen. Numerische Modellierungen des regionalen Spannungsfeldes Norddeutschlands weisen sie als potenziell reaktivierbar aus. Da Lage und Richtung des bekannten Störungssystems gut mit der instrumentell berechneten Herdfläche übereinstimmen, wurde das Erdbeben mit hoher Wahrscheinlichkeit durch eine Reaktivierung dieser Bruchflächen verursacht. 5 Zur Seismizität der Norddeutschen Tiefebene Etwa 35 km südöstlich vom jetzigen Bebenort hatte sich am 2. Juni 1977 zwischen Soltau und Munster ein Erdbeben mit M L = 4,0 und einer maximal beobachteten Intensität von V MSK ereignet (LEYDECKER et al. 1980). Es war das erste instrumentell registrierte tektonische Erdbeben aus der Norddeutschen Tiefebene. Weitere tektonische Erdbeben ereigneten sich am 19. Mai 2000 bei Zarrentin, südwestlich Schwerin mit M L = 3,2 (BOCK et al. 2002) und am 21. Juli 2001 mit M L = 3,5 östlich Rostock. Für das Beben bei Zarrentin liegen keine makroseismischen Beobachtungen vor (eigene Nachforschungen), das Beben bei Rostock wurde nur von wenigen Menschen schwach verspürt. Im Zusammenhang mit der Erdgasförderung in Norddeutschland ereignen sich hin und wieder Erdbeben, die als induzierte seismische Ereignisse bezeichnet werden müssen. Ihre Magnitude hat bisher nicht den Wert von M L = 3,0 erreicht. Trotz ihrer relativ geringen Energie wurden sie aber wegen ihrer flachen Herdtiefen um 3 km mit bis zu Intensität V verspürt (LEYDE- CKER 1998, 2005). Eine Besonderheit in der Norddeutschen Tiefebene sind die nur sehr lokal verspürten seismischen Ereignisse in Hamburg. Es sind Einsturzbeben im Gipshut des dort nahe an die Oberfläche reichenden und damit dem Grundwasserstrom ausgesetzten Salzstockes. Das erste dieser Beben ereignete sich im Jahre 1771, das jüngste am 8. April 2000 (LEYDECKER 2004). Diese seismischen Ereignisse werden nur in einem engen Umfeld verspürt, die Erschütterungen sind sehr wahrscheinlich allein auf das plötzliche Absenken der Erdoberfläche zurückzuführen. Danksagung Wir danken allen Bewohnern, die überaus zahlreich ihre Wahrnehmungen in Telefonanrufen sowie durch Ausfüllen des Fragebogens im Internet oder in kommunalen Einrichtungen mitteilten. Die örtlichen Zeitungen waren sehr kooperativ und veröffentlichten hierzu einen entsprechenden Aufruf. Torsten Dahm vom Institut für Geophysik der Universität Hamburg danken wir für die Überlassung aller dort gesammelten Fragebögen. Literatur BOCK, G., WYLEGALLA, K., STROMEYER, D. & G. GRÜNTHAL (2002): The Wittenburg Mw = 3.1 earthquake of May 19, 2000; an unusual tectonic event in Northeastern Germany. -- in: KORN, M. (edt.): Ten years of German Regional Seismic Network (GRSN). -- DFG Report 25 of the Senate Commission for Geosciences. WILEY-VCH Verlag, Weinheim DAHM, T., KRÜGER, F., STAMMLER, K., KLINGE, K., KIND, R., WYLEGALLA, K. & J.-R. GRASSO (2006): The M W 4.4 Rotenburg, Northern Germany earthquake and its possible relationship with gas recovery. Bull. Seism. Soc. America (eingereicht).

5 - 5 - LEYDECKER, G., STEINWACHS, M., SEIDL, D., KIND, R., KLUSSMANN, J. & ZERNA, W. (1980): Das Erdbeben vom 2. Juni 1977 in der Norddeutschen Tiefebene bei Soltau. -- Geol. Jb., E 18: 3-18, 5 Abb., 3 Tab., Hannover. LEYDECKER, G. (1998): Das Erdbeben vom 9. Oktober 1993 bei Pennigsehl nahe Nienburg/Weser im Norddeutschen Tiefland. -- S , 2 Abb., 1 Tab.; in: HENGER, M. & G. LEYDECKER (eds.): Erdbeben in Deutschland ISBN X. - BGR, Hannover. LEYDECKER, G. (2003): Das Erdbeben vom 11. Juli 2002 in Weyhe südlich Bremen in der Norddeutschen Tiefebene (The earthquake in Weyhe south of Bremen in the Northern German Lowland on July 11, 2002). Z. Angew. Geol., 49. Jg., 1/2003; S , 4 Abb., 3 Tab.; ISSN , Hannover. LEYDECKER, G (2005): Erdbebenkatalog für die Bundesrepublik Deutschland mit Randgebieten für die Jahre Datenfile ; Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR), Stilleweg 2, D Hannover. SPONHEUER, W. (1960): Methoden zur Herdtiefenbestimmung in der Makroseismik- Freib. Forsch.-H. C 88: pp 117; Akademie Verlag Berlin. Abbildungsverzeichnis: Abb. 1: Makroseismische Karte Bereich der Intensität V - zum Erdbeben östlich Rotenburg (Wümme) am 20. Okt um 08:59 MESZ Abb. 2: Makroseismische Karte zum Erdbeben östlich Rotenburg (Wümme) am 20. Okt um 08:59 MESZ

6 -6Abb. 1:

7 -7Abb. 2: