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Das Gewicht der Berge
Vortrag, gehalten von Albert Heim, Zürich 1918.
Im Jahre 1555 wurde der sagenverdüsterte Pilatus durch den zürcherischen Naturforscher Conrad Geßner ( 1516-1565, gestorben an der Pest ) bestiegen. Er fand oben Felsen, die „ aus lauter zermürrserten, steinernen Seemuscheln zusammengewachsen sind ". Als erster dachte er, „ einige dieser Figurensteine könnten aus Kadavern von Tieren stammen ". Er empfand wahre Bergfreude dort oben und sprach die Hoffnung aus, daß vielleicht einmal eine Zeit kommen werde, wo auch andere Menschen Freude an diesem Anblick empfinden und solchen Genuß aufsuchen werden. Und ein merkwürdiger Gedanke stieg auf dem Pilatus in Conrad Geßners Geiste auf: Er wunderte sich darüber, daß die gewaltigen Berge nicht durch ihre eigene Last in dem Erdboden versinken!
Conrad Geßners Reflexion war richtig. Heute können wir ihm antworten: Die Berge sind schon eingesunken, sonst wären sie noch viel höher. Was ich Ihnen heute vortragen möchte, ist die Darlegung dieser Antwort. Das Neue, das ich Ihnen dabei biete, liegt mehr in der Zusammenstellung unserer bisherigen Kenntnisse über das Gewicht der Berge in einen zielbewußten Gedankengang, als etwa in neuen Beobachtungen.
Auf die Theorie der Schwere, wie sie neuerdings von den theoretischen Physikern philosophisch durchwühlt wird, kommt es dabei glücklicherweise nicht an. Wir haben es in unseren folgenden Betrachtungen einfach mit der Tatsache der gegenseitigen gesetzmäßigen Anziehung und der Konstanz der Massen zu tun, unabhängig davon, wie diese Anziehung zustande kommt und was sie im Grunde eigentlich sei. Das Newtonsche Gravitationsgesetz bleibt als Ausdruck der Tatsachen bestehen, wie immer wir die Anziehung erklären mögen.
Schwere nennen wir die Kraft, mit welcher die Erde umliegende Körper gegen sich anzieht. Sie nimmt ab proportional dem Quadrate der Entfernung des Körpers vom Schwerpunkt der Erde.
Gewicht nennen wir hingegen den Druck, welchen irgendein Körper an der Erdoberfläche oder in Erdnähe auf seine Unterlage ausübt.
Das Gewicht nimmt zu mit der Masse des Körpers. Wir benützen es im Wägen, um die Masse eines Körpers zu bestimmen. Das Gewicht nimmt aber auch ab mit der Entfernung vom Erdschwerpunkt. Es ist infolgedessen auf einem hohen Berge geringer als in der Tiefe, am Äquator geringer als an den Polen, wo der Erdradius um stark 1/300 kleiner ist. Zudem nimmt es von den Polen nach dem Äquator auch infolge der Zentrifugalkraft durch die Erddrehung ab. Es variiert überdies noch durch andere Umstände, wie die Variationen der Schwere selbst. Indessen sind alle diese Variationen gering innerhalb der Räume, in denen Menschen sich auf der Erde ergehen. Für gewöhnliche technische Fragen kommen sie kaum in Betracht, wie folgende Zahlen zeigen.
Albert Heim.
Ein Körper von 978 Gramm, am Äquator auf einer Federwage bestimmt, ergibt am Pol 983 Gramm, also zirka xjt °/o mehr. Ein Mensch, der am Meerniveau 75 kg wiegt, lastet auf dem Montblancgipfel nur mit 74.885 kg, also O.is °Ao weniger. Der Bergsteiger wird diese Erleichterung nie empfinden! Das Pendel, das Sekunden schwingt, mißt am Äquator 99.i cm, bei 45 ° Breite 99.356 cm, am Pol 99.61 cm. Für das gewöhnliche Leben ist also die Schwere eine annähernd unveränderliche Größe, und auch als Gewicht empfunden sind ihre Veränderungen von sehr geringer Bedeutung. Dagegen können wissenschaftlich sehr wichtige Fragen gerade anhand dieser Veränderungen beantwortet werden.
1. Das spezifische Gewicht der Mineralien, Gesteine und des Erdballs.
Die Gebirge bestehen aus Gesteinen, die Gesteine aus Min Mineralien, die Mineralien aus Elementen. In Erdengewicht, auf einer Wage am Meerniveau bei 45° geographischer Breite bestimmt, wiegt 1 m3 Wasser von 4° C = 1000 kg = 1 Tonne, 1 m8 Kalkstein = 2700 kg. Das Verhältnis vom Gewichte einer Substanz zum Gewichte des gleichen Volumens Wasser nennt man sein spezifisches Gewicht oder seine Dichte. Wenn Kalkstein also 2.7 mal mehr wiegt als ein gleiches Volumen Wasser, so ist 2.7 das spezifische Gewicht des Kalksteins. Noch kürzer ausgedrückt: das spezifische Gewicht ist das Gewicht der Volumeneinheit.
Die Dichte einiger der gewöhnlichsten Gesteine ist:
Eis, Schnee, Wasser1 MeerwasserI.04 Steinsalz2.1—2.2 Gips .2.3 Sandsteine2.5—2.6 Kohlengesteine1.3—2.ss Kalkstein2.7 Gneis
Granite
Dolomit
Anhydrit
Basalte
Basische Eruptivgesteine 2.7 2.7—2.75 2.S 2. » 2.9—8.1 bis 3.4 Die schwereren gesteinsbildenden Mineralien sind u.a.:
Muscovit, Sericit3.1 Saussurit3.25 Granat3.4—4.3 Chloritoid. 3.4—3.8 Epidot3.49 Staurolith3.4—3.s Disthen3.3 Dichte einiger gediegener Metalle:
Eisen7.2—7.83 Zinn7.29 Kupfer8.8 Nickel9.87 Rutil
4.2---4.3 Eisenerze:
Limonit ( Brauneisenstein ) 3.4—4.o Magnetit ( Schwarzeisenerz )... 4.9—5.2 Hämatit ( Roteisenerz, Eisenglanz ). 5.10—5.28 Pyrit ( Schwefeleisen ) 4.9—5 2 SilberlO.s Blei11.85 Gold19.3 Platin22—23 Das mittlere spezifische Gewicht der unserer Beobachtung zugänglichen Erdrinde, der Gesteinsrinde oder LithoSphäre, beträgt schätzungsweise 2.5 — 2.7 oder, wenn wir Wasser und Eis noch mit einbegreifen, 2.o—2.2. Es erhebt sich nun die Frage, wie verhält sich dazu die Dichte des gesamten Erdballs?
Das Gewicht der Berge.
Schon vor 150 Jahren haben die Physiker und Astronomen Methoden erfunden, um die ganze Erde zu wägen. Alle derselben zielen darauf hin, eine möglichst genaue Proportion zwischen einer uns zugänglichen, direkt in ihrer Größe bestimmbaren Masse und der Masse der ganzen Erde zu gewinnen. Das zuerst benützte Hülfsmittel bestand in der Ablenkung des Senklotes durch einen nahen, möglichst isolierten, scharf geformten Berg. Diese Ablenkung steigt im günstigsten Falle auf 20-30 Winkelsekunden. Die Durchführung ist schwierig, und die Fehlerquellen der Methode sind ziemlich groß. Hutton und Maskeline bestimmten an einem Berge in Schottland im Jahre 1774 die mittlere Dichte des Erdballs auf 4.7; James am Arthur Seat ( Edinburgh ) 1856 auf 5.3.
Eine zweite Methode benutzt die Veränderungen in der Schwingungszeit eines Pendels beim Anstieg auf einen hohen Berg oder beim Abstieg in einen tiefen Berg-schacht. 1824 kam Carlini am Mont Cenis durch seine Beobachtungen auf 4.95, 1850 Mendenhall am Fujiyama auf 5.77, 1854 Airy in einem Bergwerkschacht auf 6.6 und Haughton auf 5.48.
Eine dritte, viel zuverlässigere Methode erfand Coulomb mit seiner sogenannten Drehwage. Ein in der Mitte aufgehängter, an beiden Enden mit Gewichten balan-cierter Stab schwingt wie ein Pendel horizontal gegen eine in seine Nähe gebrachte schwere Masse. Die Schwingungszeit dieses Horizontalpendels ist zu vergleichen mit der Schwingungszeit, die ein gleich langes Vertikalpendel gegenüber der Erde annimmt. Selbstverständlich verlangt das Experiment äußerste Sorgfalt in Equi-librierung, Aufhängung des Ilorizontalpendels, Beobachtung der Schwingungszeit im luftleeren Raum usw. Nach dieser Methode wurden folgende Zahlen für die mittlere Dichte des Erdballs gewonnen: 1797 Cavendish 5-48, 1837-1847 Reich 5.49 bis 5.563, 1870 Cornu und Baille 5.5-5.56, 1872 Bailey 5.o, Wilsing erhielt später 5.579.
Die genauesten Wägungen des Erdballs gelangen dem Münchner Physiker Jolly im Jahr 1870 durch eine Art, die man wohl als „ direkte Wägung u bezeichnen darf. Ein bestimmter Körper wurde in einiger Höhe über dem Boden äußerst genau gewogen. Eine zweite Wägung fand statt, nachdem zwischen den Boden und die Wageschale eine große Bleikugel gebracht worden war. Diese zweite Wägung ergab eine etwas höhere Zahl, aus der sich wiederum eine Proportion zwischen Erde und Bleikugel bestimmen ließ. Es ist hier nicht der Ort, auf die Komplikationen und enormen Vorsichtsmaßregeln einzutreten, welche angewendet werden mußten. Das Resultat, welches wir als vollständig sicher betrachten können, ergab Jolly für die mittlere Dichte des ganzen Erdballs = 5.69 mit einem möglichen Fehler von + O.ogs.
Die Erde in Erdengewicht ausgedrückt wiegt 6063,000,000,000,000,000,0006063 Trillionen ) Tonnen.
Zum Vergleiche mit der Dichte unserer Erde seien folgende Dichten anderer Gestirne unseres Sonnensystems erwähnt:
Sonne und äußere Planeten Innere Planeten Mars5.3 Venus5.0—5.9 Erde5.69 Merkur6.4—6.7 Mond2.0—3.0 Meteoriten 2—7 Sonne. Jupiter Saturn Uranus Neptun 1.38---1.4 1.25—1.4 0.72 — 0 8 0.92—1.0 1.9 Zusammenfassend müssen wir an folgenden Zahlen festhalten:
1. Mittlere Dichte der Wasserschale ( Hydrosphäre ) der Erde... .Los 2.Gesteinsrinde ( Lithosphäre2.»—2.8 3.Gesamterde5.69 Es ergeben sich für unsere weiteren Betrachtungen wichtige Schlüsse aus diesen Tatsachen.
2. Die Anordnung der Substanzen in der Erde.
1.Im Innern der Erde müssen durchschnittlich die Massen eine Dichte von 6^—8 oder darüber besitzen, um mit der Lithosphäre im Durchschnitt 5.69 zu geben. Die Erde muß also aus sehr verschieden dichten Massen gebildet sein. Die Lithosphäre erscheint nur wie ihre leichteren Schlacken.
2. Die verschieden dichten Massen müssen im ganzen gesetzmäßig in konzentrischen Schalen gelagert sein. Das ist die Anordnung, welche einer Flüssigkeits-lagerung entspricht. Wäre dies nicht der Fall, so müßte die Erde bei ihrer Umdrehung stark wackeln. Daß aber diese schalenförmige Lagerung der verschieden dichten Massen nicht von mathematischer Exaktheit ist, geht daraus hervor, daß die Polhöhe etwas schwankt, daß die Axe der Erde tatsächlich im Verlaufe der Zeit einen ganz spitzen Konus beschreibt. Die Erde wackelt also ein wenig; ihr Schwerpunkt und ihr geometrischer Mittelpunkt fallen nicht exakt zusammen.
Sehr oft hört man die Behauptung, daß die Abplattung der Erde an den Polen die frühere Flüssigkeit der ganzen Erdmasse beweise.Von dem ursprünglichen und zum Teil noch jetzigen Flüssigkeitszustande der Erde sind wir zwar heutzutage alle überzeugt; allein die Abplattung darf nicht als ein Beweis dafür gelten. Selbst wenn die ganze Erde so fest wäre wie Stahl, so wäre sie noch reichlich elastisch oder plastisch genug, um die Abplattung anzunehmen, wenn sie nicht schon vorhanden Täre. In der Tat zeigt die heutige „ feste " Erdrinde sogar deutlich Flut- und Ebbebewegung ähnlich dem Meer, nur schwächer. Und diese Wirkung des Mondes und der Sonne auf die Erde wird allmählich die Dauer des Tages verlängern, bis Mond und Erde einander beständig die gleiche Seite zukehren.
3. Die Dichtezunahme nach dem Innern kann nicht eine Folge von Kompression der Gesteine sein, denn die Zusammendrückbarkeit der Mineralien und Gesteine und selbst des Geschmolzenen ist sehr beschränkt. Es müssen also nach dem Inneren dichtere Mineralien und dichtere Gesteine vorherrschen.
4. Es ist sehr unwahrscheinlich, daß die nach dem Erdinneren vorherrschenden dichteren Substanzen solche seien, die wir in der Rinde gar nicht finden. Die Trennung der Substanzen war wohl niemals scharf und durchgreifend, und seit der fernsten Vergangenheit der Erdrindenbildung haben stets eine ganze Anzahl von Vorgängen dazu geführt, wenigstens stellenweise Substanzen der Tiefe in die äußere Rinde zu mischen. Wir erwarten deshalb in der Tiefe nicht rindenfremde Elemente oder Gesteine, sondern nur ein Vorherrschen der in der Rinde spärlichen dichteren Substanzen.
Die Spektralanalyse, sowie die Untersuchung der Meteoriten haben ergeben, daß wenigstens im ganzen Sonnensystem, zum Teil sogar im Weltall, Einheit der chemischen Substanzen besteht. Wir finden in den Meteoriten keine Elemente, sogar keine Mineralien, die wir nicht auch aus der Erdrinde kennen. Somit dürfen wir auch die Meteoriten, diese Trümmer von Planeten, in den Kreis der Vergleichung ziehen.
Das Gewicht der Berge.
Wenn wir alle bisherigen Kenntnisse über den Bau und die Erscheinungen der Erdrinde, die Untersuchungen der Geophysik ( Arrhenius, Wiechert, Wegener etc. ), der Astronomie und alle wahrscheinlichen Vermutungen zusammenfassen, so gewinnen wir folgendes Annäherungsbild vom Schalenbau der Erde ( Fig. 1 ):
Wohl 99 % der Gesteine der äußeren Schalen I, II und III bestehen nur aus den Elementen Sauerstoff ( 0 ), Kieselstoff ( Si ), Aluminium ( Al ), Eisen ( Fe ), Kalzium ( Ca ), Magnesium ( Mg ), Natrium ( Na ) und Kalium ( K ).
I. Äußerste feste Schale: Sedimentgesteine. Diese sind aus den Gesteinen der zunächst tieferen Schalen durch Verwitterung, Wasser und Windtransport und Wiederabsatz ( chemisch, mechanisch, organogen ) entstanden, in ursprüng- lieh annähernd horizontale Schichten geordnet, 0 bis viele tausend Meter mächtig. Spezifisches Gewicht 2.1—2.9, im Mittel 2.6.
II. „ Sal u ( von Süß nach den chemischen Zeichen der vorherrschenden Bestandteile gebildetes Wort ). Dies ist die Schale der vorherrschenden Alu-miniumsilikate. Hauptgesteine sind Gneise, sowie kristalline Schiefer, metamorphe Gesteine, ferner Granite, Porphyre nhaere und andere verwandte siliziumreiche ( „ saure " ) Erstarrungsgesteine. Mittleres spezifisches Gewicht 2.,.
Deutlich zeigt sich, daß mit größerer Tiefe des Gesteinsursprunges ( Eruptions-herde ) Aluminium, Kalium und Natrium abnehmen, Kalzium und besonders Magnesium und Eisen zunehmen. Die leichteren, kieselsäurereicheren, 60—78 % Kieselsäure enthaltenden, sauren, salischen Eruptivgesteine der älteren Zeiten sind ungeheuer ausgebreitet. Später wurden die Eruptionen meist lokalisierter; sie kamen aus größerer Tiefe und bestehen aus dichteren, kieselsäureärmeren ( 30—60 °/o Kieselsäure ) Gesteinen.
III.S i m aSüß ) ist die nächsttiefere Zone der vorherrschend magnesium-reichen und basischeren Silikate, von 2.s—4 spezifischem Gewicht. Man bezeichnet diese Gesteine als Grünsteine oder Ophiolite. Hierher gehören: Diorit, Diabas, Gabbro, Peridotit, Dunit, Norit, Serpentin, auch alle basischen Laven wie Basalte und Melaphyre und ähnliche mehr. Die Gesteine der Zone „ Sima " sind schon reich an Erzausscheidungen; Chromeisen, Nickel, Tellur, Platin, Gold, Kupfer kommen darin vor. Begleitende Gänge enthalten oft in ihren oberen Teilen Zinnerze, tiefer Eisen, Blei, Kupfer, Silbererze, noch tiefer Kobalt und Uranerze. Diese gang-förmigen Ausläufer aus größerer Tiefe sprechen uns von dem Reichtum an Schwermetallen, der dort vorhanden sein muß.
Die instrumentellen Erdbebenbeobachtungen haben ergeben, daß die Fortpflan-zungsgeschwindigkeit der Erdbebenerschütterungen mit der Dichte und gepreßten Geschlossenheit des sie leitenden Gesteines stark zunimmt. Wiechert und seine Schüler haben aus den Kurven der Seismographen ableiten können, daß dies nicht nur gleichmäßig mit der Tiefe, sondern überdies noch stufenförmig, ruckweise stattfindet, was abermals die Zusammensetzung aus Schalen von nach der Tiefe zunehmender Dichte beweist. Eine starke Geschwindigkeitszunahme fand Wiechçrt in zirka 1500 km Tiefe. Dies schien nun die Grenze zwischen Litho- und Barysphäre zu sein. Spätere, noch eingehendere Analysen weiterer seismographischer Kurven haben den ersten Dichtigkeitssprung schon bei 1200 km Tiefe, zwei weniger ausgesprochene Unstetigkeitsflächen in 1700 und 2450 km und eine sehr ausgeprägte bei 2650 km Tiefe unter der Erdoberfläche feststellen lassen. Diese letztere begrenzt ohne Zweifel die innere Schwerekugel der Erde, deren spezifisches Gewicht 6 —12 betragen muß. Süß hat wegen der großen Wahrscheinlichkeit, daß dort neben anderen gediegenen Schwermetallen und Legierungen Nickel und Eisen vorherrschen, diese Barysphäre mit „ Nife " bezeichnet. Schon lange hatte man auch wegen der magnetischen Erscheinungen der Erde auf einen großen Eisenkern geschlossen.
Unter der dritten Schale „ Sima " sind somit zu unterscheiden:
IV. Übergangsschalen „ Crofesima ", „ Nifesima ", spezifisches Gewicht wahrscheinlich 4—6, bestehend aus Gesteinen vom Charakter „ Sima ", gemischt mit Erzen und gediegenen schweren Metallen.
V. Barysphäre „ Nife ". Von diesen Massen der tieferen Schalen geben uns einzelne vulkanische Eruptionen und die Meteoriten Kunde. So kennt man Basalte, welche beim Erstarren gediegenes Eisen und Nickeleisen zwischen den silikatischen Mineralien ausscheiden, Melaphyre mit Kupfer, Norite mit Nickel, Ophiolite, besonders Dunit und Serpentin mit Chrom oder Chromeisen oder mit Platin. Die Meteorite sind niemals sedimentäre Gesteinsstücke. Alle haben vulkanischen Charakter. Zu den Glaslaven gehören die Tektite ( Moldavite, Australite ). Es sind vulkanische Gläser vom Typus „ Sal " mit 1.7—2.9 spezifischem Gewicht.Weit häufiger sind die Steinmeteoriten, welche Gemenge basischer Silikate vom Typus „ Sima " darstellen. Olivin, Enstatit, Augit. Granat, Anortit, Mineralien vom spezifischen Gewicht 3 — 3.5 sind vorherrschend. Der Kieselsäuregehalt sinkt unter 40 °/o. Daneben führen viele der Steinmeteoriten metallisches Eisen, Nickel, Gold, Platin, Iridium, Chrom, Yttrium und Verbindungen von Lithium und Arsen. Die große Mehrzahl der Meteoriten sind Eisenmeteoriten. Sie bestehen vorherrschend aus Eisen mit bis über 6 % Nickel, haben ein spezifisches Gewicht von 7.5—7.8 und führen auch Chromit, Graphit, Diamant in Spuren beigemengt. Als Lithoside-rite werden verhältnismäßig seltene Meteoriten bezeichnet, die Gemische von Nickeleisen mit Olivin und Bronzit, überhaupt von „ Sima " und „ Nife " darstellen, also ungefähr der irdischen Schale IV entsprechen dürften. Die Meteoriten sind gewissermaßen Bruchstücke eines Planeten von ähnlicher Zusammensetzung wie die Erde. Die Tektite sind die Glaslaven der Zone „ Sal ", die Steinmeteoriten entsprechen den irdischen Gesteinen „ Sima ", die Lithosiderite sind „ Crofesima " und „ Nifesima ", und die Eisenmeteoriten entsprechen Bruchstücken einer Barysphäre.
Die Berge, soweit sie vorragen und uns zugänglich sind, bestehen größtenteils aus den Schalen der Sedimentgesteine und den oberen Teilen der Lithosphäre, das Das Gewicht der Berge.
ist den Gesteinen der Schale Sal und untergeordnet auch aus Intrusionen ( Injektionen ) oder Ergüssen aus der Zone Sima.
In einer Tiefe von 2000 m unter der allgemeinen Oberfläche ist schon durch die Last der überliegenden Massen die Druckfestigkeit vieler Gesteine überwunden. In einer Tiefe von 4000 bis 6000 m sind fast alle, in 10,000 m sicher alle Gesteine durch das daraufliegende Gewicht in einen plastischen Zustand versetzt, in welchem der Druck sich hydrostatisch wie in einer Flüssigkeit allseitig fortpflanzt, so daß langsam fließende Bewegung ohne Bruch auch beim festesten Gesteine möglich wird. Diese Druckplastizität der Tiefe wird, wie die Experimente beweisen, durch erhöhte Temperatur befördert; sie ist aber nicht zu verwechseln mit Schmelzfluß. In welcher Tiefe die Gesteine in Schmelzfluß sich befinden ( viele nehmen an in zirka 50 km, andere in 100 km Tiefe ), wie weit der Druck den eigentlichen Schmelzfluß hemmt, ob schließlich überkritischer Dampfzustand im Erdinnern vorhanden ist, das sind noch offene Fragen, die übrigens unser Thema nicht direkt berühren. Jedenfalls beträgt die Temperatur im Erdinnern mehrere tausend Grad.
3. Die Schweremessungen und ihre Resultate.
Die Schwere der Erde kann am genauesten durch das Pendel gemessen werden. Glücklicherweise ist die Schwingungszeit eines Pendels unabhängig vom Pendelgewicht und unabhängig von der Weite des Pendelausschlages. Sie ändert sich nur mit der Länge des Pendels und mit der Erdschwere. Die Geodäten Helme r t und von Sterneck haben zuerst in ausgedehntem Maße das Pendel benützt, um allfällige Ungleichheiten der Erdschwere aufzufinden. In der Tat ergab sich, daß an verschiedenen Stellen der Erdoberfläche ein Sekundenpendel in 24 Stunden einige wenige bis zu 15 Schwingungen zuviel oder zuwenig ausführt. Selbstverständlich ist die Beobachtung nicht einfach. Die Konstruktion, besonders die Auf-hängeart des Pendels, erfordert die äußersten mechanischen Feinheiten. Die Schwingungen müssen im luftleeren Räume beobachtet werden, die Temperaturvariationen, die Masse umliegender störender Berge, die Meerhöhe der Beobachtung usw. sind in Rechnung zu ziehen.
Wenn die verschieden dichten Massen in der Erdrinde vollständig gleichmäßig verteilt wären, so müßte man überall — auf Meerhöhe reduziert und umgebende Berge durch Rechnung ausgeglichen gedacht — gleiche Schwerkraft der Erde finden. In Wirklichkeit zeigen sich eine Menge von Abweichungen in scheinbar unregelmäßiger Verteilung. Schon sind einige Länder in großen Zügen auf ihre Schwereabweichungen untersucht. Wir sind aber von einer durchgreifenden Erforschung und genauen kartographischen Darstellung der Schwereabweichungen über die ganze Erde noch unabsehbar weit entfernt.
Die ausgedehntesten und häufigsten Schwereabweichungen bestehen darin, daß in den meisten Gebirgen ( Apennin, Alpen, Jura, Himalaya ) die Schwere zu gering, viel seltener ( Schwarzwald, Vogesen ) zu groß ist. In Hochländern scheint sie durchweg zu gering, in Tiefländern, an Küsten und auf ozeanischen Inseln dagegen fast immer zu groß zu sein. Dies ist das Gegenteil mancher ursprünglichen Vermutungen! Da die Erdschwere von der Masse der Substanz abhängt, die unter dem Beobachtungsorte liegt, so bedeuten zu langsame Pendelschwingungen, das ist zu Albert Heim.
geringe Schwere, einen relativen Massendefekt. Zu rasche Pendelschwingungen beweisen einen relativen Massenüberschuß unter den Füßen des Beobachters. Die Schwereabweichungen bewegen sich nicht in weiten Grenzen. Es handelt sich von Ort zu Ort um einige Zehntels- oder Hundertstels-Promille. Nirgends ist der Wechsel sprungweise. Er ist stets kontinuierlich langsam vermittelt. Auch innerhalb ein und desselben Gebirges variiert der Massendefekt, und einige Zehntausendstel ,,von Schwereabweichung be- deuten schon viel.
Als zuerst der erstaunliche Schweredefekt unter den Alpen bekannt wurde, tauchte an vielen Orten die Meinung auf, es müßten in der Tiefe gewaltige Höhlen sich finden. Nein! Solche ( Die Kettenlinie verläuft parallel den Flächen gleicher mittlerer Dichte und deutet die Schweresynklinale an .) sind unmöglich! Höhlen liegen nie sehr tief. Schon bei tiefen Tunnels und Bergwerken beobachten wir die Tendenz zum Schluß durch Gebirgsdruck. Höhlen in großer Tiefe, momentan entstanden gedacht, müßten durch Erddruck und Einsturz rasch verschwinden. Die Ursache der Schwereschwankungen kann nicht in Hohlräumen, sondern nur in wechselnder Verteilung verschieden dichter Gesteine gesucht werden. Da die Dichte in der Erde in konzentrischen Schalen mit der Tiefe zunimmt, so muß eine auffallende Schwereabweichung im allgemeinen dann entstellen, wenn die Grenzflächen der verschieden dichten Schalen von ihrer regelmäßig konzentrischen Form abweichen. _Eine lokale Einbiegung derselben nenne ach eine Schweresynklinale. Die dichteren Massen liegen etwas eingedrückt, und die Vertiefung ist mit weniger dichten Gesteinen aufgefüllt. Das Pendel ergibt hier Massendefekt. Eine lokale Aufwölbung der Grenzflächen verschiedener Gesteinsdichten ist eine Schwereantiklinale. Sie setzt dichtere Substanz an Fig.
( Schwereantiklinale. ) Stellen, wohin leichtere gehörte, und die Pendelbeobachtung zeigt hier Massenüberschuß. Wenn ein Faltengebäude von Sedimenten oder von vorherrschend salischen Gesteinen zusammengestoßen und mächtig aufgetürmt worden ist ( Fig. 2 und Fig. 5 ), so drückt dasselbe die konzentrischen Grenzflächen der schwereren Gesteine in der Tiefe ein und zwingt sie zu seitlichem Ausweichen, und es entsteht Massendefekt. Wenn dagegen irgendwo mächtige „ Sima"-Ergüsse von unten nach oben in „ Sal " oder gar in die Sedimentrinde eingedrungen sind ( Fig. 3 ), so ergibt dies für diese Stelle und ihre nächsten Umgebungen Massenüberschuß. Ebenso zeigt sich Massenüberschuß, wenn eine Region ohne Überhäufung mit äußersten Rinden oder erst nachdem eine solche vorher durch Verwitterung bereits wieder abgetragen worden war, relativ aufgestiegen ist ( Fig. 4 ). Die nebenstehenden schematischen Figuren, anknüpfend an wirklich beobachtete geologische Gebirgsprofile, erläutern den Zusammenhang vom geologischen Bau mit Massendefekt oder -Überschuß besser als viele Worte. Schon seit langer Zeit sind die Geologen durch allerlei Erscheinungen, wie besonders die Ablenkung von mächtigen Faltengebirgen durch alt versteifte Massengebirge, durch das Fehlen der ganz tiefen Schichten in aufge-preßten Gewölbekernen und durch ähnliches mehr, zur Überzeugung gekommen, daß bei der Dislokation, wie sie die großen Gebirgsketten gebildet hat, hauptsächlich nur die äußeren Schalen bewegt und zusammengeschoben worden sind. Sie trennten sich ab von den tieferen, schwereren Massen. Dies geschah manchmal mit einer Rutschfläche, manchmal mit einem mannigfaltigen Bündel von solchen Scheerflächen ( „ shearing planesmanchmal vollzieht sich der Übergang vom Faltungskörper in die ungefaltete Unterlage, verteilt innerhalb einer mächtigen Schichtmasse, in der Art kleiner Differentialbewegungen von einem laminierten Schieferplättchen zum andern mit allmählichem Übergang vom Gefalteten zum nicht mehr Gefalteten.
Die geodätische,> Kommission der,, Schweizerischen N a -t urforschenden 6e-, Seilschaft hat durch die Ingenieure Messerschmid und Prof. T. Niethammer von 1900—1917 eine vo115AC "
ständige Aufnahme der Fig'L Schema eines GebiW°«les mit Schwereüberschuß.
_,,. ,.Schwereantiklinale, z.B. Schwarzwald: Faltung, dann Abwitterung, Schwereabweichungen in der neue Sedimentation, und nachher plateauförmige Vertikalhebung. ) Schweiz ausführen lassen.
Ich verdanke es dem freundlichen Entgegenkommen und dem hohen wissenschaftlichen und gemeinnützigen Sinne der Kommission, ihre so wertvollen und merkwürdigen Resultate hier mitteilen und benutzen zu dürfen. Nicht nur auf einzelnen Profilen wie in andern Ländern, sondern in einem ganzen Netz von über 250 Stationen sind die Schwerebeobachtungen in der Schweiz durchgeführt worden. Die nebenstehende Karte der Isogammen, d.h. der Linien gleicher Schwereabweichungen, gibt die Resultate in möglichst übersichtlicher und einfacher Form. Die Kurve 0 verbindet diejenigen Punkte, welche die als normal angenommene Schwere besitzen; die mitbezeichneten Kurven verbinden jeweilen Punkte mit gleichem Schwereüberschuß, die Kurven mit — solche von gleichem Massendefekt. Die Messungen und Berechnungen geben die Schwereabweichungen zunächst als eine Längenänderung des Sekundenpendels. Für unsere Zwecke ist es bequemer, wenn wir statt dessen die Variationen in Gesteinsmasse ausdrücken. Die Herren Geodäten haben festgestellt, daß die gleichen Zahlen der Längenänderungen des Sekundenpendels in eine andere Potenz von 10 versetzt gelten können für Schichtdicken eines Gesteines von 2.4 spezifischem Gewicht, ausgedrückt in Metern. Die Isogammen unserer Karte geben uns die Schwereänderungen ausgedrückt im Mehr oder Weniger der Masse einer Schicht von je hundert Meter Dicke und 2.4 spezifischem Gewicht, die unter den Füßen des Beobachters liegt. Das Schweremaximum finden wir im Schwarzwald mit -f- 200, das Schwereminimum von Davos gegen die Silvretta mit gegen — 1700. Die größte Diffe-.
Albert Heim.
renz innerhalb unserer Karte entspricht dem Fehlen oder Vorhandensein einer Masse, gleichwertig einer Gesteinslage von 1900 m Dicke und 2.4 spezifischem Gewicht.
An das Bild der Schwereabweichungen in der Schweiz, wie nebenstehende Karte es uns gibt, knüpfen sich zunächst folgende Betrachtungen:
1. Die Schwereschwankungen zeigen keinen unregelmäßigen, sprungweisen Wechsel. Die Kurven gleicher Abweichungen haben einen ziemlich glatten und zusammenhängenden Verlauf parallel der gesamten Struktur des Landes ( Jura und Alpen ), bei wenig veränderlichen Abständen. Schon hierin spricht sich eine große Gesetzmäßigkeit und die Abhängigkeit vom Gebirgsbau aus.
2. Querprofil. Im Norden im Schwarzwald ist Massenüberschuß vorhanden. Am Rhein oberhalb Basel hat sich derselbe verloren, und wir treffen hier normale Schwere.Von Basel durch den Jura nimmt der Massendefekt gegen SSE mit großer Regelmäßigkeit zu; er setzt fort durch das ganze Mittelland und bis tief in die innersten Alpen hinein. Im Massendefekt ist der Jura wie nicht vorhanden; er Die Kettenlinie entspricht der Kurve des Massendefektes im Querprofi] .) a = autochthone Zentralmassive, p = penninische Faltendecken, h = helvetische Schubdecken, o = ostalpine Decken, p = Préalpes ( Stockhorn-Chablais-Zone ), J = Jura, S = Seengebirge ( dinaridische Alpenzone ).
zeigt sich nicht als selbständiges Gebirge; er verschmilzt mit dem Mittelland in die Alpen hinein. Ohne Zweifel hängt dies damit zusammen, daß unter dem Jura eine gegen SSE an Tiefe zunehmende Gleitfläche sich findet, über welcher das ganze Gebirge faltig zusammengeschoben worden ist, ohne daß die Gesteinsmassen unter der Gleitfläche an der Faltung teilgenommen hätten. Die Jurafaltung reicht also nicht bis in die tieferen, dichteren Teile der Erdrinde hinab, und deshalb beeinflußt sie auch gar nicht die Schwereabweichung, die sich nur nach größeren, tieferen Zügen im Bau des ganzen Landes richtet. In einem Querprofil vom Molasseland durch die Alpen bis in die Poebene nimmt der Massendefekt auch quer durch das Aarmassiv hindurch noch zu, bis er im Rücken der penninischen Decken sein Maximum erreicht. Südlich von Monte Rosa und Weißmies nimmt er dann rasch ab, und bei Ornavasso-Locarno treffen wir wieder normale Schwere. Die Alpen zeigen also im Schweredefekt eine mit Faltung und Orographie harmonische Un-symmetrie, indem der Nordabhang sanft und breit, der Südabhang kurz und steil ist. Mit Ausnahme einer Bucht bei Brissago, hat die ganze Schweiz Massendefekt. Figur 5 zeigt diese Erscheinungen in schematischem Querprofil. In dieser Figur sind die Faltenformen von abgewitterten oder eingesunkenen Teilen ergänzt nach dem, was diejenigen Stellen zeigen, wo sie erhalten und sichtbar sind, und alle sind in ihrer gegenseitig- richtigen Lage in das eine Profil zusammengestellt. Die Meerniveaulinie entspricht ungefähr der Höhenlage des ganzen Profiles vom Schwarzwald über Stockhorn, Bietschhorn, Monte Rosa, nach dem Langensee. Im Osten sind auch die obersten Schubdecken erhalten, im Westen und besonders im Tessin, wo das ganze Faltensystem höher steht, sind alle höheren Glieder abgewittert, die tieferen entblößt.
3. Längsprofil. Der Zusammenhang von Schwereabweichungen mit dem geologischen Bau zeichnet sich in der longitndinalen Anordnung noch deutlicher ab als im Querprofil. Sehr auffallend ist das Umbiegen der Isogammen zwischen Mitteljura und Westjura, wonach der Westjura weniger Massendefekt hat als der Mittel-und Ostjura. Die Abbiegung fällt derart mit der Querverschiebung Vallorbe-Pon-tarlier zusammen, daß sie nur als eine Wirkung der letzteren gedeutet werden kann. In den Alpen sehen wir, daß im SW der größte Schweredefekt an der Innenseite des Montblancmassives gerade so dieser gehobenen autochthonen Schwelle entlang laufend ausweicht, wie es die dagegen brandenden penninischen Decken selbst tun. Sehr auffallend zeichnet sich im Gebiete des Kantons Tessin eine ausgeprägte Schwerebucht in den Massendefekt, die vom S Fuß in die Alpen hineinragt und alle Isogammen nördlich ausbiegt. Dieselbe entspricht dem Umstand, daß die penninischen Decken in dieser Region eine scharf ausgeprägte axiale Aufwölbung besitzen, so daß die tiefsten Gesteinszonen der Alpen hier relativ hoch hinauftreten. Das Schweremaximum am Südfuß der Alpen fällt in die Wurzelregion, wo die tieferen, schwereren Massen relativ hoch aufsteigen. Die hier gelegene „ Ivreazone " selbst schon zeichnet sich durch eine Anhäufung von „ Simaa-Gesteinen aus. Nach Osten mit der axialen Absenkung des ganzen Alpenbaues und dem Einsatz der ostalpinen Decken über den helvetischen und penninischen, wird der Schweredefekt am größten. Im Silvrettamassiv wird er stärker als selbst unter der ungeheuren Deckfalte der Dent Blanche. Es entspricht dies dem Umstände, daß hier das gefaltete Gebirge im Längsverlauf noch tiefer eingedrückt ist, indem das der Dent Blanchedecke entsprechende Stockwerk des alpinen Gebäudes unter der ganzen Silvrettamasse liegt. Noch weiter östlich zeigt sich wieder etwelche Abnahme im Massendefekt im Unterengadin da, wo eine Aufwölbung der Unterlage im sog. „ Engadinerfenster " wieder penninische Glieder ( Bündnerschiefer ) durch ein Erosionsloch in den ostalpinen dolomitischen und kristallinen Decken entblößt hat. Der Massendefekt der Ostalpen verlängert sich in einer Bucht rheinaufwärts über den Oberalppaß durch das Urserental über die Furka bis ins Oberwallis. Dies ist die Zone des größten Tiefganges der Bündnerschiefer und der helvetischen Sedimente, welche zwischen den Stirnmassen der südlichen Deckenmassive und der nördlichen Schwelle der autochthonen Zentralmassive tief eingefaltet sind. Die Rolle, welche das sich dazwischen drängende Gotthardmassiv dabei spielt, ist noch nicht recht verständlich.
4. Die bisherigen Schweremessungen bestätigen kraftvoll unsere neuesten Auffassungen über den Aufbau der Alpen aus vorherrschend deckenförmig von S nach N überliegenden Falten. Je mehr liegende Falten noch erhalten übereinander gehäuft sind und je größer infolge davon der Tiefgang der Faltung ist, desto größer zeigt sich auch der Massendefekt. Je tiefere Glieder im Alpenbau hingegen an die Oberfläche treten, wie es in axialen Aufwölbungen ( Tessin, Unterengadiner-fenster ) oder auch in den Wurzelzonen der Fall ist, um so eher nimmt der Massendefekt ab ( Fig. 5 ). Bei Auffaltung direkt von unten ( „ autochthone Faltung " ), müßte die Schwereverteilung ganz anders sein: Unter jedem breiten, mächtigen Gewölbe mit an Ort tiefgehender Wurzel müßte Massenüberschuß vorhanden sein, so unter Dent Blanche oder gar unter dem Dom des Monte Rosa und der Bernina, wo jetzt großer Massendefekt sich geltend macht. Im Triasgebiete von Rhätikon, Vorarlberg und Tirol müßte die Schwere größer sein als westlich des Rheines, und unter dem Silvrettagebirge, wo jetzt ein Minimum vorhanden ist, müßten wir auf ein Maximum treffen.
Vielleicht wird es später noch gelingen, durch die Schweremessungen an Ort aufgefaltete Massive von Deckenmassiven zu unterscheiden, zu bestimmen, wieweit eine Faltendecke unter eine andere fortsetzt, ob verborgene überdeckte Wurzelnarben von Falten zu finden sind und ähnliches mehr. Die Pendelmethode der Schwerebestimmungen erinnert an die Perkussion bei medizinischen Untersuchungen. Indessen dürfen wir doch nicht allzu große Hoffnungen in ihre geologischen Erfolge hegen, aus folgenden Gründen:
Je tiefer eine Dichteanomalie liegt, auf um so größerer Ausdehnung wird sie an der Oberfläche wirken, und ihre Wirkung wird mit der Tiefe, d.h. der Entfernung vom Pendel, abnehmen. Die konisch nach oben gehenden Wirkungsgebiete benachbarter Stellen werden sich decken und mischen, und es entsteht eine mittlere Resultante als Projektion der Dichtevaria-tionen der Tiefe auf die Oberfläche. Was wir oben beobachten können, wird also stets ein sehr verwischtes Abbild der Dichteänderungen in der Erdrinde sein, vergleichbar dem Bild auf einer photographischen Platte bei mangelnder Einstellung. Selbst sprungweise Wechsel in der Dichte werden oben nur in Übergängen fühlbar sein. Im Querprofil ist dies selbstverständlich noch mehr der Fall als im Längsprofil eines Kettengebirges, weil die Dichteveränderungen im Querprofil rascher und mannigfaltiger sind. Vermehrte Genauigkeit der Pendelbeobachtungen kann hieran nichts verbessern.
4. Die Isostasie and die Einsenkung der Alpen.
Wir haben aus diesen Erscheinungen in den Alpen erkannt, daß Massenüberschuß und Massendefekt in Beziehung stehen zur Aufwölbung tieferer, dichterer Massen oder zur Überbürdung mit Rindenmaterial. Die Massenverteilung in der Tiefe paßt sich also dem Abtrag oder der Überbürdung in der Rinde an. Daraus ist zu erkennen, daß ein gewisses Gleichgewichtsbestreben in der Erdrinde bestellt. Man hat diese Erscheinung mit dem Ausdruck Isostasie bezeichnet. Die Einsenkung einer Bergregion möchte soweit gehen, bis die Gewichtsdifferenz zwischen dem in der Tiefe verdrängten dichteren Material und dem jetzt dort hineingesun-kenen leichteren das noch vorragend gebliebene Gebirge schwimmend zu tragen vermag, wie es bei jedem zum Schwimmen eingetauchten Körper der Fall ist. Daß die Massen im Innern, gleichgültig ob fest oder geschmolzen, reichlich plastisch genug sind, um die vom Gleichgewicht geforderten Verschiebungen allmählich zu ermöglichen, versteht sich heute von selbst. Dennoch kann die isostatische Ausgleichung in der Erde einen vollkommenen Gleichgewichtszustand niemals erreichen: 1. weil die Ausgleichung- durch die Festigkeits- und Reibungswiderstände zeitlich stets stark verspätet wird; 2. weil Abschwemmung da und Aufschüttung dort das annähernd erreichte Gleichgewicht immer wieder stört; 3. weil Eruptionen oder neue Dislokationen es fortwährend verändern.
Einige Geophysiker haben eine Zeitlang die meiste Gebirgsbildung auf Isostasie zurückführen wollen ( Dutton u.a. ). Sie sagten: das Gebirge wittert ab, wird dadurch erleichtert und steigt auf; die Umgebungen werden durch seine Trümmer belastet und sinken ein; das Gebirge steigt immer mehr, die Umgebungen sinken immer tiefer, und es wurden Regionen der Erdrinde namhaft gemacht, die dieser Auffassung anscheinend nicht widersprechen. Es sei nur erinnert an die tiefen Meer-gräben, welche längs der höchsten Küstenzonen der Kontinente sich erstrecken. Dieser Vorgang müßte aber bald in eine Umkehr sich wenden, indem unter und mit dem Gebirge auch die dichteren Massen emporsteigen. Die Gebirgsbildung als Ganzes läßt sich nicht durch Isostasie erklären, weil diese nur zu relativen Vertikalbewegungen führt, während in den großen Gebirgen sich liegende Falten und Überschiebungen, also ein horizontaler Zusammenschub in der Erdrinde, als die maßgebendste und mächtigste Ursache der Gebirgsbildung erweist. Darüber aber kann kein Zweifel bestehen, daß bei allen diesen großen Dislokationsgebirgen und auch bei den Eruptivgebirgen isostatische Bewegungen stattgefunden und sich wiederholt in wechselnden Phasen zwischen den andern Bewegungen vollzogen haben. Jede größere Gebirgsbildung klingt nach unseren jetzigen Kenntnissen in isostatischen Bewegungen aus, die kaum jemals ganz zum Abschlüsse kommen. Sie sind bedingt durch das Gewicht der Berge und das Bestreben der Erdrinde nach Gleichgewicht. Die Isostasie ist nicht eine primäre Ursache der Gebirgsbildung, sondern eine Folgeerscheinung derselben.
In Beziehung auf unsere Alpen im besonderen liegen uns eine Menge von geologischen Beweisen dafür vor, daß eine Einsenkung von einigen hundert Metern des fertig gefalteten Gebirgskörpers in seiner Gesamtheit mit seinen Randzonen als Schlussphase der ganzen Gebirgsbildung den eigentlichen Dislokationsbewegungen nachgefolgt ist. Wir finden die Beweise dafür kurz angedeutet in folgenden Erscheinungen ( Näheres in Alb. Heim, Geologie der Schweiz, Band I, S. 399—412 ).
Die Molasseschichten ( mitteltertiäre Konglomerate, Sandsteine, Mergel etc. ), welche sich von den Alpen bis über den Jura ausdehnen, sind als die verschwemmten Verwitterungsprodukte der sich entwickelnden Alpen abgelagert worden. Ihre Schichten fallen deshalb in der Abschwemmungsrichtung von den Alpen gegen NW ab. Allein in der Nähe der Alpen sind sie rückläufig gebogen und weisen auf 10—20 km Breite 2—10° SSE Fallen auf. Dies ist der Fall in der Zone zwischen der ungefähren Linie Lausanne-Freiburg-Bern-Sempach-Horgen einerseits und der durch die Alpenstauung steil aufgefalteten oder überschobenen alpinen Randzone der Molasse anderseits. Die gleiche Erscheinung setzt sich in Bayern fort. In dieser rückfallenden Schichtlage können sie nicht entstanden sein, ihr Ursprungsgebiet muß seither eingesunken sein.
Der Deckenschotter oder die „ löcherige diluviale Nagelfluh " ( Irchel, Uetliberg, Sihlsprung etc. ), d. i. die älteste Gletscherbachbildung der Diluvialzeit, steigt regelmäßig vom Rhein gegen die Alpen hin an; sobald wir aber uns der oben genannten Zone der rückläufigen Molasse nähern, verliert auch der Deckenschotter sein normales Ansteigen; er wird flach ( Albiskamm ) und rückläufig ( Gebiet des Lorzetobels, Sihlsprung, Tannenberg u.a. ). Ablagerungen der jüngeren Eiszeit hingegen, wie z.B. die Wallmoränen der letzten Vergletscherung, fallen gesetzmäßig und stetig von den Alpentälern bis weit ins Molasseland hinaus ab. Sie überschreiten schief die rückläufigen Deckenschotter. Die Rückläufigkeit der Deckenschotter ist somit jünger als ihre Ablagerung, aber älter als die letzte Vergletscherung, sie ist interglazial. Weil der rückläufige Deckenschotter in der Zone der rückläufigen Molasse liegt, beweist er auch, daß die konforme Rückläufigkeit der unterliegenden Molasse nicht tertiäre Alpenfaltung, sondern auch diluviale Einsenkung bedeutet.
Sogar Felserosionsterrassen an den tieferen Gehängen von Molassetälern zeigen sich in Annäherung an die Alpen rückläufig ( Zürichsee zwischen Horgen-Wädenswil und Meilen- Stäfa, bei Sempach ). Etwas weiter alpeneinwärts, noch im Gebiete der dislozierten Molasse, wenden sie sich wieder zu normalem Alpenanstieg. Wir können diese Zone der Einsenkung der Molasse, der Deckenschotter und der rückläufigen Erosionsterrassen als alpine Randflexur bezeichnen. In dieser Zone finden wir die Höhen der Molasseberge zu gering, die Reste präglazialer Oberflächen rückläufig, die Flüsse in diese Zone abgelenkt.
Die Reuß, deren ursprünglicher Hauptlauf durch den Sempachersee gegen Aarau ging, wird durch die Kandflexur gegen NE abgelenkt nach der Lorze; die alpinen Oberläufe des „ Seen-tales ' ' sind durch die gleiche Einsenkung abgeschnitten; die Linth ist dadurch aus dem Glattal ihrem ursprünglichen Haupttalweg, etwa auf der Linie von Rüti bis Richterswil, nach dem Stammtal der Sihl abgelenkt worden etc. Wahrscheinlich ist auch die Umbiegung des Lemansees gegen SW aus der alten Flußlinie Martigny-Vevey-Moudon-Payerne-Aare durch diese alpine Randeinsenkung bedingt.
Im Gebiete des schweizerischen Mittellandes gehen die Flüsse nur an Stellen relativ junger Ablenkungen über anstehenden Fels. Daneben verläuft gewöhnlich, eingedeckt durch diluviale Kiese und Moränen, eine ältere, tiefere Rinne. Die Schutt-füllungen der Talböden sind allgemeiner und tiefer, als man sich früher dachte. Eine Menge von Bohrlöchern, Grundwasserfassungen, Brückenfundationen und ähnliche Hantierungen haben uns das Vorhandensein ganzer Systeme von tiefen, alten Rinnen bewiesen, 25-—-70 m tiefer als die jetzigen Wasserläufe und mit diluvialem Schutt aufgefüllt. Diese Tiefrinnen führen oft prachtvolle, für Wasserversorgungen nutzbare Grundwasserströme. Das jetzige Gefälle der von den Alpen ausstrahlenden, das Molasseland durchziehenden Flußläufe genügt durchaus nicht, um diese früheren tieferen Talrinnen wieder auszuräumen. Sie stammen aus einer Zeit, da das Alpengebirge und seine Randzonen noch höher stunden und die alpinen Wasser stärkeres Gefälle gegen NW hatten, als heute. Auch am Südrande der Alpen treffen wir entsprechende Erscheinungen. Der Südfuß der Alpen ist von ungeheuren Fluß-anschwemmungen umgeben und eingehüllt. Gipfel einzelner Berge ragen als sogenannte Inselberge aus der Schuttebene empor. Rückläufige Terrassen sind auch an den Ufern einiger Talseen vom Südfnß der Alpen bekannt.
Sehr wesentlich ist nun, daß die genannten Erscheinungen einer Einsenkung der Alpen sich vom randlichen Molasseland aus bis tief in und durch den Kern des Gebirges verfolgen lassen. Alpeneinwärts der schutterfüllten Tiefrinnen folgen häufig weite Talstücke, die, statt mit Kies und Moränen, nur mit Wasser gefüllt sind — unsere „ Talseen " oder alpinen „ Randseen ". Ihre Tiefe beträgt 100—300 m am Nordrand, bis 500 m am Südrand der Alpen. Sie reichen durch die Molasse-randzone bis tief in die Alpenketten hinein. Im Hintergrund dieser großen Talseen folgen Kiesböden, welche weit alpeneinwärts reichen ( vom Lemansee bis nach Brig, vom Thunersee bis ins Gasterental, von Interlaken bis über Lauterbrunnen, von Brienz bis über Meiringen, von Altdorf bis Amsteg, vom Zürichsee bis Thierfehd hinter Linthal, vom Walensee und Bodensee bis an die Viamala, vom Comersee bis über Tirano und Chiavenna, vom Langensee bis über Biasca und Domodossola ). Sie sind als die vorrückenden Delta der alpinen Flüsse in die früher bis dorthin sich erstreckenden Seen entstanden. Die Kiesaufschüttungen in diesen breiten Talböden sind 100, 200 und bis über 300 m dick. Wo endlich bergeinwärts die Kiesböden endigen, folgt nicht ein Tal mit den charakteristischen Erscheinungen vom Mittellauf eines Flusses; ein solches muß unter Aufschüttung begraben liegen. Dagegen steigt dort unvermittelt unter dem Schuttboden herauf eine Stromschnelle, wie sie erst einem Oberlaufe entspricht. Die großen alten Felsterrassen an den Gehängen der Seetäler, die Talbodenreste einer früheren Periode der Talbildung, lassen sich von den Regionen der noch erhaltenen Seen alpeneinwärts bis in die höheren Talböden der Talhint ergründe mit ungestört regelmäßigem, ihrer Entstehung entsprechendem Ansteigen verfolgen. Innerhalb des Alpenkörpers haben also während und seit der Seebildung im allgemeinen keine Verstellungen mehr stattgefunden; der Alpenkörper hat sich wie ein starres Ganzes gesenkt.
Stellt man alle diese Beobachtungen mit ihren tausenden hier nicht genannten Einzelheiten zusammen, so ergibt sich die klare Einsicht, daß eine verhältnismäßig-späte ( interglaziale ) Einsenkung der ganzen Alpen mit ihren Randzonen stattgefunden hat, daß dieselbe einheitlich durch den ganzen Alpenkörper hindurchgeht und nirgends von faltenden Dislokationen gestört ist. Es handelt sich hier im Gegensatz zur tertiären Dislokationsfaltung des Alpengebirges um eine erst mitteldiluviale isostatische Einsenkung des ganzen schon durchtalten Gebirgskörpers um mehrere hundert Meter.
Stellen wir uns in Gedanken auf die Rigi oder den Monte Generoso und überblicken wir das Land zu unsern Füßen. Die Täler seien noch nicht mit Schutt ausgefüllt, die flachen Talböden noch von tief ins Gebirge sich verzweigenden Fjorden eingenommen. Das ist das Bild eines schon durchtalten Gebirges, welches nachher als Ganzes eingesunken ist! Die alten Täler sind in seinen Randregionen rückläufig und im Alpenkörper selbst übertiefte Talbecken geworden und bis weit in das Innere des Gebirges hinein unter ihrem eigenen Wasser ertrunken. * In zahllosen Buchten und Armen greifen die Seen in das Gebirge hinein, und Bergvorsprünge formen in mächtigen Nasen ihre gezackten Ränder. Wahrlich ein ausschleifender Gletscher hätte nicht diese herrlich gegliederten Formen, sondern langweilige, stumpfe, glatte, möglichst gerade Muldentröge geschaffen. Und wie beim entzückenden Überblick aus der Höhe, so trat es mir auch bei jedem Ruderschlag, mit dem ich meinen Kahn um die gegliederten Ufer lenkte, in überwältigendes Bewußtsein: Die Theorie der Entstehung der alpinen Talseen durch Ausschleifen durch die Gletscher ist ein Irrtum!
Wir sind zu dem Resultate gelangt, die Überbürdung der Erdrinde im Alpengebirge durch die dem Horizontalschub gehorchenden, aufeinander sich türmenden Falten hat eine nachträgliche isostatische Einsenkung des fertig gefalteten Alpenkörpers zur Folge gehabt, durch welche Einsenkung die vorhandenen Täler unter ihrem eigenen Wasser ertrunken, die Seen und die breiten Schuttböden in den Tälern entstanden sind.
Solche Erscheinungen sind selbstverständlich nicht auf die Alpen beschränkt. Eine ganze Anzahl von Gebirgen zeigen Randseen oder, wenn sie unmittelbar an das Meerufer grenzen, Fjordbildung in ganz entsprechender Art, selbstverständlich mit mannigfaltigen Abänderungen durch lokale Bedingungen.
Nachdem erstens die Beziehungen der Schwere zum geologischen Bau der Alpen und zweitens die Erscheinungen der Tal- und Seebildung uns für die Alpen auf Isostasie gewiesen haben, liegt der Versuch nahe, diese Gleichgewichtserscheinungen auch noch quantitativ zu prüfen.
Das Gewicht der Berge.
Um den Massendefekt, so wie er durch die Summe aller isostatischen Senkungs-phasen bei einer großen Faltengebirgsbildung sich schließlich einstellen konnte, zu bemessen, müssen wir 1. den Tiefgang der Faltung kennen und 2. schätzen, um wieviel dichter die unten verdrängten Gesteine im Mittel, verglichen mit den jetzt dort liegenden, gewesen sind.
Bevor wir den Faltungstiefgang bemessen können, sind, um nicht in Verwirrung zu geraten, erst die darauf bezüglichen Begriffe etwas näher zu bezeichnen. Es mag dies am einfachsten anhand der Figur 6 geschehen:
M
M sei das allgemeine Niveau der Erdoberfläche, ungefähr das Meerniveau. Um nicht noch mehr Komplikationen zu erhalten, wollen wir von dem einfachsten Fall ausgehen, daß vor der Horizontaldislokation die Rindenoberfläche eben in diesem. Niveau gelegen hatte ( verwickelter werden die Verhältnisse dann, wenn das Gebirge an Stelle von Meergrund oder von einem älteren Plateau aufgefaltet wird ).
Seh sei die Scheerzone der Dislokation, d.h. die Basis, auf welcher, oder die Übergangszone, innerhalb welcher bei beginnender Stauung die zu faltende Rinde sich am nicht mitfaltenden Untergrund verschiebt.
M ist die Oberfläche, Seh die Unterlage der faltenden Rinde. Die Tiefe von Seh unter M ist die ursprüngliche einfache Dicke der faltenden Rinde oder kurz weg R = Rindendicke.
Am fertig gestalteten und isostatisch ausgeglichen bewegten Gebirge sind nun zu unterscheiden:
Der Faltung s -Tiefgang =T ist die größte Tiefe der Scheerzone unter der ursprünglichen Oberfläche.
Der F a l t u n g s-Hochgang — H ist die Höhe der ergänzten Faltenscheitel über der ursprünglichen Oberfläche.
F = T + H ist die gesamte Stauungsdicke der gefalteten Rinde oder kurz die ganze Faltungsdicke.
tF — F— R ist die Höhenamplitude der Faltung oder die rein tektonische Faltungshöhe.
A sei der Ver Witterung s-Abtrag. OH—A ist die noch gebliebene orographische Höhe des Gebirges.
S = T — R ist die i s o s t a t i s c h e Senkung.
Der Faltungstiefgang der verschiedenen Kettengebirge ist sehr ungleich und oft nur sehr unsicher zu schätzen. Im Juragebirge liegt eine gut zu bestimmende ausgesprochene Abscheerungsfläche in den Mergeln der mittleren Trias. Der darüber liegende Schichtenkomplex mit R = 1000—2000 m hat sich wie eine zu-sammengeschobene Haut gefaltet; das darunter Liegende ist relativ steif geblieben. Die Faltung greift 500—1500 m unter Meer ( T ), das ist F = 1800—3600 m unter die ursprüngliche Höhe der Molasserücken vor dem Verwitterungsabtrag. Sie fällt sanft gegen SE ab ( A. Buxtorf ). Im Gebiete der Waadtländer Préalpes kennt man eine Überschiebungsfläche 2000—4000 m unter den Gipfeln mit T = 1000 bis 2000 m. Dort aber sind darunter noch zwei andere tiefere Schichtenstockwerke in verquetschten Formen gefaltet. An der nördlichen Randzone des Aarmassives sind Faltungsamplituden ( tektonische Höhen ) tF = 6000—8000 m festzustellen, d.h. ein und dieselbe ursprünglich annähernd horizontale Schicht ist dort durch Faltung jetzt in diese Höhendifferenzen verstellt. Im Gebiete der helvetischen Decken ist F = 5 bis 10 km. Diese gefaltete Masse liegt z.B. im Kanton Glarus über einer ziemlich ebenen Rutschfläche. Nehmen wir die Faltung der unterliegenden autochthonen Zonen am N-Rand der Zentralmassive mit den helvetischen Decken zusammen, so kommen wir auf eine Faltendicke F von über 12 km, bei genügender Abschätzung der unterliegenden Massivfaltung auf 15 bis 20 km. Sehr ungleich aber ist die Verteilung dieses Betrages auf Faltenhoch- und Faltentiefgang. Die orographische Höhe ist meistens viel geringer als der Tiefgang. Letzterer schwankt bei verschiedenen Zonen zwischen 1/s und 4/ö von F, das sind 5 bis 15 km. Weit gewaltiger ist die Faltung im penninischen Gebiete. Ein Schichtenkomplex von R = 15 km ist in Amplituden von 25 km gefaltet ( E. Argand ). Der gesamte gefaltete Komplex mißt deshalb F = 35—40 km. Die größte Faltungsdicke von wohl gegen 50 km liegt in der Zone Monte Rosa-Bernina ( Profil von A r g a n d und R. Staub ). Heute sind davon in den kräftigsten Teilen noch gegen 30 km vorhanden, wovon 20—25 als T unter Meerniveau stehen. In unseren nachfolgenden Betrachtungen können wir uns an diese letztere Zahl halten, immer in der Meinung, daß sie nur eine sehr ungefähre Schätzung bedeutet. Im besonderen kann die untere Grenze von T auf mehrere Kilometer nicht näher angegeben werden. Unsere Schätzungen sind wohl noch zu bescheiden.
Geringere Dichte des Gefalteten. Es besteht kein Zweifel darüber, daß das isostatische Einsinken sich durch seitliches Ausweichen wohl meistens schon innerhalb der Tiefenzonen „ Sal " und „ Sima " ausgeglichen hat, ausnahmsweise mag es noch tiefer gehen. Nach unserer Kenntnis der Lithosphäre schätze ich, daß Gesteinszonen von im Mittel 2.6 spezifischem Gewicht seit der Faltung nun denjenigen Ort einnehmen, wo vorher Gesteine von 2.7—2.8 spezifischem Gewicht waren, daß Gesteinsmassen von im Mittel 2.7 Dichte solche weggedrückt haben, die 2.8 bis 2.9 aufwiesen usw. Die isostatische Einsenkung wird also das mittlere spezifische Gewicht für verschieden tiefe Stellen im Gebiete des Faltungstiefganges durchschnittlich um O.i, höchstens 0.2 vermindert haben.
Der Massendefekt unter einem Gebirge sollte nun gleich geworden sein einer Gesteinsmasse vom Volumen des Faltentiefganges unter Meerniveau und einem spezifischen Gewicht gleich dem Dichteunterschied zwischen jetzt und einst, d.h. vor und nach der isostatischen Einsenkung; denn in einem Volumen gleich dem Tief- gang des Faltungskörpers hat ein Ersatz durch leichtere Gesteine stattgefunden. Durch Einsetzen obiger Zahlen in diesen Gedankengang ergibt sich der wahrscheinliche Massendefekt unter der penninischen Hauptzone der Alpen, zugleich umgerechnet ,.„ T, 20,000 bis 25,000 X O.i bis O.s in die Einheit unserer Isogammenkarte,830 bis 2084 m, im Mittel also 1450 m. Die Pendelbeobachtungen ergeben 1300 bis 1600. Dies ist eine sehr gute Übereinstimmung.
Wir können auch einen einfacheren umgekehrten Gedankengang einschlagen, indem wir von der Annahme einer vollständigen Isostasie ausgehen: Nach dem Gesetz des Schwimmens weniger dichter Körper auf dichterer Flüssigkeit ergibt sich ganz einfach, daß ein Gebirge gerade noch mit soviel Masse über das allgemeine Niveau der Erdoberfläche hervorragen könne, als dem Massendefekt entspricht, der das Gebirge trägt. Das Vorragende muß soviel wägen wie der Betrag, um welchen die durch den Faltentiefgang verdrängte Masse schwerer war als die an ihre Stelle gesetzte. Ob dies zutreffe, ist nicht schwer zu prüfen: Die Alpen der Zentralzone haben, ihr Volumen, Berg und Tal, ausgeglichen gedacht, in verschiedenen Regionen eine mittlere Meerhöhe von 1000 bis 2000 m, nur in wenigen Gruppen mehr. Die mittlere Dichte kann auf 2.7 gesetzt werden. In die Skala unserer Schwerebestimmungen umgerechnet, ergibt dies in Gestein von 2.4 spezifischem Gewicht 1125 bis 2250 m als isostatisch berechneter Massendefekt. Auch diese Berechnung zeigt, trotz der Fehlerquellen, die in den Bestimmungen liegen, unerwartet gute Übereinstimmung. Unsere Alpen haben somit tatsächlich in der Hauptsache einen Gleichgewichtszustand in der Erdrinde erreicht.
Bei zirka 2000 m mittlerer Höhe haben die Mittelzonen unserer heutigen Alpen 10,000 bis 25,000 m Faltungstiefgang. Später werden wohl noch viel genauere zusammengehörende Zahlen für verschiedene Regionen festgestellt werden können. Hätte gar keine isostatische Einsenkung stattgefunden, so wäre fast der ganze Fal-tung8haufe ( Fig. 5 ) über der mittleren Bodenfläche, d.h. ungefähr über Meerniveau, aufgetürmt worden. Die Alpen könnten dann noch heute um diesen Betrag höher sein und wären ohne Abwitterung 30,000 bis sogar 40,000 m hoch zu werden bestimmt gewesen. Mehr als die Hälfte ihres Faltungskörpers liegt durch das eigene Übergewicht in die Erdrinde eingedrückt. Ein schwimmender Eisberg im Meere ragt mit etwa 1/-0 seiner Höhe über Wasser, 4/5 bleiben unter Wasser. Auch unsere Alpen ragen nur mit einem Bruchteil ihrer Höhe auf, 2/a bis über */s des noch nicht abgewitterten Körpers ( T ) sind in die Erdrinde versunken. Sie sind so tief versunken, bis das noch Vorragende ( O ) getragen werden konnte durch den hydrostatischen Auftrieb der tieferen, dichteren Massen. Unsere Gebirge schwimmen auf den dichteren Kernmassen. Die gehemmte Beweglichkeit in der Erdrinde sorgt für Stabilität und Unvollkommenheit in der Isostasie.
Je gewaltiger der Faltungstiefgang ist, desto höher können die Berge sein. Im Himalayagebirge, mit fast doppelten Höhen wie die Alpengipfel, ist ein wohl doppelt so mächtiger Faltentiefgang zu erwarten. Auch dort treffen wir entblößt fast nur Sedimente und salische Gesteine, die Simagesteine nur in beschränkter Ausdehnung. Sicher ist bei allen Gebirgen ihre heutige Höhe nur ein ziemlich kleiner Bruchteil der Höhe, welche ihrem inneren Bau entspricht. Man kann sagen, die Berge sind viel höher und gewaltiger, als sie scheinen. Zwei Momente haben die Erniedrigung zustande gebracht: Abwitterung und Einsenkung — und der Betrag jeder dieser Vorgänge kann in die Tausende von Metern gehen. Auffaltung, Abwitterung und Einsenkung waren aber nicht nacheinander, sondern stets gleichzeitig nebeneinander in wiederholten wechselnden Phasen am Werke. Iso-statische Bewegungen und Abwitterung überdauern die Stauung und ruhen nicht, bis das Gebirge zur Ebene abgetragen ist; auch dann noch bleibt der innere Bau in Resten bestehen. So können wir auch heute noch z.B. in den Kohlenbergwerken von Westfalen aus einem gewaltigen Faltenbau der Erdrinde, unter einer Tiefebene mit die abgetragene Narbe flach überlagernden jüngeren Schichten, ein früheres alpenähnliches Gebirge erkennen, das in der äußeren Gestalt spurlos verschwunden ist durch Einsenkung und durch Abtrag.
Ist es schade, daß die Alpen nur noch einen Bruchteil ihrer angeborenen Höhe besitzen? Mir scheint nicht! Ursprünglich waren sie zu stumpfen, plumpen Formen angelegt. Erst der Verwitterungsabtrag mit der Ausspühlung hat daraus die herrlichen Berggestalten modelliert, die wir bewundern. Wir haben also keinen Grund, den bisher geschehenen Verwitterungsabtrag zu bedauern. Und auch die Einsenkung können wir nicht beklagen: Wenn ihre Gipfel noch auf 10,000 m Höhe aufragen würden, so wären sie anders als im Ballon bei künstlicher Sauerstoffatmung unerreichbar. Wir würden dort nicht mehr Stärkung von Geist und Körper, sondern Erkrankung und Tod holen. Mit 20,000 m Höhe würden die Gipfel auch mit Ballon dem Menschen unnahbar bleiben, wir müßten uns mit ihrem Fuß begnügen. Für den wahren vollen Berggenuß und die beglückende Bergfreude sind die Alpen gerade hoch genug! Wir dürfen ihnen ihre mehrmals tieferen Wurzeln im Boden ohne Mißvergnügen lassen.
Wie ein ausgedehntes Plateau oder ein Kettengebirge getragen wird vom Auftrieb des untenliegenden Massendefektes, so muß ein großes Tiefland oder gar ein Meerbecken als ein Defekt in der oberen Erdrinde kompensiert werden durch dichtere Gesteinsunterlage, durch dortigen Massenübersclmß. Ausgedehnte Schwereabweichungen beruhen wahrscheinlich immer auf Gleichgewichtszuständen, während lokal eng begrenzte Anomalien durch die relative Steifheit der Erdrinde der Isostasie mehr oder weniger trotzen können.
5. Ton der Theorie der Gebirgsbildung.
Wir haben bisher nur von den Wirkungen des Gewichtes der Berge gesprochen und uns dabei dieselben als vorher entstanden und schon gegeben gedacht. Fragen wir uns jetzt, ob nicht auch die Entstehung der Berge eine Schwere- und .Gewichtswirkung sei. Dies führt uns auf die Theorie der Gebirgsbildung. Eine Theorie darf nicht von Phantasien und Annahmen ausgehen, sie muß auf den zu beobachtenden Tatsachen sich aufbauen.
Die Beobachtung führt zunächst zur Unterscheidung von Eruptivgebirgen, d.h. durch Anhäufung von erstarrten Ausbruchs- und Intrusivmassen von innen herausgebildeten Gebirgen einerseits und anderseits Dislokationsgebirgen, das sind solche, bei welchen eine Bewegung der Erdrinde, eine Lagerungstörung der Schichten, die wesentliche Ursache ist. Die Dislokationsgebirge zerfallen wieder in solche, bei welchen Radialdislokation ( Vertikalhebung ) und solche, bei denen Horizontalbewegung erzeugend gewirkt haben. Vertikaldislokation hat die Plateaugebirge, Hori- zontalbewegung die Kettengebirge gebildet. Wir ziehen im weiteren Verlauf nur die letzteren in Betrachtung. Die Haupterscheinungen im Bau der Kettengebirge, dieser gewaltigsten der Erde, sind teils aufrechtstellende, teils liegende und flach Überschobene Falten mit allerlei Übergängen in flache Überschiebungen. Sie kommen von kleinem bis zu gewaltigem Ausmaß vor. Wollten wir in Gedanken diese Falten und Überschiebungen wieder zurückglätten, so finden wir den Raum dafür nicht mehr. Die Erdrinde ist also in sich selbst zusammengeschoben worden, im Jura um etwa 10 km, in den Alpen wohl um mehr als 200 km. Aufreißungs-klüfte oder Streckungszonen, die den Zusammenschub kompensieren würden, kennt man nirgends. Der Horizontalschub, der sich aus dem Bau der Kettengebirge ableiten läßt, bedeutet wohl eine Verkleinerung des Erdumfanges. Etwaüm-fangverengerung auf dieser einen Zone sich konzentrierend, kann das Alpengebirge gebildet haben. Jeder Meter Verkleinerung des Radius liefert zirka 6 m Zusammenschub im Umfang.
Zu diesen Tatsachen, welche die Untersuchungen über den Bau der großen Kettengebirge ergeben haben, müssen wir noch einige solche hinzufügen, die sich auf die allgemeine Beschaffenheit der Erde beziehen.
Die Erde ist im Inneren heiß. Die Beobachtungen in Bohrlöchern, Bergwerken, Tunnels, die heißen Quellen, die vulkanischen Erscheinungen beweisen, daß die Temperaturzunahme überall vorhanden ist und überall sehr hohe Beträge erreicht. Die Temperatur der äußeren Rinde ist annähernd stabil, indem sich in derselben ein Gleichgewichtszustand zwischen Wärmezufluß von innen und Abkühlung nach außen ausgebildet hat. Die hohe Temperatur im Inneren der Erde kann nicht auf einer dort befindlichen Wärmequelle beruhen, denn die Wärmezunahme wird mit Annäherung gegen das Innere nicht schneller, sondern verlangsamt sich mit der Tiefe. Wir könnten auch so sagen: die Wärme des Erdinnern nimmt bei Annäherung an die Abkühlungsoberfläche mit Beschleunigung ab. Es handelt sich somit um einen alten großen Wärmevorrat, der sich nach außen verliert.
Nun erst kann auf Grundlage der hier kurz zusammengefaßten Tatsachen und unmittelbaren Schlüsse aus denselben die Theorie aufgebaut werden.
Der jetzige Zustand kann nicht stabil sein. Die Erde muß sich weiter abkühlen, und dies geschieht tatsächlich und meßbar durch Leitung, Strahlung, warme Quellen, Vulkane. Dadurch muß der sich weiter abkühlende innere Teil auch weiter zusammenschrumpfen, die Rinde aber nicht mehr. Die Abkühlung führt in größeren Tiefen zur Verdichtung der Magmen, zur Kristallisation; dazu kommt überdies Volumenverlust durch Eruptionen. So wird im Laufe der Zeit die Rinde dem schrumpfenden Kern zu weit; sie sollte sich als Schale, als geschlossenes Kugelgewölbe abheben. Durch ihr eigenes Gewicht wird sie sich daher in sich selbst zusammen-stauen, um dem schwindenden Kern nachsinken zu können. So wird sie sich faltend dem kleiner werdenden Umfange anpassen. Bei diesem Vorgang wird die Radial-last der Erdrinde, d.h. ihr Gewicht, umgesetzt in einen Tangentialdruck. Dieser Horizontaldruck ist auf der Flächeneinheit gleich dem Gewicht der Volumeneinheit, multipliziert mit dem Radius an der betreffenden Stelle. Die Berechnung ergibt, daß er über tausendmal größer wird als die rückwirkende Festigkeit selbst des Granites. Die Festigkeit oder Steifheit in der Erdrinde wird also durch ihr eigenes Gewicht überwunden, die Erdrinde wird in sich selbst an den schwächeren Stellen in Falten und Überschiebungen zusammengeschoben, Falten werden aufgestoßen und übereinandergestoßen, und das ist es ja, was wir in den Kettengebirgen beobachten. Dabei wird nicht der ganze Erdumfang gleichmäßig sich zusammenziehen, sondern die Erdrinde wird zonenweise, stückweise dem schwindenden Kern nachsinken. So entstehen große Senkungsfelder ( Ozeane ), während Plateaustücke ( Horste ) zwischen denselben höher zurückstehend bleiben. Auch die gefaltete Gebirgsmasse selbst senkt sich ein.
Das Nachsinken der zu groß bleibenden Rinde auf den schwindenden Kern vollzieht sich also im großen ganzen in zwei sich ergänzenden, aber örtlich oft ungleich verteilenden Bewegungsformen: a ) in Horizontalschub, der Falten erzeugt, b ) in Senkung, die Senkungsfelder bildet. Diese primären Bewegungen bezeichnen wir als Dislokationen. Sie sind die Folge vom Gewicht der ganzen Erdrinde. Das Gewicht der ganzen Erdrinde ist danach die Kraft, welche die Dislokationsgebirge gestaut hat. Das Gewicht der einzelnen Gebirge, auch der Eruptivgebirge, bewirkt als Folge jeder Gebirgsbildung isostatische Einsenkung und erzeugt den Massendefekt. Die Dislokations- oder Eruptionserscheinungen können in repetierten Phasen mit den isostatischen Bewegungen wechseln, wobei die letzteren stets nachfolgen und auch den Schluß aller Bewegungen bilden.
6. Schlusswort.
Ist die Erdrinde jetzt stabil geworden? Nein! Die so massenhaften Erdbeben beweisen das Gegenteil. Sie sind meistens mit kleineren oder größeren dauernden Verschiebungen verbunden. An den meisten Küsten kennt man die sogenannten säkularen Hebungen oder Senkungen, welche ein Steigen oder Sinken des Festlandes gegenüber dem Meerniveau oft um */ » bis 1 m im Jahrhundert erkennen lassen. Präzisionsnivellements, wie sie jetzt durch das Innere der Kontinente vielfach durchgeführt worden sind, werden wohl, hundert Jahre später wiederholt, auch ähnliche Bewegungen im Innern der Kontinente feststellen lassen.
Aber auch das Meerniveau, das wir durch das Nivellieren ins Innere der Kontinente verlängern, ist erstens keine mathematisch einfache Fläche, und zweitens keine unveränderliche Fläche. Sie ist nicht einfach: alle Schwereanomalien beeinflussen auch das Meerniveau, Es weicht unregelmäßig vom mathematisch ausgeglichen gedachten Rotationsellipsoid ab. Es steigt gegen die Kontinente und Inseln ( besonders Vulkaninseln ) an; es ist in der Mitte der großen Becken relativ konkav. Die Abweichungen der Meeroberfläche von der mathematisch einfachen Form gehen, soviel sich bis jetzt feststellen ließ, auf einige 100 m. Wir kennen seine genaue Form nicht.
Zweitens ist das Meerniveau keine unveränderliche Fläche. Die Verteilung der Massen wechselt beständig mit der Zeit durch Erosion und Alluvion, Eruptionen und Dislokationen und isostatiâche Bewegungen, die alle zusammen stets neue Meer-flächenanomalien schaffen. Alle Veränderungen in der Gruppierung des Festen beeinflussen auch die Meergestalt, und zudem schaffen sie am einen Orte dem Meere mehr Raum, am andern nehmen sie ihm solchen weg. Bei vielen relativen Bewegungen von Meer und Festland, wie wir sie am Ufer beobachten, können wir nicht wissen, der wievielte Teil Veränderungen im Meerniveau sind, der wievielte Teil davon Bewegung des Festen ist. Es fehlt uns für eine genaue Feststellung der Gestalt der Erdoberfläche noch die sichere Basis. Wir können uns vorläufig nur auf die Meer fläch e beziehen, die weder geometrisch einfach noch stabil ist. Die Distanz eines Punktes vom Erdmittelpunkte genau zu bestimmen, ist nicht möglich, und Fixpunkte, im genauen Sinne des Wortes, gibt es auf der Erde keine. Alles verändert sich.
Zum Schlüsse kehren wir zu Conrad Geßner auf den Pilatus zurück und ergänzen seine Reflexionen.
Das ganze Alpengebirge ist schon während seiner Auffaltung von Tälern durchfurcht worden und zu reich gegliederten Formen abgewittert. Nach Befriedigung des Horizontalschubes, der selbst eine Wirkung des Gewichtes der Erdrinde ist und der'es erzeugt hatte, ist in einer letzten isostatischen Phase im mittleren Diluvium mit samt seinen Tälern noch um einige hundert Meter eingesunken. Dadurch sind die Täler zu Seen und zu Kiesebenen geworden. Die Berge sind nicht 20,000 bis 30,000 m hoch, wie es ihrem Faltenbau entspräche, sondern nur 1000 bis 5000 m. Sie sind eingesunken auf einen Bruchteil ihrer Höhe. Das alles hat das Gewicht der Berge und das Versinken in die Erde hinein getan. Conrad Geßners fragender Gedanke war also vollauf berechtigt!
Gewiß handelt es sich bei allen diesen Erscheinungen um Bewegungen, wenn auch für unsere Vorstellung langsam vor sich gehend, doch fast unfaßbar gewaltig nach ihrer Masse. Sie sind aber dennoch klein im Verhältnis zum ganzen Körper der Mutter Erde. Es sind nur die kleinen Falten und Einsenkungen auf ihrem alternden Antlitz. In ihrem Innern glüht immer noch ein bewegliches, warmes Herz; sie ist noch nicht am Sterben, am zu Tode erkalten wie der Mond. Sie wird ihre Kinder noch Jahrmillionen beherbergen und Millionen Jahre überleben. Sie wird auch ihre heutigen Berge überleben und das Gewicht neuer Berge tragen wie das der vergangenen; denn Berge und Erde sind eine durch Schwere und Gewicht innig verbundene Einheit!