Геофизические аргументы

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 разделённой 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 (рис. 7). На ней отчётливо обнаруживаются две ступени. Распространённость (частота) различных ступеней уровня получается такойже,как и ввычислениях Вагнера [28].

Рисунок 7. Гипсометрическая кривая земной поверхности (по Крюммелю)

Рисунок 7. Гипсометрическая кривая земной поверхности (по Крюммелю)



Таблица 3. Распространённость (частота) различных ступеней уровней земной поверхности
Глубины Высоты
км <65-64-53-42-31-20-10-11-22-3>3 км
% 1,016,523,313,94,72,98,521,34,72,01,2 %


Этот ряд лучше представлен в иной форме, составленной Трабертом [31] на основе несколько более ранних данных, которые лишь незначительно отличаются от наших. Рис. 8 иллюстрирует кривую распределения частоты уровней; он построен Трабертом по 100-метровым приращениям высотных отметок, вследствие чего числа процентов соответствуют одной десятой приведённых в нашей таблице. Два максимума здесь приблизительно соответствуют 4700-метровой глубине и 100-метровой высоте относительно уровня Мирового океана.

Рисунок 8. Два максимума частоты в распределении высот

Рисунок 8. Два максимума частоты в распределении высот



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, даёт только 2.9 и 4.7% соответственно для тех же самых интервалов. Поэтому есть основание ожидать, что в будущем два отмеченных максимума частоты распределения высотных отметок будут выделяться ещё 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 ещё 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 рис. 8). Таким образом, должен был существовать один максимум, приблизительно совпадающий со средним уровнем поверхности земной коры (—2 450 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.

На рис. 9 дан схематический поперечный разрез через материковый склон согласно этим новым представлениям.

Рисунок 9. Схематический поперечный разрез через континентальную окраину.

Рисунок 9. Схематический поперечный разрез через континентальную окраину.
Горизонтальная штриховка — вода.



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 объёмом 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 идёт 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, расчёты 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 ещё 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 изменённой 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, проведённых американцами через Северную Атлантику, нашёл, что главный максимум частоты распределения в этом месте значительно ниже, на глубине около 5 000 м, и что, с другой стороны, вторичный максимум частоты можно было увидеть на глубине 4 400 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 её 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 путём. Ниже мы остановимся несколько подробнее на этих исследованиях.

Разработанное Праттом учение об изостазии (слово было введено Даттоном впервые в 1892 г.) находит своё физическое обоснование в результатах гравитационных измерений. Уже в 1855 г. Пратт утверждал, что Гималаи не оказывают ожидаемого притяжения на маятник. По Коссмату, например, в Калиане, в долине Ганга, удалённой 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 соответствует повсюду подтвердившийся факт, что сила 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, провёл 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 (рис. 10).

Рисунок 10. Схемы изостазии по гипотезам Пратта и Эри

Рисунок 10. Схемы изостазии по гипотезам Пратта и Эри



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 тяжёлый материал — ниже всех, самый лёгкий — 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 определённой 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 определённом 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 определённую 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 ведёт 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. Соответствующая схема изображена на рис. 10.

Гейм был, пожалуй, первым, кто предположил, что под горами лёгкая кора утолщена, а тяжёлая магма, на которой она плавает, залегает в этом месте на более значительной глубине. В противоположность возвышенностям сравнительно лёгкая кора должна быть особенно тонкой под глубоколежащими частями земной поверхности, такими как океанические бассейны. Итак, здесь предполагаются только два материала: лёгкая кора и тяжёлая магма. Боуи иллюстрирует эту гипотезу опытом, соответствующим проведённому 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 подчёркивалось, 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 лёгкая 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 лёгкой 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 её применения. Для более крупных глыб, как, например, целого континента или океана, несомненно следует принять изостазию без более детальной её модификации. Но в случае глыб малого размера, например в зонах отдельных гор, этот закон утрачивает своё 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 тяжёлого материала, чем континентальные глыбы. Конечно, таким путём нельзя это точно доказать, но с помощью предварительных расчётов можно сделать весьма вероятное предположение, что высокая плотность дна океана обусловлена не только различием физического состояния, но также и различием материала. Грубые расчёты, 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 ещё и теперь подъем Скандинавии приблизительно на 1 м в столетие. Это поднятие можно рассматривать как результат разгрузки, произошедшей более 10 000 лет тому назад благодаря таянию слоя льда — ледяной шапки материка. Наибольшее поднятие в настоящее время можно наблюдать именно там, где лёд исчез позже всего. Это очень хорошо видно на составленной Виттиигом карте, приведённой на рис. 11 (по Борну [43]). Борн [43] показал, что эта область поднятия характеризуется минимумом силы тяжести, насколько это можно судить по ещё скудным до сих пор наблюдениям (рис. 12), и что так и должно быть в действительности, если кора ещё находится ниже своего положения равновесия. Нансен [222] дал наиболее подробное описание всех явлений, относящихся к поднятию Скандинавии.

Рисунок 11. Современное поднятие (см/год) в районе Балтийского моря, установленное по водомерным реперам (по Виттингу)

Рисунок 11. Современное поднятие (см/год) в районе Балтийского моря, установленное по водомерным реперам (по Виттингу)



Рисунок 12. Аномалии силы тяжести в Скандинавии (по Борну).

Рисунок 12. Аномалии силы тяжести в Скандинавии (по Борну).
1 — нулевая линия; 2 — линии равного дефицита; 3 — линии равного избытка величины ускорения силы тяжести.



Наибольшее погружение составляло 284 м, судя по береговым отметкам на побережье Ингерманландии, и, вероятно, достигало 300 м в глубине материка. Медленное поднятие Скандинавии началось 15 000 лет назад, 7 000 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 счёт подкорового материала, выдавленного в сторону от неё. 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 отчётливо определяется граница, в которой скорость продольных волн резко увеличивается с 5.75 км/с (выше неё) до 8.0 км/с (ниже неё), 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 тол-

щины 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 разделению 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 нашёл следующие скорости поверхностных волн:

Таблица 4. Скорости поверхностных волн по Тамсу
Район Скорости Число измерений
1. Океанические впадины
Калифорния. Землетрясение 18 апреля 1906 г.v = 3,847±0,045 км/с9
Колумбия. 31 января 1906 г.v = 3,806±0,046 км/с18
Гондурас. 1 июля 1907 г.v = 3,941±0,022 км/с20
Никарагуа. 30 декабря 1907 г.v = 3,916±0,029 км/с22
2. Материки
Калифорния. 18 апреля 1906 г.v = 3,770±0,104 км/с5
Филиппины I. 18 апреля 1907 г.v = 3,765±0,045 км/с30
Филиппины II. 18 апреля 1907 г.v = 3,768±0,054 км/с27
Бухара. 21 октября 1907 г.v = 3,837±0,065 км/с19
Бухара. 27 октября 1907 г.v = 3,760±0,069 км/с11


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 v = 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 вышеприведённые.

В 1921 г. Ангенхайстер [47] также исследовал сейсмические различия между океаническими впадинами и материковыми глыбами по целому ряду землетрясений Тихого океана, причём 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 нашёл характерную разницу: «Время прохождения волн Р (undae primae — первые, объёмные 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 пришёл к такому же результату в отношении поверхностных волн [48]. Он нашёл, что над континентальной областью v = 3.70 км/с, над океанической — v = 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 путём подтвердил этот результат [44, 45]. Для этого он использовал поверхностные поперечные волны, т. е. такие поверхностные волны, которые непосредственно предшествовали поверхностным волнам Рэлея (причём 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.

На рис. 13 приводится результат, полученный Гутенбергом для трёх 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 рис. 13, а и б нанесены три такие теоретические кривые для толщины слоя 30, 60 и 120 км, на графике рис. 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 нулём и 60 км3.

Рисунок 13. Скорости поперечных (поверхностных) сейсмических волн (по Гутенбергу)

Рисунок 13. Скорости поперечных (поверхностных) сейсмических волн (по Гутенбергу)




Как указывалось выше, уже Ангенхайстер нашёл, что периоды последующих волн в Тихом океане больше, чем на Азиатском континенте. Это было подробнее исследовано Веллманом [49]. Он обобщил свои результаты на рис. 14. Фокусы землетрясений отмечены на нем крестиками или чёрными 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 чёрных кружков должны были проходить главным образом через континентальную область (Азия).

Рисунок 14. Очаги землетрясений, последующие волны которых были зарегистрированы в Гамбурге с длинными (+) или короткими (-) периодами прохождения (по Веллману)Очаги землетрясений, последующие волны которых были зарегистрированы в Гамбурге с 

Рисунок 14. Очаги землетрясений, последующие волны которых были зарегистрированы в Гамбурге с длинными (+) или короткими (-) периодами прохождения (по Веллману)Очаги землетрясений, последующие волны которых были зарегистрированы в Гамбурге с 



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 моё 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 подчёркивает 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 ещё 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 но сравнению с континентами. Как известно, магнитный эффект вообще затухает в твёрдом 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 ещё не скоро можно будет при помощи драгирования или какого-либо другого способа достать с этих глубин интересующие нас породы. Всё 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.4 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.

За последние годы было проведено много исследований в области петрографии, геохимии и сейсмологии, касающихся вопроса о том, из чего состоят различные слои Земли. В настоящее время этот вопрос находится ещё в такой стадии изучения, что между различными исследователями пока не существует какого-либо единого мнения. Поэтому, не высказывая собственного мнения, мы ограничимся кратким обзором довольно противоречивых результатов.

Вначале повсеместно исходили из того, что достаточно предположить под континентальным сиалическим слоем, который, бесспорно, состоит из гнейса или гранитного материала, симатический слой, достигающий 1 200 км глубины. Это мантия Земли. Под ней до глубины 2 900 км лежит промежуточный слой, а затем идёт ядро, состоящее в основном из никеля и железа. Промежуточный слой состоит либо, по аналогии с метеоритами, из мезосидерита (палласита), либо, если искать аналогию с опытами в металлургии, из пирита и других руд (шлаков). То, что это действительно важнейшие слои земного шара, установлено, пожалуй, раз и навсегда. Однако на вопрос, однороден ли симатический слой или его следует считать разделенным на более тонкие слои, мы получаем различные ответы. Ф. М. Гольдшмидт считает типичным представителем симы — эклогит, Вилльямсон и Адамс — перидотит или пироксенит, другие авторы — дунит. Во всяком случае, основная масса симы должна быть чрезвычайно основной или «ультраосновной» породой, т. е. самой основной по сравнению с базальтом; таким образом, этот последний материал, вероятнее всего, занимает самый верхний слой в симе. Поднятый здесь вопрос обсуждается в многочисленных статьях и книгах Джеффриса [53], Дэли [54], С. Мохоровичича [55], Джоли [56], Холмса [57], Пуля [58], Гутенберга [59], Нансена [222] и других авторов. При этом следует подчеркнуть особенно примечательный факт, что книга Дэли (Our mobile Earth. London, 1926) полностью основана на теории дрейфа. Д. Джоли в своей книге (The surface history of the Earth. Oxford, 1925), хотя и высказывается против теории дрейфа материков, фактически приводит новые существенные данные в её пользу в связи с изучением выделения радиоактивного тепла внутри Земли.

По-видимому, у всех авторов существует единое мнение, что под гранитом континентальных глыб сперва залегает базальт. Но граница между этими слоями ныне не идентифицируется большинством исследователей с главной геологической границей, проходящей на глубине 60 км и установленной по данным о землетрясениях. Принимается, что граница гранитного и «базальтового» слоев на материках лежит на глубинах от 30 до 40 км, где землетрясения также позволяют определить другую геологическую границу, хотя и менее значительную. Одной из основных причин того, что гранитный слой не может достигать глубины 60 км, является то, что слой такой толщины содержал бы слишком много радия и поэтому выделял бы слишком много тепла. На 60-километровой глубине тогда должен был бы сразу начинаться слой ультраосновного материала (дунита и пр.). Кроме того, Мохоровичич подчеркнул, что 60-километровая граница не обнаруживает вариаций своего глубинного положения под горами, с одной стороны, и равнинами — с другой, тогда как более высоко расположенная граница между гранитом и базальтом даёт разные значения толщины. Поэтому возникает вопрос, не следует ли при таких обстоятельствах рассматривать в качестве нижней границы континентального блока границу гранитного слоя на глубине 30–40 км вместо 60 км. С другой стороны, ещё не выяснено, как обстоит дело с последней границей слоя под океанами. Гутенберг предполагает, что расположенная на глубине 60 км главная граница слоя образует также субповерхность Тихого океана, где, таким образом, ультраосновной материал (дунит) выходит на поверхность дна. Мохоровичич, напротив, полагает, что дно океана образовано базальтом.

Для получения законченной картины надо подождать результатов дальнейших исследований. Но весьма возможно, что появятся большие затруднения при объяснении природы дна океана, если будет учтено большее число слоев, как уже отмечалось выше в другой связи.

Однако, как бы ни изменялись в дальнейшем эти представления, ясно, что они развиваются по тем же направлениям, что и теория дрейфа, ибо уже не ставится под сомнение основное различие между дном океана и континентами. Для теории перемещения материков на её начальном этапе безразлично, состоит ли дно океана из базальта или, может быть, местами из ультраосновного материала. Во всяком случае здесь отсутствует гранитный слой, характерный для континентальных глыб (если не говорить об его остатках).

Нередко против теории дрейфа возражают: Земля так же тверда, как сталь, следовательно, континенты не могут перемещаться. В действительности изучение землетрясений, смещения полюсов и приливных деформаций твёрдой Земли привели к совпадающему результату, что коэффициент твёрдости Земли составляет в среднем 2*10^12 дин/см2; для пород мантии, распространяющихся до глубин 1 200 км, коэффициент 7*10^11; для металлического ядра — 3*10^12. Поскольку этот коэффициент для холодной стали составляет 8*10^11, то, следовательно, Земля действительно такая же жёсткая, как сталь. Но что из этого следует? Для нашего вопроса — вообще ничего. Ведь скорость, с которой может двигаться континент под воздействием данной силы, вообще не зависит от твёрдости симы. Она определяется другой, не зависящей от твёрдости, константой материала — коэффициентом внутреннего трения или вязкости. Обратная этому коэффициенту величина называется текучестью. Вязкость измеряется в г/(см*с). К сожалению, нельзя с уверенностью судить по величине твёрдости о вязкости, её нужно определять специальными исследованиями. Эти измерения вязкости на так называемых твёрдых телах крайне затруднительны. Даже в лаборатории, где для этого используют затухание упругих колебаний или скорость деформации при изгибе или скручивании либо измеряют так называемое время релаксации; такие определения проводились только на очень немногих материалах. О коэффициенте вязкости Земли нам пока почти ничего неизвестно. Правда, в последнее время были сделаны попытки определить коэффициенты вязкости как для всей Земли, так и отдельных её слоев, но эти результаты настолько разнятся между собой, что мы можем лишь констатировать наше полное незнание.

С уверенностью можно сказать только то, что Земля по отношению к силам, действующим с коротким периодом, например силам, связанным с сейсмическими волнами, ведёт себя как твёрдое упругое тело. В этом случае текучесть не проявляется. По отношению же к силам, действующим, напротив, на протяжении геологических периодов, Земля должна вести себя подобно жидкости, как это, например, следует из её сплющивания (полярного сжатия), точно соответствующего периоду вращения. Однако, где нужно искать границу времени, при которой упругие деформации сменяются проявлением текучести, зависит именно от коэффициента вязкости.

Дж. Г. Дарвин при исследовании отделения Луны от Земли предположил, что уже 12- и 24-часовые силы прилива и отлива дают повод к текучим деформациям, и многочисленные авторы использовали эту гипотезу. В одном из новейших исследований Прей [60] приходит все-таки к результату, что предположения Дарвина не учитывают того, что даже в настоящее время земная кора благодаря приливным силам совершает заметное перемещение на запад. Пятьдесят-шестьдесят миллионов лет назад коэффициент вязкости мог ещё иметь сравнительно малую величину — около 10^13 (примерно такая же вязкость у ледника), и тогда, считает Прей, происходили поэтому большие перемещения коры. Но с тех пор, однако, по его мнению, коэффициент вязкости должен был увеличиться настолько, что теперь такие перемещения уже исключаются. Здесь следует заметить, что Дарвин ещё не мог принимать во внимание содержания радия в земной коре. Прей предполагает, игнорируя генерацию радиоактивного тепла при распаде радия, прогрессирующее охлаждение. Однако, по нашим современным сведениям об имеющихся количествах радия, а также по геологическим данным, представляется весьма сомнительным, что в ходе геологических периодов, которые имеют значительно большую длительность, коэффициент вязкости систематически изменялся в значительной мере, не считая флуктуаций.

Геологи часто предполагают, что под твёрдой земной корой находится слой магмы. Вихерт считал, что подобным образом, допуская наличие жидкого слоя, можно объяснить некоторые особенности сейсмограмм, отмеченные при регистрации землетрясений. Швейдар [61], напротив, на основании измерений приливов и отливов принимает модель твёрдой Земли. Если бы текучесть заметным образом участвовала в приливах и отливах, то они должны были бы отставать от периодичности появления Солнца и Луны. Но поскольку наблюдения не показывают такого отставания, следует считать, что наблюдаемая величина приливов и отливов вызвана упругими деформациями, а отнюдь не пластичностью или текучестью. Граница ошибки наблюдений — по меньшей мере предельный показатель коэффициента вязкости, который разумеется, будет различным в зависимости от толщины слоя, для которого он подсчитывается. Тонкий слой с пониженной вязкостью обеспечивает такую же величину смещения, как слой с повышенной вязкостью и большей толщиной. Так, Швейдар нашёл, что коэффициент вязкости должен быть больше 10^9, если речь идёт о слое толщиной в 100 км, или больше 10^13 и 10^14, если этот слой имеет толщину 600 км. Разумеется, при этом существенно то, что имеется в виду единый, окружающий всю Землю слой. Изолированные небольшие участки земного шара могли бы быть значительно более пластичными.

Другую попытку определить вязкость Земли сделал в 1919 г. Швейдар в своём исследовании о движении полюсов [62]. Он вычислил, какова была бы величина периода колебания полюсов, если бы половина коэффициента вязкости Земли имела значения 10^11, 10^14, 10^16, 10^18 П, и нашёл, что при первых двух значениях может иметь место только 80-летний период колебания полюсов. Только при больших значениях вязкости получается короткий период от 470 до 370 дней, т. е. той продолжительности, которой в действительности характеризуются так называемые чэндлеровские колебания полюса. Естественно, что и в данном случае опять-таки решение зависит от того, какая толщина принимается для вязкого слоя. Если рассматривать всю Землю как имеющую одинаковую вязкость, то малый период наступает только при значении вязкости 10^18. Величина 10^13 допустима, если предположить, что слой между 120 и 600 км глубины пластичный. Поскольку вычисления можно было выполнить только для постоянной плотности Земли, полученные результаты можно рассматривать лишь как первое приближение. Позже Швейцар использовал значение вязкости, равное 1019, предполагая* что текучим является только слой на глубинах между 100 и 1 600 км.

Швейдар — сторонник высоких показателей вязкости. Но всё же он приходит к выводу: «Однако, возможно, что континенты под воздействием силы, направленной от полюсов к экватору, перемещаются в этом направлении» [40]. Об указанной силе и вычислениях, приводящих к такому результату, будет сказано ниже.

Джеффрис [53] предложил ещё более высокое значение для коэффициента вязкости, а именно 10^21, в слое, где это значение минимально. Насколько мне известно, это самое крайнее предположение.

С другой стороны, в последнее время раздаются голоса в пользу поразительно малых коэффициентов вязкости, правда, только в относительно тонком слое. Так, Меерманн [64, 65] исходит из факта неравномерного вращения Земли, доказанного недавно астрономическим путём: «В 1700 г., например, каждая точка земной поверхности находилась примерно в 15 с восточнее, в 1800 г. примерно настолько же западнее, в 1900 г. примерно 10 с восточнее и в 1924 г. свыше 20 с западнее от места, соответствовавшего бы ей при равномерно вращающейся Земле. Поскольку исключено, что Земля как целое осуществляет такие колебания, я усматриваю в этом доказательство того, что земная кора по отношению к ядру совершает дрейф на запад... Если трение возрастает, то западный дрейф уменьшается. Если трение уменьшается, то, наоборот, земная поверхность движется на запад по отношению к гипотетической Земле».

Как в элементах земного магнетизма, так и в вариациях продолжительности суток заметен период в 270 лет; отсюда Меерманн выводит полный оборот коры, равный удивительно короткому времени — 270 лет, соответственно этому, в случае, когда текучесть ограничивается слоем толщиной 10 км, приходит к коэффициенту вязкости в этом слое, равному лишь 103 (такой коэффициент в 21 раз больше коэффициента вязкости глицерина при 0°). Однако пока следует оставить открытым вопрос о том, согласуется ли его результат с реальными фактами. В этом отношении заслуживает внимания работа Шулера [66], в которой показано, что заметное ускорение вращения Земли должно произойти с увеличением полярных ледяных шапок благодаря происходящему при этом приближению масс к оси вращения Земли и в силу закона сохранения момента количества движения. Наоборот, замедление должно было бы происходить при таянии ледниковых масс, когда массы перемещаются в направлении от оси вращения Земли к экватору.

Вопрос о вязкости слоев, расположенных под континентальными глыбами, тесно связан с вопросом о том, превышает ли или нет температура этих слоев точку плавления. Хотя и вероятно, что расплавленная магма при очень высоком давлении может иметь очень высокую вязкость и вести себя поэтому как твёрдый материал (ведь поведение вещества при таких высоких давлениях ещё неизвестно), все авторы, принимающие существование расплавленно-жидкого слоя, склоняются к предположению, что вязкость в этом слое настолько низка, что оказываются возможными большие перемещения масс и конвекционные подкоровые течения. Но как раз по этому вопросу с учётом содержания радия появились совершенно новые точки зрения.

Рисунок 15. Изменение температуры в зависимости от глубины (от a до e) и температуры плавления (S и A) до глубины 120 км (по фон Вольфу)

Рисунок 15. Изменение температуры в зависимости от глубины (от a до e) и температуры плавления (S и A) до глубины 120 км (по фон Вольфу)



На рис. 15 приводится подсчитанное Вольфом распределение температуры в верхних 120 км земной коры при различных предположениях о содержании радия в коре (кривые от а до е). Кроме того, на рисунок нанесены две кривые плавления S и А. Представлены различные кривые в зависимости от предполагаемого материала; S соответствует наиболее низкой возможной температуре плавления на различных глубинах. Как видно по изгибу кривых температуры и наклону кривых плавления, на глубине 60–100 км существует интервал, оптимальный для плавления. Возможно, что в этом месте между двумя кристаллическими слоями залегает расплавленный слой. Уместно спросить: не могут ли на этот вопрос дать ответ сейсмические исследования? К сожалению, это невозможно; они могли бы дать ответ лишь в том случае, если бы расплавленное состояние означало соответственно высокую текучесть, ибо в жидко-текучей среде не могут распространиться поперечные волны, каковыми являются волны S. Однако ныне обычно предполагают, что тот материал, который нагрет выше точки плавления и, следовательно, расплавлен, находится в аморфном стеклообразном, т. е. твёрдом, состоянии. И всё же сейсмические исследования дают некоторые сведения по этому вопросу. Замечено, что при самых разнообразных предположениях о плотности материала его упругое сопротивление деформации, обычно возрастающее с глубиной, на глубине 70 км перестаёт расти и, возможно, даже испытывает временное ослабление. Отмечая этот факт, Гутенберг [104] полагает, что на этой глубине кристаллическое состояние, вероятно, сменяется аморфным стекловидным. Если такое состояние следует рассматривать как твёрдое при анализе распространения сейсмических волн с коротким периодом, то не исключено, что по отношению к силам, которые действуют на протяжении геологических периодов, вещество в таком состоянии обнаружит значительную степень текучести.

В этой связи привлекают внимание также некоторые геологические факты. Некоторые крупные интрузии «гранитной магмы», описанные, например, Клоосом [103] в Южной Африке, показывают, что изотермы плавления гранита в известные периоды истории Земли местами подходили вплотную к её поверхности. Тем более должны были тогда расплавляться породы на глубинах в 60–100 км. Изотермические поверхности не имеют внутри Земли совершенно определённого положения, а изменяются как во времени, так и пространственно. Джоли [56] видит объяснение этому в том обстоятельстве, что под континентальными глыбами температура постоянно повышается вследствие более значительного образования тепла за счёт радиоактивного распада. Это происходит до тех пор, пока такие глыбы вследствие расплавления вещества под ними не станут плавучими. В этом случае они перемещаются по более холодным частям земного шара, т. е. по бывшему дну океана. Действительно, это объяснение подтверждается таким фактом: геотермическая ступень составляет в Европе в среднем 31.7 м (на градус), а в Северной Америке — в среднем 41.8 м. Это примечательное различие, которое в последнее время много обсуждалось, показывает, что более глубокие слои Земли под Северной Америкой холоднее, чем под Европой. Дэли справедливо считает: «Достаточное объяснение этому можно найти в сравнительно недавнем соскальзывании Северной Америки на погрузившуюся кору Тихоокеанского бассейна, который имел прежде более значительные размеры» [67].

Следует, естественно, упомянуть и тех авторов, которые относят явления в самых верхних частях земной коры на счёт «подкоровых течений». Это Ампферер [68], Швиннер [69] и др. По Ампфереру, подкоровые течения переместили Америку на запад. Швиннер предполагает, что в жидком слое вследствие неодинаковой теплоотдачи существуют конвективные течения, которые уносят с собой кору и сжимают её там, где их движение направлено вниз. Кирш [70], опираясь на данные о повышенном радиоактивном теплообразовании в континентальных глыбах, также широко использует идею подобных конвективных течений в жидком слое, вызванных термической неоднородностью. Он предполагает, что под когда-то единой континентальной глыбой происходило избыточное теплообразование (расплавление гранита в Южной Африке), которое привело к циркуляционному движению жидкого субстрата. Последний перемещался по направлению к глубоководному бассейну и здесь погружался вследствие более сильного выделения тепла, в то время как поднятие субстрата происходило посередине континентальной области. При этом благодаря трению материковый покров наконец был разорван, а его части перемещены подкоровыми течениями в разные стороны. Кирш здесь приходит к поразительно большим скоростям течения и соответственно малым показателям вязкости в расплавленном слое.

Все эти работы во всяком случае показывают, что мы не должны теперь догматически подходить к оценкам коэффициента вязкости внутри Земли, а особенно в отдельных её слоях; фактически мы ещё совсем ничего не знаем о них. По этой причине результаты Швейдара не являются решающими, так как они не исключают возможность существования прерывного, относительно жидко-текучего слоя и, конечно, ничего не говорят о том, существовал ли в некоторые древние геологические периоды такой сравнительно пластичный (текучий) непрерывный слой. Однако они ценны тем, что даже при отрицании жидко-текучего слоя все же приводят к таким значениям вязкости, которые допускают перемещение континентов. Следовательно, возможность существования последнего не зависит от того, насколько правы те авторы, которые недавно выступали за существование жидко-текучего основания континентальных глыб по меньшей мере в отдельных районах и в отдельные периоды.

Из сказанного выше видно, что теория перемещения наилучшим образом согласуется с результатами геофизических исследований. Она представляет собой отправную точку для большого числа новых перспективных исследований, которые уже теперь привели к важным результатам. Однако многие детали предстоит выяснить полностью только в будущем.

Можно привести ещё некоторые другие факты наблюдений в области геофизики, которые прямо или косвенно подкрепляют теорию перемещения материков. В рамках этой книги не представляется возможным полностью осветить рассматриваемые здесь разнообразные проблемы. Некоторые вопросы будут рассмотрены в последующих главах.

Следующая статья   |   А. Вегенер: «Происхождение континентов и океанов»