Вегенер. Происхождение континентов и океанов

 

Геофизика и дрейф материков. Геомагнитные исследования. Скорости поверхностных волн. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ АРГУМЕНТЫ

 

 

СМОТРИТЕ ТАКЖЕ:

 

Вегенер - ВОЗНИКНОВЕНИЕ МАТЕРИКОВ И ОКЕАНОВ ТЕОРИЯ...

 

МОБИЛИЗМ. гипотезы дрейфа материков к теории тектоники...

 

ДРЕЙФ МАТЕРИКОВ И КЛИМАТЫ ЗЕМЛИ. Ушаков, Ясаманов.

 

Альфред Вегенер, метеоролог и геофизик. Биография Вегенера

 

Суперматерик Пангея и дрейф материков. Зоогеографические...

 

Книги и учебники по геологии, дрейфу материков, палеогеографии...

 

Эволюция. Учебник по теории эволюции

 

Эволюция земной коры. Дрейф континентов и спрединг...

 

Статистическое распределение высотных отметок относительно уровня моря, рассматриваемое для всей земной коры, приводит к примечательному выводу: существуют два максимума, соответствующих наиболее часто встречающимся значениям высот, в то время как промежуточные значения относительно редки. Верхнее значение соответствует положению континентальных плато, нижнее — океаническим впадинам. Если представить всю земную поверхность разделенной на площадки в 1 кв. км и распределить последние в соответствии с их высотой относительно уровня моря, то в результате получится хорошо известная гипсометрическая кривая земной поверхности ( 7). На ней отчетливо обнаруживаются две ступени. Этот ряд лучше представлен в иной форме, составленной Трабертом [31] на основе несколько более ранних данных, которые лишь незначительно отличаются от наших.  8 иллюстрирует кривую распределения частоты уровней; он построен Трабертом по 100-метровым приращениям высотных отметок, вследствие чего числа процентов соответствуют одной десятой приведенных в нашей таблице. Два максимума здесь приблизительно соответствуют 4700-метровой глубине и 100-метровой высоте относительно уровня Мирового океана.

 

Рассматривая эти цифры, необходимо иметь в виду, что с увеличением количества измерений крутизна склона от края материка или материкового шельфа в сторону глубокого океана становится все более резкой, как это явствует из сравнения любой из ранних карт морских глубин с более поздними картами Гролля [32], рассматриваемыми нами. Например, не позднее чем в 1911 г. Траберт определял 4% для интервала глубин 1—2 км и 6.5% для интервала 2—3 км, тогда как в настоящее время мы видим, что Вагнер, данные которого базируются исключительно на картах Гролля, дает только 2.9 и 4.7% соответственно для тех же самых интервалов. Поэтому есть основание оящцать, что в будущем два отмеченных максимума частоты распределения высотных отметок будут выделяться еще резче, чем по современным наблюдениям.

 

Во всей геофизике трудно найти другой закон с такой же степенью ясности и достоверности, как этот, — о двух наиболее часто встречающихся уровнях земной поверхности, занимающих противоположное положение и представленных соответственно континентами и океаническими впадинами. Поэтому удивительно, что этому закону, давно уже хорошо известному, никто еще не пытался дать объяснение. Если бы в соответствии с обычными геологическими представлениями высоты проявлялись бы через поднятия, а глубины — через погружения относительно одного единственного исходного уровня, то, само собой разумеется, частота в распределении уровней была бы тем меньше, чем больше значения высот или глубин. В этом случае результирующая кривая распределения должна была бы приблизительно соответствовать кривой Гаусса, характеризующей случайные отклонения (пунктирная кривая на  8). Таким образом, должен был существовать один максимум, приблизительно совпадающий со средним уровнем поверхности земной коры (—2450 м). Вместо этого наблюдаются два максимума, из которых каждый подчиняется закону Гаусса. Мы должны отсюда заключить, что одновременно существуют два ненарушенных исходных уровня. Ход кривых приводит к неизбежному заключению, что на материках, с одной стороны, и на дне океанических впадин — с другой, мы имеем дело с двумя различными оболочками земной коры, которые, образно выражаясь, ведут себя как открытая вода и большие ледяные поля.

 

Благодаря этому мы впервые получили приемлемое решение старого вопроса о соотношении больших глубоководных бассейнов и континентальных блоков. Уже в 1878 г. А. Гейм [33] коснулся этой проблемы и констатировал: «Пока не будут сделаны более точные наблюдения относительно перемещений континентов в геологическом прошлом и более точные измерения величины компенсирующего сжатия большинства гор, едва ли можно ожидать существенно обоснованного прогресса в понимании первопричинной взаимосвязи гор и континентов и конфигурации последних по отношению друг к другу».

 

Но эта проблема заявляла о себе все настойчивее, по мере того как более многочисленными становились промеры глубин в океанах и вследствие этого более резко вырисовывалась разница между обширными ровными площадями дна океана и также ровными, но расположенными на 5 км выше континентальными площадями. В 1918 г. Е. Кайзер [34] писал: «По сравнению с объемом этих каменных громадин (континентальных глыб) все материковые возвышенности кажутся незначительными и маловажными. Даже такие высокие горы, как Гималаи, оказываются небольшими морщинами на поверхности основания этих цоколей. Уже этот факт указывает ныне на несостоятельность старого мнения, согласно которому горы представляют собой основной каркас («костяк») континентов. .. Скорее мы должны предполагать обратное, что континенты представляют собой более древние и определяющие образования, а горы являются образованиями второстепенными, более молодыми».

 

Решение этой проблемы, предложенное теорией дрейфа, настолько просто и очевидно, что едва ли возникнет повод к появлению противоположных высказываний. Несмотря на это, некоторые противники дрейфа делали попытки дать другое объяснение двойному максимуму частоты распределения высот. Однако эти попытки не были успешными. Так, Зоргель [35] считал, что если от исходного уровня поверхности, с одной стороны, часть будет поднята, а с другой — опущена и если промежуточная часть будет сильно уменьшена благодаря более крутому положению, то должны будут образоваться два максимума частоты, соответствующие поднятым и опущенным частям. Г. В. и А. В. Дуглас [36] также полагали, что если исходный уровень благодаря складчатости превращается в синусоидальную волнистую поверхность, то должны установиться два максимума частоты, которые соответствуют гребням и ложбинам волн. Оба эти мнения базируются на одной и той же основной ошибке — в данном случае смешивается единичный процесс со статистическим результатом. Для последнего геометрическая форма единичного процесса совершенно не имеет значения. Речь идет именно лишь о том, могут ли встречаться два максимума частоты при бесконечно большом числе поднятий и опусканий (по терминологии Зоргеля) или складок (по терминологии Дугласа), при которых в отдельных.случаях произвольно варьируют величины уровней. Очевидно, это может быть верно только тогда, когда действенна некоторая тенденция выбора предпочтительных уровней. Однако этого не происходит. Для поднятий и опусканий, как и для высот складок, мы знаем лишь одно правило: они тем реже, чем они больше. Поэтому у них всегда наибольшая частота приходится на исходный уровень. От этого уровня частота должна уменьшаться как вверх, так и вниз, согласно закону погрешностей Гаусса.

 

Следует также напомнить о том, что некоторые авторы, как, например, Траберт [31], высказывали мнение, что глубоководные бассейны образовались вследствие большего охлаждения пород дна под влиянием холодной воды океана. Но как раз из вычислений Траберта следует, что для этого нужно было бы принять охлаждение секторов дна океана до центра Земли. Поскольку это оказывается неприемлемым, расчеты Траберта могут скорее опровергнуть это представление, чем доказать его правильность. Кроме того, легко заметить, что таким образом мы можем получить лишь общую тенденцию к дальнейшему углублению уже существующих депрессий земной поверхности, но не можем объяснить существования поверхности дна, находящейся во всех океанах почти на одинаковой глубине, т. е. второго максимума распределения, как это подчеркнул недавно Нансен [222]. Следует отметить, что к этому объяснению, впервые высказанному еще Фаем, в настоящее время обращаются все реже, тем более что благодаря открытию радия в земной коре совершенно изменилась основа для определения теплового баланса Земли.

 

Естественно, необходимо сразу же предостеречь от переоценки вышеизложенной новой- концепции о природе дна океана. Уже при нашем сравнении материковых глыб с плоскими айсбергами нужно иметь в виду, что поверхность моря между льдинами может снова покрыться новым льдом и что позднее водную поверхность могут покрыть более мелкие осколки айсберга, отколовшиеся от его верхнего края или всплывшие с его основания, находящегося глубоко под водой. Нечто подобное может происходить, естественно, также в некоторых местах дна океана. Острова большей частью являются крупными обломками континентов, которые своим основанием уходят на 50 км ниже океанического дна, как это предполагается по данным гравиметрических измерений. Далее следует учесть, что континентальные глыбы, какими бы они ни были хрупкими на поверхности, на значительной глубине становятся пластичными и могут принимать тестообразное состояние, так что при разделении глыб континентальный материал соответственно измененной мощности может распространяться на меньшие или большие площади дна океана. Особенно неоднородным в этом смысле считается дно Атлантического океана, которое разделено на две части меридиональным Средне-Атлантическим валом. Но и другие глубоководные бассейны со своими цепями островов и подводными возвышениями обнаруживают то же строение. На подробностях мы остановимся ниже, в разделе о дне океанов.

 

Не исключено, что рассматриваемая здесь схема в ходе дальнейшего исследования подтвердится лишь в главных чертах и что для точного отражения деталей потребуется точное описание истинной обстановки. Лично я [37] при статистическом исследовании первых измерений эхолотом, проведенных американцами через Северную Атлантику, нашел, что главный максимум частоты распределения в этом месте значительно ниже, на глубине около 5000 м, и что, с другой стороны, вторичный максимум частоты можно было увидеть на глубине 4400 м. О реальности этого последнего максимума, указывающего на многослоистую структуру, можно будет судить только на основе более многочисленных измерений эхолотом, которые проводит немецкая экспедиция «Метеор».

 

Естественно возникает вопрос, сходится ли с прочими результатами геофизики гипотеза о принципиальном различии континентальных глыб и дна бассейнов океана, вернее говоря, можно ли с этой стороны дать подтверждение ее правильности.

 

Что касается упомянутой уже раньше теории изостазии, то она, конечно, находится в полном согласии со всем кругом представлений теории дрейфа материков. Однако прямое доказательство правильности теории дрейфа едва ли можно получить таким путем. Ниже мы остановимся несколько подробнее на этих исследованиях.

 

Разработанное Праттом учение об изостазии (слово было введено Дат- тоном впервые в 1892 г.) находит свое физическое обоснование в результатах гравитационных измерений. Уже в 1855 г. Пратт утверждал, что Гималаи не оказывают ожидаемого притяжения на маятник. По Кос- смату, например, в Калиане, в долине Ганга, удаленной на 56 английских миль от подножия горы, северные компоненты отклонения отвеса составляют лишь одну дуговую секунду, в то время как притяжение гор должно было бы вызвать отклонение в 58 дуговых секунд. Отклонение отвеса у Джалпайгури также составляет только одну дуговую секунду вместо 77. Этому соотвествует повсюду подтвердившийся факт, что оила тяжести вблизи больших гор не изменяется в ожидаемой степени по сравнению с нормальной величиной, поскольку эффект притяжения горных массивов компенсируется некоторого рода дефицитом глубоко залегающих масс. Такой вывод следует из работ Эри, Фая, Гельмерта и других, как уже было наглядно показано в обзоре Коссмата [38]. На океанах также обнаружилось, что сила тяжести приблизительно соответствует среднему (нормальному) значению, несмотря на явный большой дефицит масс, который представляют собой океанические бассейны, хотя более ранние измерения на островах и допускали разнообразные интерпретации. Однако сомнения были устранены, когда Геккер, следуя предположению Мона, провел гравитационные измерения на борту движущегося судна, пользуясь одновременно ртутным барометром и гипсотермометром. Недавно голландскому геодезисту Венинг-Мейнесу [39] удалось применить значительно более точный маятниковый метод для гравиметрических измерений с подводной лодки. Результаты первых исследований такого рода полностью подтвердили вывод Геккера о том, что в океанах действует изостазия, т. е. дефицит масс, который соответствует плотности воды в бассейнах океана и компенсируется избытком глубинных масс.

 

На протяжении длительного времени выдвигались различные предположения относительно этих глубинных избыточных и недостаточных масс.

 

Пратт представлял себе земную кору наподобие слоя теста, который первоначально был повсюду одинаковой толщины. Затем, в результате какого-то разуплотнения, толщина этого слоя возросла на континентах, а в океанических областях уменьшилась. В такой схеме, чем больше возвышается поверхность над уровнем моря, тем меньше должна быть плотность или удельный вес земной коры. Однако ниже так называемого уровня компенсации (находящегося на глубине примерно 120 км) исчезают все горизонтальные различия плотности ( 10). Эта гипотеза, в дальнейшем развитая Гельмертом и Хайфордом, применялась повсюду для количественной обработки данных по измерениям силы тяжести. В настоящее время она особенно наглядно представлена В. Боуи [224], который для подтверждения идеи пользуется следующим экспериментом:он пускает плавать- на ртути некоторое количество призм, состоящих из различных материалов — меди, железа, цинка, пирита и других, — с различным удельным весом. Призмы должны иметь как раз такую высоту, чтобы они все погружались в ртуть на одинаковую глубину. Их общая поверхность основания будет соответствовать тогда уровню компенсации. Вследствие различного удельного веса их поверхности поднимаются на различную высоту над уровнем ртути, самый тяжелый материал — ниже всех, самый легкий — выше всех. Такое толкование гравитационных данных находит известную поддержку в следующем наблюдаемом факте: материал земной коры тем легче, чем выше над уровнем моря он находится.

 

Но предположение, что различие в плотности повсюду доходит лишь до совершенно определенной глубины, т. е. поверхности компенсации, является невероятным с точки зрения физики, что легче всего можно выявить на примере опыта Боуи. Для того чтобы именно эти различные призмы погружались своей нижней частью на одинаковую глубину, их высоты должны находиться в совершенно определенном соотношении, обусловленном плотностью. Следовательно, если мы разделим земную кору на призмы из различного материала, то один и тот же материал, где бы он ни встречался на Земле, должен иметь всегда совершенно определенную толщину (мощность), которая относительно других материалов находится в соотношении, установленном раз и навсегда, точно соответствующем плотности. Для такой связи между материалом (или его плотностью) и мощностью, которая ведет к произвольному обусловливанию постоянного базового уровня всех призм, нельзя указать никакой естественной причины.

 

Такие геодезисты, как Швейдар [40] и Хейсканен [41, 42], в настоящее время применяют для толкования гравитационных измерений другую гипотезу, выдвинутую уже в 1859 г. Эри.

 

Гейм был, пожалуй, первым, кто предположил, что под горами легкая кора утолщена, а тяжелая магма, на которой она плавает, залегает в этом месте на более значительной глубине. В противоположность возвышенностям сравнительно легкая кора должна быть особенно тонкой под глубоколежащими частями земной поверхности, такими как океанические бассейны. Итак, здесь предполагаются только два материала: легкая кора и тяжелая магма. Боуи иллюстрирует эту гипотезу опытом, соответствующим проведенному ранее, заставляя плавать на ртути некоторое количество призм различной высоты, но изготовленных из одинакового материала (меди). Конечно, они погружаются на различную глубину; самая длинная призма погружается наиболее глубоко, но одновременно имеет также самую высокую поверхность. Неоднократно подчеркивалось, что эта гипотеза Эри значительно лучше подходит к геологической картине земной коры и согласуется с большим сжатием (сокращением поверхности) земной коры в складчатых горах лучше, чем гипотеза Пратта. С другой стороны, она оставляет невыясненной причину двойного максимума на частотной кривой распределения высот земной поверхности, так как нельзя понять, почему легкая кора должна быть представленной в двух принципиально различных мощностях, а именно в виде толстых континентальных глыб и тонких океанических плит.

 

Правильное объяснение, вероятно, можно найти в объединении обеих гипотез. В горных возвышенностях, по Эри, мы имеем дело в основном с утолщениями легкой континентальной коры, но при переходе от континентальной глыбы к океану существенным становится различие в составе блоков, соответствующее гипотезе Пратта.

 

Новейшее развитие изостатической теории касается прежде всего вопроса о рамках ее применения. Для более крупных глыб, как, например, целого континента или океана, несомненно следует принять изостазию без более детальной ее модификации. Но в случае глыб малого размера, например в зонах отдельных гор, этот закон утрачивает свое действие. Такие мелкие блоки могут поддерживаться эластичностью всей глыбы, подобно камню, который положен на плавающую льдину. Изостатическое равновесие устанавливается тогда между льдиной и камнем, рассматриваемыми совместно (в целом), и водой. Поэтому гравитационные измерения, сделанные на континентах на таких геологических структурах, диаметр которых измеряется сотнями километров, очень редко показывают отклонения от изостазии. Но если диаметр структуры составляет десятки километров, то имеет место преимущественно частичная компенсация, а если он составляет только несколько километров, то компенсация большей частью отсутствует вообще. Положена ли в основу более старая гипотеза Пратта или гипотеза Эри и Хейсканена, в любом случае рассмотрение гравитационных измерений на океанах, которые не дают никаких сведений о большом и явном дефиците масс бассейна океана, приводит к выводу, что дно океана состоит из более плотного и тяжелого материала, чем континентальные глыбы. Конечно, таким путем нельзя это точно доказать, но с помощью предварительных расчетов можно сделать весьма вероятное предположение, что высокая плотность дна океана обусловлена не только различием физического состояния, но также и различием материала. Грубые расчеты, основанные на приемлемых предпосылках, показывают, что это весьма вероятно.

 

Теория изостазии служит также непосредственным критерием при рассмотрении вопроса о возможности горизонтального перемещения континентов. Выше уже указывалось на изостатические компенсационные движения, прекраснейшим примером которых является продолжающийся еще и теперь подъем Скандинавии приблизительно на 1 м в столетие. Это поднятие можно рассматривать как результат разгрузки, произошедшей более 10 ООО лет тому назад благодаря таянию слоя льда — ледяной шапки материка. Наибольшее поднятие в настоящее время можно наблюдать именно там, где лед исчез позже всего. Это очень хорошо видно на составленной Виттингом карте, приведенной на  11 (по Борну [43]). Борн [43] показал, что эта область поднятия характеризуется минимумом силы тяжести, насколько это можно судить по еще скудным до сих пор наблюдениям  ( 12), и что так и должно быть в действительности, если кора еще находится ниже своего положения равновесия.

 

Нансен [222] дал наиболее подробное описание всех явлений, относящихся к поднятию Скандинавии. Наибольшее погружение составляло 284 м, судя по береговым отметкам на побережье Ингерманландии, и, вероятно, достигало 300 м в глубине материка. Медленное поднятие Скандинавии началось 15 ООО лет надад, 7000 лет назад оно достигло наивысшей скорости (около 1 м за 10 лет) и в настоящее время затухает. Толщина льда, имевшегося в центре, оценивается примерно в 2300 м. Такие вертикальные движения больших глыб коры обусловливают, естественно, подкоровые течения в субстрате, благодаря которым вытесненный материал перемещается вверх. Это подтверждается также открытием, сделанным приблизительно одновременно Борном, Нансеном, А. Пенком и Кёппеном (литература в [43]): область депрессии, существовавшей под материковой ледяной шапкой, кольцеобразно охвачена областью слабого поднятия, которое как раз следует отнести за счет под- корового материала, выдавленного в сторону от нее. Во всяком случае вся теория изостазии основывается на гипотезе, что слой, подстилающий земную кору, обладает известной степенью текучести. Но если это так, т. е. если континентальные глыбы действительно плавают на вязком подстилающем субстрате, то нет основания считать, что их подвижность должна проявляться только в вертикальных движениях и не должны происходить также и горизонтальные движения, если существуют и сохраняются на протяжении геологических эпох такие силы, которые стремятся переместить континентальные глыбы. А что такие силы действительно существуют, доказывают орогенические процессы.

 

Чрезвычайно важны для наших вопросов новейшие результаты сейсмических исследований, которые наглядно обобщил Гутенберг [44, 45].

 

Из сейсмических волн, как известно, внутрь земной коры проходят продольные волны Р («первые») и поперечные волны S (так называемые вторые волны), в то время как «главные волны» L распространяются вдоль поверхности. Чем более отдалена регистрирующая станция от очага, тем на большую глубину проникают волны Р и S. Из разности времени между землетрясением и попаданием сигнала на станцию, т. е. «времени прохождения», можно определить скорости волн для различных глубин. Эта скорость является, однако, константой вещества и, следовательно, может дать нам сведения о слоистой структуре Земли.

 

При сейсмологических исследованиях обнаружено, что под Евразией, а также под североамериканским континентальным склоном на глубине 50—60 км весьма отчетливо определяется граница, в которой скорость продольных волн резко увеличивается с 5.75 км/с (выше нее) до 8.0 км/с (ниже нее), а скорость поперечных волн возрастает соответственно с 3.33 км/с (вверху) до 4.4 км/с (внизу). Эту поверхность до сих пор идентифицируют с нижней границей континентальных глыб, что подтверждается совпадением глубины до этой поверхности со значением толщины глыбы, выведенным Хейсканеном из гравитационных измерений." Все же, видимо, этой концепции теперь нельзя больше придерживаться. Толщина материковых глыб соответствует лишь половине найденных для них значений, в то время как указанная граница слоя соответствует дальнейшему разделешно субстрата. Но эта граница слоя совершенно отсутствует в зоне Тихого океана. Здесь уже в поверхностных слоях наблюдается скорость сейсмических волн, которая почти равна указанной выше скорости, наблюдаемой у основания земной коры материков, а именно — 7 км/с для продольных и 3.8 км/с для поперечных волн (для поверхностных слоев континентов скорости равны 5.75 и 3.2 км/с). Эти числа имеют только одно возможное объяснение. Оно состоит в том, что самые верхние слои, которые под континентальными плитами доходят до глубины 60 км, отсутствуют в Тихом океане.

 

Как и следовало ожидать, по скорости поверхностных волн, которая также является константой, характеризующей данный материал, можно обнаружить различие между дном океана и материковыми глыбами. Это было установлено пятью различными исследователями и теперь может считаться непреложным фактом. Например, Тамс [46] в 1921 г. по ряду особенно ясных регистраций нашел следующие скорости поверхностных волн:

1. Океанические впадины

Число измерений

Калифорния. Землетрясение          v == 3.847+0.045 км/с 9

18 апреля 1906 г.

Колумбия. 31 января 1906 г.           3.806+0.046 км/с 18

Гондурас. 1 июля 1907 г.    3.941 + 0.022 км/с 20

Никарагуа. 30 декабря 1907 г.        3.916+0.029 км/с 22

2. Материки

Калифорния. 18 апреля 1906 г. v = 3.770+0.104 км/с      5

Филиппины I. 18 апреля 1907 г. 3.765 + 0.045 км/с        30

Филиппины II. 18 апреля 1907 г. 3.768+0.054 км/с         27

Бухара. 21 октября 1907 г. 3.837 + 0.065 км/с      19

Бухара. 27 октября 1907 г. 3.760+0.069 км/с        11

 

Несмотря на то что отдельные цифры характеризуют довольно большие площади, все же из средних величин ясно видно, что скорость распространения волн, проходивших через океанические впадины, на 0.1 км/с больше скорости волн, проходивших через материки. Это также согласуется с теоретически предполагаемыми величинами, основанными на физических свойствах вулканических глубинных пород.

 

С другой стороны, Тамс пытается объединить в средние величины наблюдения над возможно большим числом землетрясений и получает таким образом для 38 землетрясений в Тихом океане среднюю скорость г; = 3.897 ±0.028 км/с и для землетрясений в Евразии или Америке v = 3.801+0.029 км/с, т. е. такие же величины, как и вышеприведенные.

 

В 1921 г. Ангенхайстер [47] также исследовал сейсмические различия между океаническими впадинами и материковыми глыбами по целому ряду землетрясений Тихого океана, причем одновременно он сделал попытку выделить до того не различавшиеся Тамсом два типа поверхностных волн—«поперечные волны» L и «волны Рэлея». Основываясь даже на незначительном материале, он получил заметно большие различия: «Скорость поверхностных волн L под Тихим океаном на 21—26% больше, нежели под Азиатским материком». Мы также должны добавить, что для других видов волн он нашел характерную разницу: «Время прохождения волн Р (undae primae — первые, объемные продольные волны, распространяющиеся в глубь Земли) и S (undae secondae — вторые, поперечные волны сдвига, также распространяющиеся в глубь Земли) под Тихим океаном, при расстоянии 6° от очага (т. е. на расстояниях столь коротких, что эти волны проникают только в поверхностные слои), на 13 и 25 с меньше, чем под материком Европы. Этому соответствует для S на 18% более быстрое распространение под океаном. . . Периоды последующих волн под Тихим океаном больше, чем под Азиатским континентом». Все эти различия также указывают на правильность нашего предположения, что дно океанических впадин состоит из иного, более плотного, материала, чем кора материков.

 

Виссер пришел к такому же результату в отношении поверхностных волн [48]. Он нашел, что над континентальной областью г; = 3.70 км/с, над океанической — г; = 3.78 км/с.

Различия скоростей поверхностных волн такого же порядка установил Байерли при землетрясении в Монтане 28 июня 1925 г. [223].

 

И, наконец, Гутенберг другим путем подтвердил этот результат [44, 45]. Для этого он использовал поверхностные поперечные волны, т. е. такие поверхностные волны, которые непосредственно предшествовали поверхностным волнам Рэлея (причем часто первые нельзя отделить от вторых). Скорость этих волн зависит, во-первых, от их длины или периода, а во-вторых, от толщины самого верхнего слоя коры, в котором они распространяются. Поскольку по сейсмограммам можно получить не только время прохождения, но также и период колебаний, то представляется возможным определить толщину слоя коры. Правда, измерения всегда довольно неточны, и для одной и той же области необходимо большее число данных с различным периодом, чтобы сделать вывод о толщине слоя.

 

Результат, полученный Гутенбергом для трех областей: а) Евразии, б) и в) областей дна Атлантического и Тихого океана соответственно. По абсциссе нанесены периоды, по ординате — скорость волн. Если бы измерения не имели ошибок, то все точки должны были бы лежать на кривых, положение которых на диаграмме зависит от толщины слоя. На графиках  13, а и б нанесены три такие теоретические кривые для толщины слоя 30, 60 и 120 км, на графике  13, в — несколько кривых для нулевой толщины слоя. Гутенберг заключает, что для Евразии точки располагаются ближе всего к кривой, вычисленной при толщине слоя 60 км, для атлантических трасс — ближе всего к кривой для слоя толщиной 30 км и для Тихого океана — к кривой, соответствующей нулевой толщине слоя. Рассеивание слишком велико, следовательно, способ не очень точен. Позднее Гутенберг все же подкрепил указанный результат. Самое важное состоит в том, что эти исследования показали: в Тихом океане верхний слой, по-видимому, отсутствует; для траекторий распространения волн, проходящих преимущественно через Атлантику, т. е. частью по океану, частью по континентальной области, получается среднее значение толщины слоя, лежащее между нулем и 60 км. 

 

Как указывалось выше, уже Ангенхайстер нашел, что периоды последующих   волн в Тихом океане больше, чем на Азиатском континенте. Это было подробнее исследовано Веллманом [49]. Он обобщил свои результаты на  14. Фокусы землетрясений отмечены на нем крестиками или черными кружками в зависимости от того, как они регистрируются в Гамбурге — длинно- или короткопериодными последующими волнами. Если учесть, что путь волн от очага до Гамбурга всегда должен проходить перпендикулярно штриховым линиям равных расстояний от Гамбурга, то рисунок наглядным образом показывает, что волны, пришедшие из мест, обозначенных крестиками, проходили преимущественно через глубоководные районы (Тихий океан, Северное море, Северная Атлантика), в то время как волны от черных кружков должны были проходить главным образом через континентальную область (Азия).

 

Итак, мы видим, что новейшие сейсмологические исследования самыми различными, не зависящими друг от друга путями подтверждают гипотезу, что дно океана в принципе состоит из другого материала, чем континентальные глыбы, а именно из материала, соответствующего более глубокому слою земного шара.

 

А. Ниппольдт обратил мое внимание, что на основании геомагнитных исследований сложилось общее мнение, что дно океана состоит из сильнее намагничивающегося материала, чем континентальные глыбы, и, следовательно, вероятно, содержащего большее количество железа. Это в особенности подчеркивает Генри Вильде [50] в связи с исследованием магнитной модели Земли. На такой модели океанические площади были покрыты железными листами, чтобы получить магнитное поле, соответствующее земному. А. В. Рюккер [51] так описывает этот результат: «Господин Вильде продемонстрировал хорошую магнитную модель Земли на опыте, который заключался в действии первичного поля однородно намагниченного шара и вторичного поля железных масс, расположенных вблизи поверхности и намагниченных посредством индукции. Основная масса этого железа размещена под океаном.. . Господин Вильде делает основной упор на железную оболочку дна океанов».

 

Недавно Раклот [52] также подтвердил, что этот опыт Вильде хорошо иллюстрирует (в основных чертах) картину распределения земного магнитного поля. Однако до сих пор из наблюдений земного магнетизма не удалось математически вывести различие между континентами и океанами, видимо, по той причине, что на поле Земли наложено другое, значительно более интенсивное поле еще неизвестного происхождения, которое не имеет никакого отношения к распределению континентов и, по-видимому, не отражает тех явлений, которые, очевидно, должны следовать из больших вековых вариаций магнитного поля. Во всяком случае, по мнению таких специалистов, как А. Шмидт, которые не хотят безоговорочно признать доказательную силу опыта Вильде, никак нельзя выступать против гипотезы, что дно океана состоит из пород, содержащих больше железа, чем породы материков. Поскольку всеми, как известно, принимается, что содержание железа уже в силикатной мантии Земли возрастает с глубиной, а ядро Земли вообще преимущественно состоит из железа, это подтверждает, что дно океана принадлежит к более глубокому слою Земли по сравнению с континентами. Как известно, магнитный эффект вообще затухает в твердом теле при температуре красного каления, которая достигается, судя по обычной величине геотермической ступени, уже примерно на глубине 15—20 км. Поэтому сильное магнитное поле дна океанов должно быть связано именно с самыми верхними слоями. Это хорошо совпадает с нашим предположением, что в этом месте отсутствуют слабо намагниченные массы.

 

В этой связи сразу возникает вопрос, нельзя ли достать образцы этих глубинных пород непосредственно со дна океанических впадин. Однако еще не скоро можно будет при помощи драгирования или какого-либо другого способа достать с этих глубин интересующие нас породы. Все же заслуживает внимания то обстоятельство, что при драгировании главная масса добытых рыхлых проб, согласно Крюммелю [39], представляет собой вулканиты. В них «преобладает пемза..., затем встречаются обломки санидина, плагиоклаза, роговой обманки, магнетита, вулканического стекла и продукта разложения последнего — палагонита, ровно как попадаются кусочки базальтовой и авгит-андезитовой лавы и т. д.» Вулканические породы действительно отличаются большой плотностью и большим содержанием железа и рассматриваются всеми как образования глубинного происхождения. Зюсс назвал всю эту основную группу пород, главным представителем которой является базальт, «Sima» — по начальным буквам главных составных частей: кремния (Silicium) и магния (Magnesium), в противоположность другой более богатой кремниевой кислотной группе «Sal» (Silicium—Alluminium), главные представители которой — гнейс и гранит — составляют фундамент наших материков. Чтобы не смешивать с латинским наименованием соли «Sal», я, следуя письменному указанию Пфеффера, предлагаю писать «Sial». Читатель, вероятно, уже сам, на основании всего сказанного, сделает заключение, что горные породы группы «Sima», которые, правда, известны нам лишь на сиалических материковых глыбах в виде излившихся пород, где они являются чужеродными телами, находятся под этими глыбами. Вместе с тем они же, вероятно, слагают дно океанических впадин. Базальт обладает всеми свойствами, которые, по нашим представлениям, необходимы для пород, слагающих дно океанических впадин.

 

 

 

К содержанию книги: О теории дрейфа континентов

 

 

Последние добавления:

 

ГЕОЛОГ АЛЕКСАНДР ФЕРСМАН   ИСТОРИЯ АТОМОВ  ГЕОХИМИЯ ВОДЫ

 

  ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРОШЛОЕ ПОДМОСКОВЬЯ   КАЛЕДОНСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ