Die seismischen Registrierungen in Hamburg usw. 13 
Absorptionskoeffizient der oberen Erdschichten pro km, und zwar ent- 
sprechend dem zugrunde zu legenden Material für lange Wellen mittlerer 
Periode. Die Energie einer Welle kann proportional dem Quadrat der 
maximalen Geschwindigkeit während einer Periode oder auch proportional 
dem Quadrat des @uotienten aus der Maximalamplitude A und der 
Periode 7 gesetzt werden. In verständlicher Bezeichnung ist daher 
NE SE BA 
1, mit -| und 7, mit - 
um 7 ; proportional und folglich 
2 (108 jpg = 
| T ®T, 
ar sen 
oder an ae 
1. 6_(og [Aı T] = log (A, Ti) 
Sn Sl 
Gründen wir nun die Berechnung von a auf den Vergleich der auf 
dem kleineren Kreisbogen vom Epizentrum nach der Station gelangenden 
OÖberflächenwellen (W,-Wellen) mit den vom Epizentrum aus über den 
Gegenpunkt eilenden Wellen (W,;-Wellen), so ist s;, gleich der Epizentral- 
distanz d der Station und s, = (40000 — d) km. Benutzen wir aber statt 
der W;s-Wellen die W,;-Wellen, d. h. diejenigen Wellen, welche noch die 
Erde einmal ganz umkreisen, nachdem sie die Station bereits auf dem 
kürzeren Wege erreichten, so ist s, = (40000 — d) km zu setzen. Ordnen 
wir ferner in erster Annäherung die Maxima der W,-, W;- und W;-Wellen 
einander zu und bezeichnen Amplitude und Periode derselben entsprechend 
mit dı, Ti; As, 73; A;, 73, so ergeben sich demnach für die Berechnung 
des Absorptionskoetfizienten die beiden Formeln 
_4,6(log [A: : 7a] — log [A; - 74) 
7 EN 
4,6 (log [Aı 73] — log [A; - 7,) 
Zar 40000 et 
je nachdem man die W,- und W3;-Wellen oder die W,- und W,-Wellen 
miteinander vergleicht. 
Die Berechnung kann aber nur durchgeführt werden unter der ver- 
einfachenden Voraussetzung, daß es gestattet ist, die einzelnen Kom- 
ponenten der Bewegung getrennt für sich zu betrachten. Ziehen wir 
auch die Beobachtungen des laufenden Jahres (1910) heran, so liegen 
insgesamt von sieben heftigeren Beben Aufzeichnungen vor, in denen die 
W,- bezw. W,;-Wellen klar als solche auftreten, getrennt von den Nach- 
läufern des Hauptseismogramms und unbeeinträchtigt durch etwaige 
spätere Stöße oder stärkere mikroseismische Unruhe, deutlich genug, um 
Amplitude und Periode messen zu können. Da auch die Epizentraldistanz 
entweder durch genaue makroseismische Nachrichten oder aus einer 
und 
