Es ist von größter Bedeutung, die spezifischen Gewichte von Gneis und
Basalt zu vergleichen. Für ersteren fanden /Whitmann/, /Cross/ und
/Gilbert/ im Mittel aus zwölf Proben 2,615. Andere Messungen geben
Werte zwischen 2,5 und 2,7. Da alle Proben der Oberfläche entstammen,
das spezifische Gewicht aber wohl überall mit der Tiefe wächst, darf
man als Mittel für die ganze Scholle vielleicht 2,8 annehmen. Simische
Gesteine, wie Basalt, Diabas, Melaphyr, Gabbro, Olivinfels, Andesit,
Porphyrit, Diorit und andere, haben ein spezifisches Gewicht von etwa
3,0, nur selten bis 3,3. Da dies Material wohl meist etwa von der
Unterseite der Kontinentalschollen stammt, darf man für die höher
gelegenen Simaschichten unter den Ozeanen wohl ein etwas geringeres
Gewicht, vielleicht 2,9, annehmen[45]. Wir können diese spezifischen
Gewichte mit der Eintauchtiefe der Kontinentalschollen vergleichen und
auf diese Weise eine wenn auch nicht sehr scharfe Kontrolle für unsere
Vorstellungen gewinnen. Da die Gewichte der kontinentalen und der
ozeanischen Massensäulen, bis zur Unterseite der Kontinentalschollen
hinab gemessen, gleich sein müssen, so erhalten wir für die Mächtigkeit
_M_ der letzteren, wie Fig. 5 zeigt, die folgende Gleichung, in welcher
_a_, _b_, _c_ die spezifischen Gewichte des Sials, des Simas und des
Seewassers bezeichnen:
_Ma_ = (_M_ - 4,8)_b_ + 4,7_c_
(4,8_b_ - 4,7_c_)
oder _M_ = -----------------.
(_b_ - _a_)
Das spezifische Gewicht des Seewassers ist _c_ = 1,03; setzt man _a_
= 2,8, _b_ = 2,9, so ergibt sich für die Schollenmächtigkeit der, wie
wir gleich sehen werden, ganz plausible Wert 91 km. Es ist klar, daß
dieser Wert sich sehr stark ändert, wenn die doch sehr unsicheren
Ausgangswerte nur um ein weniges geändert werden, so daß man ihn
durchaus nicht für zuverlässig halten darf. Er kann nur so viel zeigen,
daß sich die spezifischen Gewichte mit den übrigen Vorstellungen in
Einklang bringen lassen.
Um die Dicke der Kontinentalschollen zu bestimmen, gibt es genauere
Methoden. /Hayford/ hat aus den Lotabweichungen an mehreren hundert
Stationen in den Vereinigten Staaten die sogenannte „Tiefe der
Ausgleichsfläche“ (nämlich des Druckes), welche identisch mit der
unteren Fläche der Kontinentalschollen ist, berechnet und sie zu
114 km gefunden. Und fast die gleiche Zahl, nämlich 120 km, fand
/Helmert/ aus Schweremessungen (Pendel) an 51 Küstenstationen. Die gute
Übereinstimmung beider auf so verschiedenem Wege gewonnener Zahlen
gibt ihnen natürlich eine erhöhte Sicherheit, darf aber nicht dazu
verleiten, den Kontinentalschollen etwa überall dieselbe Mächtigkeit
zuzuschreiben. Das würde sich schon mit der Isostasie nicht vertragen.
Bei Schelfen muß die Mächtigkeit viel geringer, bei Hochländern, wie
Tibet, viel größer veranschlagt werden, so daß etwa 50 bis 200 km als
Grenzen anzunehmen sind.
Man sollte erwarten, daß auch die Erdbebenforschung imstande sein
müsse, die Dicke der Kontinentalschollen durch die Reflexionen zu
bestimmen, welche die Erdbebenstrahlen an inneren Schichtgrenzen
der Erde erfahren. Man ist aber hier noch nicht zu ganz eindeutigen
Resultaten gekommen. Aus Eigenschwingungen der Lithosphäre schloß
/Wiechert/ auf eine Dicke derselben von weniger als 100 km, ein
Wert, den /Benndorf/ für zu klein hält. /Mohorovičič/ findet
aus Reflexionen eine Schichtgrenze bei 50 km Tiefe. Die Herdtiefe
der Erdbeben lag in den bisher gemessenen Fällen zwischen 1,5 und
170 km, was andeutet, daß letzterer Wert etwa die Maximalgrenze der
Schollendicke darstellt. Es ist nicht unmöglich, daß bei künftiger
Unterscheidung zwischen sialischen Kontinentalschollen und simischem
Meeresboden auch hier eine bessere Übereinstimmung erzielt wird. Es ist
aber vielleicht auch denkbar, daß das Material der Kontinentalschollen
an ihrem Unterrande bereits so wenig von dem darunter liegenden
verschieden ist, daß der Charakter der Schichtgrenze hier beinahe
verwischt ist.
Um die im vorangehenden besprochenen Verhältnisse zu veranschaulichen,
ist in Fig. 6 ein Querschnitt der Erde auf einem größten Kreise
durch Südamerika und Afrika in getreuen Größenverhältnissen gegeben.
Gebirge, Kontinente und ozeanische Vertiefungen bilden so geringfügige
Unebenheiten, daß sie sich innerhalb der Kreislinie abspielen, welche
in der Figur die Erdoberfläche bezeichnet. Der hauptsächlich aus Nickel
und Eisen bestehende Kern der Erde trägt nach /Suess/ die Bezeichnung
Nife. Zum Vergleich sind auch die Hauptschichten der Atmosphäre
eingetragen: Die Stickstoffsphäre bis 60 km Höhe, darüber bis 200 km
die Wasserstoff- und über ihr die hypothetische Geokoroniumsphäre.
Die Zone der Witterungserscheinungen, die nur bis 11 km Höhe reicht
(Troposphäre), ist zu dünn, um zur Darstellung zu gelangen.
[Illustration: Fig. 6.
Schnitt im größten Kreise durch Südamerika und Afrika in getreuen
Größenverhältnissen.]
Von Interesse sind ferner die Schmelztemperaturen. Die
zusammengesetzten Silikatgesteine haben, wie die Versuche von /Doelter/
und /Day/ zeigen, keinen scharfen Schmelzpunkt, sondern nur ein
mitunter sehr großes Schmelzintervall; man kann sagen, daß Diabas
bei 1100°, die Vesuvlaven bei etwa 1400 bis 1500° schmelzen. Diese
Zahlen gelten allerdings für Atmosphärendruck, so daß man für 100 km
Tiefe wohl einige 100° zu addieren hat[46]. Auf der anderen Seite
geben die heute tiefsten Bohrlöcher Czuchow II und Paruschowitz V in
Oberschlesien für die obersten 2 km der Erdrinde eine Temperaturzunahme
von 3,1° pro 100 m Tiefe[47]. Diese Messungen sind allerdings
in Sedimenten ausgeführt, die wohl geringere Wärmeleitfähigkeit
besitzen, was zur Folge haben muß, daß sich die Isothermen in ihnen
zusammendrängen. Im Urgestein des Gotthard-, Mönch- und Simplontunnels
ergab sich nur 2,2, 2,2 und 2,4° pro 100 m. Da hier wieder wegen
der konvexen Bergform ein abnorm schwaches Gefälle angenommen werden
darf, so wird man 2,5° pro 100 m als einen guten Durchschnittswert für
die Kontinentalschollen betrachten. Bei linearer Extrapolation kämen
wir hiermit für 100 km Tiefe bereits auf 2500°, also weit über den
Schmelzpunkt der Gesteine. Indessen wird die zentrale Temperatur der
Erde heute im Gegensatz zu früheren zügellos hohen Schätzungen meist
nur zu etwa 3000 bis 5000° angenommen, so daß wir anzunehmen hätten,
daß das Temperaturgefälle mit zunehmender Tiefe schnell abnimmt. Dann
erhalten wir für 100 km Tiefe etwa Werte zwischen 1000 und 2000°, so
daß die Annahme, am Unterrand der Kontinentalschollen sei etwa der
Schmelzpunkt erreicht, nicht unwahrscheinlich wird. Im Einzelfall
freilich werden große Abweichungen davon möglich sein. Insbesondere
wird die Schmelzisotherme mitunter weit in die Kontinentalscholle
hinaufwandern können. Die „Granitaufschmelzungen“, deren Deutung
durch die Beobachtungen von /Cloos/ in Südafrika von den bisherigen
Zweifeln befreit ist, zeigen ja, daß diese Isothermenfläche sogar bis
zur Erdoberfläche heraufwandern kann. Gewisse Anzeichen dafür, daß
geschmolzene sialische Massen von der Unterseite der Kontinentalscholle
bei deren Verschiebung zurückbleiben und zum Vorschein kommen, oder,
wie unter einem Gebirge, sich seitlich ausbreiten können, haben wir
bereits im vorigen Kapitel besprochen.
Wichtig ist, daß nach /Doelter/[48] der Schmelzpunkt der sialischen
Gesteine allgemein um etwa 200 bis 300° höher liegt als der der
simischen, so daß bei gleicher Temperatur magmatisches Sima und festes
Sial nebeneinander bestehen können.
Endlich müssen wir, um die großen, später zu erörternden Deformationen
der Erdrinde zu verstehen, uns noch Rechenschaft geben von dem
Starrheitsgrade der Erde oder, vom umgekehrten Standpunkt betrachtet,
von der Zähigkeit dieser zähen Flüssigkeit. Aus dem Starrbleiben
gegenüber den schnellen Erdbebenwellen und dem Fließen gegenüber der
bei der Rotation auftretenden Zentrifugalkraft läßt sich die Zähigkeit
der Erde höchstens in gewisse Grenzen einschließen. Die Mondflut im
festen Erdkörper aber, welcher der Erdkörper nur zum Teil nachgibt,
ermöglichte es /Lord Kelvin/, /v. Rebeur-Paschwitz/, /Hecker/ und
/Schweydar/, durch Messung dieses Teiles eine quantitative Bestimmung
der Zähigkeit des Erdkörpers durchzuführen. Es ergab sich, daß die
Erde im Durchschnitt aller Schichten die Zähigkeit von Stahl besitzt.
Zu demselben Ergebnis gelangte man auch noch auf einem anderen Wege,
nämlich aus der Diskussion der Polschwankungen. Diese zerfallen in zwei
übereinanderliegende Perioden, nämlich eine „erzwungene“ Schwingung
von Jahresperiode, welche nach /Spitaler/ und /Schweydar/ auf die
jährliche Verlagerung der Luftmassen und die damit verbundene geringe
Veränderung der Trägheitsachse der Erde zurückzuführen ist, und als
Haupterscheinung eine „freie“ Schwingung von 14 Monaten, welche einem
Kreisen des Rotationspoles um den Trägheitspol entspricht. Nach
/Eulers/ theoretischer Berechnung unter Annahme einer vollkommen
starren Erde sollte die Periode dieser Schwingung nur 10 Monate
betragen. /Newcomb/ vermutete, daß sie durch die Plastizität der Erde
verlängert sei, die eine teilweise Neuanpassung der Ellipsoidform der
Erde an die jeweilige neue Rotationsrichtung gestattet, und /Hough/
und /Schweydar/ berechneten hieraus, daß sich die Erde dann wie Stahl
verhalten müsse. Letzterer machte auch einen Versuch, die Schichtung
im Erdkörper zu berücksichtigen, und fand für den von /Wiechert/ aus
Erdbebenbeobachtungen wahrscheinlich gemachten Eisenkern das Dreifache,
für den 1500 km dicken Silikatmantel ein Achtel der Zähigkeit des
Stahles[49].
Nun müssen wir indessen ein naheliegendes Mißverständnis beseitigen.
Für unsere gewöhnlichen Begriffe ist Stahl durchaus ein „starrer
Körper“. Wir wissen aber, daß er schon bei solchen Drucken, die wir
technisch herstellen können, seine Starrheit verliert und plastisch
wird. Wir können nicht eine beliebig hohe Säule aus Stahl errichten,
sondern wir kommen an eine Grenze, bei welcher der Fuß dieser Säule
anfängt zu „fließen“. Denken wir uns einen ganzen Kontinentalrand aus
Stahl, so würde sein oberer Teil zwar starr bleiben, die tieferen
Schichten würden aber unter dem Druck der darüber liegenden Massen
plastisch werden und seitlich herausquellen. Für die großen Dimensionen
des Erdkörpers ist also Stahl kein fester Körper mehr, sondern ein
zähflüssiger. Und der Silikatmantel der Erde besitzt, wie erwähnt, nur
ein Achtel der Zähigkeit des Stahles.
Die Eigenschaften zähflüssiger Körper sind deswegen paradox, weil
es bei ihnen viel mehr auf die Zeitdauer, als auf die Größe der
deformierenden Kräfte ankommt. Deshalb fangen solche Körper, wenn man
ihnen nur Zeit läßt, unter dem Einfluß der Schwere an zu fließen, auch
wenn sie sich gegen Schlag und Stoß wie ein absolut fester Körper
verhalten. Ein Stück Kork läßt sich mit Gewalt nicht durch eine
Schicht Pech hindurchtreiben, aber wenn man ihm Zeit läßt, genügt
sein geringer Auftrieb, um vom Boden eines Gefäßes langsam durch das
Pech hindurch aufzusteigen. Einen noch besseren Vergleich bietet
Siegellack bei Zimmertemperatur. Wirft man eine Stange Siegellack auf
den Boden, so zerspringt sie in scharfkantige Stücke. Läßt man sie
aber, an zwei Punkten unterstützt, in der Schwebe liegen, so kann man
schon nach wenigen Wochen ein Durchhängen bemerken, und nach einigen
Monaten hängen die nicht unterstützten Teile fast vertikal herab.
Aus den Mondgezeiten im festen Erdkörper berechnete /Schweydar/, daß
die Zähigkeit des Simas noch etwa 10000mal so groß ist wie die des
Siegellacks. Was also beim Siegellack ein Monat, ist beim Sima nahezu
ein Jahrtausend. Ein anderes, für die Bewegungen der Erdrinde besonders
lehrreiches Beispiel für Zähflüssigkeit bildet das Gletschereis.
Auch hier erscheint das Fließen auf den ersten Blick paradox, so daß
man besondere Ursachen, wie z. B. Regelation (Wiedergefrieren) dafür
annehmen zu müssen glaubte, bis durch Beobachtung der gleichfalls
fließenden polaren Gletscher mit ihren tiefen Innentemperaturen in
jüngster Zeit eine richtigere Auffassung von der Zähflüssigkeit dieser
Gebilde gewonnen worden ist.
Wir müssen nicht nur dem Sima, sondern auch dem Sial einen erheblichen
Grad solcher Zähflüssigkeit zuschreiben, denn wir erkennen bei
richtiger Deutung des Kartenbildes auch bei den Kontinentalschollen
große Deformationen, die nicht immer in Faltungen ihr Äquivalent
besitzen und also auf einem Fließen beruhen müssen. Da aber die
Kontinentalschollen bis zu einem erheblichen Grade ihre Individualität
trotz aller Deformationen im Laufe der Erdgeschichte bewahrt und sich
nicht etwa wie eine flüssige Schicht wieder über die Simaoberfläche
ausgebreitet haben, so ist doch ein deutlicher Unterschied in bezug
auf den Flüssigkeitsgrad des Sials und des Simas festzustellen.
Auch bei noch so langen Zeiten bedarf es anscheinend eines gewissen
Schwellenwertes der verschiebenden Kräfte, um ein Fließen zu erzeugen,
und dieser Schwellenwert scheint beim Sial wesentlich höher zu sein
als beim Sima, so daß letzteres bereits unter dem Einfluß der Schwere
fließt, während für ersteres doch größere Kräfte erforderlich scheinen.
Eine Wirkung der Zähigkeit des Simas ist das schon besprochene
Nachhinken der isostatischen Ausgleichsbewegungen. Noch viele tausend
Jahre nach Abschmelzen der Eisbedeckung steigt der herabgedrückte
Krustenteil empor. Es ist nicht ohne Interesse, daß der früher für
Skandinavien erwähnte Wert von 1 m in 100 Jahren -- gleichförmigen
Verlauf vorausgesetzt -- zu der Annahme führt, daß die Gesamterhebung
um 250 m etwa 25000 Jahre gebraucht hat. Da der wirkliche Verlauf aber
wohl nicht gleichförmig ist, sondern sich asymptotisch dem Stillstande
nähert, ist diese Zahl jedenfalls noch erheblich zu verkleinern. Wir
kommen damit auf eine Zeitdauer, die zu unseren Vorstellungen vom Alter
der letzten Eiszeit sehr gut paßt.
Erscheinungen der Kontinentaltafeln.
[Illustration: Fig. 7.