Das zweite Beispiel ist Kalifornien. Die kalifornische Halbinsel zeigt
an ihren seitlichen Vorsprüngen Schleppungserscheinungen (Fig. 18),
die ein Vorwärtsdrängen der Landmassen nach Südsüdost zu beweisen
scheinen. Die Spitze der Halbinsel ist durch den Stirnwiderstand des
Sima bereits amboßartig verdickt, und die Halbinsel erscheint im ganzen
bereits stark verkürzt, wie aus dem Vergleich mit dem Ausschnitt des
kalifornischen Golfs hervorgeht. Daß die Spitze früher wirklich in der
vor ihr liegenden Einkerbung der mexikanischen Küste gelegen hat,
bestätigt die geologische Karte durch das gleichartige ausgedehnte
Vorkommen von Intrusivgesteinen (postkambrischen) hüben und drüben.
Man braucht aber wohl nicht anzunehmen, daß diese Verkürzung ganz
als Zusammenschub zu deuten ist, es handelt sich offenbar außerdem
auch um ein Gleiten. Wir können die ganze Halbinsel und die nördlich
sich anschließenden Küstenketten als gleitende Randketten betrachten,
die allerdings im nördlichen Teil mit der Hauptscholle wieder fest
zusammenhängen, wodurch die große Ausbauchung der Uferlinie bei San
Franzisko ihre Erklärung als Stauung findet. Diese Auffassung wird in
auffallender Weise bestätigt durch die berühmte Erdbebenverwerfung
von San Franzisko vom 18. April 1906, die nach /Rudzki/[63] in unsere
Fig. 18 eingezeichnet ist. Denn der östliche Teil schnellte hierbei
nach Süden, der westliche nach Norden. Wie zu erwarten, zeigten die
Vermessungen, daß der Betrag dieser Blattverschiebung mit zunehmender
Entfernung von der Spalte immer geringer wurde und in größerer
Entfernung nicht mehr nachweisbar war. Die große nordamerikanische
Scholle strebt also, relativ zum Sima, nach Süden, und ihre westlichen
Randketten erfahren so großen seitlichen Widerstand am Boden des
Pazifik, daß sie an diesem kleben und infolgedessen an dem Hauptteil
der Scholle entlanggleiten. Größtenteils ist diese Gleitbewegung wohl
ein kontinuierliches Fließen; wächst aber das Spannungsfeld über die
Grenze der Bruchfestigkeit hinaus, so kommt eben eine plötzliche
Verwerfung den reinen Fließbewegungen zu Hilfe.
Endlich sei noch kurz des bekannten Unterschiedes zwischen
„pazifischem“ und „atlantischem“ Küstentypus gedacht. Die
„atlantischen“ Küsten stellen Brüche eines Tafellandes dar, während
die „pazifischen“ durch Randketten und vorgelagerte Tiefseerinnen
gekennzeichnet sind. Zu den Küsten mit atlantischem Bau zählt man
auch diejenigen von Ostafrika mit Madagaskar, Vorderindien, West-
und Südaustralien, sowie die Ostantarktis, zu den pazifischen auch
die Westküste Hinterindiens und des Sunda-Archipels, die Ostküste
Australiens mit Neuguinea und Neuseeland, und die Westantarktis. Auch
Westindien mit den Antillen hat pazifischen Bau. Den tektonischen
Unterschieden dieser beiden Typen entspricht auch ein verschiedenes
Verhalten der Schwerkraft[64]. Die atlantischen Küsten sind, abgesehen
von der oben beschriebenen Störung des Kontinentalrandes, isostatisch
kompensiert, d. h. die schwimmenden Kontinentalschollen sind hier
im Gleichgewicht. Dagegen herrscht bei den pazifischen Küsten keine
Isostasie. Bekannt ist ferner, daß atlantische Küsten relativ frei von
Erdbeben und auch von Vulkanen sind, während pazifische an beiden reich
sind. Wo einmal an einer Küste atlantischen Typs ein Vulkan auftritt,
zeigen seine Laven, worauf /Becke/ hingewiesen hat, systematische
mineralogische Unterschiede gegenüber den pazifischen Laven, sie sind
nämlich schwerer und eisenreicher, scheinen also aus größerer Tiefe zu
stammen.
Vom Standpunkt der Verschiebungstheorie ergibt sich noch ein
weiterer Unterschied zwischen diesen beiden Küstentypen, welcher
vielleicht geeignet ist, Licht auf den ursächlichen Zusammenhang
dieser Erscheinungen zu werfen. Die atlantischen Küsten sind nämlich
stets solche, welche sich erst seit dem Mesozoikum, zum Teil noch
erheblich später, durch Spaltung der Scholle gebildet haben. Der vor
ihnen liegende Meeresboden stellt also eine relativ frisch entblößte
Sima-Oberfläche dar und muß daher als relativ flüssig betrachtet
werden. Es kann aus diesem Grunde nicht überraschen, daß diese Küsten
isostatisch kompensiert sind. Bei Verschiebungen ferner erfahren die
Kontinentalränder wegen dieser größeren Flüssigkeit des Simas nur wenig
Widerstand und werden daher weder gefaltet noch gepreßt, so daß weder
Randgebirge noch Vulkane entstehen. Auch Erdbeben sind hier nicht
zu erwarten, da das Sima flüssig genug ist, um alle erforderlichen
Bewegungen ohne Diskontinuität, durch reines Fließen, zu ermöglichen.
Die Kontinente verhalten sich hier, übertrieben ausgedrückt, wie starre
Eisschollen in flüssigem Wasser.
Ganz anders aber bei den alten, tief ausgekühlten Meeresböden vor den
pazifischen Küsten. Hier ist das Sima fast von gleicher, ja bisweilen
vielleicht größerer Zähigkeit als das Sial des Kontinentalrandes.
Die Kontinente verhalten sich hier nicht mehr wie starre Schollen
auf einer Flüssigkeit, sondern wie eine plastische Haut auf einer
sehr zähflüssigen Masse, z. B. wie Schlacken auf einer erstarrenden
Schmelze. Bei Verschiebungen erfahren sie starken Stirnwiderstand
(während die Reibung an ihrer Unterseite, wo das Sima wieder flüssiger
ist, relativ gering ist), so daß Randgebirge aufgeworfen werden,
sobald die Bewegung eine Komponente gegen den alten Tiefseeboden hin
besitzt. Ist sie von ihm fortgerichtet, so haftet die Randkette am
Tiefseeboden, und statt daß dieser sich zieht, zerreißt lieber die
lithosphärische Haut und läßt die Randkette als Girlande zurück,
während der Zwischenraum mit leichtflüssigerem Sima aus der Tiefe
gefüllt wird. Die bis in große Tiefen fortgeschrittene Erstarrung des
alten Meeresbodens befähigt diesen auch, spaltenähnliche Erscheinungen,
die Tiefseerinnen, zu bilden. Bei dem geringen Flüssigkeitsgrade des
Simas wird hier häufig die Spannungsgrenze überschritten werden, bei
der ein plötzliches Zerreißen der lithosphärischen Haut, also ein
Erdbeben, eintritt. Daß auch die vulkanischen Magmen hier eine andere
Zusammensetzung haben, erscheint gleichfalls verständlich.
Erscheinungen der Tiefseeböden.
Man braucht nicht anzunehmen, daß mit dem Zutagetreten des hoch
temperierten Simas am Meeresboden irgendwelche katastrophalen
Ereignisse verbunden wären. Der „kritische Druck“ des Wassers beträgt
ja nur 20 Atm. und wird also schon in 200 m Tiefe erreicht. In größeren
Tiefen tritt also bei noch so großer Erhitzung keine Dampfbildung mehr
ein, sondern das überkritisch erhitzte Wasser sucht nur vermöge seiner
Gewichtsverminderung aufzusteigen, wobei es natürlich bald der Mischung
mit den fast auf den Gefrierpunkt abgekühlten Wassermassen der Tiefsee
anheimfällt. So pflegen ja auch unterseeische Lavaergüsse in aller Ruhe
zu erfolgen. Nach /Bergeat/ haben z. B. in den Jahren 1888, 1889 und
1892 in der Nähe von Vulcano solche unterseeischen Ausbrüche in 700
bis 1000 m Tiefe stattgefunden und eine Zerreißung des von Lipari nach
Milazzo führenden Kabels zur Folge gehabt, wodurch man überhaupt erst
auf sie aufmerksam wurde. Es gilt als eine bekannte Eigentümlichkeit
solcher submarinen Eruptionen, sich fast geräuschlos zu vollziehen[65].
Die Tiefen der drei großen Ozeane sind nicht genau dieselben.
/Krümmel/[66] gibt als mittlere Tiefe des Pazifik 4097, des Indik
3929 und des Atlantik nur 3858 m an, und auf Grund der Ausmessung
der /Groll/schen Tiefenkarten fand /Kossinna/[67] noch größere
Unterschiede, nämlich für den Pazifik 4286 m und den Indik 3977
m. Daß dieser Unterschied der Tiefen kein zufälliger ist, sondern
ein systematischer, und daß er mit dem zwischen atlantischem und
pazifischem Küstentyp zusammenhängt, zeigt am besten der Indik, dessen
Westhälfte atlantischen, und dessen Osthälfte pazifischen Charakter
trägt. Denn hier ist wiederum die Osthälfte erheblich tiefer als die
Westhälfte. Diese Dinge haben für die Verschiebungstheorie deshalb ein
besonderes Interesse, weil ein Blick auf die Karte zeigt, daß es gerade
die ältesten Tiefseeböden sind, welche die größte Tiefe haben, während
diejenigen, welche erst vor relativ kurzen Zeiten entblößt sind, die
geringste Tiefe zeigen.
[Illustration: Fig. 19.
Karte der Tiefseesedimente, nach /Krümmel/.