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Power spectral density (PSD) is a quantity to specify the signal level of stochastic, stationary noise.

On the basis of the group-velocity formula the occurrence of negative group velocities of Rayleigh waves is theoretically discussed for simplified models of Mexico City's basin by using results of a preceding article of the authors.

The two sensors of the SG 056 double-sphere superconducting gravimeter at BFO (Black Forest Observatory, Germany) show differences in their response to long-period seismic signals. Their frequency response deviates from the nominal GGP1-filter (8th-order Bessel low-pass). We experimentally derive parameterized models for the sensor’s full frequency response by application of square-wave and down-sweep drive signals to the feedback circuit and subsequent inversion. The latter is carried out with the program calex in the time domain which iteratively minimizes the least-squares misfit between the output signal predicted with the filter model and the actual output of the sensor. We seek for values of eigenperiod and damping of the four 2nd-order subsystems of 8th-order low-pass filters. The resulting filters deviate considerably from the nominal response of the GGP1-filter also in that they are not Bessel filters. Remaining residuals indicate that the models are not able to capture the exact response. Nevertheless, they substantially reduce amplitudes of waveform-residuals in long-period earthquake recordings by a factor of four. The filter response curves approach their DC-limit (frequency f = 0Hz) within the frequency band of the drive signals. Thus we estimate the asymptotic signal delay ΔtDC to be considered in tidal analysis to be ΔtDCG1 = 10.44s for the lower sensor G1 (heavier sphere) and ΔtDCG2 = 9.86s for the upper sensor G2 (standard sphere). The accuracy of these values appears to be not better than 0.07s. For signals recorded with voltmeters on the UIPC data-acquisition and distributed through the IGETS data center (formerly GGP) ΔtDCG1 = 9.84s and ΔtDCG2 = 9.26s.

Surface wave methods gained in the past decades a primary role in many seismic projects. Specifically, they are often used to retrieve a 1D shear wave velocity model or to estimate the VS,30 at a site. The complexity of the interpretation process and the variety of possible approaches to surface wave analysis make it very hard to set a fixed standard to assure quality and reliability of the results. The present guidelines provide practical information on the acquisition and analysis of surface wave data by giving some basic principles and specific suggestions related to the most common situations. They are primarily targeted to non-expert users approaching surface wave testing, but can be useful to specialists in the field as a general reference. The guidelines are based on the experience gained within the InterPACIFIC project and on the expertise of the participants in acquisition and analysis of surface wave data., Bulletin of Earthquake Engineering, 16 (6), ISSN:1570-761X, ISSN:1573-1456

Die Verwendung von Oberflächenwellen kann immer dann für die flachseismische Erkundung von besonderem Nutzen sein, wenn direkt die Scherelastizität oder auch die Poisson-Zahl der untersuchten Struktur von Interesse ist. Dies ist unter anderem bei der seismischen Mikrozonierung, bei Baugrunduntersuchungen oder der Detektion von Wassersättigung im Lockersediment der Fall. Außerdem kann mit Oberflächenwellen (im Gegensatz zur Refraktionsseismik) die Struktur unter harten Deckschichten analysiert werden. Das ist bei der Untersuchung asphaltierter Flächen und auch zur Untersuchung der Asphaltschichten selber hilfreich. Hochfrequente Oberflächenwellen sind aufgrund ihrer Natur extrem empfindlich für sehr flache Strukturen. Sie eignen sich daher auch für Untersuchung von Oberflächen in der Materialprüfung. In diesem Beitrag will ich die Möglichkeiten skizzieren, die Oberflächenwellen für die flachseismische Erkundung bieten. Ich werde mich dabei auf Rayleigh-Wellen konzentrieren, die besonders einfach erzeugt und aufgezeichnet werden können. Neben dem Nutzen, den Oberflächenwellen bieten, werde ich speziell auch auf Tücken eingehen, die für die Flachseismik typisch sind. Diese müssen dem Praktiker bewusst sein, um Fehlinterpretationen zu vermeiden.

Skriptum als Anleitung zur Erstellung einer Literaturliste und zur Verwendung von Zitaten in geophysikalischen Arbeiten.

Die Festschrift anlässlich des 50. Geburtstags des Geophysikalischen Instituts in 2014 wurde hauptsächlich von Herrn Dr. Claus Prodehl zusammengestellt. Die einzelnen Beiträge stammen von ehemaligen und aktuellen GPI-Mitarbeitern und Mitarbeiterinnen.

At BFO (Black Forest Observatory) we synchronize seismic data acquisition systems to a 1 PPS (pulse per second) signal generated by GPS disciplined clocks (Meinberg GPS 166 and GPS 167). While the clocks are operated in the laboratory building, the 1 PPS signal must be distributed to the instruments in the mine. We use optical fibres (FO) to transmit the signal over distances of several hundred meters. The circuits described below are used to convert the TTL level 1 PPS signal to an FO signal. And they are used to serve mutiple FOs from one single input signal. A distributor (sec. 2.1) is installed in the electronics vault in the mine. This circuit receives the 1 PPS signal through one FO input and feeds six FO outputs. Finally the optical signal is converted to TTL, RS 422, or RS 232 near the data acquisition system (secs. 2.2 and 2.3).

New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP2)

The superconducting gravimeter SG 056 at BFO shall be recorded on a seismic data acquisition system additionally to the usual SG-datastream recorded with DVMs (digital voltmeters). A Q330HR (Kinemetrics, Inc.) data acquisitions system will be installed for this purpose and the second output of the SG gravity cards will be supplied to this digitizer. The Q330HR expects to receive symmetric differential input signals while the SG 056 superconducting gravimeter electronics just supply single ended signals. The buffer amplifier produces symmetric output signals to be recorded on the Q330HR.

Aufgrund des nicht isotropen seismischen Hintergrundsignals, das im Stadtgebiet von Bukarest aufgezeichnet wurde, können die Wellengruppen in den Kreuzkorrelogrammen nicht als Impulsantwort des Untergrundes interpretiert werden. Die dominanten Wellengruppen konnten aber mit Hilfe einer Migrationsanalyse einer Punktquelle im Stadtgebiet zugeordnet werden. Die extrem kurze Länge der Ausgangszeitreihen, die zum Lokalisieren der Punktquelle in der Migrationsanalyse benötigt werden, ermöglicht eine Abbildung ihrer zeitlichen Variationen. Mit Hilfe eines Slant Stacks konnten die Wellengruppen in den Kreuzkorrelogrammen, die auf dem diffusen Anteil im seismischen Hintergrundsignal basieren, durch Stapelung verstärkt werden, während die dominanten Wellengruppen der Punktquelle in der Stapelung nicht verstärkt wurden. Auf diese Weise konnten das Signal-Stör-Verhältnis wesentlich verbessert und Dispersionskurven gewonnen werden. Diese konnten zu einem einfachen Untergrundmodell invertiert werden, das eine Lücke in den vorhandenen Modellen für die Struktur in den ersten 400 m unter Bukarest schließt.

Abhängig vom Ausbreitungsmedium können sich die Dispersionskurven der Phasen-Geschwindigkeit verschiedener Rayleigh-Moden sehr nahe kommen, sich fast berühren. Diese Berührpunkte sind in der englischsprachigen Literatur als ”osculation points“ bekannt. Geläufig sind sie im Zusammenhang mit der Stoneley-Mode an der Kern-Mantel-Grenze. Deren Dispersionskurve wird aus Teilen der Dispersionskurven mehrerer Normalmoden aufgebaut. Jeweils an einer Oskulation wechselt die Stoneley-Mode zur nächsthöheren Normalmode. An Oskulationspunkten wechseln häufig physikalische Eigenschaften den Normalmodenast. Dazu gehört auch die Amplitude der Mode an der Oberfläche. Das kann dazu führen, dass zwei Normalmoden der theoretischen Lösung des Eigenwertproblems in Messdaten eine einzelne effektive Mode bilden. Dies führt zu unerwünschten Mehrdeutigkeiten bei der Inversion von Messdaten und ist eine Quelle systematischer Fehler. Oskulationen treten in flachseismischen Messdaten auffallend häufig auf. Vermutlich liegt das an den im flachen Untergrund vergleichsweise starken Kontrasten der Materialeigenschaften. Im vorliegenden Text stelle ich einige Arbeiten aus der Seismologie zu Oskulationsphänomenen zusammen. Ich erläutere das Phänomen und die verwendeten Begriffe. Oskulationen scheinen dann aufzutreten, wenn zwei nahezu unabhängige Lösungen des Randwertproblems existieren, die nur schwach gekoppelt sind. Ich skizzere einen Ansatz zur theoretischen Beschreibung von Oskulationen mit Hilfe gekoppelter Differentialgleichungen.

In dieser Arbeit stelle ich ein neues Verfahren zur Inversion flachseismischer Wellenfelder vor. Die Inversion erfolgt in zwei Schritten. Zunächst wird ein Phasenslowness-Frequenz-Spektrum (omega,p-Spektrum) der Seismogramme bestimmt. In einem zweiten Schritt werden dieses Spektrum und die Laufzeiten der Ersteinsätze gemeinsam zu einem rein Tiefen-abhängigen Modell der seismischen Geschwindigkeiten und der Diskontinuitäten des untersuchten Mediums invertiert. Typische flachseismische Messungen erfolgen mit Auslagen von 50m bis 100m Länge und erfassen Frequenzen von 10Hz bis 100Hz. Solche Daten erlauben Rückschlüsse auf das Medium bis in ca. 10m Tiefe. Der Aufwand für die Messung kann auf einfache Hammerschlag-Seismik mit Vertikal-Geophonen und mehrkanaliger Registrierung beschränkt werden. Die Methode erfordert praktisch keine Vorab-Information über das Medium. Sie hat sich als tauglich im Umgang mit mehreren flachseismischen Feld-Datensätzen erwiesen, die in Lockersedimenten häufig extreme Eigenschaften aufweisen. Das Verfahren vermeidet einige Schwachstellen, die herkömmliche Methoden bei der Anwendung im Flachbereich mit sich bringen. Zu diesen gehört die Berechnung einer einzelnen Dispersionskurve aus Phasendifferenzen zwischen zwei Geophonen und die anschließende Inversion dieser Kurve im Sinne einer fundamentalen Normalmode. In flachseismischen Wellenfeldern interferieren meistens mehrere Moden der Oberflächenwellen. Im Zeitbereich lässt sich dabei nicht einmal die Fundamentalmode von anderen Moden trennen. Außerdem können die beobachteten Moden nicht eindeutig Normalmoden zugeordnet werden. Daher würde die herkömmliche Vorgehensweise scheitern. Meines Wissens ist die von mir beschriebene Methode der erste erfolgreiche Schritt zur quantitativen Modellierung vollständiger Seismogramme, die unter flachseismischen Gegebenheiten aufgezeichnet wurden., A new method to infer structural earth models from seismic wavefields is presented. The proposed inversion scheme has two stages. In the first stage a phase-slowness and frequency spectrum of the wavefield is calculated. In the second stage the phase-slowness and frequency spectrum, together with the p-wave arrival times, are inverted jointly for a 1D-model of s-wave and p-wave velocities and the depth of bedrock. The depth range covered by the method is typically 10m for wavefields in the frequency range from 10Hz to 100Hz and geophone spreads of 50m to 100m length. Data acquisition, in its simplest form, requires a hammer source and multichannel recording with vertical geophones. The method requires no a priori information about the investigated site. It is designed to be robust when dealing with the extreme wavefield properties met in unconsolidated sediments. Particularly, it avoids some severe weaknesses of conventional methods that interpret surface-wave data in terms of a single (fundamental) normal mode and calculate dispersion curves from phase differences between two receivers. In shallow seismic wavefields typically several modes interfere. Even the fundamental mode may not be separable from the rest in the time domain and observed surface waves may not uniquely be related to normal modes. Thus conventional method would not be applicable. To the best of my knowledge, this is the first successful approach to quantitative modelling of complete seismograms recorded in shallow seismic experiments.