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4.8: Erdbeben und Plattentektonik - Geowissenschaften

4.8: Erdbeben und Plattentektonik - Geowissenschaften


Ein Erdbeben ist die Erschütterung, die durch den Bruch (Bruch) und die anschließende Verschiebung von Gesteinen (ein Gesteinskörper, der sich in Bezug auf einen anderen bewegt) unter der Erdoberfläche verursacht wird.

Ein unter Spannung stehender Gesteinskörper verformt sich. Wenn das Gestein der Verformung nicht mehr standhält, bricht es und die beiden Seiten gleiten aneinander vorbei. Da das meiste Gestein stark ist (im Gegensatz zu losem Sand beispielsweise), kann es einer erheblichen Verformung standhalten, ohne zu brechen. Aber jedes Gestein hat eine Deformationsgrenze und wird brechen (brechen), sobald diese Grenze erreicht ist. An diesem Punkt bricht bei Gesteinen innerhalb der Kruste das Gestein und es kommt zu einer Verschiebung entlang der Bruchfläche. Die Stärke des Erdbebens hängt von der Ausdehnung der Bruchfläche (der Fläche der Bruchfläche) und der durchschnittlichen Verschiebung (Gleiten) ab.

Die meisten Erdbeben ereignen sich in der Nähe von Plattengrenzen, aber nicht unbedingt direkt an einer Grenze und nicht unbedingt sogar an einer bereits bestehenden Verwerfung. Die weltweite Verteilung von Erdbeben ist in Abbildung (PageIndex{1}) dargestellt. Es ist relativ einfach, die Beziehungen zwischen Erdbeben und den Plattengrenzen zu erkennen. Entlang divergenter Grenzen wie dem Mittelatlantischen Rücken und dem Ostpazifischen Anstieg sind Erdbeben häufig, aber auf eine schmale Zone in der Nähe des Rückens beschränkt und konstant in weniger als 30 km Tiefe. Flache Erdbeben sind auch entlang von Transformationsstörungen, wie der San-Andreas-Verwerfung, üblich. Entlang der Subduktionszonen treten Erdbeben sehr häufig auf, und sie sind immer tiefer auf der landseitigen Seite der Subduktionszone.

Auch an einigen Stellen innerhalb der Platten sind Erdbeben relativ häufig. Einige hängen mit dem Aufbau von Stress aufgrund von kontinentalen Riftings oder der Übertragung von Stress aus anderen Regionen zusammen, andere sind nicht gut verstanden. Beispiele für Intraplatten-Erdbebenregionen sind das Gebiet des Großen Grabenbruchs in Afrika, die Region Tibet in China und das Gebiet des Baikalsees in Russland.

Erdbeben an divergenten und transformierenden Grenzen

Abbildung (PageIndex{2}) bietet einen genaueren Blick auf die Magnitude (M) 4 und größere Erdbeben in einem Gebiet mit abweichenden Grenzen in der mittelatlantischen Region nahe dem Äquator. Hier sind, wie wir in Abschnitt 4.5 gesehen haben, die Segmente des Mittelatlantischen Rückens durch einige lange Transformationsstörungen versetzt. Die meisten Erdbeben befinden sich entlang der Transformationsverwerfungen und nicht entlang der sich ausbreitenden Segmente, obwohl es an einigen der Grat-Transformationsgrenzen Cluster von Erdbeben gibt. Einige Erdbeben ereignen sich auf Spreizkämmen, sind jedoch aufgrund der relativ hohen Gesteinstemperaturen in den Gebieten, in denen die Spreizung stattfindet, eher klein und selten. Erdbeben entlang von Divergenz- und Transformationsgrenzen sind in der Regel flach, da die Kruste nicht sehr dick ist.

Erdbeben an konvergenten Grenzen

Die Verteilung und Tiefe von Erdbeben im Nordpazifik sind in Abbildung (PageIndex{3}) dargestellt. In dieser Region wird die Pazifische Platte unter die Nordamerikanische Platte subduziert, wodurch der Aleutengraben und die Aleuteninseln entstehen. Flache Erdbeben sind entlang des Grabens üblich, aber es gibt auch erhebliche Erdbebenaktivitäten, die sich über mehrere hundert Kilometer erstrecken, da die subduzierende Platte weiterhin in der Tiefe mit der überlagernden Platte interagiert. Die Erdbeben werden mit zunehmender Entfernung vom Graben tiefer; Beachten Sie im linken Feld in Abbildung (PageIndex{3}), dass, wenn Sie sich entlang des Transekts von Punkt a zu Punkt b bewegen, ein Trend zu zunehmender Erdbebentiefe besteht. Dies zeigt, dass sich die Pazifische Platte nach Norden bewegt und subduziert wird.

Die Verteilung der Erdbeben im Bereich der Plattengrenze Indien-Eurasien ist in Abbildung (PageIndex{4}) dargestellt. Dies ist eine konvergente Grenze zwischen Kontinent und Kontinent, und es wird allgemein angenommen, dass, obwohl sich die indische Platte weiterhin nach Norden in Richtung der asiatischen Platte bewegt, keine tatsächliche Subduktion stattfindet. Auf beiden Seiten der India Plate gibt es in diesem Bereich Transformationsfehler.

Die gesamte Region Nordindien und Südasien ist sehr seismisch aktiv. Erdbeben treten häufig in Nordindien, Nepal, Bhutan, Bangladesch und angrenzenden Teilen Chinas sowie in ganz Pakistan und Afghanistan auf. Viele der Erdbeben stehen im Zusammenhang mit den Transformationsstörungen auf beiden Seiten der Indischen Platte, und die meisten anderen stehen im Zusammenhang mit der erheblichen tektonischen Quetschung, die durch die fortgesetzte Konvergenz der indischen und der asiatischen Platte verursacht wird. Dieses Zusammendrücken hat dazu geführt, dass die Asien-Platte über die Indien-Platte geschoben wurde, wodurch der Himalaya und das Tibet-Plateau zu enormen Höhen gewachsen sind.


*"Physical Geology" von Steven Earle, verwendet unter einer internationalen CC-BY 4.0-Lizenz. Laden Sie dieses Buch kostenlos unter http://open.bccampus.ca herunter


Kapitel 10 Auf wackeligem Boden: Erdbeben verstehen

Die Schüler lesen über das Erdbeben in San Francisco von 1906 und untersuchen die Beziehung dieses Ereignisses zur Transformations-Fehler-Grenze entlang der Westküste Kaliforniens. Die Schüler entwickeln ein physikalisches Modell der San-Andreas-Verwerfungszone und erforschen Computermodelle, die von Wissenschaftlern verwendet werden, um vorherzusagen, wann und wo Erdbeben auftreten werden.

Kapitel 11 Sleeping Dragons: Subduction Zone Volcanos

Die Schüler untersuchen die Beziehung der Cascade-Vulkane in Washington, Oregon und Kalifornien zur Subduktionszone entlang der Nordwestküste und lernen, wie Wissenschaftler Veränderungen unter einem Vulkan überwachen, die einen bevorstehenden Ausbruch in den Cascade-Vulkanen signalisieren könnten, kombiniert mit aktuellen Überwachungsdaten. um das Risiko zu bewerten, das mit dem Leben in der Nähe von Vulkanen wie dem Mount Rainier verbunden ist.

Kapitel 12 Hinweise auf dem Meeresboden: Abweichende Grenzen

Die Schüler untersuchen den Prozess der Ausbreitung des Meeresbodens entlang des Mittelatlantischen Rückens und suchen nach Mustern in Karten der Erdbebenverteilung, der Topographie des Meeresbodens, des Meereskrustenalters und paläomagnetischen Daten. Sie fassen zusammen, was sie über plattentektonische Prozesse gelernt haben, die entlang divergenter, konvergenter und transformierender Plattengrenzen auftreten.

Inhalt in EDC Earth Science Unit 4 - Plattentektonik ist wie folgt in Aktivitäten organisiert:


Platten sind große Teile der oberen paar hundert Kilometer der Erde, die sich mehr oder weniger als eine Einheit bewegen. Es ist einfacher, sich Platten als starre "Flüsse" vorzustellen, die auf dem Mantel schwimmen, aber einige Platten weisen auch eine gewisse innere Verformung auf. Es ist jedoch klar, dass die aktivste Verformung der Platten entlang ihrer Grenzen stattfindet, wo sie mit anderen Platten interagieren.

Die genaue Dicke einer Platte variiert von Ort zu Ort, aber abseits der Plattenränder sind die Platten normalerweise in der Größenordnung von 100-200 km dick.

Zuvor haben wir die Struktur der Erde beschrieben, indem wir chemische Unterschiede in der Struktur verwendet haben, um die Kruste, den Mantel und den Kern zu identifizieren. Platten werden nicht aufgrund chemischer Unterschiede, sondern anhand der Gesteinsstärke definiert und bestehen aus der Kruste und dem obersten Teil des Mantels.

Die genaue untere Begrenzung einer Platte hängt von der Temperatur des Mantelmaterials ab. Bei etwa 1300°C beginnt das typische Mantelmaterial zu schmelzen und erweicht dramatisch. Wir nennen diesen Teil des Mantels Asthenosphäre, um anzuzeigen, dass es sich um eine schwache Zone handelt, die die Platte vom darüberliegenden Mantel "entkoppelt" (eigentlich gibt es zweifellos einige "Schleppkräfte", die zwischen den beiden wirken, aber die Lithosphäre kann sich unabhängig von der tieferen bewegen Mantel.


4.2 Erdbeben und Plattentektonik

Die weltweite Verteilung von Erdbeben ist in Abbildung 11.7 dargestellt. Es ist relativ einfach, die Beziehungen zwischen Erdbeben und den Plattengrenzen zu erkennen. Entlang divergenter Grenzen wie dem Mittelatlantischen Rücken und dem Ostpazifischen Anstieg sind Erdbeben häufig, aber auf eine schmale Zone in der Nähe des Rückens beschränkt und konstant in weniger als 30 km Tiefe. Flache Erdbeben sind auch entlang von Transformationsstörungen, wie der San-Andreas-Verwerfung, üblich. Entlang der Subduktionszonen treten, wie wir in Kapitel 10 gesehen haben, Erdbeben sehr häufig auf, und sie liegen immer tiefer auf der landseitigen Seite der Subduktionszone.

Abbildung 11.7 Allgemeine Verteilung globaler Erdbeben der Magnitude 4 und größer von 2004 bis 2011, farbkodiert nach Tiefe (rot: 0-33 km, orange 33-70 km, grün: 70-300 km, blau: 300-700 km) [ von Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu, mit Genehmigung verwendet]

Auch an einigen Stellen innerhalb der Platten sind Erdbeben relativ häufig. Einige hängen mit dem Aufbau von Stress aufgrund von kontinentalen Riftings oder der Übertragung von Stress aus anderen Regionen zusammen, andere sind nicht gut verstanden. Beispiele für Intraplatten-Erdbebenregionen sind das Gebiet des Großen Grabenbruchs in Afrika, die Region Tibet in China und das Gebiet des Baikalsees in Russland.

Erdbeben an divergenten und transformierenden Grenzen

Abbildung 11.8 gibt einen genaueren Blick auf die Magnitude (M) 4 und größere Erdbeben in einem Gebiet mit abweichenden Grenzen in der mittelatlantischen Region in der Nähe des Äquators. Hier sind, wie wir in Kapitel 10 gesehen haben, die Segmente des Mittelatlantischen Rückens durch einige lange Transformationsstörungen versetzt. Die meisten Erdbeben befinden sich entlang der Transformationsverwerfungen und nicht entlang der sich ausbreitenden Segmente, obwohl es an einigen der Grat-Transformationsgrenzen Cluster von Erdbeben gibt. Einige Erdbeben ereignen sich auf Spreizkämmen, sind jedoch aufgrund der relativ hohen Gesteinstemperaturen in den Gebieten, in denen die Spreizung stattfindet, eher klein und selten.

Abbildung 11.8 Verteilung von Erdbeben von M4 und größer im Bereich des mittelatlantischen Rückens nahe dem Äquator von 1990 bis 1996. Alle befinden sich in einer Tiefe von 0 bis 33 km [SE nach Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary .reis.edu]

Erdbeben an konvergenten Grenzen

Die Verteilung und Tiefe von Erdbeben im karibischen und mittelamerikanischen Raum sind in Abbildung 11.9 dargestellt. In dieser Region subduziert die Cocos-Platte unter die Nordamerika- und die Karibische Platte (Ozean-Konvergenz-Konvergenz), und die Süd- und die Nordamerika-Platte subduzieren unter die Karibische Platte (Ozean-Ozean-Konvergenz). In beiden Fällen werden die Erdbeben mit zunehmender Entfernung vom Graben tiefer. In Abbildung 11.9 ist die Südamerika-Platte im Gebiet nördlich von Kolumbien als unter die Karibische Platte subduziert dargestellt, aber da es entlang dieser Zone fast keine Erdbebenaktivität gibt, ist es fraglich, ob tatsächlich eine Subduktion stattfindet.

Abbildung 11.9 Verteilung von Erdbeben von M4 und größer in der Region Mittelamerika von 1990 bis 1996 (rot: 0-33 km, orange: 33-70 km, grün: 70-300 km, blau: 300-700 km) sind dicke Linien, Subduktionszonen sind gezahnte Linien und Transformationsfehler sind leichte Linien.) [SE nach Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu]

Es gibt auch verschiedene divergente und Transformationsgrenzen in dem in Abbildung 11.9 gezeigten Gebiet, und wie wir im mittelatlantischen Gebiet gesehen haben, treten die meisten dieser Erdbeben entlang der Transformationsverwerfungen auf.

Die Verteilung der Erdbeben mit der Tiefe auf den Kurilen-Inseln Russlands im Nordwestpazifik ist in Abbildung 11.10 dargestellt. Dies ist eine konvergente Grenze zwischen Ozean und Ozean. Die kleinen roten und gelben Punkte zeigen Hintergrundseismizität über mehrere Jahre, während die größeren weißen Punkte einzelne Erschütterungen im Zusammenhang mit einem M6.9-Erdbeben im April 2009 darstellen. Das relativ große Erdbeben ereignete sich im oberen Teil der Plattengrenze zwischen 60 km und 140 km landeinwärts vom Graben. Wie wir für die Cascadia-Subduktionszone gesehen haben, werden hier große Subduktionsbeben erwartet.

Tatsächlich finden alle sehr großen Erdbeben – M9 oder höher – an Subduktionsgrenzen statt, da das Potenzial für eine größere Breite der Bruchzone an einer sanft abfallenden Grenze als an einer steilen Transformationsgrenze besteht. Die größten Erdbeben an Transformationsgrenzen liegen in der Größenordnung von M8.

Abbildung 11.10 Verteilung von Erdbeben im Gebiet der Kurilen, Russland (nördlich von Japan) (Weiße Punkte stellen das Erdbeben M6.9 vom April 2009 dar. Rote und gelbe Punkte stammen von der Hintergrundseismizität über mehrere Jahre vor 2009.) [SE nach Gavin Hayes, aus Daten unter http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqarchives/subduction_zone/us2009fdak/szgc/ku6_trench.pdf]

Die Hintergrundseismizität an dieser konvergenten Grenze und an anderen ähnlichen ist überwiegend nahe der oberen Seite der subduzierten Platte. Die Erdbebenhäufigkeit ist in der Nähe der Oberfläche und insbesondere in der Umgebung von großen Subduktionsbeben am größten, reicht jedoch bis in eine Tiefe von mindestens 400 km. Es gibt auch erhebliche seismische Aktivitäten in der überlagernden Nordamerika-Platte, wiederum am häufigsten in der Nähe der Region großer Beben, die sich jedoch auch über einige hundert Kilometer von der Plattengrenze entfernt erstreckt.

Die Verteilung der Erdbeben im Bereich der Plattengrenze Indien-Eurasien ist in Abbildung 11.11 dargestellt. Dies ist eine konvergente Grenze zwischen Kontinent und Kontinent, und es wird allgemein angenommen, dass, obwohl sich die indische Platte weiterhin nach Norden in Richtung der asiatischen Platte bewegt, keine tatsächliche Subduktion stattfindet. Auf beiden Seiten der India Plate gibt es in diesem Bereich Transformationsfehler.

Abbildung 11.11 Verteilung von Erdbeben im Konvergenzgebiet der India Plate mit der Asia Plate (Daten von 1990 bis 1996, rot: 0-33 km, orange: 33-70 km, grün: 70-300 km). (Ausbreitungskämme sind dicke Linien, Subduktionszonen sind gezahnte Linien und Transformationsstörungen sind leichte Linien. Die Doppellinie entlang der Nordkante der Indischen Platte zeigt Konvergenz, aber keine Subduktion an. Plattenbewegungen werden in mm/y angezeigt.) [SE nach Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu]

Die gesamte Region Nordindien und Südasien ist sehr seismisch aktiv. Erdbeben treten häufig in Nordindien, Nepal, Bhutan, Bangladesch und angrenzenden Teilen Chinas sowie in ganz Pakistan und Afghanistan auf. Viele der Erdbeben stehen im Zusammenhang mit den Transformationsstörungen auf beiden Seiten der Indischen Platte, und die meisten anderen stehen im Zusammenhang mit der erheblichen tektonischen Quetschung, die durch die fortgesetzte Konvergenz der indischen und der asiatischen Platte verursacht wird. Dieses Zusammendrücken hat dazu geführt, dass die Asien-Platte über die Indien-Platte geschoben wurde, wodurch der Himalaya und das Tibet-Plateau zu enormen Höhen gewachsen sind. Die meisten Erdbeben in Abbildung 11.11 stehen im Zusammenhang mit den in Abbildung 11.12 gezeigten Überschiebungsstörungen (und Hunderten ähnlicher Erdbeben, die in diesem Maßstab nicht dargestellt werden können). Die südlichste Überschiebungsstörung in Abbildung 11.12 entspricht der Main Boundary Fault in Abbildung 11.11.

Abbildung 11.12 Schematische Darstellung der konvergenten Grenze zwischen Indien und Asien, die Beispiele für die Arten von Verwerfungen zeigt, entlang derer sich Erdbeben konzentrieren. Das verheerende Erdbeben in Nepal im Mai 2015 ereignete sich entlang einer dieser Überschiebungsstörungen. [SE nach D. Vouichard, aus einem Dokument der Universität der Vereinten Nationen unter: http://archive.unu.edu/unupress/unupbooks/80a02e/80A02E05.htm]

Im nordwestlichen Teil von Abbildung 11.11 gibt es eine sehr signifikante Konzentration sowohl von flachen als auch von tiefen (mehr als 70 km) Erdbeben. Dies ist Nordafghanistan, und in Tiefen von mehr als 70 km finden viele dieser Erdbeben im Erdmantel statt in der Erdkruste. Es wird interpretiert, dass diese tiefen Erdbeben durch die nordwestliche Subduktion eines Teils der Indien-Platte unter die Asien-Platte in diesem Gebiet verursacht werden.

Übungen

Übung 11.1 Erdbeben in British Columbia

Diese Karte zeigt die Häufigkeit und Stärke von Erdbeben in British Columbia über einen Zeitraum von einem Monat im März und April 2015.

1. Was ist der wahrscheinliche Ursprung der Erdbeben zwischen den Juan de Fuca (JDF) und Explorer Plates?


Karte Dieser dynamische Planet: Weltkarte von Vulkanen, Erdbeben, Einschlagskratern und Plattentektonik

Die Karten in den Materialien der Kartensammlungen wurden entweder vor 1922 veröffentlicht, von der Regierung der Vereinigten Staaten produziert oder beides (Informationen zu Veröffentlichungsdatum und Quelle finden Sie in den Katalogaufzeichnungen, die jeder Karte beiliegen). Die Library of Congress bietet Zugang zu diesen Materialien für Bildungs- und Forschungszwecke und ist sich nicht eines US-Urheberrechtsschutzes (siehe Titel 17 des United States Code) oder anderer Beschränkungen in den Materialien der Kartensammlung bewusst.

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Kreditlinie: Library of Congress, Geographie und Kartenabteilung.


3-2 Plattentektonik

Wie in Abschnitt 10.1 beschrieben, ist das Konzept von Kontinentalverschiebung wurde vor etwas mehr als 100 Jahren von Alfred Wegener konzipiert. In diesem Kurs werden wir uns nicht auf die Theorien konzentrieren, die vor der Plattentektonik existierten, aber es lohnt sich, in Abschnitt 10.2 über die Kontinentalverschiebung zu lesen. Wie in Abschnitt 10.3 beschrieben, kam es zwischen den 1930er und Mitte der 1960er Jahre zu einer Revolution in der geologischen Wissenschaft.

Vervollständigen Sie Übung 10.1 (Abschnitt 10.2), um Wegeners Argumentation zu verstehen.

Einer der Gründe, warum Wegeners Theorie 50 Jahre lang weitgehend ignoriert wurde, ist, dass sie sich auf eine Reihe von Eigenschaften der Erde stützte, die damals einfach nicht verstanden wurden. Zum Beispiel dachte Wegener, dass sich Kontinente bewegten, weil sie über das darunter liegende felsige Material geschoben wurden, aber er konnte sich die Kraft nicht erklären, die das Schieben ausüben könnte, und er konnte nicht erklären, wie eine bekannte Kraft die enorme Menge überwinden könnte der Reibung. Obwohl wir heute wissen, dass die Asthenosphäre eine relativ schwache Schicht ist, entlang der Platten gleiten können, und dass auch die Konvektion im Mantel einen Teil des Schubs liefert, hatten Wegener und seine Zeitgenossen keine solchen Kenntnisse.

Abschnitt 10.3 bietet eine Zusammenfassung einiger wichtiger Fortschritte in der globalen Geologie, die in der ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts gemacht wurden. Lesen Sie diesen Abschnitt sorgfältig durch und stellen Sie sicher, dass Sie die folgenden Punkte verstanden haben:

  • In den frühen 1950er Jahren wurde anhand von magnetischen Orientierungsdaten gezeigt, dass bei der Ablagerung alter Gesteine ​​in Europa die magnetischen Polpositionen anders waren als heute. Zuerst dachte man, dies sei das Ergebnis von „Polarwandern“, aber später erkannten Geologen, dass dieses Phänomen eher mit dem Konzept der Bewegung von Kontinenten übereinstimmt (Abbildung 10.6).
  • In der ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts hat sich unser Verständnis der Topographie des Meeresbodens dramatisch verbessert. Dieses Wissen führte zur Entdeckung von mittelozeanischen Rücken, tiefen Gräben entlang Kontinentalrändern und Ketten von Seamounts (Abbildung 10.8). Obwohl diese Merkmale zunächst nicht vollständig verstanden wurden, wissen wir jetzt, dass sie mit der Ausbreitung des Meeresbodens an divergenten Grenzen, der Subduktion an konvergenten Grenzen und dem Vulkanismus, bei dem sich eine Platte langsam über eine Mantelfahne bewegt, zusammenhängen.
  • Die Anwendung seismischer Sondierungen über weite Bereiche des Meeresbodens hat es Geologen ermöglicht, Unterschiede in der Dicke der Sedimente am Meeresboden zu kartieren und zu sehen, dass Sedimente in den meisten Teilen des Ozeans zwar dick sind, aber in Gebieten in der Nähe von die mittelozeanischen Rücken (Abbildung 10.9). Heute wissen wir, dass diese Unterschiede dadurch erklärt werden können, dass der Meeresboden in diesen Gebieten sehr jung ist und nicht genug Zeit vergangen ist, um sich dickere Sedimente anzusammeln.
  • In den 1950er Jahren zeigten Messungen des Wärmeflusses durch den Meeresboden, dass in Gebirgskammbereichen überdurchschnittlich viel Wärme erzeugt wurde als anderswo, und dass in Bereichen in der Nähe der Gräben weniger Wärme produziert wurde. Dieses Phänomen wurde als Konvektion innerhalb des Mantels interpretiert, wie in Abbildung 3-3 gezeigt.

Abbildung 3-3. Eine Darstellung der Unterschiede im Wärmefluss durch die ozeanische Kruste und die Beziehung zur Mantelkonvektion und Plattentektonik.

© Steven Earle. Mit Genehmigung verwendet.

  • Die Entwicklung von Netzen seismischer Stationen zwischen den 1930er und 1950er Jahren ermöglichte eine relativ genaue Positionierung (Lage und Tiefe) von Erdbebenstandorten. Es wurde gezeigt, dass die meisten bedeutenden Erdbeben zwar flach sind, aber von den ozeanischen Gräben aus immer tiefer in die Tiefe gelangen, wie in Abbildung 10.10 dargestellt.
  • In den 1950er und 1960er Jahren zeigte die Erfassung magnetischer Daten aus den Ozeanen ein komplexes Muster hoch- und niedrigmagnetischer Regionen in bekanntermaßen sehr konsistentem basaltischem Gestein (Abbildung 10.11). Obwohl sie zunächst nicht verstanden wurden, argumentierten Vine, Matthews und Morely 1963, dass diese Muster das Ergebnis der Bildung neuer Meeresbodenkrusten in Zeiten von normalem und umgekehrtem Magnetismus seien.
  • Ebenfalls 1963 fanden Geologen heraus, dass das Alter der Hawaii-Inseln mit der Entfernung von den noch aktiven Vulkanen auf der großen Insel systematisch zunahm, was zu der Annahme führte, dass unter der großen Insel ein stationärer Hotspot (Mantel-Plume) existierte, und dass die pazifische Meeresbodenkruste bewegte sich über diese Vulkanismusquelle (Abbildung 10.13).
  • 1965 schließlich wurde eine neue Art von Verwerfung – genannt a Transformationsfehler– wurde als durch sich bewegende Platten verursacht beschrieben und erklärt. Transformstörungen sind entlang von Spreizkämmen üblich (Abbildung 10.15), aber auch an Land, wo sie mit erheblichen Erdbebenrisiken verbunden sind.

In Übung 10.2 können Sie selbst sehen, wie das Alter der hawaiianischen Inseln je nach Standort variiert.

Das Abschließen von Übung 10.3 sollte Ihnen helfen, Transformationsfehler zu verstehen und auch den Prozess, durch den die Meeresbodenkruste unterschiedlich magnetisiert wird.

Die Theorie der Plattentektonik wurde schließlich Mitte der 1960er Jahre weithin akzeptiert, hauptsächlich aufgrund der überzeugenden Beweise von Vine, Matthews und Morely und der Arbeit von Tuzo Wilson über Hot Spots und Transformationsfehler. Wilson spielte auch eine wichtige Rolle bei der Kartierung der Grenzen zwischen den Platten auf der Erdoberfläche, zeigte, wie sich diese Platten bewegten, und beschrieb die verschiedenen Prozesse, die an verschiedenen Arten von Plattengrenzen ablaufen. Abbildung 10.16 ist eine moderne Karte der Platten, ihrer Richtungen und Bewegungsgeschwindigkeiten sowie der Art der Grenzen zwischen ihnen. Es gibt mehr als 20 verschiedene Platten, und Sie sollten die Namen und ungefähren Ausmaße der sieben wichtigsten kennen. Eine einfache Möglichkeit, diese Namen und Orte zu lernen, besteht darin, ihre Grenzen grob einzuzeichnen, wie in Abbildung 3-4 gezeigt. Beginnen Sie mit (1) einer kurvigen Linie mitten im Atlantik. Trennen Sie Südamerika von Nordamerika (2) und Eurasien von Afrika (3). Zeichne eine Grenze durch den Indischen Ozean und trenne Indien und Australien von Asien (4). Zeichnen Sie eine Linie allgemein um den Pazifischen Ozean (5) und schließlich eine Linie um die Antarktis herum (6).

Abbildung 3-4. Ungefähre Grenzen der sieben Hauptplatten.

© Steven Earle. Mit Genehmigung verwendet.

Übung: Zeichnen Sie die Grenzen der sieben Hauptplatten auf der folgenden Karte ein, ohne Abbildung 3-4 zu betrachten. (Folgen Sie bei Bedarf den Anweisungen unter der Karte.) Wenn Sie fertig sind, lesen Sie Abbildung 10.16 im Lehrbuch und fügen Sie Pfeile hinzu, um die ungefähren Plattenbewegungen anzuzeigen.

Beginnen Sie mit einer kurvigen Linie mitten im Atlantik. Trennen Sie Südamerika von Nordamerika und Eurasien von Afrika. Zeichne eine Grenze durch den Indischen Ozean und trenne Indien und Australien von Asien. Zeichnen Sie eine Linie allgemein um den Pazifischen Ozean und schließlich eine Linie um die Antarktis.

Um die Plattentektonik zu verstehen, ist es wichtig zu wissen, was a Teller ist. Wie in Abbildung 10.17 gezeigt, bestehen tektonische Platten nicht nur aus kontinentaler oder ozeanischer Kruste, sondern umfassen auch den darunter liegenden lithosphärischen („starren“) Teil des Mantels. Dieses Paket aus Kruste plus lithosphärischem Mantel – das im Durchschnitt etwa 100 km dick ist – wird als Lithosphäre, das über die Oberseite der Asthenosphäre gleitet, wenn sich eine Platte bewegt.

Abschnitt 10.4 beschreibt die Prozesse, die an Plattengrenzen auftreten, beginnend mit divergenten (sich ausbreitenden) Grenzen, an denen neue ozeanische Kruste gebildet wird. Der Schlüssel zu diesem Prozess ist der konvektionsbedingte Auftrieb von heißem Mantelgestein und das Dekompressionsschmelzen eines Teils (ca. 10 %) dieses Gesteins innerhalb von 60 km vom Meeresboden (Abbildung 10.18). Abbildung 10.19 gibt einen Überblick über die in dieser Umgebung produzierten Gesteinsarten, darunter Gabbro in der Tiefe, mafische Gänge in der Mitte und Kissenbasalte in Meeresbodennähe.

Abbildung 10.20 illustriert den Prozess, der für das Rifting von Kontinenten und die Bildung neuer Ausbreitungsgrenzen verantwortlich gemacht wird. Bitte stellen Sie sicher, dass Sie diesen Vorgang verstanden haben.

Die Abbildungen 10.21, 10.22 und 10.23 zeigen zwei Platten, die sich an einer konvergenten Grenze aufeinander zubewegen. Bevor Sie damit fortfahren, müssen Sie sich bewusst sein, dass tektonische Platten niemals eine Lücke zwischen ihnen haben, da sie sich aufeinander zu bewegen und dann schließlich kollidieren. Konvergente Grenzen können sich innerhalb von Platten bilden und treten am wahrscheinlichsten an der Ozean-Kontinent-Grenzfläche innerhalb einer Platte auf, die sowohl ozeanische als auch kontinentale Kruste umfasst. Zum Beispiel umfasst die Nordamerika-Platte sowohl die kontinentale Kruste Nordamerikas als auch die ozeanische Kruste des westlichen Atlantiks. Entlang der Ostküste Nordamerikas besteht ein Übergang zwischen der kontinentalen und ozeanischen Kruste, wie in Abbildung 3-5 (links) dargestellt. Beide Teile werden durch die Ausbreitung entlang des Mittelatlantischen Rückens, der als a . bezeichnet wird, nach Westen geschoben passive Marge. Irgendwann in ferner Zukunft könnten sich die ozeanische und kontinentale Lithosphäre trennen und entlang dieser Grenze könnte die Subduktion beginnen (Abbildung 3-5 rechts). Dies ist wahrscheinlich auf die Ansammlung von Sedimenten entlang der Grenze zurückzuführen, die gegen Ende von Abschnitt 10.4 ausführlicher beschrieben wird.

Abbildung 3-5. Darstellung der passiven Grenze zwischen den kontinentalen und ozeanischen Teilen der Nordamerikanischen Platte derzeit (links) und wie sich diese in ferner Zukunft in eine Subduktionsgrenze verwandeln könnte (rechts).

© Steven Earle. Mit Genehmigung verwendet.

Lesen Sie in Abschnitt 10.4 das Material zu konvergenten Grenzen sorgfältig durch. Einige der wichtigen Punkte sind, dass Wasser aus der subduzierenden Kruste zum Schmelzen des darüberliegenden heißen Mantelgesteins beiträgt und dass die Druckspannung der Konvergenz nicht nur in der kontinentalen Kruste zu Verwerfungen und Verformungen führt, wie in Abbildung 10.22 gezeigt, sondern auch in der ozeanischen Kruste auf beiden Seiten der Grenze.

Wie bereits erwähnt, existieren die meisten Transformationsfehler an sich ausbreitenden Graten, wo sie die Grenzen zwischen versetzten Gratsegmenten bilden. Sie bilden auch die Grenzen zwischen den Platten, wie in Abbildung 3-6 dargestellt. In dieser Abbildung sind die beiden Platten in unterschiedlichen Farben hervorgehoben, und Sie können sehen, wie die Kammsegmente (doppelte weiße Linien) an einigen Stellen die Plattengrenze bilden, während die Transformationsstörungen (rote Linien) an anderen Stellen die Plattengrenze bilden . Die weißen Linien, die sich zu beiden Seiten der Kammsegmente erstrecken, heißen Bruchzonen. Diese Zonen sind keine Plattengrenzen, und vorausgesetzt, die Ausbreitungsgeschwindigkeiten auf den verschiedenen Kammsegmenten sind ähnlich, tritt entlang dieser Linien keine Relativbewegung (d. h. keine Verwerfung) auf.

Abbildung 3-6. Der Mittelatlantische Rücken zwischen Afrika und Südamerika. Die Spreizgrenzen werden als weiße Doppellinien und die Transformationsgrenzen als rote Linien angezeigt.

Physical Geology von Steven Earle, verwendet unter einer internationalen CC-BY 4.0-Lizenz.

In einigen Fällen können Sie Grenzen über Kontinente hinweg transformieren, zum Beispiel die San-Andreas-Verwerfung. Alle Transformationsfehler sind durch eine im Wesentlichen horizontale Bewegung gekennzeichnet.

Das Abschließen von Übung 10.4 wird zu Ihrem Verständnis von Transformationsgrenzen beitragen.

Der verbleibende Teil von Abschnitt 10.4 enthält eine Zusammenfassung einiger relativ neuer und in naher Zukunft erwarteter Änderungen der tektonischen Plattenkonfiguration der Erde. Es enthält auch eine Diskussion des Wilson-Zyklus und eine ausführlichere Beschreibung, wie sich ein passiver Ozean-Kontinent-Rand in eine Subduktionsgrenze verwandeln kann (Abbildung 10.26).

Testen Sie Ihre Erinnerung an Plattennamen und Ihr Verständnis von Plattengrenzen, indem Sie Übung 10.5 ausführen.

Abschnitt 10.5 enthält eine kurze Diskussion der Mechanismen für die Plattenbewegung. Obwohl wir die ganze Zeit gesagt haben, dass die Konvektion im Erdmantel der kritische Treiber der Plattentektonik ist, gibt es einige verwandte Phänomene – einschließlich des Gravitationsschubs weg von den erhöhten Gratbereichen (Gratstoß) und die Anziehungskraft der subduzierten ozeanischen Kruste (Plattenzug) – die zur Plattenbewegung beitragen. Die drei für die Plattenbewegung wesentlichen Prozesse sind in Abbildung 10.29 zusammengefasst.

Bevor Sie mit Abschnitt 3-3 über Erdbeben fortfahren, beantworten Sie die Überprüfungsfragen am Ende von Kapitel 10.

In Lab 5 geht es um das verheerende Erdbeben in Haiti. Wenn Sie eingeschriebener Student sind, möchten Sie vielleicht damit beginnen, während Sie Abschnitt 3-3 durcharbeiten.


Plattentektonik und Erdbeben

Ein Erdbeben wird durch ein plötzliches Ausrutschen einer Verwerfung verursacht. Eine Verwerfung ist ein Bruch oder eine Bruchzone zwischen zwei Gesteinsblöcken.

Während eines Erdbebens rutscht das Gestein auf einer Seite der Verwerfung plötzlich relativ zur anderen. Die Verwerfungen werden am häufigsten am Rand von Platten gefunden, die kontinentale Gesteinsblöcke sind, die den äußersten Teil der Erde ausmachen.

Diese Platten bewegen sich ständig (wenn auch sehr langsam) mit Geschwindigkeiten von bis zu 10 cm pro Jahr, obwohl die meisten Reisegeschwindigkeiten erheblich geringer sind. Außerdem variiert die Fahrgeschwindigkeit an verschiedenen Stellen innerhalb jeder Platte.

An der Grenze, an der die Platten kollidieren, wird eine Platte unter die andere gedrückt, wodurch tiefe Gräben gebildet werden. Wo sich Platten auseinander bewegen, bilden sich Bergkämme.

Da in der Nähe dieser Plattengrenzen große geologische Kräfte am Werk sind, liegt es nahe, dass diese Grenzen dort sind, wo die meisten Erdbeben auftreten.

Wie sich diese tektonischen Platten relativ zueinander bewegen, bestimmt die Art der Verwerfung, die an ihrem Verbindungspunkt existiert. Es gibt drei Grundtypen von Fehlern: Normal, Reverse und Strike-Slip.

Die Verbindungsstelle, an der sich die Platten voneinander wegbewegen, erzeugt einen "normalen" Fehler. Es ist nicht normal in dem Sinne, dass es üblich ist, da es nicht das häufigste ist. Das Wort "normal" bezieht sich auf die normalerweise sehr steile Verwerfungsebene zwischen zwei Erdblöcken.

In einem normal Verwerfung ziehen sich die beiden Blöcke voneinander weg, wodurch einer der Verwerfungsblöcke in Bezug auf die Verwerfungsebene nach oben und der andere nach unten rutscht.

Wenn sich die beiden Erdblöcke aufeinander zu bewegen, heißt der resultierende Fehler a umkehren Fehler. Hier wird ein Erdblock nach oben und über den gegnerischen Block geschoben (oder einer untergeschoben). In beiden Fällen ändert sich die Höhe eines oder beider Erdblöcke.

Ein dritter Fehler heißt Strike-Slip Fehler. Bei Gleitfehlern bewegen sich die gegenüberliegenden Erdblöcke horizontal gegeneinander. There is no (or very little) vertical movement.

There are also combinations of these basic fault movements as the land can move both horizontally and vertically. However, there is no way to telling the type of fault movement until well after the event is over.

Take it to the MAX! Learn more about the major tectonic plates and their motion.

While any of these three faults can produce extensive damage on land, the reverse fault is the source of most tsunamis.

The scale by which earthquakes are rated is called the Moment Magnitude scale (Mw). It is a measure of the distance a fault moved and the force required to move it.

The Moment Magnitude scale values are logarithmic meaning that with each increase in whole value the amplitude of the ground motion increase by ten. For example, a magnitude 5.0 earthquake is ten times as powerful as a magnitude 4.0 earthquake.

For a magnitude 6.0 earthquake, it is ten times more powerful than a magnitude 5.0 quake but is 100 times stronger than a magnitude 4.0 event.

This logarithmic increase in released energy at the 'strong' and 'great' earthquake levels means that minor increases in magnitude indicate huge jumps in released energy. According to the U.S. Geological Survey, the December 26, 2004 Sumatra earthquake measured a magnitude 9.1.

Three months later, March 28, 2005, another 'great' earthquake occurred on the same fault line as with the earlier quake and measured a magnitude 8.7.

Despite the seemingly small 0.4 difference in magnitude, due to the logarithmic values, the December magnitude 9.1 earthquake was 2½ times MORE powerful than the March 2005 earthquake (and over 125,000 times as powerful as a magnitude 4.0 quake).


Einführung

Our Earth is a dynamic planet, as clearly illustrated on the main map by its topography, over 1,500 volcanoes, 44,000 earthquakes, and 170 impact craters. These features largely reflect the movements of Earth s major tectonic plates and many smaller plates or fragments of plates (including microplates). Volcanic eruptions and earthquakes are awe-inspiring displays of the powerful forces of nature and can be extraordinarily destructive. On average, about 60 of Earth's 550 historically active volcanoes are in eruption each year. In 2004 alone, over 160 earthquakes were magnitude 6.0 or above, some of which caused casualties and substantial damage.

This map shows many of the features that have shaped--and continue to change--our dynamic planet. Most new crust forms at ocean ridge crests, is carried slowly away by plate movement, and is ultimately recycled deep into the Earth--causing earthquakes and volcanism along the boundaries between moving tectonic plates. Oceans are continually opening (for example, Red Sea, Atlantic Ocean) or closing (for example, Mediterranean Sea). Because continental crust is thicker and less dense than thinner, younger oceanic crust, most does not sink deep enough to be recycled, and remains largely preserved on land. Consequently, most continental bedrock is far older than the oldest oceanic bedrock (see back of map).

The earthquakes and volcanoes that mark plate boundaries are clearly shown on this map, as are craters made by impacts of extraterrestrial objects that punctuate Earth's history, some causing catastrophic ecological changes. Over geologic time, continuing plate movements, together with relentless erosion and redeposition of material, mask or obliterate traces of earlier plate-tectonic or impact processes, making the older chapters of Earth's 4,500-million-year history increasingly difficult to read. The recent activity shown on this map provides only a present-day snapshot of Earth's long history, helping to illustrate how its present surface came to be.

The map is designed to show the most prominent features when viewed from a distance, and more detailed features upon closer inspection. The back of the map zooms in further, highlighting examples of fundamental features, while providing text, timelines, references, and other resources to enhance understanding of this dynamic planet. Both the front and back of this map illustrate the enormous recent growth in our knowledge of planet Earth. Yet, much remains unknown, particularly about the processes operating below the ever-shifting plates and the detailed geological history during all but the most recent stage of Earth's development.

PDF Files

In addition to the paper map, which is available for purchase, the USGS is providing PDF files of the map. These files are very large and should be downloaded and viewed in Adobe Reader.

Below: Thumbnail image of the front of the map, which measures 58 by 45 inches, and a figure representative of the materials on the reverse side of the map.

PDF file of the Front Side of the map: high resolution [52 MB] | screen resolution [8 MB]

PDF file of the Reverse Side of the map: high resolution [108 MB] | screen resolution [7 MB]

Ordering Instructions

The two-sided map can be ordered from the USGS Store. On the Map Locator page, enter "This Dynamic Planet" into the Product Name box. A single handling fee is applied to all domestic orders. For international shipping, see the USGS frequently asked questions page. Discounts are available for some groups. For more information call 1-888-ASK-USGS.

The map is also for sale from:
U.S. Geological Survey
Information Services
Box 25286, Federal Center
Denver, CO 80225

New product number 206335.

Linked Websites

Please visit the Smithsonian Institution This Dynamic Planet website. This site provides interactive mapping functions (including zoom), contains additional information not shown on the printed paper map, and includes downloadable PDF files of all map components and HTML pages.

See also the USGS booklet This Dynamic Earth: The Story of Plate Tectonics, which gives background information about the theory of plate tectonics and traces its development.

The USGS also has created a website for teachers: This Dynamic Planet: A Teaching Companion.

Any use of trade, product, or firm names in this publication is for descriptive purposes only and does not imply endorsement by the U.S. Government.

U.S. Department of the Interior | U.S. Geological Survey
URL: pubs.usgs.gov /imap/2800/index.html
Page Contact Information: Katharine S. Schindler
Page Last Modified: Wednesday, 30-Nov-2016 17:39:05 EST


Learning Objectives

After reading this chapter and answering the review questions at the end, you should be able to:

  • Discuss the early evidence for continental drift, and Alfred Wegener’s role in promoting this theory.
  • Describe other models that were used early in the 20th century to understand global geological features.
  • Summarize the geological advances that provided the basis for understanding the mechanisms of plate tectonics, and the evidence that plates and are constantly being created and destroyed.
  • Describe the seven major plates, including their size, motion, and the types of boundaries between them.
  • Describe the geological processes that take place at divergent and convergent plate boundaries, and explain why transform faults exist
  • Explain how supercontinents form and how they break apart.
  • Explain why tectonic plates move.

Plate tectonics is the model or theory that we use to understand how our planet works: it explains the origins of continents and oceans, the origins of folded rocks and mountain ranges, the presence of different kinds of rocks, the causes and locations of earthquakes and volcanoes, and changes in the positions of continents over time. So… everything!

The theory of plate tectonics was proposed to the geological community more than 100 years ago, so it may come as a surprise that an idea underpinning the study of Earth today did not become an accepted part of geology until the 1960s. It took many decades for this theory to become accepted for two main reasons. First, it was a radically different perspective on how Earth worked, and geologists were reluctant to entertain an idea that seemed preposterous in the context of the science of the day. The evidence and understanding of Earth that would have supported plate tectonic theory simply didn’t exist until the mid-twentieth century. Second, their opinion was affected by their view of the main proponent, Alfred Wegener. Wegener was not trained as a geologist, so he lacked credibility in the eyes of the geological community. Alfred Wegener was also German, whereas the geological establishment was centred in Britain and the United States- and Britain and the United States were at war with Germany in the first part of the 20th century. In summary, plate tectonics was an idea too far ahead of its time, and delivered by the wrong messenger.

Verweise

Thordarson, T., and Larsen, G. (2007) Volcanism in Iceland in historical time: Volcano types, eruption styles and eruptive history. Journal of Geodynamics 43, 118–152. Full text


Data Availability Statement

The code to calculate synthetic PDFs for calendar ages is available at http://doi.org/10.5281/zenodo.4074892. The authors declare that all data supporting this study's findings are available within the article, its supplementary information, and Ott et al. ( 2020 ) (Creative Commons Attribution 4.0 International).

Dateiname Beschreibung
2020AV000315-sup-0001-Supporting Information SI-S01.pdf2.3 MB Supporting Information S1
2020AV000315-sup-0002-Original Version of Manuscript-S01.pdf1.1 MB Original Version of Manuscript
2020AV000315-sup-0003-Peer Review History-S02.pdf127.2 KB Peer Review History
2020AV000315-sup-0004-First Revision of Manuscript-S03.pdf143.2 MB First Revision of Manuscript
2020AV000315-sup-0005-Second Revision of Manuscript-S04.pdf41.4 MB Second Revision of Manuscript [Accepted]
2020AV000315-sup-0006-Authors Response to Peer Review Comments-S05.pdf1,023.4 KB Authors' Response to Peer Review Comments

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