Coulomb-Stressübertragung – Wikipedia

Coulomb-Stressübertragung ist ein seismisch bedingter geologischer Prozess von Spannungsänderungen am umgebenden Material, die durch lokale diskrete Verformungsereignisse verursacht werden.[1] Mithilfe von kartierten Verschiebungen der Erdoberfläche während Erdbeben haben berechnete Coulomb-Spannungsänderungen darauf hingewiesen, dass sich während eines Erdbebens entlastete Spannungen nicht nur auflösen, sondern auch Fehlersegmente auf und ab bewegen können, wodurch nachfolgende Erschütterungen konzentriert und gefördert werden.[2] Wichtig ist, dass Coulomb-Spannungsänderungen auf Erdbebenvorhersagemodelle angewendet wurden, mit denen potenzielle Gefahren im Zusammenhang mit der Erdbebenaktivität bewertet wurden.[1][2][3][4][5]

Coulomb Stressänderung[edit]

Das Coulomb-Versagenskriterium erfordert, dass die Coulomb-Spannung einen Wert σ überschreitetf definiert durch die Schubspannung τB.Normalspannung σB., Porendruck p und Reibungskoeffizient μ einer Versagensfläche, so dass

σf = τB. – μ (σB. – p) [1]

Es wird auch oft angenommen, dass Änderungen des Porenfluiddrucks, die durch Spannungsänderungen induziert werden, proportional zur normalen Spannungsänderung über die Fehlerebene sind.[6] Diese Effekte werden in einen effektiven Reibungskoeffizienten μ ‘einbezogen, so dass

Δσf = ΔτB. – μ ‘(ΔσB.) [6]

Diese Vereinfachung ermöglicht, dass die Berechnung von Coulomb-Spannungsänderungen auf einer Fehlerebene unabhängig vom regionalen Spannungsfeld ist, sondern von der Fehlergeometrie, dem Schlupfgefühl und dem Reibungskoeffizienten abhängt.

Die Bedeutung der Coulomb-Spannungsänderungen wurde entdeckt, als abgebildete Verschiebungen benachbarter Fehlerbewegungen verwendet wurden, um Coulomb-Spannungsänderungen entlang von Fehlern zu berechnen. Die Ergebnisse zeigten, dass sich die Belastung durch Fehler während Erdbeben nicht einfach auflöste, sondern auch die Fehlersegmente auf und ab bewegte. Darüber hinaus zeigten kartierte Lappen mit erhöhter und verringerter Coulomb-Belastung um lokale Verwerfungen kurz nach benachbarten Erdbeben erhöhte bzw. verringerte Seismizitätsraten, kehrten jedoch im Laufe der Zeit zu ihrer Hintergrundrate zurück.[7][8]

Erdbebenstress auslösen[edit]

Spannungsauslösung beschreibt das reaktionsschnelle Aufbrechen von Fehlern aufgrund von Coulomb-Spannungserhöhungen, die durch exogene Verformungsereignisse verursacht werden.[1] Obwohl benachbarte Verschiebungen häufig Spannungsänderungen kleiner Größe ergeben, wurden Bereiche mit gestörten Coulomb-Spannungszuständen erfolgreich verwendet, um die räumliche Verteilung der durch Nachbeben-Seismizität ausgelösten Spannung zu erklären.

Am 28. Juni 1992 folgte auf ein M7.3-Erdbeben in der Nähe von Landers, Kalifornien (etwa drei Stunden später) das 40 km entfernte Vorbeben-Erdbeben M6.5 Big Bear. Die berechneten Änderungen der Coulomb-Spannung bei diesen beiden Erdbeben zeigten einen Westlappen von 2,1–2,9 bar erhöhter Coulomb-Spannung, der auf die mit beiden Erdbeben verbundene Verschiebung zurückzuführen war. Von den rund 20.000 Nachbeben, die 25 Tage nach dem 28. Juni in einem Umkreis von 5 km auftraten, traten mehr als 75% in Gebieten auf, in denen der Coulomb-Stress zugenommen hatte, und weniger als 25% in Gebieten, in denen der Coulomb-Stress abgenommen hatte.[1]

Eine weitere erfolgreiche Fallstudie zur Erdbebenvorhersage wurde entlang des nordanatolischen Verwerfungssystems der Türkei durchgeführt. Von 1939 bis 1999 hatte das anatolische Verwerfungssystem zehn Erdbeben der Stärke M6,6 oder höher erlebt. Die Entwicklung der Coulomb-Spannungsänderungen entlang der nordanatolischen Verwerfung infolge dieser Erdbeben zeigte, dass 11 der 13 Brüche in Gebieten mit erhöhtem Coulomb-Stress auftraten, die durch einen früheren Bruch verursacht wurden.[3][4] Diese Methode wurde auch verwendet, um die Seismizität um aktive Vulkane vorherzusagen, die einer signifikanten Spannungsschwankung in der Magmakammer ausgesetzt sind.[9]

Erdbebenvorhersage[edit]

Obwohl von Regierungsbehörden kein offizielles Modell zur Vorhersage des Coulomb-Stresstransfers verwendet wird, analysieren geologische Untersuchungen häufig Erdbebenbedrohungen mithilfe der Coulomb-Stresstheorie. Beispielsweise wurde das letzte der letzten dreizehn Erdbeben entlang der Nordanatolischen Verwerfung der Türkei in der Nähe der Stadt Duzce von lokalen Geologen erfolgreich vorhergesagt, bevor der Bruch auftrat. Dies ermöglichte es den Ingenieuren, instabile Strukturen zu evakuieren und erhebliche Schäden zu begrenzen.[2] Wissenschaftler schätzen, dass die Wahrscheinlichkeit eines weiteren Erdbebens entlang des anatolischen Verwerfungssystems in den nächsten 30 Jahren 62% beträgt und sich bedrohlich in der Nähe von Istanbul befindet.[3]

Beispiele für Erdbebensequenzen[edit]

Verweise[edit]

  1. ^ ein b c d e King, GCP; Stein, RS; Lin, J. (1994). “Statische Spannungsänderungen und die Auslösung von Erdbeben”. Bulletin der Seismological Society of America. 84 (3): 935–953.
  2. ^ ein b c Stein, RS (2003). “Erdbebengespräche”. Wissenschaftlicher Amerikaner. 288 (1): 72–79. Bibcode:2003SciAm.288a..72S. doi:10.1038 / Scientificamerican0103-72.
  3. ^ ein b c Stein, RS; Barka, AA; Dieterich, JH (1997). “Fortschreitendes Versagen der nordanatolischen Verwerfung seit 1939 durch Erdbebenstressauslösung”. Geophysical Journal International. 128 (3): 594–604. Bibcode:1997GeoJI.128..594S. doi:10.1111 / j.1365-246x.1997.tb05321.x.
  4. ^ ein b Barka, AA; Rockwell, TK; Reilinger, R.; Imren, C. (1999). “Kinematik der zentralen Marmarakämme”. Eos, Transaktionen, American Geophysical Union. 80 (46): 664.
  5. ^ Parsons, TE; Dreger, DS (2000). “Auswirkungen der Erdbebensequenz der Lander von 1992 auf die Keimbildung und den Schlupf am Ort des Erdbebens der M = 7,1-Hector-Mine 1999 in Südkalifornien. Geophysikalische Forschungsbriefe. 27 (13): 1949–1952. Bibcode:2000GeoRL..27.1949P. doi:10.1029 / 1999gl011272.
  6. ^ ein b Beeler, NM; Simpson, RW, J.; Hickman, SH; Lockner, DA (2000). “Porenflüssigkeitsdruck, scheinbare Reibung und Coulomb-Versagen”. Zeitschrift für geophysikalische Forschung. 105 (25): 542. Bibcode:2000JGR … 10525533B. doi:10.1029 / 2000JB900119.CS1-Wartung: mehrere Namen: Autorenliste (Link)
  7. ^ Dieterick, JH; Kilgore, BD (1994). “Direkte Beobachtung von Reibungskontakten; neue Erkenntnisse für zustandsabhängige Eigenschaften”. Reine und Angewandte Geophysik. 143 (1–3): 283–302. Bibcode:1994PApGe.143..283D. CiteSeerX 10.1.1.494.3198. doi:10.1007 / bf00874332.
  8. ^ Toda, S.; Stein, RS (2003). “Umschalten der Seismizität durch das Erdbeben-Couplet von Kagoshima 1997; eine Demonstration der zeitabhängigen Spannungsübertragung”. Zeitschrift für geophysikalische Forschung. 108 (B12): 12. Bibcode:2003JGRB..108.2567T. CiteSeerX 10.1.1.459.2321. doi:10.1029 / 2003jb002527.
  9. ^ J. Gargani; L. Geoffroy.; S.Gac, S.Cravoisier (2006). “Fehlerschlupf und Coulomb-Spannungsschwankungen um ein unter Druck stehendes Magmareservoir: Konsequenzen für die Seismizität und das Eindringen von Magma”. Terra Nova. 18 (6): 403–411. Bibcode:2006TeNov..18..403G. doi:10.1111 / j.1365-3121.2006.00705.x.
  10. ^ Zhang, Q.; Zhang P.; Wang C.; Wang Y.; Ellis MA (2003). “Erdbebenauslösung und -verzögerung durch Fehlerinteraktion am Xianshuihe-Fehlergürtel im Südwesten Chinas”. Acta Seismologica Sinica. 16 (2): 156–165. Bibcode:2003AcSSn..16..156Z. doi:10.1007 / s11589-003-0018-5.

Externe Links[edit]