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Die Afrikanische Platte stösst gegen Norden vor. Der Apulische Sporn hat bei seiner Nordwärtsbewegung vor sich die Alpen aufgeschoben. Im Bereich des Mittelatlantischen Rückens, wo die Nordamerikanische Platte auf die Eurasische Platte trifft, wird aufgrund von Strömungsvorgängen im flüssigen Erdmantel neue Erdkruste gebildet. Aufstossende Magmamassen kühlen sich ab und bilden so neue Gesteinsschichten. Dieser Gesteinskeil treibt die beiden Kontinentalplatten in entgegengesetzter Richtung auseinander. Die nach Osten gerichteten Kräfte erzeugen in Mitteleuropa im Untergrund ein Spannungsfeld, welches die Nordwärtsbewegung der Afrikanischen Platte erheblich hemmt. Beim Apulischen Sporn wird dadurch der Untergrund entlang der Plattengrenzen unter grosse Spannung gesetzt.
Erdbeben finden meistens entlang der Plattenränder statt. Die Regionen entlang der Plattenränder sind allerdings nicht alle gleich grossen Erdbenenrisiken ausgesetzt. In einigen Gebieten wie in Zentralitalien treten stärkere Erdbeben häufiger auf. In zahlreichen Regionen wie auch in der Schweiz finden täglich Hunderte von schwächeren Erdbeben (unter Mw = 2) statt. Diese kleineren Erdbeben führen zu einem Spannungsabbau im Untergrund.
Es sind viele Faktoren dafür verantwortlich, ob sich ein Erdbeben mit grösserer Stärke auslösen kann. Wichtige Faktoren sind die Stärke des Spannungsfeldes im Untergrund, die Grösse der Verformungsenergie, der Richtung der Driftbewegung der Erdplatten, die Gesteinsbeschaffenheit usw. An den geologischen Störungen, d.h. Trennflächen oder Bewegungsfugen kann es als Ausgleichsreaktion auf die Spannungen zu aseismischen Kriechbewegungen oder aber zu Erdbeben kommen.
Im südöstlichen Bereich des Tyrrhenischen Meeres und am Südrand des Ägäischen Meeres taucht die Afrikanische Platte bei ihrem Vorstoss nach Norden unter die Eurasische Platte ab. Dieses Abtauchen der Erdplatte nennt man Subduktion. Die Arabische Platte verschiebt sich schneller nordwärts als die Afrikanische Platte, da sie auf weniger Widerstand stösst. Die Arabische Platte drückt dabei den Anatolischen Block, ein Mikroplattensystem im zentralen und östlichen Teil der Türkei, nach Westen. Entlang der beiden Anatolischen Verwerfungszonen kommt es immer wieder zu starken Erdstössen.
Im Mittelmeerraum gibt es eine schriftliche Aufzeichnung, welche über mehrere Jahrhunderte hinweg die vorinstrumentale Seismizität (vor 20. Jahrhundert) dokumentiert hat. Erdbeben haben in der Vergangenheit weit verbreitete Schäden in Zentral- und Südgriechenland, Zypern, Sizilien, Kreta, die Nildelta, Nordlibyen, Atlasgebirge Nordafrikas und Iberische Halbinsel verursacht.
Das Erdbeben von M8,2 Kythera 1903 und die Erdbeben von M7,8 Rhodes 1926 sind die grössten instrumental aufgezeichnete Erdbeben im Mittelmeerraum, die beide assoziiert sind mit tektonischen Vorgängen in der Subduktionszone.
Zwischen 1939 und 1999 eine Serie von verheerenden M7+-Beben verzeichnet, deren Ursachen jeweils eine Erdplattenverschiebungn nach dem Muster eines Strike-Slip-Faults (das sind Verwerfungen, worin sich die beiden Gesteinsplatten in nahezu vertikaler Richtung gegeneinander verschieben) entlang der Nordanatolischen Verwerfungszone waren. Die Erdbebeneserie begann 1939 M7,8 bei Erzinkess am östlichen Ende des Nordanatolischen Bruchsystems.
Das Erdbeben von M7,6 bei Izmit 1999, am westlichen Ende der Verwerfung, traf eine der dichtesten besiedelten Regionen der Türkei. In den bewohnten und industrialisierten städtischen Gebieten starben damals mehr als 17'000 Menschen. Obwohl die Seismizitätsraten am nördlichen Rand des afrikanischen Kontinents vergleichsweise niedrig sind , ereigneten sich starke Erdbeben in Marokko im westlichen Mittelmeer und in der Region um das Toten Meer im östlichen Mittelmeer. Das Erdbeben von M7,3 El Asnam im Jahr 1980 war eines der stärksten in Afrika und schadenreichsten Erdbeben im 20. Jahrhundert.
Grosse Erdbeben im gesamten Mittelmeerraum bergen auch die Gefahr, dass es zu bedeuteten und gefährlichen Tsunamis führen kann. Eines des bekanntestes historischen Erdbeben in der Region war das Erdbeben von Lissabon vom 1. November 1755, dessen Ausmass wurde aus nicht-instrumentalen Daten ermittelt und auf etwa M8,0 geschätzt.
Das Erdbeben in Lissabon 1755 soll sich innerhalb oder in der Nähe der Azoren-Gibraltar-Transformationszone an der die Grenze zwischen der afrikanischen und der eurasischen Platte vor der Westküste Marokkos und Portugals ereignet haben. Das Erdbeben war für den Tod von ca. 60'000 Menschen und für die Erzeugung einer Tsunami verantwortlich. An der portugiesischen Küste wurden Küstendörfer und die Stadt Lissabon überschwemmt.
Ein Erdbeben von ca. M8,0 in der Nähe von Sizilien 1693 erzeugte eine grosse Tsunami-Welle, die zahlreiche Städte an der Ostküste Siziliens zerstörte.
Das M7,2-Beben vom 28. Dezember 1908 bei Messina gilt als das das tödlichste dokumentierte europäische Erdbeben. Die Kombination aus schweren Bodenbeben und einer lokalen Tsunami verursacht Schätzungsweise 60'000 bis 120'000 Todesfälle.
Der USGS bezeichnet auf seiner Karte zur Veröffentlichung «Mediterranean Tsunamis» die sich in Nordafrika von Marokko bis nach Sizilien erstreckende Plattengrenze als Subduktionsfront.
Die Wirkung der Erdstösse, welche von einer Erdplattenverschiebungen ausgelöst wurden, sind manchmal gegenläufig. Innerhalb von Sekundenbruchteilen verschieben sich die Erdschichten vorwärts und gleich wieder zurück.
Italien
Die Afrikanische Platte bewegt sich pro 4 bis 10 mm nordwärt auf die Europäische Platte zu. Die Konvergenz dieser beiden Kontinentalplatten führt in der Mittelmeerregion zu einer erhöhten seismischen Aktivität.
Im Bereich der Hellenischen Subduktionszone südlich von Griechenland nähern sich die beiden Kontinentalplatten mit etwa 35 mm pro Jahr. Ähnlich hohe Konvergenzraten wurden in der Nordanatolischen Bruchzone im Westen der Türkei (23-24 mm/J) und in der Kalabrischen Subduktionszone in der südlichen Italien gemessen. Die Anatolische Plattestösst westwärts gegen das Marmara Meer vor. Erdbebeen sind in Anatolien häufig.
Im Tyrrhenischen Meer taucht der Meeresboden in der Kalabrischen Subduktionszone ab. Diese Subduktionsbewegung führt im südlichen Italien, vor allem in und um Sizilien, häufig zu Erdbeben. Entlang dieser äusserst aktiven seimischen Zone liegen Vulkane wie der Ätna.
Die Gebirgskette des Apennins zieht sich im Zentrum Italiens von der Po Ebene im Norden bis zum Golf von Tarantola in Kalabrien. Der Apennin entstand in Folge der Subduktion der Adriatischen Platte unter Italien von Ost nach West. Die aktuelle Tektonik ist allerdings komplexer, da Italien zusätzlich von der Öffnung des Tyrrhenischen Meeres im Westen und der Konvergenz der Afrikanischen gegen die Europäische Platte beeinflusst wird. Im Zentralen Bereich des Apennin-Gürtels tritt dadurch Extensionstektonik auf, welche sich regelmässig durch mittelstarke Abschiebungsbeben bemerkbar macht.
Die Subduktion der adriatischen Mikroplatte unter dem Apennin und die Öffnung des Tyrrhenischen Beckens im Westen führen dazu, dass der Apennin etwa in Richtung Nordost-Südwest gedehnt wird. Diese Deformation führt zu Spannungen im Gebirge, die sich mit der Zeit in Form von Erdbeben entladen. Die Beben in dieser Region sind häufig sehr flach (~10 km tief), was zu starken Erschütterungen und grossen Schäden führen kann.
Türkei
Das Erdbeben vom 23. Oktober 2011 in der Provinz Van ereignete sich an der Bruchlinie einer inversen Verwerfung.
Im Grenzgebiet der Türkei zum Iran und zum Irak kollidieren die Eurasische Platte und die Arabische Platte (siehe: Ursachen von Erdbeben). Die Kollision hat durch inverse Verwerfungen (thrust faults) und Strike-Slip-Faults (das sind Verwerfungen, worin sich die beiden Gesteinsplatten in nahezu horizontaler Richtung gegeneinander verschieben) ein Mosaik von Bergen hervorgebracht.
In der zentralen und westlichen Türkei hat sich ein ausgedehntes Bruchsystem entwickelt. Der Anatolische Block wird durch die gegensätzliche Bewegungsrichtung der Eurasischen Platte und der Arabischen Platte nach Westen getrieben und durch die konvergierenden Gesteinsplatten unter grossen Druck gesetzt.
Das Erdbebengebiet von Van liegt am östlichen Ende des Anatolischen Blocks. Das Erdbeben von Van ist eine Folge des Kompressionsdrucks der beiden Gesteinsplatten.
Quelle: IRIS, 24. Oktober 2011