ehret dissertation 2010

8/17/2019 Ehret Dissertation 2010

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TITELSEITE

Nicht-lineare numerische Modellierung

der Standorteffekte zur seismischen

Mikrozonierung von Bukarest (Rumänien)

unter Berücksichtigung des Einflussesvon Grundwasserstandsänderungen

Der Naturwissenschaftlichen Fakultätder Friedrich-Alexander-Universität

Erlangen-Nürnberg

zur

Erlangung des Doktorgrades Dr. rer. nat.

vorgelegt vonDipl.-Geol. Dominik Ehret

aus Freiburg i. Brsg.


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Als Dissertation genehmigt

von der Naturwissenschaftlichen Fakultät

der Friedrich-Alexander-Universität Erlangen-Nürnberg

Tag der mündlichen Prüfung: 11. März 2010

Vorsitzender derPromotionskommission: Prof. Dr. Eberhard Bänsch

Erstberichterstatter: Prof. Dr. Joachim Rohn

Zweitberichterstatter: Prof. Dr. Heinz Hötzl

Drittberichterstatter: PD Dr. Joachim R. R. Ritter


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VORWORT

VORWORT

Die Neugier steht immer an erster Stelle

eines Problems, das gelöst werden will.

(GALILEO GALILEI, 1564–1642)

Die wesentlichen Grundlagen der vorliegenden Arbeit entstanden imRahmen des interdisziplinären Sonderforschungsbereichs (SFB)461 „Starkbeben: Von geowissenschaftlichen Grundlagen zu Inge-nieurmaßnahmen“ am Lehrstuhl für Angewandte Geologie der Uni-

versität Karlsruhe (TH). Der Deutschen Forschungsgemeinschaft(DFG), die den SFB finanzierte, sei an dieser Stelle herzlich ge-dankt. Zum Abschluss gebracht wurde die Arbeit nach dem Auslau-fen des SFBs am Lehrstuhl für Angewandte Geologie der Friedrich-Alexander-Universität Erlangen-Nürnberg.

Mein ganz besonderer Dank gilt Herrn Prof. Dr. Joachim Rohn, dermir immer eine sehr große Hilfe war und dem ich vieles zu verdan-ken habe. Er betreute meine Arbeit von Beginn an gut und unter-stützte mich mit vielen konstruktiven Ideen und Vorschlägen, gabmir aber gleichzeitig die Möglichkeit der Entwicklung eigener Kon-zepte. Vielen Dank für das große Vertrauen in mich und meine Ar-beit!

Herrn Prof. Dr. Heinz Hötzl danke ich sehr für die Übernahme desKoreferats meiner Arbeit sowie für die fachliche Unterstützung alsProjektleiter.


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VORWORT

Herrn PD Dr. Joachim R. R. Ritter danke ich für die kurzfristige undschnelle Erstellung des Drittgutachtens.

Herrn Prof. Dr. Dr. Kurt Czurda danke ich für den Anstoß dieser Ar-

beit, die Projektleitung sowie für die gewährten Freiräume.

Aufgrund der Komplexität und der engen Verzahnung mit anderenFachbereichen an der Universität Karlsruhe (TH) wäre die Arbeitohne die Unterstützung zahlreicher Freunde und Kollegen in dieserForm nicht zustande gekommen. Ganz besonders möchte ich michbei Herrn Dr. Dieter Hannich bedanken, von dem ich aufgrund sei-ner großen Erfahrung und seiner langjährigen Mitarbeit im SFB 461einiges lernen konnte und der mir immer eine große Hilfe war.

Herrn Dr. Gerhard Huber und Herrn M.Sc. Carlos Eduardo GrandasTavera vom Institut für Boden- und Felsmechanik danke ich sehr fürdie Einführung in das (visko-)hypoplastische Stoffgesetz und für dieZusammenarbeit auf dem Gebiet der Bodenmechanik und Boden-dynamik.

Herrn Dr. Vladimir Sokolov und Frau Dr. Maren Böse vom Geophy-sikalischen Institut danke ich für die Zusammenarbeit und Unterstüt-zung auf dem Gebiet der Seismologie und für die Bereitstellung so-wohl der synthetischen Erdbebensignale als auch des Programmszur Umwandlung der Zeitreihen in Fourier-Amplitudenspektren.

Meinem ehemaligen Diplomanden und Hiwi Herrn Dipl.-Geol. Sa-scha Schmitt, der mit seiner Diplomarbeit einen Teil der Grundlagendieser Arbeit legte, danke ich für die zuverlässige und gute Mitarbeit.

Weiterhin danke ich allen Kollegen der beiden Lehrstühle für Ange-wandte Geologie der Universität Karlsruhe (TH) und der Friedrich-Alexander-Universität Erlangen-Nürnberg für das gute Arbeitsklimaund die freundschaftliche Zusammenarbeit.

Ganz herzlich bedanken möchte ich mich zu guter Letzt auch beimeinen Eltern, die mich auf vielfältigste Art unterstützten und die esmir ermöglichten, diesen Weg zu gehen.

Erlangen, im April 2010 Dominik Ehret


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KURZFASSUNG

KURZFASSUNGZur Reduzierung des Erdbebenrisikos ist die Kenntnis der lokalenStandorteffekte von großer Bedeutung. Bei seismischen Mikrozonie-

rungen werden diese kleinräumigen Variationen für ausgewählteGebiete und unterschiedliche Erdbebenstärken bestimmt und aufKarten dargestellt. Aufgrund langer Wiederkehrraten von Erdbebenliegen jedoch nicht ausreichend viele reale Beobachtungen vonStandorteffekten vor, ganz besonders von Starkbeben, so dass diemeisten Mikrozonierungen auf numerischen Modellierungen basie-ren. Hierzu wurden bisher fast ausschließlich linear-elastische Me-thoden eingesetzt, die den Nachteil haben, dass sie die bei Stark-beben auftretenden nicht-linearen Effekte (Bodenverflüssigung, Re-duzierung der Steifigkeit, …) nicht berücksichtigen können.

Im Rahmen dieser Arbeit wurden die Standorteffekte deshalb erst-malig mit einem nicht-linearen Ansatz, der auf dem (visko-)hypo-plastischen Stoffgesetz basiert, numerisch modelliert. Aufgrund ei-ner hohen seismischen Gefährdung der rumänischen HauptstadtBukarest wurde die Mikrozonierung für dieses Gebiet durchgeführt.Zunächst wurde ein detailliertes geologisches Modell der quartären

Einheiten mit ArcGIS erstellt. Dieses wurde anschließend mit einemhydrogeologischen Modell verknüpft, um den Einfluss des Grund-wasserstands auf die Standorteffekte untersuchen zu können.

Die Modellierung der Standorteffekte erfolgte für synthetischeVrancea-Erdbeben der Momentmagnituden Mw = 6,0; 7,0; 7,4 und8,0 sowohl für normalen als auch für hohen Grundwasserstand. Ausden modellierten Zeitverläufen wurden für jeden Modellierungspunktdie folgenden Kennwerte ermittelt: maximale Bodenbeschleunigung,

dominante Periode der spektralen Bodenbeschleunigung, maximalespektrale Bodenbeschleunigung sowie spektrale Bodenbeschleuni-gung bei den Perioden T = 0,3 und T = 1,0 s.

Es konnten deutliche Variationen der genannten Kennwerte ermitteltwerden. Der Grundwasserstand spielte dabei nur eine untergeord-nete Rolle. Die Ergebnisse der Modellierung zeigen, dass die domi-nante Periode in Bukarest von der Magnitude abhängt und dass sichdie räumliche Verteilung hoher spektraler Beschleunigungs-Wertefür die Perioden T = 0,3 und T = 1,0 s deutlich unterscheiden.


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ABSTRACT

ABSTRACTKnowledge of local site effects is very important to predict earth-quake hazard and to reduce the associated risk. In seismic micro-

zonation studies, these small-scale variations are determined for se-lected areas at different earthquake magnitudes and displayed onmaps. Due to the long recurrence intervals of earthquakes there isnot enough real observation data of site effects available, especiallyfor strong earthquakes. Thus, most microzonation studies base onnumerical modelling. So far, linear-elastic methods have been used.These methods have the limitation that they do not take into accountnon-linear effects occurring during strong earthquakes (liquefaction,lowering of stiffness, etc.).

In this study, for the first time site effects were numerically modelledusing a non-linear approach based on the (visco-)hypoplastic consti-tutive law. Microzonation was determined for the Romanian capitalBucharest due to its high seismic hazard. First, a detailed geologicalmodel of the Quaternary units was established using ArcGIS. Thismodel was then linked with a hydrogeological model to investigatethe influence of groundwater level on site effects.

Site effects were modelled for synthetic Vrancea earthquakes ofmoment magnitudes of 6.0, 7.0, 7.4, and 8.0

WM = at both normal

and high groundwater levels. For each site, from the modelled timeseries the following parameters were determined: peak ground ac-celeration, predominant period of spectral ground acceleration, peakspectral ground acceleration and spectral ground acceleration forperiods T = 0.3 and T = 1.0 s.

Noticeable local variations of the above mentioned parameters weredetected and identified. Groundwater level was found to have only atrivial influence. The modelling results show that in Bucharest thepredominant period depends on the earthquake magnitude and thatthe spatial distribution of high spectral acceleration values differssignificantly for periods T = 0.3 and T = 1.0 s.


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INHALTSVERZEICHNIS

I

INHALTSVERZEICHNISSeite

INHALTSVERZEICHNIS ................................................................... I ABBILDUNGSVERZEICHNIS ......................................................... III TABELLENVERZEICHNIS ............................................................. XI

ABKÜRZUNGS- UND SYMBOLVERZEICHNIS ........................... XV 1 EINLEITUNG ............................................................................. 1

1.1 Anlass und Rahmen der Arbeit .......................................... 1 1.2 Zielsetzung ......................................................................... 2 1.3 Methodik und Gliederung ................................................... 3

2 GRUNDLAGEN ......................................................................... 5

2.1 Seismologie ........................................................................ 5 2.1.1 Seismische Wellen ...................................................... 5 2.1.2

Erdbebenstärke ........................................................... 7

2.1.3 Charakterisierung der seismischen Erschütterung...... 9 2.2

Rumänien/Bukarest .......................................................... 11

2.2.1 Lage .......................................................................... 11 2.2.2 Geologie .................................................................... 14 2.2.3 Quartär ...................................................................... 16 2.2.4 Hydrogeologie ........................................................... 19

2.2.5 Geodynamik .............................................................. 25 2.2.6 Seismizität ................................................................. 29

2.3 Standorteffekte und seismische Mikrozonierung .............. 37 2.3.1 Standorteffekte bei Erdbeben ................................... 37

2.3.1.1

Bodenverflüssigung ............................................... 39

2.3.2 Seismische Mikrozonierung ...................................... 41 2.3.3

Frühere Arbeiten in Rumänien .................................. 45

2.3.3.1 Mikrozonierungs-Studien vor 1977 ........................ 46 2.3.3.2 Mikrozonierungs-Studien nach 1977 ..................... 49 2.3.3.3 Mikrozonierungs-Studien im 21. Jh. ...................... 49

2.4 Bodenmechanik und Bodendynamik ................................ 55 2.4.1 Materialverhalten ....................................................... 55 2.4.2 Numerische Modellierung der Bodenbewegung ....... 57 2.4.3

Stoffgesetze .............................................................. 57

2.4.3.1 Hypoplastisches Stoffgesetz ................................. 59 2.4.3.2 Hypoplastisches Stoffgesetz nach VON

WOLFFERSDORFF .................................................... 62

2.4.3.3

Visko-hypoplastisches Stoffgesetz nach NIEMUNIS 66

2.4.3.4

Intergranulare Dehnung ......................................... 79


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INHALTSVERZEICHNIS

II

Seite

3 METHODEN ............................................................................ 81 3.1 Höhenmodell/Geologisches Modell .................................. 82 3.1.1 Höhenmodell ............................................................. 83 3.1.2 Geologisches Modell ................................................. 90

3.2 Hydrogeologisches Modell ............................................. 106 3.3 Bestimmung geotechnischer Parameter ........................ 109 3.4 Erdbebensignale ............................................................ 113 3.5

Numerische Modellierung ............................................... 117

3.5.1 dyn24s ..................................................................... 117

3.5.2 Erstellung der Eingabedateien ................................ 119 3.5.2.1 Eingangssignale (bou_vel1.dat bis bou_vel3.dat) 119 3.5.2.2

Modellierungspunkte ........................................... 120

3.5.2.3 Materialkonstanten (hypo.dat) ............................. 121 3.5.2.4 Zustandsvariablen und standortabhängige

Parameter (param.dat) ........................................ 123 3.5.3 Verifizierung der Eingabedaten ............................... 129 3.5.4

Durchführung der Berechnungen ............................ 130

4 ERGEBNISSE ....................................................................... 131 4.1 Auswertung und Darstellung der Ergebnisse ................. 131 4.2 Maximale Bodenbeschleunigung (PGA) ........................ 134 4.3 Index der maximalen Bodenbeschleunigung ................. 142 4.4 Spektrale Charakteristik ................................................. 145 4.5 Spektrale Beschleunigung bei T = 0,3 s und T = 1,0 s ... 157

4.5.1 Spektrale Beschleunigung bei T = 0,3 s .................. 158 4.5.2 Spektrale Beschleunigung bei T = 1,0 s .................. 167

4.6

Indices der spektralen Beschleunigung .......................... 176

4.7

Einfluss des Grundwasserstands ................................... 179

4.7.1

Sehr hohe PGA- und SA-Werte .............................. 181

4.7.2 Sehr geringe PGA- und SA-Werte .......................... 185 4.7.3 Hohe Grundwasserstandsänderung ....................... 189

5 ZUSAMMENFASSUNG UND AUSBLICK ............................ 193 5.1 Zusammenfassung ......................................................... 193 5.2 Ausblick .......................................................................... 195

LITERATURVERZEICHNIS ......................................................... 197 INTERNETVERZEICHNIS ............................................................ 217

NORMEN UND VORSCHRIFTEN ................................................ 219 ANHANG ...................................................................................... A-1


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ABBILDUNGSVERZEICHNIS

III

ABBILDUNGSVERZEICHNISSeite

Abb. 1-1: Ausschnitt aus der Karte der seismischen Gefährdung fürEuropa und den Mittelmeerraum ........................................... 1

Abb. 2-1: Physische Karte von Rumänien ...................................... 11

Abb. 2-2: Flächennutzung Bukarests, geomorphologische Einheitenund Lage des Untersuchungsgebiets .................................. 13

Abb. 2-3: Vereinfachte geologische Karte der Süd- und Ostkarpatenund der angrenzenden Gebiete ........................................... 14

Abb. 2-4: Grundwasserflurabstands-Karte für Januar 2004 ........... 21 Abb. 2-5: Saisonale Schwankungen und Langzeittrend des Grund-

wasserflurabstands im Colentina-Grundwasserleiter im Inter-fluvialen Bereich .................................................................. 23

Abb. 2-6: Saisonale Schwankungen und Langzeittrend des Grund-wasserflurabstands im Colentina-Grundwasserleiter auf demBaneasa-Pantelimon-Plateau .............................................. 24

Abb. 2-7: Geodynamisches Modell der Entstehung der Südost-

karpaten ............................................................................... 25 Abb. 2-8: Schematische Blockdiagramme zur Erklärung verschie-

dener geodynamischer Modelle der Vrancea-Zone unter denSüdost-Karpaten .................................................................. 26

Abb. 2-9: Ergebnis einer hoch auflösenden seismischen Tomografie:überhöhte 3D-Ansicht von Isoperturbationsflächen der P-Wellengeschwindigkeit ........................................................ 28

Abb. 2-10: Seismizität der Südostkarpaten während des 19. und 20.

Jahrhunderts ........................................................................ 30 Abb. 2-11: Topografie, Lage der Mohorovičić-Diskontinuität sowie

+2,2 %-Isofläche der P-Wellengeschwindigkeits-Anomalie derVrancea-Zone ...................................................................... 32

Abb. 2-12: Beobachtete makroseismische Intensitäten (MSK-Intensitäten) der Vrancea-Starkbeben von 1977 und 1986 . 33

Abb. 2-13: Kurve der durch mitteltiefe Vrancea-Erdbeben hervor-gerufenen seismischen Gefährdung für Bukarest ................ 34


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IV

Seite

Abb. 2-14: Durch mitteltiefe Vrancea-Erdbeben hervorgerufeneseismische Gefährdung für eine Wiederkehrperiode von 475Jahren .................................................................................. 35

Abb. 2-15: Herdcharakteristik, Ausbreitungspfad und Standorteffekteals Einflussfaktoren auf Art, Stärke und spektrale Eigen-schaften der Erdbebenbewegung ........................................ 38

Abb. 2-16: a) Geologisch-seismische Mikrozonierungskarte vonBukarest nach GHICA (1953); b) seismische Mikrozonierungs-karte von Bukarest nach CIOCÂRDEL et al. (1964); c) seis-mische Mikrozonierungskarte von Bukarest nach MÂNDRESCU (1972); d) vorläufige seismische Mikrozonierungskarte vonBukarest nach dem Report der NCST ................................. 48

Abb. 2-17: Lage der drei Profilschnitte, für die zweidimensionalehybride Modellierungen durchgeführt wurden ...................... 51

Abb. 2-18: Profilschnitt S3 als Grundlage der zweidimensionalenhybriden Modellierung ......................................................... 51

Abb. 2-19: Vorläufige seismische Zonierungskarte der Stadt Bu-

karest nach CIOFLAN et al. (2004) ........................................ 52 Abb. 2-20: Verflüssigungspotentialkarte für Bukarest für eine

Wiederkehrperiode von 475 Jahren ..................................... 54

Abb. 2-21: Schematische Spannungs-Dehnungs-Diagramme ....... 56

Abb. 2-22: Halblogarithmisches Druck-Porenzahl-Diagramm einerödometrischen/isotropen Deformation bestehend aus Erst-belastung, Entlastung und Wiederbelastung ....................... 68

Abb. 2-23: Abnahme der Porenzahl e mit zunehmendem aktuellenmittleren effektiven Druck p bei undrainierter Kompressionmit drei unterschiedlichen konstanten Deformationsraten ε bzw. Kriechraten Dv einer Erstbelastung im doppelt-logarithmischen Druck-Porenzahl-Diagramm bei isotropenBedingungen ........................................................................ 70

Abb. 2-24: Fließflächen und Linie des kritischen Zustands (CSL) desModifizierten Cam-Clay-Modells .......................................... 74

Abb. 2-25: Modifikation der Fließfläche im nassen bzw. sub-

kritischen Bereich mit Verfestigung mittels des Anpassungs-parameters βR ...................................................................... 76


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V

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Abb. 3-1: Geländehöhe für Bukarest .............................................. 87 Abb. 3-2: Lage der Erkundungsbohrungen, die zur Erzeugung des

geologischen Modells zur Verfügung standen ..................... 91

Abb. 3-3: Schematischer geologischer Profilschnitt. In Abhängigkeitvom geologischen Kontext entsprechen die in Bohrungenangetroffenen Mächtigkeiten der stratigraphischen Einheitender wahren, reduzierten oder einer minimalen Mächtigkeit . 94

Abb. 3-4: Mächtigkeit von Mutterboden und anthropogenen Auf-

schüttungen (Einheit 1) im Untersuchungsgebiet ................ 99

Abb. 3-5: Mächtigkeit des Oberen Tonig-Sandigen-Komplexes (Einheit 2) im Untersuchungsgebiet ................................... 100

Abb. 3-6: Mächtigkeit des Colentina-Kieskomplexes (Einheit 3) imUntersuchungsgebiet ......................................................... 101

Abb. 3-7: Mächtigkeit der Intermediären Tonablagerungen (Ein-heit 4) im Untersuchungsgebiet ......................................... 102

Abb. 3-8: Mächtigkeit der Mostiştea-Sand-Formation (Einheit 5) im

Untersuchungsgebiet ......................................................... 103 Abb. 3-9: Mächtigkeit des Lakustrischen Komplexes (Einheit 6) im

Untersuchungsgebiet ......................................................... 104

Abb. 3-10: Schematische Darstellung der Grundwasserstands-schwankungen im Colentina-Kieskomplex ........................ 109

Abb. 3-11: Korngrößenverteilung der quartären Einheiten Bukarestsnach DIN EN ISO 14688-1 ................................................ 111

Abb. 4-1: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derPGA für ein Erdbeben der Momentmagnitude 6,0 beinormalem Grundwasserstand ............................................ 136

Abb. 4-2: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derPGA für ein Erdbeben der Momentmagnitude 6,0 bei hohemGrundwasserstand ............................................................. 137

Abb. 4-3: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derPGA für ein Erdbeben der Momentmagnitude 8,0 beinormalem Grundwasserstand ............................................ 138


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VI

Seite

Abb. 4-4: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derPGA für ein Erdbeben der Momentmagnitude 8,0 bei hohemGrundwasserstand ............................................................. 139

Abb. 4-5: Vom Grundwasserstand unabhängiger PGA-Index für dieMomentmagnituden 6, 7 und 8 .......................................... 144

Abb. 4-6: Arithmetische Mittelwerte der spektralen Verstärkung(maximale spektrale Beschleunigung und dominante Periode)für ein Erdbeben der Momentmagnitude 6,0 bei normalemGrundwasserstand ............................................................. 153

Abb. 4-7: Arithmetische Mittelwerte der spektralen Verstärkung(maximale spektrale Beschleunigung und dominante Periode)für ein Erdbeben der Momentmagnitude 6,0 bei hohemGrundwasserstand ............................................................. 154

Abb. 4-8: Arithmetische Mittelwerte der spektralen Verstärkung(maximale spektrale Beschleunigung und dominante Periode)für ein Erdbeben der Momentmagnitude 8,0 bei normalemGrundwasserstand ............................................................. 155

Abb. 4-9: Arithmetische Mittelwerte der spektralen Verstärkung(maximale spektrale Beschleunigung und dominante Periode)für ein Erdbeben der Momentmagnitude 8,0 bei hohemGrundwasserstand ............................................................. 156

Abb. 4-10: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derhorizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 0,3 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode) bei normalem Grundwasserstand ..... 162

Abb. 4-11: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derhorizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 0,3 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode) bei hohem Grundwasserstand .......... 163

Abb. 4-12: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derhorizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 0,3 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode plus eine Standardabweichung) beinormalem Grundwasserstand ............................................ 164


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VII

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Abb. 4-13: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derhorizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 0,3 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode plus eine Standardabweichung) beihohem Grundwasserstand ................................................. 165

Abb. 4-14: Durch Dekonvolution und Konvolution für das 1977-erErdbeben ermittelte horizontale spektrale Beschleunigungbei T = 0,3 s ....................................................................... 166

Abb. 4-15: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derhorizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 1,0 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode) bei normalem Grundwasserstand ..... 171

Abb. 4-16: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derhorizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 1,0 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode) bei hohem Grundwasserstand .......... 172

Abb. 4-17: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung der

horizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 1,0 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode plus eine Standardabweichung) beinormalem Grundwasserstand ............................................ 173

Abb. 4-18: Arithmetischer Mittelwert und Standardabweichung derhorizontalen spektralen Beschleunigung bei T = 1,0 s für einErdbeben der Momentmagnitude 7,4 (arithmetisches Mittelder ESAF-Methode plus eine Standardabweichung) ......... 174

Abb. 4-19: Durch Dekonvolution und Konvolution für das 1977-erErdbeben ermittelte horizontale spektrale Beschleunigungbei T = 1,0 s ....................................................................... 175

Abb. 4-20: Vom Grundwasserstand unabhängiger SA-Index derPeriode T = 0,3 s für die Momentmagnituden 6, 7 und 8 ... 177

Abb. 4-21: Vom Grundwasserstand unabhängiger SA-Index derPeriode T = 1,0 s für die Momentmagnituden 6, 7 und 8 ... 178

Abb. 4-22: Räumliche Verteilung der effektiven Spannungen für einVrancea-Erdbeben der Magnitude 6,0 am Modellierungs-

punkt 535 für verschiedene Zeitpunkte a) bei hohem Grund-wasserstand und b) bei normalem Grundwasserstand ...... 181


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VIII

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Abb. 4-23: Geschwindigkeits-Zeitreihen für ein Vrancea-Erdbebender Magnitude 6,0 am Modellierungspunkt 535 a1) an derGOK bei hohem Grundwasserstand und a2) an der GOK beinormalem Grundwasserstand sowie b) die zugehörigeGeschwindigkeits-Zeitreihe an der Basis des LakustrischenKomplexes ......................................................................... 182

Abb. 4-24: Räumliche Verteilung der effektiven Spannungen für einVrancea-Erdbeben der Magnitude 8,0 am Modellierungs-punkt 535 für verschiedene Zeitpunkte a) bei hohem Grund-

wasserstand und b) bei normalem Grundwasserstand ...... 183 Abb. 4-25: Geschwindigkeits-Zeitreihen für ein Vrancea-Erdbeben

der Magnitude 8,0 am Modellierungspunkt 555 a1) an derGOK bei hohem Grundwasserstand und a2) an der GOK beinormalem Grundwasserstand sowie b) die zugehörigeGeschwindigkeits-Zeitreihe an der Basis des LakustrischenKomplexes ......................................................................... 184

Abb. 4-26: Räumliche Verteilung der effektiven Spannungen für einVrancea-Erdbeben der Magnitude 6,0 am Modellierungs-punkt 324 für verschiedene Zeitpunkte a) bei hohem Grund-wasserstand und b) bei normalem Grundwasserstand ...... 185



Abb. 4-29: Geschwindigkeits-Zeitreihen für ein Vrancea-Erdbebender Magnitude 8,0 am Modellierungspunkt 324 a1) an derGOK bei hohem Grundwasserstand und a2) an der GOK beinormalem Grundwasserstand sowie b) die zugehörigeGeschwindigkeits-Zeitreihe an der Basis des Lakustrischen

Komplexes ......................................................................... 188


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IX

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Abb. 4-31: Geschwindigkeits-Zeitreihen für ein Vrancea-Erdbebender Magnitude 6,0 am Modellierungspunkt 555 a1) an derGOK bei hohem Grundwasserstand und a2) an der GOK beinormalem Grundwasserstand sowie b) die zugehörigeGeschwindigkeits-Zeitreihe an der Basis des Lakustrischen

Komplexes ......................................................................... 190 Abb. 4-32: Räumliche Verteilung der effektiven Spannungen für ein

Vrancea-Erdbeben der Magnitude 8,0 am Modellierungs-punkt 555 für verschiedene Zeitpunkte a) bei hohem Grund-wasserstand und b) bei normalem Grundwasserstand ...... 191



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TABELLENVERZEICHNIS

XI

TABELLENVERZEICHNISSeite

Tabelle 2-1: Datum, Stärke und Lage der Hypozentren der fünfstärksten Erdbeben, die im 20. Jh. in der Vrancea-Zoneauftraten ............................................................................... 29

Tabelle 2-2: Begrenzung des Untersuchungsgebiets dieser Arbeit 53

Tabelle 2-3: Materialkonstanten des hypoplastischen Stoffgesetzesnach VON WOLFFERSDORFF (1996) ........................................ 63

Tabelle 2-4: Materialkonstanten des visko-hypoplastischen Stoff-gesetzes NACH NIEMUNIS (2003) ........................................... 77

Tabelle 2-5: Zustandsvariablen des visko-hypoplastischen Stoff-gesetzes NACH NIEMUNIS (2003) ........................................... 78

Tabelle 2-6: Materialkonstanten sowohl des hypoplastischen Stoff-gesetzes nach VON WOLFFERSDORFF (1996) als auch desvisko-hypoplastischen Stoffgesetzes nach NIEMUNIS (2003),die die intergranulare Verformung beschreiben ................... 79

Tabelle 3-1: Parameter zur Berechnung des digitalen Höhenmodellsmit TopoGrid ........................................................................ 85

Tabelle 3-2: Evaluation der Genauigkeit des durch Interpolationerstellten Höhenmodells ...................................................... 89

Tabelle 3-3: Abdeckungsgrad des Untersuchungsgebiets durchHöhenlinien bzw. -punkte in Abhängigkeit vom Abstand zurnächsten Höheninformation ................................................. 89

Tabelle 3-4: Begrenzung des Gebiets, für das das geologischeModell berechnet wurde ...................................................... 95

Tabelle 3-5: Anzahl der Bohrungen je stratigraphischer Einheit, beidenen die wahre Schichtmächtigkeit erbohrt wurde ............ 96

Tabelle 3-6: Parameter zur Berechnung des digitalen Höhenmodellsmit TopoGrid ........................................................................ 96

Tabelle 3-7: Parameter zur Definition des zulässigen Wertebereichsder Schichtmächtigkeiten bei der TopoGrid-Interpolation .... 97

Tabelle 3-8: Statistische Kennwerte des interpolierten geologischenModells für das Untersuchungsgebiet.................................. 98


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TABELLENVERZEICHNIS

XII

Seite

Tabelle 3-9: Evaluation der Genauigkeit des durch Interpolationermittelten geologischen Modells ...................................... 105

Tabelle 3-10: Abdeckungsgrad des Untersuchungsgebiets durchBohrungen in Abhängigkeit vom Abstand zur nächstenErkundungsbohrung .......................................................... 106

Tabelle 3-11: Charakteristische Kennwerte des Grundwasser-Flurabstands für 16 Grundwassermessstellen ................... 108

Tabelle 3-12: Mittlere Teufe, mittlere Korngröße ( 50d ), Ungleich-

förmigkeitszahl ( uC ) und aktuelle Porenzahl e der oberstenfünf in Bukarest vorkommenden quartären Einheiten ........ 111

Tabelle 3-13: Korndichte s ρ , Reibungswinkel im kritischen Zustand

cϕ , Durchlässigkeitsbeiwert f k und Sättigungszahl r S derobersten fünf in Bukarest vorkommenden quartären Einheiten........................................................................................... 112

Tabelle 3-14: Begrenzung des Punktrasters, für das die

numerischen Modellierungen durchgeführt wurden ........... 120 Tabelle 3-15: Verwendete hypoplastische Parameter .................. 121

Tabelle 3-16: Verwendete visko-hypoplastische Parameter ......... 122

Tabelle 3-17: Verwendete intergranulare Verformungsparameter 123

Tabelle 3-18: Zur Modellierung erforderliche allgemeineMaterialkonstanten und Zustandsvariablen ....................... 125

Tabelle 3-19: Arithmetische Mittelwerte der Versuchsergebnisse von

S.C. Metroul S.A. für die Korndichte s ρ , die Sättigungszahl r S und die aktuelle Porenzahl e für die obersten fünf quartärenEinheiten ............................................................................ 126

Tabelle 3-20: Durchlässigkeitsbeiwert der obersten fünf quartärenEinheiten ............................................................................ 127

Tabelle 3-21: Reibungswinkel im kritischen Zustand und Ruhedruck-beiwert der obersten fünf quartären Einheiten ................... 127

Tabelle 3-22: Diskretisierung der quartären Einheiten ................. 128


21/303

TABELLENVERZEICHNIS

XIII

Seite

Tabelle 4-1: Extremwerte und arithmetisches Mittel der PGA sowieVerhältnis zwischen maximaler und minimaler PGA in Ab-hängigkeit von der Erdbebenmagnitude und dem Grund-wasserstand ....................................................................... 140

Tabelle 4-2: Arithmetisches Mittel der maximalen Beschleunigungder Eingabesignale, arithmetisches Mittel der PGA und PGA-Verstärkungsfaktor ............................................................. 141

Tabelle 4-3: Extremwerte und arithmetisches Mittel der dominanten

Periode sowie Verhältnis zwischen maximaler und minimalerdominanter Periode in Abhängigkeit von der Erdbeben-magnitude und dem Grundwasserstand ............................ 145

Tabelle 4-4: Extremwerte und arithmetisches Mittel der maximalenhorizontalen spektralen Beschleunigung sowie Verhältniszwischen maximaler und minimaler horizontaler spektralerBeschleunigung in Abhängigkeit von der Erdbebenmagnitudeund dem Grundwasserstand .............................................. 147

Tabelle 4-5: Arithmetisches Mittel der dominanten Periode der Ein-gabe- und Ausgabesignale und Verschiebung der dominan-ten Periode ........................................................................ 149

Tabelle 4-6: Arithmetisches Mittel der maximalen spektralenBeschleunigung der Eingabe- und Ausgabesignale undVerstärkungsfaktor der maximalen horizontalen spektralenBeschleunigung ................................................................. 152

Tabelle 4-7: Extremwerte und arithmetisches Mittel der horizontalenspektralen Beschleunigung bei T = 0,3 s sowie Verhältniszwischen maximaler und minimaler horizontaler spektralerBeschleunigung in Abhängigkeit von der Erdbebenmagnitudeund dem Grundwasserstand .............................................. 159

Tabelle 4-8: Arithmetisches Mittel der horizontalen spektralenBeschleunigung der Eingabe- und Ausgabesignale undVerstärkungsfaktor der horizontalen spektralen Beschleu-

nigung bei T = 0,3 s ........................................................... 160


22/303

TABELLENVERZEICHNIS

XIV

Seite

Tabelle 4-9: Extremwerte und arithmetisches Mittel der horizontalenspektralen Beschleunigung bei T = 1,0 s sowie Verhältniszwischen maximaler und minimaler horizontaler spektralerBeschleunigung in Abhängigkeit von der Erdbebenmagnitudeund dem Grundwasserstand .............................................. 168

Tabelle 4-10: Arithmetisches Mittel der horizontalen spektralenBeschleunigung der Eingabe- und Ausgabesignale undVerstärkungsfaktor der horizontalen spektralen Beschleu-

nigung bei T = 1,0 s ........................................................... 169 Tabelle 4-11: Maximaler Betrag der Geschwindigkeiten der beiden

horizontalen Komponenten des synthetischen Eingabesignalsan der Lockergesteinsbasis und des modellierten Signals ander GOK in Abhängigkeit von Modellierungspunkt, Moment-magnitude und Grundwasserstand .................................... 179

Tabelle 4-12: Arithmetisches Mittel und Standardabweichung allerfünf Modellierungen je Modellierungspunkt, Momentmagni-

tude und Grundwasserstand .............................................. 180


23/303

ABKÜRZUNGS- UND SYMBOLVERZEICHNIS

XV


Matrizenalgebra

Formel-

zeichen

Index-

schreibweiseBedeutung

:D D ij ijD D Doppeltskalares Produkt des Tensors D

⋅T D ij jkT D Skalarprodukt der beiden Tensoren T und D ( Zeile Spalte⋅ )

TD ij klT D Dyadisches Produkt zweier Tensoren T und D

tr T iiT Spur des Tensors T

D :D D EUKLIDische Norm des Tensors D

Skalare

Symbol [Einheit] Bedeutung

α [-] Exponent im skalaren Faktord

f

β [-] Exponent im skalaren Faktoref

r β [-] Interpolationsparameter zur Steuerung der in-tergranularen Dehnung

R β [-] Anpassungsparameter/Formbeiwert für die

elliptische Fließfläche

χ [-] Interpolationsparameter zur Steuerung der in-tergranularen Dehnung

ε [s-1] Deformationsrate

r ε [s

-1

] Referenzdeformationsrate zur Festlegung derReferenzisotache


24/303


XVI

Skalare (Forts.)

Symbol [Einheit] Bedeutungϕ c [°] Reibungswinkel im kritischen Zustand

γ [kN/m3] Wichte

Wγ [kN/m3] Wichte von Wasser

κ [-] Schwellbeiwert für Entlastung und Wiederbe-lastung

λ [-] Kompressionsbeiwert der Erstbelastung

µ [GPa] Schermodulθ [°] LODE-Winkel (Winkel zur Beschreibung der

Lage des Spannungstensors T im Spannungs-raum; Invariante des Spannungsdeviators)

ρ [g/cm3] Dichte

s ρ [g/cm3] Korndichte

ψ [°] Winkel zur Beschreibung der Lage des Span-nungstensors T im Spannungsraum

GW∆ [m] Differenz zwischen maximalem Grundwasser-stand und dem Grundwasserstand im Januar2004

A [m2] Bruchfläche eines Erdbebensa [-] Skalarer Faktor der Grenzbedingung nach

MATSUOKA/NAKAI

uC [-] Ungleichförmigkeitszahlc [kN/m2] Kohäsion

r D [1/s] Referenzkriechrate

10d [mm] Korngröße, die 10 % Siebdurchgang ent-spricht

50d [mm] Mittlere Korngröße (entspricht 50 % Sieb-durchgang)

60d [mm] Korngröße, die 60 % Siebdurchgang ent-spricht


25/303


XVII

Skalare (Forts.)

Symbol [Einheit] Bedeutunge [-] Aktuelle Porenzahl

0e [-] Referenzporenzahl desselben Prozesses(Erstbelastung, Entlastung oder Wiederbelas-tung)

100e [-] Referenzporenzahl bei Belastung mit 100 kPazur Festlegung der Referenzisotache

ce [-] Porenzahl im kritischen Zustand0ce [-] Porenzahl im kritischen Zustand bei 0=sp

de [-] Porenzahl bei dichtester Lagerung/maximaler

Verdichtung

ie [-] Maximale Porenzahl bei isotroper Kompressi-on

0ie [-] Maximale Porenzahl bei isotroper Kompressi-

on bei 0=sp

maxe [-] Maximale Porenzahl nach DIN 18126

mine [-] Minimale Porenzahl nach DIN 18126

exp [-] Basis des natürlichen Logarithmus(EULERsche Zahl 2,718281828e ≈ )

F [-] Skalarer Faktor der Grenzbedingung nachMATSUOKA/NAKAI

f [Hz] Frequenz

bf [-] Barotropiefaktor (druck-, porenzahl- undgranulathärteabhängig)

df [-] Erster Pyknotropiefaktor (druck- und poren-zahlabhängig)

ef [-] Zweiter Pyknotropiefaktor (druck- und poren-zahlabhängig)


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XVIII

Skalare (Forts.)

Symbol [Einheit] BedeutungFASa(f ) [m/s2] Fourier-Amplitudenspektrum der Beschleu-

nigung als Funktion der Frequenz f

FASv(f ) [m/s] Fourier-Amplitudenspektrum der Geschwin-digkeit als Funktion der Frequenz f

g [m/s2] Erdschwerebeschleunigung

maxGW [m u. GOK] Maximaler Grundwasserstand im Beobach-

tungszeitraum

minGW [m u. GOK] Minimaler Grundwasserstand im Beobach-tungszeitraum

04JGW [m u. GOK] Grundwasserstand im Januar 2004

J

maxGW [m u. GOK] Maximaler Grundwasserstand im Beobach-tungszeitraum für den Monat Januar

J

minGW [m u. GOK] Minimaler Grundwasserstand im Beobach-tungszeitraum für den Monat Januar

JmittelGW [m u. GOK] Mittlerer Grundwasserstand im Beobach-tungszeitraum für den Monat Januar

h [m] Teufe

sh [kPa] Granulathärte

vI [-] Viskositätsindex nach LEINENKUGEL

K [MPa] Kompressionsmodul

0K [-] Ruhedruckbeiwert

k [-] Anzahl der Teilmengen bei der Kreuzvali-dierung

f k [m/s] Durchlässigkeitsbeiwert

Li [-] Verflüssigungspotential-Index

Ls [-] Verflüssigungsrisiko-Index

M [-] Magnitude

M [-] Steigung der Linie des kritischen Zustands

(CSL)


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XIX

Skalare (Forts.)

Symbol [Einheit] Bedeutung0M [Nm] Seismisches Moment

WM [-] Momentmagnitude

im [m] Mächtigkeit der Einheit i

Rm [-] Skalarer Multiplikator zur Steuerung der Stei-figkeitserhöhung

Tm [-] Skalarer Multiplikator zur Steuerung der Stei-

figkeitserhöhungn [-] Quotient und Exponent im hypoplastischen

Stoffgesetz

n [-] Anzahl der Werte (Evaluation der Interpolation)

OCR [-] Überkonsolidierungsverhältnis

p [kPa] Aktueller mittlerer effektiver Druck(ROSCOE’sche Spannungsinvariante)

p' [kPa] Zur Porenzahl e äquivalenter isotroper Refe-renzdruck nach HVORSLEV

0p [kPa] Mittlerer effektiver Referenzdruck desselbenProzesses (Erstbelastung, Entlastung oderWiederbelastung)

ep [kPa] Äquivalenter Referenzdruck zur Porenzahl e bei isotropem Spannungszustand nachHVORSLEV

ep+ [kPa] Äquivalenter Druck zur Porenzahl e bei isotro-

pem Spannungszustand nach HVORSLEV

f p [kPa] Porenfluiddruck

pp [kPa] Höchster mittleren Druck, der jemals auf dasMaterial eingewirkt hat

sp [kPa] Mittlerer Druck

q,

( )aq ,

( )bq

[kPa] Invarianten des Spannungsdeviators(ROSCOE’sche Spannungsinvariante)


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XX

Skalare (Forts.)

Symbol [Einheit] BedeutungmaxR [-] Maximale Ordinate der intergranularen Deh-

nung

RMSE [beliebig] Wurzel der mittleren quadratischen Abwei-chung (root mean square error )

er [-] Relative Porenzahl

r S [-] Sättigungszahl

T [s] Periode0T [s] Eigenperiode

t [s] Zeit

u [m] Mittlerer Versatz zwischen beiden Seiten derBruchfläche eines Erdbebens

v(t) [m/s] Geschwindigkeit als Funktion der Zeit t

pV [m3] Porenvolumen eines Korngerüsts

sV [m3] Feststoffvolumen eines Korngerüsts

Pv [m/s] P(-rimär)-Wellen-Geschwindigkeit

Sv [m/s] S(-ekundär)-Wellen-Geschwindigkeit

w [%] Gravimetrischer Wassergehalt

ix [beliebig] Originalwert

'

i

x [beliebig] Interpolierter Wert

x [beliebig] Arithmetisches Mittel

GOKz [m ü. SM] Absolute Höhe der Geländeoberkante

iz [m ü. SM] Absolute Höhe der Basis von Einheit i

zmax [Karten-einheiten]

Maximaler z-Wert bei der TopoGrid-Interpolation

zmin [Karten-einheiten]

Minimaler z-Wert bei der TopoGrid-Interpolation


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XXI

Tensoren 2. Stufe

Symbol [Einheit] Bedeutung1 [-] Einheitstensor 2. Stufe

D [1/s] EULERscher DeformationsratentensoreD [1/s] Elastischer Anteil des EULERschen Deformati-

onsratentensorsvD [1/s] Kriechrate, viskoser Anteil des EULERschen

Deformationsratentensors

h [-] Tensorwertige Funktion 2. Stufe

0h [-] Intergranulare Dehnung im Ausgangszustand

N [kPa] Tensorwertige Funktion 2. Stufe von T und e

T [kPa] CAUCHYscher Spannungstensor*T [kPa] Deviator von T

Ttot [kPa] Totalspannungstensor

T [kPa/s] CAUCHYscher Spannungsratentensor

T [kPa/s] JAUMANNscher Spannungsratentensor

T̂ [kPa] „Normierter“ Spannungstensor

*T̂ [kPa] Deviator von T̂

W [ 1s− ] Drehgeschwindigkeitstensor

Tensoren 4. Stufe

Symbol [Einheit] Bedeutung

L [kPa] Tensorwertige Funktion 4. Stufe von T, D unde (Steifigkeitstensor 4. Stufe)

L̂ [kPa] Tensorwertige Funktion 4. Stufe von T̂ (Stei-

figkeitstensor 4. Stufe)


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XXII

Abkürzungen

Abkürzung BedeutungAbb. Abbildung

bzw. beziehungsweise

CSL Linie des kritischen Zustands (critical state line)

CSR-Methode Klassische Spektralverhältnis-Methode (classicalspectral ratio method)

DFG Deutsche Forschungsgemeinschaft

DIN Deutsches Institut für Normung e. V.

EC Europäische Norm (Eurocode)

EN Europäische Norm

f. folgende

FAS Fourier-Amplitudenspektrum

ff. folgende

Forts. FortsetzungGIS Geographische Informationssysteme

Gl. Gleichung

INHGA Rumänisches Nationales Institut für Hydrologie undWasserwirtschaft (Institutul National de Hidrologie siGospodarire a Apelor )

ISO Internationale Organisation für Normung (Internatio-

nal Organization for Standardization)Jh. Jahrhundert

Ma Millionen Jahre

m u. GOK Meter unter Geländeoberkante

m ü. SM Meter über Schwarzem Meer

PGA Maximale Beschleunigung an der Bodenoberfläche(peak ground acceleration)


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XXIII

Abkürzungen (Forts.)

Abkürzung BedeutungPGV Maximale Geschwindigkeit an der Bodenoberfläche

(peak ground velocity)

SA Spektrale Beschleunigung (spectral acceleration)

SFB 461 Sonderforschungsbereich 461

Std.-Abw. Standardabweichung

SQL structured query language

TH Technische Hochschule

www Internet

zit. zitiert


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33/303

1 EINLEITUNG

1

1 EINLEITUNG

1.1 Anlass und Rahmen der Arbeit

Rumänien weist – nach Griechenland und Italien – die dritthöchsteGefährdung durch Erdbeben in Europa auf (vgl. Abb. 1-1). Hervor-gerufen wird die Gefährdung durch starke mitteltiefe Erdbeben, de-ren Epizentrum in der Vrancea-Zone im Südosten der Karpatenliegt. Im 20. Jahrhundert ereigneten sich dort insgesamt fünf Stark-beben (Momentmagnitude 86,≥

WM ). Sie betrafen besonders die

rumänische Hauptstadt Bukarest und führten zu großen Schädenund hohen Verlusten.

Abb. 1-1: Ausschnitt aus der Karte der seismischen Gefährdung für Europaund den Mittelmeerraum. Dargestellt ist die maximale Beschleunigungan der Bodenoberfläche (PGA) für eine 10 %-ige Eintritts- bzw.Überschreitenswahrscheinlichkeit in 50 Jahren (entsprechend einerWiederkehrperiode von 475 Jahren): hellgrün bis gelb: geringe Gefähr-dung (0–80 cm/s2); gelb bis hellrot: mittlere Gefährdung 80–240 cm/s2;

hell- bis dunkelrot: hohe Gefährdung 240–400 cm/s2 (verändert nachGIARDINI et al., 2003).


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1.1 Anlass und Rahmen der Arbeit

2

Zahlreiche nationale und internationale Forschungsprogramme wur-den seitdem initiiert, um die Ursachen der Seismizität der Vrancea-Zone, die Ausbreitung der seismischen Wellen und die Erdbebenge-fährdung Bukarests zu untersuchen (z. B. ONCESCU & BONJER,1997; WENZEL, LORENZ et al., 1999; WENZEL, ONCESCU et al. 1999;WENZEL et al., 2002). Eines der größten Forschungsprogramme warder Sonderforschungsbereich (SFB) 461 „Starkbeben: Von geowis-senschaftlichen Grundlagen zu Ingenieurmaßnahmen“ der Universi-tät Karlsruhe (TH), aus dem diese Arbeit entstand.

Im SFB 461, der eine Laufzeit von 1996 bis 2007 hatte, arbeitetenNaturwissenschaftler und Ingenieure aus verschiedensten Fachbe-

reichen eng zusammen, um Starkbeben und deren Auswirkungenbesser zu verstehen und um Lösungsstrategien zur Schadensmin-derung zu entwickeln. Abgedeckt wurden alle Prozesse von derLithosphärendynamik am Hypozentrum über die Wellenausbreitungin der Erdkruste und die komplexen Wechselwirkungen zwischenUntergrund und Bauwerken bis hin zum Disastermanagement. DieForschungsarbeiten konzentrierten sich hierbei im Wesentlichen aufmitteltiefe Starkbeben der rumänischen Vrancea-Zone und derenAuswirkungen auf Bukarest.

1.2 Zielsetzung

Erdbeben verursachen weltweit regelmäßig große Naturkatastro-phen, fordern Zigtausende Menschenleben und verursachen Schä-den in Milliardenhöhe. Eine Verringerung der Seismizität ist jedochauch in Zukunft nicht möglich, da sich zukünftige Erdbeben weder

kontrollieren noch verhindern lassen, obwohl dies manchmal be-hauptet wird (DISNEY, 1997, S. 73). Deshalb ist ein wichtiges Gebietin der Erdbebenforschung derzeit die Erforschung von Möglichkeitenzur Reduzierung der Auswirkungen zukünftiger Erdbeben.

Dies lässt sich z. B. erreichen, indem die seismische Gefährdungbei der Raumplanung entsprechend berücksichtigt wird und Gebäu-de erdbebengerecht dimensioniert und gebaut werden. Ein wichtigerBeitrag, den Ingenieurgeologen hierfür zusammen mit Wissen-

schaftlern aus angrenzenden Fachbereichen liefern können, liegt inder Bestimmung der sogenannten Standorteffekte bei Erdbeben,


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1 EINLEITUNG

3

d. h. in der Untersuchung und Quantifizierung des Einflusses deroberflächennahen geologischen Schichten bei der Verstärkung derErschütterungen während eines Erdbebens. Die Bestimmung undkartenmäßige Darstellung der lokalen Standorteffekte für ein räum-lich begrenztes Gebiet erfolgt mittels Mikrozonierungs-Studien.

Die Durchführung einer seismischen Mikrozonierung für Bukarestwar das Ziel eines Teilprojekts des SFBs 461 mit dem Titel „Geo-technische und Seismische Mikrozonierung von Bukarest“. Aus die-sem Teilprojekt B6 heraus entstand die vorliegende Dissertation.Erstmalig wurde dabei eine Methode angewandt, mit der bei einerMikrozonierung nicht nur linear-elastische Effekte, sondern auch

nicht-lineare Effekte berücksichtigt werden können.

1.3 Methodik und Gliederung

Diese Arbeit ist in fünf Kapitel mit jeweils mehreren Unterkapitelngegliedert. Die Abfolge der Kapitel entspricht im Wesentlichen demchronologischen Herangehen an die Mikrozonierung.

Die enge Verzahnung des Teilprojekts B6 mit den anderen Teilpro- jekten des SFBs aus den Fachbereichen Bodenmechanik, Boden-dynamik, Hydrogeologie und Geophysik spiegelt sich auch in dervorliegenden Arbeit wider. Zum Verständnis dieser Arbeit sind des-halb Basiskenntnisse nicht nur aus der Ingenieurgeologie, sondernauch aus den benachbarten Fachbereichen erforderlich.

Einleitend werden zunächst die notwendigen Grundlagen aus derSeismologie vorgestellt und die geologische, hydrogeologische,

geodynamische und seismische Situation des Untersuchungsge-biets im regionalen Rahmen zusammenfassend erläutert. Darüberhinaus werden die Entstehung von Standorteffekten bei Erdbebenund frühere Mikrozonierungs-Studien in Rumänien beschrieben.Abgeschlossen wird das zweite Kapitel mit wesentlichen Grundla-gen aus der Bodenmechanik bzw. -dynamik.

Im dritten Kapitel werden Methodik und Herangehensweise dernicht-linearen Modellierung der Standorteffekte vorgestellt. Zunächst

wird beschrieben, wie die zur Modellierung erforderlichen geologi-schen, hydrogeologischen, bodenmechanischen und seismischen


36/303

1.3 Methodik und Gliederung

4

Parameter, Materialkonstanten und Zustandsvariablen ermittelt wur-den. Danach wird detailliert auf die Durchführung der nicht-linearenModellierung eingegangen.

Die Ergebnisse der Modellierung und deren Auswertung und Inter-pretation werden schließlich im vierten Kapitel vorgestellt. Vergli-chen werden hierbei verschiedene charakteristische Kennwerte derBodenbewegung (maximale absolute und spektrale Beschleunigungsowie dominante Periode) für verschiedene Erdbebenstärken sowieunterschiedliche Grundwasserstände. Soweit möglich werden dieModellierungsergebnisse mit den Ergebnissen anderer Untersu-chungen verglichen.

Abschließend werden im fünften Kapitel die Ergebnisse zusammen-gefasst sowie Vor- und Nachteile der angewendeten Methode be-trachtet. Ebenfalls wird ein Ausblick gegeben, der Anregungen fürkünftige Einsatzmöglichkeiten gibt.


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2 GRUNDLAGEN

5

2 GRUNDLAGEN

2.1 Seismologie

In diesem Kapitel werden einige wichtige Grundlagen der Seismolo-gie, die für das Verständnis dieser Arbeit von größerer Bedeutungsind, kurz erläutert. Darüber hinaus gehende und vertiefende Infor-mationen können in den angegebenen Literaturquellen nachge-schlagen werden.

Erdbeben entstehen durch Bruchvorgänge in der Lithosphäre, häu-fig am Rand tektonischer Platten. Hierbei kommt es entlang derBruchfläche zu Relativbewegungen und damit verbunden im Umfeldder Bruchfläche zu einer Spannungsumlagerung. Bei mittelstarkenbis starken Erdbeben, deren Hypozentrum in wenigen KilometernTiefe liegt, kann die Bruchfläche als geologische Störung bis an dieErdoberfläche reichen, so dass entlang der Bruchfläche/Störung di-rekt mit Schäden durch die Relativbewegungen zu rechnen ist. Beimitteltiefen und tiefen Erdbeben (wie z. B in der rumänischenVrancea-Region) reicht die Bruchfläche nicht bis an die Erdoberflä-che, so dass keine direkten Schäden durch die Relativbewegung

auftreten.

2.1.1 Seismische Wellen

Ein Teil der bei Erdbeben freigesetzten Energie wird jedoch in Formelastischer Wellen abgestrahlt. Die elastischen Wellen führen an derErdoberfläche zu Bodenbewegungen, die nicht nur das Epizentrumoder den Ausbiss der Bruchfläche, sondern ein wesentlich größeres

Gebiet erfassen und dort indirekt Schäden verursachen können.

Es gibt im Wesentlichen zwei verschiedene Wellentypen (STUDER etal., 2007, S. 29 ff.):

• Oberflächenwellen, die sich nur an der Erdoberfläche und inden oberflächennahen Schichten ausbreiten, und

• Raumwellen, die sich dreidimensional durch den Erdkörper

ausbreiten.


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2.1 Seismologie

6

Oberflächenwellen werden vor allem bei Flachbeben angeregt undkönnen bei diesen zu großen Schäden führen, nicht jedoch bei mit-teltiefen oder tiefen Erdbeben. Bei dieser Arbeit wurden sie deshalbnicht berücksichtigt.

Raumwellen lassen sich mit Lichtwellen vergleichen. Unterschiedenwird zwischen zwei verschiedenen Raumwellen:

• P-Wellen (Primär-, Longitudinal- oder Kompressionswellen)und

• S-Wellen (Sekundär-, Transversal- oder Scherwellen).

Während sich P-Wellen durch eine Partikelbewegung parallel zurAusbreitungsrichtung auszeichnen, zeichnen sich S-Wellen durcheine Partikelbewegung senkrecht zur Ausbreitungsrichtung, d. h.durch eine Scherung, aus. Sie werden deshalb als Scherwellen be-zeichnet.

Die Ausbreitungsgeschwindigkeit von P-Wellen ( Pv ) und S-Wellen

( Sv ) hängt von der Dichte ρ , dem Kompressionsmodul K und/oder

dem Schermodul µ der durchlaufenen Schichten im Untergrund ab

(FOWLER, 2005, S. 102):

43 ,

+=P

Kv

µ

ρ (2.1)

.=Sv µ

ρ (2.2)

Ändert sich beim Übergang von Raumwellen an Schichtgrenzen dieAusbreitungsgeschwindigkeit der Wellen (hervorgerufen durch eineÄnderung von Dichte, Kompressions- und/oder Schermodul), kommtes, wie bei Lichtwellen, zur Reflektion bzw. Refraktion der Raumwel-len. Hierbei gilt das SNELLIUS’sche Gesetz. Im Allgemeinen nimmtdie Wellengeschwindigkeit mit abnehmender Teufe ab, so dass dieAusbreitungsrichtung der Erdbebenwellen, die vom Hypozentrumnach oben abgestrahlt werden, zum Lot der Schichtgrenzen gebro-

chen wird. Bei annähernd horizontalen Schichtgrenzen erfolgt eineBrechung der Wellen zur Vertikalen. An der Erdoberfläche führen


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2 GRUNDLAGEN

7

deshalb P-Wellen häufig zu einer Auf- und Abbewegung. S-Wellenhingegen führen zu einer Scherung in horizontaler Richtung. Sie ha-ben aus diesem Grund eine besonders zerstörerische Wirkung. Im

Gegensatz zu Kompressionswellen können sich Scherwellen jedochnicht in Flüssigkeiten ausbreiten, da der Schermodul µ für Flüssig-keiten den Wert 0 annimmt und nach Gl. (2.2) die S-Wellen-Geschwindigkeit deshalb ebenfalls den Wert 0 annimmt.

Im Rahmen dieser Dissertation wurden aufgrund ihres großen Zer-störungspotentials und aufgrund nahezu horizontaler Schichtlage-rung in Bukarest (vgl. Abschnitte 2.2.3 und 3.1.2) nur die horizonta-len Komponenten der S-Wellen betrachtet.

2.1.2 Erdbebenstärke

Zur Beschreibung der Erdbebenstärke gibt es sowohl qualitative alsauch quantitative Kriterien:

Qualitativ lässt sich die Stärke eines Erdbebens beschreiben, indemdie seismische Intensität, d. h. die Wahrnehmbarkeit durch den

Menschen bzw. die Auswirkungen auf Personen und Objekte, nachdem Erdbeben aufgenommen bzw. durch Befragungen ermitteltwird. Die seismische Intensität hängt jedoch nicht nur von der Stärkedes Erdbebens, sondern sehr stark auch vom jeweiligen Standortab. Qualitative Beschreibungen der Erdbebenstärke existieren seit-dem es schriftliche Aufzeichnungen gibt, so dass die seismische In-tensität das älteste Kriterium zur Beschreibung der Erdbebenstärkeist (KRAMER, 1996).

Weltweit gibt es verschiedene, meist 10- bis 12-teilige Intensitäts-Skalen, die jeweils für bestimmte Staaten bzw. Regionen gelten undan die jeweils unterschiedlichen Gegebenheiten (z. B. Bauweise)angepasst sind. Die Skalenwerte der verschiedenen Intensitäts-Skalen lassen sich anhand von Vergleichstabellen gegenseitig ver-gleichen bzw. konvertieren (z. B. STUDER et al., 2007, S. 233). FürOsteuropa wurde 1964 von MEDWEDEW, SPONHEUER und KÁRNÍK die12-teilige MSK-Skala entwickelt, die auch in Rumänien verwendet

wird. Eine Beschreibung der Charakterisierung der einzelnen Ska-lenwerte findet sich z. B. bei KIENZLE (2002, S. 7).


40/303

2.1 Seismologie

8

Nach der Entwicklung moderner Messgeräte zur Charakterisierungder durch Erdbeben hervorgerufenen Bodenbewegung, ließ sich dieErdbebenstärke in der ersten Hälfte des 20. Jh. erstmalig quantifi-zieren (KRAMER, 1996). Das Konzept einer Erdbebenmagnitude zurQuantifizierung der Erdbebenstärke wurde 1935 durch RICHTER ein-geführt (FOWLER, 2005, S. 115). Neben der RICHTER-Magnitudewurden später noch weitere Erdbebenmagnituden eingeführt, diesich allesamt aus den instrumentell ermittelten Amplituden jeweilsunterschiedlicher Wellentypen bzw. alternativ auch aus der Erdbe-bendauer sowie aus der Entfernung des Seismometer- bzw.Akzellerometer-Standorts zum Epizentrum ableiten lassen. Um so-wohl schwache als auch starke Erdbeben mit der gleichen Magnitu-

den-Skala quantifizieren zu können, sind alle Magnituden-Skalenlogarithmisch. Die Magnituden-Skalen haben darüber hinaus – zu-mindest theoretisch – keinen oberen und unteren Grenzwert(STUDER et al., 2007, S. 234).

Nachteil der oben beschriebenen Erdbebenmagnituden ist, dass siesich auf instrumentelle Aufzeichnungen beziehen. Deshalb errei-chen sie ab einer gewissen Erdbebenstärke aufgrund instrumentel-ler Begrenzungen eine Sättigung. Außerdem beschreiben sie dieErdbebenstärke lediglich empirisch und können nicht aus physikali-schen Größen berechnet werden.

Eine physikalische Größe zur Quantifizierung der Erdbebenstärkehingegen ist das seismische Moment 0M , welches die bei einemErdbeben freigesetzte Energie beschreibt. Es ist das Produkt ausdem Schermodul µ des Materials der Bruchzone eines Erdbebens,der Größe der Bruchfläche A und dem mittleren Versatz u zwischen

beiden Seiten der Bruchflächeµ =0 .M Au (2.3)

HANKS & KANAMORI (1979) schlugen deshalb die Einführung derMomentmagnitude WM vor, die sich über das seismische Moment

0M berechnen lässt:

010

2log 6 .

3 NmW

MM

= −

(2.4)


41/303

2 GRUNDLAGEN

9

Durch die Bildung des dekadischen Logarithmus und die Multiplika-tion mit dem Faktor 2/3 nimmt die Momentmagnitude nicht-linear mitder freigesetzten Energie zu. Vielmehr entspricht eine Änderung der

Momentmagnitude um eine Einheit etwa einer Änderung der Ener-giefreisetzung um den Faktor 31,6. Z. B. wird bei einem Erdbebender Momentmagnitude 8

WM = die 1000-fache Energiemenge eines

Erdbebens der Momentmagnitude 6WM = freigesetzt.

2.1.3 Charakteris ierung der seismischen Erschütterung

Erdbebenwellen breiten sich vom Hypozentrum eines Erdbebens

ausgehend dreidimensional in alle Raumrichtungen aus. Zur voll-ständigen Erfassung der Erdbebenbewegung müssen die Wellendeshalb dreidimensional registriert werden. An einem Standort wer-den in der Praxis drei meist zu einander orthogonale Komponentengemessen und aufgezeichnet, üblicherweise zwei Horizontalkompo-nenten und eine Vertikalkomponente.

Aufgezeichnet werden für alle drei Komponenten – je nach Messge-rät – Zeitreihen der Verschiebung, Geschwindigkeit oder Beschleu-

nigung der Bodenbewegung an der Geländeoberkante (GOK), sel-ten auch in Bohrlöchern. Normalerweise wird nur eine dieser dreiGrößen direkt gemessen und die anderen beiden durch Integrationbzw. Ableitung berechnet (KRAMER, 1996).

Zur Charakterisierung der seismischen Erschütterungen werden ausden Zeitreihen die Maxima der Amplituden bestimmt. Der am häu-figsten verwendete Parameter ist die maximale (absolute) Beschleu-nigung an der Bodenoberfläche (PGA, peak ground acceleration),

wobei aufgrund der in Abschnitt 2.1.1 genannten Brechung der Aus-breitungsrichtung der Erdbebenwellen zur Vertikalen bei der Be-stimmung der PGA meist nur die Resultierende der beiden horizon-talen Zeitreihen berechnet wird. Zahlreiche empirische Korrelationenzwischen PGA und seismischer Intensität wurden entwickelt, wobeidiese Korrelationen nicht sehr genau sind (KRAMER, 1996). Analoglässt sich auch die maximale (absolute) Geschwindigkeit an der Bo-denoberfläche (PGV, peak ground velocity) ermitteln.

Die durch ein Erdbeben hervorgerufenen Bodenerschütterungenbestehen aus einer Vielzahl sinusförmiger Wellen unterschiedlicher


42/303

2.1 Seismologie

10

Frequenz/Periode, Phase und Amplitude, die sich überlagern und jenach Phase gegenseitig verstärken oder abschwächen. Da dieAuswirkungen eines Erdbebens auf Gebäude nicht nur von den ausden Zeitreihen ermittelten Amplitudenmaxima, sondern in hohemMaße auch von den Frequenzen der Bodenerschütterung abhängen(KIENZLE, 2002, S. 10), werden die seismischen Erschütterungenebenfalls anhand ihres Frequenzspektrums charakterisiert.

Hierzu werden die Zeitreihen mit einer Fourier-Transformation in ei-ne frequenzabhängige Darstellung überführt (z. B. KRAMER, 1996).Fourier-Amplitudenspektren (d. h. Darstellung der Fourier-Amplitudeüber die Frequenz/Periode) werden meist für die (horizontale) Be-schleunigung, untergeordnet auch für die (horizontale) Geschwin-digkeit ermittelt. Charakteristische Werte, die den Fourier-Amplitu-denspektren entnommen werden können, sind die dominante Perio-de (Periode, bei der das Maximum der Fourier-Amplitude auftritt)und der zugehörige Fourier-Amplitudenwert (KIENZLE, 2002, S. 10).

Jedes Bauwerk zeichnet sich durch eine charakteristische Eigenpe-riode aus, die in der Regel von der Gebäudehöhe (bzw. bei Brückenvon der Länge des Bauwerks) abhängt. Bei Erdbeben sind beson-ders jene Gebäude gefährdet, deren Eigenperiode mit der dominan-ten Periode des Erdbebens übereinstimmt, so dass Resonanzeffek-te auftreten können (z. B. STUDER et al., 2007, S. 241). NachKRAMER (1996, zit. in KIENZLE, 2002, S. 24) lässt sich die Eigenperi-ode T0 von Gebäuden anhand der Anzahl ihrer Stockwerke ab-schätzen

0

Anzahl der Stockwerke.

10≈T (2.5)

Zur Abschätzung des Gefährdungspotentials für niedrige Gebäude,mittelhohe bis hohe Gebäude sowie lange Brücken wird deshalbhäufig die spektrale Beschleunigung bei 0,3 s, 1,0 s und 3,0 s alscharakteristische Größe ermittelt (z. B. WENZEL et al., 2001; KIENZLE,2002). Diese Werte lassen sich aus den Fourier-Amplitudenspektrender Beschleunigung entnehmen.

Auch die Dauer einer seismischen Erschütterung hat Einfluss aufdie Auswirkungen eines Erdbebens auf Bauwerke. Zum einen kann

die Bausubstanz durch eine Vielzahl verhältnismäßig kleiner Er-schütterungen ebenfalls stark geschädigt werden (STUDER &


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KOLLER, 1997, zit. in KIENZLE, 2002, S. 10), zum anderen sind vielephysikalische Vorgänge wie Reduzierung der Steifigkeit oder Aufbauvon Porenwasserdruck von der Anzahl der Belastungszyklen ab-hängig (KRAMER, 1996).

2.2 Rumänien/Bukarest

2.2.1 Lage

Das für die durchgeführten Arbeiten ausgewählte Untersuchungs-gebiet befindet sich in der rumänischen Hauptstadt Bukarest (rumä-nisch: Bucureşti ).

Bukarest befindet sich im Südosten Rumäniens in der RegionMuntenien auf einer Höhe von etwa 55–95 m ü. SM (vgl. Abb. 2-1).Aus geomorphologischer Sicht liegt Bukarest im zentralen Teil derRumänischen Tiefebene, die sich zwischen den Südkarpaten imNorden und der Donau im Süden erstreckt. Die Rumänische Tief-ebene ist zur Donau leicht geneigt. Sie wird von einigen nach Süd-osten fließenden Nebenflüssen der Donau durchzogen.

Abb. 2-1: Physische Karte von Rumänien (modifiziert nach www 1).


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Die Stadt liegt auf einer leicht nach Südosten einfallenden Ebene, indie sich zwei nahezu parallel verlaufende Flüsse eingetieft haben:Colentina im Nordosten und Dambovita (rumänisch: Dâmboviţa) imSüdwesten. Diese beiden Flüsse trennen die Bukarester Ebene undteilen das Stadtgebiet in fünf geomorphologische Einheiten (vgl.Abb. 2-2): einen etwa 4 km breiten zentralen Teil (der sogenannteInterfluviale Bereich), der von den beiden Flussniederungen vonColentina und Dambovita, die zwei weitere geomorphologische Ein-heiten bilden, gesäumt wird, sowie einen südwestlichen und einennordöstlichen Teil (genannt Cotroceni-Vacaresti-Plateau bzw.Baneasa-Pantelimon-Plateau). Die Altstadt mit zahlreichen histori-schen Gebäuden befindet sich im zentralen Interfluvialen Bereich

zwischen den beiden Flüssen. Im südwestlichen Teil der BukaresterEbene befinden sich das Parlament sowie große Wohn- und Indus-triegebiete. Besiedelt sind jedoch auch Anteile der beiden Flussnie-derungen sowie des nordöstlichen Teils der Bukarester Ebene.

Die Flussniederung der Colentina ist durchschnittlich etwa 500 mbreit, mäandrierend und weist besonders steil Prallhänge auf. DieFlussniederung der Dambovita hingegen ist wesentlich breiter(durchschnittlich etwa 2 km) und weniger mäandrierend. DieDambovita verläuft heute kanalisiert in der ebenen Flussniederung.Besonders der orografisch rechte Rand der Dambovita-Flussniederung ist gekennzeichnet durch steile Hänge (vgl. Abb.3-1).

Die Einwohnerzahl der Region Bukarest, einer „Agglomeration“ nachDefinition der UNITED NATIONS (1998), beträgt etwa 2,6 Mio. Einwoh-ner (www 1). Davon leben im suburbanen Umland und in den Vor-

stadtgemeinden etwa 700.000 Menschen. In der Kernstadt Bukarestselbst leben etwa 1,9 Mio. Einwohner (letzte Volkszählung 1.7.2007;www 1, www 2) und damit knapp 10 % der GesamtbevölkerungRumäniens.


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Abb. 2-2: Flächennutzung Bukarests, geomorphologische Einheiten und Lage

des Untersuchungsgebiets.


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2.2.2 Geologie

Geologisch gesehen befindet sich Bukarest auf der MoesischenPlattform, einem seit Beginn des Paläozoikums konsolidierten Krus-

tenbereich, der im Norden und Osten durch die Trotus- bzw.Peceneaga-Camena-Störung begrenzt wird (MATENCO et al., 2007,S. 5; vgl. auch Abb. 2-3). Die Moesische Plattform wird durch dieNordwest-Südost-streichende Intramoesische Störung in einennordöstlichen Teil (Dobrudscha-Block) und einen südwestlichen Teil(Walachei-Block) geteilt (VAN DER HOEVEN et al., 2005). Bukarestliegt südwestlich der Intramoesischen Störung auf dem Walachei-Block.

Abb. 2-3: Vereinfachte geologische Karte der Süd- und Ostkarpaten und derangrenzenden Gebiete. Bukarest befindet sich etwa 130–180 km südlichder Vrancea-Zone (modifiziert nach S ĂNDULESCU et al., 1978;S ĂNDULESCU, 1984; MATENCO et al., 2003; FIELITZ & SEGHEDI, 2005,S. 112).


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Die heutige geologische Situation Bukarests steht in engem Zu-sammenhang mit der kretazisch-känozoischen Orogenese der Kar-paten. Auch die beständige Erdbebengefährdung Südost-Rumäniens und der angrenzenden Regionen hat ihren Ursprung indieser inzwischen abklingenden Gebirgsbildung. Aufbau und Zu-sammensetzung des geologischen Untergrunds des Gebiets zwi-schen den Karpaten im Norden und der Donau im Süden sind ge-prägt durch die Ausbildung des großen Karpaten-Vorlandbeckensund dessen synorogenetischer Verfüllung mit klastischen Sedimen-ten. Diese paläogenen und neogenen Sedimente bilden einen bis zu12–16 km mächtigen klastischen Keil (MATENCO et al., 2003, S. 77),der sich nach Süden und Osten zunehmend verjüngt und die ehe-

malige Subsidenz gut widerspiegelt.

Das geologische Basement der Moesischen Plattform besteht auszwei strukturellen Einheiten: dem präkambrischen kristallinen Sockelaus chloritischen und serizitischen Schiefern und den darüber la-gernden gefalteten und verschuppten marinen Formationen ausdem Mittleren Karbon (MÂNDRESCU et al., 2004, S. 39; BALA et al.,2005, S. 153). Im Raum Bukarest weist diese zweite strukturelleEinheit eine Mächtigkeit von 4.000 m bzw. 5.000 m auf (MÂNDRESCU & RADULIAN, 1999).

Die sedimentäre Bedeckung des Basements der Moesischen Platt-form erreicht eine Gesamtmächtigkeit von bis über 6.000 m(MÂNDRESCU et al., 2004, S. 39). Abgelagert wurden diese marinenund terrestrischen Formationen während vier Hauptsedimentations-zyklen: im Paläozoikum (spätestens seit dem Ordovizium bis insKarbon), vom Perm bis in die Obere Trias, vom späten Unteren Jura

bis in die Obere Kreide und vom Mittleren Miozän (Badenium) bisins Quartär (MÂNDRESCU et al., 2004, S. 39). Für die nachfolgendenUntersuchungen sind vor allem die jüngsten Sedimentite und Sedi-mente des 4. Hauptsedimentationszyklus von Bedeutung. Im Fol-genden werden sie deshalb noch etwas näher beschrieben.

Nach einer Unterbrechung der Sedimentation im Paläogen – Eozän,Oligozän und Unteres Miozän fehlen nach MÂNDRESCU et al. (2004,S. 40), MUTIHAC & IONESI (1974, zit. in BALA et al., 2005, S. 153) undPARASCHIV (1979, zit. in BALA et al., 2005, S. 153) – setzte sich dieSedimentation im Neogen fort und reicht bis ins Quartär. Die Mäch-


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tigkeit dieser ungefalteten neogenen und quartären sedimentärenAblagerungen, die Teil des klastischen Keils und rein terrigene Ab-lagerungen sind (MÂNDRESCU et al., 2004, S. 40), ist im Norden Bu-karests größer als im Süden. Über den im Gesamten etwa 700 bis1.000 m mächtigen neogenen Flachwassersedimenten wurden flu-viatile und äolische quartäre Sedimente abgelagert (LITEANU, 1952;CIUGUDEAN & MARTINOF, 2000). Die Basis dieser unverfestigten bzw.lediglich gering verfestigten quartären Ablagerungen taucht nachNorden ab und befindet sich etwa 230–400 m unter der heutigenGeländeoberfläche. Die quartären Ablagerungen bestehen aus einerWechselfolge fein- und grobklastischer Sedimente, die im folgendenAbschnitt näher beschrieben werden. Im heterogenen Aufbau dieser

Schichten spiegeln sich die wechselnden Sedimentationsbedingun-gen wider.

2.2.3 Quartär

Detaillierte Informationen über den quartären Untergrund der rumä-nischen Hauptstadt liegen vor allem aus geotechnischen und hydro-geologischen Erkundungsbohrungen vor, die zum Zweck der Bau-grunderkundung und Grundwassererschließung durchgeführt wur-den.

Die quartären Lockergesteine stellen eine inhomogene Wechselfol-ge fein- und grobkörniger klastischer Sedimente dar. Eine bis heuteverwendete stratigraphische Klassifizierung der quartären Schichtenim Raum Bukarest wurde von LITEANU (1952) vorgenommen. An-hand charakteristischer lithologischer, geotechnischer, hydrogeolo-

gischer und bodendynamischer Eigenschaften lassen sich insge-samt sieben Einheiten unterscheiden (LUNGU, ALDEA et al., 1999).

Die Mächtigkeit dieser Einheiten ist lokal starken Schwankungen un-terworfen. Auch die Tiefenlage der Schichtgrenzen variiert lateralinnerhalb geringer Entfernungen beträchtlich. Da sich der Verlaufder Flüsse und somit auch die Ablagerungsbedingungen in der Ver-gangenheit häufig änderten, sind sowohl lateral als auch vertikal aufkleinem Raum lithologische Variationen und Übergänge zu be-

obachten (CIUGUDEAN & MARTINOF, 2000).


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Im Folgenden werden die einzelnen Einheiten, beginnend mit derältesten und endend mit der jüngsten quartären Einheit, genauerbeschrieben und charakterisiert:

Die Frăţeşti -Formation (manchmal auch Frăţeşti -Komplex genannt),die in allen Tiefbohrungen im Raum Bukarest angetroffen werdenkann, besteht aus drei sandigen Kieshorizonten, die von zwei Mer-gel- bzw. Tonlagen getrennt werden (LUNGU, ALDEA et al., 1999;BALA et al., 2005). In allen drei Kieshorizonten lassen sich Fining-up-Sedimentationszyklen von Kies und Grobsand an der Basis zu Tonim Hangenden erkennen. Die Frăţeşti -Formation, deren Kieshori-zonte bedeutende Grundwasserleiter bilden (vgl. Abschnitt 2.2.4),

lagert diskordant auf pliozänen Sanden und hat eine Mächtigkeitzwischen 100 m und 180 m. Ein Abtauchen dieser Formation nachNorden, zum Zentrum des Vorlandbeckens der Südkarpaten, ist zuerkennen: die Oberfläche der Formation befindet sich im Süden Bu-karests etwa 75 m u. GOK, im Norden etwa 190 m u. GOK. Auf-grund von Säugetierfunden lässt sich das Alter der Formation aufSpätes Pliozän (Spätes Romanian) bis Frühes Pleistozän angeben(GHENEA, 2004, S. 219).

Der Lakustrische Komplex (manchmal auch als Mergel- oder Uzunu-[Mergel-]Komplex bezeichnet, vgl. MÂNDRESCU, RADULIAN &M ĂRMUREANU, 2007) wurde im Mittleren Pleistozän gebildet(MÂNDRESCU, RADULIAN & M ĂRMUREANU, 2007, S. 369) und setzt sichaus wechsellagernden mergeligen Tonen und Feinsanden zusam-men. Der Anteil an reinen Tonen überwiegt deutlich. Auch in dieserEinheit sind wieder Fining-up-Sequenzen von Sand zu Ton ausge-bildet. Die Mächtigkeit des Lakustrischen Komplexes nimmt, bedingt

durch das Abtauchen der tiefer liegenden Frăţeşti -Formation, nachNorden zu und beträgt zwischen 60 m und 130 m. Die Oberflächeder Einheit befindet sich in einer Teufe von etwa 20–50 m u. GOK.Sie ist nahezu horizontal, da nach der Ablagerung des Lakustri-schen Komplexes keine weitere nennenswerte Absenkung des Vor-landbeckens mehr erfolgte (MÂNDRESCU et al., 2004, S. 46).

Die Mostiştea-Sand-Formation (manchmal auch als Mostiştea-Sande oder Mostiştea-Sandbank bezeichnet) besteht überwiegend

aus Fein- bis Mittelsanden, die vereinzelt Zwischenhorizonte aussandig-schluffigen Tonen aufweisen. Sie ist im gesamten Stadtge-


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biet Bukarests durch Bohrungen anzutreffen, weist jedoch beträcht-liche Mächtigkeitsunterschiede auf. Sie liegt etwa subhorizontal undweist eine Mächtigkeit zwischen 1 m und 25 m auf. Während derÜbergang vom Lakustrischen Komplex durch eine Zunahme derKorngröße deutlich ausgeprägt ist, besteht zu den jüngeren Inter-mediären Tonablagerungen ein allmählicher Übergang. Die Sandedieser Formation bilden einen teilweise gespannten Grundwasserlei-ter (vgl. Abschnitt 2.2.4). Gebildet wurde diese Formation im OberenPleistozän (MÂNDRESCU, RADULIAN & M ĂRMUREANU, 2007, S. 369).

Die Intermediären Tonablagerungen sind charakterisiert durchüberwiegend stark konsolidierte Tone mit Einschaltungen gering-

mächtiger Sandhorizonte. Kennzeichnend für diese Einheit ist diegroße Variabilität hinsichtlich ihrer Mächtigkeit und Zusammenset-zung: im Norden Bukarests sind die Intermediären Tonablagerungen bis zu 25 m mächtig, nach Süden keilen sie aus und fehlen stellen-weise ganz. Die Intermediären Tonablagerungen wurden im OberenPleistozän gebildet (MÂNDRESCU, RADULIAN & M ĂRMUREANU, 2007,S. 369).

Der Colentina-Kieskomplex stammt nach MÂNDRESCU, RADULIAN &

M ĂRMUREANU (2007 S. 369) ebenfalls aus dem Oberen Pleistozänund zeichnet sich durch eine große Variabilität des Korngrößen-spektrums aus. Überwiegend besteht er aus Kiesen und Sanden,

jedoch treten stellenweise auch bis zu 5 m mächtige Tonlinsen darinauf (CIUGUDEAN & MARTINOF, 2000). Diese grobklastische Einheit istein bedeutender Grundwasserleiter (vgl. Kapitel 2.2.4), der eine ma-ximale Mächtigkeit von 20 m erreicht, jedoch im westlichen Stadtbe-reich fehlt. Dort, wo die Intermediären Tonablagerungen fehlen,

überlagert der Colentina-Kieskomplex direkt die Mostiştea-Sand-Formation.

Den Oberen Tonig-Sandigen Komplex bilden Sedimente aus demOberen Pleistozän bis Holozän (MÂNDRESCU, RADULIAN &M ĂRMUREANU, 2007, S. 369), die überwiegend aus Lösslehm, sandi-gen Tonen und Sandlinsen bestehen. Die Mächtigkeit und Zusam-mensetzung dieser Einheit variiert stark in Abhängigkeit von derGeomorphologie des Standorts. Auf den Ebenen der Hochflächen

wurde vor allem Lösslehm abgelagert, während in den Flussniede-rungen im Wesentlichen eine etwa 3–6 m mächtige Wechselfolge


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von sandigen Tonen und Sanden sedimentiert wurde. Im zentralenBereich zwischen Colentina und Dambovita weisen die Ablagerun-gen des Oberen Tonig-Sandigen Komplexes eine Mächtigkeit vonbis zu 5 m auf, nördlich der Colentina bzw. südlich der Dambovitaerreicht diese Einheit über 10 m bzw. bis etwa 16 m Mächtigkeit(LUNGU, ALDEA et al., 1999). Rezent kommt es nur noch in den bei-den Flusstälern zur Akkumulation von Ton, Schluff und Sand.

Mutterboden und inhomogene, nahezu unkonsolidierte anthropoge-ne Aufschüttungen, hervorgerufen durch eine rege Bautätigkeit inden vergangenen Jahrzehnten, bilden im gesamten Stadtgebiet einesehr inhomogene Deckschicht (LUNGU, ALDEA et al., 1999) und somit

den Abschluss der quartären Abfolge. Ihre Mächtigkeit beträgt in derRegel 0,3–3 m, in wenigen Fällen beträgt die Mächtigkeit deranthropogenen Aufschüttungen jedoch bis zu 10 m.

Von den genannten geologischen Formationen haben die oberflä-chennahen unverfestigten quartären Sedimente sowie die weit ver-breiteten anthropogenen Aufschüttungen einen fundamentalen Ein-fluss auf die innerhalb des Stadtgebiets stark variierenden Standort-effekte bei Erdbeben.

2.2.4 Hydrogeologie

Aus hydrogeologischer Sicht sind vor allem die quartären Schichtenim Untergrund Bukarests von großer Bedeutung. Das Vorkommengering durchlässiger tonig-schluffiger Sedimente führt zur hydrauli-schen Trennung der besser durchlässigen sandig-kiesigen Sedi-mente und ermöglicht die Ausbildung von drei Hauptgrundwasserlei-

tern im Untergrund von Bukarest. Diese sind regional gespannt undwerden von oben nach unten als Colentina-, Mostiştea- und Frăţeşti -Grundwasserleiter bezeichnet. Diese drei zum Teil rinnenförmigausgebildeten Sand-Kies-Schichten sind die wichtigsten Grundwas-serleiter Bukarests (BRETOTEAN et al., 1986; ZAMFIRESCU et al.,1999).

Der oberflächennahe Colentina-Grundwasserleiter reicht bis etwa5 m u. GOK und weist große Mächtigkeitsunterschiede auf (vgl. Ab-schnitt 2.2.3). Er ist nicht im gesamten Stadtgebiet anzutreffen und


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fehlt insbesondere im Westteil Bukarests. Die Durchlässigkeit diesesungespannten Grundwasserleiters liegt bei 9,7×10-5 bis 1,2×10-4 m/s(charakteristisch für Sande; vgl. HÖTZL & ROHN, 2004, S. 339). Sai-sonal und anthropogen bedingt kommt es zu jährlichenGrundwasserstandsschwankungen von etwa 2–3 m.

Der nächst niedrigere Mostiştea-Grundwasserleiter (ab ca. 15 mTeufe) liegt quasi horizontal, keilt aber stellenweise aus (vgl. Ab-schnitt 2.2.3). Die mittlere Durchlässigkeit beträgt 8,3×10-5 m/s, ei-nem typischen Wert für Fein- und Mittelsande (HÖTZL & ROHN, 2004,S. 338). Das Grundwasser ist allgemein gespannt.

Der Frăţeşti -Grundwasserleiter (ab ca. 150 m Teufe) stellt denmächtigsten und tiefsten Grundwasserleiter in der quartären Schich-tenfolge im Untergrund Bukarests dar. Er besteht aus drei Grund-wasserstockwerken, in denen das Grundwasser gespannt ist. Dasoberste Grundwasserstockwerk hat eine für Sande ungewöhnlichgeringe Durchlässigkeit von 1,3×10-5 bis 5,4×10-5 m/s (HÖTZL &ROHN, 2004, S. 338).

Der freie Grundwasserstand variiert von Standort zu Standort. Die

geomorphologischen Einheiten weisen unterschiedliche Grundwas-serstände auf: in den Flussniederungen von Colentina undDambovita ist der Grundwasserflurabstand am geringsten (etwa2–5 m), im Interfluvialen Bereich beträgt er meistens mehr als 5 mund in den nördlichen und südlichen Plateaus wird das Grundwas-ser in einer Teufe zwischen 5 m und 10 m angetroffen (z. B.MÂNDRESCU & RADULIAN, 1999, S. 111; HÖTZL & ROHN, 2004, S. 339;vgl. Abb. 2-4).

Aus langjährigen Aufzeichnungen des Grundwasserstands (aufge-nommen seit den 1970-er Jahren durch das rumänische NationaleInstitut für Hydrologie und Wasserwirtschaft, INHGA) können sowohlsaisonale als auch langfristige Schwankungen und Trends desGrundwasserstands in Bukarest ermittelt werden. Daraus ergibt sichnach HÖTZL & HANNICH (2004) folgendes Bild:


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Abb. 2-4: Grundwasserflurabstands-Karte für Januar 2004. Aufgrund geringerAnzahl von Piezometer-Standorten im Norden und Süden sind die inter-polierten Werte dort mit größeren Ungenauigkeiten behaftet. Neben denPiezometer-Standorten (dargestellt durch kleine helle Dreiecke), die fürdie Ermittlung des Grundwasserflurabstands zur Verfügung standen, sindzur Orientierung das SFB-Testgebiet (rot), die Konturen der wichtigstenStraßen Bukarests (schwarz) sowie der Verlauf der beiden FlüsseColentina und Dambovita (blau) eingezeichnet (aus: HÖTZL & HANNICH,2004, S. 404 nach Daten von INHGA und S.C. Metroul S.A.; Koordina-tenangaben: UTM WGS84, Zone 35T).


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• die saisonalen Schwankungen betragen maximal etwa 2–3 m,

• zusätzlich sind seit Beginn der Aufzeichnungen verschiedenelangfristige Trends auszumachen:

o im Interfluvialen Bereich ist ein langfristiger Anstieg desGrundwasserstands um etwa 1,0 m bis 1,5 m zu beobach-ten (vgl. Abb. 2-5) während

o für das nördliche und das südliche Plateau hingegen einelangfristige Absenkung des Grundwasserstands um bis zu1,5 m zu beobachten ist (vgl. Abb. 2-6);

• der Unterschied zwischen dem niedrigsten und dem höchsten

Grundwasserstand im Beobachtungszeitraum beträgt je nachStandort zwischen etwa 2,0 m und 4,5 m.

Verglei

ehret dissertation 2010

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