LITHOSPHÄRE

ERDBEBEN I
Basel
Am 18. Oktober 1356 ereignete such im Raum Basel um etwa
22 Uhr Lokalzeit das stärkste Erdbeben, dass im letzten
Jahrtausend nördlich der Alpen aufgetreten ist (C1-C2).
Es erreichte im Epizentralgebiet eine maximale Intensität IX.
Man nimmt an, dass seine Stärke etwa Magnitude 6,5 bis 7,0
entsprach.
Innerhalb der Stadt gab es je nach Quelle zwischen hundert und
zweitausand Todesopfer.
Viele Häuser entlang der Birs stürzten in das Flussbett, was zu
Überschemmungen führte.
In einem Umkreis von rund 30 km wurden beinahe alle Kirchen,
Burgen und Festungen zerstört.
Sogar im Burgund - in 300 km Entfernung - wurden
nachgewiesenermassen noch Stadtmauern beschädigt.
Es war ein Jahrtausend-Beben, tritt also durchschnittlich einmal
pro tausand Jahre auf.
Es lässt sich mit jenem von Kobe 1995 vergleichen.
Mexiko-Stadt
Weltweit gesehen, übersteigen die Schäden und Anzahl Opfer,
die durch Stürme, Überschwemmungen und Dürren verursacht
werden, diejenigen, die auf Erdbeben zuürckgehen bei weitem.
Die Plötzlichkeit eines Erdbebens und die dadurch verursachten
Zerstörungen sind aber oft eindrücklicher und besitzen daher
eine psychologische Schockwirkung. Innerhalb weniger Minuten
und in der Regel ohne jegliche Vorwarnung kann ein Erdbeben
zur Zerstörung einer ganzen Stadt und zum Verlust tausender
Menschenleben führen.
Erdbebenschäden erstrecken sich zum Teil über grosse Gebiete.
Das Erdbeben der Magnitude 8,1, das 1985 Mexiko-Stadt
zerstörte, ereignete sich in 350 km Entfernung im Pazifik. Dieses
Erdbeben kostete 30 000 Menschen das Leben, 50 000 wurden
verletzt, 250 000 wurden obdachlos und die Schäden beliefen sich
auf eine Höhe von CHF 6 Milliarden (C3).
Was ist ein Erdbeben ?
Die Scherbruch-Hypothese:
1. Zunächst sind zwei Krustenblöcke A und B tektonischen
Kräften ausgesetzt, die Blöcke in entgegengesetzte
Richtung gegeneinander verschieben würden, wenn nicht
Reibungs-kräfte an der Störungsfläche das Gleiten
verhindern würden (C4).
2. Die Kruste wird deshalb auf beiden Seiten der Störung
nur deformiert.
3. Dabei baut sich eine gerichtete Spannung auf, bis im
Erdbebenherd die "Reibungsblockade" überwunden
wird und es zum Aufreissen an der Störfläche kommt.
Der Herd des Bebens ist der Bereich der Initialbewegung
an der Störung. Das Epizentrum ist der Punkt an der
Erdoberfläche, der direkt über dem Erdbebenherd liegt.
4. (d) Schliesslich verschieben sich die beiden Blöcke in
einem Teilbereich der Störung um den sogenannten
Versatzbetrag.
Der Punkt, an dem die Verschiebungsbewegung einsetz, ist
der Herd oder das Hypozentrum eines Erdbebens (C4 und
C5).
Das Epizentrum ist der unmittelbar über dem Erdbebennherd
an der Erdoberfläche gelegene Ort.
Fast alle Erdbeben entstehen durch relative Verschiebungen
der benachbarten Blöcke (d.h. entlang Verwerfungen).
Es gibt sehr wenig Beispiele von spontaner Materialexpansion
(d.h. natürliche
Explosion)
oder
kontraktion (d.h. natürliche Implosion).
spontaner
Material-
Der Bruchvorgang benötigt eine bestimmte Zeit, um sich
auszubreiten.
Ein typischer Wert für die Ausbreitungs-geschwindigkeit ist
~3,5 km/s.
Die letzte Skizze in der Abbildung C4 zeigt den neuen
Gleichgewichtszustand.
Für sehr grosse Erdbeben (z.B. mit Magnituden von 8 bis 9)
kann sich die Bruchbewegung über eine Distanz von 1000 km
erstrecken, wobei die daraus resultierende Verschiebung
zwischen den beiden Blöcken bis zu 15 m betragen kann.
Vom Herd eines Erdbebens breiten sich seismische Wellen aus
(C5).
Seismographen
Seismographen registrieren (a) vertikale oder (b) horizontale
Bewegungen (C6). Wegen der weitgehend erschütterungsfreien Aufhängung an der Feder (a) beziehungsweise dem
Scharnier (b) und wegen ihrer Trägheit ist die Masse von der
Bewegung des Untergrundes weitgehend abgekoppelt. Die
Schreibspitze zeichnet die Relativbewegungen zwischen Masse
und Untergrund auf und registriert auf diese Weise die durch
die seismischen Wellen verursachten Erschütterungen. (c) Bei
modernen Seismographen wird die Bewegungamplitude
elektronisch verstärkt wiedergegeben.
Fast
alle
wichtigen
Erdbebenparameter
werden
von
Messungen an Seismographen bestimmt. Seismographen sind
über die gesamte Erde verteilt.
Seismische Wellentypen
Wenn sich ein Erdbeben ereignet, entstehen vier verschiedene
Wellentypen (C7).
Jeder Wellentyp breitet sich innerhalb der Erde mit einer
charakteristischen Geschwindigkeit und Teilchenbewegung
aus.
Zwei der Wellentypen sind Raumwellen, die sich durch das
Innere eines Mediums ausbreiten (C8).
Der erste Raumwellentyp (links) wird als Kompressions-,
Longitudinal-, Primär- oder einfach als P-Welle bezeichnet.
Im Untergrund werden benachbarte Regionen nach einander
komprimiert und auseinandergezogen.
Die Partikel oszillieren parallel zur Ausbreitungsrichtung.
P-Wellen haben die höchsten Geschwindigkeiten und sind der
einzige Wellentyp, der auch Flüssigkeiten und Gasen
durchlaufen kann.
P Wellen breiten sich in der Luft mit 330 m/s, in den
kristallinen Gesteinen oberen kontinentalen Erdkruste mit
6000 m/s, in der Unterkruste mit -6800 m/s und im oberen
Erdmantel mit 8100 m/s aus.
Der
zweite
Raumwellentyp
(rechtes)
ist
als
Scher-,
Transversal, Sekundär- oder S-Welle bekannt.
Die
betroffenen Partikel bewegen sich senkrecht
zur
Ausbreitungsrichtung der Welle.
Die S-Wellengeschwindigkeit in der kontinentalen Oberkruste
beträgt -3500 m/s, in der Unterkruste -3800 m/s und im oberen
Mantel -4600 m/s.
Oft haben S-Wellen höhere Amplituden als P-Wellen.
Die beiden verbleibenden Wellentypen, die sogenannten
Rayleighwellen und Lovewellen oder R-Wellen und L-Wellen,
sind Oberflächenwellen (C9).
Sie werden durch die freie Oberfläche der Erde geführt. Die
Partikel
unterhalb
der
Oberfläche
werden
in
die
Oberflächenwellenbewegung einbezogen, aber die Amplitude
der Bewegung nimmt mit der Tiefe rasch ab.
Die mit der Rayleighwelle verbundene Partikelbewegung ist
retrograd elliptisch.
Lovewellen
sind
horizontal
polarisierte
S-Wellen.
Die Ausbreitungs-geschwindigkeit beider Wellentypen ist
etwas langsamer als die von S-Wellen.
Eine wichtige Eigenschaft von Oberflächenwellen sind deren
hohe Amplituden.
Sie sind normalerweise viel grösser als diejenigen von
Raumwellen.
Es sind daher die Oberflächenwellen mit ihrer starken
Scherkomponente und den sehr hohen Amplituden, die die
grössten Schäden während eines Erdbebens verursachen.
Lokalisierung eines Epizentrums
Nach
fast
100-jähriger
Beobachtung
sind
die
Geschwindigkeiten von P- und S-Wellen innerhalb der Erde
relativ gut bekannt.
Die Ziffern in den Isolinien (orange) entsprechen den
Zeitintervallen (in Minuten) zwischen der Ankunft der ersten
P- und der ersten S-Wellen vom Epizentrum des Erdbebens
(C10).
Da sich P-Wellen ungefähr doppelt so schnell ausbreiten wie
S-Wellen, nimmt der zeitliche Abstand zwischen der Ankunft
der verschiedenen Wellenarten mit wachsendem Abstand zum
Epizentrum zu.
Zum Beispiel registriert die Erdbebenstation A, die näher am
Epizentrum liegt, eine Zeitdifferenz von drei Minuten,
während die weiter entfernt liegende Station B eine
Laufzeitdifferenz von acht Minuten aufzeichnet.
Die Laufzeitintervalle zwischen den P- und den S-Wellen sind
die entscheidenden Faktoren bei der Auswertung seismischer
Aufzeichnung. (C10)
Seismische Laufzeitkurven wie die in der Zeichnung bilden die
Grundlage
zur
Bestimmung
der
Entfernung
des
Erdbebenherdes (C11).
In Station A, wo ein Zeitunterschied von drei Minuten
zwischen P- und S-Wellen aufgezeichnet wurde, können
Seismologen den entsprechenden Zeitabstand zwischen den Pund S-Wellen auf der Laufzeitkurve eintragen und daraus
entnehmen, dass die Entfernung zwischen Station und
Bebenherd 1500 Kilometer betrug.
In gleicher Weise ergibt sich für Station B mit Zeitintervallen
von acht Minuten zwischen Ankunft der P- und S-Wellen eine
Entfernung von 5600 Kilometern und für Station C mit elf
Minuten Zeitdifferenz eine Entfernung von 8600 Kilometern.
Ist der Abstand der drei Stationen zum Epizentrum bekannt,
können
die
Seismologen
mit
Hilfe
einer
einfachen
geometrischen Konstruktion das Epizentrum lokalisieren
(C12).
Auf einer Karte mit den Orten der Stationen schlagen sie drei
Kreise um die Stationen, deren Radien dem jeweiligen
Stationsabstand zum Epizentrum entsprechen.
Das Epizentrum liegt dann im Schnittpunkt der drei Kreise.
In der Praxis, verwendet man viel mehr als 3 Stationen um die
folgenden Parameter recht genau abzuschätzen:
 Länge und Breite des Bebens; diese definieren das
Epizentrum,
 die Tiefe des Bebens, Herdtiefe genannt
 Länge, Breite und Tiefe des Bebens; diese definieren das
Hypozentrum
 die Zeit des Bebens.
Erdbeben-Aufzeichnungen durch Stationen in
der Schweiz
Alle intrumentellen Aufzeichnungen von Bodenbewegungen
wärend eines Erdbebens nennt man "Seismogramme".
Abbildung (C13) Aufgezeichnet am 13. Januar 1915 von der
alten
seismischen
Station
Zürich-Degenried
(vertikale
Bodenbewegungen). Die Aufzeichnung beginnt um 6 Uhr 55
Minuten Greenwich Mean Time.
Je nach Dauer des Seismogramms wird die Zeitskala in
Minuten (wie bei Honduras-Fernbeben - oben in Abbildung
C14) oder in Sekunden (wie bei lokalen Fribourger Beben unten in Abbildung C14) angegeben.
(C14 - oben) Aufzeichnung eines Erdbebens in Honduras (13.
Januar 2001; Magnitude 7,6) in der Stadt Zürich (Degenried).
Dieses Erdbeben ist ein sogenanntes "Fernbeben" (>3000km).
Die Distanz zwischen Erdbebenherd und seismischer Station
betrug rund 9500 km.
(C14 - unter) Aufzeichnung eines Erdbebens im Raum
Fribourg (14. Februar 1999; Magnitude 4,34) durch die
Station
Zürich-Degenried.
Dieses
Erdbeben
ist
ein
sogenanntes "Nahbeben" – die Distanz zwischen dem
Erdbebenherd und der seismischen Station betrug etwa
124 km.
(C15) Drei Aufzeichnungen eines Erdbebens von 17. August
2000 mit Magnitude 3,0. Die Zeitdifferenzen zwischen der
Ankunft der P- and S-Wellen sind: LLS - 5,4 s, ZUR - 6 s,
FUSIO - 7,1 s.
(C16) Die drei seismischen Stationen, welche das Erdbeben
aufgezeichnet haben, in einer Karte.
Für einen Erdbebenherd, welcher in etwa 10 Kilometer Tiefe
liegt und rund 30 bis 150 Kilometer von den seismischen
Stationen entfernt ist, gilt vereinfacht: Die Distanz (in km)
zwischen dem Herd und der seismischen Station ist rund acht
mal so gross wie die Zeitdifferenz zwischen der Ankunft der
P- und der S-Wellen (in Sekunden).
Das bedeutet für unsere drei Stationen: LLS - ~43 km, ZUR ~48 km, FUSIO ~57 km.
Für eine einzelne Station gilt: Der Erdbebenherd liegt auf
einem
Kreis,
dessen
Radius
der
Distanz
Station
–
Erdbebenherd entspricht.
Trägt man in einer Karte die Kreise von mindestens drei
Stationen ein, so liegt das Epizentrum im Bereich des
Schnittpunkts der Kreise- in unserem Falle bei Beckenried am
Vierwaldstättersee (C16).
Messen der Bebenstärke - Magnitude
Aus einem einzelnen Seismogramm können wir die Magnitude
eines Erdbebens berechnen (C17). Die Magnitude steht in
Verbindung zur freigesetzten Energie. Aus einer sehr grossen
Anzahl empirischer Beobachtungen wurde die folgende
Formel zur Abschätzung der Magnitude eines Erdbebens
hergeleitet:
M = log (A/T) + σ(Δ,h)
A ist die Amplitude der Welle
T ist die Periode der Welle,
Δ ist die Distanz zum Erdbebenherd, h die Tiefe des
Erdbebens
σ(Δ,h) ist ein Term, der (i) die variable Distanz zwischen
Erdbeben und Aufzeichnungsstationen und (ii) die variable
Tiefe der Erdbeben kompensiert.
Diese logarithmische Gleichung zeigt, dass die Amplituden
von seismischen Wellen bei einem Anstieg der Magnitude um
1 um einen Faktor 10 zunehmen.
Zum Beispiel, ist die Amplitude einer seismischen Welle, die
durch ein Erdbeben der Magnitude 6 verursacht wurde, 100
mal grösser als die Amplitude eines Erdbebens der Magnitude
4.
Im Prinzip ist die Magnituden- oder Richterskala nach oben
offen.
In der Praxis sind aber lediglich maximale Magnituden von
9,0 bis 9,5 möglich.
Messen der Bebenstärke - Intensität
Die Intensität ist ein Mass für die lokalen Effekte und
Schäden, die von einem Erdbeben verursacht werden (C18).
Die Intensität hängt ab von:
 der freigesetzten Energie des Erdbebens
 der Epizentraldistanz,
 der lokalen Bodenbeschaffenheit,
 der Bauweise und Qualität der Gebäude in der Region.
Unter bestimmten Voraussetzungen verursacht ein Beben der
Magnitude 6 mehr Schäden als ein Beben der Magnitude 5.
In anderen Situationen müssen die lokale Bodenbeschaffenheit
und die Qualität der Gebäude mitberücksichtigt werden.
1960 führte ein Beben der Magnitude 6 in Agadir, Marokko,
zu 12 000 Toten und der Zerstörung einer grosser Anzahl von
Gebäuden.
In Agadir stehen schlecht gebaute Stein- und Backsteinhäuser
auf lockeren Sedimenten.
1989 führte ein Beben der Magnitude 6,2 in Quebec zu keinen
Todesopfern sodern lediglich zu kleinen Schäden.
In Quebec sind die Häuser meist aus Holz gebaut und stehen
auf festem Kristallinuntergrund.
Bis Magnitude 5 verursachen Erdbeben selten Schäden,
während sehr grosse Erdbeben zu Schäden in einem bis zu
100 000 km2 grossen Gebiet führen können (C19).
Abbildung C18 zeigt die 12-stufige modifizierte MercalliIntensitätsskala.
Ein Beben der Intensität I wird nur von Seismographen
vermerkt (Personen spüren es nicht), während ein Beben der
Intesität VI als stark zu bezeichnen ist.
Im letzteren Fall schreckt die Bevölkerung auf und es kommt
zu Beschädigungen an Kaminen und Mauerwerken.
Ein Beben der Intensität XII führt zu einer grossen
Katastrophe mit zahlreichen Toten und dem Kollaps vieler
Gebäude, Brücken usw.
Abbildungen C20 und C21 zeigen Intensitäts-Informationen
für das Basler Beben von 1356.
Die Schadenfläche des Bebens (Intensität VI und grösser) ist
grösser als die gesamte Schweiz.
Städte
wie
Neuchâtel,
Bern,
Solothurn,
Aarau
und
Schaffhausen liegen alle im Bereich der Fläche mit Intensität
VII.
Hätte das Epizentrum dieses Bebens nicht im Grenzbereich
der Schweiz, sondern beispielsweise in der Zentralschweiz
gelegen, so hätte die Fläche mit Intensität VII praktisch die
gesamte Schweiz abgedeckt.
Die Grenze der Fläche mit Intensität VI ist fraglich.
Magnitude versus Energie und Häufigkeit
Theoretische Berechnungen zeigen, dass jede Zunahme der
Magnitude um 1,0 einer Vergrösserung der freigesetzten
Energie um den Faktor 30-32 entspricht.
Ein Beben der Magnitude 6 setzt etwa 1000 mal mehr Energie
frei als ein Beben der Magnitude 4 (C22).
Mehr
als
eine
Million
Erdbeben
werden
pro
Jahr
aufgezeichnet, davon haben >10 000 eine Magnitude >4.
Im Durchschnitt hat nur 1 Beben pro 2 bis 3 Jahren eine
Magnitude von mehr als 8.
Die Atombombe von Hiroshima, entsprach >56 Millionen kg
Sprengstoff und damit einem Erdbeben der Magnitude ~6,2.
Die grössten Erdbeben haben Magnitude von 9,0 bis 9,5, das
einer Sprengstoff >30 000 Hiroshima-Bomben entspricht.
Multiplizieren
wir
für
jeden
Magnitudenbereich
die
Häufigkeit der Erdbeben mit der freigesetzten Energie (oder
das Äquivalent in Sprengstoff), so stellt sich heraus, dass die
seltenen grossen Erdbeben (z.B. Magnituden 7 und 8) 77% der
totalen Energie freisetzen.
Freigesetzte Energiemenge/Jahr
(Kilogramm Sprengstoff)
Magnitude 2: 1 000 000 x 56
=
56 106
Magnitude 3: 100 000 x 1800
=
180 106
Magnitude 4: 12 000 x 56 000
=
672 106
Magnitude 5: 2000 x 1 800 000
=
3600 106
Magnitude 6: 200 x 56 000 000
=
11 200 106
TOTAL
=
15 708 106
Magnitude 7: 20 x 1 800 000 000
=
36 000 106
Magnitude 8: 0,3 x 56 000 000 000
=
16 800 106
=
52 800 106
=
<180 000 106)
TOTAL
(Magnitude 9: <0,1 x 1 800 000 000 000
Rekonstruktion
Erdbebendaten
des
Herdmechanismus
aus
Wenn ein Erdbeben aufritt, werden Seismogramme von
zahlreichen
Stationen
aufgezeichnet
und
ausgewertet.
Hypozentrum und Magnitude werden bestimmt.
Und schliesslich gehen Wissenschaftler einer Arbeitsgruppe
daran, das Hypozentrum zu untersuchen, um die tektonischen
Bewegungsvorgänge im Herd aufzuklären.
Sie wollen sehen, wie die räumliche Orientierung der
Störungsfläche und die Richtung des Versatzes in das
regionale Spannungsfeld einzeuordnen ist.
War das Beben das Ergebnis einer Abschiebung, einer Aufoder
Überschiebung oder
einer Horizontalverschiebung
(C23) ?
Was ist im Gelände unmittelbar erkennbar ? Meistens, gar
nichts. Selbst in diesem Falle können die Seismologen die
Form der aufgetretenen tektonischen Bewegung aus den
Seismogrammen ableiten.
Stellen
Sie
sich
eine
E-W
verlaufende
dextrale
Horizontalverschiebung vor (C24; die Störungsebene ist
vertikal und verläuft E-W).
Wenn sich der obere Block in Abbildung C24 nach rechts
verschiebt, so erfolgt der Erstausschlag der Bodenbewegung
in Richtung des Quadranten oben rechts und weg vom
Quadranten oben links.
Die P-Wellen, die im oberen rechten Quadranten registriert
werden, hätten positive Erstausschläge und diejenigen im
linken Quadranten negative.
Analog dazu hätten Seismogramme im unteren rechten
Quadranten negative Erstausschläge und diejenigen im linken
unteren Quandranten positive.
Im Überkreuzungsbereich der Quadranten, d.h. entlang der
Störungsfläche oder der dazu senkrecht stehenden Hilfsebene,
gibt es keine direkten P-Wellen.
Da es auf der Bruchfläche und auf der Hilfsebene keine
direkten P-Wellen gibt, bezeichnet man diese als Null- oder
Knotenflächen.
Bitte beachten Sie, dass genau dasselbe Muster von
Erstausschlägen von einem sinistralen Bruch, der senkrecht
zum obigen steht, resultieren würde.
Aufgrund seismischer Informationen gibt es immer zwei
mögliche Herdflächenlösungen.
Mit Hilfe der lokalen Geologie ist es in der Regel möglich, die
Richtige zu bestimmen.
Um die Herdflächenlösung grosser Erdbeben zu bestimmen
benützen wir Seismogramme, die auf der ganzen Welt
aufgezeichnet wurden.
Um Informationen darzustellen, die auf einer Kugel (d.h. dem
Globus) registriert wurden, verwendet man standardisierte
Kartenprojektionen.
In der Seismologie kommt oft die stereographische Projektion
zum Einsatz.
Im stereographischen Diagramm auf Abbildung C25 sind alle
positiven Erstausschläge als schwarze Punkte und alle
negative Erstausschläge als offene Kreise dargestellt.
Amplitudenmässig kleine Erstausschläge entlang bzw. in der
Nähe der Knotenflächen sind mit Kreuzchen gekennzeichnet.
Die zwei möglichen Bruchflächen sind durch gerade Linien
definiert, die die Quadranten der positiven und negativer
Erstausschläge von einander trennen.
Definitionsgemäss
werden
Quadranten
mit
positivem
Erstausschlag oft schwarz schraffiert und Quadranten mit
negativem Erstausschlag bleiben unschraffiert (C26-C27).
Bei einem geneigten Bruch liegen die positiven und negativen
Erstausschläge wieder in vier Quadranten, aber an der
Erdoberfläche
erscheinen
die
Herdflächenlösungen
als
mondsichelförmige Muster (C28).
Die linke Figur beschreibt das erwartete Muster für eine
Abschiebung und die rechte Figur dasjenige für eine
Aufschiebung.
Erdbeben und Plattentektonik im Gesamtbild
Abbildungen C29 - C39 zeigen die Erdbebenverteilung in
gewissen Tiefenbereichen. Vergleicht man diese Abbildungen
mit den Plattengrenzen, so ergibt sich:
 Über 95% aller Erdbeben liegen entlang der tektonischen
Plattengrenzen (C29);
 an Mittelozeanischen Rücken, Transformstörungen und
innerhalb der Kontinenten kommen nur Flachbeben
(meistens <30 km) vor (C29-C30);
 Flach- bis Tiefbeben kommen in Subduktionszonen vor,
wobei die tieferen Beben immer landeinwärts der
Inselketten oder des aktiven Kontinentalrandes liegen
(C29-31).
Die Tiefenverteilung der Erdbeben (C32) stellt man am besten
in Profilform dar (C33-C36).
Die prominenten durch Erdbeben definierten geneigten
Ebenen nennt man Wadati-Benioff-Zonen.
Sie kennzeichnen die unter dem Kontinentalrand (Anden und
Alaska) oder Inselbogen (Tonga und Japan) subduzierte
Lithosphäre.
In den oberen 100 km ereignen sich Erdbeben meist zwischen
der subduzierten und der überlagernden Platte.
In tieferen Regionen liegen die Bebenherde meist innerhalb
der subduzierten Platte.
Die an mittelozeanischen Rücken und Transformstörungen
beobachteten Herdflächenlösungen sind in Abbildungen C37
dargestellt.
Es waren die Herdflächenlösungen entlang der horizontalen
Versetzungen der mittelozeanischen Rücken, die J. Tuzo
Wilson’s Hypothese bestätigte, dass diese Versetzungen die
Folgen
von
Transformverschiebungen
und
nicht
von
Blattverschiebungen sind.
Wie es bei Extension und Grabenbildung zu erwarten ist,
entsprechen
die
Herdflächenlösungen
mittelozeanischen Rücken Abschiebungen.
entlang
der
Die Situation in den Subduktionszonen ist etwas komplizierter
(C38).
Wenn sich die subduzierte Platte biegt, erfährt sie eine
Extensionsspannung entlang ihrer oberen Kante.
Diese Extension führt zur Bildung kleiner Gräben und
entsprechenden Abschiebungen.
In der Gegend, in welcher die subduzierte Platte in die Erde
gestossen oder geschoben wird, entstehen zwischen der
subduzierten
und
der
darüber
liegenden
Aufschiebungen verbundene Erdbeben.
Erdbeben dieses Typs sind am gefährlichsten.
Zusammenfassung (C39)
Platte
mit