Abschätzung der statistischen Wiederkehrperiode von starken Erdbeben im Gebiet von Köln auf Grund von geologisch-tektonischen Beobachtungen an aktiven StörungenJohnston, A.C. (1996): Seismic moment assessment of earthquakes in stable continental regions.L. Ahorner, Bergisch Gladbach
1. Einleitung
In Zeitungsartikeln und Fernseh-Berichten (z.B. "3sat" am 26. Februar 2001, 20.15h) wurde in letzter Zeit die Befürchtung geäußert, daß Köln von einem zerstörenden Erdbeben mit der Magnitude 6,3 bis 6,7 heimgesucht werden könnte. Diese Befürchtungen gehen u.a. auf Modellrechnungen der Münchener Rückversicherungs-Gesellschaft zurück, in der das theoretisch mögliche Schadensausmaß eines maximal denkbaren Erdbebens für einige Großstädte in Deutschland darunter auch Köln abgeschätzt wird (Allmann et al., 1998). Die berechneten Schadensummen belaufen sich je nach angesetzter Magnitude für das hypothetische Modellerdbeben auf einige 10 Milliarden bis maximal 160 Milliarden DM. Die größte Schadensumme wird für den Kölner Raum prognostiziert.
Bei den Modellrechnungen der Versicherungswirtschaft handelt es sich aber um "worst-case" Risikobetrachtungen, die von extremen Modellannahmen ausgehen, für deren Gültigkeit es bislang keine gesicherten wissenschaftlichen Beweise gibt. Weitgehend ungeklärt ist auch die Frage, mit welcher Wahrscheinlichkeit Erdbeben der angenommenen Stärke bei uns überhaupt zu erwarten sind.
In der vorliegenden Studie wird deshalb am Beispiel des Standortes Köln versucht, die statistische Wiederkehrperiode von schweren Erdbeben auf Grund von geologisch-tektonischen Beobachtungen an aktiven Störungen abzuschätzen. Die Häufigkeitsverteilung der Moment-Magnituden von historischen Erdbeben dient dabei als Vergleichsgröße.
2. Seismotektonische Ermittlung der statistischen Wiederkehrperioden von Erdbeben
Die bei den Risikobetrachtungen der Versicherungswirtschaft für den Großraum Köln angesetzten Magnituden von M = 6,3 bis 6,7 sind auf jedem Fall größer als die Magnituden der stärksten Erdbeben, welche in den vergangenen 1000 Jahren in der Niederrheinischen Bucht beobachtet worden sind. Diese haben maximal die Nahbeben-Magnitude ML » 6,1 und die Moment-Magnitude Mw » 5,6 erreicht (Ahorner, 1994, 1998; Meidow, 1995).
Aus erdbebenstatistischen und geologisch-tektonischen Gründen kann allerdings nicht ausgeschlossen werden, daß sich in größeren zeitlichen Abständen von einigen 1.000 oder 10.000 Jahren auch Erdbeben ereignen könnten, deren Magnituden über den beobachteten Maximalwerten in historischer Zeit liegen.
Paläoseismologische Untersuchungen, die in den letzten Jahren in der Niederrheinischen Bucht durchgeführt wurden, haben Indizien dafür erbracht, daß am Westrand des Rurtalgrabens in der Nähe der belgischen Kleinstadt Bree vor 1250 ± 150 Jahren ein Erdbeben der Moment-Magnitude Mw = 6,3 ± 0,2 stattgefunden haben könnte (Camelbeeck & Meghraoui, 1998).
Auch an den östlichen Randstörungen des Rurtalgrabens im Gebiet nordwestlich von Roermond und südöstlich von Jülich wurden bei entsprechenden Felduntersuchungen Spuren von episodischen tektonischen Schollenverschiebungen entdeckt, die sich möglicherweise mit starken Erdbeben in der jüngsten geologischen Vergangenheit in Zusammenhang bringen lassen (Camelbeeck et al., 2001). Im Schurfgraben bei Jülich konnten allerdings nach dem vorsichtigen Urteil der deutschen Bearbeiter keine wirklich eindeutigen Anzeichen für eine coseismische Bruchtektonik gefunden werden (Pelzing et. al., 2000).
Da paläoseismologische Untersuchungen in der Niederrheinischen Bucht bislang nur an wenigen Stellen und ausschließlich im Bereich des Rurtalgrabens durchgeführt worden sind, kann derzeit keineswegs als erwiesen gelten, daß sich entsprechend starke Paläoerdbeben auch an den anderen aktiven Störungen der Niederrheinischen Bucht ereignet haben. Insbesondere fehlt ein solcher Nachweis für das Erft-Sprung-System, welches auf Grund seiner Lage und der bis in die Gegenwart fortlebenden bruchtektonischen Aktivität als die wichtigste potentielle Herdlinie für schadenverursachende Erdbeben im Kölner Gebiet anzusehen ist (Ahorner, 1998).
Abb. 1: Karte der Hauptterrassen-Oberfläche und der nach-hauptterrassen-zeitlichen Störungen im Westteil der Niederrheinischen Bucht (nach Ahorner, 1962). Die Lagerung der Oberfläche der jüngeren Hauptterrasse wird durch Isohypsen (in Meter über NN) dargestellt. Morphologische Bruchstufen, an denen die Hauptterrassen-Oberfläche versetzt ist, sind durch gezahnte Linien eingezeichnet. Das Erft-Sprung-System tritt am Westrand des Kölner Vorgebirges (Ville) im Gebiet zwischen Bergheim und Rheinbach als beherrschende Bruchstruktur hervor. Das in der Karte eingezeichnete Gitternetz entspricht der Meßtischblatt-Einteilung (Maschenweite etwa 11 x 12 km2).Das Erft-Sprung-System stellt eine in NW-SE Richtung verlaufende Abschiebungszone am Westrand des Kölner Vorgebirges (Ville) dar, welche die Erft-Scholle (im Westen) von der Kölner Scholle (im Osten) trennt (Abb. 1). Die Gesamtlänge der Bruchzone beträgt etwa 50 km. Ihr Tagesausstrich ist an der nächstgelegenen Stelle etwa 15 km vom Zentrum der Großstadt Köln entfernt. Das komplex gebaute Störungssystem besteht aus einer größeren Zahl von fiedrig gestaffelten Teilstörungen, die seitlich gegeneinander versetzt sind und sich im Streichen in ihrer Bedeutung ablösen. Die wichtigsten sind (in der Reihenfolge von NW nach SE) der Quadrather Sprung, Horremer Sprung, Erft-Sprung und Swist-Sprung. Die genannten Teilstörungen weisen jeweils eine Segmentlänge von 11 bis 13 km auf.
Das Erft-Sprung-System war seit dem älteren Tertiär bis in die jüngste geologische Vergangenheit immer wieder in Bewegung, wobei sich die sukzessiven Schollenverschiebungen im Laufe der Zeit zu einem vertikalen Gesamtverwurf von maximal 900 bis 1000 m aufsummierten (Ahorner, 1962). Mit geringer werdendem Alter der betroffenen Schichten nimmt die feststellbare Verwurfshöhe ab. Die Untergrenze der altpleistozänen Hauptterrassen-Schichten ist um maximal 140 m versetzt, ihre Oberfläche um bis zu 60 m. Die jüngsten Löß-Ablagerungen aus der Würm-Kaltzeit (Jungpleistozän) weisen nur noch einen vertikalen Versatz von wenigen Metern auf. Die durchschnittliche Bewegungsrate macht, über längere geologische Zeiträume gemittelt, etwa 0,05 bis 0,10 mm/a aus. Aus geodätischen Feinnivellements geht hervor, daß die rezenten tektonischen Schollenbewegungen stellenweise bis zu 0,9 mm/a erreichen (Ahorner, 1998).
Die Abschätzung der statistischen Wiederkehrperiode von starken Erdbeben im Bereich des Erft-Sprung-Systems wird nachfolgend auf Grund von seismologischen und geologisch-tektonischen Beobachtungsdaten vorgenommen. Die letzteren beziehen sich auf nachweisbare bruchtektonische Schollenverschiebungen, die sich in den vergangenen 700 000 Jahren ereignet haben. Durch den vergleichsweise langen Beobachtungszeitraum wird sichergestellt, daß auch Erdbeben mit einer extrem langen Wiederkehrperiode in die Auswertung mit einbezogen werden.
Das Ausmaß der bruchtektonischen Schollenverschiebungen im Mittel- und Jungpleistozän läßt sich aus dem Verformungsbild der Oberfläche der altpleistozänen Hauptterrasse des Rhein-Maas-Flußsystems ablesen. Diese geologische Grenzfläche ist vor etwa 700 000 Jahren in der abschließenden Phase der Hauptterrassen-Sedimentation als ausgedehnte Überflutungsfläche eines verwilderten Flußsystems gebildet worden (Klostermann 1988). Sie war primär nahezu eben gestaltet und wies nur eine geringes Gefälle nach Nordwesten entsprechend der generellen Fließrichtung der Flüsse auf. Die heutige Topographie der Hauptterrassenoberfläche spiegelt somit alle vertikalen Schollenbewegungen wider, die seit der Ausbildung dieser Bezugsfläche vorgekommen sind.
Auf Grund dieser günstigen geologischen Ausgangssituation eröffnet sich die Möglichkeit, die im Mittel- und Jungpleistozän entstandenen Verwurfsbeträge an den verschiedenen Teilstörungen des Erft-Sprung-Systems und an den anderen aktiven Störungen in der Niederrheinischen Bucht im Detail zu bilanzieren und seismotektonisch zu bewerten. Als Datengrundlage kann die von Ahorner (1962) ausgearbeitete Karte der Hauptterrassenoberfläche in der westlichen Hälfte der Niederrheinischen Bucht dienen. Ein Teilausschnitt dieser Karte ist in Abb. 1 dargestellt. Die heutige Topographie der Hauptterrassen-Oberfläche wird durch den Verlauf der eingezeichneten Isohypsen und durch morphologische Bruchstufen erkennbar, welche die nach-hauptterrassen-zeitlichen Verwerfungen kennzeichnen.
Das bei der bruchtektonischen Bilanzierung angewandte Verfahren wurde schon früher beschrieben (Ahorner 1998). Für alle Teilstörungen des Erft-Sprung-Systems, die nach Ablagerung der altpleistozänen Hauptterrasse aktiv waren, wurde die Störungslänge L, das Mittel der nach-hauptterrassen-zeitlichen Verwurfshöhe D2 und das Produkt L ´ D2 bestimmt und daraus die Produktsumme
å (L ´ D2) = 2,31 ´ 106 m2 für das Erft-Sprung-System als Ganzes berechnet (Tab. 1).Bei den anderen nach hauptterrassen zeitlichen Störungen in der Niederrheinischen Bucht wurde in entsprechender Weise verfahren
(Tab. 2). Die für die jeweiligen Störungssysteme berechneten Produktsummen wurden schließlich zu einem Gesamtbetrag aufsummiert, welcher sich auf å å (L ´ D2) = 9,96 ´ 106 m2 beläuft. Dieser Zahlenwert bezieht sich auf den gesamten seismisch aktiven Gebietsbereich der Niederrheinischen Bucht, welcher hauptsächlich die westliche Buchthälfte umfaßt. Dort findet man auch die meisten und vor allem die bedeutsamsten der bis in das Quartär fortlebenden Störzonen (Ahorner, 1962).Tabelle 1 Bilanz der nach hauptterrassen zeitlichen Bruchschollentektonik im Bereichdes Erft-Sprung-Systems
Länge Verwurfshöhe Produkt
Maximum Mittel L x D2
Teilstörung (Segment) L(km) D1(m) D2(m) (km2)
___________________________________________01 Kentener Sprung 10 12 10 0.100
02 Quadrather Sprung 12 37 23 0,276
03 Horremer Sprung 13 45 25 0,325
04 Frechener Sprung 11 12 8 0,088
05 Max-Rudolf-Sprung 7 12 11 0,077
06 Erft-Sprung (Nord) 13 40 35 0,455
07 Erft-Sprung (Süd) 11 13 9 0,099
08 Brüggener Störung 10 15 12 0,120
09 Swist-Sprung (Nord) 7 34 24 0,168
10 Swist-Sprung (Mitte) 14 30 23 0,322
11 Swist-Sprung (Süd) 7 16 14 0,098
12 Kottenforst-Sprung 11 12 9 0,099
13 Röttgener Störung 7 15 12 0,084
________________________________________________________________________
Produktsumme å ( L x D2) 2,311 km2
Tabelle 2 Bilanz der nach hauptterrassen zeitlichen Bruchschollentektonik im Bereichvon aktiven Störungssystemen in der westlichen Niederrheinischen Bucht
Störungssystem Produktsumme
å (L x D2) km2
________________________________________________________________________Feldbiß-Störungssystem 2,158
Peelrand-Rurrand-Störungssystem 2,834
Viersener Störungssystem 1,260
Erft-Sprung-Störungssystem 2,311
Jackerather Störungssystem 0,314
Intern-Störungen der Rur-Scholle 0,278
Intern-Störungen der Venloer Scholle 0,364
Intern-Störungen der Erft-Scholle 0,439
_______________________________________________________________________
Gesamt-Produktsumme å (L x D2) 9,958 km2
Nach den seismotektonischen Modellvorstellungen von Brune (1968) kann davon ausgegangen werden, daß die Produktsumme
å (L ´ D2) von Störungslänge und Verwurfshöhe bei ausschließlich seismotektonischer Verformung und gleichbleibender Tiefenerstreckung der coseismisch bewegten Störzonen ein Maß für die Summe der Herdmomente å Mo aller Erdbeben ist, welche sich im betrachteten Zeitraum im untersuchten Gebiet ereignet haben. Das seismische Herdmoment Mo eines Erdbebens ist definiert als das Produkt aus Herdflächengröße A mal Herddislokation D mal Schermodul m . Die Größe der Herdfläche ergibt sich aus dem Produkt von Herdlänge L mal Tiefenerstreckung W des Herdes. Der Schermodul wird bei überschlägigen Berechnungen gewöhnlich mit m = 3 ´ 1010 N/m2angenommen.Wenn man voraussetzt, daß der seismisch aktive Krustenbereich ("seismogenetic layer") in der Niederrheinischen Bucht etwa 17 km dick ist (vgl. hierzu Camelbeeck & Meghraoui 1998) und die seismotektonischen Schollenverschiebungen längs der aktiven Störzonen diesen Tiefenbereich voll ausfüllen, läßt sich die Produktsumme in der Niederrheinischen Bucht å (L ´ D2) = 9,96 ´ 106 m2 durch Multiplikation mit der angesetzten Dicke des aktiven Krustenbereiches von W = 1,7 ´ 104 m und dem Schermodul m = 3 ´ 1010 N/m2 in eine geologisch-tektonisch bestimmte Moment-Summe von rund å Mo = 5,1 ´ 1021 Nm umrechnen. Dieser Wert bezieht sich auf den betrachteten Zeitraum von 700 000 Jahren. Umgerechnet auf ein Jahr ergibt sich eine durchschnittliche Moment-Zuwachsrate von
å Mo = 0,7 ´ 1016 Nm pro Jahr.Für das Erft-Sprung-Systems allein erhält man auf die gleiche Weise eine geologisch-tektonisch bestimmte Moment-Summe von
å Mo = 1,2 ´ 1021 Nm für den Zeitraum von 700.000 Jahren und eine Moment-Zuwachsrate von annähernd å Mo = 0,2 ´ 1016 Nm/a.Aus dem Vergleich der Moment-Zuwachsraten für den Gesamtbereich der westlichen Niederrheinischen Bucht und für das Erft-Sprung-System allein geht hervor, daß das Erft-Sprung-System mit etwa 23% an der langfristischen seismotektonischen Verformung der Niederheinischen Bucht beteiligt ist.
Eine alternative Möglichkeit zur Quantifizierung der seismotektonischen Aktivität ergibt sich aus der Analyse der Häufigkeitsverteilung der Moment-Magnituden bei den in historischer Zeit beobachteten Erdbeben. Die Moment-Magnitude Mw steht mit dem Herdmoment Mo der Erdbeben in folgendem Zusammenhang (Hanks & Kanamori, 1979):
Mw = 0.67 log(Mo) - 6.03 [ 1]
Die kumulative Häufigkeitsverteilung Nc/a der Moment-Magnituden läßt sich für den Gesamtbereich der westlichen Niederrheinischen
Bucht auf Grund von Erdbebenbeobachtungen in den vergangenen 300 Jahren (Ahorner, 1983, 1998) durch eine Gutenberg-Richter-Beziehung mit folgenden Parametern beschreiben (Abb. 2):
log(Nc/a) = 2.70 - 0.90 Mw [ 2]
Da aus seismotektonischen Gründen davon auszugehen ist, daß der Gültigkeitsbereich der "Gutenberg-Richter-Geraden" nicht bis zu beliebig großen Magnituden reicht, wurde im Seismizitätsmodell eine obere Magnitudenschranke ("upper bound magnitude") von
Mwmax = 7,0 eingeführt, welche sich aus der größten denkbaren Herdlänge im Untersuchungsgebiet von L » 50 km ableitet. Mit Annäherung an den oberen Grenzwert der Magnitude zeigt die Häufigkeits-Verteilungskurve einen immer steiler werdenden Verlauf. Die Kurvenkrümmung im Modell entspricht der abgeschnittenen ("truncated") Gutenberg-Richter-Beziehung, wie sie in Kalifornien bei neueren Seismizitätsstudien benutzt wird (Field et al., 1999; Petersen et al., 2000).
Abb. 2: Kumulatives Magnituden-Häufigkeits-Diagramm für die Niederrheinische Bucht. Abgeleitet aus Erdbebenbeobachtungen in den vergangenen 300 Jahren. Die Auswertung bezieht sich auf die Moment-Magnitude Mw, die aus dem Herdmoment Mo der Erdbeben nach der Beziehung von Hanks & Kanamori (1979) berechnet wurde. Für ältere Erdbeben, von denen nur makroseismische Beobachtungen vorliegen, wurde eine Abschätzung des Herdmomentes mit Hilfe der empirischen Beziehungen von Johnston (1996) vorgenommen.Wenn man gemäß der im Modell angenommenen Häufigkeitsverteilung über alle Erdbeben mit der Moment-Magnitude Mw ³ 3,0 integriert, ergibt sich für das Gesamtgebiet der westlichen Niederrheinischen Bucht ein durchschnittlicher Zuwachs der Moment-Summe von rund å Mo = 1,1 ´ 1016 Nm/a. Die aus den seismologischen Daten bestimmte Moment-Zuwachsrate stimmt mit dem geologisch-tektonisch ermittelten Wert von å Mo = 0,7 ´ 1016 Nm/a in zufriedenstellender Weise überein.
Man kann daraus folgern, daß das verwendete seismotektonische Modell die reale Situation in guter Näherung wiedergibt. Eine Veränderung des oberen Grenzwertes der Magnitude ist offensichtlich nicht erforderlich.
Für das Erft-Sprung-System allein ergibt sich entsprechend seinem Anteil von 23 % an der bruchtektonischen Verformung der westlichen Niederrheinischen Bucht die Gutenberg-Richter-Beziehung:
log(Nc/a) = 2.06 - 0,90 Mw [ 3]
Die zugehörige Verteilungskurve ist in Abb. 2 als gestrichelte Linie eingezeichnet. Die Integration über alle Erdbeben mit der Moment-Magnitude Mw ³ 3,0 führt beim Erft-Sprung-System zu einer durchschnittlichen Moment-Zuwachsrate von annähernd
å Mo = 0,3 ´ 1016 Nm/a. Auch in diesem Fall stimmt die seismologisch ermittelte Moment-Zuwachsrate mit der geologisch-tektonisch abgeleiteten Zuwachsrate von å Mo = 0,2 ´ 1016 Nm/a in akzeptabler Weise überein.Die bei Berücksichtigung der Fehlerbandbreite der Ausgangsdaten zufriedenstellende Übereinstimmung zwischen den seismologischen und geologisch-tektonischen Auswerteergebnissen rechtfertigt den Versuch, mit Hilfe der in Abb. 2 dargestellten Verteilungskurven der Magnitudenhäufigkeiten die statistischen Wiederkehrperioden von starken Erdbeben im Bereich des Erft-Sprung-Systems abzuschätzen (Tab. 3). Zweckmäßigerweise wird eine solche Auswertung sowohl für das Erft-Sprung-System als Ganzes als auch für ein typisches Teilsegment dieses Störungssystems durchgeführt.
In Anbetracht des komplexen bruchtektonischen Aufbaus ist es wenig wahrscheinlich, daß das Erft-Sprung-System bei einem starken Erdbeben über seine gesamte Länge von rund 50 km in Bewegung gerät. Dies würde einen kaskadenartigen Bruchvorgang bedeuten ("cascading earthquake rupture"), wie er bei komplex gestalteten Störungssystemen vergleichsweise selten zu beobachten ist (Field et al., 2000).
Für eine "worst-case" Betrachtung lassen sich die Moment-Magnitude Mw und die Oberflächen-Verwurfshöhe D (in m) eines Erdbebens mit der Bruchlänge L = 50 km mit Hilfe der empirischen Beziehungen von Wells & Coppersmith (1994) abschätzen:
Mw = 5.08 (± 0.10) + 1.16 (± 0.07) log (L) [ 4]
Mw = 6.69 (± 0.04) + 0.74 (± 0.07) log (D) [ 5]
Tabelle 3: Statistische Wiederkehrperioden (Tw) von schweren Erdbeben im Bereich des Erft-Sprung-Systems (Zahlenwerte gerundet)
Moment-Magnitude Erft-Sprung-System typisches Teilsegment
gleich oder größer insgesamt Erft-Sprung i.e.S.
Länge L = 50 km Länge L = 13 km
_____________________________________________________Mw = 5,5 Tw = 800 Jahre Tw = 3900 Jahre
Mw = 6,0 Tw = 2200 Jahre Tw = 11000 Jahre
Mw = 6,3 Tw = 4900 Jahre Tw = 24000 Jahre
Mw = 6,7 Tw = 18000 Jahre -
Die Abschätzung führt zu einem extremen Erdbeben mit der Moment-Magnitude Mw » 7 und einer coseismischen Oberflächen-Verwurfshöhe von D » 3 m. Ein solches Großereignis kommt im Bereich des Erft-Sprung-Systems aber sicherlich wenn überhaupt nur äußerst selten vor. Wenn man den am Tagesausstrich des Erft-Sprunges feststellbaren Verwurf der jüngsten Löß-Ablagerungen aus der Würm-Kaltzeit von maximal 2 bis 3 m zu Grunde legt (vgl. hierzu die Aufschluss-Skizze Abb. 14 in Ahorner 1998), kann sich ein Beben der vorstehend angegebenen Stärke höchstens einmal in den vergangenen 20 000 bis 30 000 Jahren ereignet haben. Zu einer ähnlichen Aussage kommt man auf Grund einer überschlägigen seismotektonischen Berechnung: Da ein Erdbeben mit der Moment-Magnitude Mw = 7,0 nach Gleichung [ 1] ein Herdmoment von 3,6 ´ 1019 Nm aufweist, ist bei einer durchschnittlichen Moment-Zuwachsrate von å Mo = 0,2 ´ 1016 Nm/a, wie sie für das Erft-Sprung-System aus den geologisch-tektonischen Beobachtungsdaten abgeleitet wurde, ein Zeitraum von mindestens 18 000 Jahren erforderlich, bis sich im Bereich der Störungszone ausreichend Strain zur Entstehung eines Erdbebens der Moment-Magnitude Mw = 7,0 angesammelt hat.
Wesentlich wahrscheinlicher ist es, daß bei einem Erdbeben nur ein Teil der Gesamtbruchzone des Erft-Sprung-Systems in Bewegung gerät, also ein einzelnes Störungssegment. Die Festigkeitsbrücke ("asperity coupling"), welche benachbarte Störungssegmente voneinander trennt, wird in diesem Fall durch den coseismischen Bruchvorgang nicht überwunden.
Ein typisches Störungssegment, welches von den Nachbarsegmenten klar abgrenzbar ist, wird durch den Erft-Sprung im engeren Sinne (i.e.S.) gebildet. Diese Teilstörung stellt die dominierende Abschiebungszone am Westrand der mittleren Ville im Gebiet südöstlich von Kerpen dar (Abb. 1). Sie ist in der Tab. 1 als Störungssegment 6 aufgeführt. Die Segmentlänge beträgt L = 13 km. Hierfür errechnet sich nach den Beziehungen von Wells & Coppersmith (1994) eine größtmögliche Moment-Magnitude von Mw » 6,4.
Die statistischen Eintrittsraten von Erdbeben im Bereich des Erft-Sprunges i.e.S. sind gemäß dem Verhältnis der Produktsumme
å (L ´ D) des betrachteten Störungssegmentes zur Produktsumme der Gesamtbruchzone um den Faktor 0,46/ 2,31 km2 = 1/5 geringer anzusetzen als für das gesamte Erft-Sprung-System (Tab. 1). Dementsprechend verlängert sich die Wiederkehrperiode der Erdbeben um den Faktor 5. In Abb. 2 ist die Erdbeben-Häufigkeitsverteilung für das Störungssegment Erft-Sprung i.e.S. als zusätzliche Kurve eingezeichnet (unterste gestrichelte Linie).Die aus den Datenanalysen und Überlegungen im Rahmen der vorliegenden Studie resultierenden Schätzwerte für die statistischen Wiederkehrperioden Tw von starken Erdbeben im Bereich des Erft-Sprung-Systems als Ganzes und im Störungssegment Erft-Sprung i.e.S. sind in der Tab. 3 zusammengestellt.
Bei den angegebenen statistischen Wiederkehrperioden handelt es sich natürlich nur um Anhaltswerte, die mit Unsicherheiten behaftet sind, welche sich im Einzelnen quantitativ nur schwer abschätzen lassen. Mögliche Fehler können sich beispielsweise aus den unzureichenden Kenntnissen über den genauen zeitlichen und räumlichen Ablauf der seismotektonischen Verformung ergeben. Das verfügbare Datenmaterial erlaubt keine eindeutige Entscheidung darüber, ob die seismotektonische Aktivitätsrate über geologische Zeiträume hinweg konstant geblieben ist oder ob man langfristig mit Perioden erhöhter und verringerter Aktivität zu rechnen hat. Außerdem ist die zur Abschätzung der Erdbebenhäufigkeit verwendete seismologische Datenbasis, welche sich auf Erdbeben in den vergangenen 300 Jahren stützt, nicht umfassend genug. Bei den geologisch-tektonischen Beobachtungsdaten bleibt die Frage offen, ob ein Teil der feststellbaren Schichtversätze möglicherweise durch seismisch nicht wirksame Kriechbewegungen entstanden ist. Falls dies der Fall ist, würden sich die angegebenen statistischen Wiederkehrperioden von starken Erdbeben entsprechend verlängern (Ahorner, 1998).
3. Schlußfolgerungen
Die in der vorliegenden Studie auf Grund von geologisch-tektonischen und seismologischen Beobachtungsdaten ermittelten Schätzwerte für die statistische Wiederkehrperiode von starken Erdbeben im Großraum Köln weisen darauf hin, daß schwere Erdbeben äußerst selten vorkommen. Wenn man unterstellt, daß die maßgebliche potentielle Herdzone für schwere Erdbeben im Kölner Gebiet durch das am Westabfall des Kölner Vorgebirges (Ville) ausstreichende Erft-Sprung-System gegeben ist und die bruchtektonische Aktivität ausschließlich auf coseismische Weise abläuft, kann man Starkbeben mit der Moment-Magnitude Mw ³ 6.3 im Durchschnitt etwa alle 4900 Jahre und solche mit der Moment-Magnitude Mw ³ 6.7 etwa alle 18 000 Jahre erwarten (Tab. 3).
Die genannten Wiederkehrperioden kennzeichnen den ungünstigsten Fall. Da für herdnahe Erdbebenlastfälle im Stadtgebiet von Köln hauptsächlich die beiden nächstliegenden Teilsegmente des Erft-Sprung-Systems von Bedeutung sind (Horremer Sprung und Erft-Sprung i.e.S.), verlängern sich die durchschnittlichen Wiederkehrperioden von schweren Erdbeben bei genauerer Betrachtung um einen entsprechenden Faktor. Eine zusätzliche Verlängerung kann sich ergeben, wenn zeitstetige (d.h. seismisch nicht wirksame) Kriechbewegungen an der Ausgestaltung der Bruchschollentektonik beteiligt sind.
Die Wahrscheinlichkeit für das Auftreten eines schweren Erdbebens im Großraum Köln liegt nach der vorliegenden Studie ungefähr in der gleichen Größenordnung wie die Wahrscheinlichkeit eines neuen Vulkanausbruches in der Eifel. Die letzten Ausbrüche fanden dort vor rund 10 000 Jahren statt. Dieser Vergleich macht deutlich, daß überzogene Befürchtungen wegen eines drohenden schweren Erdbebens im Gebiet von Köln nicht angebracht sind.
Andererseits besteht aber auch kein Zweifel daran, daß das aufgezeigte langfristige Erdbeben-Gefährdungspotential bei der Planung von sicherheitsrelevanten Bauwerken und technischen Anlagen, welche im Fall eines Erdbebenschadens eine Gefahr für die Umwelt darstellen, in angemessener Weise berücksichtigt werden muß. Für die konstruktive Erdbebenauslegung von normalen Hoch- und Tiefbauten dagegen, die nach den einschlägigen Regelwerken (DIN 4149 neu und Eurocode 8) für ein Bemessungserdbeben mit der Referenz-Wiederkehrperiode von 475 Jahren erfolgen soll, sind die wesentlich seltener auftretenden extremen Erdbebenlastfälle nicht so sehr von Bedeutung.
4. Literatur
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