Breitband-Seismologie am Popocatepetl

2000/2001
Zweijahresbericht
GeoForschungsZentrum Potsdam
IMPRESSUM
Herausgeber:
GeoForschungsZentrum Potsdam (GFZ)
Stiftung des öffentlichen Rechts
Telegrafenberg
14473 Potsdam
Redaktion:
Dr. Jörn Lauterjung
Franz Ossing
Layout:
Otto Grabe (GFZ) & Druckerei Arnold
Druck:
Druckerei Arnold
Am Wall 15
14979 Großbeeren
 GFZ Potsdam 2002
Das GFZ Potsdam ist Mitglied
der Hermann von Helmholtz-Gemeinschaft
Deutscher Forschungszentren e.V.
Breitband-Seismologie am Popocatepetl
Günter Asch, Rainer Kind, Xiu Li
Broadband seismographs allow to monitor the movements of magmatic and hydrothermal fluids before eruptions.
Very long periodic, shallow tremor signals are extremely useful in assessing the internal state of a volcano, because
they are manifestations of pressurization in a magmatic and hydrothermal system. For this purpose, a dense broadband array was operated at the active vulcano Popocatepétl near Mexico City for a period of 9 months. This experiment was focused on two areas of recent seismological research. The second aim was to resolve the structure of the
Earth’s crust in a regional scale below an active vulcano. A second broadband array was installed and operated near
Amecameca (Fig. 1) and data from a permanent broadband station at Mexico City (UNAM) were used as well. It was
found that the lower crust in the entire region is in the state of partial melt.
Popocatepetl
Die Geschichte des Vulkans Popocatepetl südöstlich von
Mexico City begann - so wie er sich uns heute darstellt vor 23.000 (22.000 bis 24.000 14Cyr B.P.) Jahren mit
einer gewaltigen Explosion vom Typ des Mount St.
Helens, die das alte Vulkangebäude völlig wegsprengte.
Über unzählige kleinere, und mindestens acht sehr
starke Eruptionen, die teilweise mit mächtigen
pyroklastischen Flüssen verbunden waren, baute sich der
Vulkan wieder bis zu seiner heutigen Höhe von 5452 m
auf. Die letzte dieser großen Eruptionen fand um das
Jahr 800 unserer Zeitrechnung statt. Heute befindet sich
der Vulkan in einer moderaten Aktivitätsphase, die im
März 1996 mit einer Eruption und einer starken
Zunahme vulkan-tektonischer Erdbeben begann. In den
1200 Jahren, die seit der letzten großen Eruption vergangen sind, zeigte der Popocatepetl viele Episoden mit
vergleichbarer Aktivität wie heute, alleine in historischer Zeit sind über 30 davon belegt.
Da der Popocatepetl nur knapp 80 km südöstlich von
Mexico City und in Sichtweite zu der Großstadt Puebla
(Abb. 1) liegt, besitzt er ein enorm hohes Gefährdungspotential, dem etwa 25 Millionen Menschen ausgesetzt
sind.
Als Reaktion auf das katastrophale Erdbeben 1985
wurde von der mexikanischen Regierung das Centro
Nacional de Prevención de Desastres, CENAPRED, in
33
0
1000 2000 3000 4000
Abb. 1: Der Vulkan Popocatepetl, 80 km südöstlich von Mexiko City und die verwendeten Messstationen. Rechts
unten ist die Tiefenverteilung der regionalen Seismizität entlang eines 50 km breiten Streifens dargestellt. Das Bild
wird durch das Subduktionsregime der abtauchenden Cocosplatte bestimmt.
The volcano Popocatepetl is located 80 km south-east of Mexico City. Shown are the utilized stations and the depth
distribution of regional earthqaukes along a 50 km wide section in the lower right. The main features are caused by
the subduction regime of the downgoing Cocos plate.
Mexiko City gegründet, das im Mai 1990 seinen Betrieb
aufnahm. Ein wesentlicher Teil der Arbeit von
CENAPRED ist die Überwachung des Popocateptl. Zu
diesem Zweck wird ein kurzperiodisches, seismisches
Netz am Vulkan betrieben, dessen Daten über
Telemetriestrecken nach Mexiko City übertragen und
online ausgewertet werden. Das Vulkanüberwachungssystem von CENAPRED beruht auf der Erfassung und
Auswertung von vulkano-tektonischen Erdbeben in der
direkten Umgebung des Vulkangebäudes in Echtzeit und
macht den Popocatepetl zu einem der bestüberwachten
Vulkane außerhalb der USA und Japans. Abb. 2 zeigt die
von CENAPRED veröffentlichte Häufigkeitsstatistik
vulkan-tektonischer Erdbeben in der rezenten
Aktivitätsperiode.
Vulkanseismologie
Die Untersuchung von seismischen Signalen, die von
Vulkanen erzeugt werden, erlaubt Rückschlüsse auf die
physikalischen Prozesse, die im Inneren ablaufen. Mit
der Verfügbarkeit von portablen Breitband-Stationen hat
sich der Frequenz- und Dynamikbereich der beobachtbaren Signale in den letzten Jahren erheblich erweitert.
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Magmenmengen und deren Förderdauer sind die fundamentalen Faktoren, die vulkanische Prozesse
beschreiben. Beide Größen sind episodisch und charakterisieren die inhärente Instabilität des Magmensystems
über alle Skalenbereiche. Der episodische Charakter
spiegelt sich auch im seismischen Aktivitätsmuster
wider, das im Bereich der Aufstiegs- und Transportpfade
der Magmen generiert wird. Seismizität kann dabei
sowohl in Fluiden und Schmelzen, als auch im festen,
umgebenden Gestein erzeugt werden (Choet, 1996).
Druckänderungen, die bei Massentransport entstehen
oder von thermodynamischen Prozessen verursacht werden, erzeugen normalerweise langperiodische (LP)
Ereignisse und Tremorsignale. Dabei ähneln langperiodische Ereignisse kleinen tektonischen Erdbeben
bezüglich ihrer Dauer, unterscheiden sich aber deutlich
im Frequenzinhalt und in der harmonischen Signatur.
Unter Tremor versteht man harmonische Signale, die
minuten- bis teilweise wochenlang mit relativ konstanten
Amplituden auftreten. Da LP-Ereignisse und
Tremorsignale oft zusammen auftreten und vergleichbare Spektralanteile aufweisen, wird vermutet, dass sie
auf ähnlichen Prozessen beruhen, die durch Volumenänderungen in der Quelle entstehen
und sich lediglich in ihrer Dauer
unterscheiden.
Kräfte, die auf das feste Gestein
wirken, verursachen Verschiebungen und letztlich Scherbrüche, die
Erdbebenwellen abstrahlen. Diese
vulkan-tektonischen (VT) Erdbeben erlauben es deshalb, die
Spannungsverteilung im VulkanAbb. 2: Vulkan-tektonische Aktivität am Popocatepetl
gebäude abzubilden. Sie unterVolcano-tectonic activity at Popocatepetl
scheiden sich zwar ursächlich von
rein
tektonischen
Erdbeben,
besitzen aber dieselben spektralen
Signaturen. Abb. 3 zeigt die VTAktivität des Popocatepetl, die mit
dem
Überwachungsnetz
von
CENAPRED erfasst worden ist.
Man erkennt zwei Erdbebencluster,
wobei das größere direkt unter dem
Krater liegt und etwa bis auf 2000
m unter NN reicht. Die zweite,
weniger starke Häufung liegt 5 km
südöstlich davon und scheint tiefer
zu reichen. Außerdem deutet die
Verteilung der Erdbeben in dem
kleineren Cluster ein Streichen in
nordöstlicher Richtung an. Die LPAktivität konzentriert sich viel
stärker auf die eng begrenzten
Abb. 3: Vulkan-tektonische Ereignisse am Popocatepetl. Links Epizen- Stellen, an denen Störungen im
trenkarte, rechts Tiefenschnitte der Epizentren. Das blaue Kreissymbol kenn- Magmentransport auftreten. Hier ist
zeichnet die Lage der Quelle eines lokalisierten LP-Ereignisses.
vor allem der Kontaktbereich von
Volcano-tectonic events at Popoccatepetl. Map of epicenters on the left, depth Magmen mit dem Grundwasserdistribution of epicenters on the right. The blue symbol marks the position of system von Bedeutung, in dem sich
a located LP event.
das eruptive Verhalten eines
Vulkans über Tage bis Wochen hinweg aufbaut. Dieser
Prozess ist mit einer Vielzahl von Druckschwankungen
verbunden, die eine Fülle von LP-Ereignissen produzieren. Letztere haben das Potential, als sensible
Vorläuferphänomene zu dienen, um Druckänderungen
im Inneren des Vulkans zu erkennen und zu modellieren.
Abb. 4: Breitband-Netz am Popocatepetl (Relief:
LandSAT STS51B-34-0080, USGS) Breitbandsensoren
mit Charakteristiken bis 40 Sek. (grüne Punkte) und bis
120 Sek. (rote Punkte)
Broadband array at Popocatepetl (Topography:
LandSAT STS51B-34-0080, USGS) Broadband seismometers with characteristics up to 40 sec (green dots)
and up to 120 sec (red dots)
portionalen Rohdaten aller 3 Komponenten des
Breitbandsensors über einen Zeitraum von 12 Minuten.
Im Vorlauf des LP-Signals erkennt man bei dieser
Skalierung gerade noch den langperiodischen Tremor,
den der Vulkan mehr oder weniger konstant über die
gesamte Registrierdauer des Netzes produzierte. Die
Tremoramplitude liegt in der Größenordnung von 1
µm/sec bei Perioden um 6 bis 8 Sekunden. Das LPEreignis in Abb. 5 beginnt mit einem hochfrequenten
Signal, das den normalen Tremor überlagert und dem
nach 12 Minuten ein langperiodischer Impuls folgt, der
40 Sekunden dauert und dessen Hauptenergie von der
Nord/Süd -Komponente registriert wird. Dem langperiodischen Impuls folgt ein monofrequenter Tremor mit
einer Periode von 6,6 Sekunden und einer Amplitude
von maximal 60 µm/sec, die erst nach weiteren 45
Minuten abgeklungen ist. Die Signalperiode entspricht
exakt der des Tremors, den man vor und nach dem LPEreignis beobachten konnte.
Abb. 5: LP-Ereignis an Station PPQ2 am 21. November
1999 um 6:50 UT
LP event at station PPQ2 from 21. November 1999 at
6:50 UT
GFZ- Breitbandnetz am Popocatepetl
Bislang existieren weltweit nur in wenigen Fällen
Breitbandregistrierungen vulkanischer Aktivitäten, was
die Inversion der von Druckschwankungen angeregten
langperiodischen Signale bisher nur in Einzelfällen
ermöglichte (Ohminato et. al. 1998).
Im November 1999 wurde ein seismologisches
Breitbandnetz vom GeoForschungsZentrum Potsdam
gemeinsam mit der Universidad National Autónoma de
Mexico (UNAM) am Vulkan Popocatepetl installiert, um
die Existenz dieser Signale nachzuweisen. Dazu wurde
eine sehr dichte Aufstellung gewählt, die für einen
begrenzten Zeitraum um Stationen außerhalb des
Vulkangebäudes ergänzt wurde (grüner Punkt in Abb. 4
bei der Kleinstadt Amecameca), um regionale von
lokalen, vulkanspezifischen Strukturen unterscheiden zu
können. Die Registrierdauer der 16 Stationen direkt am
Popocatepetl (roter Punkt in Abb. 4) betrug 9 Monate. In
Abb. 2 erkennt man, dass für diesem Zeitraum das
Aktivitätsniveau insgesamt leicht erhöht ist und im
Frühjahr 2000 ein lokales Maximum auftritt.
In Abb. 5 ist die Registrierung eines typischen LPEreignisses an Station PPQ2 (Abb. 4) dargestellt.
Gezeigt werden die ungefilterten, geschwindigkeitspro-
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Abb. 6: Displacement Signal des LP-Ereignisses aus
Abb. 5, gemessen auf den Nord/Süd -Komponenten
Displacement signal of the LP event (Abb. 5), shown are
the signals recorded on the north/South components
Die aus den Aufzeichnungen aller zu dem Zeitpunkt verfügbaren Breitbandstationen berechnete Bodenbewegung in Nord/Süd-Richtung ist in Abb. 6 dargestellt. Das
LP-Signal ist bis ins kleinste Detail über alle Stationen
konsistent und zeigt, dass der impulsförmige Einsatz
einer Bodenbewegung von etwa 150 µm in
Nord/Süd–Richtung entspricht und fast eine Minute
braucht, um wieder in die Ausgangslage zurückzukommen. Der gesamten westliche Bergflanke wird diese
Bewegung aufgezwungen. Aufgrund der extrem gleich-
förmigen Bodenbewegung lassen sich durch
Kreuzkorrelation die Zeitunterschiede zwischen den
Stationen im Millisekundenbereich festlegen. Die
Spuren in Abb. 6 sind absteigend nach den
Laufzeitunterschieden sortiert. Mit dieser Information
kann die Signalquelle geortet werden, indem für die
Variablen Herdtiefe und Geschwindigkeitsmodell das
Minimum der Laufzeitresiduen bestimmt wird.
Kräftepaars ermitteln und so auf die intrudierte
Magmenmenge schließen. Dies ist Gegenstand laufender Arbeiten.
In Abb. 3 ist die Lage der LP-Quelle in die Epizentrenkarte (links) und in den beiden Tiefenschnitten
(rechts) eingetragen. Sie liegt am Rande des
südöstlichen kleineren Clusters von VT-Ereignissen. Die
Orientierung der Kluft ist in guter Übereinstimmung mit
der Streichrichtung der Bebenverteilung im Cluster. Die
Tiefenlage deckt sich mit dem unteren Niveau der
Hauptaktiviät der VT-Ereignisse und stützt die
Vorstellung, dass in diesem Niveau der Kontaktbereich
von Magmen mit dem Grundwassersystem liegt.
Receiver Functions
Die Methode der Receiver Functions ist relativ neu und
wird in dem Kapitel „Receiver Functions - Eine neue
Methode in der Seismologie“ von R. Kind im vorliegenden Berichtsband beschrieben. Am Popocatepetl wurde
sie angewandt, um einen Überblick über den
Krustenaufbau zu erhalten und strukturelle Unterschiede des Krustenaufbaus in- und außerhalb des
Vulkangebäudes im regionalen Maßstab abzubilden.
Abb. 7: Richtung der horizontalen Bodenbewegung im
Netz und epizentrale Lage der Quelle des LPEreignisses.
Particle motion of the horizontal components recorded
by the array and the epicentral position of the source of
the LP event.
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Die gefundene Lösung ist in Abb. 7 dargestellt. Die
Signalquelle liegt 6 km unterhalb des Stationsniveaus,
das im Netz 4000 m über NN beträgt. Die
Wellengeschwindigkeit wurde mit 1,9 km/sec bestimmt
und entspricht einer S-Wellengeschwindigkeit. Die
Richtung der horizontalen Partikelbewegungen an den
Stationen (grüne Doppelpfeile in Abb. 7) unterstützen
diesen Befund. Der rote Punkt im Zentrum der Ellipse
östlich des Kraters in Abb. 7 entspricht dabei dem
berechneten Epizentrum der Impulsquelle. Die Polarität
des impulsiven LP-Einsatzes weist an allen Stationen
nach Norden.
Erklären lässt sich diese Beobachtung durch zwei
gekreuzte Kräftepaare, die 45° gegen die beobachtete
Horizontalbewegung gedreht sind. Man kann sich
vorstellen, dass eine Kluft mit einer Orientierung von
32° über Nord (Ellipse in Abb. 7, nicht maßstabsgerecht), durch eine Magmenintrusion in Richtung der
roten Pfeile gedehnt und senkrecht dazu (blauen Pfeile)
gestaucht wird. Dieser Vorgang würde die beobachtete
Partikelbewegung erklären. Aus der Inversion der
Bodenbewegung läßt sich auch die Größe des
Bei dieser Methode werden teleseismische Ereignisse
mit Herdentfernungen zwischen 30° und 95° (3.000 bis
10.000 km) verwendet, und man kann bei den geringen
Stationsabständen auf der Empfängerseite das gesamte
Breitbandnetz zu einer sehr empfindlichen Einzelstation
zusammenfassen.
Das für 3 Monate betriebene Netz bei Amecameca steht
20 km nordwestlich schon außerhalb des Vulkangebäudes und bildet den zweiten Meßpunkt. Als dritter
Datensatz konnten die Daten einer Permanentstation in
Mexico City verwendet werden, die von der UNAM
betrieben wird. Die resultierenden drei Meßpunkte sind
in der Übersichtskarte in Abb. 1 eingetragen.
Im gesamten Registrierzeitraum von 9 Monaten fanden
sich 39 Erdbeben ausreichender Stärke und geeigneter
Herdentfernung, mit denen 356 Receiver Functions
berechnet werden konnten. Viele der Beben stammen
aus dem Alëutenbogen oder fanden entlang der chilenischen Küste statt. Die Registrierzeit des AmecamecaNetzes betrug 3 Monate. Für diese Zeitraum konnten aus
13 Erdbeben 67 Receiver Functions bestimmt werden.
In Abb. 8 sind auf der rechten Seite die Summationsspuren der berechneten Receiver Functions dargestellt.
Die Krustenmodelle links in Abb. 8 würden die als
durchgezogene Linie eingetragenen Receiver Functions
erzeugen. Vor allem bei den beiden Arrays ist die Übereinstimmung zwischen gemessenen und synthetischen
Receiver Functions sehr gut. Die Grenze zwischen
Kruste und Mantel (Moho) liegt an allen drei
Messpunkten in 50 km Tiefe. Darüber liegt eine 20 bis
25 km mächtige Zone mit stark erniedrigter Geschwindigkeit (low velocity zone, LVZ), die unter dem
Abb. 8: Links: Krustenstruktur im Gebiet zwischen Mexico City und dem Vulkan Popocatepetl, abgeleitet aus
Receiver Functions. Rechts: Gemessene und synthetische Summationsspuren an den drei Lokationen Popocatepetl,
Amaecameca und Mexico City (vgl. Abb. 1).
Left: Crustal structure between Mexico City and the volcano Popocatepetl derived from receiver functions. Right:
Measured and synthesized summation records from the three sites Popocatepetl, Amecameca and Mexico City (see
Abb. 1).
Popocatepetl ihre größte Mächtigkeit erreicht. Eine mittlere Geschwindigkeit in der Unterkruste von 6,1 km/sec
lässt sich am plausibelsten durch partielles
Aufschmelzen der gesamten Unterkruste erklären. Die
mittlere Kruste besitzt außerhalb des Vulkangebäudes
normale Werte, unter dem Popocatepetl ist sie dünner
und besitzt im oberen Bereich ebenfalls geringere
Geschwindigkeiten.
Zusammenfassung
Mit der engen Aufstellung von Breitbandseismometern
am Popocatepel konnten zum erstenmal die Quellen von
flachen LP-Ereignisse an diesem Vulkan lokalisiert werden. Dies ist eine wichtige Voraussetzung, um bessere
physikalische Modelle von den Vorgängen im
Vulkangebäude zu entwickeln. Die Anregungmechanismen von LP-Ereignissen und ihr Zusammenhang mit
Tremorsignalen sind Gegenstand aktueller Forschung.
Mit der Methode der Receiver Functions konnte eine
mächtige Zone erniedrigter Geschwindigkeit in der
Unterkruste in der gesamten Region nachgewiesen werden, aus der sich der Vulkan speist.
Literatur
Chouet, B. A., Long-period volcano seismicity: its source and use in
eruption forecasting. Nature, Vol. 380, pp 309-316, 1996.
Ohminato, T., B. A. Chouet, P. Dawson and S. Kedar. Waveform inversion of very long period impulsive signals associated with magmatic
injection beneath Kilauea Volcano, Hawaii. Journal of Geophys.
Research, Vol. 103, No. B10, pp 23.839-23.862, 1998.
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