Geologie
Untersuchen Sie die Ursachen und häufigen Orte von Erdbeben
In diesem Abschnitt erfahren Sie, was Erdbeben verursacht und warum. Außerdem lernst du die Orte kennen, an denen Erdbeben häufig auftreten.
Was du lernen wirst
- Beschreibe Erdbeben und ihre Merkmale
- Identifiziere die Ursachen von Erdbeben
- Identifiziere, wo Erdbeben häufig auftreten
Das Wesen von Erdbeben
Seismologie
Seismologie ist die Lehre von den seismischen Wellen. Seismologie ist auch das Studium von Erdbeben, hauptsächlich durch die Wellen, die sie erzeugen. Durch die Messung und Analyse seismischer Wellen können Seismologen Informationen ableiten, wie zum Beispiel:
- Das Epizentrum eines Erdbebens
- Die Tiefe eines Erdbebenherds
- Die Stärke eines Erdbebens
- Die Art der Verwerfung, die ein Erdbeben ausgelöst hat
- Ob ein Erdbeben unter dem Meer wahrscheinlich einen Tsunami (eine Reihe riesiger Meereswellen) ausgelöst hat
Neben Informationen über Erdbeben und Verwerfungen, gibt uns die Seismologie Aufschluss über die Schichten der Erde. Vieles von dem, was wir über die Kruste, die Lithosphäre, die Asthenosphäre, den Erdmantel und den Erdkern wissen, stammt aus der Seismologie. Siehe die Seite Grundlagen des Erdinneren.
Die Seismologie liefert uns auch Informationen über unterirdische Atomtests, die überall auf der Erde stattfinden, ermöglicht die Lokalisierung möglicher Ölvorkommen in der Erdkruste und hilft uns bei der Vorhersage, wann ein Vulkan ausbricht.
Seismographen und Seismometer sind die Instrumente, die zur Messung seismischer Wellen eingesetzt werden. Der traditionelle analoge Seismograph verwendet einen Stift (Stylus), der in ein schweres Gewicht eingebettet ist, das an Federn aufgehängt ist. Wenn sich die Erde während eines Erdbebens bewegt, bewegt sich ein Stück Papier unter dem Stift mit der Erde, aber der Stift mit seinem an Federn aufgehängten Gewicht bleibt stationär und zeichnet Linien auf das Blatt Papier, die die seismischen Bewegungen der Erde zeigen. Das USGS-Foto unten zeigt ein Seismogramm eines Seismographen in Columbia, Kalifornien, der das Loma-Prieta-Erdbeben von 1989 aufgezeichnet hat.
Mit der modernen Technologie werden Seismographen mit Stiften und rollenden Papierblättern durch Seismometer mit elektronischen Sensoren und Computerbildschirmen ersetzt. Sowohl Seismographen als auch Seismometer erzeugen ein Seismogramm, eine grafische Aufzeichnung der seismischen Wellen, die entweder auf Papier oder auf einem Computerbildschirm betrachtet werden kann.
Ursachen von Erdbeben
Das folgende Video erklärt die Ursache von Erdbeben.
Überblick über die Theorie des elastischen Rückpralls
Bei einem Erdbeben wird der Anfangspunkt, an dem das Gestein in der Kruste aufbricht, als Brennpunkt bezeichnet. Das Epizentrum ist der Punkt auf der Landoberfläche, der sich direkt über dem Brennpunkt befindet. Bei etwa 75 % der Erdbeben befindet sich der Herd in den oberen 10 bis 15 Kilometern der Erdkruste. Flache Erdbeben verursachen die meisten Schäden, da sich der Herd in der Nähe der Menschen befindet. Es ist jedoch das Epizentrum eines Erdbebens, über das Wissenschaftler und Medien berichten (Abbildung 1).
Abbildung 1. Im vertikalen Querschnitt der Kruste sind zwei Merkmale beschriftet – der Brennpunkt und das Epizentrum, das sich direkt über dem Brennpunkt befindet.
Schauen Sie sich diese Animation an, die die Theorie des elastischen Rückpralls zusammenfasst.
Abbildung 2. Verwerfungstypen
Tektonische Erdbeben treten überall dort in der Erde auf, wo genügend elastische Dehnungsenergie gespeichert ist, um eine Bruchausbreitung entlang einer Verwerfungsebene zu bewirken. Die Seiten einer Verwerfung bewegen sich nur dann reibungslos und aseismisch aneinander vorbei, wenn es keine Unregelmäßigkeiten oder Unebenheiten entlang der Verwerfungsoberfläche gibt, die den Reibungswiderstand erhöhen. Die meisten Verwerfungsflächen weisen solche Unebenheiten auf, was zu einer Art Stick-Slip-Verhalten führt. Sobald sich die Verwerfung verriegelt hat, führt die fortgesetzte Relativbewegung zwischen den Platten zu einer zunehmenden Spannung und damit zu gespeicherter Dehnungsenergie im Volumen um die Verwerfungsoberfläche. Dies setzt sich fort, bis die Spannung so weit angestiegen ist, dass die Unebenheit durchbrochen wird und plötzlich ein Gleiten über den blockierten Teil der Verwerfung möglich ist, wodurch die gespeicherte Energie freigesetzt wird.
Diese Energie wird in Form einer Kombination aus abgestrahlten seismischen Wellen mit elastischer Dehnung, Reibungserwärmung der Verwerfungsoberfläche und Rissbildung im Gestein freigesetzt und löst so ein Erdbeben aus. Dieser Prozess des allmählichen Aufbaus von Dehnungen und Spannungen, der von gelegentlichem plötzlichem Erdbebenversagen unterbrochen wird, wird als Theorie der elastischen Rückfederung bezeichnet. Es wird geschätzt, dass nur 10 % oder weniger der Gesamtenergie eines Erdbebens als seismische Energie abgestrahlt wird. Der größte Teil der Energie des Erdbebens wird für das Wachstum der Bruchstellen verwendet oder in Wärme umgewandelt, die durch Reibung entsteht. Daher verringern Erdbeben die verfügbare elastische potenzielle Energie der Erde und erhöhen ihre Temperatur, obwohl diese Veränderungen im Vergleich zum konduktiven und konvektiven Wärmefluss aus dem tiefen Erdinneren vernachlässigbar sind.
Erdbebenverwerfungstypen
Es gibt drei Hauptverwerfungstypen, die alle ein Interplattenbeben verursachen können: Normalverwerfung, Umkehrverwerfung (Schubverwerfung) und Gleitverwerfung. Normale und umgekehrte Verwerfungen sind Beispiele für Gleitverwerfungen, bei denen die Verschiebung entlang der Verwerfung in Richtung der Neigung erfolgt und die Bewegung auf ihnen eine vertikale Komponente beinhaltet. Normale Verwerfungen treten hauptsächlich in Gebieten auf, in denen sich die Kruste ausdehnt, z. B. an einer divergenten Grenze. Umgekehrte Verwerfungen treten in Gebieten auf, in denen sich die Kruste verkürzt, z. B. an einer konvergenten Grenze. Streifverwerfungen sind steile Strukturen, bei denen die beiden Seiten der Verwerfung horizontal aneinander vorbeigleiten; eine besondere Form der Streifverwerfung sind die Transformgrenzen. Viele Erdbeben werden durch Bewegungen auf Verwerfungen verursacht, die sowohl Komponenten des Eintauchens als auch des Streichens aufweisen; dies wird als Schrägverschiebung bezeichnet.
Umgekehrte Verwerfungen, insbesondere solche entlang konvergenter Plattengrenzen, werden mit den stärksten Erdbeben, den Megaschubbeben, in Verbindung gebracht, darunter fast alle Erdbeben der Stärke 8 oder mehr. Streifverwerfungen, insbesondere Kontinentaltransformationen, können schwere Erdbeben bis zu einer Stärke von etwa 8 hervorrufen. Erdbeben im Zusammenhang mit normalen Verwerfungen haben im Allgemeinen eine Stärke von weniger als 7. Mit jeder Zunahme der Magnitude steigt die freigesetzte Energie um etwa das Dreißigfache. So wird bei einem Erdbeben der Stärke 6,0 etwa 30 Mal mehr Energie freigesetzt als bei einem Erdbeben der Stärke 5,0, und bei einem Erdbeben der Stärke 7,0 wird 900 Mal (30 × 30) mehr Energie freigesetzt als bei einem Erdbeben der Stärke 5,0. Ein Erdbeben der Stärke 8,6 setzt die gleiche Energiemenge frei wie 10.000 Atombomben, wie sie im Zweiten Weltkrieg eingesetzt wurden.
Abbildung 3. Luftbild der San-Andreas-Verwerfung in der Carrizo-Ebene nordwestlich von Los Angeles
Das liegt daran, dass die bei einem Erdbeben freigesetzte Energie und damit seine Stärke proportional zur Bruchfläche der Verwerfung und dem Spannungsabfall ist. Je länger und breiter die Verwerfungsfläche ist, desto größer ist daher die Stärke des Bebens. Der oberste, spröde Teil der Erdkruste und die kühlen Platten der tektonischen Platten, die in den heißen Erdmantel abtauchen, sind die einzigen Teile unseres Planeten, die elastische Energie speichern und bei Bruchstellen freisetzen können. Gesteine, die heißer als etwa 300 Grad Celsius sind, fließen als Reaktion auf Spannungen; sie brechen nicht bei Erdbeben. Die maximale Länge von Brüchen und kartierten Verwerfungen (die bei einem einzigen Bruch brechen können) beträgt etwa 1000 km. Beispiele hierfür sind die Erdbeben in Chile (1960), Alaska (1957) und Sumatra (2004), die alle in Subduktionszonen stattfanden. Die längsten Erdbebenausbrüche an streichenden Verwerfungen wie der San-Andreas-Verwerfung (1857, 1906), der Nordanatolischen Verwerfung in der Türkei (1939) und der Denali-Verwerfung in Alaska (2002) sind etwa halb bis ein Drittel so lang wie die Ausbrüche an subduzierenden Plattenrändern, und die Ausbrüche an normalen Verwerfungen sind sogar noch kürzer.
Der wichtigste Parameter, der die maximale Erdbebenstärke an einer Verwerfung steuert, ist jedoch nicht die maximal verfügbare Länge, sondern die verfügbare Breite, da letztere um den Faktor 20 schwankt. Entlang konvergierender Plattenränder ist der Neigungswinkel der Bruchebene sehr flach, typischerweise etwa 10 Grad. Daher kann die Breite der Ebene innerhalb der oberen Sprödkruste der Erde 50 bis 100 km betragen (Japan, 2011; Alaska, 1964), wodurch die stärksten Erdbeben möglich werden.
Strike-Slip-Verwerfungen sind in der Regel nahezu vertikal ausgerichtet, was zu einer ungefähren Breite von 10 km innerhalb der Sprödkruste führt, so dass Erdbeben mit Magnituden von mehr als 8 nicht möglich sind. Die maximalen Magnituden entlang vieler normaler Verwerfungen sind sogar noch begrenzter, da viele von ihnen entlang von Spreizungszentren liegen, wie z. B. in Island, wo die Dicke der Sprödschicht nur etwa 6 km beträgt.
Darüber hinaus gibt es eine Hierarchie des Spannungsniveaus in den drei Verwerfungstypen. Schubverwerfungen werden durch das höchste, Streichverwerfungen durch das mittlere und Normalverwerfungen durch das niedrigste Spannungsniveau erzeugt. Dies lässt sich leicht verstehen, wenn man die Richtung der größten Hauptspannung betrachtet, also die Richtung der Kraft, die das Gestein während der Verwerfung „schiebt“. Bei normalen Verwerfungen wird die Gesteinsmasse in vertikaler Richtung nach unten gedrückt, so dass die Schubkraft (größte Hauptspannung) dem Eigengewicht der Gesteinsmasse entspricht. Bei einer Schubverwerfung „entweicht“ die Gesteinsmasse in Richtung der geringsten Hauptspannung, d. h. nach oben, und hebt die Gesteinsmasse an, so dass die Überlagerung der geringsten Hauptspannung entspricht. Die Streifschrägverwerfung liegt zwischen den beiden anderen oben beschriebenen Typen. Diese unterschiedlichen Spannungszustände in den drei Verwerfungsumgebungen können zu Unterschieden im Spannungsabfall während der Verwerfung beitragen, was unabhängig von den Verwerfungsdimensionen zu Unterschieden in der abgestrahlten Energie beiträgt.
Erdbeben abseits von Plattengrenzen
Wo Plattengrenzen innerhalb der kontinentalen Lithosphäre auftreten, verteilt sich die Verformung über einen viel größeren Bereich als die Plattengrenze selbst. Im Fall der kontinentalen San-Andreas-Verwerfung ereignen sich viele Erdbeben abseits der Plattengrenze und stehen in Zusammenhang mit Spannungen, die sich innerhalb der breiteren Deformationszone entwickeln, die durch größere Unregelmäßigkeiten in der Verwerfungsspur verursacht wird (z. B. die Region der „Großen Biegung“). Das Northridge-Erdbeben wurde mit einer Bewegung auf einer blinden Überschiebung innerhalb einer solchen Zone in Verbindung gebracht. Ein weiteres Beispiel ist die stark schräg verlaufende konvergente Plattengrenze zwischen der arabischen und der eurasischen Platte, die durch den nordwestlichen Teil des Zagros-Gebirges verläuft. Die mit dieser Plattengrenze verbundene Verformung ist aufgeteilt in fast reine Schubbewegungen senkrecht zur Grenze über eine breite Zone im Südwesten und fast reine Streichen-Schlupf-Bewegungen entlang der rezenten Hauptverwerfung in der Nähe der eigentlichen Plattengrenze selbst.
Alle tektonischen Platten weisen interne Spannungsfelder auf, die durch die Wechselwirkung mit benachbarten Platten und die Be- und Entladung mit Sedimenten (z.B. Deglazial) entstehen. Diese Spannungen können ausreichen, um ein Versagen entlang bestehender Verwerfungsebenen zu bewirken, was zu Intraplattenbeben führt.
Shallow-Focus und Deep-Focus Erdbeben
Abbildung 4. Eingestürztes Gebäude des Gran Hotel in der Metropole San Salvador nach dem flachen Erdbeben von San Salvador 1986.
Die meisten tektonischen Erdbeben haben ihren Ursprung am Feuerring in Tiefen von nicht mehr als zehn Kilometern. Erdbeben, die in einer Tiefe von weniger als 70 km auftreten, werden als Erdbeben mit flachem Brennpunkt klassifiziert, während Erdbeben mit einer Brennpunkttiefe zwischen 70 und 300 km gemeinhin als Erdbeben mit mittlerem Brennpunkt oder mittlerer Tiefe bezeichnet werden. In Subduktionszonen, in denen ältere und kältere ozeanische Kruste unter eine andere tektonische Platte abtaucht, können Erdbeben mit tiefem Fokus in viel größeren Tiefen (zwischen 300 und 700 km) auftreten.
Diese seismisch aktiven Subduktionsgebiete werden als Wadati-Benioff-Zonen bezeichnet. Tiefenbeben treten in einer Tiefe auf, in der die subduzierte Lithosphäre aufgrund der hohen Temperatur und des hohen Drucks nicht mehr spröde sein sollte. Ein möglicher Mechanismus für die Entstehung von Tiefseebeben sind Verwerfungen, die durch einen Phasenübergang von Olivin in eine Spinellstruktur verursacht werden.
Erdbeben und vulkanische Aktivität
Erdbeben treten häufig in vulkanischen Regionen auf und werden dort sowohl durch tektonische Verwerfungen als auch durch die Bewegung von Magma in Vulkanen verursacht. Solche Erdbeben können als Frühwarnzeichen für Vulkanausbrüche dienen, wie beim Ausbruch des Mount St. Helens 1980. Erdbebenschwärme können als Marker für die Lage des fließenden Magmas in den Vulkanen dienen. Diese Schwärme können von Seismometern und Tiltmetern (einem Gerät, das die Bodenneigung misst) aufgezeichnet und als Sensoren zur Vorhersage bevorstehender Eruptionen verwendet werden.
Dynamik der Brüche
Ein tektonisches Erdbeben beginnt mit einem ersten Bruch an einem Punkt der Verwerfungsoberfläche, einem Prozess, der als Keimbildung bekannt ist. Das Ausmaß der Keimzone ist ungewiss, wobei einige Hinweise, wie die Bruchabmessungen der kleinsten Erdbeben, darauf hindeuten, dass sie kleiner als 100 m ist, während andere Hinweise, wie eine langsame Komponente, die sich in den Niederfrequenzspektren einiger Erdbeben zeigt, darauf hindeuten, dass sie größer ist. Die Möglichkeit, dass die Keimbildung eine Art Vorbereitungsprozess beinhaltet, wird durch die Beobachtung unterstützt, dass etwa 40 % der Erdbeben Vorbeben vorausgehen. Sobald der Bruch begonnen hat, beginnt er sich entlang der Verwerfungsoberfläche auszubreiten. Die Mechanik dieses Prozesses ist nur unzureichend erforscht, was zum Teil daran liegt, dass es schwierig ist, die hohen Gleitgeschwindigkeiten in einem Labor nachzubilden. Auch die Auswirkungen starker Bodenbewegungen machen es sehr schwierig, Informationen in der Nähe einer Keimzone aufzuzeichnen.
Die Bruchausbreitung wird im Allgemeinen mit einem bruchmechanischen Ansatz modelliert, bei dem der Bruch mit einem sich ausbreitenden Mixed-Mode-Scherriss verglichen wird. Die Bruchgeschwindigkeit ist eine Funktion der Bruchenergie im Volumen um die Rissspitze und nimmt mit abnehmender Bruchenergie zu. Die Geschwindigkeit der Bruchausbreitung ist um Größenordnungen schneller als die Verschiebungsgeschwindigkeit über den Bruch. Erdbebenrisse breiten sich in der Regel mit Geschwindigkeiten aus, die im Bereich von 70-90 % der S-Wellen-Geschwindigkeit liegen, und dies unabhängig von der Erdbebengröße. Eine kleine Gruppe von Erdbebenrissen scheint sich mit Geschwindigkeiten auszubreiten, die größer sind als die S-Wellen-Geschwindigkeit. Diese Supershear-Erdbeben wurden alle bei großen Streichen beobachtet. Die ungewöhnlich breite Zone koseismischer Schäden, die durch das Kunlun-Erdbeben 2001 verursacht wurde, wird auf die Auswirkungen des bei solchen Erdbeben entstehenden Überschallknalls zurückgeführt. Einige Erdbebenausbrüche bewegen sich mit ungewöhnlich niedrigen Geschwindigkeiten und werden als langsame Erdbeben bezeichnet. Eine besonders gefährliche Form eines langsamen Erdbebens ist das Tsunami-Erdbeben, das beobachtet wird, wenn die relativ geringe gefühlte Intensität, die durch die langsame Ausbreitungsgeschwindigkeit einiger großer Erdbeben verursacht wird, die Bevölkerung an der benachbarten Küste nicht alarmiert, wie beim Sanriku-Erdbeben von 1896.
Erdbeben-Cluster
Die meisten Erdbeben sind Teil einer Sequenz, die örtlich und zeitlich miteinander verbunden sind. Die meisten Erdbebencluster bestehen aus kleinen Erschütterungen, die wenig bis keinen Schaden anrichten, aber es gibt die Theorie, dass sich Erdbeben in einem regelmäßigen Muster wiederholen können.
Nachbeben
Ein Nachbeben ist ein Erdbeben, das nach einem vorhergehenden Erdbeben, dem Hauptbeben, auftritt. Ein Nachbeben liegt in der gleichen Region wie das Hauptbeben, hat aber immer eine geringere Stärke. Wenn ein Nachbeben größer ist als das Hauptbeben, wird das Nachbeben als Hauptbeben und das ursprüngliche Hauptbeben als Vorbeben bezeichnet. Nachbeben entstehen, wenn sich die Kruste um die verschobene Verwerfungsebene an die Auswirkungen des Hauptbebens anpasst.
Erdbebenschwärme
Erdbebenschwärme sind eine Abfolge von Erdbeben, die in einem bestimmten Gebiet innerhalb eines kurzen Zeitraums auftreten. Sie unterscheiden sich von Erdbeben, auf die eine Reihe von Nachbeben folgt, dadurch, dass kein einzelnes Erdbeben in der Abfolge offensichtlich der Hauptschock ist, so dass keines der Beben eine nennenswerte höhere Magnitude aufweist als die anderen. Ein Beispiel für einen Erdbebenschwarm ist die Aktivität im Yellowstone-Nationalpark im Jahr 2004. Im August 2012 erschütterte ein Schwarm von Erdbeben das südkalifornische Imperial Valley, die stärkste aufgezeichnete Aktivität in diesem Gebiet seit den 1970er Jahren.
Manchmal kommt es zu einer Serie von Erdbeben, die als Erdbebensturm bezeichnet wird, bei dem die Erdbeben in Gruppen auf eine Verwerfung treffen und jeweils durch die Erschütterungen oder die Spannungsverteilung der vorangegangenen Erdbeben ausgelöst werden. Ähnlich wie Nachbeben, aber auf benachbarten Verwerfungsabschnitten, treten diese Stürme im Laufe von Jahren auf, wobei einige der späteren Beben ebenso schädlich sind wie die frühen. Ein solches Muster wurde bei der Abfolge von etwa einem Dutzend Erdbeben beobachtet, die sich im 20. Jahrhundert an der Nordanatolischen Verwerfung in der Türkei ereigneten, und wurde auch für ältere anomale Häufungen großer Erdbeben im Nahen Osten abgeleitet.
Häufige Orte von Erdbeben
Erdbeben und Plattengrenzen
Die meisten, aber nicht alle Erdbeben treten an oder in der Nähe von Plattengrenzen auf. An den Stellen, an denen zwei Platten auseinanderlaufen, sich umwandeln oder zusammenlaufen, konzentrieren sich große Spannungen, und es kommt zu großen Dehnungen, vor allem in Form von Erdrissen.
An divergierenden Plattengrenzen dominiert die Spannung. Normale Verwerfungen und Grabenbrüche sind die vorherrschenden erdbebenbedingten Strukturen an divergenten Plattengrenzen. Die stärksten Erdbeben an divergenten Plattengrenzen sind nicht annähernd so stark wie die stärksten Erdbeben an konvergenten Plattengrenzen.
Transformationsplattengrenzen sind Zonen, in denen horizontale Scherung vorherrscht, wobei Streichen-Schlupf-Verwerfungen der charakteristischste Verwerfungstyp sind, obwohl sie Schäden verursachen können. Die meisten Transformplattengrenzen durchschneiden relativ dünne ozeanische Kruste, die Teil der Struktur des Ozeanbodens ist, und erzeugen relativ flache Erdbeben, die nur selten von großer Stärke sind. Dort, wo die Transformplattengrenzen und ihre Streichverwerfungen jedoch die dickere Kruste von Inseln oder die noch dickere Kruste von Kontinenten durchschneiden, muss sich möglicherweise mehr Spannung aufbauen, bevor die dickeren Gesteinsmassen brechen, so dass die Erdbebenstärken höher sein können als in Transformplattengrenzzonen, die auf dünne ozeanische Kruste beschränkt sind. Dies zeigt sich beispielsweise an der San-Andreas-Verwerfungszone in Kalifornien, wo eine Transformverwerfung die kontinentale Kruste durchschneidet und die Erdbeben dort manchmal eine Stärke von 7,0 überschreiten.
Konvergente Plattengrenzen werden durch Kompression dominiert. Die Hauptverwerfungen an konvergenten Plattengrenzen sind in der Regel Umkehr- oder Schubverwerfungen, darunter eine Hauptschubverwerfung an der Grenze zwischen den beiden Platten und in der Regel mehrere größere Schubverwerfungen, die ungefähr parallel zur Plattengrenze verlaufen. Die stärksten Erdbeben, die bisher gemessen wurden, sind Subduktionsbeben mit einer Stärke von über 9,0. In allen Subduktionszonen der Welt besteht die Gefahr von Subduktionsbeben mit einer Stärke von bis zu 9,0 oder im Extremfall sogar darüber, die Tsunamis auslösen können. Dazu gehören die Cascadia-Subduktionszone in Nordkalifornien und an der Küste von Oregon und Washington, die Aleuten-Subduktionszone in Südalaska, die Kamtschatka-Subduktionszone im pazifischen Russland, die Acapulco-Subduktionszone im südlichen pazifischen Mexiko, die mittelamerikanische Subduktionszone, die Anden-Subduktionszone, die westindische oder karibische Subduktionszone und die Subduktionszonen von Indonesien, Japan, den Phillipinen sowie mehrere weitere Subduktionszonen im westlichen und südwestlichen Pazifik.
Intraplatten-Erdbeben
Es gibt Erdbeben, die weit entfernt von Plattengrenzen stattfinden. Erdbeben können überall dort auftreten, wo die Spannung in der Erdkruste ausreicht, um Gestein zum Brechen zu bringen.
Zum Beispiel ist Hawaii Tausende von Kilometern von einer Plattengrenze entfernt, aber die Vulkane, aus denen die Inseln bestehen, haben sich so schnell gebildet, dass sie immer noch durch die Schwerkraft stabilisiert werden. Teile der hawaiianischen Inseln stürzen gelegentlich entlang normaler Verwerfungen ab, was zu Erdbeben innerhalb der Platte führt. Die meisten Erdbeben ereignen sich auf der großen Insel Hawaii, die aus den jüngsten, erst kürzlich entstandenen Vulkanen besteht. Die geologischen Aufzeichnungen zeigen, dass Teile der älteren Inseln in den letzten Millionen Jahren stark zusammengebrochen sind, wobei Teile der Inseln in Erdrutschen auf den Meeresboden gerutscht sind, der auf flachen normalen Verwerfungen liegt.
Ein weiteres Beispiel ist die Region Basin and Range im Westen der Vereinigten Staaten, einschließlich Nevada und Ost-Utah, wo die Kruste Spannungen ausgesetzt ist. Erdbeben treten dort an normalen Verwerfungen auf, weit im Landesinneren, weit entfernt von den Plattengrenzen an der Westküste. Die Spannung in der Kruste der Basin and Range-Provinz ist möglicherweise zum Teil auf ein mittelozeanisches Rückensystem zurückzuführen, das unter Kalifornien subduziert wurde und sich nun unter der Basin and Range-Provinz befindet, was zu Spannungen in der Lithosphäre führt.
Auch in der Region um den Yellowstone-Nationalpark kommt es gelegentlich zu größeren Erdbeben auf normalen Verwerfungen. Die Erdbeben in diesem Gebiet könnten auf den Yellowstone-Hotspot zurückzuführen sein, der eine unterschiedliche thermische Ausdehnung der Lithosphäre in einer breiten Zone um das Zentrum des Hotspots verursacht.
Viele Städte an der Ostküste, darunter Boston, New York und Charleston in South Carolina, haben in den letzten zwei Jahrhunderten schwere Erdbeben erlebt. Die Verwerfungen unter diesen Städten könnten auf die Aufspaltung von Pangea und die Öffnung des Atlantischen Ozeans vor etwa 200 Millionen Jahren zurückgehen.
Im Gebiet der Stadt New Madrid, entlang des Mississippi im Südosten des Missouri und im Westen von Tennessee, ereigneten sich 1811-1812 schwere Erdbeben. Nach wie vor ereignen sich dort leichte bis mittelschwere Erdbeben, so dass die Möglichkeit besteht, dass sich dort auch in Zukunft schädliche Erdbeben ereignen. Das Verwerfungssystem unter diesem Gebiet stammt möglicherweise aus Zeiten der Kontinentalkollision und der Kontinentalverschiebung in der fernen geologischen Vergangenheit, und die jüngsten Spannungen in der Kruste um New Madrid sind möglicherweise auf die massiven Sedimentablagerungen in der Region des Mississippi-Deltas zurückzuführen, das sich südlich dieses Gebiets ausbreitet.
Erdbeben und Vulkane
Die Verbindungen zwischen Erdbeben und Vulkanen sind nicht immer offensichtlich. Wenn sich jedoch Magma unter einem Vulkan nach oben bewegt und wenn ein Vulkan ausbricht, entstehen Erdbeben. Vulkanische Erdbeben unterscheiden sich von der häufigeren Art von Erdbeben, die durch elastischen Rückprall entlang von Verwerfungen entstehen.
Seismologen können die Muster und Signale von Erdbeben, die unter Vulkanen entstehen, nutzen, um vorherzusagen, dass der Vulkan kurz vor einem Ausbruch steht, und sie können seismische Wellen nutzen, um zu erkennen, dass ein Vulkan ausbricht, selbst wenn er sich an einem abgelegenen Ort, in der Dunkelheit oder in Sturmwolken verborgen befindet.
Vulkanische Schlote und Vulkane im Allgemeinen befinden sich in der Regel entlang von Verwerfungen oder an der Kreuzung mehrerer Verwerfungen. Große Verwerfungen, die bereits in der Kruste vorhanden sind, können natürliche Wege sein, um aufsteigendes Magma zu leiten. Bei großen Vulkanen sind flachere Verwerfungen jedoch ein Produkt der Entwicklung des Vulkans. Es gibt Rückkopplungseffekte zwischen dem Aufwärtsdruck des Magmaauftriebs in der Kruste, dem Wachstum von Verwerfungen in vulkanischen Zonen und dem Ausströmen von Vulkanen, die noch nicht vollständig verstanden sind.
Wie zu Beginn dieses Abschnitts festgestellt wurde, sind nicht alle Erdbeben auf das Abrutschen fester Gesteinsblöcke entlang von Verwerfungen zurückzuführen. Wenn ein Vulkan eine gewaltige pyroklastische Eruption erlebt – mit anderen Worten, wenn ein Vulkan explodiert -, bringt er die Erde zum Beben. Erdbeben, die durch explosive Vulkanausbrüche verursacht werden, erzeugen ein anderes seismisches Signal als Erdbeben, die durch das Abrutschen von Gestein entlang von Verwerfungen verursacht werden.
Ein weiteres Beispiel für Erdbeben, die zumindest teilweise durch Magmabewegungen und nicht durch das Abrutschen von völlig festem Gestein entlang von Verwerfungen verursacht werden, sind Erdbeben, die durch die Aufwärtsbewegung von Magma unter einem Vulkan oder in höhere Schichten der Kruste ausgelöst werden, unabhängig davon, ob sich ein Vulkan darauf befindet oder nicht. Eine solche Aufwärtsbewegung von Magma in der Kruste wird manchmal als Magmainjektion bezeichnet. Seismologen erforschen noch immer die Wechselwirkungen zwischen der Bewegung von Magma in der Kruste und dem damit verbundenen Abrutschen entlang von Verwerfungen, das durch den Druck und die Bewegung des Magmas verursacht werden kann.
Der Feuerring
Der Feuerring ist ein Gebiet, in dem im Becken des Pazifischen Ozeans eine große Anzahl von Erdbeben und Vulkanausbrüchen stattfindet. Er hat die Form eines 40.000 km langen Hufeisens und ist mit einer fast ununterbrochenen Reihe von ozeanischen Gräben, Vulkanbögen und Vulkangürteln und/oder Plattenbewegungen verbunden. Er hat 452 Vulkane und beherbergt über 75 % der aktiven und ruhenden Vulkane der Welt. Er wird manchmal auch als zirkumpazifischer Gürtel bezeichnet.
Abbildung 5. Der Pazifische Feuerring
Etwa 90 % der weltweiten Erdbeben und 81 % der größten Erdbeben der Welt ereignen sich entlang des Feuerrings. Die nächste seismisch aktive Region (5-6% der Erdbeben und 17% der größten Erdbeben der Welt) ist der Alpengürtel, der sich von Java bis Sumatra über den Himalaya, das Mittelmeer und den Atlantik erstreckt. Der Mittelatlantische Rücken ist der drittgrößte Erdbebengürtel.
Der Feuerring ist ein direktes Ergebnis der Plattentektonik und der Bewegung und Kollisionen lithosphärischer Platten. Der östliche Teil des Rings ist das Ergebnis der Subduktion der Nazca-Platte und der Cocos-Platte unter die sich nach Westen bewegende Südamerikanische Platte. Die Cocos-Platte wird unter die Karibische Platte in Mittelamerika geschoben. Ein Teil der Pazifischen Platte wird zusammen mit der kleinen Juan de Fuca-Platte unter die Nordamerikanische Platte geschoben. Entlang des nördlichen Teils wird die sich nach Nordwesten bewegende pazifische Platte unter den Aleuten-Bogen geschoben. Weiter westlich wird die pazifische Platte entlang des Bogens der Kamtschatka-Halbinsel südlich an Japan vorbei subduziert. Der südliche Teil ist komplexer, mit einer Reihe kleinerer tektonischer Platten, die mit der pazifischen Platte von den Marianen, den Philippinen, Bougainville, Tonga und Neuseeland kollidieren; dieser Teil schließt Australien aus, da es im Zentrum seiner tektonischen Platte liegt. Indonesien liegt zwischen dem Feuerring entlang der nordöstlichen Inseln, die an Neuguinea grenzen und dieses einschließen, und dem Alpidengürtel im Süden und Westen von Sumatra, Java, Bali, Flores und Timor. Die berühmte und sehr aktive San-Andreas-Verwerfungszone in Kalifornien ist eine Transformverwerfung, die einen Teil des ostpazifischen Gebirgszuges unter dem Südwesten der Vereinigten Staaten und Mexiko verschiebt. Durch die Bewegung der Verwerfung werden mehrmals täglich zahlreiche kleine Erdbeben ausgelöst, von denen die meisten zu klein sind, um sie zu spüren. Die aktive Queen-Charlotte-Verwerfung an der Westküste von Haida Gwaii, British Columbia, Kanada, hat im 20. Jahrhundert drei große Erdbeben ausgelöst: 1929 ein Beben der Stärke 7, 1949 ein Beben der Stärke 8,1 (das stärkste in Kanada aufgezeichnete Beben) und 1970 ein Beben der Stärke 7,4.
Prüfen Sie Ihr Verständnis
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