LITHOSPHÄRE

AUFBAU DER ERDE
DIE ERFORSCHUNG DES ERDINNEREN
MIT SEISMISCHEN WELLEN
Ein Grossteil unserer Kenntnis über die interne Struktur des
Erdkörpers beruht auf der Analyse von Erdbebenwellen. Durch
das Studium
 der Zeit, die die seismische Wellen brauchen, um vom
Erdbebenherd bis zu den verschiedenen Stationen auf der
Erdoberfläche zu laufen und
 der Amplitudenvariationen,
gelang es verschiedene stoffliche (Kruste, Mantel, Kern) und
rheologische (Lithosphäre, Asthenosphäre, äusserer und innerer
Kern) Zonen zu indentifizieren.
Wir
wissen,
gemeinsames
dass
Wellen
Merkmal
unterschiedlichen
aufweisen:
Ihre
Typs
ein
Ausbreitungsge-
schwindigkeit variiert, je nachdem, welches Material sie
durchlaufen.
Wir bestimmen die Geschwindigkeit einer P- oder S-Welle,
indem sie die Laufzeit für eine bekannte Entfernung messen.
Die Geschwindigkeit entspricht dann dem Verhältnis aus der
Entfernung dividiert durch die gemessene Laufzeit.
Die Unterschiede, die sich für die verschiedenen Laufstrecken
ergeben, erlauben Rückschlüsse auf die Eigenschaften des
Materials, das von den Wellen auf diesem Wege durchlaufen
wurde.
Ein Laserstrahl wird an der Grenzfläche zwischen Luft und
Wasser gebrochen (E1). Seismische Wellen verhalten sich an den
Grenzflächen innerhalb des Erdkörpers sehr ähnlich. Sie werden
an den Grenzen sowohl reflektiert als auch gebrochen.
Abbildung E2 zeigt die Ausbreitung von (a) P-Wellen und (b) SWellen im Erdinneren.
Die
gestrichelten
Linien
zeigen
die
Wellenfronten durch das Erdinnere in
Ausbreitung
der
Zwei-Minuten-
Intervallen.
Die Schattenzone des Erdkerns ist ein Gebiet, das bei diesem
hypothetischen
Beben
am
Nordpol
von
P-Wellen
beziehungsweise S-Wellen nicht erreicht wird, weil diese durch
den Kern abgelenkt werden.
Die Schattenzone für P-Wellen erstreckt sich ausgehend vom
Erdbebenherd über einen Winkelabstand von 105o bis 142 o (E2).
Es dauert 20 Minuten, bis eine vom Erdbebenherd ausgehende
P-Welle den Kern durchläuft und am entgegengesetzten Punkt
bei einem Winkelabstand von 180 Grad an der Oberfläche
auftaucht.
S-Wellen können sich im flüssigen Kern nicht ausbreiten; sie
fehlen daher ab einer Winkeldistanz von über 105o Grad, vom
Erdbebenherd aus gemessen.
Reflexionen einer Welle setzen Grenzen zwischen zwei
Materialien unterschiedlicher Eigenschaften voraus und bieten
deshalb eine gute Möglichkeit, um solche Grenzen im
Erdinneren zu untersuchen.
Betrachten wir, was mit P- und S-Wellen geschieht, wenn sie von
der Grenze zwischen zwei Schichten reflektiert werden. Zum
Beispeil werden PcP-Wellen am Kern reflektiert in Abbildung
E3.
An der Erdoberfläche reflektierte Wellen werden als PPbeziehungsweise SS-Wellen bezeichnet.
PKP-Wellen sind P-Wellen, die den flüssigen, äusseren Kern
durchdringen.
PKIKP-Wellen sind P-Wellen, die den festen Inneren Kern
durchlaufen haben.
Wir können die Laufzeit dieser reflektierten Wellen nutzen, um
unser Modell der Erde zu verfeinern.
Abbildung E4 zeigt Seismogramme, in denen jeweils die P-, PPund S-Wellen sowie die Oberflächenwellen, farbig gekennzeichnet sind. Sie unterscheiden sich in ihren Amplituden und
Frequenzen.
Praktische Anwendung findet die Reflexion seismischer Wellen
vor allem bei der Suche nach Erdöl und Erdgas.
Abbildungen
E5-E6
zeigen
seismisches
Verfahren
zur
Prospektion im Offshore-Bereich.
Mit dieser Methode können Strukturen in Sedimentgesteinen,
die unter der Oberfläche liegen und als Fallen für Oel und Gas
dienen, sichtbar gemacht werden.
ZUSAMMENSETZUNG UND AUFBAU DER
1-D ERDE
Viele tausende hochempfindliche Seismographen (Abbildung E7
zeigt nur die Breitband-Seismographen) und höchst genaue
Uhren ermöglichen es, weltweit die Laufzeiten der P-, S- und
Oberflächenwellen präzise zu bestimmen.
Anhand all dieser Messungen können Seismologen für
verschiedene Arten von seismischen Wellen Laufzeitkurven
erstellen, wie sie beispielsweise in Abbildung E8 dargestellt sind.
Die Laufzeit hängt von den Geschwindigkeiten der P- und SWellen in dem jeweils durchquerten Material im Erdinneren ab.
Der entscheidende Schritt (Inversion) besteht darin, die
gemessenen Laufzeiten in eine Kurve umzusetzen, die zeigt, wie
sich die Geschwindigkeit der seismischen Wellen im Erdinneren
in Abhängigkeit von der Tiefe ändert.
Die Lösung der Seismologen ist in Abbildung E9 dargestellt. Die
Geschwindigkeitsänderung der P- und S-Wellen in Abhängigkeit
von der Tiefe spiegeln die Abfolge der Schichten im Erdinnern
wider.
P-Wellen Geschwindigkeiten
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.
Mit der Ausnahme von zwei Geschwindigkeitssprüngen nimmt
die P-Wellen-geschwindigkeit von der Basis der Lithosphere bis
zur Kern-Mantelgrenze stetig bis fast 13,800 m/s zu (E9).
An der Kern-Mantel-Grenze fällt die P-Wellen-Geschwindigkeit
nur bis 8000 m/s ab.
Dieser Sprung entspricht dem Übergang von dichtem und festem
Mantel-Silikat-Material in flüssigem Eisen-Nickel-SchwefelLegierung des äusseren Kerns.
Schliesslich existiert ein letzter Sprung der Geschwindigkeit von
~1000 m/s beim Übergang vom äusseren flüssigen Kern zum
inneren, aus festem Eisennickel bestehenden Kern.
bleibt die Geschwindigkeit konstant.
Danach
S-Wellen Geschwindigkeiten
Die S-Wellengeschwindigkeit in der kontinentalen Oberkruste
beträgt ~3500 m/s, in der Unterkruste ~3800 m/s und im oberen
Mantel ~4600 m/s (E9).
Die S-Wellengeschwindigkeit ändert sich dann analog zur PWellengeschwindigkeit,
allerdings
mit
einem
kleineren
Gradienten, und erreicht einen Wert von etwa ~7200 m/s an der
Kern-Mantel Grenze.
Im flüssigen äusseren Kern können sich S-Wellen nicht
ausbreiten.
Die Geschwindigkeit von S-Wellen im inneren Kern ist nicht
genau bekannt, liegt aber vermutlich bei ~4500 m/s.
Asthenosphäre
In der Zone unter der Lithosphäre nimmt die Geschwindigkeit
der S-Welle ab, und die Wellen werden teilweise absorbiert.
Laborexperimente zeigten, dass diese beiden Phänomene für SWellen charakteristisch sind, die durch einen Festkörper mit
einem geringen Anteil an Flüssigkeit laufen. Das ist die
Asthenosphäre (Zone b in Abbildung E9, rechts).
Sie steigt an mittelozeanischen Rücke, wo sich Platten trennen,
bis nahe an die Oberfläche auf und liegt ansonsten in Tiefen
unter 70 Kilometern.
Wir sind der Ansicht, dass die Asthenosphäre geringe Mengen
von geschmolzenem Gesteinsmaterial enthält, vielleicht wenige
Prozent.
Diese Vorstellung passt ausgezeichnet zu den Hinweisen darauf,
dass diese Region des Erdmantels sehr wahrscheinlich
Herkunftsgebiet vieler basaltischer Magmen ist.
Die Vorstellung, dass sich ein geringer Anteil der Asthenosphäre
in flüssigem Zustand befindet, stimmt auch mit anderen
Vorstellungen der Plattentektonik überein.
Das gilt insbesondere für das Bild starrer Lithosphärenplatten,
die
sich
sehr
leicht
bewegen,
weil
die
unterlagernde
Asthenosphäre einen gewissen Schmelzanteil aufweist und daher
plastisch ist.
Die Asthenosphäre reicht bis in eine Tiefe von ~200 km, wo die
Geschwindigkeit der S-Wellen wieder auf einem Wert ansteigt,
der einem festen Peridotit entspricht.
Zwei Übergangszonen
Zwei schärferen Geschwindigkeitszunahmen befinden sich in
einer Tiefe von ungefähr 400-450 und 650-700 km (E9).
Diese Geschwindigkeitssprünge werden durch Umwandlungen
der Kristalle der Mantel-Silikate zu kompakteren Strukturen
verursacht:
400-450 km - Olivin
Spinell;
650-700 km - Spinell
Perowskit).
Aus dem Verhalten der seismischen Wellen lässt sich die Grenze
zwischen Kruste und dem unterlagernden Mantel bestimmen.
Die Mächtigkeit der Kruste zeigt enorme Unterschiede (E10).
Isostasie
Abbildung E11 zeigt die Principien von Isostasie und postglaziale
Hebung:
(a) Wenn eine Inlandeismasse entsteht, vermehrt sich das
auf der Kruste lastende Gewicht.
(b) Die Kruste senkt sich, und es entwickelt sich eine
Wurzel zum isostatischen Ausgleich der Eislast.
(c) Schmilzt anschliessend die Eisdecke ab, so besteht die
Wurzel aufgrund der Viskosität des Mantels noch für
eine gewisse Zeit weiter.
(d) Der Auftrieb der Wurzel führt zu einer langsamen
Hebung.
Da
die
Wurzel
allmählich
ebenfalls
verschwindet, erreicht die Oberfläche wieder ihre
ursprüngliche Höhenlage.
Die Pfeile zeigen die Richtung der vom Gewicht der Eislast und
vom Auftrieb an der Wurzel ausgeübten Kräfte. Skandinavien
befindet sich heute zwischen Stadium (c) und (d).
DIE WÄRMEPRODUKTION IM
ERDINNEREN
Die Entwicklung der Erde ist hauptsächlich durch zwei
verschiedene Antriebsmechanismen bestimmt:
(a) Interne Wärme, die hauptsächlich durch
(i)
Radioaktivität (wichtigste Komponente),
(ii) Wärme die noch aus der Bildungszeit aus dem
Staubnebel stammt
(iii) Umwandlung
von
Gravitationsenergie
Wärmeenergie produziert wird.
(b) Externe Wärme durch Sonneneinstrahlung.
zu
Die interne Wärme:
(a) schmilzt Gesteine,
(b) generiert Vulkane,
(c) verursacht indirekt oder direkt Erdbeben,
(d) formt Gebirgsgürtel,
(e) verursacht langzeitliche Veränderungen von Gletschern
(f) kontrolliert in einigen Regionen den Grundwasserfluss.
Die interne Wärme (Radioaktivität und gespeicherte Wärme)
verursachen Konvektion im Erdmantel.
Die externe Wärme:
(a) kontrolliert die Atmosphäre und die Ozeane
(b) verursacht Erosion der Gebirge und Bildung von
Sedimenten.
Hinweise auf die Wärme im Erdinneren finden sich überall:
Vulkane und heisse Quellen, aber auch Bergwerke und
Bohrungen, in denen die Temperatur mit der Tiefe ansteigt.
Auch die globalen Plattenbewegungen, die Erdbebentätigkeit
und die Heraushebung der Gebirge werden durch diese Wärme
im Erdinneren angetrieben.
Kurz zusammengefasst kam es in der Entstehungsphase der
Erde durch Materieeinfall und wachsenden Gravitationsdruck
und schliesslich durch radioaktiven Zerfall der Elemente Uran,
Thorium und Kalium zur Aufheizung des Erdinneren.
Nach dem anfänglichen Aufheizen hat sich die Erde ständig
abgekühlt, weil Wärme aus dem heissen Inneren zur kühlen
Oberfläche abfliesst.
Die Erde kühlt im wesentlichen durch zwei Prozesse ab:
vergleichsweise
langsam
durch
vergleichsweise rasch durch Konvektion.
Wärmeleitung
und
Wärmeleitung
Die Wärmeleitung erfolgt dadurch, dass Atome und Moleküle
bei ihrem thermischen Bewegungen gegeneinanderstossen und
somit auf mechanischem Wege Energie weitergeben; insgesamt
wird dabei Energie von den wärmeren Bereichen (mit hoher
Bewegungsenergie der Atome) zu den kalten Bereichen (mit
geringerer thermischer Energie der Atome) transportiert (E12).
Die Materialien unterscheiden sich in ihrer Fähigkeit, Wärme zu
leiten.
Gesteine und Böden sind schlechte Wärmeleiter, deshalb sind im
Untergrund verlegte Leitungen weniger empfindlich gegen
Einfrieren als oberirdisch verlegte, und deshalb weisen
Kellergewölbe
trotz
grosser
jahreszeitlicher
Temperatur-
schwankungen an der Oberfläche eine nahezu konstante
Temperatur auf.
Wegen der geringen Leitfähigkeit der Gesteine würde ein
Lavaerguss von 100 Metern Mächtigkeit ungefähr 300 Jahre zur
Abkühlung von 1000 Grad auf Oberflächen-temperatur
benötigen.
Wärme, die von einer Seite her in eine Gesteinsplatte von 400 km
Mächtigkeit eindringt, würde ~5 Milliarden Jahre brauchen, bis
sie die andere Seite erreicht – länger, als die Erde besteht.
Anders ausgedrückt, wenn die 4,6 Milliarden Jahre alte Erde
lediglich durch Wärmeleitung abkühlen würde, hätte die Wärme
aus Tiefen über 400 km die Erdoberfläche noch nicht erreicht.
Der
Mantel,
der
in
der
Frühzeit
der
Erdgeschichte
aufgeschmolzen wurde, wäre noch flüssig.
Wir wissen aber aufgrund der Ausbreitungsgeschwindigkeit
seismischer Wellen, dass das nicht der Fall ist.
Konvektion
Konvektion ist ein weit verbreitetes Phänomen, das in
Flüssigkeiten oder Gasen auftritt, die von unten erhitzt und von
oben gekühlt werden.
Das erwärmte Fluid, eine Flüssigkeit oder ein Gas, dehnt sich aus
und steigt auf, weil seine Dichte geringer ist als die des kühleren
Materials weiter oben.
Weil sich das erwärmte Material von selbst bewegt und seine
Wärme mit sich führt, transportiert Konvektion die Energie
weitaus effektiver als Wärmeleitung.
Festkörper kühlen im allgemeinen nur durch Wärmeleitung ab,
aber auch in Festsubstanzen, die über grosse Zeiträume
betrachtet plastisch fliessen, können Konvektionsbewegungen
auftreten (E13).
Die Erde verhält sich kurzzeitig, das heisst über Sekunden bis
Jahre hinweg, wie ein starrer Festkörper.
Aber wenn er über Millionen von Jahren Kräften ausgesetzt ist,
wie sie bei hohen Drücken und Temperaturen auftreten, verhält
sich der Mantel wie eine extrem viskose Flüssigkeit und ‚kriecht’
oder fliesst plastisch (E13).
Es stellt sich heraus, dass das Seafloor-Spreading und die
plattentektonischen
Prozesse
tatsächlich
auf
Konvektion
zurückgeführt werden können.
Aufsteigendes, heisses Material unter den mittelozeanischen
Rücken bildet beständig neue Lithosphäre, die, wenn sie sich
seitlich wegbewegt, abkühlt und schliesslich wieder in den
Mantel abtaucht, wo sie resorbiert wird (E14a).
Auch das ist Konvektion. Wärme wird durch die Bewegung des
Materials vom Inneren an die Oberfläche transportiert, wobei
sich geschlossene Strömungsmuster, sogenannte Konvektionszellen, ausbilden.
Einige
Geowissenschaftler
sind
der
Ansicht,
dass
Konvektionsbewegungen im Mantel nur in den oberen Bereichen
des Mantels von wenigen hundert Kilometern Mächtigkeit
auftreten (E14c).
Andere gehen davon aus, dass der gesamte Mantel davon
betroffen ist und die Konvektionszellen vom oberen Erdmantel
bis zum Erdkern reichen (E14b).
Wieder andere glauben, dass die aufsteigenden, eng begrenzten
Manteldiapire unter den Hot Spots die Antriebskräfte für die
Konvektion liefern (E14d).
Die Temperaturverteilung im Erdinnern
Temperatur und Druck bestimmen letzlich, ob die Materie fest
ist oder in geschmolzenem Zustand vorliegt.
Weiterhin bestimmen sie, in welchem Grad festes Material
plastisch fliessen kann und wie dicht die Atome in den Kristallen
gepackt sind.
Und je höher die Temperatur in der Tiefe ist, desto stärker sind
die Konvektionsbewegungen.
Alles was wir derzeit tun können, ist, aus den wenigen
verfügbaren Informationen über
Rückschlüsse zu ziehen.
die Temperatur einige
Wir
wissen,
das
bei
zunehmender
Tiefe
der
mittlere
Temperaturanstieg ungefähr 2-3oC / 100 m beträgt.
Die Geologen können nicht einfach davon ausgehen, dass sich
der
in
den
oberflächennahen
Temperaturanstieg
mit
Bereichen
zunehmender
Tiefe
beobachtete
bis
zum
Erdmittelpunkt im selben Masse fortsetzt.
In diesem Falle müssten die Temperaturen in der Nähe des
Erdmittelpunktes etliche 10 000oC betragen und grosse Teile des
inneren Kerns geschmolzen sein – im Widerspruch zu den
seismischen Befunden.
Eine Kurve, die den Temperaturverlauf mit zunehmender Tiefe
wiedergibt, heisst Geotherme.
Zwei möglichen Geothermen sind in Abbildung E15 und 16
dargestellt.
Hier wurden die Temperaturen von Lava, die aus dem Mantel
stammt und aus Vulkanen ausfliesst, Labordaten über die
Schmelztemperaturen von Gesteinen und Eisen und Befunde aus
der Seismik herangezogen, um den Temperaturverlauf von der
Erdoberfläche bis zum wirkichen Mittelpunkt der Erde zu
rekonstruieren; die Temperaturen scheinen danach auf Werte
zwischen 4000 und 8000 Grad Celsius anzusteigen.
Zusammenfassung (E17)
ZUSAMMENSETZUNG UND AUFBAU DER
HETEROGENEN ERDE – RESULTATE
VON GLOBALEN TOMOGRAPHISCHEN
EXPERIMENTEN
Bis jetzt haben wir die Erde als radial symmetrisch angesehen
und die physikalischen Eigenschaften änderten sich daher nur
als Funktion der Tiefe.
Dies ist eine gute erste Annäherung. Die Laufzeiten seismischer
Wellen, welche etwa 20 Minuten von einer Seite der Erde zur
anderen Seite benötigen, differieren bloss um Sekunden in
Abhängigkeit davon, wo sich das Erdbeben ereignet hat und wo
der Seismograph positioniert ist.
Obwohl diese Laufzeitvariationen sehr gering sind (siehe
seismische Aufnahmen in der reduzierten Laufzeitdarstellung in
Abbildung E18), geben sie uns doch wichtige Informationen über
die Heterogenität der Erde.
Sie zeigen, dass die Geschwindigkeit in den oberen Teilen der
Kruste und des Mantels um bis 10 zu 20 % variieren kann, bei
einer durchschnittlichen Variation von 5 %.
Durch den Gebrauch von seismischen Wellen, die an vielen
verschiedenen Orten auf der Erde ausgelöst wurden und von
vielen hunderten oder tausenden Seismographen aufgezeichnet
wurden, ist es möglich die detaillierte Geschwindigkeitsstruktur
der Erde zu ermitteln.
Diese Methode ist im Prinzip identisch mit den tomographischen
Durchleuchtungsmethoden ("Computer-Aided Tomography"
scan - CAT scan), die in der Medizin verwendet werden.
Das Konzept der Tomographie ist in Abbildung E19
dargestellt,
welches
einen
Block
von
Tiefgeschwindigkeitsmaterial zeigt, der eingebettet in einem
homogenen Medium liegt.
Seismische
Strahlen,
welche
nicht
in
den
Tiefgeschwindigkeitsblock eintreten, kommen mit normaler
Laufzeit an.
Diejenigen
Strahlen,
die
den
Tiefgeschwindigkeitsblock
durchqueren, sind relativ gesehen verspätet und haben
demzufolge negative Laufzeitanomalien.
Mit einem einzigen Quellpunkt und vielen Empfängern ist es
nur möglich festzustellen, dass eine Tiefgeschwindigkeitszone
irgendwo im Untergrund existiert.
Es ist aber nicht möglich, die genaue Position und
Geschwindigkeit dieser Zone zu bestimmen.
Mit nur 3 Quellpunkten kann man aber bereits die ungefähre
Position
und
abschätzen.
den
ungefähren
Geschwindigkeitskontrast
Bei vielen Quellpunkten kann man mit Hilfe der seismischen
Tomographie,
die
genaue
Position
und
physikalischen
Eigenschaften dieser Zone ermitteln.
Für einige globale Studien dieser Art, werden bis zu einer
Million seismische Aufzeichnungen verwendet (E20). Diese
Methode hat die Art wie wir das Erdinnere studieren
revolutioniert.
Abbildung E21 zeigt einen Schnitt durch den Erdmantel und
liefert eindeutig Hinweise für die Subduktion einer grossen,
ehemals ozeanischen Platte, der sogennanten Farrallon-Platte
(blau).
Der Schnitt (tomographische Bild) verläuft in vertikaler
Richtung von der Kruste bis zur Kern-Mantelgrenze, und in
horizontaler Richtung von der konvergierenden Plattengrenze in
Mittelamerika im Südwestern bis zur Karibik in Nordostern
Die Geschwindigkeitsunterschiede in Abbildung E21 werden
in Bezug auf Temperaturunterschiede interpretiert: tiefere
Geschwindigkeiten werden mit wärmeren Regionen (folglich
die Farbe rot) und höhere Geschwindigkeiten mit kalten
Regionen (folglich die Farbe blau) assoziiert.
Diese
Farbekonvention
wird
für
alle
hier
gezeigten
tomographischen Abbildungen verwendet.
Eine Serie von detaillierten Profilschnitten durch die Erde in
Abbildung E22 zeigt:
 heisses Mantelmaterial mit tiefer Geschwindigkeit unter
den Mittelozeanischen Rücken,
 die
heisse,
respektive
kalte
Natur
von
jungem
ozeanischem und altem kontinentalem Mantelmaterial bis
zu einer Tiefe von 200 km
 der komplette Verlust von seismischen Signalen unter
Ozeanen und Kontinenten in einer Tiefe von 500 km.
Abbildung 23 zeigt einen tomographischen Querschnitt durch
6 Subduktionszonen.
Alle zeigen wie schnelles, kaltes Material in heissen Mantel
abtaucht
(bitte
beachten
Sie,
dass
die
Geschwindigkeitsvariationen weniger als 1 % betragen).
Der tomographische Querschnitt durch die östlichen Alpen
zeigt, dass die Subduktionszone nach Norden abtaucht.
Als wir dies zum ersten Mal sahen, dachten wir, dass es sich
um einen Irrtum handeln könnte, weil wir wussten, dass die
ehemaligen Subduktionszone unter den Schweizer Alpen nach
Süden abtaucht.
Dieses
Problem
wurde
Doktorandin gelöst.
dieses
Jahr
von
einer
ETH
STRUKTUR DER ERDE UNTER DEN
ALPEN – RESULTATE VON
SEISMISCHEN MESSUNGEN UND
GLOBALER TOMOGRAPHIE
Lange
bevor
die
Schweizer
Alpen
mit
den
neuen
tomographischen Methoden studiert wurden, haben Schweizer
Geophysiker die Alpen mit unterschiedlichen ‚kontrollierten’
seismischen Experimenten erforscht.
Zu diesem Zweck wurden viele grosse Explosionen in der ganzen
Schweiz ausgelöst und die dadurch erzeugten seismischen
Signale
an
einer
Vielzahl
von
seismischen
Stationen
aufgezeichnet.
Wir werden uns auf die Aufzeichnungen entlang einer Nord-Süd
verlaufenden Alpentraverse konzentrieren, welche ein bisschen
östlich von Zürich (E24) verläuft.
Abbildung E25 zeigt die seismischen Aufnahmen, die von einer
Explosion im südlichen Teil der Linie sowie von einer Explosion
im nördlichen Teil der Linie gemacht wurden.
Mit diesen Informationen sowie Informationen von anderen
Explosionen, wurde das seismische Geschwindigkeitsmodel in
Abbildung E26 hergeleitet.
Dieses Bild soll Ihnen zeigen, wie heterogen die Erdkruste sein
kann.
Im
obersten
Teil
der
Kruste
sind
seismische
Geschwindigkeiten in den oberflächennahen Sediment-gesteinen
von nur 4,0 km/s zu finden.
Die
oberflächennahen
Kristallingesteine
Geschwindigkeit von ~6,0 km/s auf.
weisen
eine
Tiefer, an der Krusten-Mantel Grenze (Moho) erreicht die
Geschwindigkeit Werte zwischen 6,5 und 6,6 km/s, die für solche
Tiefenbereiche eher niedrig sind.
Die Geschwindigkeit des darunter liegenden Mantels hat
typische Werte zwischen 8,0 und 8,3 km/s.
Bemerkenswert ist hier besonders, wie die Moho von Norden
nach Süden abtaucht.
Unter dem Molassebecken befindet sich die Moho in ~32 km
Tiefe, unter den Zentralalpen in ~56 km Tiefe.
Die Krustenmächtigkeit verdoppelt sich nahezu über eine
Distanz von nur 120 bis 140 km.
Der Himalaja ist der einzige Gebirgszug, der eine mächtigere
Kruste als die Alpen aufweist.
Durch die Kombination dieser seismischen Information mit
reflexionsseismischer Bildern der Kruste sowie geologischen
Informationen ergibt sich Abbildung E27.
Diese Abbildung zeigt, wie der ehemalige Kontinentalrand der
europäischen Platte unter den ehemaligen Kontinentalrand der
adriatischen Platte gestossen wird.
Dies weist darauf hin, dass die Suduktion in südlicher Richtung
verlief.
Verschiedene geologische Decken bestehend aus abgeschürftem
Material des alten Kontinentalrandes und der ozeanischen
Kruste (in schwarz gezeigt) wurden aufeinander gestapelt und
bilden heute die komplexe Geologie, welche wir alle sehen, wenn
wir durch die Alpen fahren.
Die Erkundung der Struktur des gesamten Alpenbogens ist ein
aktuelles Projekt von ETH Wissenschaftlern.
Abbildung E28 zeigt das erforschte Gebiet – man erkennt den
Bodensee und Norditalien.
Diese Abbildung zeigt die seismische Geschwindigkeit in einer
Tiefe von 150 km.
Man sieht die ausgeprägte Zone hoher Geschwindigkeit, welche
dem Alpenbogen folgt.
Um diese Geschwindigkeitsinformationen zu analysieren, ist es
am besten, man sieht sich den Querschnitt an.
Abbildung E29 weist darauf hin, dass die abtauchende Platte im
westlichen Teil der Alpen, sich von der darüberliegenden Kruste
getrennt haben könnte.
Geht man ostwärts, sieht man auf der Abbildung E30, dass die
abtauchende
Platte
in
Uebereinstimmung
mit
dem
Krustenmodell gegen Süden geneigt ist. Hier ist klar, dass die
europäische Platte unter der adriatischen Platte subduziert
wurde.
In Abbildung E31 ist die abtauchende Platte vertikal unter dem
Zentrum der Alpen (klar westlich von Zürich)! Hier kann man
nicht sagen, welche Platte subduziert und welche obduziert
wurde.
Schliesslich sehen wir auf Abbildung E32 eine nordvergente
Orientierung der subduzierten Platte unterhalb der östlichen
Alpen,
in
Uebereinstimmung
mit
einer
vorhergezeigten
tomographischen Abbildung.
Dies weist darauf hin, dass hier die adriatische Platte unter die
europäischen Platte subduziert wird.