Plattentektonik und Erdbeben

Die zerbrochene Außenhülle der Erde

Die starre Außenschicht der Erde — die Kruste plus der obere Mantel, zusammen Lithosphäre genannt — ist kein durchgehendes Stück. Sie ist in etwa 15 große tektonische Platten und Dutzende kleinere zerbrochen. Jede Platte ist rund 100 km dick und gleitet auf dem heißeren, langsam fließenden Gestein der Asthenosphäre darunter.

Die Platten bewegen sich, angetrieben vor allem durch Wärme aus dem Erdinneren: heißes Mantelgestein steigt auf, breitet sich aus, kühlt ab und sinkt, und das Gewicht kalter, dichter ozeanischer Platte, die an Subduktionszonen in den Mantel zurücksinkt, zieht den Rest der Platte hinter sich her. Typische Geschwindigkeiten sind 2–10 cm pro Jahr — etwa so schnell wie ein Fingernagel wächst (U.S. Geological Survey).

Wo Platten aufeinandertreffen, drücken sie gegeneinander, ziehen auseinander oder schieben aneinander vorbei. Dort baut sich Spannung auf, und dort geschehen fast alle Erdbeben. Stelle die Karte auf „alles bis hierher“, und die Plattengrenzen zeichnen sich als Punkte selbst.

Drei Arten von Plattengrenzen

Jede Plattengrenze ist einer von drei Typen, und jeder erzeugt ein charakteristisches Erdbebenmuster.

• Divergente Grenzen — Platten weichen auseinander, und in der Lücke bildet sich neue Kruste. Die meisten verlaufen entlang der mittelozeanischen Rücken, einer über 60.000 km langen Unterwasser-Gebirgskette. Erdbeben sind hier häufig, aber flach und selten größer als etwa Magnitude 6. An Land bildet Divergenz Grabenbrüche wie den Ostafrikanischen Graben.
• Konvergente Grenzen — Platten kollidieren. Ist eine ozeanisch, subduziert sie meist (taucht) unter die andere; sind beide kontinental, türmt sich die Kruste zu Gebirgen wie dem Himalaya. Konvergente Grenzen erzeugen die stärksten und tiefsten Erdbeben der Erde.
• Transformgrenzen — Platten schieben sich horizontal aneinander vorbei, wobei kaum Kruste entsteht oder zerstört wird. Die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien und die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei sind Beispiele. Erdbeben sind flach und können groß sein (bis etwa Magnitude 8), aber nicht so groß wie die größten Subduktionsbeben.

Subduktionszonen und die stärksten Erdbeben

Wo eine ozeanische Platte sich biegt und unter eine andere gleitet, ist der Kontakt zwischen ihnen eine flach geneigte Verwerfung, die Megathrust genannt wird. Sie kann jahrhundertelang durch Reibung verhakt sein, während sich Spannung aufbaut, und dann über Hunderte oder sogar mehr als tausend Kilometer in einem einzigen Erdbeben brechen. Jedes aufgezeichnete Erdbeben ab Magnitude 9 war ein Subduktions-Megathrust: Chile 1960 (M9,5), Alaska 1964 (M9,2), Sumatra 2004 (M9,1), Tōhoku 2011 (M9,1), Kamtschatka 1952 (M9,0) (U.S. Geological Survey).

Die abtauchende Platte erzeugt weiter Erdbeben, während sie absinkt. Diese bilden eine geneigte Aktivitätszone — die Wadati-Benioff-Zone — die sich bis etwa 700 km Tiefe verfolgen lässt. Auf der Karte ist das der Grund, warum tiefe (blaue und violette) Erdbeben landeinwärts vom Tiefseegraben liegen, auf der Seite, zu der der Meeresboden absinkt: hinter Japan, den Anden, dem Tonga-Bogen und dem Sunda-Bogen.

Der Pazifische Feuerring

Der Rand des Pazifiks besteht fast vollständig aus Subduktionszonen und Transformverwerfungen. Dieser Gürtel, der Pazifische Feuerring, ist der Ort, an dem rund 90 % der Erdbeben weltweit und etwa 75 % der aktiven Vulkane auftreten (U.S. Geological Survey). Er verläuft von Neuseeland über Tonga, Indonesien, die Philippinen und Japan hinauf zu den Aleuten und die Westküsten Nord- und Südamerikas hinab.

Der zweite große Gürtel, der alpidische Gürtel, trägt den größten Teil des Rests. Er reicht von den Azoren über das Mittelmeer, die Türkei, den Iran und den Himalaya bis nach Indonesien, wo er auf den Feuerring trifft. Er ist die Folge davon, dass Afrika, Arabien und Indien nach Norden gegen Eurasien drücken.

Erdbeben fernab jeder Grenze

Ein kleiner Teil der Erdbeben ist Intraplatten-Aktivität — sie geschehen im stabilen Inneren einer Platte, manchmal mehr als 1.000 km von der nächsten Grenze entfernt. Sie sind viel seltener, aber weil sie unerwartet kommen und die Kruste dort Erschütterungen effizient überträgt, können sie sehr zerstörerisch sein.

Die meisten Intraplatten-Erdbeben ereignen sich an uralten Verwerfungen — alten Rifts oder gescheiterten Plattengrenzen —, die schwach genug sind, um unter den noch durch die Platte übertragenen Spannungen zu verrutschen. Die Erdbeben von New Madrid 1811–1812 im Zentrum der USA, das Beben von Bhuj (M7,7) 2001 in Westindien und das Ungava-Beben 1989 in Nordkanada sind Beispiele.

Woher wir das alles wissen

Alfred Wegener schlug 1912 die Kontinentaldrift vor und verwies auf die Passform der Kontinente sowie übereinstimmende Fossilien und Gesteinsformationen über Ozeane hinweg, aber er hatte keinen Mechanismus, und die Idee wurde jahrzehntelang abgelehnt. Die entscheidenden Belege kamen in den 1950er- und 1960er-Jahren:

• Symmetrische magnetische „Streifen“ im Meeresboden auf beiden Seiten der mittelozeanischen Rücken, die Umkehrungen des Erdmagnetfeldes aufzeichnen, während neue Kruste entstand und auseinanderdriftete (Vine & Matthews, 1963).
• Meeresbodengestein, das an den Rücken am jüngsten und zu den Gräben hin fortschreitend älter ist — genau wie es die Ozeanbodenspreizung vorhersagt.
• Das globale Muster von Erdbeben und Vulkanen, das die Plattengrenzen nachzeichnet.
• Direkte GPS-Messung, die Plattenbewegung heute auf einen Millimeter pro Jahr genau verfolgt.