Erdbeben, Erdstruktur und Geodynamik

Erdbeben

Definition Erdbeben

Ein Erdbeben ist ein plötzlicher Ruck aus dem Inneren der Erde.

Ursachen von Erdbeben

Erdbeben treten aufgrund von Spannungen in der Erdkruste auf, die sich ruckartig entlang von Verwerfungen entladen.

Verwerfungen

Definition Verwerfung

Eine Verwerfung ist ein Bruchbereich in der Erdkruste, der von einer Verschiebung der Gesteinspakete begleitet wird.

Elemente einer Verwerfung

Die Verwerfungsfläche ist der Bereich, entlang dessen der Bruch und die Verschiebung erfolgen.

Arten von Verwerfungen

• Abschiebung (normale Verwerfung): Die Verwerfungsfläche fällt zum abgesunkenen Block (Hangendblock) hin ein. Der abgesunkene Block bewegt sich relativ zum angehobenen Block (Liegendblock) nach unten. Abschiebungen werden durch Dehnungskräfte ausgelöst und führen zu einer Vergrößerung des Volumens.
• Aufschiebung (inverse Verwerfung): Die Verwerfungsfläche fällt zum angehobenen Block (Hangendblock) hin ein. Der angehobene Block bewegt sich relativ zum abgesunkenen Block (Liegendblock) nach oben. Aufschiebungen werden durch Kompressionskräfte ausgelöst und führen zu einer Verringerung des Volumens.
• Blattverschiebung (horizontale Verwerfung): Es gibt keine nennenswerte vertikale Verschiebung der Blöcke, sondern nur eine horizontale Bewegung entlang der Verwerfungsfläche. Es gibt keinen angehobenen oder abgesunkenen Block im klassischen Sinne.

Grabenbrüche

Ein Grabenbruch ist eine gestaffelte Reihe von Abschiebungen, die eine Einsenkung (Depression) definieren. Diese Strukturen werden durch Dehnungskräfte verursacht.

Horste

Ein Horst ist eine gestaffelte Reihe von Verwerfungen (oft Abschiebungen), die eine Anhebung (Höhe) abgrenzen. Diese Strukturen werden ebenfalls durch Dehnungskräfte verursacht.

Seismische Wellen

Arten seismischer Wellen

Es gibt drei Hauptarten seismischer Wellen:

• P-Wellen (Primärwellen): Sie sind die schnellsten Wellen und werden zuerst auf Seismographen registriert. Sie breiten sich durch Festkörper und Flüssigkeiten aus. Die Teilchen schwingen in Richtung der Wellenausbreitung (Kompression und Dilatation).
• S-Wellen (Sekundärwellen): Sie sind langsamer als P-Wellen und erreichen den Seismographen als Zweites. Sie breiten sich nur durch Festkörper aus und stoppen in flüssigen Medien. Die Teilchen schwingen senkrecht zur Richtung der Wellenausbreitung.
• Oberflächenwellen (z. B. L-Wellen): Sie sind die langsamsten der drei Wellenarten und breiten sich entlang der Erdoberfläche aus. Sie werden durch die Schwingungen der Erdoberfläche verursacht und sind für die meisten Schäden an Bauwerken (Gebäude, Brücken) verantwortlich. Aus geologischer Sicht liefern sie keine Informationen über das Erdinnere.

Erdinneres und Diskontinuitäten

Seismische Diskontinuitäten

Die Geschwindigkeit seismischer Wellen hängt von der Art des Gesteins ab, durch das sie sich bewegen. In steiferen Materialien ist die Geschwindigkeit höher, in plastischeren Materialien geringer. Wenn sich die Geschwindigkeit in einem bestimmten Tiefenbereich konstant ändert, deutet dies auf eine Änderung der Gesteinsart oder des Aggregatzustandes hin. Diese Bereiche plötzlicher Geschwindigkeitsänderungen werden Diskontinuitäten genannt.

• Mohorovičić-Diskontinuität (Moho): Trennt die Kruste vom Mantel. Sie zeigt an, dass beide Schichten fest sind. Ihre Tiefe variiert: ca. 70 km unter Gebirgen, 30 km unter Ebenen, 5-10 km unter Ozeanen.
• Gutenberg-Diskontinuität: Liegt in ca. 2900 km Tiefe. Trennt den Mantel vom Kern. Unterhalb von 2900 km beginnt der äußere Kern, der flüssig ist, was durch das Stoppen der S-Wellen in dieser Tiefe gezeigt wird.
• Repetti-Diskontinuität: Liegt in ca. 700 km Tiefe. Trennt den oberen vom unteren Erdmantel. Beide Bereiche sind fest.
• Lehmann-Diskontinuität: Liegt in ca. 5100 km Tiefe. Diese Diskontinuität zeigt, dass der Kern unterteilt ist in: a) den äußeren Kern (2900-5100 km), der flüssig ist, und b) den inneren Kern (5100-6370 km), der fest ist, da die P-Wellen-Geschwindigkeit hier stark zunimmt.

Die Erdkruste

Es gibt zwei Hauptarten von Erdkruste: ozeanische und kontinentale Kruste.

Unterschiede kontinentale vs. ozeanische Kruste

• Alter: Ozeanische Kruste ist jung (maximal ca. 180 Millionen Jahre), kontinentale Kruste ist alt (einige Gesteine sind über 4200 Millionen Jahre alt).
• Dicke: Ozeanische Kruste ist dünn (5-10 km), kontinentale Kruste ist dicker (kann bis zu 80 km erreichen).
• Dichte: Ozeanische Kruste ist dichter (ca. 3,2 g/cm³), kontinentale Kruste ist weniger dicht (ca. 2,7 g/cm³).
• Struktur: Ozeanische Kruste ist geschichtet, kontinentale Kruste ist komplex und oft chaotisch aufgebaut.
• Zusammensetzung: Granit kommt typischerweise in der kontinentalen Kruste vor, nicht in der ozeanischen.

Struktur der Ozeanböden

Die horizontale Struktur der Ozeantiefen umfasst:

1. Festlandsockel: Eine flache Zone mit geringer Neigung, maximale Tiefe ca. 200 m. Dies ist die photische Zone und ein wichtiger Bereich für Fischgründe. Geologisch ist er Teil des Kontinents.
2. Kontinentalhang: Ein steiler Bereich, der von ca. 200 m bis 4000 m Tiefe reicht. Er markiert den Übergang zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste.
3. Tiefseeebene (Abyssal Plain): Eine weite, flache Ebene in ca. 4000 m Tiefe, die hauptsächlich aus Sedimenten über basaltischer Kruste besteht.
4. Mittelozeanischer Rücken: Ein untermeerisches Gebirge in ca. 2000 m Tiefe. In der Mitte befindet sich ein Graben (Rift Valley), aus dem Lava aus dem Mantel aufsteigt.
5. Guyots: Flachgipfelige untermeerische Berge vulkanischen Ursprungs.
6. Tiefseegräben: Nicht in allen Ozeanen vorhanden. Sehr tiefe Einsenkungen, die über 11.000 m Tiefe erreichen können (z. B. Marianengraben im Pazifik).

Struktur der Kontinente

Die horizontale Struktur der Kontinente umfasst:

1. Festlandsockel: Der unter Wasser liegende Teil des Kontinents.
2. Orogene (Gebirgsketten): Geologisch junge, tektonisch aktive Bereiche.
3. Kratone (Schilde): Geologisch alte, stabile Bereiche, die oft durch Erosion zu Ebenen eingeebnet sind.

Der Erdmantel

Der Erdmantel reicht von der Moho bis zur Gutenberg-Diskontinuität (ca. 2900 km Tiefe). Er besteht aus Gesteinen, die dichter sind als die Kruste (mittlere Dichte ca. 5 g/cm³). Es wird angenommen, dass der Mantel hauptsächlich aus Peridotit besteht, einem Gestein, das reich an Olivin (Peridot) sowie Eisen und Magnesium ist.

Der Erdkern

Der Erdkern ist in zwei Zonen unterteilt:

• a) Der äußere Kern (2900-5100 km) ist flüssig.
• b) Der innere Kern (5100-6370 km) ist fest.

Der Kern hat eine geschätzte Dichte von bis zu 13,2 g/cm³ und besteht überwiegend aus Eisen und Nickel, zusammen mit geringeren Mengen an Schwefel und Kohlenstoff.

Geodynamisches Modell der Erde

Schichten des Erdinneren

Basierend auf geodynamischen Eigenschaften wird das Erdinnere in folgende Schichten unterteilt:

• Lithosphäre: Die starre äußere Schicht. Sie umfasst die gesamte Kruste und den obersten Teil des Mantels und ist etwa 100 km dick.
• Asthenosphäre: Liegt unter der Lithosphäre. Sie ist der plastischere, duktile Teil des oberen Mantels und ermöglicht die Bewegung der Lithosphärenplatten. Sie scheint nicht überall unter den Kontinenten vorhanden zu sein.
• Mesosphäre: Umfasst den größten Teil des Mantels unterhalb der Asthenosphäre (unterer Mantel).
• Barysphäre (Endosphäre): Umfasst den gesamten Erdkern.
• D''-Schicht: Die unterste Schicht des Mantels, direkt über dem Kern-Mantel-Grenze. Sie ist teilweise aufgeschmolzen.

Vertikale Erdkrustenbewegungen

Epirogenetische Bewegungen

Epirogenetische Bewegungen sind langsame, großräumige vertikale Bewegungen der Kontinente. Es gibt zwei Arten:

• Hebung (+): Der Kontinent steigt an (z. B. Norwegen und Finnland, ca. 2 cm pro Jahr).
• Senkung (-): Der Kontinent sinkt ab (z. B. die galizische Küste).

Was ist Isostasie?

Isostasie beschreibt den Zustand des Gleichgewichts, bei dem Krustenschollen auf dem dichteren Material des Mantels schwimmen. Diese Blöcke befinden sich im Gleichgewicht, und vertikale Bewegungen treten auf, um dieses Gleichgewicht wiederherzustellen, wenn es gestört wird.

Störung des isostatischen Gleichgewichts

Das isostatische Gleichgewicht kann gestört werden durch:

• a) Gewichtszunahme auf den Krustenschollen: Die Kontinente sinken ab. Dies geschieht bei starker Vereisung oder hoher Sedimentation.
• b) Gewichtsabnahme auf den Kontinenten: Die Kontinente heben sich an. Beispiele hierfür sind intensive Erosion oder das Abschmelzen von Gletschern (wie im Fall von Norwegen und Finnland).

Eustatische Bewegungen

Eustatische Bewegungen beziehen sich auf globale Änderungen des Meeresspiegels. Es gibt zwei Arten:

• Eustatischer Meeresspiegelanstieg (+): Der Meeresspiegel steigt, weil das Gesamtvolumen des Meerwassers zunimmt. Dies geschieht derzeit in einer Warmzeit durch das Abschmelzen von Eis.
• Eustatischer Meeresspiegelabfall (-): Der Meeresspiegel sinkt, weil das Gesamtvolumen des Meerwassers abnimmt. Dies geschieht während einer Eiszeit, wenn Wasser in Gletschern gebunden wird.