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Springer-Verlag Berlin Heidelberg GmbH

Wolf-Christian Dullo Geologische Vereinigung e. V. (Eds.)

Milestones in Geosciences Selected Benchmark Papers Published in the Journal "Geologische Rundschau"

With 59 Figures, 4 Tables, and 50 Facsimiles

" Springer

EDITEDBY:

Professor Dr. Wolf-Christian Dullo GEOMAR Research Center of Marine Geosciences Wischhofstraße 1-3 24148 Kiel Germany E-mail: cdullo@geomar.de

Geologische Vereinigung e. V. Secretrary Vulkanstraße 23 56743 Mendig Germany E-mail: geol.ver@t-online.de http://www.g-v.de

The contents of this book were also published as a supplement to the International Journal of Earth Sciences, formerly the Geologische Rundschau

ISBN 978-3-642-07919-1 ISBN 978-3-662-08763-3 (eBook) DOI 10.1007/978-3-662-08763-3

Library of Congress Cataloging-in-Publication Data applied for

Die Deutsche Bibliothek - CIP Einheitsaufnahme Milestones in geosciences : seleC\ted benchmark papers published in the journal "Geologische Rundschau" / Geologische Vereinigung e.v. Wolf-Christian Dullo (ed.). - Berlin ; Heidelberg ; New York; Hong Kong ; London ; Milan; Paris; Tokyo : Springer 2003

This work is subject to copyright. All rights are reserved, whether the whole or part of the material is concerned, specifically the rights of translation, reprinting, reuse of illustrations, recitation, broadcasting, reproduction on microfilm or in any other way, and storage in data banks. Duplication of tlris publication or parts thereof is permitted only under the provisions oftheGerman Copyright Law of September 9, 1965, in its current version, and permission for use must always be obtained from Springer-Verlag Berlin Heidelberg GmbH. Violations are liable for prosecution under the German Copyright Law.

http://www.springer.de © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2003 Originally published by Springer-Verlag Berlin Heidelberg New York in 2003 Softcover reprint of the hardcover 1 st edition 2003 The use of general descriptive names, registered names, trademarks, etc. in this publication does not imply, even in the absence of a specific statement, that such names are exempt from the relevant Product liability: The publishers cannot guarantee the accuracy of any information about the application of operative techniques and medications contained in this book. In every individual case the user must check such information by consulting the relevant literature.

Cover design: deblik Berlin

Printed on acid-free paper SPIN 10892653 32/3130/as 543 2 1 0

Contents

Prefaee CH. DULLO, D. BERNOULLI, W. FRANKE

Photographs of authors CH. DULLO

The origins of eontinents A. WEGENER

Are there aneient deep-sea deposits of geologie signifieanee? G. STEINMANN

Amerika and Eurafrika: the origin of the Atlantie-Aretie Oeean A.L. DU TOIT

Stratigraphy of reeent deep-sea sediments based upon foraminiferal fauna W. SCHOTT

No geology without marine geology P.H. KUENEN

The physieal-ehemieal eonditions relating to the formation of salt deposits and their applieation to geologie problems S. ARRHENIUS, R. LACHMANN

The ehemieal and struetural metamorphosis of eoals M. TEICHMÜLLER, R. TEICHMÜLLER

Geoehronology of the last 12,000 years G. DEGEER

On experimental teetonies H. CLOOS

Fluid inclusions with gas bubbles as geothermometers W. CORRENS

Investigating the Earth's erust with the help of explosions E. WIECHERT

The strueture of the Earth's erust in Europe B. GUTENBERG

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W.Ch. Dullo . D. Bernoulli . W. Franke

Preface

This "Golden Volume" of the International Journal of Earth Sciences presents papers published in the Geo­logische Rundschau, which we consider to be milestones in the evolution of Earth Sciences. The idea arose during a board meeting several years aga and was put forward by our former Vice President, Celal ~engör, who argued that many important papers were to be found in our Soci­ety's journal and that they should be reprinted and trans­lated into English. Many of these contributions paved the way to modern Earth Systems Science.

The plan was enthusiastically accepted by all mem­bers of the executive board, however, how to proceed? Which papers should be selected? While browsing through the older volumes of the journal, we discovered a wealth of scientific and intellectual heritage. In view of the large number of potential papers, we decided to in­clude only papers from scientists who are unfortunately no longer among uso Even then, the number of outstand­ing papers remained far too high. Therefore, we decided to concentrate on a few of the most important scientific contributions, which are still valid today.

We are grateful to all who helped to make this selec­tion. In particular, we would like to acknowledge the ad­vice of Eugen Seibold. Furthermore, we thank all the translators of the German texts. Sometimes it was a diffi­cult task to shape the old-fashioned language into proper English. Therefore, some of our colleagues chose a freer translation. For those, who would like to compare the translation with the original version, the latter is included as a facsimile which is reduced in size, but still readable. This makes the Golden Volume a still more important source for the history of our science. We also discussed whether we should redraw the graphs and figures. We fi­nally decided to include them as facsimiles within the translated text, because the original illustrations reveal a lot about the personal style and the power of imagination of the authors and, at same time, document their thoughts in a historical context.

The bouquet of papers starts with Alfred Wegener's paper on the origin of continents, the first formulation of his hypothesis of continental drift. Our Society is very proud to have this pioneer of modern geology among its early authors. During the 1920s and the 1930s of the past century, when the Anglo-Saxon mainstream of geology

was firmly rooted in fixism, Geologische Rundschau ac­cepted papers with a mobilistic, global perspective of which Gustav Steinmann's and Alexander Du Toit's arti­cles are brilliant examples. Combined with the early in­terest in marine geology, documented in the papers by Schott and many others, they laid some of the founda­tions for a modern global geology which included not only the continents, but also the oceans; indeed, "No Geo­logy without Marine Geology" (Ph. H. Kuenen)!

Already in its first year, the Geologische Rundschau was defined as a "Zeitschrift für Allgemeine Geologie" which, in modern terminology, means process-oriented. The papers dealing with fundamental geological processes span a time interval of 40 years, from Arrhenius and Lachmann's (1912) classic work on evaporites to the seminal study on the metamorphism of coal by M. and R. Teichmüller (1954). Historical geology is represented in the article by de Geer, which is probably the first seri­ous attempt to establish a numerical chronology for the latest Quaternary. Experimental studies include the pub­lications by Hans Cloos and by C.W. Correns. Together with the classical geophysical papers of E. Wiechert and Benno Gutenberg, they document the wide scope and the interdisciplinary approach of the journal.

Articles published in Geologische Rundschau were originally called "Aufsätze", which is best translated by the word "essay". Many of the most stimulating essays included new ideas which were often in conflict with conventional wisdom. As a consequence, the journal was always a place of scientific debate on a high intellectual level. Outstanding examples include the discussion meeting on the Atlantic Ocean and Continental Drift (1939), or the controversy between Stille and Gilluly on episodicity or continuity of orogenic movements (1950). It was a common feature of these contributions that they were directed towards what we now call Earth Systems Science and is still in the limelight of our journal.

With this selection of benchmark papers, the Geo­logische Vereinigung wants to pay tribute to those out­standing scientists and teachers, who had close ties with our Society. Their classical publications promoted our un­derstanding of Planet Earth and its evolution, and are the Society's grateful contribution to the GEO-year 2002.

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Some of the authors whose articles have been published in this issue.

Unfortunately, it was not possible to obtain photographs from all the authors.

Alfred Wegener Gustav Steinmann Wolfgang Schott

Phillip H. Kuenen Richard Lachmann Marlies und Rolf Teichmüller

Gerard de Geer Hans eloos

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Carl W. Correns Emil Wiechert Benno Gutenberg

A. Wegener

The origins of continents Geol Rundsch 3:276-292

Translation received: 28 February 2002 © Springer-Verlag 2002

Introduction

The following is a first attempt to explain the origins of large Earth features, or the continents and ocean basins with a comprehensive principal, namely continental drift. Wherever on ce continuous old land features are inter-

Lecture held on the general meeting of the Geologische Vereini­gung in Frankfurt a. M. on 6 January 1912. The following is an ex­tract from a larger work with the same title that appears on Petermann's communication. The essential contents of this study were presented during the annual meeting of the Geologische Vereinigung in Frankfurt a. M. under a title "Die Herausbildung der Grossformen der Erdrinde (Kontinente und Ozeane), auf geophysikalischer Grundlage "and again on 10 January at the "Gesellschaft zur Förderung der gesamten Naturwissenschaften zu Marburg" with the title "Horizontalverschiebungen der Kontinente".

Translated by Roland von Huene

Translation note: This translation was made onboard the research vessel Sonne during a scientific cruise. After leaving the harbour I discovered that the file of my initial work was lost and begin again. My German shipboard colleagues became my technical dic­tionary. As a scientist rather than linguist or translator I attempted to compose an easily read English account conveying ideas rather than a literal conversion from the original German. The reader searching for an exact literal translation should consult the original German text. Foremost in this effort was to show Wegener's think­ing and his construction of the continental drift argument. I tried to avoid terms employed in plate tectonics but soon found it diffi­cult not to occasionally use the term plate for "Scholle". Wegener picked up on many arguments voiced by others of the time and as­sembled them into his own comprehensive argument. Indeed, from today's perspective, and by his own admission, strong arguments were mixed with weak and fallacious arguments, so it was easy for opponents to refute the latter and thereby claim that the whole sci­entific argument was wrong. I remember seminars of my student days at UCLA where the whole idea was lambasted because there was no discontinuity at the proper depth to slide continents half way around the Earth. ] was amazed during translation how much of the present "new geoscience" is contained in this initial paper and in the works of Hein, Suess, Wallace, and others of the time.

R. von Huene (~) 2910 North Canyon Road, Camino, CA 95709, USA e-mail: rhuene@mindspring.com

rupted at the sea, we will assume continental separation and drift. The resulting picture of our Earth is new and paradoxical, but it does not reveal the physical causes. On the other hand, even with only an initial argument, many surprising simplifications and interdependent con­nections are evident so that it seems correct to substitute the new more usable working hypothesis in place of the old hypothesis of submerged continents. The long life of the latter comes from its usefulness as a counter-argu­ment to ocean permanence. Despite its broad basis, I would prefer that the new principle be used as a work­ing hypothesis until exact astronomical measurements establish a more lasting basis for the horizontal move­ments. In judging single aspects of the hypothesis one should remain aware that in the first version of such a comprehensive idea single mi stakes cannot be avoided.

On the basis of general geology and geophysics, we will first discuss how, if at all , large horizontal drift of continents in an apparently stiff Earth crust can occur. 1

Thereafter, we will make an initial attempt to follow the existing rifts and movement of the continents in Earth history. The connection of continental drift with the con­struction of major mountain ranges will be revealed, and finally we will discuss the closely connected polar wan­der and the measurement of continual continentaI move­ments.

It has been said that the idea of rigid areas rifting apart has aI ready been often brought up. W.H. Pickering uses it in connection with the obviously false hypothesis of extraction of the moon from Earth, during which America parted and drifted from Europe and Africa. More important is a work by Taylor in which he pro­posed the Tertiary separation of Greenland from North America and connects it with the building of the Tertiary mountains.

For the Atlantic he assumes that only a small part was accomplished by the pulling away of the American con­tinent and that the Mid-Atlantic Rise is the remains of

I This part is extremely condensed. Please note the more detailed discourse in Petermann's Mitteilungen.

the connecting segment. In the following we interpret the rise as a former rift feature. One finds that Taylor's work contains some points that are in the following presenta­tion, but he failed to realize the immense and extensive consequences of such horizontal movements.

Geophysical arguments

Heim, in 1878, described the continents as broad mas­sive elevated platforms. And, in fact, the hypsographic curve of the Earth's surface shows clearly that there are two main elevations, namely the surface of the conti­nents (700 m above) and the deep sea floor (4,300 m be­low sea level). The lowest parts of the continents lie up to 500 m below sea level (the shelves). European geolo­gists for the most part accept the contraction theory, which is so dramatically illustrated by the dried apple. Suess summarizes it in the expression, "it is the collapse of the Earth with which we live". In the time since this useful analogy was proposed by Heim serious consider­ations have been raised and E. Boese, for instance, char­acterizes the current rationale. The contraction theory is no longer widely accepted and in the interim no theory has been found that completely explains all circumstances observed. In particular, the contraction theory must be abandon because of geophysical considerations. The seminal apparent principal that the Earth is cooling has not remained untouched because, from research on radi­um, the question has been raised as to whether the tem­perature of the Earth's interior is increasing. Because one can say that in all likelihood the Earth's core is formed of compressed nickel steel, it is apparent that simple cooling is not sufficient to account for the large folds in the Earth's shell, especially since the recognition of large folded overthrnst sheets. The inferred stress in the outer skin and concentrated contraction of only a single side of a great circle has been found impossible. Molecular strength is insufficient to support the thrnsting of a lOO-m­thick sheet over another. The sheet of rock would not move, but beak into pieces (Rudzki) or as Loukasche­witsch says it "les forces molaires l'importent sur les forces moleculaires". The Earth's outer shell could in this way experience a weak and above all very uniform roughening as Ampferer, Reyer and others have correct­ly put forth. Furthermore, it is difficult to envision how the processes of Earth contraction in one instance causes roughening and, in another, the subsidence of enormous areas and development of horsts. Above all, these ideas are contradicted by gravity observations, showing that the floor of the ocean is composed of more dense and different material than the continental areas. These un­substantiated conclusions have been justified on the ever clearer evidence that essentially all sediment on the con­tinents originated through gradual transgressions. The dubious teachings regarding permanence of the oceans can be attributed to such names as Dana and Wallace, which Bailey Willis declared "outside the category of debatable questions". With justification, European geolo-

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Fig. 1 Schematic seetion through a continental margin

gists hesitate to accept this teaching because we cannot see how the wide earlier land-bridge could span the ocean. We remain skeptics regarding the unsubstantiated collapse of the Earth. Both sides derive key premises, which are further elaborated. We will attempt to show that the basic premises of both views can be answered through rifting and horizontal drift of the continents.

The gravity measurements at sea, namely those of Hecker, show that the ocean crnst is not only composed of material of greater density than the continents, but that the density is equivalent to the mass deficit of the ocean water and thereby compensates for the oceans. The many investigations of isostasy are weIl known, both those regarding methodology, but also its validity. I will not go into these, but point out that for larger re­gions such as continents and oceans, or for large moun­tain masses, one can assurne isostasy whereas for single mountains and particularly plateaus, the total mass is supported, but not isostatically compensated. Other fea­tures of unknown tectonic strnctures are similarly un­compensated.

One can visualize the boundaries between the light material of the continents and the heavy material of the ocean floor in various ways. The presentation of Airy (1855) which was then used by Stokes and more recently by Loukaschewitsch that a dense magma supports a thick light continent and a thin heavy ocean, is currently ac­cepted. In the following, we take another tack that is equally justifiable and, as will be shown, has other ad­vantages. It is pictured in Fig. 1. Continents are pieces of lithosphere embedded in a heavy material.

One can assurne that the thickness of continental plates is around 100 km. Hayford found from deflection of the vertical in the Uni ted States a value of 114 km, al­though not without some questionable assumptions. Hel­mert, using another approach, namely pendulum mea­surements at continental margins, came to a similar value of 120 km. Recent1y, Kohlschuetter came to the same result using the same approach. If we take the view that an approximate middle va1ue is 100 km, then 50 km may be in order for some places in the world and one can expect 200 km in others. The variable heights of the sea must correspond with a strong variabi1ity in thickness of the lighter plate. Similar conclusions with larger uncer­tainty in the numbers are encountered in earthquake re­search. It was not just determined through waveforms in the Eigenperiods of the Earth's crnst (Wiechert), but also with the help of reflected rays from earthquake data and from the source depths of earthquakes.

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Fig. 2 Seetion along a great circle through South America and Africa which are shown as separated large features

To illustrate the large-scale relationships, Fig. 2 con­tains a section through the Earth along a great circle be­tween South America and Africa. The unevenness of the Earth's surface and the great deeps of the Atlantic Ocean are small enough to be contained within a circular line describing the Earth's surface. For comparison, the fig­ure also contains the iron core of Wiechert and the main atmospheres: the nitrogen sphere, water sphere and an upwardly unconstrained sphere, the theoretical Geokor­onium. The zone of clouds (troposphere) is not thick enough to be shown.

It is now necessary to clarify that the sediments are an unremarkable part of continental structure. Commonly, the total thickness of sediment is cited in multiple kilo­metres and these are maximum values because in adja­cent areas the source of these sediments is exposed. But only when we consider isostasy does it become obvious how little sediment is visible in the larger features. If the sediment were striped from the continents, the Earth would rise to the same level again and the Earth's relief would change little. From this it is obvious that conti­nental plates are forms of a higher order compared with the secondary and more superficial role that erosion and sedimentation play. They can develop into a basement rock whose fundamental nature is not arguable. If we constrain ourselves to the major representative rock type, one could say the continents are gneiss.

In his great three-volume work "Antlitz der Erde", Suess (pp. 626) introduced the name 'sal' for these rocks whereas eruptive volcanic rock was called 'sima'. The latter differ not only chemicaIly, but also physically from the former. They vary greatly and are on average denser than salic rock with a 200-300° higher melting tempera­ture. The assumption is not too remote that dense materi­als of the oceans are identical to sima, an assumption that is confirmed numerically with specific gravities. The continents are 2.8, and from the ocean deeps a spe­cific gravity of 2.9 can be calculated. This is a good average value for sima.

In considering further the physical properties of these rocks, as weIl as the assumed temperatures for the

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Fig.3 Hypsographic curve of the Earth's upper layer: a in the future, b the present, C in the past

Earth's interior, one concludes that both materials, sal and sima, must be plastic. It also concerns the paradoxi­eal, as exemplified by black taro If you let a piece sit for longer time it flows by itself: small lead pellets sink into it after a time; but when dealt a hammer blow it shatters like glass. The duration over which such materials react is a factor. From this overview one must conclude that there are no objections to possible, unusually slow, but large horizontal movements of the continents under a steady force during geologie time.

Because mountain building indicates continental con­traction where the surface contracts and the thickness in­creases, and because such mountain building occurred during all geologie periods, one can explain the gradual elevation of the continents above the oceans. This pro­cess must be one-way because there cannot be a pull to undo contractile deformation, only a rifting of the conti­ne nt. We have a progressive process through which the probable conservative salic Earth's crust looses area and gains thickness. Figure 3 illustrates this with hypso­graphie curves for the past and future. During early an­cient time, a roughly 3-km-deep Panthalassa covered the whole of the Earth's surface, and the sea was not divided into shallow and deep areas until the continents emerged. The process has not ended yet and will only be finished after a further uplift of 0.5 km. In this way, past trans­gressions of a larger extent than the current ones can be explained.

During the rifting of plates, the underlying hot sima must be released, which produces submarine lava flows. This appears to be the case along the mid-Atlantic swell. Because submarine eruptions are silent and the fee der pipes allow lava to rise only to isostatic equilibrium, and if there are no unusual pressures to drive lava higher, the opening of a rift will produce no catastrophic displays. The trailing flank of rifted blocks will be less volcanic than the frontal flanks where pressure is greater. Perhaps this is an explanation for the non-interdependence of volcanoes and rifts as noted by Geikie and Branca.

From the above, one must expect that because of large horizontal movements there are periods in the

Earth's history of accelerated and diminished volcanism. Note that, in fact, the time of greatest drift assumed by us, the Tertiary, is recognized for vigorous volcanism whereas, during the prior Jurassic and Cretaceous, drift and volcanism was less.

We are not yet able to explain the cause of drift. It is likely to be attributed to extraction of the moon from Earth, wh ich is consistent with a preference for rifting along meridians. This is shown by the shapes of the con­tinents, namely the convergence of oceans toward the poles. Currently it is easiest to recognize toward the old South Pole where the rift configuration has not been dis­turbed by contraction. Also in the Bering Strait, where the North Pole was probably located in earlier times, land pinches out, only here, through later contraction, the configuration was altered. Perhaps at some time conti­nental drift may be considered coincident with currents in the Earth. I believe the time has not yet come for an analysis of cause.

Geological arguments

Faults bordering graben

Before we follow processes of continental division and contraction through the Earth's history, be advised that a first attempt will be incomplete regarding some points and possibly wrong in others. The attempt must be eval­uated. Once the main points are established, it will be no problem for further research to extract the mistakes.

In studying the tectonics of graben faulting, the gravi­ty measurements are ignored and most persons are satis­fied after establishing that the upper layers of the Earth are depressed along linear trends. But gravity measure­ments show that, in most cases, the specific gravity of material under the graben is greater than that of the adja­cent area. So we must assurne that we are dealing with a rift in the continental crust in which heavier sima has ris­en to establish an isostatic balance. As one can compute, when the sima is still 3.5 km deep, such a deep rift will naturally be filled with slides from the graben sides so that it is no wonder when a fill of surface materials oc­curs similar to what Lepsius showed from drilling in the upper Rhine valley. In my opinion, we can consider all graben as the beginnings of rifts. It may be that we are dealing with some truly recent structures, whereas others may be older attempted rifts in which the forces have re­laxed. A very interesting example is the east African gra­ben and its continuation through the Red Sea to the val­ley of Jordan. Suess considered this from purely geolog­ic evidence as a large eleft. Kohlschuetter made aseries of gravity measurements in this area of which most are out of isostatic balance and, except for the obvious de­fects in structure, they indicated a low density layer. With this overall picture of rifts, which penetrate into, but not through the continent, the heavy sima has not completely risen in them. The graben forming the conti­nental margin show an isostatic compensation. That

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means that here the heavy sima rose fully up into the wide rift. This holds true for the width of the Red Sea as was found by Triulzi and Hecker.

Atlantic and Andes

The general parallelism of the Atlantic coasts should not be underestimated as an argument that these boundaries represent a huge broadened rift. With only a cursory look at the map one recognizes similar mountain ranges on either side (Greenland and Scandinavia), fault zones (Middle America-Mediterranean) and planar regions (South America-Africa) with congruent morphology. In addition, in the parts that are best known, namely Europe and North America, the rocks have continuity on either side. Suess discussed this relationship in various places in his great work. The northern zone is composed of gneiss on both sides; in western European terrains it is the gneiss zone of the Lofoten and Hebrides, to the west is the gneiss massif of Greenland. Also the west coast of Davis straits and Baffin Bay is composed of a gneissic mountain range that can be followed southward through Cumberland and Labrador to the Belle-Isle Strait.

Most convincing are the comparisons between the Carboniferous southern foothills structures of the moun­tains called the Amorican by Suess and their apparent continuation as the Carboniferous coal deposits of North America, as first pointed out by Marcel Bertrand (1887). These locally well-eroded mountains emerge from the interior of the European continent in an arc that begins WNW and then trends west along the west coast of Ireland and Brittany to build a wildly deformed coast (the so called Rias coast). It would be contrary to all pre­vious learning to consider the Rias coast between Dingle Bay and La RocheIl as the natural termination of this massive structure. Its continuation is to be found under the Atlantic Ocean (Suess).

The continuation on the American side are the Appa­lachians in Nova Scotia and Newfoundland that trend seaward. Here the Carboniferous fold belt is deformed with a northward vergence, like the European deformed belt, with the typical geomorphology of a Rias coast. Its trend changes from north-east to east. Carboniferous fau­na and flora are not only identical, but the ever increas­ing collection of older strata are identical as weIl. The many investigations of Dawson, Bertrand, Walcott, Ami, Salter and others are beyond the scope of this discussion.

This ripping apart of these transatlantic "altaiden", as Suess called them, exactly across from each other, is the strongest case for the juxtaposition of these coasts. Older assumptions, that the connecting mountains sunk into the Atlantic as proposed by Penck, run into difficulty be­cause the missing part must be longer than the known part.

Further south, the regions are not sufficiently weIl in­vestigated to draw comparisons. Yet B. Le Gentil be­lieves that the High Atlas continues to the Canary and Cap Verde islands and then the Antilles. Based on a

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comparison of flora and fauna, Engler came to the con­clusion that a continental connection existed between coastal points, namely northern Brazil south-east of the Amazon river mouth, and the Bai of Baifra (Kameroon). Suess, in comparing both sides of the Atlantic, comment­ed on a striking similarity with the results of Engler. However, a detailed comparison remains for future in­vestigation.

In addition to this so-to-say anatomical description, two interesting questions, which in perspective may ap­pear particularly important, will be touched on only briefly. First the question if on the basis of palaeontolog­ical descriptions we can possibly make the connection between America on one side and Europe and Africa on the other up to a specific point in time. Secondly, if this is the case, when did separation occur? Both of these fa­miliar questions have long been worked on and every new theory that comes along is immediately used to cor­rect previous assumptions. These questions are indepen­dent of whether one assumes continental drift or submer­gence of a land bridge. On these grounds it is sufficient to give a short sketch as to what has previously been concluded. First, let's bring up the points that have made palaeontological results difficult for us: the transgres­sions. Even for gradual transgressions that can be divid­ed by their fauna and flora, the decision of whether the division is from rifting or transitional seas is difficult.

Concerning South America and Africa, biologists and geologists are in close agreement that a Brazilian-Afri­can continent existed in the Mesozoic2• V. Ihering called it "Archhelenis". The newer work of this author and oth­ers like Ortmann, Stromer, Keilhack and Eigenmann date the separation with increasing certainty in Tertiary time and specifically at the end of the Eocene or beginning of the Oligocene3. The exact determination of the time is naturally the object of further palaeontologic research. In our hypothesis the great and nearly meridian al rift was formed during this time and the opening of the Atlantic began.

A broad connecting land is also assumed between Europe and North America in older Tertiary time, mak­ing similarity of coastal configuration possible. Already in the Oligocene it slowed and in the Miocene it stopped altogether. We can assume that the opening of the rift migrated slowly from south to north. Later rifting took place in Europe and North America, at least in the far high northern latitudes of Scandinavia and Greenland. In our view, North America, Greenland and Europe were still connected during glaciation and the sheet of ice had a much smaller extent than has been assumed till now. This does not simplify our understanding of the glacial phenomenon. The picture also agrees with the fact that a steppe climate dominated Europe during interglacial

2 For comparison, among others: ARLDT, "Die Entwicklung der Kontinente und ihrer Lebewelt. Leipzig 1907. 3 According to Haug and Kayser the separation took place before the beginning of Miocene, V. Ihering, Ortmann and Stromer date it Eocene, Stromer and Eigenmann suppose that there was still a connection in late Eocene.

time, as shown by the many remains of steppe animals and is not explainable considering the current proximity of the deep ocean in the west4. So, in these times, the North Atlantic was a small arm of the sea that could not yet influence the climate of Europe.

A further interesting relation occurs between North and South America. As Osborn first thought, and was developed further by Schaff, an unconstrained connec­ti on between these two continents existed until the be­ginning of the Tertiary time, broken only towards the end of the Tertiary (Pliocene according to Kayser), to be then re-established in its present form. Until now this pre-Ter­tiary land-bridge was sought in the area of the Galapa­gos. We assume it was simply constructed of the north­western African area and was broken during rifting of the Atlantic. It was re-established simultaneously with folding of the Andes in its narrow form.

Because folding of the Andes is of the same age as opening of the Atlantic Ocean, a concept of its origin is a given. During rifting, the American continents migrated westward against the probably old and rigid Pacific Ocean floor, which caused the broad shelf with its thick sediment to contract into folded mountains. This exam­pIe shows that the salic crust can also be plastic and the sima can behave relatively stiffly. We can assume it like­Iy that sima also deformed so that folding of the Andes does not require a shortening equivalent to the full width of the Atlantic. If we consider the earlier discussed nap­pe construction, which like in the Alps involved a four to eight times wider area before folding than after folding, then I see nothing contrary to this combination of drift and mountain building.5

Gondwanaland

If we apply our previous insights regarding the associa­tion between folding and horizontal drift onto the Tertia­ry folding of the Himalayas, we find aseries of surpris­ing relations. If every plate that produced the highest mountain on Earth during collision were of the same size as nappe theory predicts the plates of the Alps were, then a long peninsula must have extended from India whose southern extremity reached the extremity of South Africa. This contractional collapse of a long peninsula explains the unique conditions that surround India "ringsum ein Bruchstueck" Suess.

Indeed, based on palaeontology, this kind of an ex­tensive Indo-Madagascar peninsula called "Lemuria" has been assumed for some time. Before its inferred

4 They are sometimes explained by the eastern wind associated with the zone of high pressure above the sheet of ice. Yet, that should not be present in interglacial periods when there are no sheets of ice. 5 The author would like to point out especially that it was neces­sary to use a schematic presentation. Particularly in North Ameri­ca only the western most ranges of the Cordillera are of Tertiary origin, and are getting progressively older towards the east. Of course, only Tertiary folds can be related to the separation of America from Europe.

submergence it was for a long time attached to the Afri­can block and was then separated from it by the widen­ing Mozambique Channel. In our opinion, it migrated north because of the wide meridianal rift. According to Dacque and others, this rift had already formed in the first period of the Mesozoic, namely the Triassic, be­cause in the early Jurassic (Lias) the separation had tak­en place. Douville also concludes that Madagascar had no connection to Africa in the Triassic. If this is true, this rift between the Indian Peninsula and Africa formed earlier than the one in the South Atlantic Ocean. Contraction of the Indian peninsula was proba­bly not active until the Tertiary and apparently it con­tinues today.6

Furthermore, palaeontological discoveries leave no doubt that Australia once had a direct connection with India, as South Africa and South America once had. This extensive continent, recognized by its current rem­nants of unchanged size, is called "Gondwana-Land". We must ass urne that the Australian continent was also part of the ancient continent that separated during the course of geological time. Australia's separation from Africa and India appears to have occurred at the same time (Triassic) as the latter two separated from one an­other. In the Permian these were connected as will be shown in more detail below, and in the Jurassic they were not. On the other hand, Hedley, Osborn, and oth­ers state that a connection with South America re­mained until the Quaternary. This connection probably went through the South Polar continent, but because of little knowledge about this continent the connection is uncertain. Meanwhile it appears that the west coast of Australia was earlier connected with the east coast of India until the Triassic as previously mentioned, where­as the south coast was still bound to the Antaretic. Thereafter, the Antarctic continent migrated from South Africa to the Pacific side in a similar manner as South America. The large mountain chain, of which we only know the ends in Graham-Iand and Vietoria-Iand, is considered by many to be a direet eontinuation of the Andes. Australia only parted in the Quaternary and along its east co ast it still maintained eonneetion to the Antarctic Andes, which later became New Zealand. These ideas should be viewed as an initial eonjecture as mentioned before.

The map of the Australian area seems of importance in that this continent and its projeetion New Guinea travels north, and collides with the southern projection of India. Wallace first noted the great difference between the Australian and New Guinean faunas eompared with the sub-Indian ones of Sunda, which are currently eon-

6 In geology, mountain building is commonly regarded in the con­text of a one-sided force. In particular, the Himalayan mountain building is regarded as coming from the north and not the south. On the contrary, the well-known principle in physics of equal and opposite forces must be noted. Observed asymmetrical structures do not result from one-sided forces, but from other factors such as the differences in size and thickness of the plates, or frictional be­haviour that neutralizes the above arguments.

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sidered fortuitousJ Wh ether the high mountains of northern New Guinea are a product of this northward drift is not yet definitive.

Permian glaciation

One of the strongest proofs of these ideas are to be found in Permian glaciation (some say Carboniferous), the trac­es of which have been observed at some places in the southern hemisphere, but are missing in the northern hemisphere. This Permian glaciation was the concern of palaeogeographers. These undoubted moraines on abrad­ed basal surfaces are found in Australia8, South Africa9,

South America 10 and above all in east India. Koken showed in a special treatment of this subject

and on a map with the current distribution of land, that such a large extent of apolar ice cap is impossible. Even if one considers the South American discoveries uncer­tain, which is hardly possible anymore, and we place the pole in the best position namely in the middle of the In­dian Ocean, the most distant inland ice is still 30-33° across. With a glaciation of this magnitude no part of the Earth's surface would have been ice free. With such a south polar location, the north pole would fall in Mexico where no trace of Permian glaciation is found. The South American glacial outcrops would lie on the equator.

Therefore, without continental drift, the Permian gla­ciation poses an insoluble problem. As Penck has stated, even without all the other arguments, these conditions have brought forth "die bewegung der Erdkruste im hori­zontalem Sinne als eine ernsthaft in Erwaegung zu zie­hende Arbeitshypothese das Auge zu fassen" (horizontal movement of the Earth's crust is to be viewed as a devel­opment of a thoughtful working hypothesis).

If we apply the ideas previously developed and recon­struct the Permian glaciation, all the glaciated areas are concentrated at the pointed south end of Africa, and it is only necessary to place the south pole in a greatly re­duced area. This appears to remove the unexplained points. The north pole was located approximately in the Bering Strait. We will return to the old pole loeation and the migration of the pole below.

Atlantic and Pacific side of the Earth

The gross morphological differences between the Atlan­tic and Pacific sides of the Earth have been no ted for

7 "Wallace's border", which mainly applies for mammals, runs through the Lombok Strait between the Sunda Islands of Bali and Lombok and through the Massakar Strait, thus it does not com­pletely correspond to the tectonic continental margins any more. 8 Victoria, New South Wales and Queensland, as weil as Tasmania and New Zealand. 9 Lately, similar block clays have been found in the state of Congo and in Togo. 10 In Brazil, the Province of Rio Grande do Sul, and north-westem Argentina the layers are still poorly investigated. According to the Swedish expedition to the South Pole, there appear to be similar traces on the Falkland Islands. See E. Kayser, Lehrb. der. geol. Formationslehre, 4. Aut1. 1911, S. 266.

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some time. Suess described them in the following way: the structural trend of folded mountains, rugged Rias coasts, which indicate the submergence of mountain chains, normal fault scarps and plains compose the vari­able borders of the Atlantic Ocean. A similar structure occurs in the Indian Ocean eastward to the Ganges river mouth, where the end of the Eurasian mountain chain reaches the sea. The west coast of Australia also has an Atlantic structure.

With the exception of apart of the middle American coast in Guatemala, where the sweeping cordillera of the Antilles has terminated, all well-known borders of the Pa­cific Ocean consists of folded mountains with a seaward vergence. The outer structural trends are either borders of the land or fringe them as peninsulas or chains of islands. Around the Pacific, no landward facing mountain flanks meet the sea and no plains extend to the coast.

This morphological difference between Atlantic and Pacific has been noted by many others. Becke (1903) recognized a difference between Atlantic and Pacific volcanic lavas. The Atlantic lavas were more alkaline, containing Na, whereas the Pacific lavas are poorer in al­kaline components and richer in Ca and Mg. There­fore, Suess poses the question "ob das Zureucktreten von Ca und Mg in der atlantischen Erdhaelfte nicht mit dem Fortschreiten der Erstarrung in verbindung stehen Koennte" (whether the depletion of Ca and Mg in the Atlantic half of the Earth could be connected with solidi­fication processes ).

Furthermore, a systematic difference occurs in ocean depths. Kruemmel gives an average depth of the Pacific Ocean as 4,097 m and that of the Atlantic as only 3,858 m, whereas the Indian Ocean, with its half Atlantic and half Pacific character, has a 3,929-m average depth. Also the west Atlantic is shallower than the east Pacific. The relation is seen in the deep sea sediment. The red, deep sea clay and radiolarian mud, the two real abyssal sediments, are confined to the west Pacific and the east­ern Indian Oceans whereas the Atlantic and west Indian Oceans are covered with "epilophischem" sediment, whose larger calcium content is a result of shallower wa­ter depths.

As obvious as these differences may be, little was known as to how they could be explained. "the funda­mental reason for the difference between the Atlantic and Pacific hemispheres is not known" (Suess). Our hy­pothesis makes the reasons for this basic difference self­explanatory. Opening of the Atlantic requires extensive shoving of the continent against the Pacific Ocean. An extensive pressure and contraction occurs along the Pa­cific coast with each Atlantic tug and rift. The first rif­ting began off South Africa in Triassic time according to our postulate. This is consistent with the absence of folding after the Permian in Cape Town mountain. In Saharan Africa folding stopped after the upper Silurian along the Armorican Line. One can assurne that every broadening rift that brought contraction and compression to the Gondwanan Pacific margins began in earliest geo­logic time and ended some time aga when Atlantic-form-

ing forces stopped. It is not unimportant that the picture we have drawn of a great age for the Pacific is con­tradicted by other observations. We certainly have no possibility of establishing this age without question. The sharks teeth of Tertiary age, which are found enclosed in red clays of large Manganese nodules, and also the many meteoritic spheres, mean only that the nodules are formed slowly, as according to many investigators. Be­cause they are also found in the deepest parts of the At­lantic, below 4,000 m, their origin is obviously more a function of depth rather than time. The views of Koken, Frech (Lethaea palaeoyoica) and others, that the Pacific has existed for a geologically long time, is generally ac­cepted by geologists and oceanographers.

Perhaps we have now won the opportunity to explain the differences in ocean depths. Because we must as­sume regional isostasy for the seafloor, the difference, according to our postulate, indicates that the older sea­floor is denser than the younger. The idea is not out of hand that fresh vesicular expanses of sima, as in the At­lantic or the western Indian Ocean, are not only less rig­id, but also retain a higher temperature (perhaps around 1000 in the middle of the upper 100 km) than the cool, older strong seafloor. And such a temperature difference is probably sufficient to explain the relatively small com­parative differences in depths of the large ocean basins.

Polar wander

Despite the broad and justified view brought from a geo­logical perspective against assumptions of polar wander­ing, it is exactly from this same perspective that so much material has been recently discussed regarding extensive polar movement. This information can be regarded as substantiated. During Tertiary time, the North Pole wan­dered from the side of the Bering Strait towards the At­lantic and in the same way the South Pole wandered from South Africa towards the Pacific.

In the two oldest divisions of Tertiary time, namely the Palaeocene and Eocene, the western European cli­mate was definitely tropical. Also, in the Oligocene, palms and other evergreens were distributed along the current coasts of the Baltic Sea. Upper Oligocene rock of the Wetterau contains much wood and the remains of fossil palm leaves. But in the beginning of the Miocene, there were many subtropical plants in Germany such as rare palms, Magnolia, laurel, myrtle, etc. These later dis­appeared as it became progressively colder so that in the last part of the Tertiary, the temperatures in middle Eu­rope were not much different from current ones. Then followed glaciation. These changes clearly showed the approach of the Pole. The same polar wander is observed outside Europe. At the beginning of the Tertiary, when the Pole was in its old position, classical investigations like those of Heers, show beach, poplar, elms, oak and even "taxodien", banana, and Magnolia on Greenland, Grinnell land, Barren Island, Spitzbergen, - locations that are currently 10-220 north of the tree line.

That we are in faet dealing with a ehange in Pole po­sition and not a climate ehange over the whole Earth is shown by the investigations of Nathorst regarding the Tertiary flora of east Asia. He eonc1udes that the c1imate of this area underwent a warming during European gla­eiation. He positioned the North Pole at 700 N and 1200 E. The strongly polar Tertiary flora of the new Siberian islands was at 800 N during that time. The flora of Kamehatka, the Amur lands, and Sakalin had a some­wh at warmer eharaeter and latitude of 67-68°, whereas flora with an even warmer eharaeter sueh as those of Spitzbergen, Grinelliand, Greenland, ete., had evergreen trees and were outside the polar eircle at that time, with latitudes of 64, 62 and 53-51 oN, respeetively. Other au­thors, like Semper, eame to similar eonclusions and the reality of these large wandering paths ean no longer be seriously doubted.

It seems impossible that during its Tertiary wander­ing, the North Pole eame direetly to its present position and has remained here unehanged sinee glaeial times be­eause its loeation would have been 10° from the border of every large eontinental iee eap. In those times the gla­eiers had a distribution similar to the eurrent Antarctie iee eap and eovered north Ameriea and Europe. Natural­ly it ean be assumed that the Pole was first at least 10° farther toward Greenland and wandered baek to its pres­ent position sinee glaeial time.

It is of great interest to reeonstruet the eoeval loeation of the South Pole. If the North Pole was translated 30° toward the Bering Strait, so the South Pole must have lain 25° south of the Cape of Good Hope or on the South Polar eontinent that apparently reaehed this latitude in those times. In the better known parts of the southern hemisphere very few, or perhaps no signs of glaeiation would be expeeted. Contrary to this is the previously dis­eussed Permian glaeiation during whieh drift was greater (perhaps 50°). At that time, the North Pole was far from the Bering Strait in the Paeifie, but here, after eonsider­ing the evidenee, we are persuaded to remain more cau­tious beeause our pieture of the shapes of the aneient eontinents beeomes inereasingly unclear. Therefore, it seems to me that investigation of eonditions in even old­er geologie times, sueh as the traees of pre-Cambrian glaeiation of China (in the Zangtse area), in south Aus­tralia near Adelaide (Willis), and apparently also in Nor­way (Hans Reuseh) is not worthwhile.

Only a unique situation is eonsidered. Green and Em­erson have eoneerned themselves with the great Mediter­ranean zone of deformation that eircles the Earth, and eonc1uded that it is an old equator. In faet this eould be the equator for all assumed Mesozoie pole positions dur­ing whieh time the North Pole was in the Bering Strait and the South Pole was south of Afriea. Even if there are some doubts about the eoneepts of these authors, it is worth eonsidering that this deformed zone might be the result of extraetion of the moon from the Paeifie, whieh affeeted the equator most.

Of greatest importanee for an understanding of all ob­servations is that major polar drift is apparently eoeval

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with the greatest eontinental drift. Partieularly evident is the temporal correspondenee between opening of the At­lantie and the most believably established Tertiary polar wander. Also, the relatively small return wander of the North Pole sinee glaeial times ean be eorrelated with the separation and drift of Greenland and Australia. Thus, it appears that large eontinental drift is the eause of polar wander. In any event, the pole of the Earth's rotation must follow the "traegheitspol". If the "traegheitspol" ehanges, so too must the pole of rotation. (If the Earth's mass shifts through eontinental drift it will perturb the pole of the Earth's rotation.)

These relations were investigated by Sehiaparelli. He found that if the Earth is eonsidered rigid, the large geo­logie ehanges (assumed up to now) will eause the "traegheitsaehse" and the pole of the Earth's rotation to ehange even with a small ehange in drift. If a partieular plastieity is assumed for the Earth, whieh allows a latent adjustment of the Earth's shape to the new rotation, fair­ly signifieant polar wandering is observed. In the ease of even greater masses and more plastieity, there is no delay in adjustment of the Earth's shape to the eonditions of rotation. Here we must make use of results from geo­physies in a eontext of geologie time as seen in the pre­eeding text. Multiple attempts have been made to ealcu­late polar wandering, whieh might be substantiated by an observed shift of mass, as for instanee by that measured during earthquakes. This led to the eonelusion that polar wandering must be small. Hayford and Baldwin found that, during the 1906 San Franeiseo earthquake, a 40,000-km2 seetion of the Earth's surfaee, 118 km thiek with an average density of 4, moved 3 m northward and that this resulted in a shift of the "traegheitsaehse" of on­Iy 0.0007", or 2 mm. In our eoneept we deal with move­ments of plates 100 times larger and thus eould reaeh the required amount. In any event, one ean see that in this way small progressive migrations of the "traegheitspole" eould oeeur amounting to some one-hundredth of a see­ond (of are) per year (or 1 ° in 360,000 years). With this amount we eome to an order of magnitude with whieh we ean explain the geologie polar wander. The eorre­spondenee between these values and our inferred eonti­nental drift appears theoretieally plausible even though a rigorous investigation has not yet been made.

Current horizontal movement

Greenland

Lets assume that the separation of Seandinavia from Greenland oeeurred 50,000-100,000 years aga (about at the time of major glaeiation, beeause the reeent investi­gations of HEIM and Ameriean geologists indieate only about 10,000 years appear to have passed sinee the last glaeiation). If we assurne the movement was at a uniform rate during the whole time and eontinues today, it would be 14-28m/year, a rate that should be eonfirmed without diffieulty by astronomical observations. At only one

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point, namely on Sabine Island on the east co ast, are measurements of latitude from various times available. It is shown that between 1823 (Sabine) and 1870 (Bärgen and Copeland) an increase in distance of around 260 m occurred, and between 1870 and 1907 (Koch) a further increase of 690 m occurred, which together make an in­crease in distance of around ca. 950 m in 84 years or about 11 mlyear.

Unfortunately, these measurements, using the moon, are not very accurate and, in addition, there is a certain uncertainty about the position of Sabine's observatorium. Therefore, one can hope that a repeat and precise deter­mination of longitude and arevision of Sabine's ob­servatorium will soon remove the last doubts about the reality of this movement.

North America

For North America, we expect a much smaller rate because the separation from Europe occurred in the Ter­tiary. On the other hand, we have here the trans-Atlantic cable making possible a much more exact determination. According to Schott, the three great measurements of length from 1866, 1870 and 1892, show the following values of distance (time) differences between Cambridge and Greenwich: 1866: 4 h, 44 m, 30.89 s; 1870: 4 h, 44 m 31.065 s; 1892: 4 h, 44 m 31.12 s.

These observations appear to indicate an increase in distance of about 1/100 second in time or 4 mlyear. Be­cause the current distance is about 3,500 km, this move­ment would account for the separation distance after 1 Ma of drift.

Naturally these values are hardly considered adequate to prove continental drift because the observed differ­ence of 0.23 s is in the worst case uncertain due to the

precision of older observations. Because 20 years have passed since the last determination of length, it might be possible, by a repeat measurement today, to produce one that is definitive.

A similar investigation of the expected distance change to Australia has not been possible. If the numbers are, as it appears to me, not better than the accuracy of current measurements, then it is clear that more accurate determinations will be needed before the proof of conti­nental drift, in the sense of our hypothesis, can be con­sidered accomplished.

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31(790):241-260

Geologische Vereinigung.

Die Entstelmng rle,' Kontinente '). Von Dl'. AICred Wegener (Mfl.rburg i. H.).

Mit 3 Tcxtfigurml.

(Vortrßg gehalten auf der Hl\uptvol'8.'unmlullg zu F rankfurt a. M. nm 6. I. 1912.)

I. Vorbelllcrknll~.

Im folgenden dOll dn erstor Veniuch gCIIIJLcht werden, die UroSllfofUlell tlor ~rdrilldc I d. h. die Kontinentnltafeln \lut! dio ozeanischen Beck~~Il, liureh ein einziges umf&8selllJes Prinzip gonetiscJl zu deuten I nämlich tins der hori­zontalen Beweglichkeit der KontinentaleehoHell. OberR11 1 wo wir bisher nlte Landverbindnngen in die Tiefen des Weltmeeres yorsinken liessen, wollen wir jetzt ein Abspalten und Abtreiben der Kontinentalschollen annehmen. Das Bild, welches wir so , 'on der NAtur nnllerer Erdrinde erhalten, ist ein neulls und in mancher Beziehung parndoxes , ontbohrt aber nicht der physikalischen BegrDndung. Und nndererseits enthtlllt sich III1S sehon bei der hier versuchten \'orJllnfigen Prüfung eine so grosse Zahl nberraaehendor Vereinfachullgen lind 'Vechselbezi.elmngen, UAU es mir nicht nur als herechtigt, sondern gorll.uezn o.ls nohvendig eracheint, die' nene, leistuugsfähigere .Arbcitshypothese an Stelle dl' r nlten Hypothese der versunkenen Kontinente zu setzen, deren Unzulänglichkeit ja bereits durch die Gegenlehre you der Permlmenz der Ozeane evident orwiesen i,t. Trotz der hreiten Grundlage möchte ich das neue Prinzip Al, Arbeitshypo· these behandelt sehen, bis oe gelungen seill wird, das Andauern dieser Hori· zontalverschiebungen exa.kt durch astronomische Ortsbestimmung lu\.chznweieen. Auch wolle man bei der Beurtoihmg von Einzelheiten beachten, daB8 bei einem ersten Entwlll'f wie dieaem, der einen 80 umfassenden Stoff behandert, sicb ein· zeine Missgriffe schwer venn"iden lassen.

Zunllehst soU auf Grund allgemein geologischer und geophya.ikali&eber Er-­gebnisa8 die Frage l}rödert werden, ob und wie nberhaupt grö&8ere Horizontal. velichiebUDgen der Kontinentalaehollen in der seheinb&r starren Erdrinde vor

1) Das folgende iet nur ein Auszug AUS einer grö88eren Arbeit gleichen Titels, die in PETIUtMAN1'I'a Mitteilungen ersebeint. Der wesentliche Inhalt dieser Untenmchnngen wurde am 6. Januar 1912 Auf der Jahres\'eru.mmlung der Geologischen Vereinigung in Frankfurt &. M. vorgetragen unter dem Titel: "Die Herausbildung der Groufonnen der Erdrinde (Kontinente und Ozeane), auf geophysikaliseher Grundlage", und weiter am 10. Januar in der Gee. z. Beftlrd. d. ·gesamten Natunviu. zu Marburg unter dem Titel: "Horizont&lvonchiebungen der Kontinente'

278 Geologiscbe Vereinigung.

reichend, um die groasen Falten der Erdrinde zu erklllron, namentlich seitdem ihre Grtlsse in dem Deckfaltenbnn richtig erkannt ist. Der sturko Gcwülbedrnck, lIer imstnnde sein 801100, die Schrumpfun~ eines gtwzen grösBton Kroises auf eine Stelle deasolben zu nbertl'8gen, hll.t sich als physiknliach unmöglich heraus· J:;eatel1tj denn die Molekulatkrüfte (Druckfestigkeit) roichen nicht einmal 8US, 0111 einer 100 km breiten Scholle, die ü.ber eine nndere (ort~choben werden 8011 1 dun ZUlmullnonhlUlg zu bewahron. "Dio G08teiusschollo wnrde sich nicht vom Fleck dUnen, sondem in Stncko zerlJrochon" (H.UDZKI), odor, will Louli:,\.· 9CIJI.WITl;CII sich ausdrUckt: "Los forces lIlolaires l'omportent sur 1,,8 forclISlllolC· culairol!ll)." DIO Erc10berflllche könnte nuf diese 'Veise nut eino ~ehr SChwllche und vor nllem ganz gleiclunilssige Uum:elung erhalten, wie auch AMl'ill(\\ICR ~ ), UUYKR~) n. a. mit Recht gefordert haben. '\~eiter ist wohl schwet einzusehell, wie tierseibe Vorgang dor Kontraktion det Erde ,bll eine ~'lnl zur RUlizolung, das nndero Mal aber zum AbsinkeIl enormer SchQlI"n IIlld zur Horstbit(hmg flihrt!1\ soll. Vor allem werden _diese VorstellungeIl aber widerl('gt durch dio SchweremOBliUnbP6u, nnch dellen der Bodcn dt!r Ozeaue nus sp"zifisch schwererem IInu aliiO chemisch nndercm Material lJe"toht wie eHo KoutinelltAlschoJlen. ludern milli dieses ultabweis\)o.re F.rgehnis v.usl\mmauhielt mit der immer klarer erkannten Tatsache, dass alle ollet fflst alle Sedimente IIltf dOll KOlltinenblltnfel1l .. eil~htcn Trnusgre.ssiomm ent6tnmmen, karn lIIan zu der bodenklichell Lohrc ,"on dur Per· mnnonz der Ozeune , die sich lu\UptsUchlich an die Namen DAN,\ \lud W . .\LLAcJo:

knitpft, und welch~ B.\1f.EY WJ,J:.I.IS bereits .,ouuide the category of debatable ql1estiolls" stellen mochte"'). Die europäischen Geologen \Veigenl sich :lber mit Hecht, diese Lehre anzunehmen, da wir durchaus nicht umhin können, fUr eHe Vorzeit hreito Landbrticken quer fib~r die Ozeane :lllzuuchmen. lind ziehen es ,·or, den geophysiklllischeu Argumenten eine unberechtigte SkeplJi lJ l!Ut~egen· zubringen zngm18ten dcs nZusnmmenbrl1chs J es Bruballs". Bohle Parteien zielwn also Noll8 guten Argumenten zu weit gehende SchlUsse. Wir weruou zu zeigen versuchen, dass die berechtigten Forderungen beiuer durch die Annahme VOll SpRltungell und Horizonta.lverschiebungen der KOlitinE!lltruschollell tlrfnllt werden.

Die Schweremeseullgen auf tlen Ozeanen, numentlich diejenigen von H ECs::ER, haben gezeigt, dass der Bouen uenelben nicht nur allS überhaupt schwererem ;\Interinl besteht wie die Kontinent.a.ltnfel, sendern da88 dasselbe gerade &0 sehwer ist, dass Druckgleichgewicht herrscht, d. h. dflss das M&8send~fizi t des leichten Meerwassers gerade durch den Ma9&eno.b e rschuss der Ozcanbuden kompensiert wird. Ober dieso Hypothese der IsolJtnsio hat sich bekanntlich eine groB8e ZRhl "ou Untersuchungon eutsponnen, sowohl ilher ihre Berechtigung wie über ihren Gllltigkeit8bereich. Ich gehe dnnulf nicht ein, 90mlern priLz.isitlte ntll' die ffir das folgende ~ugrunde gelegte Auffassung dahin , dRss fUr groue RAnme, wie z. B. Kontinente und OzoRne, oder fOr grosse GebirgsßtRssiw, stets Isostasie anznnehmen ist, wn.hrenu einzelne Berge, insbesondere Tafelbergeloft durch die Elastizität der ganzen Scholle gettngen werden nnd also, nicht i&Q­statisch kompensiert sind. Letztere.s trifft auch noch bei einzelnen anderen Ge· bilden zu, deren Tektonik noch unbekannt ist.

Man kann sieh die Grenze zwischen dem leichten Material der Kontinental· schollen und dem schweren der Ozeanböden in ,,·erschiedener Weise vorstellen. Bi8her ist am meisten die scbon von AlnY im Jabre 1855 entwickelte, dann von

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A. WaGBMBB - Die Entstehung der Kontinente. 277

sich gehen können'). Sod&Im wollen wir einen enten Vel'8uch wagen, die bi .. berigen Spaltungen und Verschiebungen der KontinentalBChollen in der Erd~ geschichte zu verfolgen und ihren ZU&8mmenhang mit der Entstehung der Haupt· gebirgsznge a.ufzndeeken, und echliesslich werd611 wir die damit Hand in Hand gebenden Polverlagemngen und die noch hellte fortdllUernden, messbaren Ver· schiebungen kurz besprechen.

Es sei bemerkt 1 dass die Idee des Abreissolls dor ,FeetiRnder voneinander schon öfter aufgetreten ist. W.Ü.PJCliKRUW macht davon Gcbrnuch im Zusammen. hAng mit der offenbar nnrichtigen Hypot-hese tlcr Abtrellnnng des Mondes von der Ert.le, bei welchor Gelegenheit Amerika \'on I<:uropa.AfrikA abgerissen s(lin soll . Wichtiger i8t eine Arbeit "on TAYLOR ~), welcher Ahspaltuugen im Tertiär annimmt - namentlich Grünlands von Nord~mtlrik" - IIl1d die Aufwerflwg dor tertiAren Ketteugebirgo damit in Zl1sAmmenhnug bringt. Beim AthUlt.ik nimmt Ot :10, dass nur ein bet.rächtHcher ToU d0880lben durch Fortziehen t.ler amerik:mi­;;chen Schollen ontstanuen sui, lind dl\S8 dio mittclntlantische ßodenschwelll~ der stehengebliebeno Rost der Voruindnng .soi, wahrend wir illl folgenden die Kih;ten unmittolbar als ehemalige Spalteurihlder ,mffassoll wordfm. Es finden ",ich idso hei 'fAYLOR heroits IIHlIlche AnklAnge nn uie illl folgenden nl1.sgefUhrten Vor· st-t'lIungen , dOl'h hat er den immensen Umfang von Kous()qnenz~n, wt-Ich" die Anna.hme soh~her Horizontnlven;chiohungen mit sich fnhl't, wohl kmull erkannt.

11. Geophysiklllische Ar~umont e.

Sc!.on 18-78 heechrieb HKIM die Kontinente als "mächtig'9, breite Sockol". In der Tat geigt die bekannte "hypsographiecho Kurve der &d­oherflnd.e .. 3J mit wosser Doutlichkoit, dass es zwei hevo~ugt.(l Niveaus giht, lli1mlich die OberflUche der Kontinente (700 m llber) und den Boden der Tief· !:lee (4.300 ID untor dem Meeresspiegel). Die niedrig'Sten Teile der Kontinental. tafeln 'liegen nooh bis zn 500 m unter dem l\feetesniveau (Schelfe). Hinsi~htlidl der Entstehung di05~r t.'l.felfömtigen Erhöhungen detl<~rdrinde etehen dio ooropil.iscben Geologen wohl zum glossen Teil noch immer allf dem StaudIllUlkt der KontraktioDstheorie, lIie durch den trocknonden Apfel so drostisch vernn· schA.nlicht wird , und die SUR8S in den Sotz zusammenfasst : "Der -Zusa.mmen· bnlch dos Erdballs ißt os, dem wir beiwohnen""). Seitdem HKIM fnr diese bis· her wohl nntzlich~ Anschauung ins Feld trftt, haben sicb-aber gewichtige Bedenken gegen sie ethoben, und E. BÖSE z. B. chß.l'nktarisiert den heut-igen Zustand dnhio, dASS lIdie KOl1traktionstheorie liblgst nieht mebr voU anerkannt wird und e.U1St. weilen keinerlei Theorie gofwlden ist, die sie vollständig ersetzen und alle Um· fltllnde erklareil kann S)." Besonders seitens der Geophysik tDOU die Kontraktions. theorie abgelehnt werden. Man bat nicht einmal das eeheinrntr Obor alleD Zweifeln stebeude AusgangJ'lprinzip: "Die Erde muss sich abkublell" unangetaatet gelll880Il, da von der RndiumforscluUlg die Frage aufgeworfen ist, ob die Tempera.tur des Erdinnern nicht im Steigen begriffeo. ist'). Seitdem mnn mit gl'088Or Wahr· scbeinlichkeit sagen ka.nn, uass der Erdkern aus bereite Aussent komprimiertem Nickelstahl besteht, erscheint Oberhaupt eine bloase AbkUblllng nicht mohr ans-- ----,

') DieJer Teil ist besonders sta.rk gekOtzt. Es sei ein fßr allemal anf die ausführlichere Darstellung in PßTRRNANN'S Mitt. hingewiesen.

~) F. B. TATI.oa, Hearing of the tertiary monnt&.in belt on the origin of the earth8 plan. Bull. of the Geolog. Soc. of Ameriea. 21. June 2. 1910. p. 179 bis 226.

I) Siebe KaO"N'XEL, .Handbuch der Ozeanographie I. Stuttgart 1907. S. 87. ") SIJ'ItfI8, Das Antlitz der Erde. Bd. I. 1885. S. 778. ') E. BOla, Die Erdbeben. Sammlung: Die Natur. Ohne Jabrnazahl. S. 16

Anmerkung. &) RUDZK', Phyaik der Erde. Leipzig 1911. S. 122.

A. WOOENRR. .:..- Die Entstehung der Kontinente. 279

STOKES und anderen nu/genommene und noch jüngst von Loua:AacHBWlTflCH aus-­gebRute Vorstellung benutzt wo-rden, dßB8 auf oinem eehweron MagmA eine leich. tere Lithosph&re schwimmt, die unter den Kontinenten dick, unter den Ozeanen düun ist. Wir werden im folgenden von einer anderen Annahme 8usgehen, welche durchaus gleichberechtigt ist und, wie gezeigt m3rden wird, !-.Pf08Se andere VorzUge besitzt. Sie ist in der nebenstoheuden Figur veranschnuHcht: Die Kontinente bilden lediglich Bruchstncke einor Lithosphäre, welche in einer schweren Materie eingebettet sind. • .... .... .... )!

Fig. 1. Scllt!matisclltlr {luer· schnitt durch eiucu KontineII·

talrand.

Die Mächtigkeit der Kontinentnlschollen kann Zll rund ·100 km ungellommen werden. H,\YFORD fand RUS denLotnbweichnngen in den Vereinigten Staßten, freilich unter nicht ganz cinwandfrohm Annahmen, den 'Vert \'on 114 km. H"'LMF.RT geh\ngte nuf einem ganz anderen Wege, nilmlich nuf Grund der Pelldelboobnch. tUligen arn Rnmle lier Kontinentaltnfelll, fRst zu derselben Zahll nihnlich 120 km, und wieder zu demselben H.esnltnt ist KOHI.8CHÜTTKIL jG.ugllt auf gleichem Wege gelnngt. Wenn wir 11180 100 km 1\113 uugefuhren Mittelwert betrachten dUrfen, 80 sind wohl für nmllche StelIon der Erde 'Verte bis zu 50 km herab, fllr Imdere. nuer solche ,·on 200 km oder mehr zu. etwnrteu. Denn den wech· seluden Seehöhen an der Obertll\cho wird aben aus iaostl\tisclUII\ Grßnden allch eine stark wechselnde Mnchtigkeit der leichten' Scholle l'tut.aprecheu. Zu ahn­lichen Ergebnissen, wenn anch mit noch glÖsserer Unsicherheit in Bezug auf dl1.ll Znhlcnergebnis , ist mall in tier ErJbebenforscluUlg gtlkollunon, und zwnr nicht nur durch die Dillkl1ssioll lier in dcn Hfluptwellell nnehwoisbaren li':igellschwiu-

Fig. 2. Schnitt im grösaten Kreiae durch Sn.damerika und Afrika, in getrennten GröeseoverhAltniBsen.

gongen des Erdboden. (WIECUERT), sondern aucb mit Hilfe der Reflexion der Erdbebenatt1lhlen, und endlich mit Hilfe der Tiefe des Bebenherde8.

Zur Ver&Mehaulichung der G1'Ö88enverhllltniAe ist in Figur 2 ein Quer· aehnitt (fluf gröatem Kreite) der Erde zwischen Stldamerika unc\ AfrikR in h"O·

13

14

2Sl Geologische Vereinigung.

treuen GrössenverhiLltnissen gegeben. Die Unebenheiten der ErdoberflIChe, auch die grosse Vertiefung des AtlulltischeJl Ozeans, sind so gering, dRss sie sieh inoerbaJb der Dicke der die Erdobcrflilehe darstellonden Kreislinie abspielen. Zum Vergleich enthält die Figur nuch noch den WIBCHKRT'schen Eisenkern und t1i~ Hanlluchichten dor Atmosphären: StiekstoffsphRr8, WlI.Sserstoffsphitre und die Duch nassen unbegrenzte Sphill'c des hypothetischon Geokoroniums; die Zone der Wolkon (Tropospbnre) ist nicht milchtig genug, um zur Darstellung gelangtlll zu kUnDen.

Es ist Zllllitchst notwendig, sich dnrüber klar zu werden, dass die Sedimente nur einen unwesentlichen Anteil UD dem Anfbltu der Kont.inent&lschollen haben. Zwar wird oft die Gesullltmilchtigkeit der Sedimente zu vielen Kilometenl an­gegeben, allein dios sind 1tftu.imal werto, denen anllere Gebiete gegennbersteben, wo das Urgestein jeder Setlillleutdecke elltbll)sst ist. Abor erst, wenn wir die Isostl:\sie bElrUcksichtigell, gowinnen wir ein deutliches Bild uß\'on, wie wenig llie SCfUmente fUr diese grossZngigcll .I-'orml'1l in Botracht kommen. WUrden wir nämlich die Sedilfll'llulecke der ganzen grlle beseitigen, so wtlrden die Schollen nberall f:lst wietlm' hili zur !!leIben OhertiiLche emporsteigen, so dass das Helief der Erliobertluche nur wenig Hlräntlort wUrde. Hieraus ist t'l'Sichtlich, dass (lie Kontinontn.lseholhm ForlOl'tl eiutlr hiiher .. n Orthnmg darstellen, gegenüber welcher grosion I10tI Sedilllentation nur tlie Rollo sekl1ßtlilrer ObcrfUtchenerscheillull~1l flpielon. Ihr Matel'ial iJilUllt tlns Urgestein, IIt'ssen "UbÜluitltt"' trotz manchel' Bcdtmken llicht abzull'llgncn ist. Halten wir UDS an lien Hauptvortreter, so können wir sagen, die KontinCIlt.:\lschollen bestehen aus Gneis.

FUr dieses 1\Interial hat SUJ:o:HS- im 3. Bunde seines grossen 'Vurkes "Das Antlitz der Erdu" (S. fi2ü) dtm Namen Hai cingufnhrt, 'Während er die vullumi­sehen Eruptivgf'steillo als 8illll1. bezeichnet. Die letzteren unterscheiuon sich nicht nur chemisch, sOUtlorn auch physikalisch von dom o11lteren. Sie sind, wie­wohl stark \'I\riiel'end, im Ourchschnitt schwerer wiu die salischen Gesteine und haben uinen ca. 200-000 0 höhf:\ren Schmolzpunkt. Die Annahme liegt von vorn­herein nahe, dass lIRS schwerero Material der Ozeanbijd~1l mit diesem Silna identisch ist und (liose Vermutung stimmt anch numerisch mit den spezifischen Gewichten. Ist 2,8 tlas der Kontillentalschollen, so bortlchnet Ulall leicht aus der Tiefe des Eintauchens, dass tUe Ozennbüden das Gewicht 2,9 haben mllssen, und ui6S hit in der Tat ein guter DU1'chsclmittswert der silllischen Gesteine.

ßei einer weiteren Diskussion der physikalischen Eigenschaften dieses Ge· steinmatetials sowie der Temperat.uren, die wir im Erdinnern annehmen mfissen, kommt man zn dem Schluss, UMS heide Materilliien, 8al wie Sima., plastisch sein mUssen. Es handelt sich dabei tun die paradoxen 1<::igenschaften sehr zIlher Flftssigkeiten, für die z. B. schwanes Pech ein extremes Beispiel liefert: LAsllt man ein Stüek längere Zeit liegen, so fliesst es unter seinem eigenen Gewicht Iluseirutnder; kleine Bleikllgeln sinken in ihm im Laufe der Zeit unter; aber unter einem Hammerschlage zerspringt es ,vie Glas. Die Zeitdauer der wirken­den Krlfte ist also bei solchen Stoffen ein ausserordentlich wichtiger Faktor. - Zieht man alles in Betracht, so kommt mll.n zu dem SchIUSII, dass von physi­kaliBChel' Seite her kein Grund vorliegt, uie Möglichkeit ausaerordentlich lang­samer, aber gleichwohl grosseI' Horizontalverllchiebungen der Kontinente zu be­streiten, sofern KrAfte vorhanden sind, welche wäbrend geologiacher Zeiträume unverändert im selben Sinne wirken.

Da jede Gebirgsbildung einen ZUMrnmenschub der Kontinentaillchollen dar­stellt, durch welche ihre Oberßn.che verkleinert und ihre Dicke vergtössert wird, und da diese Gebirgsbildung in allen geologischen Perioden tätig gewesen ist, so erklArt aieh a.uf diese Weiae auch du allmllhliche Emportauchen der Kontinente aus den Ozeanen. Dielet Proze.a Ült notwendig ein einseitiger i denn ein Zng wird niemals bewirken können, dass ein erfolgter Zusammenscho.b wieder tückgll.ngig gelDacht wird, sondern nor zur Zerreillsung der Scholle föhren. Wir haben hier &Iao einen fortIIchreitenden Prozog, durch den di. einllt wahracheinlieh geechlol-

282 Geologilehe Vereinigung.

IH. Geologische ArgumAnte.

1. Gra.benbrücho; Bevor wir es uutorneillnen, die von uns angenommenen Prozesse der Zerteilung und des ZusRlßmenschubs der Kontinentalschollen in der Erdgeschichte. zu verfolgon, sei nochmals darauf aufmerksam gemacht; dus ein solcher erster, tastender Versuch notgedrungen in manchen Punkten unvollstöndig, in nnueren vielleicht unrichtig ausfallen wird. Gleichwohl muss der Versl1ch gewngt werden. Denn sind erst einmnt die Hanptgesichtspunkte felli;gt1legt, so wird flS uer F011lchung nicht schwer fallt'n, die Fehler aUllzumerzen.

Bei dnr Tektonik der Grnbtmbrn.che hat man bisher die Schweremessungen noch wenig berD.eksichtigt und begnngt ilich meist damit, festzustellen, dnS8 die obersten Schichten der Erde hier Hmga· einer Linie abgeaunken sind. Da die Schweremossungcn aber zeigen, dass in don meisten Fällen u n te r dem Graben }Iaterial von grössorem spez. Gewicht liegt :Lls neben ihm, so mtissen wir an­nehmen, dnss wir es mit einer Spulte in der Kontillenmlscholle zu tun haben, in welcher das schwero Sima soweit llufg6Stiegen ist, dass Isostasie herrllcht. 'Vie leicht zn Ltereclmen iat, wird dies bereits der Fall sein, wenn dlls Sima noch 3L~ km uuter der Oberßäche des Kontinents liegt, und eine so tiefe Spa.lte wird sidl IlI\tllrlich durch seitliches Abrutschen der SpaltenrRnder _ (Staffel­IU'üche) nusfiHlcn, 80 dn.ss UIlS Auftreten von Obertlilchenllchichton :\m Boden des Graben.s, wie os z. ß. WIch LKrlollU1'I dio Bohrnngcn in der Oberrheinischen Tief­ebene zeigen, nicht zu verwundem ist. 'Vir können meines Ern.ehtellS aUe Grubell­hrnche in dieser \Veise n..ls begillnemle Abspaltun~ll deuten, wobei dahingestellt IJleihcn mag, ob es sich um wirklich rezentc Gebilde handelt, oder um frnliere Versnche einor Absp;l.ltung, die aber iufolge Erlahmens uer treibonden Kräfte wieder zur Ruhe gekommen sind. Ein sehr interessantes Beillpiel hierfür bilden dio osta.frik:lnischen GrUben und ihre Fortsetzung durch dns rote Meer bis zum JordnntlL1, welche SUKS8 bereits aus rein b"OOlogischen GrUnden als grosse Sp",lten aufgefasst hat 1). KOHIJlCnÜTIJtß hat in diesem Gebiet eine Reihe von Scbwere-­messungen llusgefUhrt~), nllch denen die Mehrzahl der GrRben nicht isostatisch kompensiert ist, sondern ausser dem sichtbaren Defekt noch eine darunter liegende Auflockentng enthält. Dnmit haben wir ganz das Bild von Spalten, die ,"on oben her in die Kontinentalscholle eindringen, nber sie nicht vollständig durch­setzen, so dass das schwere Sima noch nicht in ihnen emporgedrungen ist. Die dem Kontinentalranue nitchsten Gri'ben zeigten sich aber als isostatisch kom­pensiert, d. h. hier illt offenbAr das schwere Sima bereits in der Spalte empor­gestiegen, und dl\8selbe gilt auch fUr die ja erheblich breitere Spalte des roten .'leeres, wie borehs ,'on TRIULZl und HECXI!:R gefunden wurde.

2. Atlantik und Anden. Die grosszftgige ParallelitAt der Küsten des Atlantik ist ein nicht zu utlterscbätzendes Argument für die Annahme, dass dieselben die RAnder einer ungeheuer erweiterten Spalte darstellen. Schon bei tlt1chtiger Be­trachtung der Karte erkennt ma.n, wie sich hüben und drü,ben Gebirge (Grön­land-Skandinftvieu), Bruchzon6n (:i\-fittelamerika·Mittelmeer) nndTafelländer (Süd­amerika-Afrika) entsprechen, letztere mit noch fast kongruenten Konturen.

Und noch mehr: In den TeiltlD, die uns am besten bekannt sind, nämlich Europa und Nordamerika, herrscht auch im einzelnen fast vtHlige übereinstim­mung. Svus hat diese Beziehungen an verschiedenen Stellen seines groesen Werkes besprochen '). Die nönilichste Zone besteht beiderseits ans Gneis; auf europAischem Boden ist es die Gneiszone der Lofoten und Hebriden, im Westen liegt das fast nur aus Gneis bestehende MaS8iv GI'Önlands, und auch noch die W-Küste der Dlwill·Straase und Baffins..Bay besteht aus einem Gneiagebirge

I) E. SUKSS, Beitrage zur geologischen Kenntnis des östlichen Afrika. Die Brttche des östlichen Afrika. Wien 1881.

I) E. KOHLScatl'TTEs, ObM' den Bau der Erdkmate in Deutsch-Ostafrika. Vor111.11fige Mitteilung. MUt. d. 1(. Gea. d. Wies. zn Göttingen 1911.

a') Antlitz der Erde II. 164; Hf 60 ll. 77.

A. WF,GENER -- Die Entstehung der Kontinente. 281

sene salische Erdrinde fortwährend an Oberfläche und Zupnmmenluwg . verliert und dafßr an Mltchtigkeit gewinnt. Die nebemtehende Figur 3 erlll.utert die aus dieser AuH&Mung zu folgemden hypsographisclu~n Kurven der Erdoberßäche fI1r die Vorzeit und die Zukunft: Während im Uranfang eine etwn 3 km tiefe "Pan­thnlasSß" die ganze ErdoberflKche bedeckt, beginnt das Meer mit dem Schwellen der Kontinentalschollen sieh in Flachsee und Tiefsee zu .I:Ipnlten, bis die Konti­nonte auftaucJlen, was heute noch nicht ganz beendet ist, sondern erst nach einer Hebung von einem weiteren halben Kilometer abgeschlossen sein wiru. So er­klärt sich auch, dalls die TrunsgrClssionen der Vor~it grössere Ausdehnung gehabt haben als dio heotigell.

Bei der Abspaltung von !Schollon mllSS das d.Lrtlllter liegende, hoch tempe· rierte Sima olltbl&st werden, was zu submarinen Lavllcrgüssen fll.hren wird. Namentlich scheint dies z. B. dllr FILII zu sein bei elor llIitte\atlantischen Boden· schwelle. Da sich aber submarinc Eruptionen fast geräuschlos zn \'ollziohen pflegen, uud dAS schwore Silna naeh dem Gesetz tier . komlilllluzioromll'l\ RUhren IIl1r soweit aufsteigen wÜ't1, bi<l Isostusie herrscht, Wl'llll nicht beilOndere Druckkrafte es höhl'r ~1'eiIJOn, so wird dio Offnung einer Spalte kei1leswIJgs :!.Oll katastro­pha.len Erscheinungeu zn flihren hrn.uchen, ja es werden diese "UUckseittlnlt. bewegter Hchollull prinzipiell arm an Vulkanen seiu mtlssen im V.}rgleich Ztl dem Vor· derseiten, wo dor Druck \'ur­ht!rnocht. Dnmit hiLllgt vielleicht llUCh dill lIumentlich yau GF.lIi:IK

und BUANcA betonte Unahhängig. keit der Vulkane von Spalten zu!!smmCIl.

. " " .

Fig.·3. HypsographiscllO Kurven der I':rd­obediiLehe, n fnr dio Zukuuft. b die Gegen­wad, c dic Vorz.eit, fl im Urzustand (l'-ugleieh

llIittleres KrustQnni,'üau).

Nach dem Gosagten werden wir erwarten mllssen, dnss elie durch grosse Horizontslvtlrscbiebllugen ansgezeichntlten Perioden der Io;rdgeschichte auch ge­steigerten Vulknniemus, die Perioden der Ruhe nur geringen Vulkanismus zeigen. Es sei vorgreiftmd erwähnt, dass in dor Tat die Zeit der grössten "on uns Im· genommenen Verschiebungen, nämlich die TertiArperiode, durch starken V ulka~ nismus lLusgozeichnet ist, wahrend die vorangehende Jura. und Kreidezeit in heiden Beziehungen eine Periode der Rube u&r8tellt.

Die Ursache der Verschiebungen anzugeben sind wir gegenwärtig wohl noch nicht in der Lage. Fa liegt sehr nahe, die Mondtlut im Erdkörper zur ErklArung heranzuziehen, wofftr besonders die Vorliebe für meridion&le Spalten­bildtmg spricht. Letztere rLussert sich auch in einer oft hervorgehobenen Eigen­tUmlichkeit der Kontinentalformen, nämlich ihr spitzes Auslaufen nach den Polen zu. Am deutliehsten ist dies heute in den Gegenden des alten Stldpols (siehe unten) zu erkennen, wo seit den grossen Aufspaltungen die Konturen nicht wieder durch Druck gestört warden; nberauch an der Stelle, wo wir den Nord­pol in frnheren Zeiten anzunehmen haben, nilmlich un der Beringstrasse, laufen die FestlandscholIen spitz. aus, nur scheint hier infolge Zusammenscbubs die Kontur nicht rein erhalten geblieben zu sein. - Vermutlich wird man einstweilen gut tan, die Veraebiebungen der Kontinente als Folgen zllfilliger Strömungen im ErdklSrper ~u betrachten; die Zeit scheint mir ftlr eine AnalYlle der Ur­aachen noch nicht reif zu .ein.

A. WEGI:NKlt - Die Entstehung der Kontinente. 283

das durch Cumberlalld und Labnulor bis an die Belle-laIe-StrASse nach Sliclen hinabreicht.

Am schlAgendsten sind aber die ZUÜ11It von i\Ü.RCEL BERTRA::m 1887 11 uf­gedeckten Beziehungen, welche .sich. ffir die sadlich duran ~ grenzenden Faltenzllge einos karbonise.hen ~birgos, ,"on t-iUI~" das a.rmoriknrue.che Gebirge genannt. ergebl'n, und welche die Kohleninger NortlAmerikns als die unmittelbnre Fort­!'letzung der europj~illChen erscheinen lassen. Dies heute zum Teil schon stark eingeebnete Gebirge zieht sich in Europn, aus dem Innern des Kontinent!! kommrmd, in bogenförmigem Yerlauf zuerst g{'gen \\TNW, dJtlm !,"Ogen "r, um an der S\V-Kü'ste von lrlu.nd und dlJr BretngDc jilh abzubrechen. eine wild :eer­I'isselle KI\ßt-e (!log, Rias-Kllste) bildend. "Allen sonstigen grfahrnngen wider­.. procleClld wi~re die Alluahmo, dass die RhL!!·KÜJ;te zwischen Dingle-Bay unu La Hochelle das uatllrliche Ende dif'ses milchtigml Aufbaues .. ei. Seine Fort­setzung ist unter dem atlantischen Ozean unel jp'llspits desseiLten zn suchen (SlfH~H)."

Die Fortsetzung nuf nmeriknnischer Seite bilden die Auslüufer rler J.\.Pllll. I:tehen allf No\'a SCOtill und Neu·Fundlnnd. Hier l'lldigt gleichfalls ein karhoni­~lu'S Faltengebirge, ebenso wie das t:'nropitisdlO mLch Nordtm .!.1;I·fnltet, jilh in G·l'stalt einm' typischen RUls·Küste im j[eer, llI\chdem es .tus 1l0rdö1Otlieher :!.OU\·or ii;;tlit"he lUchtllng angenommen hat. Faunn. und Florl! beiderseits zeigen ni('ht nur fUr die I,arbonische Zeit, .. omlern auch fUr die Klteren Schiehten !line mit wILdu.;t'uuem Ueohnchtnng-stnaterisl immer kln.rer erkannte Identit·ilt. Auf die zahlreichen Arbeiten hierü,ber von DAWSON~ BERTRANI), \VALCO'rJ', ...,\Au, SALT .. :n \t.Il.

kijullell wir hier nicht eingehen. DlIs Abbrechen dieser "trallsatlantischen Altaiden", wie SUEM ilie aueh

nennt, an sieh gerade gegl'nllberliegenden Stellen bildet den schlagendsten Be­WI!is filr die ZnsfllumengehOrigkeit der Küstell. FUr die ultere AOllllhme, dllss die n'rhilldende Gebirgskette im Atlantik n.r!!lunken sei, bildet, wie PRNCK

III~r,"orgehoben hat, schon der Umstand eine Schwierigkt'it, dUBs das fehlell(ll~ SHlek u~s angenommenen Gebirgl>s llinger SI-in mUsste als seine bekannte EI'­f:.tl'ecknng'.

\ \" eiter im Slldr'n sind die Gebiete noch zu wenig geolog-isch erforscht, 11m geunne Vergleiche 7.l1zUhlssen. Doch hat z. B. LK G~;XTIL die FC1"tsetzung ues Hohen Atlas in den kallluischen und kapveruischen Inseln und in den Antillen sehen zn können geglaubt. Durch einen Vergleich der Floren kam ferner ENGI.ItR zu dem Resultat, dass Kontinentnlverbindung gerade zwischen den der KUsten­kontur Illlch zusammengehörigen Puukten, nämlich dem nördlichen Brasilien sUdöstlich der Mündung des Amazollt\suntl der Bai von Biafra (Kamerun) be­standen hnb~n muss, lind Sf,'F..':IS fand bei eint'ln Vergleich um' bf~iderseits um .sü'datlnntik mIstehenden Sedimente (soweit sie bekannt sind) eine ),auffallende üllereinstimmllng" mit ESGLKR'S Ergebnis, Doch bleibt der detaillierte Vergleich hier noch der Zukunft vorbehalten.

.!\. ussar diesem SOZU!!il-gOn anatomischen Befund interessieren 11ns hier noch zwei Fragen, welche dem Fernerstehenden vielleicht sogar als besonders wichtig erscheinen. aber gleichwohl hier nur sehr knrz behandelt werden sollen. Es ist einmal die Frage, 0 b wir Uberhaupt auf Grnnd der paläontologischen Befunde einen unmittelbaren Zusammenhang zwischen Amerika. einerseits und Europa­Afrikn andererseits bis zu einem bestimmten Zeitpunkt anzunehmen haben, und zweitens, wenn· dies der Fall ist, wann die Trennung -vor sich ging. Beide Fragen sind bekanntlich HLngst bearbeitet, und jedes neu hinzukommende Material wird sogleich benutzt, um unsere Annahmen zu korrigieren. Man siebt nilmlich leicht, dass diese Fragen ganz unabhAngig davon sind, ob man Horizontalver­.schiebungen der Kontinentalschollen annimmt, oder an ein Ve11linken der Land­brilcken glaubt. Aus diesem Grunde genDgt 68, hier ganz kurz die ROlIultate zu skizzieren, zu denen man bisher gelangt ist. Hervorgehoben sei dabei zu~ nachet ein Punkt, der die Deutung der billherigen palAogeograpbischen Resultate fllr unIere Zwecke schwierig macht: die Tramgtesaionen. Auch durch seichte

m Geologische Vereinigung.

Transgressionen können ilio Teile ein uud derselben Kontinentalscholle faunistisch und floristisch getrennt werden, und dia 1<illtscheidung wird oft schwierig sein, ob Spaltung ouer Trennung durch Transgressionameere vorliegt.

WAS zuni1chst Slldamerika und Afrika betrifft, so sind Geologen und Bit)­geogn\phen ziemli.eh einig darin, dass im Mesozoikum hier in breiter Front eine Landverbindung, ein brasilOßfrikanischer Kontinent, bestand 1). v. IHERING nannte ihn "Archhelenis". Durch die neueren Arbeiten dieses Autors und anderer wie ORTMANN, STROMER, KEILH.A.CK und ErQENMANN ist aueh der Zeitpunkt, in weleher (He Verbindung abbrach, mit immer wa.ehsender Sicherheit in die TertiUrporiode und zwar etwa. in dns Ende des F.ozäru oder Anfang des Oligozl\ns verlegt worden '). Die genaue J;lestimmnng des Zeitpunktes wird nAtürlich Sache der weiteren paläontologischen l!~orschnng seID. Nach unserer Hypothese 1II\1te sich also in jener Zeit die grosse, nahezu meridionale Spalte gebildet, und oie öffnung lies Atlantik begonnen.

Auch zwieehen Europa und Nordarnerikn wird ftlr die Altere TertiilIzeit noch eine breite Landverbindung angenommen, die den Austausch Jer Formen ermöglichte, und welche, sehon im Oligozän behindertl im Miozän ganz aufhörte. Wir dtlrfen also wohl annehmen, dass die öffnung der Spalte langsam yon Süden nach Norden fortgeschritten ist. Indessen zeigt eine Reihe noch später gemeinsam in Europn und Nordamerika auftretender Formen, dass wenigstens im hohen Nordcn, über Sknndinavien und Grönland, noch bis in die Eiszeit hinein höchst wahrscheinlich Landverbindung zwischen Europa und Amerika bestanden hat 11). Nach unserer Vorstellung hlUte also Nordamerika, GrOnland und Europa zur Eiszeit noch eine zusammenhängende Scholle gebildet, und die Eiskalotte hätte also einen erheblich kleineren Umfang gehabt, als man buher :mzunehmen gezwungen ,var. Hierdurch wird das Ventilndnis des ganzen eis­zeitlichen Phänomens offenbar nicht unwesentlich erleichtert.

Mit diesen Vorstellungen stimmt a.uch die Tatsache eines Steppenklimas in den Interglazialzeiten in Europa tlberein, die aus den zahlreichen überresten von Steppentieren hen"orgeht und bei der heutigen NAhe der Tiefsee im Westen durchaus nicht erklärbar ist"'). Wenn aber Grönland zu jener Zeit noch mit Europa und Amerika unmittelbar zusammenhing, so bildete der Nordatlautik damals erst einen schmalen Meeresarm, der das kontinentale Klima Europas noch nicht wesentlich beeinflussen konnte.

Eine interessante Beziehung besteht noch zwischen Nord- und Stldamerika. 'Vie von OSDOßN zuerst vermutet und dann von SCBARlI'Y nlher ausgeführt wnrde1

hat auch zwischen diesen beiden Schollen bis zum Beginn des Tertiils ungehin­derte Landverbindung bestanden, die dann abbrach und erst gegen Ende der TertiILrzeit (nach K.USER im Pliozän) in dem beschrünkten Masse, wie es das heutige Mittelamerika gestattet, wiederhergestellt wurde. Bisher hat man diese vorterti.llre Landbrücke meist im Westen, im Gebiet der Galapagos, gesucht. ~aeh unseren Annahmen wäre sie wohl einfach durch das nordwestliche Afrika. gebildet, nach dasaen Abreissen die Verbindung zunachst erlosch, um erst später im Verlauf der weiteren Öffnung des Atlantik und der damit Hand in Hand gehenden Auffaltung der Allden in beschränktem Masse wiederhergestellt zu werden.

1) Vergl. n. a. ARLDT, Die Entwickelung der Kontinente und ihrer Lebe­welt. Leipzig 1907.

~ fuuG und KAYBBB. geben ftlr die Trennung an: Jedenfalls vor Beginn des Miozll.Ds: v. IHERura, ORTMA.NN und STROMM: Eozän; letzterer und ErGEN­MANN wollen fO.r dM UntereozAn noch Verbindung annehmen.

') SoRARlI':I', über die Beweisgrllnde ftlr eine frfthere LandbrD.cke zwiscben Nordeuropa nnd Nordamerika. Prae. of the R. Irish Ac. 1909. 28. Bd. 1. 1-28.

4) Der zu ihrer ErklArung bisweilen angenommene Ostwind, der dem Hoch­druckgebiet fiber der Eiskappe entsprechen soll, mtlBste doch in den In t er_ gIazialzeiten, in denen die Eiskappe fehlt, auch fortfallen.

286 Geologische Verninigung.

indien, wie mit Slldafrikn und Snd:uncrika besessen bat. Mßl1 Jlat dieBen Kon­tinent, dem mnn hei ungeändorter Lage seiner heutigen Reste einen Behr gr!)lSen Umfang zuschreiben musste, "Gondwana-Lnnd" genannt. Wir mtlssen also an· nehmen, dlUlS auch die australische Scholle sich erst im Laufe der geologischen Zeiten lostrennte und fry1her dem Urkontinent direkt angegliedert war. Ihre Tronnung \"on Afrika uud Vorderilldion scheint in dieselbe Zeit (Trias) zu faUen wie die Trennung WC8Qr voneimnuler; denn im .Perm hat die Verbindung, wie gleich noch eingehf!uder dargelegt werden wird, noch b<'stauden, wührend itl tier Jumperiode keine Verbindung mehr bestand. Andererst\its sehilint .aber, wie HKDU:Y, Oli80RN u. a. betont habt'lI, noch imml'r eine Verbindung mit Stldamerikn ~rhalten geblieben zu.sein, die erst im t..lUi\rtitr abbrach. Diese Verbindung g-ing wohl über den leider noch fast gnnz unbekannten Südpohukontinsllt. Wogen unserer l1nZ1tli~l1glichen Kenntnis dieser Gebieto ist die Angliederung der ~\Ul!tralischeIl Scholle noch ganz hesonders unsicher. Einstweilen scheint es, als oh die 'Vestklb;te Austr:tliens ursprunglich mit der Ostkl\ste Vorderindiens Ull­

mittelbar zusmlllllengelmIl~en hat, sich aber, wie erwllhnt, SChOll in der Trins­periode I\hspaltete, Wilhrond die ganze sndkt\ste noch fest mit der Antarktis zusammenhing. In dcr I:'olgtlzeit scheint sich die 1l.Utl\rktische Scholle, nlmlich wie die st\tlnmerikanii-iche, "on SUdn.frika nllch der Seite des Pnzifik hiniib('f· ~.-eschob(lll zn haIJell; dns grolOse Kettengebirge, von dem wir nur die beiden Enden in Grnhmll-Lnnd nud Vikt-QJ'il\-Ll\llI.1 kennen, wird \'011 vielen als eiit' uirekte Fortsetzung- der stldameriknnischen Allden betrachtet. Erst im (lunrtnr lüste sich dann die I\ltstralische ,scholle ah, an ihrer Ostkllste noch die Fort­setzung der untarktisclwn Anden tt"n~end, VOll denen Neu:>eeland ein abgetrenntes Bruehstii.ck dnrsoollt. - Diese Yon;tl'llul1~en könm'll nbe1·, wio gesagt, Ilur l\ls Versnch einer ersteu Orientienmg betraehtet werden.

Von 'Yichtigkeit erscheint mir jedoch fLuch das Kartenbild der Umgebung .dustrnliells, welches durchaus der Vorstellnng V' orsclmb leistet, dass sich dieser Kontinent mit&llmt seinem nördlichen Ausläufer Neu-Guinea nach Nonlen schiebt IIUU hier mit den vorgestreckten südlichen Auslilufern Hinterindions kollidiert. 'V ALL\("E lutt zuerst auf den grossen Unterschied der mit Australien verwnndtell Fnunn "'S eu-Guineas einerseits und d~r zu Hindenndien geMrigen Fauna der Snndll.­Illßeln andererseits I\ufmerksam gemacht, welcher die heutige nahe Berührung als eine zufAllige erscheinen lasst 1). Ob dlloS hohe Gebirge Neu·Guinena mit dieser Bewegung nach Norden in Zusammenhang zu bringen ist, lAsst Rieh wohl noch nicht entscheiden.

4. Permische EisZflit. Eine sehr schlagende BestJLtigung scheinen (li~ Vor· :!Itellungen in tIer Erscheinung' einer permisehen Eiszeit (nach einigen Forscllern .. chon im Karbon) zu finden, deren Spuren man an den verschiedensten Stellen der Sndhalbkugel beobachtet hat, währnnd sie auf der Nordhnlbkugel bisher fehlen. Diese pennische Eiszeit war ja. bisher das Sorgenkind der PaJAogeo­graphie. Denn diese auf typisch geschrammter lJnterlage liegenden unzweifel­haften Gmndruori1.nen eines ausgedehnten Inlandeises finden sich in AUBtralien t) Stldafyika~. Stldamerika 4) und vor allem auch Oatindien.

1) Die 11 W ALL..\.cE-Grenze", hauptsächlich ftlr Säugetiere gtlltig, zieht sich durch die Lombokstrasee %Wischen den Sunda·Inseln Bali und Lombok und durch die Makaasarstrasae, fallt al80 nicht mehr ganz mit der tektonischen Grenze der Kontinentalschollen zusammen.

:I) Viktoria, Neu.Süd-'Vales, Queenaland, sowie Tasmanien und Neu-Seeland. 3) Neuerdings sind auch im Kongo-Staat und in Togo 'hnliche Bloeklehme

gefunden worden. ') In Braailien, Provinz Rio GrtLnde do Sal, und im nordweetlichen Argen·

wenj die Schichten Bind aber noch wenig untenucht. Nach der lehwediachen S:tldpolareJ:pedition scheinen aue.h die Falklands-Ill8eln Fundatellen zn tragen. Siehe E. KA YSER, Lehrb. der geol. Formationslehre, 4. Aufl. 1911, S. 266.

.A.. W i:GEN1I:B - Die Entstehung uer Kontinente. ll8ö

Da. die Anffaltung der Anden wesentlich gleicha.lterig mit der Offnung des Atlantischen Ozeans ist, 80 ist die Vorstellung eines nrsachliehen Zusammen­hanges von vornherein gegeben. Die amerikanischen Schollen hatten hiernach bei ihrem Abtreiben nach Westen an dem wahrscheinlich sehon sehr alten und nur noch wenig plastischen Boden des Pazifik Widerstand gefunden, wodurch iJich der einst den Westrand der KontinentalschoUe bilaende ausgedehnte Schelf mit seinen mAehtigen Sedimenten zorn Faltengebirge zU5I\rnmenschob. Hier haben wir also ein Beispiel dafUr, dass auch die B&liachen Schollen sieh relativ plnatiaeh, das Sima sieh. relativ starr verhalten kann. Wir dürfen aber wohl nis wahrscheinlich annehmen, dass das Sima Quch nachgegeben hat, so dnss die Faltnng der Anden keineswegs der ga.nzen Breite des Atlantik (ea. 4000 km) iLquivalent zu sein l:!rnucht. Ziehen wir hierzn noch den schon frIlher bespro­chenen Deckfaltenban in Betracht, na.eh dem nach wohl hier wie bei den Alpen fttr das noch nngefaltete Areal eine 4-8mal 80 glOsse Breite wie ff1r das Ge­birge anzunehmen ist, so sehe ich keine Bedenken mehr gegen diese Kombination 1).

3. Gondwana-Land. Wenden wir die im vorangehenden gewonnenen An­schauungen über den Zusammenhang der Faltung mit horizontaler Verschiebung auch auf die tertiAren Fa.lten des Himala.ya. an, 80 gelangen wir zu einer Reihe fiherra..schender Beziehungen. W Rr auch jene Scholle, durch deren ZnlUUnmen­stauchung dies höchste Gebirge der Erde entstand, von Ahnlieher GröS8e wie 88

nach der überschiebungstbeorie bei den Alpen der Fall war, so musa Vorder­indien vor der Auffaltung eine lange Halbinsel gebildet haben, deren Sftdspitze neben derjenigen von Stldafrika lag. Durch diesen Znsa.mmensehub einer langen Halbinsel erklArt sieh die eigenttlmliehe Sonderstellung, welche Vorderindien

"ringi~m d!~ :~~~~~t(S=m in a:n;'I:::ro~~e~~~d~~i::;'lche Inuggestreck.te indomadagnssische Halbinsel •• Lemuria" angenommen, die schon vor ihrem angeblichen Veni.nk.en lange Zeit vom afrikanischen Block durch den breiten Mozambique-Kanal und seine nördliche Fortsetzung, nach unserer Auf­fassung also durch eine breite meridionale Spalte, getrennt war. Nach DACQuf u. a. soll diese Spalte schon in der ersten der drei Abteilungen. des mesozoischen Zeitalters, nAmlich in der Trias, entstanden sein, da im unteren Jura (Lias) die Trennung bereits vollzogen war. Auch Douvn.u kommt zu dem Schlll8s, dass Mudagaska.r schon in der Trias keine ungestörte Verbindung mehr mit Afrika gehabt hat. Sollte sieh dies bestätigen, SO hAtte sieh diese Spalte zwischen der langen ostindischen Halbinsel und Afrika bereits erheblich frfther gebildet als diejenige des sD.datlantisehen Ozeans. Der Zuaammenachub der indi8chen Halb­insel ist aber wohl vorzugsweise erst im Tertiär vor sich gegangen, und danert anscheinend noch 'heute lort,),

Weiter laasen aber die palAontologi&ehen Befunde keinen Zweifel darft.ber, dass auch Anstralien froher eine direkte Landverbindang sowohl mit Vorder-------

I} Es sei ansdrO.cklich darauf hingewiesen, dau die Dantellnng in vielen Punkten notgedrungen schematisiert ist. Namentlich in Nordamerika sind nur die westlichsten Ketten der Kordilleten tertiAlen Ursprungs, wAhrend die östlichen älter sind, und zwar um so mehr, je östlicher sie liegen. Mit der Trennung von Europa können natD.rlieh nur die tertiAren Falten in Verbindung gebracht werden.

') Man spricht in der Goologie vielfach von einseitigem Drnclt bei der Ge­birgabildung, ond nimmt speziell beim Himalaya an, der Druck. sei von N, nicht von S gekommen. Demgegen:f1ber muss betont werden, d&8S nach bekannten physikalischen Prinzipien Wirkung stets gleich Gegenwirkung, also auch Drnek gleich Gegendruck ist. Wo also ein unsymmetrischer Bau der Faltengebirge beobach­tet wird, kann die Ursache wohl nicht in einseitigem Druck, sondern nur in anderen Faktoren, wie verschiedene Gröaae oder Maehtigkeit der heiden Schollen, verschie­dene Riegheit (so dass nur die eine sich faltet) und ähnlichem gesucht werdeu, woraUs sich aber keine Argumente gegen die obige Auffassung ableiten Ia.uen.

20"

A. W EGB!'fKR - Die Entstehung der KontilIente. 287

KOKY.Y hat in einer besonlleren Ablu\Dcll11ng 1) gezeigt und dureh eine Karte erlil.utert, dau bei der heutigen Anordnung der Liinder eine so grosse .Ausdehnung der polaren giskappe vollstJ~ndig unmaglich ist. Deon selbst wenn TOIUl die sildamerikanischen Funde als unsicher fortlll.lI8t, was gegenwärtig kaum mehr zuillssig sein dilrfte, und lIen Pol an die denkbar gnnetigste Stelle, nämlich lllitten in den Indischen OzeI\P. legte, so erhielten die fel"Uaoon Gebiete mit In­landeis immer noch geographische Breiten VOll l:1~. :;O_l1:jO. Bei uiner solchen V t'roisung könnte kamn irgend ein Teil der I·;t·unberflncho · ... on glazialen Er­~cheinllngen frei geblilluen 9~in. Und dabei fieltl dann der Nordpol auf Meltiko, wo doch koine Spur I'iner Vereisung im Ponn zn erkennon jst. Die sll.dnmerikani­.. ehen Ftmtle aber wUrden geraue nn den ~\.qll:ttor zu Hegen kommen.

Oie permisdul I<~iszeit bildet also fnr nll~ A.usChl\l11lUgen, welehe Horizontnl­Vl'N.(·hiehttngen der Kontinente nicht nnzllnehmen wagen, ejn 11111ösbares Problem. Olme :\lle anderen Argumente wllrtleu diese VcrhiHtlliset!. wie nbrigens PJo:~(·K. schOll henTorgeholll'l\ hut, es nahele~n, "i"uie Beweguug d~r Enlkrust.e in llOri· zOlltalem Sinne als eine ernstlmft in Erwilgllng zu ziehelldl' Arbeitshypothese tins Au~t) zu faSACU'" ~).

'V p.lln wir \II\S nach lIen oben ontwiekeltoll ftleen don Zn"mnd zur penni. ;lch.>n Zoit rekonstruieren, so rilcken l~lIe VOll d"1" Vereisung getroffenen Gehiete konzentrisch 11nf (Ue Sildspitze VOll Afrika zn,jammcn, und wir haben nnr nötig, Ihm S(blpQI in GILS 11l1nmohr 8ehr beschränkte Vel-eisullgsgebiet zn le~D, um der Er:>clH'inung alles Unerklllrte zu nehmen. lier Nordpol lilge lInnn jenseits der Bl'rillg:!trasse im Pazifik. Auf diese i\!tere PoUage nnd di.) Verschiebungen des Pols l\herlumpt werden wir noch zurt\ekkommen.

.J. Atlantische und pazifische Erdseite. !\[lm ist schon ,·or langer Zeit auf ,leu grosszllgigen morphologiseht'n Cntorschieu (Im- atlantisl'l1t"lll lind pttzifiselum EI'Ilseitt' aufmerksam geworden. Sn:-os uescllf(~iht ihn in fol~~mder Weise~):

.. Db Iunenseittl von Fllltenzn).,>'Cn. z1l.ckige RhLSküsten. welche dns Ver· :!linken von Ketltm rmzoigt>n, ßrnehrUluler \"011 Hon>tcll und Tilfelb:rl\ehe bilden die uwnnigf:\ltige Umgrenzuug lies ntl:mtiscbtlll ()'l,("tms.

Derselbe Bn.u der KÜliten tritt 1l11ch im Indischen Oze:Ul hervor, ostwi\rts bie an die Gallg09mi\ndungen~ wo d~t Aussenrond der eurusintisehen Ketten d~s M~r (!rreicht. Die 'VeatkllsteAnstralieIlil zeigt gleichfulls atlantischen Ban.

..... :.\lit Ausnahme eines Stttck.es. der mittehunerikanischen Kfiste in Guate­mala, au welcher die nmschwenkende KOri.lillertl der Antillen abgesnnken ist, wel-den alle genauer bekllnnten UmgrenzUllgell des pazifiscben Ozeans durch gefnltete Gebirge gebiluet, deren .r'nltnng gegen den Ozean gerichtet ist, 80 dass ihre tlusseren .r'nltenztlge entweder die Begrenzung des Festlandes selbst sind ouel" vor uemselben als Halbinseln und ZUge \'on Iuseln liegen.

Kein gefaltetes Gebirge wendet dem p,\zifi8chen Moore seine Innenseite zu; kein Tafelland tritt an den offenen Ozean heraus."

Zu diesem morphologischen Unterschied gesellt lOich noch eine Reihe nnderer. BgcKE erk&Ullte 1903, ll&sS die vulkanischen Laven der atlantischen Seite prinzipiell von denen der pazifischen vel"8Chieden seien; die atbmtiachen Laven enthalten grOilB8re Mengen VOll Alkalien. namentlich ~a, während bei den pazi~hen Laven die Alkalien mehr zuritck-, und Ca und Mg mehr in den Vordergrund treten. St"J.x<; wirft deshalb bereits die .I!'rage auf, "ob das Zurück· treten von Ca 1md Mg in der atlutischen Erdhlilfte nicht mit uem Fort.sebreiten der Erstarrung in Verbindung steben könnte." ------

1) KOKDO, Indisches Perm und die permische Eiszeit. Feetband d. neuen Jahrb. f. Min. GeoL u. Pallont. 1907.

r) PE..~CK, SD.d·Afrika und SambeeifAlle, Geogr. Zeit&chr. 12,11, S.ool bis 611, 1006.

S) Antlitz der Erde II, 256.

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288 Goologische Voreinigullg.

Weiter besteht ein systematiseher Unterschied in den Meerestiefen. Nach Kltliaonu,l) betrugt die mittlere Tiefo dcs pazifischen Ozenn8 4097, die des atlantischen nur a8ö8 In, während fitr den Indischen Ozean mit zur Half te pazifischem uud zur Halfte atlnntischem Charakter 3929 m folgt, wobei wiederum die atlantische Weetaeite flflCher ist wie die pazifische Ostseite. Dasselbe Bild ergibt die Verteilung derTiefsoo-Sedimente. Der rote Tiefseeton und der Radiolarien­schla.mm, die beiden eeht abyssischen Sedimonte, sind wesentlich auf den pazifischen Ozean und den tlstlichen 'feil des iuuhH:lum Ozenns beschrankt. Wil.hrend der Atlllntik und westliche Indik \,on "epilopl.J.isdltm" Sedimenten bedeckt sind, tIeren g1'Öl>Serer Kalkgeiutlt mit der ~eringeren :\1eerestiefe in unä.ehlichem Zu­smnmenhange steht 1).

So aufflLllig diese Unterschiede sinti, so wenig wusste man sie bisher zu erklilren: "Der tiefere Grund !ler Verschieuenheit der pazifischen und der nt­lllutischell Erdhulfte ist nicht ueknnllt'" (Sn~'-'!oI). Durch unsere Hypothese werdOll wir aber ganv. von selbst auf einen solchen tiefgreifenden UntElrschied gefahrt. Der Offnullg tles ntlantischell OZCIU18 l'lltspricht ein fast allseitiges Drn.ngen der Kontinente gegen den pazifischen OZCllll; an den KUsten de& letzteren herrscbt allonthalben Druck nnd ZtuiammenAchub, hei jenem Zug lInll Spaltung. Die ersten Ahllpaltungen truten nn.cb \lllseren Ansfllhrullgen bei SlI.dafrika in tier 'l'riaspeliotle ein. Damit harmoniert, das .. illl Kllp/o,"'euirge seit dem vorangehenden Penn keine Faltung mehr cingetreten ist; in dcr Saharn. ist Afrika sognr seit dem Obersüur, ~mf der "armoricanisclu·n Linie" seit dem Mittel·Karbon frei \·on Faltungen geblieben. Man darf mso annehmen, dass jene Spalte, deren woite Offnung einst den Pnzifik bildete und dem Urkontinent von beiden Rändern her Druck nud Znsnmlllen.sehub brl\.Cht~, bereits in don ältesten geologischoll Zeiten entstand, und tUtsa diese Beweglmg lfingst erloschen war, als die Kräfte nuf­traten, di~ den Atlantik sehufen. Es ist nicht unwichtig, dll8S die so gswonnene Ansicht von einem sehr hohen Alter des Pazifik durchaus unseren sonstigen Kenntnissen über diese Frage entspricht. Freilich haben wir keine Ml:Iglichkeit, das Alter dieses' OzeMs wirklich einwandfrei zu bestimmen. Die 'Von vielen für tertiar gehs.1tenen Haifischzl:Lhne. rHe oft in grossen ~langanknollen einge· schlossen im roten Tiefseeton gefunden werden, und ebenso die zahlreichen iu ihm enthaltenen l\leteorkftgelchtlD besagen nur, W.\SS er sich jedenfalls "useerst langsam bildet. Da er aber auch in uen tiefsten Teilen des Atlantik unterhalb 4000 m zu treffen ist, so ist seine Bildung offenbar noch mehr eine Funktion der Meerestiefe als der Zeit. Dennoch dÜrfte die von KOKE.~! FRECH (Lethaea palaeozoica) tl. a. genusserte Ansicht, dass der pazifische Ozean schon seit sehr alten geologischen Zeiten bestanden hat, heute von Geologen und Ozeanographen ziemlich allgemein angenommen sein I).

V'ielleicht gewinnen wir aber jetzt auch eine Möglichkeit, die Unterschiede der Meerestiefen zu erklären. Da wir fÜr grössere Gebiete doch auch am Boden der Tiefsee lsosta.tische KompenBationen a.nnehmen ml18sen, 80 bessgt der Unter­schied, dass die nach unserer Auff888ung alten Tiefseeböden spezifisch schwerer sind AU! die jungen. Nun ist wohl der Gedanke nicht von der Hand zu weisen, dass mach entblöute Simaß.äehen, wie der Atlantik odat westliche Teil des lndik, noch lange Zeit hindurch nicht nur eine geringere Riegheit, sondern auch eine hll~ere Temperatur (vielleicht um 100 D im Mittel der obersten 100 km) bewabren alB die alten, schon etark ausgeknhlten Meereaböden. Und eine solche Temperaturdifferenz würde wahrscheinlich genttgen, um die relativ gering-

1) O. K&tbrMEL, Handbuch der Ozeanographie Bd. 1. S. 144. ~) Vergl. die JUrte der Tiefsee-Sedimente bei KnOi\lMKL a. a. O. I) Vergt. KAva, Traite de Geologie, I. Las Phenomenes geologiques, Paris

S.170. - Nach FRECH ware dat Pazifik jedenfalls schon zur Jurazeit vorbanden gewesen.

200 Geologische Vereinigung.

\mverilndert verharrt habe. Denn dann hlute er zur Eiszeit noch t."A. 10° vom U:mde jener grossen Inlandeiskappo entfernt gelegen, die daml\ls in llhnlicher Ausdehnung wie tlie heutige nut<uktischo Eiskappe Nordamerik" nnd Europ" bedeckte. NII.Ulriicher ist G& wohl, ammuelnnen, dl\S8 uer Pol zunächst mimlestons 100 weiter. bis nach Grljllh~nd hincin, wanderto und erst soit dl~r Eis7.oit wieder anf seinC'n heutigen Ort J:lllrti.ckkl,~hrtc.

VOll gl"Ossem Interusse ist, eR, ~i{'h die entsprechenden Lagen ues ~t\dpols :m rekontltruierel!. \\ronn tier Nordpol selh~t UIll 00° rmdt Jer ßcring!lt.mSl:le Zll Yl.rschoben lag, sn tnll8S der Hildpol immer noch etwa 25 'I si.idlich vom Knp L1er .1-"tl.ten Hoffnung gele~n huben, tl. h. Imf t1.~m dl\lllllis :~llscheinolltl noch bis in diese .Breiten reichenden SlIdllolarkontinent. In den uns nuhor hekanllten Gebieten der Stltlhalbkngel werden wir also nur wenig· ouer gar keille Vereisungs· r('l:!te nUß jener Zeit erWi\rten kUnncll. DÜg'llgen heweist die schon besprocholle pormischo ~;i;;zeit, dü iJ8 in Iloch früheren Zl'iten die V crs(dliobunA" ein\} noch gröBSfll'(l war (vielleicht 000). J)auU\.l:; hiltto der :NordpOl noch weit jensoit:! uel· Hering­~tl"l1sse im Pnzifik "'''elegen, t.loch werlien wir hier schon zur grOssten Vor· sicht in hezug nuf ,schlllssfolgerungl"ll gezwungen, \\"pil hier uuser Bild YOIi

dem Omfllttg lind uen Konturen des dßlIH1Jjgell Ll·kontinonts imlller undcutlicher wird. Onher scheint mir uneh eine Verfolgung" liic8(ll" V{lrhilttui>;se in lIodl il.ltcr{'n g'L'ulogisehen Zeiten, wie sie tlnrch t.lin ~purcll einer uuturkamlJriiilchen Y creisung­in China (im Gebiet dOß Ynngtso), in Silt1al1stralien bei .Addtlide {uach WIr.us) lInü Iluscheinend nnch in Norwegen (111Ich H.\;>;M Ri-:nwJi) IUthegelegt winl, einst­w('Heu noch untunlich.

Nur anf cine eigenUhnlh:he Beziehung sei noch hingewieseIl. Namentlich Glml'::'" l1ud E:WI·:m",o:'( haben dill g-rosse Brnch:'-lm8 lier ,:Hitteluwere, wf'lchc (Ho Erde in Gestalt eines grösstell Kreise .. umgiLt, als {'inen alten ..\quntor der Erde nufgefllsst. In der Tu.t biluet sie den J\qufLtor für jene anscheinend im glUlzen Mesozoikum behnuptete Pollage, bei welcher der Nordpol in der Gegent! dcl' Berinl-,'13trasse, tier Sndpol sndlich ,-on Afrika liegt. ,"Venn sicll auch mnmhe Bedenken gegen die Vorstellung jener Autoren erheben1 Uf),S8 diese ßruchzone fmf die zertrü.mmernde Wirkl1ng" der :\Iondttllt im Erdkörper znrUckzufnhren sei, die am Xquator den gr088ten Betrug erreiehe, so ist doch uie Beziehung als wIche sehr zu beachten.

Von der grössten Wichtigkeit filr das Verstnndnis der ganzen El·scheinung ist n.ber der l1mstand, dass die grossen Verschiebungen der Pole offenbar gleich· zoiti~ mit den grossen Verschiebungen der Kontinentalschollen erfolgen. Ins· hesondere ist dns zeitliche Zusammenfallen Jer um besten beglaubigten Pol­vMschiebung im Tertiär mit der Öffnung des atlantischen Ozenns evident. Auch dal:! (relath· ger.inge) Zart\ckwandern der Pole seit der Eiszeit wird mnn mit der Abtrennung Grönlands und Auatra.liens in Verbindung- bringen kOnnen. Es scheint hiernach, als ob die grossen Kontinentalverschiebungen die Ursache der Pulversehiebungen sind. Der Drehuugspol wird jedenfalls dem Trägheitspol folgen müssen; wird dieser durch Verschiebung der Kontinente geändert, so muss der Drehungspol mitwandern.

Cber die Art dieser Beziehungen hat namentlich &HI .... UBF.f.l.l sehr inter­eSSliD.te Untersuchungen ausgeführt I). Er fand, dllss - die Erde als vl:lllig starr vorausgesetzt - selbst durch die grossten (bisher angenommenen) geologischen Veränderungen die Pole der Tr!l.gheitsa,chse und damit auch die Rotationapole nur um ganz geringe BetrAge verschoben werden können j bei Annahme einer gewissen Plastizität der Erde, die eine, wenn auch verzögerte Anpassung ihrer Form an die neue Rotation erlaubt, wßrden bereits ziemlich beträchtliche Be-

l) ScHIAPARELLI, Oe la. rotation de la terre sous l'influence dea aetions geologiquea. Memoire pm. 8. 1'0cC8sion de 8& f{;te semiseculaiTe. St. petersbourg. Acad. imp. des sc. 1889. Die ersten Versuche einer Berechnung wurden bereit5 frilher von DA.B.WIY ausgeffihrt.

A. WEGBNER - Die Entstehung der Kontinente. 289

fUgigen Niveaudifferenzen der grossen ozeanisehen ßecken untereinander zu nrklären I).

6. Polverschiebungen. Trotz der grossen und berechtigten Vorsicht, wnlche man von geologischer Seite "llen Annahmen über Polverschiebungen entgegenbringt: ist doch gerade von dieser Seite her in jüngster Zeit soviel Material erbracht worden. dass ein e grosse Verschiebung jedfmfal1s nls nH.ch· gewiesen hetrachtet werden darf: Im Laufe der 'l'ertil\rzeit wa.nderte der Nord­pol YOll der Seite dor Beringstrnsse n&eh oer atlantischen Seite herüber, der Südpol also entsprechend von Sndnfrika Mch der pazifischen Saito.

[0 den heiden illtf'ßten Abschnitten der Tedl11rzeit. nämlich im PnlBoziln und noch mehr im darauf folgenden Eozän, wa.r dns Klima 'V~i!teuropas noch ausgesprochen tropisch t ), und auch noch wAhrend des Oligozäns waren Palmen Illul n.ndere innnergrUne Gewi\ehse bis an den hentigen Ostseestrand verbreitet: im Oberoligozll.n der \Vetterau finden sich z. B. massenhafte HUlzer und Blatt­reste von Palmen. Noch,' zn .Anfang des folgenden Abschnittes, dAS Miozäns, kommen in Deutschla.nd viele subtropische Formen vor, einzt'lne Palmen, Mn.­j.,'1lolipn, Lorb~er, Myrthe usw.; später ubt'r verschwinden dieae, es tritt eine immer weiter gehend.. Abklihlllng ein, so dass im letzten Abschnitt des T1'rthlrs, dem Pliozitn, die Temperatnrverhllitnisile in Mittelenropa \"-011 uen heutigen iwrt'its nicht mehr verschieden sinti, und darauf folgt dann die Eiszeit. In dieser Verltnuenmg zeigt sich deutlich dns Naherrftcken des Pols. Dasselbe Bild der PolveIBchiebnngon zeigen die aussereuropnischen Beobachtungen. Zu Beginn deI:! T~rtHLrs, als der Pol noch seine alte Lage hatte, wuchsen, wie namentlich die klassisch(m Arbeiten HElms zeigen, auf Granlaml, Grinnell-Land, !sland, BiLrmtiusel, Spitzbergen, - Orlen, di~ heute 10-2'20 nördlich der Baumbrrenze liegl'1l _ Buchen, llappeln .• Ulmen, Eichen! ja sognr T~xodien, Pl:\tanen und :Magllolif'n.

Dass es sich hierbei aber in der Tat um eine Poh'erlagcnmg \\D(l nicht lIur um eine Ilie ganze Erde betreffcndo Klima.ändernng lumdelt, das beweisen namentlich die Untersuchungen N_'TJ[OIl ... ,.'1i nber die Tertii\rtiorn. Ostasiells, Dach dellen dn.s Klima diesf>r Gl~biete gleichzeitig wilrmer wurde, während ftlr Europa die Eiszeit hereinbrach. Er legt den Nord·pol vor der Verschiebung in eR. 70<1 Nord­breite und 120° östlicher LUnge. Die stnrk polare TertiArflorn der Neusibirischen Inseln wllrde dann unter da.ma.ls 80° Breite zu liegen kommeDy die Floren von Kamtschatka, vom Amurlande nnd Sacha.lin mit etwas wärmerem Charakter unter 68-670, wAIU"eDd die Floren mit erheblich wärmerem. Anstrich, wie die von Spitzbergen, Grinell-Land, Grönland U8W., welche immergrüne Laubbäume aufweisen, ausserhalb des da.ma.ligen Polarkreises, nämlich in 64, 62, 5H-ö1 ° Breite faUen würden. Auch andere Autoren, wie SJmI'ER, sind zu ähnlichen Resultaten gelangt, und es kann wohl überhaupt die Realit.l1t dieser grossen Verscbiebung nicllt mehr ern.sthaft in Zweifel gezogen werden.

Es erscheint recht unwahrscheinlich, dass der Nordpol bei seiner tertiären ·Wanderung gleich an seine heutige Stelle gerückt sei und seit der Eiszeit hier ------

1) Der kubische Ausdehnungskoeffizient yon Granit ist 0,0000269. Für 1000 Temperaturerhöhung beträgt also die Ausdehnung 0,00269 des Volumens. Dies wäre zugleich auch die Abnahme des spezifischen Gewichts, wenn dasselbe anfangs gleich 1 gewesen wl1re. \V M es 2,9, so erhält man:

ft1:r Sims von 0 ° spez. Gew. 2,9000 " " Il 100 ° ",. 2,8922.

Bei Isosta8ie würde diesem Gewichtsunterschied bereits eine merkliche Niveau­differenz entsprechen.

lI) Nach S.EMPER besteht im Eozän Belgiens i/s, in dem von Paris die Hillfte der Arten s.ua tropischen Formen. Auch die mitteleoziLne FloT& der Themse­mllndung hat Dach A. SClIE.~K (ZITTEL , Handb. d. Paliont., Phytopal. S. 807) ein tropisches Gepräge.

A. WSUKNBR -- Die Entstehung Jer Kontinente. 291

wegun~en ller Pole erklärbar sein, und in noch höhorem MAsse wUrde dies der F:~11 sein, wenn. die Erlle hinreichend pllLStisch ist~ um ohne wesentliches Nach· hinken sich den jeweiligen Hotll.tionsverhaltnissell anzupassen. Nach den Er­I:tebnissen der Geophysik 11l\ben wir offenbar ftlr h"OOlogische Zeitrltume, wie sie hier in Betracht kommen, VOll dl,lr letzten Annahme Gebrauch zn machen. Schon lIIehrfach sind Vorsncbe ~eml\Cht worden, auf solche \Veise die Polverschiebung zu bcreclUlon! welche llnrdl irgond eine beobachtot,:, Massenverschiebung verursacht werden mnsste. Dn Ulun aber immer nur sl,lhr geringe Verschiebungen, wie man l:\io 7. . .B. bei Ertlbcbl,ln konstntioren konnte, in Betracht zog, so kmn man stets zu dlO'm I::)dlluss, t.!nss IHn bewirkte Polvcrsdliebung llIunerklich klein sein mt\sste. So finden z. B. H,\l-!>"OIlJl Imd B.u,IHn;"\" unter der Annahme, dass sich beim k:rdbeben yon 8. Frllllei8co Hl06 ei1le Erdscholle von 40000 qkm Oberßti.che, 118 km Dicke und von dcr mittleren Dichte 4 sich um B III nach N verschoben 11l1t, dl\ss sich hiel"thlrcll tier Pol dor Tritgheitsachse nllr um 0,0007", d. h. lun :! 111m verll\gert hnhen kllllli 1). Nach un.ileren Vorstellungen hnbeu wir cs aber mit \'PTSchiebuOJ.,.-en zn tun, welche znm 1'~il hundOl·tmnl g-rüeS~l'H Sl"hollen betrcffl.'l1 Ilnd dabei dl'l1 Imgep:ebmwH ßf;;ltra.~ pro J :lh r erreichen di\rftell (8. u.). Jßllenfn.lIs ~i(.'lIt man sO\-io1, tins,; 1l1\f lliese 'Voil3c leit"ht fortschreitende Vt)rln~erungen der Trilgheitspole statttim.len kuuncll, wek "fl die IIllndert:J:ltelseknmlo pro Jilhr (lIdcr 10 in 1360000 Jnh.roll) crreichell künnen, und damit kOllllllen wir auf eine GJ'ü~enortlllllllg-, wie wir sie zur Erklärung der geologischen Polvcl"schiebungen hmuchen. Der ZustlnllllculuUlg zwischen diesen \Uld deu von uns Ilnhl"ßnOmml.men lIorizollta,lverschi('buugeu der Kontinente erscheint nlso nuch theoretisch gerecht~ fl.'ftip:t, wenn :H1ch liie e~:\kte Untersuchung noch aussteht.

IV. Ge}:ellwitrti~e Horizontalverschiehnngen.

1. Grönl:\ud. ~t'hlHcu wir n.n, die Tronntmg Skl\m1inaviens ,·on Grünland wilre vor 50,000-100,000 Jllhrcll erfolgt (was wohl aßr grosseu Eidzeit einiger. lllßSllen entsprechen tlilrfte, da nacu den noueren Untersuchungen von HI;:Dl und :nnerikanisciU!ll Geologen seit. der letzten Eiszeit Olll" etwu 1O,CXlO Jahre verflossen zu sein scheinen) I1nd Hehmen wir weiter an, Jio Bewegung sei während der gllnzen Zeit mit gleichförmiger Geschwindigkeit erfolgt. und dauere noch heute fm·t, so wÜrde sie ehm 14-28 m pro Jahr betragen, eine Grusse, die sich durch astronomischo Ortsbestimnumg ohne Schwierigkeit ermitteln lassen müsste. :Nur tl.n einem Punkte, 1l1hnlich auf Sabine-Insel an der OstkUf!i:e liegen .LAngen­messungen aus verschiedenen Zeiten yor. Da.bei zeigt sich zwischen 1823 (S_\Bln) und 1870 (BöRHEs und Con;usD) eine Vergrössernng der Entfernung von EUl"opa um 260 m, zwischen 1870 und 1907 (Kocn) eine weitere VergrOssenlDg um 600 m, zusammen in 8! Jahren eine Yergrösserung des Abstandes um ca. 950 m od6l" 11m 11 m pro Jahr.

Leider sind diese i\Iesi!ungen mit Hilfe. des Mondes nur wenig genau, tmo zudem herrscht eine gewisse Unsicherheit über die Lage von S_\BINE'S Obser­vatorinm. & ist daher zu hoffen, dass mClglichst bald durch eine nochmalige geDaue Langenbestimmung und dorch eine Revision von SAIIDno:.'s Beobachtungs­platz die letzten· Zweifel an der Realität dieser Verschiebung beseitigt werden.

2. Nordamerika. Für Nordamerika werden wir eine sehr viel geringere Geschwindigkeit erwarten, da die Trennung von Europa ja bereits im Tertiar erfolgt ist. Andererseits haben aber hier die transatlantischen Kabel eine gl"Össere Genauigkeit der Lil.ngenbestimmung ermöglicht. Nach ScHOTT ~eben die drei glossen Li1ngenbestimmnngen von 1866, 1870 und 1892 folgende Werte der LAngendifferenz. Cambridge-Greenwich.:

I) H..\YFORD und BA.LDWIN, Movements in the California Ea.rthquake. Coast and Geod. Suney, Report for 1906-1907. Appendix S, S. 97 (zitiert nach RUDZXl),

:!92 Geologisclte \"tJl'einigulJg.

1Sti(i: 4 h 44 III BO,89 fI

1870; 4,,, 44 " :31,005" lS~I~: 4 ~ 4·! ~ 31,12 ".

Diese B('n!'achttlng'~n scheinen also ant ('ine Ver~ross&ruug uer Entfernung' nm etwa 1,1 10\) Zf'itst'knnde (! 111) pro .Jahr hinzudeuten. Da der heutige Ahstand etwa ~;:,OO km hf'trHgt, W ,diruell hei .deiehWrmigcr ßewf'gnng biernfLl'h nmd 1 .'IIiHion Jahre seit dcr TrennlllJg' \'f'f"tt'ichen sein .

.l\atüdi('h sind n\lch dies., Zablen noeh aL~ kaum :"lllsreicheml zu betrachten, IIlH

die Rf'alitüt der YI'l'sehiouullt!' zn beweisen, denn tier hcobaehtete C"nterscllled YOn O.:2:~ 8eknmk l:i1;st sil!h ~l1r Kot noch :ws dl'1" !!'rdssel'en Ungenauigkeit dr-r .iltel·cll ßeob:H'lttnnp;en erklilren. Da ..,eil llcr letzten Liingenbestilllffiung aber bcrt>its wieder :!O .Jallrl' YNrlosBen "imL so \\ ilrd ü es wllhrscheinlielJ müg-lich sein. durch eiw: \ri~'llerholnllg den;pllwlI hNPitil hellte pine Entseheidung herbei­:llIf\ihren.

Die :!"lpit·hfall.-; 7,ll ~)r\\"art('ndl'll ßr+:,itellilwlNullg-OIl Au"traliens habe iell nicht 11lltf'LOIWllen kulluen. - \\'eullglf'it'll die vor!iege~ldell Zahlen sieh, wie 11Iir ~(·heillt. nidlt lltelJr olme {~ew:!lt auf bl'l"se DC'o\)arhtnng-sfehler 7.11riipkfn!Jl'f'l! la""cu. ~O ist d .. dl einlenehteud, da"" !.!·('Il;l\wn' Feo.t~tf'llnllgcn Hhgewnrtet Il'erden lllus,:;en, phe lunH I['m :::\aehwcis nm HOI'iLollta[v(Jt'sellielJHllgon der KOlltinelltal, ~dlO!lPH [Ill SiUlle nll~eJ'('r lIypothe;:;t.> ,11., "rbr!H'ht ltmWllf;lJl darf.

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G. Steinmann

Are there aneient deep-sea deposits of geologie signifieanee? Geol Rundsch 16:435-468

Translation received: 28 February 2002 © Springer-Verlag 2002

Today, when the permanency of continents and of the Pacific is a favorite topic of scientific discussion, with the breakup of an ancient landrnass into today's conti­nents (as proposed by Wegener) high on the agenda and even accepted by some as firmly established, the need for an ace urate answer to the above question seems espe­cially urgent - for the answers given are entirely irrecon­cilable, as is weil known. There are researchers who cat­egorically deny the occurrence of deep-sea deposits on today's landrnasses, as do Dacque, Deecke, Scrivenor, Soergel, Walther and others, and on the other hand, there are those who admit a not insignificant dispersion on to­day's landrnasses of such deposits, and thus a consider­able importance for the problems of geogeny, as does this author and, with hirn, many others such as Andree, Cornelius, the two Heims, Hinde, Kober, Molengraaff, Neumayr, Nicholson, Parona, Suess, Staub, Uhlig, and Wähner. An intermediate position is taken, for example, by Diener (1925) who finds it necessary to call on the yet poorly known Danau formation of the Sunda region to find examples for ancient deep-sea deposits, as he denies that the much closer occurrences in the Alps and Apennines in fact possess the character of deep-sea deposits, basing his case on the chert breccia of the Sonnenwend mountains, which is in every way disput­able and unascertained in its significance.

Such large differences in opinions naturally can pro­ceed only from an incomplete knowledge of the OCCUf­

rences in question. In fact, intensive and comparative in­vestigations of the matter are almost entirely missing and, in particular, there is yet lacking a clarification of certain disputable or uncertain occurrences which have been identified as of decisive significance by some au­thors.

Translated by Wolfgang H. Berger

W.H. Berger (~) Scripps Institution of Oceanography, University of California, San Diego, La Jolla, CA 92093, USA e-mail: wberger@ucsd.edu

Apparently, there is, in many instances, a fundamental aversion to admit the existence of ancient deep-sea de­posits within today's landrnasses. And yet there is in es­sence no basis for this attitude. We know full weil of ma­rine and terrestrial deposits which were created in suffi­cient abundance within a relatively short period, with thicknesses of, say, 5-6 km. In such cases, no one doubts that the Earth's crust subsided by an appropriate amount. If the subsidence involves a region close to a mountain­ous landrnass with high rainfall, and perhaps rising con­currently, the basin can be entirely filled with clastic sed­iments. In another region, with similar subsidence but little or no clastic sediment input, a calcareous or calcar­eous-clayey sediment perhaps half as thick or even less will deposit over the same time interval, so that at the end of subsidence a deep-sea environment of 2,000-3,000 m will exist, in which the seafloor is composed of eupelagic calcareous ooze. If, at the same time, condi­tions are favorable for dissolving carbonate within the subsiding basin, a thin layer of deep-sea Red Clay must form within a deep-sea environment of 4-5 km, the sea­f100r being then covered by typical deep-sea sediment. The difference between these three geotectonically equivalent regions is rather one of chance and is inde­pendent of the process of subsidence by itself. Of these similar regions, therefore, it is not evident why only those which are wholly or partially filled with thick se­quences of sediment qualify for later incorporation into a continental mass but not the others wh ich, for reasons unrelated to orogenie or epeirogenic processes, received but little deposition. This fictitious example is meant as a rem inder for the obvious fact that, with respect to tecton­ics, the significance of deep-sea deposits does not differ from that of shallow-water deposits of corresponding thickness.

It is by no means easy to arrive at a correct judgement of the issue of ancient deep-sea deposits from one's own observations. Among the widespread epicontinental se­quences which are generally but littIe deformed and easi­Iy accessed, such deposits are missing - one must look for them in the intensely folded orogenie belts of the

past. There too, however, they are sufficiently inconspic­uous compared to other sediments, because of their mod­est thickness and the lack of macroscopic fossils, to be easily overlooked or, at least, not given the attention they deserve. Within highly deformed and largely covered, ancient folded mountains, such as the Caledonian and Variscan chains, they can be followed for only short dis­tances whereas in the younger alpine belts, where condi­tions are less severe, acquisition of clear insights is often impeded by the commonly extreme complication of the geologic structure. As a result of the nappe structure, se­quences of entirely different ages and from greatly sepa­rated regions of origin are quite regularly brought into direct contact, and are melded so closely and also so greatly altered that the visible relationships are readily interpreted incorrectly, as I shall show in the following. When interpreting the sequences in question, therefore, it is necessary to choose areas where they occur in mini­mally altered condition and within tectonic settings which are not inordinately complex. Within the alpine mountains, examples are found in the Lombardian belt of the Dinarides and in certain parts of the Apennines, especially the Ligurian and Toscanian [mountains].

Having occupied myself with these matters for sever­al decades but having published my observations in a brief manner only, and having been enabled by the arriv­al of normal travel conditions to review and extend my earlier observations in the Alps and Apennines, I believe I can contribute something new to the solution of the problem being debated. For those desiring to study the present state of the problem, the publications of Andree (1920, 1924) offer the best summaries.

Classification of marine sediments

The known deposits of recent seas provide the basis for the interpretation and classification of ancient sediments. However, it is obvious that this basis is incomplete. Not only is oUf knowledge of the character of the seafloor quite limited but especially there is a lack of extensive profiles across the seafloor. In addition, the particular historic moment in which we happen to live takes too much center stage regarding our knowledge and the scheme of classification. An independent classification, equally applicable to ancient and recent formations, would be highly desirable instead. For example, when we find a dense limestone of the lower Cretaceous wh ich consists almost entirely of coccoliths and some radiolari­ans and calpionellids but with few globigerines, and when this sediment, in terms of both lithologic character and geologic setting, must be interpreted as a deposit from considerable ocean depth, corresponding to Globi­gerina ooze, the label Globigerina ooze is still mislead­ing for this sediment - neither does it contain globiger­ines in high abundance nor is it an ooze. It seems that not until the younger Cretaceous do the globigerines attain a dominant role among planktonic foraminifers; one knows them as but sparsely represented in older layers

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(and apparently, the same holds for pteropods). Such de­posits of similar origin from different periods and in dif­ferent diagenetic stages would merit uniform classifica­tion. The same is true for an ancient Red Clay which we find as sericite shale of yellowish or greenish color. In this case, too, the name leads astray.

Our meager knowledge of modern marine deposits and the fact that they represent but one of the many his­torically available conditions make it indispensable to complete the present classification on the basis of an­cient sediments. It seems appropriate to use the Haugian labels neritic, bathyal and abyssal besides the groups in­troduced by Murray - littoral, hemipelagic and eupelag­ic. Hereafter, I shall employ the following classification of eupelagic sediments.

Subdivision of eupelagic deposits

In correspondence to the categories of depth zones pro­posed by Haug, I label all deposits outside of the neritic and bathyal regions (that is, generally those formed in depths of more than 900-1,000 m) as abyssites and sub­divide these further into:

1. Hemiabyssites (or hemipelagic deposits)

[These are] formed in depths of 1,000-2,000 m on av­erage. We will not further consider these very variable sediments here, since they do not represent deep-sea deposits in the geologic sense, and since hardly any­one can doubt that they are significantly represented in the fossil state.

2. Hypabyssites

Under this name I include the calcareous or clayey­calcareous deposits which today are formed in depths of about 2,000-4,000 or 5,000 m. To this group be­long above all the white deep-sea ooze (Globigerina and coccolith ooze) as weil as the pteropod ooze which is close to hemiabyssal deposits, and also clayey-calcareous to purely clayey deposits such as form today as Blue Mud at considerable depth. The silica-rich diatom oozes likewise would be part of this group. Within the hypabyssites I recognize

a) Abyssokonite (from konia = Kalk)

I define [this] to include all pure or almost pure cal­careous deposits with dominantly whitish or also light gray or light reddish and greenish color, which are known among the present marine deposits as Globi­gerina ooze and coccolith ooze (or pteropod ooze). When lithified, they appear mostly as den se, light­colored limestones or marly limestones, on occasion with some chert, or as irregular lenticular [flaser] limestones with thin, mostly wavy clay layers, such as the aptychus limestones, or as nodular, gray, yellow and red cephalopod limestones with etch sutures [stylolites]. By addition of large amounts of radiolari-

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ans, such deposits grade into radiolarian limes tone which in turn passes into euabyssal radiolarites. Out­standing features are a paucity of iron sulfide and an abundance of stylolites, both a result of significant participation of oxygen and carbon dioxide in the ori­gin of this facies.

b) Koniapelite As the name is supposed to indicate, these are clayey to clayey-calcareous deposits with a marly character or clays with dark limestone nodules or layers. The BIue Muds occurring at considerable depth are pre­sumably the equivalent sediment in today's ocean, as yet unaltered by diagenesis. A more or less important admixture of dark clay, and a commonly finely dis­tributed component of iron sulfide (and the conse­quent rusty weathering) must be interpreted as typical markers and a result of poor aeration during genesis of the rock. For the ancient deposits, as for the hyp­abyssal sediments, the general lack or the extreme rarity of true benthic organisms can be taken as typi­cal, as weIl as perhaps the fact that bituminous matter becomes unimportant. An accurate separation of such dark hypabyssal nodular clays from similar hemiabys­sal deposits will not always be easy.

c) SkJeropelite We may be certain that the ancient equivalents of to­day's diatom ooze are practically unknown as marine deposits; yet, we must assume with high probability that they are not absent. They should be represented by silica-rich rocks with varying content of carbonate, such as siliceous shales or clay-rich limes tones with­out the remains of benthic organisms. There is littIe chance, however, that the siliceous fossils themselves will still be found therein. As one observes in the skeletons of siliceous sponges and radiolarians, the organically produced amorphous opal is almost in­variably transformed by diagenesis, that is, it is dis­solved and replaced by calcite, pyrite, glauconite, etc. Given sizeable organisms (which includes also the ra­diolarians), the characteristic morphology of the fossil or some of its parts still permits recognition in most cases. This is not so for the diatoms, however, be­cause successful observation in thin section is limited to low magnification (owing to pervasive alteration by diagenesis or regional metamorphism) and it is therefore impossible to recognize such small objects if one cannot prepare them by etching with hydro­chloric acid. True, one has found some diatoms here and there within Mesozoic deposits, but one knows almost nothing of the plethora of species and individ­uals which, seeing their abundance in the Tertiary, are to be expected in older times, too. There is a wide field for research remaining here.

3. Euabyssites

Here belong the colorful, otherwise red, deep-sea clays and the pure radiolarites. Although I have com-

mented extensivelyon the characteristics of these true deep-sea deposits on earlier occasion (1905), I feel it necessary to make additional remarks since erroneous interpretations did not fail to materialize. For the rest, I can refer to the accurate remarks of Andree (1925, pp. 519-525).

a) Radiolarite

[Radiolarite] - a label which I herewith extend to all pure radiolarian accumulations with a deep-sea ori­gin, independent of the condition of preservation - is distinct from similar radiolaria-rich deposits with which it is commonly compared or even lumped, in that these sediments are practically wholly carbonate­free and clay-poor but commonly manganese-rich. Also, they often occur in intimate connection with rocks of the colored, deep-sea clay type, and further­more are found under- and overlain by true hypabys­sal sediments but never in primary association with true shallow-water deposits. Some observations ap­parently in conflict with these characteristics will be shown below to rest on erroneous interpretations. The known radiolarites of PaJeozoic and Mesozoic age moreover turn out to be free of remains of benthic or­ganisms, like most of the other euabyssal and hyp­abyssal deposits of those periods. It is obvious that a real radiolarite cannot occur in sequences alternating with shallow-water sediments, or form transgression conglomerates, as claimed in a number of cases. In the Alps as in the Apennines, one commonly ob­serves how the radiolarite of the upper Jurassic changes into colored deep-sea clays - upwards, downwards, or laterally - within alternating sequenc­es. For such clays I propose the inclusive term [abyss­opelite].

b) Abyssopelite This type of rock shows varied coloration, is extreme­ly fine-grained, almost free of organic remains with the exception of occasional radiolarians, and not un­commonly rich in manganese, like the radiolarite. In its lithologic character as in its distribution and asso­ciation, the abyssopelite displays all the characteris­tics of the so-called "red" deep-sea clay.

The Mesozoic abyssites in the Alps and Apennines

The fact that even today many an author disputes that ra­diolarites, abyssopelites and abyssokonites of these mountains have the character of deep-sea deposits re­flects mainly the lack of sufficient, detailed investiga­tion. It is known for some time now that such rocks, with surprising uniformity in their character and association, extend not only throughout these two mountain chains but also through the Dinaric chains right to the Pel­oponnesus and beyond, but there are essentially no spe­cialized investigations supported by microscopic investi­gations on these rocks. Furthermore, a few occurrences

where apparently coarse clastic sediments are in primary association with these rocks are brought up again and again to dispute their nature as deep-sea deposits. The following observations may redress this deficiency, at least in part.

A. Abyssal rock formations of the Southern Alps

No second region within the Mediterranean mountain chains is probably better suited for the investigation of the nature of the rocks in question than the western por­tion of the Southern Alps. Here, especially in the region of the Lombardy, they not only become much more ac­cessible than in most other parts of the Alps but they also occur in a nappe-free zone, below little disturbed and on­ly locally somewhat complex tectonics, where metamor­phism is practically lacking. Sections such as the one of­ten described from the Breggia canyon near Corno (Heim 1906, Renz 1920) reveal a distinct sequence from the Liassic to the Cretaceous.

The radiolarite stands out as the most prominent member with a thickness of about 40 m (gradually thin­ning to the east). Its age is here more easi1y determined than elsewhere because it contains, besides the well-pre­served radiolarians, only fossils of the Malm and it is in many places overlain by upper Tithonian aptychus lirne­stones with characteristic fossils. What remains uncer­tain is how deep down it reaches into the Jurassic. Pre­sumably it embraces in essence Oxfordian, Kimmeridg­ian and lower Tithonian.

All ob servers of this region - myself included - agree that we have here a continuous sequence of layers from the Liassic to the Barremian, as well as a grand cycle whose core is the radiolarite and the colored shales, that is, euabyssal deposits. From the lower Liassic to the Sowerbyi horizon of the middle Dogger, the various in­terva1s are readily recognized based on rich ammonite occurrences, but then there begins a roughly 50-60 m thick sequence of calcareous to marly character which has no fossils up to the radiolarite. Purplish red or gray­ish green clays occur within the limestones, chert nod­ules and chert strings are dispersed rough it, and large lime nodules are found within the colored marls. A de­tailed microscopic investigation which this sequence merits is yet to be done, but one can nevertheless agree with the interpretation, repeatedly expressed since Neu­mayr, that the sequence must contain the unfossiliferous intervals of the middle and upper Dogger and likely also of the lowermost Malm, and that the paucity of fossils is sufficiently explained by its deep-sea nature.

Within the overlying radiolarite, which gradually emerges from the older layers by an increase of siliceous layers, there are indeed fossils but remarkably no benthic ones, on1y plankton and nekton - aptychus, belemnites, cephalopod beaks and radiolarians.

In this context, I would like to mention an extraordi­nary and rare find which we made in the year 1924 dur­ing a student field trip above the Breggia canyon in the

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radiolarite. On the surface of an outcropping bed one no­ticed many, quasi-circular thin shells of calcite, Iying closely next to each other, which appeared to be the first remains of benthic organisms. Upon closer inspection these shells could be recognized as having a spiral ar­rangement in their aggregate, and also there emerged the shadowy imprint of an ammonite spiral with a wide omphalus, fitting the shape of Perisphinctes. I made a second, similar find within the Breggia canyon proper. These finds prove that in reality ammonite shells, over­grown with the thin-shelled Ostrea roemeri, were em­bedded within the deep-sea sediment but subsequently dissolved, an occurrence which is likewise known from the Solenhofen limestone. The calcitic composition pro­tected the shells from dissolution here and there, as weIl as the aptychi, belemnites and cephalopod beaks, where­as the aragonitic ammonite shells disappeared already during sedimentation.

Overlying the radiolarite there is either Tithonian apt­ychus limestone or else, as here, directly the white, com­pact limestone of the Biancone (or Majolica) which still be10ngs to the Tithonian in its lower parts but to the Neocomian to Barremian in its upper ones; it can be fol­lowed throughout the Southern Alps in a thickness of about 100 m. What is this limestone which represents the declining limb of the deep-sea cycle? Blumer, who stud­ied Heim's (1906) collections microscopically, describes it as "extraordinarily pure limestone, a typical foraminif­eral rock with extraordinarily uniform foraminifer fau­na". The foraminifer is Calpionella alpina which is char­acteristic for the transitional layers between Jurassic and Cretaceous (Steinmann 1913), and whose value as a guide fossil is being thrown in doubt by Parona (1917), without apparent reason. Nevertheless, the rock is yet in­completely characterized, and as such not entirely cor­rectly. It is not, to be sure, a foraminiferal rock in the true sense of the word. Although calpionellids are indeed widely dispersed throughout the rock, their share in the composition of the formation remains nevertheless negli­gible. Arn. Heim (1924) has rightly emphasized the fact (known to all microscopists) that the proportion of fora­minifers or radiolarians in the composition of the rock which is named after them is quite minor, even when the shells are densely packed and fill the entire rock. The in­terior of the shells and the interstitia1 spaces between them contain by far the dominant mass of the rock. In the case at hand, however, the calpionellids are dispersed, al­beit sparsely, throughout the basic matrix, even in the richest of the thin sections, so that one readily arrives at the thought that this fine-grained matrix is an inorganic precipitation of calcitic carbonate, and the shells of the planktonic organisms therein are but "accessory compo­nents". This interpretation was advocated for the dense limestones by Arn. Heim (1924) with strong conviction, and he has ascribed the presumed error in deriving such limestones from an organogenic origin to "the old-fash­ioned single-track paleontologic-stratigraphic methodol­ogy as still practiced today at important universities". And yet Am. Heim had but to apply this outmoded

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Fig. 1 Polished piece 01' the fault breccia next to Sass Ronzöl near St. Moritz, somewhat greater than twice natural size. White Verrucano, black radiolarite and abyssopelite; the finest vein\ets 01' the latter are not visible. The various elasts 01' the Verrucano can­not be distinguished where they are in direct contact; only near a can a crushed granitic elast be recognized

methodology to the pure limestones of his country, such as the Biancone under discussion, to come to wholly dif­ferent and positively certain results.

To wit, especially if one studies thin sections of the Biancone at magnifications of about 20-40, the matrix appears finely dotted, as if pricked with the finest nee­dIes, and makes it seem as though we are dealing with a finely crystalline aggregate of inorganic structure. When taking the magnifications to about 80 and beyond (up to 200), the dots emerge as well-bounded, quasi-circular disklets with a diameter of 5-14 11m and with a dark core, [i.e.,] as excellently preserved and reliably identifi­able coccoliths! They are packed so densely that the ma­trix is almost entirely composed of them. Since it is not possible to gain a clear picture using microphotography, I have asked the masterful R. Schilling, formerly illustra­tor for the university, now artist and painter, to produce a drawing (Fig. 1) which reflects what one can observe on such difficult objects. The picture is admittedly [and] necessarily incorrect, inasmuch as only those coccoliths appear in it which lie in the plane of the section, but not those which were cut at an angle or vertically. These are commonly not distinguishable from the very fine, grainy pattern between the distinct coccolith disks and were therefore depicted as grainy background. Owing to the nature of the object, the application of even higher mag­nification is not possible. Still, the important fact re­mains - the seemingly purely inorganic rock is a genuine coccolith limestone, dominantly composed solely from these remains, and the calpionellids appear in it only as guiding inclusions.

The disks of the coccoliths lie densely crowded next to each other but even so there remains a certain amount of space between them, which is filled with the very fin­est grainlets, just barely distinguishable at 200 times magnification, with a diameter of about 111m. They do not at all appear as crystals, but as roundish globulets for which one may perhaps presume a fine, fibrocrystalline

structure. Yet, nothing certain can be observed about this. Wh at are the globules of this matrix? We do not know organisms making such globules of calcitic car­bonate.

I can accept this precipitation of calcite only for the "Iime precipitate of decay", as it is called somewhat pon­derously, that is, calcite which originated as a chemical precipitation through the intermediate stage of marine decay-derived ammonium carbonate produced within de­caying protein itself. The precipitation which one obtains experimentally from protein decay likewise consists originally of such minute "calcosphaerites", from which develop subsequently during continuing growth some­what larger globules with clearly recognizable sphaero­lithic structure or aggregates. Yet, they all remain very small in this case, although we need to remark that size determination, here at the limit of microscopic resolu­tion, presents great difficulties in itself. Unindurated car­bonate sediments such as writing chalk would probably be more suitable for a more detailed investigation.

Finally, within the rock there must be yet a last kind of calcite, to wit that component which binds the others into a compact rock. Since originally only a soft ooze was de­posited, this cement can be formed only through diagene­sis. We may perhaps be allowed to imagine that, in the course of decay of the remains of organic material within the ooze, there was the production of carbonic acid which dissolved a portion of the calcareous components which was then reprecipitated upon expulsion of water and car­bonic acid, and thus cemented the ooze. Where carbonic acid was available in insufficient amounts, the cementa­tion would have been incomplete or lacking, as for the writing chalk. With respect to this cement, we cannot say more regarding the formations we are describing; its pres­ence can only be deduced from theory.

To summarize, then, the den se Biancone limestone is composed of

I. Planktonic foraminifers and radiolarians in low abun­dance. Rocks which essentially consist of accumula­tions of such tests could best be referred to as os­tracokonite. Many a Globigerina ooze, present and past, would merit this label.

2. Coccoliths, which provide the dominant mass of the rock. Therefore, such a rock can be labeled coccoko­nite.

3. Calcosphaerites, which fill the narrow interstitial space between the coccoliths. According to the origin postulated herein, a rock which is formed essentially from these elements would be a saprokonite. We do not yet know whether such formations exist as ancient deposits. Moreover, their recognition would present great difficulties, but the present-day calcareous muds and oozes probably partly belong here.

4. Diagenetic calcite, which would best be referred to as metakonite, since it was evidently formed from the secondary transformation of existing carbonate. Natu­rally, this type of calcitic carbonate can only occur as a subordinate component in other limestones.

The Biancone exhibits the composition here described not only in the Breggia canyon but also in other places in the Southern Alps, e.g., at the exit of the Olona canyon. I found the coccoliths most readily recognizable in a piece of dense Tithonian limestone from Col Torond in Vene­tia, collected by the late Georg Boehm (Fig. I). As is weIl known, Biancone is not only present with a thick­ness of on average 100 m throughout the entire realm of the Southern Alps but it also forms a ubiquitous member of the calcareous Apennines, showing the same macro­scopic appearance and the same rarity of fossils, essen­tially but rare ammonites. It is the "Felsenkalk" of Zittel, the "calcare rupestre" of the Italian geologists. Similarly, it forms, as a rule, the formation overlying the radiolarite within the ophiolite nappe of the schistose Apennines (Lepontine facies), just as it does in the Southern Alps. These are dense and bright, at times somewhat reddish or grayish green limestones with siliceous nodules, "lit­ografici" as they are nicely caIled, in distinction to the Tertiary marly limestones. I have reported earlier (1913) about their nature and their association with radiolarites, and about the occurrence of Calpionella therein, and have emphasized their congruency with Biancone. When studying their matrix by microscope, one notes at low magnification the same fine dot pattern as with the Bian­cone. However, because of the greater transformation ex­perienced by these rocks, the picture is not resolved into recognizable coccolith disks at higher magnification. Still, once one has seen the clear images of the Bian­cone, one has no more doubts about the coccokonitic na­ture of these rocks as weIl.

According to the rare ammonite finds in the Bian­cone, it represents, besides the upper Tithonian, the low­er Cretaceous up to and including the Barremian, which is present in the uppermost, rather more marly and dark shales (Rasmuss 1912), without there being even a hint of a break in deposition. Compared to the kilometer­thick sequences of the same time period in other alpine regions, for example, in the Helvetids, the diminutive thickness is readily explained by the nature of the Bian­cone as deep-sea sediment. The sections studied prove the rock to be a pure coccokonite with hardly more than 10% of other components. This argl!.es for a true, deep­sea deposit in depths of 3-4,000 m, according to present­day experience (Andree 1920, p. 453), and the immense extent of the uniform sediment, which I estimate as about 1,200 km long with a width of 100-400 km for the Southern Alps and Apennines, marks it as a normal de­posit of a true ocean, in no way formed under special cir­cumstances. If we take the Biancone in its entire thick­ness as consisting of the same material represented by the sampies so far investigated, the time necessary for its deposition would span at least 50, but more probably 100 million years, according to the calculations made by Lohmann (Andree 1920, p. 453). However, I consider that these estimates are much too high and believe that as yet they lack a reliable basis. Besides, it would have to be established through additional studies whether the Biancone is indeed a coccokonite in its entire thickness.

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According to the consensus of researchers who have studied these sediments, the sea shallowed towards the end of the early Cretaceous, so that the deep-sea cycle was completed with the beginning of the upper Creta­ceous. Rudist limestones in the eastern parts of the Southern Alps, a Scaglia which becomes more sandy, and the Hippurite conglomerate of Sirone are typically neritic formations. Wähner (1886, 1892) has shown for the N orthern Alps, and after hirn Rasmuss (1912) for the Southern Alps, how the Jurassic sea deepened gradually, beginning with the Liassic. In the middle Liassic it be­comes bathyal in the Dogger abyssal, whereupon the re­mains of benthic organisms, if preservable at all, disap­pear. The upper parts of the Dogger are already tru1y hypabyssal in the Southern Alps, the radiolarite and the associated abyssopelites are obviously euabyssal, and the aptychus limestones and the lower parts of the Biancone again hypabyssal. Also, many of the red nodular ceph­alopod limestones of the upper Malm must be counted as hypabyssal, as they represent the aptychus limes tone fa­cies, for example, in the lake region, in narrow, 10cally restricted occurrences (Rasmuss 1922). The increase in the content of clay, together with the darker coloration in the uppermost layers of the Biancone, may probably be ascribed to the beginning of a hemiabyssal regime.

The subsidence of the floor of the Jurassic sea towards hemi- and hypabyssal depths resulted generally in a dis­appearance of the remains of benthic organisms which are still present in the deposits of the preceding, shallow­er seas. Evidently these organisms were unable to adapt rapidly enough to the unfavorable conditions at great depths in the ocean. Cephalopods and shark teeth remain almost on their own. Stern sections of crinoids, which were found very occasionally, were probably transported on nektonic organisms on which they resided, like the above-mentioned, thin-shelled oysters. Only one group of brachiopods, the Diphyae (Pygope), seems to have emi­grated early on to great depths. Thus, Zittel as weIl as Italian researchers and Rassmuss found representatives at a number of places in the Tithonian hypabyssites of the Southern Alps and the Apennines, and I mys elf encoun­tered the species in a silica-rich elast of the same horizon in the Val Trupchun (Bünden). Otherwise, also in the lower Cretaceous we often find only Pygope, besides the cephalopods, as in the Stockhorn limestone of the Buochser Klippen and elsewhere. In the aptychus lime­stones of the Oberengadin, Zöppritz (1906) documented, besides cephalopods and shark teeth, also the small soli­tary coral Trochocyathus truncatus Zittel, as weIl as Phyllocrinus cf. oosteri which is also known from the Neocomian of the Freiburg Alps. Likewise, Schiller (1906) reports, from the neighboring Lischanna region, Trochocyathus truncatus, crinoids, sea-urchin spines and a gastropod, but from horizons which presumably are al­ready quite dose to the boundary towards the hemiabyssal.

From these fossil finds we may deduce with some certainty that only few shelled organisms had settled the hypabyssal regions between 3,000 and 4,000 m, near the boundary of the Jurassic and Cretaceous periods.

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B. Abyssal formations of the Apennines

Because of their accessibility, the formations in question are especially suited for more detailed study in the Apen­nines. As in the Alps, they too are not limited to a single orogenic unit but extend both across the region of the Ligurids (Lepontine) which correspond to the Pennines of the Alps, and across the Toscanids (austro-alpine) which are equivalent to the eastern alpine region (Grisonids, etc.)l. In the Toscanids they were indeed ear­lyon correctly recognized as terminal member of the fossil-bearing Jurassic series and as the first layers in the Cretaceous sequence, both in terms of age and mode of origin, whereas in the Ligurids the nappe-like overthrust (Steinmann 1907) across the Eocene of the Toscanids and their close association with the ophiolites prevented the recognition of their true character for a long time, whereby the lack of macrofossils provided for additional difficulty.

Within the Jurassic sedimentary sequence of the Tos­canids, there clearly emerges the same grand cycle in the general character of the deposits which we have recorded in the Southern Alps and partly also in the Eastern Alps - the earlier intervals of the Liassic with neritic fossils are followed by the cephalopod-rich rock formations of the higher intervals of more or less bathyal character, and these yield upwards to rather thin, fossil-poor, only occasionally ammonite-bearing layers with hypabyssal characteristics. In turn, these are followed by radiolarites and abyssopelites with the same characteristics as in the Alps, to end with the "calcare rupestre", a complete equivalent of the hypabyssal Biancone.

Detailed investigations for the Jurassic-Cretaceous sedimentary sequence in the Ligurids are almost entirely lacking since, at one time, before the nappe structure was recognized, one generally took the entire sequence in­cluding its granitic base for anormal intercalation within the upper Eocene of the Toscanids. Nevertheless, Italian geologists often correctly interpreted the deep-sea nature of the formation, but ascribed the paucity of fossils to highly unfavorable conditions presumed to be associated with the intrusion of the ophiolites, an event which in re­ality occurred much later and was in any case not effu­sive.

I have described earlier in some detail the upper por­tion of the abyssal rock sequence based on the exempla­ry profile near Figline in the Monteferrato near Prato (1913): the radiolarite in the normal thickness of about 60 m, alternating upwards with abyssopelite and includ­ing an exceptional carbonate layer of 0.5 m thickness. Where the radiolarite reaches a thickness of 250 m and by itself forms craggy mountains, as in the eastern Elba, we doubtlessly deal with tectonic complications. Above the radiolarite and abyssopelite there follow, in normal sequence, the light gray limestones (calcari grigiochari)

1 A detailed description and a comparison with the alpine units will be given in the next volume of this journal in the artic1e: On the structure of the Apennines by G. Steinmann and N. Tilmann.

with Calpionella alpina, which here allow the recogni­tion of the remains of the coccolith structure even better than the equivalent rocks in the Toscanids. The name AI­berese should not, as I have done myself earlier, be ap­plied to these layers - it should be reserved for the late Eocene marly limestones. It would be better to call them "Felsenkalke" (calcare rupestre), as in the Limestone Apennines, or "Majolica", as there is complete congru­ency with those formations.

Below the radiolarite there follows, however, a system of clayey-calcareous rock formations which dif­fer considerably from the light "Felsenkalke". The Ita­lian geologists call them "argille scagliose" and include them in the latter. Since a great many rock types of wholly different ages and discrepant origins have been lumped under this name, which is as undefined and mis­leading as the label "flysch" in the Alps, we should avoid it altogether. Near Figline it is an approximately 200 m thick system of dark shales which bear, in the lower layers, isolated dark calcareous nodules of various sizes. These become more abundant and larger upwards in the section, and merge into beds, eventually resulting in a clayey-calcareous to almost purely calcareous (and therefore lighter colored) rock type. The limestones re­ceived the label "calcari grigio-cupi" (dark gray lime­stones, in contrast to the overlying light gray "grigio­chiari"). For brevity sake, we shall refer to this entire sedimentary sequence as dark, nodular clays or shales, corresponding to the Italian label "argilloscisti nodulosi" (Taramelli) .

The microscopic study of the calcareous nodules and beds gave the following results. The limestones contain some admixture of clay and, in addition, finely dissemi­nated iron-sulfide which, however, is mostly limonitized. Besides occasional calpionellids and very small globi­gerines and textulariids, one finds radiolarians in larger or smaller amounts, but the skeletons are rarely intact and only partly transformed into pyrite or iron hydrox­ide. As a result, the finest details of the test and spine structure are commonly preserved as limonite skeletons and, since one can isolate them from the limestone by etching with hydrochloric acid, their recognition is great­ly facilitated, especially in comparison with the radiol­arians contained within the chert. These can nevertheless also be separated by means of hydrofluoric acid, as re­cently shown by Schwarz. I could not find any larger mineral grains within these rocks.

On the basis of its character, the fossils [composition] (including the absence of macroscopic fossils), and the close association with euabyssal radiolarite, I am led to the conviction that we are dealing here with a sediment from great depth which acquired, in its lower portions, originally the character of BIue Mud but in the higher parts that of an abyssokonite. In any case, the BIue Mud was deposited already at depths of several thousand me­ters, analogous to the Blue Muds which are found in such depths along the eastern coast of Asia, especially in the Ryu-Kyu Trench (Andree 1920, p. 548). A special la­bel commends itself therefore for this hypabyssal sedi-

ment which, it is true, does not differ essentially in its general character from the Blue Mud of lesser depths, being at most distinguished from it by its higher carbon­ate content. In this region also, however, the continuing deepening of the Jurassic sea is expressed very clearly by the decrease of clay contents upwards in the section, concomitant with a corresponding increase in carbonate content. The parts of the Jurassic formation to which the dark nodular shales correspond cannot be precisely as­certained, of course, because of the lack of fossils. Since they are directly overlain by the radiolarite or, where it peters out, by the hypabyssal Biancone, and since the radiolarite as far as we know probably belongs to the Oxfordian and the Kimmeridgian, perhaps partly to the Tithonian, we can only assign on the whole a greater age to the nodular shale, that is, Callovian and Dogger, per­haps including Liassic. The sequence would be a chrono­logic equivalent of the thinner, intermediate sediment layers of clayey-calcareous-siliceous character, ranging from the Liassic to the radiolarite, as known from the Southern and also from the Eastern Alps. In the present case, however, a somewhat greater supply of clay and in­sufficient ventilation has resulted in a deviant sediment type. If we remove, in thought, the larger part of the clay content and also the pyrite, we are left with a rather thin, clayey-calcareous-siliceous sediment rich in radiolarians and with some foraminifers, a facies which represents these Jurassic intervals in the Southern Alps.

Since the rock formations of the "Rhät" nappe show otherwise extensive agreement between Alps and Apen­nines, it seems sensible to search for the lithologic equivalents of the dark nodular shales in the Rhät (Margna-) nappe of the Alps. Indeed, they do occur there. Shales with dark calcareous nodules and beds oc­cur, for example, in the region of Arosa, intercalated be­tween Liassic layers and the radiolarite, that is, they oc­cupy the same stratigraphic position as the nodular shales of the Apennines, in addition to being extraordi­narily similar, except for the degree of preservation. They are sufficiently transformed by pressure and weak regional metamorphism so that more delicate remains become poorly discernible. Nevertheless, it was possible to recognize occasional globigerines, and finely dissemi­nated pyrite or limonite occurs here, too.

The rock formation described acquires its character as a BIue Mud originating at great depth not only through the close association with euabyssal or hypabyssal sedi­ments, but also through the paucity of macroscopic fos­sils, especially benthic ones. Andree (1925, p. 508) con­sidered a number of fossil-bearing rock sequences from various periods as being equivalent to today's Blue Mud at lesser depths - the brachiopod, trilobite and graptolite shales of the Silurian, the Hunsrück shale, the speckled marls [Fleckenmergel], the Pholadomya and Varians marls of the Jurassic, the clays of the Jurassic and Creta­ceous which bear dominantly ammonites and belemnites, the Nierental sequence, the Pleurotome- and Dentalia clays of the Tertiary, and the London and Septaria clays. The abundant remains of benthic organisms already

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identify most of these formations as deposits from rather shallow depths. In addition, there is frequently a close association with explicitly littoral deposits. They may be assigned to bathyal and partly probably hemiabyssal de­posits.

I am limiting myself to these two examples from the Southern Alps and from the Apennines, which demon­strate the existence of a grand deep-sea cycle with culmi­nation in the upper Jurassic with sufficient clarity. As is the case for the Southern Alps, the cycle ends in the Apennines with the lower Cretaceous, and the Gaultian interval probably signifies complete emergence here, all over. Accordingly, the transgressing sediments of the up­per Cretaceous possess a well-expressed neritic charac­ter; those from the Southern Alps have already been mentioned. In the Apennines this sequence is represented by the lime-rich sandstones of the "pietraforte", with am­monites and inoceramids from the upper Cretaceous which are intercalated, nappe-like, between the older and the younger eogenic [Paleogene?] formations, just like the older deep-sea sediments and the ophiolites injected therein. Prospects are poor for frequently encountering the final periods of the deep-sea cycle, its record having been destroyed almost everywhere by the transgression of the upper Cretaceous. In the Alps, too, one has found them but occasionally, as demonstrated by the ammo­nite-bearing Gaultian of Hindelang.

Many researchers find insufficient evidence to recog­nize the existence of a deep ocean, among the great num­ber of regular sections showing the deep-sea cycle of the Jurassic and the euabyssal nature of the radiolarites and abyssopelites, the reason resting above all with the coarse clastic rock formations which in many instances seem in the closest stratigraphic association with the lay­ers addressed as eu- or hypabyssal. Such cases have been documented from more than a few places in the northern and central regions of the Eastern Alps, and very rarely from the Southern Alps but, to my knowledge, never from the Ligurid region of the Apennines where I neither have ever encountered any myself. Already this distribu­tion of the occurrences in question must seem suspect, because it runs generally parallel to the tectonic com­plexity of the three regions. Regarding the central and northern parts of the Eastern Alps, not only does nappe structure dominate here but, as is documented in many studies, there is much intensive tectonic deformation which posits formations of wholly distinct ages and en­tirely different character in direct contact, and reworks them into seemingly uniform masses. The process of squeezing out [portions of a formation] explains the phe­nomenon, mentioned on several occasions, that radiola­rite directly overlies Liassic deposits of maximally bat­hyal origin. Examples of fault breccias of simple or polygene nature are often given in the literature for these regions. However, they do occur in the Western Alps, too. One needs only to remind oneself of the gneiss wedges of the Berner Oberland, the Lochseiten lime­stone, the Nummulite lenses in the Senonian of the Fähnern (Richter 1925) or the intimately mixed lime-

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stone-shale tectonite of the Käswald Tobel near Iberg (Steinmann). In the Southern Alps significant tectonic complexity is quite rare, in contrast to other alpine re­gions, as here there are no overlying nappes to deform the formations. The same is true for the Ligurids where strong deformation is almost exeluded by the fact that the nappe is on top and was not in turn subject to over­thrusting. In the Toscanids, however, which were rolled over by the Ligurids, we should again expect deforma­tion, and this is indeed the case.

The differentiation between normal sedimentary brec­cias and tectonic breccias is, however, by no means al­ways easy, as shown by the many cases in dispute. It is also not sufficient, therefore, to categorically pronounce that the breccias in question originate from tectonic fric­tion, but the cases must rather be studied one by one. With the description of a nu mb er of such cases, I hope to be able to contribute to the solution of this problem.

The tectonites of St. Moritz in the Oberengadin

Upon ascending from the Alp Nova northwest of St. Moritz towards the skiing cottage Corviglia (situated at the eastern foot of the Piz Nair Pitschen), using the south side of Sass Ronzöl, one finds, among the coarse wackes and gypsum deposits of the lower Triassic (which here forms the basis of the Trais Fluors schuppe (Cornelius 1914) and belongs to the J ulier schuppe [imbricate over­thrusts] of the Bernina nappe, according to Staub), sever­al good outcrops of radiolarite which here forms the up­permost member of the Err nappe (Cornelius Prof. XX). The radiolarite is commonly developed here in its typi­cal, pure facies, in part with high contents of manganese ore, as already described by Cornelius, but yet somewhat differing in that there occur, in association with the com­pact chert beds (separated by but thin elayey layers), red or greenish very fine shales (abyssopelites) of consider­able thickness. These shales are either entirely lacking in fossils or they contain occasional radiolarians, that is, they correspond fully to the true Red Clays of the deep sea. Somewhat higher at the eastern foot of the Piz Nair Pitschen, there is another, larger outcrop in these rock formations which is readily seen from the nearby Corvi­glia cottage (Cornelius Prof. XVIII). Here the colored deep-sea elays are even more in evidence.

A more detailed study of these two occurrences of eu­abyssites of the upper Jurassic reveals a remarkable pe­culiarity which already attracted the attention of Escher and Studer without, of course, them being able to elearly recognize the significance [at that time]. They report (Geologische Beschreibung von Mittelbünden, 1839, p. 128) that a crystalline gneiss-like rock alternates with these colored shales, similar to an occurrence (as Verru­cano) on the Kärpfstock and Sandhubel. This alternation of the two differing rocks, so basically contrasting in their origin, is indeed of singular nature.

At the outcrops lower down near the Sass Ronzöl one observes, within the extremely fine-grained abyssop-

elites and in the radiolarites, small and larger pieces of Verrucano as irregular inclusions, some in the form of quite large, multi-edged elasts, others as more flattish shards. One is easily convinced, from this kind of ap­pearance, that this is not a regular alternation of layers but rather a fault breccia such as is quite commonly found at the larger overthrusts, not the least in Bünden it­self. In a large block of radiolarite, about to fall apart, I was able to observe an inelusion of Verrucano which was about 1 m long, 0.4 m wide, and 0.25 m thick, being thinner towards the edge, like a true wedge of the pressed-in rock. Since the Verrucano attains greater thickness as base of the Julier schuppe somewhat to the southwest of this location (cf. Cornelius Prof. XVII and XVIII), the occurrence of such a tectonic friction breccia (which Cornelius, too, hints at) is not a matter of surprise at this place: areport on the alternation of the two rock facies, a counterfeit produced by this fault breccia, seems quite explicable for a time when such phenomena were but little known. The occurrence also, however, de­livers the key to an error which entrapped later research­ers including Rothpletz, and which has tended to obscure the stratigraphy of Bünden: I refer to the inelusion of the radiolarite and its associated rock formations into the Permian (Verrucano, Sernifit).

The outcrop higher up at the foot of the Piz Nair Pitschen shows another blending of the two rock types which goes even further: small and large blebs of red shale are contained within the Verrucano, and the shale bears layers and lenses of Verrucano. Indeed, the con­spicuous mica flakes of the latter are dispersed upon the surfaces of the parting shale, solitary or in aggregates, so that one thinks one is confronted with a uniform, mica­rich slate. The more detailed study of this twin forma­tion, which reaches a thickness of several meters, yields the following.

In the outcrops at the Sass Ronzöl (Fig. I), we find that coarse-grained Verrucano and radiolarite commonly form apparently rather distinct contacts, as one can see in Fig. 1 at the lower right. Towards the Verrucano, how­ever, the radiolarite (here with distinct radiolarians) takes up small pieces of Verrucano and subsequently branches, initially into broader ribbons with small Verrucano elasts, then towards the interior like a network between the elasts of the crushed Verrucano. Ouring this process, the radiolarite enters in places in such fine lamellas be­tween the elasts, or into the cracks of the Verrucano, that these delicate branchings could not be redrawn from the photographic positive which forms the basis of this fig­ure, or else they had to be made visible with excessive thickness. It is elear, not only from the general pattern of distribution of the radiolarite in the rock formation but especially convincingly from the granitic elast marked a, that the radiolarite was injected under pressure into the crushed Verrucano and does not perchance constitute the cement for a sedimentary breccia consisting of Verru­cano pieces. The elast marked a was originally uniform, was [subsequently] crushed into three pieces, and the abyssopelite [then] forced its way into the two mylonitic

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'\ll~l? Fig.2 Split-off piece from the fault breccia from the foot of the Piz Nair Pitschen. About 4/5 natural size. White Verrucano, blaek abyssopelite. Lett Verrucano with injected flasers and shards of abyssopelite. Right Abyssopelite with injected layers (a), tom lay­ers (b) , and dispersed grains and mi ca flakes (e) of the Verrucano. x = fold veins

separation zones between the three pieces, as very fine layers, and thus formed, together with the ground-up granite, a polygenetic tectonite. In this the displacement between the three pieces was insignificant, so that the original relationship remains unmistakable. Furthermore, one can observe how in places the injected shale material decreases in importance with increasing distance from the contact until it disappears entirely: the polygenetic tectonite then transitions to a monogenetic one. I need hardly add that everywhere the blocks of granite and quartz are thoroughly crushed and turned to mylonite, which is nicely evident from the optical properties under the microscope.

In correspondence to the largely clayey character of the euabyssites at the foot of the Piz Nair Pitschen, the interpenetration of the two formations expresses itself in a somewhat different way - it proceeds so much further, presumably also because the green Verrucano is very mi­ca-rich here and relatively poor in large blocks of firm rock. Figure 2 shows a well-defined yet somewhat wavy contact between the two rock types. However, in the middle of the grayish green Verrucano (white), one ob­serves an isolated, larger bleb and extremely numerous smaller ones of the red shale (black). We are faced with a completely mixed rock - the shaly blebs invade the Verrucano everywhere and here, too, it is impossible to reproduce the finest of the branchings in the figure. Nev­ertheless, it shows the complete interpenetration of the two very weil, albeit somewhat schematically. In the red abyssopelite (black) there are, stretched and smoothed or winding, linked layers of Verrucano (a) , readily recog­nized by their clastic nature and especially by the mica flakes. In the plane of the figure, they are partly cut at

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right angles, tangentially, or at an angle. They show larg­er and smaller swellings and pursue a winding course in places. At other locations, as at b, the components of the Verrucano seem dispersed into fine but interrupted lay­ers, and at yet other places one sees but single grainlets or mica flakes distributed along the plane of parting (c). They are commonly so small that they easily escape de­tection by the observer unless aided by magnifying glass or microscope. Thus, the mylonitic-tectonic structure of the rock formation is quite evident here also.

Neither the outcrops at the Sass Ronzöl, nor those at the foot of the Piz Nair Pitschen are sufficiently deep to allow determination of the thickness of these tectonic friction breccias with certainty. It is certain, however, that a formation of a thickness of several meters is at hand.

In passing, I do not think it impossible that the tecton­ites described here, if subjected to further study, will throw new light on the much-discussed but still open question about the nature of the "Saluver Series". The repeated occurrence of Verrucano-like rocks, in part with dolomitic components, at least invites the thought that we are dealing here with a tectonic friction breccia of larger extent, with parts of the squeezed middle limb worked into it, similar to the chert breccia of the Sonnen­wend mountains, of which more later. The restricted dis­tribution of the Saluver rock types additionally suggests the contemplation of a localized phenomenon, rather than a regional one, which is also supported by the pure­Iy local character of the coarser components.

Such deformation breccias were correctly described already 20 years aga from other parts of the Oberenga­din. One need only read the extremely lucid and con­vincing expositions of Zöppritz (1906, p. 60) about the deformation breccias at the Murtiröl, where they reach a thickness of 10m. From my own observations I can vouch for the complete agreement with the ones de­scribed here.

The tectonites of Maran near Arosa

On the occasion of an initial exploration of the region around Arosa (1895), I found near Maran a peculiar breccia made of Triassic dolomite, radiolarite and abyss­opelite. The finding that the radiolarite was a component of the breccia, hitherto interpreted as sedimentary, sug­gested a younger age, that is, Cretaceous and, since at that time one had but the Cenomanian chert breccia of the Bavarian Alps as a comparable rock formation, the Maran breccia was included with it [as contemporane­ous]. Based on his extensive studies, Hoek (1903 and 1906) accepted this interpretation but at the same time described a tectonic megabreccia from the neighboring Brüggerhorn, which raised the possibility that the Maran breccia could be interpreted in the same way which, inci­dentally, was hinted at by Spitz. The renewed investiga­ti on of the agglomerate of the "schuppen-zone" [imbri­cate thrust zone] of Arosa by Arbenz and his collaborators

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Cadisch (1919, 1923) and Brauch1i (1921) resu1ted in many improvements of the earlier surveys and assign­ments of horizons, but the burning question concerning the original positional relationships of the various nappes within the "schuppen region" could not be resolved once and for all. As concerns the Maran breccia and similar formations of this highly crushed (for squeeze zones, rightly elassical) region, a new interpretation has been put forward: it is supposed to be a transgression breccia of the upper Jurassic radiolarite complex itself. On this [basis], the researchers working this area believe that they can explain not just the characteristics of the breccia itself but also the fact that the upper Jurassic overlies the Triassic in direct contact, and even ancient crystalline rocks, with omission of the intermediate Jurassic inter­vals. Reports about such a transgression in the upper Jurassic also are occasionally being put forward for other parts of the Alps. Thus, Arbenz attempts to explain also the Saluver Series in this context. I consider this inter­pretation by the Bern School to be quite incorrect, based on my renewed studies on the Maran breccia and on oth­er, similar occurrences in the Arose region.

With the exception of occasional crystalline elasts, the Maran breccia consists of a mixture of Triassic dolo­mite and euabyssite of varying elast sizes. There are se­quences where the euabyssite dominates, and others in which both components are about equally important. However, the abyssites are quite subordinate to the dolo­mite in places and finally one may find, indeed as entire beds, pure dolomite with the same breccia structure as the other types. All these different types have one com­mon property - they do not possess cement and they are highly pressure-damaged, as can be recognized on the one hand from the strong interlocking of neighboring components, and on the other from the abundant, newly formed calcite veins which often crosscut the various do­lomite elasts and also the abyssites, rendering them in places into a finely grained, crushed mass. The compo­nent elements of the compact radiolarite occur in the form of angular elasts, whereas the ductile abyssopelite occurs preferentially in the form of a coating jammed be­tween the dolomite elasts. In Fig. 2, this difference in ap­pearance is weIl evident, as weIl as the highly crushed nature of the dolomite at the site where the light veins contrast with the darker dolomite.

In my opinion, these facts allow but one interpretation - the Maran breccia is, like the other breccias in this re­gion which have a coarse structure, a tectonic friction breccia and not a transgression breccia. For one must as­sume that in a sedimentary breccia the fine, as yet unin­durated radiolarian sand with the clayey components should have functioned as matrix, within which the dolo­mite elasts were embedded. Nothing of the sort is to be seen. Indeed, the radiolarite was al ready entirely indurat­ed and brittle, since it appears regularly as angular elasts, just like the dolomite. The abyssopelite, however, which should display the characteristics of a matrix in the most perfect manner, does not fulfill the required conditions either. Not only is it, similarly to the radiolarite, entirely

lacking in some parts of the breccia while being of con­siderable importance in others but also, in terms of its distribution within the formation, it behaves precisely like the pelitic component within the above described tectonites of St. Moritz - here as there, it is injected into the interstices and into the newly formed cracks of the dolomite in a highly irregular fashion. One need only compare the image of the Maran breccia (Fig. 2, with Fig. 1).

The fact that beds of pure dolomite several meters thick exhibit the same breccia structure as the mixed for­mation, to wit, the matrix being entirely missing yet available elose-by in rich abundance, hardly conforms to a sedimentary origin but it accords with a tectonite char­acter as naturally and simply as the occurrence of un­mixed (but crushed) Verrucano or of pure radiolarite in elosest vicinity to the tectonites of St. Moritz.

It seems to me that, of special importance for the cor­rect explanation of the breccia, is the distribution and the circumstances within the elose-by environment of its oc­currence. Although the alps of Maran and the neighbor­ing Brüggerhorn provide for outcrops of this breccia at several places, and the breccias are also seen in the Tschirpen schuppe which belongs to a different nappe, and although genuine fault breccias are indeed devel­oped in excellent manner at the Brüggerhorn, there is no trace of such phenomena in the sections in the neighbor­hood or in between occurrences. On the other hand, en­tirely unambiguous and wholly undisputed transgression breccias are indeed represented by the Liassic breccias and by the upper Jurassic Falknis breccia of the same re­gion, and these are so strikingly different from the Maran breccia and the established tectonites, both in structure and in restricted occurrence, that even the less experi­enced observer immediately makes the distinction.

The Maran breccia and similar rock types of the Arose region are, therefore, genuine tectonites in my opinion, and transgression breccias of neither the Cen­omanian nor the upper Jurassic - all those deductions which build on these latter interpretations must be reject­ed. The Maran breccia, then, proves nothing regarding the age of the ophiolites, as I once thought, and neither does it provide (nor the similar tectonites of the region) evidence for a transgression of euabyssal Jurassic depos­its across all horizons down to the ancient crystalline masses. One should, it seems, proceed with more cir­cumspection and skepticism before extracting sweeping conelusions from such uncertain information.

Of the other disputed breccias in the region of the Eastern and Southern Alps, 1 shall choose but two and touch on these briefly, as I do not know them from own observation.

On the basis of extremely careful investigations and reasoning, the chert breccia of the Sonnen wend moun­tains was pronounced adeformation breccia by Wähner (1903) but Ampferer (1908), in contrast, branded it a transgression breccia of the Gosau series. I must leave it to the reader to judge the matter on his own from the publications of the two researchers. In order to put the

situation into elear perspective, nevertheless, I would like to make a few remarks necessitated by the progress of alpine research during the last two decades.

In the Sonnenwend mountains there is a breccia of greatly varying thickness, ineluding not only elasts but entire "packages" of layers between the upper Jurassic radiolarite below and the so-called "hornsteinkalk" (flinty limestone) above, linked to both through irregular "alternate bedding". Wähner interpreted the horn­steinkalk above as upper Jurassic, because its uppermost beds contain rocks and fossils of the upper Jurassic Plas­sen limestone, and Ampferer accepted this. The problem lies precisely with this age determination. According to the descriptions of Wähner, the hornsteinkalk is a typical Liassic cherty limestone with sponge-spicule flintstone but not an upper Jurassic formation. It merely carries a cap of upper Jurassic reef limestone. Thus, in the upper parts of the Sonnen wend, two partial nappes of the Inntal nappe are moved on top of each other, a lower one with red Liassic and abyssal Malm, and an upper one with sponge-flint-limestone Liassic and reef-like Plassen limestone, the latter commonly known of being typical for the Inntal nappe. Between the two there is the breccia complex, that is, in a situation of a large horizontal thrust, as at St. Moritz and Arosa. Just alone the fact that the chert breccia in question often shows wedge-like in­terpenetrations with both the underlying euabyssite and the overlying Liassic - as pointed out by both authors -speaks for a tectonic origin.

The interpretation of the breccia as the product of friction at the basis of an overthrusted nappe provides a natural and simple explanation also for the fossil-bearing elasts of middle and upper Jurassic age (Parkinsonia, Perisphinctes, corals) which are nowhere in the environs known from outcrops. These are the traces of the inter­mediate limb, completely crushed and transformed into a fault breccia and now, of course, no longer visible.

Wähner, to be sure, realized the nature of the breccia from its structure - I ask to compare his figures with mine - but he could not, at that time (1903), take into ac­count the possibility of an overthrusted partial nappe, and thus went astray regarding the interpretation of the stratigraphic position of the hornsteinkalk. Ampferer ac­cepted the incorrect age determination and, lacking knowledge of the extant nappe tectonics, made the futile attempt to dictate to the alpine movements which type of deformation breccia they were allowed to form. Such de­ductions are bound to fail in this case as in others, given the invincibility of the facts revealed by the progress in research. When comparing the breccia with the Gosau series, he overlooked that the red conglomerates at the basis of the Gosau series must not be taken as equivalent to the chert breccia. In considering his rejection of the nature of the breccia as fault breccia, we must not forget that tectonic breccias from other parts of the Alps were only beginning to be described in some number and de­tail at about the same time (Zöppritz 1906, and others).

Another solution, but not at all satisfactory in my view, was attempted by Heritsch (1915, p. 69) who

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linked the breccia to "submarine sliding but without sig­nificant uplift". The chert breccia as weIl as the tectonics of the upper parts of the Sonnenwend would seem to very much merit a new investigation taking into account the points of view developed here.

Of the sediment breccias of the upper Jurassic which are occasionally mentioned from the Southern Alps, I would like to but briefly bring up those which Rassmuss (1912, p. 85) has described from Val Varea in the Alta Brianza. There the Tithonian aptychus limes tones con­tain a breccia which consists of angular elasts of red limes tone, with an admixture of elasts of a white and gray limestone. He did not study them in any detail or pursue the matter and says only "Higher up in the over­lying layers there is indeed an overthrust; nevertheless, it seems to me a tectonic origin is exeluded; in addition, I have nowhere seen something like it at the various over­thrusts and imbricate thrusts within my study area". One may comment that given a region such as the one under discussion, where numerous good sections uniformly display just the normal deep-sea cyele but naught of a sedimentary breccia formation therein, it seems more reasonable to draw the opposite conelusion, especially when an overthrust is visible above.

From the presently known distribution of the eu- and hypabyssal sediments in the Alps and Apennines, it fol­lows that by far the greatest part of the ocean area from which these mountains arose had depths of about 3,000-6,000 m towards the end of the Jurassic and the beginning of the Cretaceous. We take these values to be minima, since it is quite possible that the radiolarites came from even greater depths, corresponding to present circumstances.

In the Apennines the deep-sea deposits belong to two orogenic units, the Ligurids and the Toscanids, and with­in these they generally dominate, as far as we know. Since these two regions are today thrust on top of each other, without there being another member lacking inter­calated abyssal formations, we must then assurne that the deep sea extended across the entire width of the two zones; they were perhaps not separated from each other by a shallow ridge, the deep-sea basin filling the entire width [of the depositional realrn].

If we wish to determine this width we must first move the Ligurids off the underlying Toscanids back towards the west and, in addition, straighten out the folds and im­bricate thrusts of both, to be able to caJculate the original width of the deep-sea region. The Ligurids extend or­thogonally to the run of the mountains from Corsica across Elba to east of the origins of the Tiber, and fur­thermore in the south to east of Perugia, this being a dis­tance (orthogonal to the trend) of about 250 km. The nappe is foreshortened, as is elearly seen everywhere, but the amount of secondary narrowing from folding cannot be accurately determined. Moreover, it is gov­erned by two different movements, that is, by the com­pression linked to the nappe motion and by the post-nap­pe folding which involved the entire complex of base­ment, nappe, and eogene sediments thereon deposited.

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Even if we imagine the process of nappe formation es­sentially as a sliding, in the manner of Schardt, it cannot have taken its course without a measure of compression and foreshortening, and we can confidently set the nar­rowing of the nappe thus achieved to about 20%. In this fashion we obtain a total width of 300 km for the Ligurid euabyssal environment. According to the record now vis­ible, the minimum length of this deep-sea region must be taken as 800 km, that is, from Savona to the Gulf of Policastro, but we may reasonably surmise its probable turning and continuation far towards southern Spain.

The Toscanids with euabyssal characteristics reach their eastern limit along a line which runs from Rimini via Aquila to Gaeta, or thereabout. To the east of this line they are replaced by the Abruzzids, comprising the Abruzzi and the southern Apennines in which euabyssal sediments of Jurassic to Cretaceous age are apparently entirely lacking. However, hypabyssal upper Jurassic and Biancone-like sediments still occur in their western parts - a style of formation which corresponds elosely to that of the eastern Dinarids (Venetian region). To avoid the criticism of overestimation, we draw the western lim­it with the Elba, since one does not know for sure wheth­er this region continues to the west and, if so, how far. Thus, we obtain a width of 200 km. We must add to this value the amount of average narrowing by folding. Here also calculations remain as yet uncertain but, judging from the structure of the Apuanic Alps, taught to us by Zaccagna, and from the overthrusts demonstrated by Lotti in the Monti Pisani and also shown elsewhere, we must deduce a foreshortening of at least 25% or possibly considerably more. On the whole, therefore, the width of the Toscanid euabyssal amounted to a minimum of 250 km; the length may be set equal to that of the Ligu­rids.

As far as we can tell, the two regions were not sepa­rated by an element of a different nature (see above). Thus, the combined width of the complete Apenninic eu­abyssal environment is computed at a minimum of 550 km, with a visible length of 800, and a possible or even probable length of 2,000 km.

For the Alps, calculations are somewhat more diffi­cult. According to Rovereto (1909) and Staub (1924), whose concepts I share based on my observations be­tween Genoa and Savona, there is no boundary whatever between the Alps and the Apennines, as supposed by Termier and Kober. Instead, the zone of the Ligurids continues uninterruptedly into the Pennines of the Alps, for example, into the Dentblanch nappe (Rhät-, Margna nappe), whereby the important facies association of eu­abyssites and ophiolites is preserved. Accordingly, one could expect that the situation reigning in the Alps should be similar to that in the Apennines, inasmuch as the euabyssal region of the Ligurid-Pennid realm should be followed immediately by a second euabyssal se­quence of Toscanid composition - in this case, a lower eastern alpine one. In the nappe sequence defined by me for Bünden, this is indeed the case. I believed to have demonstrated there that the (lower) Eastern Alpine nappe

with euabyssites forms everywhere the unit tectonically overlying the Rhät nappe with euabyssites and ophiol­ites.

Accordingly, a comprehensive deep ocean would have extended uniformly over the units of both mountain areas, with the northern limit delineated only by the up­per Jurassic zone of klippen and breccia nappes charac­terized by conglomerates and breccias, which are certain to indicate the presence of an island chain or a continen­tal margin, as do the wildflysch regions of the Ultrahel­veticum with their exotic elasts. This proposed nappe se­quence was pushed aside by the Swiss geologists on the basis of observations and deliberations (which cannot be discussed here in detail), des pi te the fact that it reappears again and again in great regularity from the Freiburg Alps weil into the heart of Bünden. The Rücken breccia region now has been deelared as lower Eastern Alpine, and was intercalated between the Rhät nappe with eu­abyssal Jurassic deposits and the similarly composed lower Eastern Alpine one. With this nappe sequence we would then have, in the upper Penninicum and the lower Eastern Alpine, not an encompassing upper Jurassic deep ocean area but, according to Staub (19 I 7), even several emerging land ridges between the various deep-sea trenches and, in addition, a number of submarine ridges lacking sediment accumulation. The occurrence and gen­eral distribution of the euabyssal sediments in these re­gions would, however, be essentially unaffected. The dif­ficulties and discord linked to this problem is evident even today, for example, from the position of Cornelius (1923, p. 13) who reaches the following results based on his studies in the Piz d'Err group: "Rather, we must re­invest the earlier concepts of Steinmann, whereby all these ophiolite masses at the western border of the East­ern Alps belong to one unit at the basis of the Eastern Alps". Moreover, he found only radiolarite everywhere in the Err nappe, from which Staub derives the littoral deposits of the Rücken region, with no hint of a transi­tion into the facies of breccia or reef limestone.

Whichever way the question may be decided, there is no doubt about the continuation of the Apenninic deep ocean into the Alpine region, even if this does not occur everywhere in the simple, compact configuration which we believe to have recognized. According to Argand and Staub (1917), it was already in the Mesozoic that the doming began which, through the subsequent folding, delivered nappe fronts, and indications for enormous dif­ferences in the depth of the sea do indeed emerge in the upper and high Eastern Alpine (Tirolid) region of the Eastern Alps, to which we turn next.

Here we must foremost state the important fact that neritic deposits occur in considerable extent, such as the well-known, coral-bearing Plassen limestone in the high­up nappes of the Eastern Alps, in addition to the wide­spread eu- and hypabyssal formations of the Malm. We must add, however, the apparently well-based observa­tion that euabyssal deposits grade into hypabyssal or hemiabyssal beds towards the fronts of nappes, and hyp­abyssal to neritic or even true, clastic shallow-water for-

mations with conglomeratic or breccious layers. Such occurrences were observed especially at the frontal mar­gins of the upper Eastern Alpine nappe system. One should refer in this matter to the communications of Boden (1916, p. 211 ff.) and of Richter (1924, pp. 36, 37). But when, based on such facts, one draws the con­clusion that the radiolarites, aptychus limestones, etc., are not at all deep-sea formations, then we must uncondi­tionally rejeet it in view of all other experiences. Wh at it indicates, solely, is that axial rises formed during the Jurassie (or even earlier) - one may suppose that these eorrespond in part to the later nappe fronts - whieh were uplifted as narrow strips of the seafloor towards the oeean's surfaee and settled by eoral reefs (Plassen lime­stone); or whieh emerged as narrow strips of land, sub­jeet to erosion, their produets being reworked into ma­rine deposits as clastie inclusions. After all, today's eor­alligenie island ehains and island ares in the Paeifie, Sunda or Antilles region are hardly ineompatible with the existenee of neighboring deep-sea trenehes or areas, and likewise are those ridges generally unable to serve in contesting the deep-sea charaeter of the radiolarites and abyssopelites. Indeed, Horn (1915) invoked, already some time ago, the analogy to the present situation in the western Paeifie in explaining alpine mountain building.

It is weH for us to eonsider these eireumstanees not only in the pursuit of the earlier phases of alpine moun­tain building, but also when eomparing the Jurassie deep-sea deposits with today's. Whereas the Apenninie euabyssal environment - and I think also the Rhätic­lower Eastern Alpine - eould be likened to a uniform deep-sea region of the present, the Tirolian must be eom­pared to the situation reigning today in the western Paeific where the deep-sea zones are separated by eor­alligenie island chains and island ares.

For the ealculation of the width of the Alpine eu­abyssieum, we must keep in mind that, in contrast to the Apennines, a gigantie squeezing of the sequenees took plaee here and that, as a result, the width seems now greater than it was originaHy. On the other hand, there also have been several phases of imbrieate overthru­stings, whereby the original width seems diminished. These seeondary changes are diffieult to evaluate but, as­suming that the thinning out and thiekening are approxi­mately balanced, one may not be off by mueh if one sets today's visible width roughly equal to the original one.

On this basis I eompute as extreme minimal values for the middle of the Alps, after the map of Staub2:

• for the Rhät (Margna-) nappe a width of 110 km • for the lower Eastern Alpine nappes 90 km • for the upper Eastern Alpine nappes to about the mid­

dIe of the Inntal nappe 250 km • Total 450 km

2 I neglect hereby entirely the higher-up Eastern Alpine nappes, even though they contain radiolarite, because the upper Jurassie is commonly represented by the thick sequence of upper Malm beds with more hypabyssal-hemiabyssal characteristics, or even littoral ones marked by conglomerates, and by the doubtlessly neritic Plassen limestone.

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To this would have to be added an amount of 30-50 km for the deep-sea zone of the northern Dinarids (Drauzug­Lombardy), resulting in a total width of about 500 km. This is approximately the same value as the one I deter­mined for the Appenines (550 km). Thus, one may well surmise that an Alpine deep-sea region of at least 500 km width with an estimated length of about 600 km was joined to the Appenninie deep-sea region during up­per Jurassie times.

To be sure, in the southeastern part of the Alpine geo­syneline the deep-sea region beeomes wider. However, it was divided by ridges or tongues of the eoralligenie re­gion with Plassen limestone of the upper Malm series, and by at least one small ridge at the northern border of the Tirolian region. If one prefers the nappe strueture at present favored by the Swiss geologists, then the ridge whieh we here identify as the northern boundary of the Alpine deep oeean in the lower Penninieum must be set into the deep sea itself. It would then separate a northern deep-sea band of about 100 km width from the southern one of about 350 km width. This would, however, not af­feet the extent of the deep oeean region as a whole.

The overall extent of the Apenninie-Alpine deep sea at the time of the late Jurassie, to whieh I have assigned generally minimal values, may be summarized as fol­lows:

A winding sigmoid band of about 500 km width, probably mueh less than that delineated by the run of the two mountain regions today, possessed an average depth of 4-6 km and bore euabyssal deposits, exeept for a tongue of some width and several ridges or island ehains in the Alpine region. Towards the north and south (or east and west), the sea became shallower, and within these marginal seas originated hypabyssal, hemiabyssal, bathyal, and neritic deposits (Helvetids, southern Pen­nines, southern Dinarids, Abruzzids) of mueh greater thiekness. The visible length of the deep-sea band may be ealculated as 1,500 km but probably it was as high as 2,500 km when including the western Mediterranean region.

As far as ean be aseertained today, this is nothing but a diminutive part of the colossal deep-sea treneh (or treneh system) of the Tethys, whose extent reaehed from the Antilles via Eurasia to the western Pacifie and into the same, and whieh later beeame - in this I agree with R. Staub (1924) - the guiding axis of the most eompli­eated mountain system.

I believe to have shown that many an objection whieh was raised against the deep-sea nature of the Alpine eu­and hypabyssites of the late Jurassie rests partly upon er­roneous interpretation of teetonie frietion breeeias, and partly upon unaceeptable generalizations from the undis­puted "ridges". On the other hand, a more detailed study of Jurassie seetions in the eu- and hypabyssal sequences yielded an unmistakable grand cycle and eonfirmation of the deep-sea nature of these deposits. Further investiga­tions in both direetions are extraordinarily desirable. In partieular, a broad-based comparison of as many seetions as possible from the Liassie up to the middle Cretaeeous

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Fig.3 Coccokonite [coccolith limestonel of the Biancone. Col Torond, Venetia

would yield a elear picture of the bathymetry of the Tethys of the late Jurassic - a project which could not calI on fieldwork alone, of course, but would rather have to employ alI the tools of sediment-petrographic re­search. WelI-founded results can be offered already at present.

The middle part of the Alpine-Apenninic geosyncline was a deep-sea trench of considerable extent, fulIy com­parable in length and width to one of the larger deep-sea trenches in the Pacific, e.g., to that of Chile and Peru, but on both sides bounded by a broad band of rather shalIow sea with hemiabyssal, bathyal and neritic sediments. One can place this sea rather with a "narrow ocean" (Kober compared it to the Atlantic) than with today's Mediterra­nean. From this ocean the alpine folded mountains grew. In view of this fact it is somewhat perplexing when even today scientific and popular books announce "Ne ver has genuine (?!) ocean floor turned into folded mountains", or "The Alpine sea was always a shallow sea, even though with a few deeps which went welI beyond the av­erage of 200 m, as can be observed, however, in today's shelf seas, too" (Dacque). Or when an expert of the Apennines, like Rovereto, announces as seemingly es­tablished fact: "Till now we do not know any rocks which are composed of the same elements as the Red Clay of today's great depths. Abyssal regions have never formed parts of the Earth's crust". Indeed, one should be more cautious with such utterances at this time, for we are not at the end of research in these questions, but in the midst of it.

Explanation for PlateI: Thin section of a limestone of Tithonian age from Col Torond, Venetia. Consists domi­nantly of coccoliths. The figure shows only the ones which lie flat in the plane of the picture and are distinct1y visible. The ones cut at an angle or vertically are not drawn, but are represented by the same dotted pattern as the sparse matrix between the coccoliths. This matrix consists of smalI globules of saprokonite. Drawn at 200 times magnification, and magnified 3 times in the figure. Polished piece of the Maran breccia, in natural size. The dolomitic material appears light to dark gray. In general, the newly formed calcite veins, which crosscut the dolo-

Fig. 4 Maran Breccia. Maran near Arosa, Bünden

mite elasts, are brighter. Radiolarite and abyssopelite are in black, but only the larger elasts and layers are shown; the thinnest blebs of red elay are not recognizable. The I arger, angular pieces are radiolarite, containing discern­ible radiolarians at the three marked (x) places. The veins of newly formed calcite within the radiolarite, al­though not missing, were lost in reproduction. The streaky parts are dominantly abyssopelite; here and there they inelude small dolomite elasts. See Figs. 3 and 4 (in the german version Figs. 1 and 2).

Translator's comments

I thank Prof. E.L. Winterer for helpful comments in the choice of technical terms. Square brackets [] indicate ad­ditions to the original text used to facilitate language flow and elarity.

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G. STEINMANN - Gibt es fosBile Tiefseeablag. v. erdgeschichtl. Bedeutung? 435

Gibt es fossile Tiefseeablagerungen vou erd­geschichtlicher Bedeutung?

Von G. Steinmaun (Bonn).

(Mit Tafel I und 2 Textfiguren.)

Heute, wo die Permanenz der Kontinente und des Pazifik, die Sonderung einer einheitlichen uralten Festlandsmasse in die heutigen Kontinente (im Sinne der WEGNERschen Auffassung) im Vorder­grunde der wissenschaftlichen Erörterung stehen, für manche sogar zu einem festen Besitzstande der Wissenschaft geworden sind, er­scheint eine möglichst präzise Beantwortung obiger Frage ganz be­sonders dringend. Denn die Antworten darauf lauten bekanntlich ganz und gar widersprechend. Es gibt Forscher, die das Vorkommen von Tiefseeablagerungen auf den heutigen Festländern vollständig leugnen, wie DACQUE, DEECKE, SCRIVENOR, SOERGEL, W ALTHER und andere, und auf der anderen Seite solche, die ihnen eine nicht unerhebliche Verbreitung auf den heutigen Festländern und damit eine beträchtliche Bedeutung für die Fragen der Geogenie zuerkennen, wie der Verfasser selbst und mit ihm viele andere, wie ANDREE, CORNELIUS, die heiden HEIMs, HINDE, KOBER, MOLENGRAAFF, NEUMAYR, NICHOLSON, PARONA. SUESS. STAUB. UHLIG, WÄHNE]{ u. a. Einen vermittelnden Standpunkt nimmt z. B. DIENER (1925) ein, der, um ein Beispiel für fossile Tiefseeabsätze zu finden, bis auf die noch so wenig bekannte Danauformation des Sundagebietes zurückzugreifen sich genötigt sieht, da er den näherliegenden alpinen und appenninen Vorkommen die Merkmale von Tiefseebildungen ab­spricht auf Grund d~r in jeder Beziehung strittigen und unaufgeklärten Hornsteinbrekzie des Sonnenwendgebirges.

Eine so weit gehende Verschiedenheit der Ansichten kann natürHch nur auf einer unvollständigen Kenntnis der fraglichen Vorkommnisse beruhen. In der Tat fehlt es noch fast ganz an eingehenden und ver­gleichenden Untersuchungen über diesen Gegenstand, und namentlich steht eine Klärung gewisser strittiger oder unklarer Vorkommen noch aus, denen von mancher Seite eine entscheidende Bedeutung zu­erkannt wird.

Vielfach scheint eine grundsätzliche Abneigung zu bestehen, fossile Tiefseeabsätze innerhalb der heutigen }i'estländer überhaupt an­zuerkennen. Und doch liegt dazu eigentlich kein Grund vor. Kennen wir doch von den heutigen Festländern in hinreichender Menge Meeres- oder Festlandsabsätze , die im Laufe eines verhältnismäßig kurzen Zeitraums in Mächtigkeiten von etwa 5-6 km entstanden

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G. STEINMANN - Gibt ea fossile Tiefseeablag. v. erdRe~chichtl. Bedeutung? 437

gebracht, so eng miteinander verquickt und oft noch so stark ver­ändert, daß die sichtbaren Verhältnisse leicht irrtümlich gedeutet werden, wofür ich weiter unten Belege erbringen werde. Man hat daher bei der Deutung der fraglichen Gesteine von solchen Gegenden auszugehen, wo sie in möglichst wenig verändertem Zustande und unter nicht allzu sehr verwickelten Lagerungsverhältnissen vorkomm eil. Das sind z. B. innerhalb der alpinen Gebirge der lombardische Streifen der Dinariden und gewisse Teile des Apennins, insbesondere der ligurische und toskanische.

Da ich mich mit diesem Gegenstande seit mehreren Dezennien be.scbäftigt, meine Beobachtungen aber bieher nur in knapper Fassung veröffentlich habe, der Eintritt normaler Verkebrsverhältnisse mir zudem gestattet hat, meine früheren Beobachtungen in den Alpen und im Apennin zu überprüfen und zu erweitern, so glaube ich einiges Neue zur Lösung der strittigen Frage beitragen zu können. Wer sich über den heutigen Stand der Frage genauer zu unterrichten wünscht, findet in den Veröffentlichungen ANDREEs (1920, 1924) die besten ZU!:'lamrnenfassungen.

Bezeichnungswelse der Meeressedlmeote. Den Ausgangspunkt für die Deutung und Bezeichnung der fossilen Sedimente bilden all­gemein die heute bekannten Absätze der rezenten Meere, "aber es liegt auf der Hand, daß dies nur eine unvollkommene Grundlage ist. Sind unsere Kenntnisse von der Beschaffenheit des Meeresbodens an und für sich schon sehr beschränkt, so fehlt es besonders an größeren Profilen durch den Meeresboden. Dazu kommt, daß das zufällig historische Moment für unsere Kenntnisse und für die Bezeichnung zu sehr im Vordergrunde steht; eine davon unabhängige Bezeichnung, die für fossile wie für rezente Bildungen gleichmäßig anwendbar ist, wäre aber erwünscht. Wenn wir z. B. einen fossilen dichten Kalk­stein der Unterkreide finden, der fast nur aus Kokkolithen nebst einigen Radiolarien und Calpionellen besteht, in dem aber Globi~ gerinen nur ganz vereinzelt vorkommen, und wenn dieses Sediment nicht nur nach seiner lithologischen Beschaffenheit, sondern auch nach seinem geologischen Verbande als ein Absatz aus größerer Meerestiefe. entsprechend dem heutigen Globigerinenschlamm, gedeutet werden muß, so ist die Bezeichnung Globigerinenschlamm dafür nur irreleitend. Weder enthält es Globigerinen in reichlicher Menge, noch ist es ein Schlamm. Globigerinen scheinen eben erst mit der jüngeren Kreide die beherrschende Rolle unter den planktonischen Foraminiferen erlangt zu haben, aus älteren Schichten kennt man sie immer nur in spärlicher Vertretung (wohl das gleiche dürfte für die Pteropoden gelten). Solche entstehungsgleichen Ahsätze aus ver~ schiedenen Zeiten und in verschiedenen diagenetischen Zuständen sollten eben doch auch einheitlich bezeichnet werden können. Das Gleiche gilt von einem fossilen roten Tone, wenn wir ihn mit gelb~

436 I. Aufsätze und Mitteilungen

sind. In solchen Fällen zweifelt niemand daran, daß sich die Erd­rinde um einen entsprechenden Betrag gesenkt hat. Betrirft die Senkung ein Gebiet in der Nähe eines niederschlagsreichen, gebirgigen und vielleicht gleichzeitig aufsteigenden Festlandes, so kann sich die Senke mit mechanischem Sediment vollständig füllen. In einem anderen, "gleich stark gesenkten Gebiete, in das mechanisches Sedi­m~nt nicht oder nur in geringer Menge gelangen kann, wird f!ich während der gleichen Zeit ein kalkiges oder ein kalkig·toniges Sedi­ment von vielleicht nur der halben Mächtigkeit oder gar weniger absetzen, so daß hier am Ende der Senkung Tiefsee von 2-3000 m vorhanden sein kann, deren Boden aus einem eupelagischen Kalk­schlamm gebildet wird. Bestehen aber in dem Senkungsgebiete gleichzeitig die zur Lösung des Kalkkarbonats nötigen Bedingungen, so wird sich ein roter Tiefseeton von geringer Mächtigkeit bilden müssen und eine Tiefsee von 4-5 km, deren Boden mit einem typischen Tiefseesediment bedeckt ist. Der Unterschied zwischen diesen drei geotektonisch gleichwertigen Gebieten ist mehr zu­fälliger Art und unabhängig von dem Senkungsvorgang als solchem. Es ist daher auch nicht einzusehen, weshalb von dieSEm gleichen Gebieten nur diejenigen später einer KontinentalmaBse einverleibt werden sollten, die ganz oder teilweise mit mächtigeren Sedimenten aufgefüllt wurden, und nicht auch diejenigen, in denen der Absatz aus Ursachen, die mit dem orogenetischen oder epirogenetischen Vor­gang nichts zu tun haben, ein sehr geringer gewesen ist. Dieses erdachte Beispiel sollte nur an die selbstverständliche Tatsache er­innern, daß Tiefseeabsätze in tektonischer Hinsicht keineswegs etwas anderes zu bedeuten brauchen, als ein Flachseeabeatz von ent­sprechender Mächtigkeit.

Es~ hält keineswegs leicht, sich aus eigener Anschauung ein zu­treffendes Urteil über die fraglichen Tiefseeabsätze früberer Zeiten zu bilden. Unter den allgemein verbreiteten, meist wenig stark dis· lozierten und leicht zugänglichen epikontinentalen Gesteinen fehlen sie, und man muß sie schon in den hochgradig gefalteten Orogenen früherer Zeiten suchen. Aber auch dort treten sie wegen ihrer ge· ringen Mächtigkeit und wegen des faet vollständigen Fehlens makro­skopischer Fossilien gegenüber den ander.en Sedimenten so sehr zurück, daß sie leicht übersehen oder doch nicht hinreichend be­"achtet werden. In den zenltückelten und weithin verdeckten älteren Faltengebirgen, wie im kaledonischen und varistischen lassen sie sich immer nur auf kurze Strecken verfolgen, und in den jüngeren alpinen, wo dieser Umstand weniger störend wirkt, erschwert die vielfach hochgradige Komplikation des geologischen Baues oft eine klare Einsicht in die ursprünglichen Verhältnisse. Durch den Deckenbau sind nicht seJten Gesteine von ganz verschiedenem Alter und weit auseinanderliegenden Entstehungsbezirken in unmittelbare Berührung

438 1." Aufsätze und Mitteilungen

licher oder grünlicher Färbung als Serizitschiefer finden. Auch in diesem Falle leitet der Name nur irr.

Unsere geringe Kenntnis von den heutigen Meeresabsätzen sowie der Umstand, daß diese nur einen der zahlreichen historiRch ge­gebenen Fälle vorführen, machen eine Vervollständigung der heutigen Bezeichnungsweise auf Grund der fossilen Sedimente unerläßlich. Auch dürfte es sich empfehlen, neben den von MURRAY eingeführten Gruppen: litoral, hemipelagisch und eupelagisch auch die HAUGschen Bezeichnungen neritisch, bathyal und abyssisch zu verwenden. Hiernach werde ich mich folgender Bezeichnung der eupelagischen Sedimente bedienen:

Einteilung der eupelaglschen Ablagerungen. Entsprechend der von HAUG vorgeschlagenen Einteilung der Meerestiefen bezeichne ich aUe Absätze außerhalb der neritischen und bathyalen Region, also i. a. die in Tiefen von über 900-1000 m gebildeten als Abyssite und teile diese weiterhin ein in

1. Hemiabyssite (oder hemipelagische Absätze), durchschnittlich in Tiefen von 1000-2000 m gebildet. Mit diesen sehr wechsel­vollen Sedimenten wollen wir uns hier nicht näher befusen, da sie nicht im geologischen Sinne Tiefseeabsätze darstellen und kaum jemand daran zweifeln kann, daß sie im fossilen Zustande vielfach vertreten sind.

2. Hypabyssite. Unter diesem Namen fasse ich die kalkigen oder tonig-kalkigen Absätze zusammen. wie sie heute durchschnittlich in Tiefen von etwa 2000-4000 oder 5000 m gebildet werden. Dahin gehört vor allem' der weiße Tiefseeschlamm (Globigerinen­und Kokkolithenschlamm) nebst dem Pteropodenschlamm , der sich den hemiabyssischen Absätzen nähert, ferner aber auch tonig-kalkige bis reintonige Absätze, wie sie heute als Blauschlick in größeren Tiefen entstehen. Auch die kieselsäurereichen" Diatomeenschlamme wären dazu zu rechnen.

Innerhalb der Hypabyssite scheide ich aus a) Abyssokonit (von konia = Kalk) und verstehe darunter

alle reinen oder fast reinen Kalkabsätze von überwiegend weißlicher, wohl auch hellgrauer oder hellrötlicher und -grünlicher Farbe, die unter den heutigen Meeresabsätzen als Globigerinenschlamm, Kokko­lithenschlamm (oder auch Pteropodenschlamm) bekannt sind. Fossil erscheinen sie meist als dichte helle Kalksteine oder Mergelkalke, zuweilen mit untergeordneten Feuersteinen, oder als flaserige Kalk­steine mit dünnen, meist welligen Tonlagen, wie die Aptychenkalke, oder als knollige graue, gelbe oder rote Cephalopodenkalke mit Ätz~ suturen. Durch Aufnahme von reichlichen Radiolarien gehen sie in Radiolaritkalk über, der zu den echten euabyssischen Radiolariten überleitet. Armut an Schwefeleisen und häufiges Vorkommen von

G. STEINMANN - Gibt ee fossile Tiefseeablag. v.erdgeechichtl. Bedelltung? 439

Ätzsuturen, beides die Folgen reichlicher Mitwirkung von Sauerstoff und Kohlensäure bei ihrer Bildung, sind hervor8techende Merkmale.

b) Koniapelit. Wie der Name ausdrücken soll, sind dies tonige bis tonig-kalkige Absätze von mergeliger Beschaffenheit oder, wie später an einem Beispiele gezeigt werden soll, Tone mit dunkeln Kalkknollen oder -bänken. Die Blauschlicke größerer Tiefen dürften das diagenetisch noch nicht veränderte Äquivalent in den heutigen Meeren sein. Mehr oder minder reichliche Beteiligung dunkeln TODs und gewöhnlich fein im Gestein verteilten Schwefeleisens und die daraus folgende rostige Verwitterung haben als bezeichnende Merk­male und als Folgen mangelhafter Durchlüftung bei ihrer Entstehung zu gelten. Für die fossilen AbAätze kann hier wie bei den hyp­abyssischen Sedimenten im allgemeinen das Fehlen oder doch die äußerste Seltenheit echt benthonischer Organismen angesehen werden, ebenso auch vielleicht das Zurücktreten bituminöser Substanzen. Eine genauere Trennung solcher dunkler hypabyssischer Knollentone von ähnlichen hemiabyssischen Absätzen ,dürfte nicht immer leicht fallen.

c) S k lerope I i t. Die Äquivalente des heutigen Diatomeen-schlammes kennt man als Meeresabsätze zwar mit Sicherheit kaum aus früheren Zeiten, aber es darf als höchst wahrscheinlich gelten, daß sie nicht fehlen. Es müßten an Kieselsäure reiche, mehr öder minder kalkhaltige Gesteine sein, kieselige Schiefer oder tonreiche Kalksteine ohne benthonische Organismenreste. Es ist aber wenig aUB8ichtsvoll, die Erzeuger der Kieselsäure selbst darin noch nach­zuweiseQ. Denn wie man an den Skeletten der Kieselschwämme und. Radiolarien edeht, wird die organisch erzeugte amorphe Kiesel­erde diagenetisch fast immer umgewandelt, d. h. aufgelöst und durch Kalkspat, Eisenkies, Glaukonit und dergl. ersetzt. Bei größeren Organismen, wozu auch die Radiolarien noch zählen, gestattet die bezeichnende Form des Fossils oder einzelner seiner Teile meist immer noch ein Erkennen im Falle der Umwandlung. Für die Diatomeen gilt das aber nicht, denn da man Gesteinschliffe mit Erfolg meist nur bei verhältnismäßig schwachen Vergrößerungen beob­achten kann, weil sie gewöhnlich diagenetisch oder regionalmetamorph verändert sind, so ist es unmöglich, so kleine Gegenstände zu er­kennen, wenn man sie nicht mehr mit Salzsäure herausätzen kann. Vereinzelt hat man ja Diatomeen in mesozoischen Ablagerungen ge­funden, aber von der Fülle von Arten und Individuen, die man nach ihrem Auftreten im Tertiär auch für ältere Zeiten voraussetzen dürfte, kennt man fast nichts. Hier bleibt für weitere Forschung noch ein offenes Feld.

S. Euabyssite. Hierher gehören die bunten, um nicht zu sagen roten Tiefseetone und die reinen Radiolariengesteine. Wenn ich mich auch bei früherer Gelegenheit über die Merkmale dieser echten Tief-

G. STEIN)IANN - Gibt es fossile Tiefseeablag. v. erdgeschichtI. Bedeotong'! 441

gnnz. Ferner werden einige wenige Vorkommnisse, wo anscheinend grobklastische Sedimente mit ihnen ursprünglich verknüpft sind, immer wieder gegen ihre Tiefseenatur ins Feld geführt.· Die folgenden Beobachtungen mögen diese Lücke z. T. ausfüllen.

A. Abyssische Gesteine der Südalpen. Kein zweites Gebiet in den mediterranen Kettengebirgen dürfte sich zur Untersuchung der ursprüngHchen Natur der fraglichen Gesteine besser eignen, als die westlichen Südalpen. Denn hier werden sie besonders im Bereiche der Lombardei nicht nur viel leichter zugänglich als in den meisten anderen Teilen der Alpen, sondern sie befinden sich hier auch, wo alpiner Deckenbau fehlt, unter wenig gestörten, nur örtlich etwas verwickelteren Lagerungsverhältnissen , und eine Metamorphose fehlt IW gut wie ganz. Profile wie das oft beschriebene der Breggiaschlucht bei Corno (HEIM 1906, RENZ 1920) enthüllen eine klare Schicht­folge vom Lias bis in die Kreide.

Der Radiolarit tritt als auffälligstes Glied in einer Mächtigkeit von etwa 40 m (nach 0 allmählich abschwellend) hervor. Sein Alter läßt sich hier besser festlegen als sonst wo, denn er führt außer den gut erhaltenen Radiolarien nur Fossilien des Malm und wird vielfach von obertithonischen Aptychenkalken mit bezeichnenden Fossilien überlagert. Unsicher bleibt nur, wie tief er in den Jura hinuntergreift. Er umfaßt im wesentlichen wohl Oxford, Kimmeridge und Unter·Tithon.

Nun stimmen alle Beobachter dieses Gebiets - und meine Beob­achtungen sprechen in dem gleichen Sinne - darin überein , daß bier eine lückenlose Schichtfolge vom Lias bis zum Barreme vorhanden ist, zugleich ein Zyklus, dessen Kern -der Radiolarit nebst bunten Schiefern, also ein euabyssischer Absatz ist. Vom unteren Lias bis zum Sowerbyihorizont des., mittleren Doggers lassen sich die einzelnen Stufen nach reichlichen Ammonitenfunden gut nachweisen. dann beginnt eine etwa 50-60 m mächtige Schicht­folge von kalkig-mergeliger. Beschaffenheit ohne Fossilien bis zum Radiolarit. Lilarote oder graugrüne Tone sind den Kalken ein­geschaltet, Hornsteinnieren und Schnüre darin verteilt und große Kalkknollen finden Elich in den bunten Mergeln. Wenn auch diese Schichtfolge ein eingehendes mikroskopisches Studium verdient hätte, das noch aussteht, so kann man doch der seit NEUMA YR vielfach gegebenen Deutung zustimmen, daß darin die durch Fossilien nicht gekennzeichneten Stufen des mittleren und oberen Doggers und wohl auch des untersten Malms enthalten sein müssen; und ihre F08Sil­armut erklärt sich hinreichend durch ihren Tiefseecharakter.

In dem darüber folgenden Radiolarit, der sich durch Zunahme der Kiesellagen allmählich aus dem Liegenden entwickelt, gibt es zwar Fossilien, aber bemerkenswerterweise k ein e ben thon isch e.

440 I. Aufsätze und Mitteilungen

seeabsätze schon ausführlich geäußert habe (1905), so sehe ich mich doch genötigt, noch einiges darüber zu bemerken, da unzutreffende­Deutungen nicht ausgeblieben sind. Im übrigen kann ich auf die zutreffenden Bemerkungen ANDREEs (1925, 519-525) verweisen. Was ich

a) Radiolarit genannt habe - ein Name, den ich jetzt für alle tiefmeerisch entlztandenen reinen Radiolarienanhäufungen UD­

abhängig vom Erhaltungszustande erweitere -, zeicbnet sich vor ähn­lichen, oft damit verglichenen oder gar zusammengeworfenen radio­larienreichen Absätzen dadurch aus, daß es praktisch gänzlich kalk­freie und tonarme, häufig aher mangan reiche Sedimente sind, die oft in innigster Verknüpfung mit Gesteinen vom Charakter des bunten Tiefseetons auftreten, außerdem aber auch von echt hypabyssischen Sedimenten unter- und überlagert, aber nie in primärer Verknüpfung mit echten Flachseeabsätzen angetroffen werden. Einige.diesen Merk­malen anscheinend widersprechende Beobachtungen werden später als auf unzutreffenden Deutungen beruhend erwiesen werden. Die be­kannten Radiolarite aus pal.äozoischer und mesozoischer Zeit erweisen sich ferner als frei von benthonischen Organismenresten, wie meist die anderen euabyssischen und hypabysPilischen Absätze dieser Zeiten. Es versteht sich von selbst, daß ein echter Radiolarit weder mit grob­klastischen Flachseesedimenten primär wechsellagern noch Trans­gressionskonglomerate bilden kann, wie das mehrfach angegeben worden ist.

In den Alpen wie im Apennin beobachtet man häufig, wie der oberjuraBsische Radiolarit unter W.echsellagerung nach obeD;, unten oder seitwärts in bunte Tiefseetone übergeht, für die ich als zu­sammenfassenden Namen

b) Abyssopelit vorschlage. Dieser besitzt wechselnde Färbung, ist äußerst fein körnig, fast frei von organischen Resten mit Aus­nahme von gelegentlich vorkommenden Radiolarien und nicht selten manganreich wie der Radiolarit. In seiner lithologischen Be­schaffenheit wie in seinem Auftreten und in seiner Vergesellschaftung besitzt er alle Merkmale des sog. "roten" Tiefseetons.

Die mesozoischen Abyssite In den Alpen nnd Im Apennin. Wenn heute noch von mancher Seite den Radiolariten, Abyssopeliten und Abyssokonit.en dieser Gebirge der Charakter von Tiefseea.bsätzen abgesprochen wird, so ist das vor allem an dem Mangel an hin­reichenden SpezialuntersuchungeIl begründct. Zwar weiß man schon seit geraumer Zeit, daß solche Gesteine mit einer überraschenden Einförmigkeit in ihrer Beschaffenheit und in der Gesteinsfolge nicht nur durch diese beiden Gebirgszüge, sondern auch durch die di­narischen Ketten bis zum Peloponnes und darüber hinaus hinziehen, aber durch mikroskopische Untersuchungen gestützte Spezialunter­Buchungen der Schichtfolge, die sie einschließt, fehlen so gut wie

442 I. Aufsäbe und Mitteilungen

sondern nur planktonische und nektonische; Aptychen, Belem­niten, Cephalopodenkiefer und Radiolarien.

Hierbei möge ein eigenartiger und seltener Fund erwähnt werden, den wir im Jahre 1924 auf einer Studentenexkursion oberhalb cl!>r Breggiaschlucht im Radiolarit machten. Auf einer Schichtfläche des Anstehenden sah man dicht nebeneinanderliegend zahlreiche rundliche, dünne Schalen aus Kalkspat, die die ersten Reste benthonischer Organismen zu sein schienen. Bei genauerem Zusehen ließen sie in ihrer Gesamtgruppierung eine spirale Anordnung erkennen und es trat noch deutlich der schattenhafte Abdruck einer Ammonitenspirale mit weitem Nabel, gut mit Perisphinctes stimmend, hervor. Einen zweiten ähnlichen Fund machte ich in der Breggiaschlucht selbst. Die Funde beweisen, daß also wirklich auch Ammonitenschalen, mit der dünnschaligen Ostrea Roemeri bewachsen., im Tiefseesediment eingebettet, aber aufgelöst wurden, ein Vorkommen, wie es auch aus den Solenhofner Plattenkalken bekannt ist. Die kalzitische Be­schaffenheit hat hier wie dort die Schalen vor der Auflösung be­wahrt, ebenso wie die Aptychen, Belemniten und Cephalopodenkiefer, während die aragonitischen Ammonitenschalen noch während der Sedimentierung verschwanden.

Über dem Radiolarit folgt entweder tithonischer Aptychen­kalk, oder wie hier unmittelbar das weiße, kompakte Kalkgestein dea Biancone (oder Majolica), das in seinen tieferen Teilen noch dem Tithon, in den höheren dem Neokom bis zum Bam~me an­gehört: in etwa 100 m Mächtigkeit läßt es sich durch die ganzen Südalpen verfolgen. Was ist nun dieser Kalkstein auf dem ab­steigenden Aste des Tiefseezyklus ? ßLUMER, der die HEIMschen (190&) Aufsammlungen mikroskopisch untersuchte, bezeichnet es als einen "außerordentlich reinen Kalk, ein typi8ches Foraminiferen­gestein mit außerordentlich einheitHchel;' Foraminiferenfauna " . Und die Foraminifere ist die für die Grenzschichten zwischen Jura und. Kreide bezeichnende Calpianella alpina (STEIN MANN 1913), deren Wert ah:l Leitfossil von PARONA (1917) ohne ersichtlichen Grund angezweifelt wird. Aber damit ist das Gestein doch nur unvollständig und nicht ganz zutreffend charakterisiert. Ein Foraminiferengestein im eigentlichen Sinne des Wortes ist es nämlich nicht. Calpio­nellen kommen wohl weit verbreitet darin vor, aber ihr Anteil an der Zusammensetzung des Gesteins bleibt dabei doch verschwindend klein. ARN. HEIM (1924) hat mit Recht (die jedem Mikro,kopiker wohl bekannte Tatsache) betont, daß der Anteil von Foraminiferen oder Radiolarien an der Gesamtzusammensetzung eines nach ihnen benannten Gesteins doch nur recht verschwindend ist, selbst wenn ihre Schalen dicht gedrängt zusammenliegen und das Gestein ganz erfüllen. Die Hohlräume der Schalen und die Zwischenräume machen die weitaus überwiegende Masse des Gesteins aus. Im vor-

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G. STEINMANN - Gibt eB fossile Tiefseeablag. v. erdgescbichtl. Bedeutung? 443

liegenden Falle sind aber auch in den reichsten Präparaten die Calpionellen in der Grundmasse nur als Einsprenglinge verteilt, und man kommt leicht auf den Gerlanken, diese feinkörnige Grund~ masse Bei ein anorganischer Niederschlag von Kalkkarbonat und die Schalen der planktonischen Organismen darin nur "akzessorische Bestandteile\<, Diese Deutung hat ARN. HEIM (1924) in sehr über~ zeugter Weise für die dichten Kalksteine vertreten und, "die ver­altete einseitige paläontologisch-stratigraphische Methode, wie sie noch heute an bedeutenden Hochschulen vertreten" sei, für den bisherigen Irrtum, wonach solche Kalksteine organogener Entstehung seien, ver~

antwortlich gemacht. Und doch hätte ARN. HEIM diese veraltete Methode nur auf die reinen Kalksteine seines Landes, wie den in Rede stehenden Biancone, anzuwenden brauchen, um zu gänzlich aDderen und positiv gesicherten Ergebnissen zu gelangen.

Betrachtet man nämlich möglichst dünne Schliffe des Biancone bei Vergrößerungen von etwa 20-40, so erscheint die Grundmasse sehr fein punktiert, wie mit feinsten Nadeln gestochen, und erweckt den Anschein, als ob sie ein feinkristallines Aggregat von an~

organischer Struktur sei. Bei Vergrößerungen von etwa 80 an auf~ wärts (bis gegen 200) erweisen sich die Pünktchen aber als gut um~ grenzte rundliche Scheibchen von 5-14,," Durchmesser mit einern dunkeln Kerne, als vorzüglich erhaltene und sicher erkennbare Kokkolithen! Die Grundmasse besteht fast ganz daraus, so dicht gedrängt liegen sie nebeneinander. Da es nicht gelingt, auf mikrophotographischem Wege ein klares Bild zu erlangen, habe ich von der bekannten Meisterhand des früheren Uoiversitätszeichners, jetzt KunBtmalers R. SCHILLING eine Zeich~ung (Ta!. I, Fig. 1) herstellen lassen, die das wiedergibt, was man an solch schwierigen Gegenständen beobachten kann. Das' Bild ist freilich notgedrungen iQsofern unzutreffend, als nur diejenigen K 0 k k 0 1 i t h e n darauf er~ scheinen, die in der Schnittebene liegen, aber nicht die schräg oder senkrecht getroffenen. Diese lassen sich nämlich von der sehr feinen Körnelung zwischen den deutlichen Kokkolithenscheiben oft nicht gut unterscheiden und wurden daher durch Kömelung wiedergegeben; die Anwendung noch !!tärkerer Vergrößerungen verbietet sich durch die Natur deB ObjekteB.

Aber die wichtige Tatsache bleibt dadurch ungeändert: das an~ scheinend rein anorganische Gestein ist ein richtiger Kokkolithen~ kalk, ganz überwiegend Dur aUB diesen Rest.en bestehend, und die C al p ion e 11 eh erscheinen darin nur als ieitende Einspreng~ linge.

Die Scheiben der Kokkolithen liegen dicht gedrängt nebeneinander, immerhin bleibt zwischen ihnen noch ein gewisser Raum, und dieser wird von allerfeinsten Körnchen erfüllt, die bei 200facher Ver~ großerung eben noch erkennbar, etwa 1 fJ Durchm"esser besitzen. Sie

G. STEINMANN - Gibt es fosl:\i1e Tiefseeablag. v. erdgeschichtl. Bedeutung? 445

stehungsweise wäre ein Gestein I das sich wesentlich aus diesen Be~

standteilen aurbaute, ein Saprokonit. Ob solche Gesteine sonst fos~il vorkommen, wissen wir noch nicht, ihre Erkennung bietet auch große Schwierigkeiten, aber die rezenten Kalkschlamme dürften z. T. hierher gehören.

4. Diagenetischem Kalkkarbonat, dns am besten als Meta~ kQnit bet;eichnet wird, da es offenbar aus der nachträglichen Um~ bildung von vorhandenem Karbonat entsteht. Diese Form des Kalk~ karbonats kann natür1ich immer nur als untergeordneter Bestandteil in anderen Kalkgesteinen auftreten.

Nicht nur in der Breggiaschlucht, sondern auch an anderen Stellen der Südalpen, z. B. am Ausgang der Olonaschlucht, besitzt der Bian~ cone die geschilderte Zusammensetzung. Am deutlichsten erkennbar fand ich die Kokkolithen in einem vom verstorbenen GEORG BÖHM gesammelten Stück dichten tithonischen Kalksteins von Co} Torond in Venetien (Ta!. I, Fig.1). Biancone ist ja aber nicht nur im ganzen Zuge der Südalpen in einer durchschnittlichen Mächtigkeit von rund 100 m

verbreitet, sondern bildet bekanntlich auch ein allgemein verbreitetes Glied des Kalkapennins mit dem gleichen makroskopischen Habitus und mit derselben Seltenheit an Fossilien, wesentlich nur seltenen Am­moniten. Es ist der "Felsenkalk" ZITTELs, der "calcare rupestre" der italienischen Geologen. Ebenso bildet er aber auch in der Ophiolith­decke des Schieferapennins (lepontinische Fazies) regelmäßig dns Hangende des Radiolarits wie dort in den Südalpen. Es sind dichte heUe, zuweilen etwas rötliche oder graugrüne Kalksteine mit Kiesel~ knauern, "litografici", wie sie auch zutreffend zum Unterschiede von den tertiären Mergelkalken bezeichnet wurden. über ihre Stellung, ihre Verknüpfung mit Radiolariten und über das Vorkommen von Calpwnella darin habe ich früher (1913) berichtet und ihre über­einstimmung mit Biancone betont. Untersucht man ihre Grund­masse mikroskopisch, so sieht man bei schwacher Vergrößerung zwar dieselbe feine Punktierung wie beim Biancone, aber infolge der stär­keren Umwandlung, die sie erlitten haben, löst sich das Bild bei stärkerer Vergrößerung nicht mehr in erkennbare Kokkolithenscheiben auf. Hat man die klareren Bilder des Biancone aber einmal gesehen, so zweifelt man nicht m~hr an der kokkokonitischen Natur auch dieser Gesteine.

Nach den seltenen Ammonitenfunden im Biancone vertritt dieser außer dem ob~ren Tithon die Unterkreide bis zum Barrcme tlin­schließlich, das in den obersten mehr mergeligen und dunkleren Schiefern enthalten ist (RASSMUSS 1912), ohne daß eine Unter­brechung im Absatz auch nur angedeutet wäre. Die verschwindend geringe Mächtigkeit im Vergleich zu den Kilometer mächtigen Ge­steinen aus dem gleichen Zeitraume in anderen alpinen Gebieten, wie z. B. in den Helvetiden erklärt sich aber einfach aus der Tiefsee-

444 I. Aufsatze and Mitteilungen

erscheinen keineswegs als Kristalle, sondern als rundliche Kügelchen~ an denen man vielleicht eine feine fibrokristaUine Struktur voraus­setzen möchte. Aber etwas Sicheres läßt sich darüber nicht aus~ machen. Was sind die Kügelchen dieser Zwischenmssse? Organismen~

die solche Kügelchen von Kalkkarbonat erzeugen, kennen wir nicht. Ich kann diesen Niederschlag von Kalkkarbonat nur für "Ver­

wesungsfällungskalk " halten, wie der etwas schwerfällige Name lautet, d. h. für Kalkkarbonat, das als chemischer Niederschlag mit Hilfe­des aus Verwesung hervorgegangenen Ammoniumkarbonats aus dem Meerwasser im faulenden Eiweiß selbst entstanden ist. Der Nieder­schlag, den man auf experimentellem Wege durch Eiweißfäulnis erhält~ besteht anfänglich ebenfalls aus solchen kleinsten" Calc08phäriten", aus denen sich dann beim Weiterwachsen größere Kügelchen mit deut-­lich erkennbarer Sphärolithstruktur oder Aggregate davon entwickeln. N ur bleiben sie im vorliegenden Falle alle sehr klein, wobei aber zu bemerken ist, daß die Größenbestimmung bier an der Grenze deI'" mikroskopischen AUflösbarkeit an und für sich schon große Schwierig­keiten bietet. Im übrigen würden sich unverhärtete Kalksedimente, wie die Schreibkreide, für eine genauere Untersuchung wohl besser eignen.

Schließlich muß in dem Gestein Doch eine letzte Art von Kalk­karbonR.t vorhanden sein, nämlich derjenige Bestandteil, der die übrigen zu kompaktem Gestein verkittet. Da ursprünglich ja doch nur ein lockerer Schlamm abgesetzt worden ist, so kann dies Zement nur diagenetischer Entstehung sein. - Wir dürfen uns vielleicht vor~ steHen, daß aUB den Resten organischer Substanz, die im Schlamm vorhanden war, sich im Fortgang der Verwesung Kohlensäure ent­wickalt bat, die einen Teil der karbonatischen Bestandteile auflöste,. sie aber bei Entzuge des Wassers und der Kohlensäure wieder aus· schied und so den Schlamm verkittete. Wo größere Mengen von Kohlensäure fehlten, blieb dann die Verfestigung unvollkommen oder ganz aus, wie bei der Schreibkreide.

Über diese Kittmasse läßt sich am vorliegenden Gesteine nichts­weiteres au&!agen, ihr Vorhandensein kann nur theoretisch abgeleitet werden.

Alles in allem setzt sich also der dichte Bianconekalkstein zu­sammen aus

l. Planktonischen Foraminiferen und aus Radiolarien in geringer Menge. Gesteine, die wesentlich aus Anhäufungen solcher Schälchen bestehen, könnte man nm besten als Ostrakokonit bezeichnen. Manche heutige und fossile Globigerinenschlamme würden diese Bezeichnung verdienen.

2. Kokkolithen, die die Hauptmasse des Gesteins ausmachen. Daher kann man ein solches Gestein· als K 0 k k 0 k 0 n i t bezeichnen.

3. Calcosphäriten, die die engen Zwischenräume zwischen den Kokkolithen füllen. Entsprechend der hier vorausgesetzten Ent-

446 I. Aufsätze und Mitteilungen

natur des Biancone. Die untersuchten Schliffe erweisen das Gestein als einen reinen Kokkokonit, in dem wohl kaum mehr als 10 %

andere Bestandteile vorhanden sind. Das spricht für einen echten Tiefseeabsatz in Tiefen von 3-4000 m nach den heutigen Erfah­rungen (ANDREE 1920, S.453), und die gewaltige Ausdehnung deB gleichförmigen Sediments, die ich für Südalpen und Apennin auf rund 1200 km Länge bei einer Breite von 100-400 km schätze, stempelt ihn zu einern normalen, keineswegs unter besonderen Ver~

hältnissen entstandenen Absatz eines Weltmeeres. Bestünde der Biancone in seiner gesamten Mächtigkeit aUB demselben Material, wie el:! die bisher untersuchten Proben aufweisen, so würde nach den von LOHMAN~ angestellten Berechnungen (ANDR.l<~R 1920, S, 453) zu seinem Absatze ein Zeitraum von mindestens 50, wahrscheinlich aber von 100 Millionen Jahren erforderlich gewesen sein. Ich halte diese Schätzungen aber für viel zu hoch und glaube, daß hierfür noch sichere Grundlagen fehlen. Außerdem wäre durch weitere Unter­suchungen festzustellen, ob der Biallcone auch in seiner gesamten Mächtigkeit ein Kokkokonit ist.

Gegen Ende der älteren Kreidezeit hat sich nach den überein~

stimmenden Auffassungen der Forscher, die sich mit djesen Ablage~ rungen befaßt haben, das Meer verflacht, so daß mit Beginn der überkreide der Tiefseezyklus vollendet war. Rudistenkalke in den östlichen Teilen der Südalpen , die sandig werdende Scaglia, das Hippuritenkonglomerat von Sirone sind typisch neritische Bildungen. W ÄHKER hat für die Nord.lpen (1886, 1892) und nach ihm RASSMUSS (1912) für die Südalpen nachgewiesen, wie sich mit dem Lias be~

ginnend das Jurameer allmählig vertieft. Im mittleren Lias wird es bathyal, im Dogger abyssisch, wobei die Reste benthonischer Orga­nismen, soweit sie überhaupt fossil erhaltbar sind, verschwinden. Die höheren Teile des Doggers sind in den Südalpen schon echt hypabys~sisch, der Radiolarit und die ihn begleitenden Abysso~ pelite offenkundig euabys.sisch, die Aptychenkalke und die tieferen Teile des Biancone wieder hypabyssisch. Zu den Hypabyssiten müssen aber auch manche rote Cephalopodenknollenkalke des Oberen Malms gestellt werden, da sie z. B. im Seengebiet in enger, örtlich ganz beschränkter Verbreituug die Aptychenkalkfazies vertreten (RASSMUSS 1922). Die Zunahme des Tongehalts in Verbindung mit dunklerer Färbung in den obersten Lagen des Biancone deutet dann wohl wieder den Beginn des hemiabyssischen Regimes an.

Mit der Absenkung des Bodens des Jurameeres zu hemi- und hypabyssischen Tiefen verschwinden allgemein die Reste benthoni­scher Organismen, die in den Absätzen der vorhergehenderen.ßacheren Meere noch vorhanden sind. Offenbar haben diese sich nicht 80

rasch den ungünstigeren Bedingungen großer Meerestiefen anpassen können. Cephalopoden und Selachierzähne bleiben fast allein übrig.

G. ST.BIN)~(ANN - Gibt es f08sile Tiefseeablag. v. erdgeschichtl. Bedeutung? 447

Stielglieder von Krinoiden, die ganz gelegentlich gefunden wurden, dürften ebenso wie die oben erwähnten dünnschaligen Austern auf nektonischen Organismen, auf denen sie saßen, verfrachtet worden sein. Nur eine Brachiopodengruppe, die Diphyae (Pygope), scheint früh in die großen Tiefen abgewandert zu sein. Denn ZITTEL, ita­lienische Forscher und RASSMUSS haben sie an mehreren SteHen in den tithonischen Hypabyssiten der Südalpen und des Apennins ge­funden und ich Aelbst traf sie in einem kieselreichen Blocke des gleichen Horizonts im Val Trupchun (Bünden). Auch sonst kommen in der Unterkreide neben Cephalopoden vielfach nur Pygopen vor, wie im Stockhornkalk der Buochser Klippen und andernorts. In den Aptychenkalken des Oberengadins traf ZÖPPRITZ (1906) außer Cephalopoden und Selachierzähnen noch die klerne Einzelkoralle Trochocyathus truncatus ZITT. sowie Phyllocrinus cf. Ooste-ri, eben­falls aus dem Neokom der Freiburger Alpen bekannt. SCHILLER (1906) verzeichnet aus dem benachbarten Lischannagebiet ebenfalls Trochocyathus truncatus, Crinoiden, Seeigelstacheln und eine Schnecke, aber aus Gesteinen, die wohl schon an der Grenze gegen das Hemi­abyssikum stehen.

Aus diesen Funden dürfte als sichere Tatsache hervorgehen, daß an. der Grenze von Jura- und Kreidezeit sich nur einige wenige be­schalte Organismen in den hypabyssischen Regionen zwischen 3000 bis 4000 m angesiedelt hatten.

B. Abyssische Gesteine des Apennins. Durch die leichte Zu­gängJichkeit eignen sich die fraglichen Gesteine im A pennin be­sonder!! gut zu genauerem Studium. Wie in den Alpen beschränken sie sich auch nicht auf eine einzige orogene Einheit, sondern sie er­strecken sieb sowohl über den Bereich der Liguriden (lepontinisch), die den Penniden der Alpen entsprechen, als auch über die Tosca­niden (auBtro-alpin), die der ostalpinen Region, den Grisoniden UBW., gleichzusetzen sind 1). In den Toscaniden wurden sie auch als End­glied der fossil führenden Juraserie und als Beginn der Kreidefolge früh richtig erkannt, sowohl nach ihrem Alter wie nach ihrer Ent­stehungsweise, in den Liguriden dagegen verhinderte die decken­förmige Überlagerung (STEINMANN 1907) über d .. Eozän der Toscs­niden und ihre enge Verknüpfung mit den Opbiolithen lange Zeit die Erkennung ihres wahren Charakters, wobei das Fehlen makro­skopischer Fossilien erschwerend mitwirkte.

Innerhalb der Jura-Schichtfolge der Toscaniden tritt deutlich derselbe Zyklus im allgemeinen Charakter der Ablagerungen hervor, wie wir ihn in den Südalpen und teilweise auch in den Ostalpen kennen gelernt haben: auf die älteren Stufen des Lias mit neriti-

I) Eine eingehende Charakterisierung und ein Vergleich mit den alpinen Einheiten wird in der Arbeit: Über den Aufbau des Apennins von G. STEIN­

MANN und N. TILMANN im nllchsten Bande dieser Zeitschrift gegeben werden.

G. STEINMANN - Gibt es fossile Tiefseeablag. v. erdgeachichtl. Bedeutung? 449

Gestein hervorgeht. Die KalkAteine wurden von den italienischen Geologen als "calcari grigio-cupi" (dunkelgrau'e Kalke im Gegensatz zu den hangenden hellgrauen "grigio-chiari") bezeichnet. Wir wollen die gesamte Scbichtfolge der Kürze wegen dunkle Knollentone oder -schiefer nennen, entsprechend der itaiienischen Bezeichnung "argilloscisti nodulosi" (TARAMELLI).

Die mikroskopische Untersuchung der Kalkknollen und -bänke ergab nun folgendes: Die Kalksteine enthalten etwas Ton beigemischt und außerdem in fein verteiltem Zustande Eisenkies, meist freilich limonitisiert. Außer einzelnen Calpionellen, sehr kleinen Globigerinen und Textularien finden sich darin bald mehr, bald weniger reichlich Radiolarien, deren Skelett aber meist nicht vollständig, sondern nur teilweise in Pyrit oder Brauneisen umgewandelt ist. Dadurch sind oft die feinsten Einzelheiten der Gitterstruktur und Bestachelung als Limonitgerüste erhalten geblieben, und da man sie auch mit Salz­säure aus dem Kalkstein ausätzen kann, wird ihre Erkennung sehr erleichtert, besonders im Vergleich mit den im Hornstein einge­schlossenen Radiolarien, die man allerdings, wie SCHWARZ jüngst gezeigt hat, durch Behandlung mit Flußsäure auch präparieren kann. Gröbere Mineralkörner konnte ich in dem Gestein nicht entdecken.

Seine Beschaffenheit, Fossilführung (wobei auch das Fehlen makro­skopischer Fossilien zu berücksichtigen ist) und die enge Verknüpfung mit euabyssischem Radiolarit führen mich zu der Auffassung, daß bier ein Sediment aus großer Tiefe vorliegt, das in seinen tieferen Teilen ursprünglich die Beschaffenheit des Blauschlicks , in den höheren aber die eines Abyssokonits angenommen hat. JedenfallI! wurde dieser Blauschlick schon in Tiefen von mehreren tausend Metern abgesetzt, analog den Blauschlicken, die sich in solchen Tiefen an der Ostküste Asiens, besonders im Riu~Kiu-Graben finden (ANDR~:E 1920, S. 548), und daher empfiehlt sich auch eine besondere Be­zeichnung für die~es hypabyssische Sediment, das freilich in seiner allgemeinen Beschaffenheit nicht we~entJich von Blauschlick geringerer Tiefen abweicht, höchstens durch den reicheren Kalkgehalt davor ausgezeichnet ist. Ganz deutlich tritt aber in der Abnahme des Ton­gehalts von unten nach oben unter entsprechender Zunahme des Kalkgeha1ts die fortgesetzte Vertiefung des Jurameeres auch in diesem Gebiete in die Erscheinung. Welchen Teilen der Juraformation die dunklen Knollentone entsprechen, läßt sich aus Mangel an leitenden Versteinerungen natürlich nicht genau bestimmen. Aber da sie vom Radiolarit, oder wo dieser aussetzt, vom hypabYl:Isischen Biancone unmittelbar überlagert werden und der Radiolarit nach allem, was wir darüber wissen, etwa dem Oxford und Kimmeridge, z. T. wohl auch noch dem Tithon entspricht, 80 kommt für den Knollenton wesentlich nur ein höheres Alter, also Callovian und Dogger, vielleicht noch Lias, in Frage. Es wäre ein zeitliches Äquivalent der weniger mächtigen

Geologilche Rundaehau. XVI 29

448 J. Allf~il.tze und Mitteilungen

sehen Fossilien folgen cephalopodenreiche Gesteine der höheren Stufen von mehr oder weniger bathyalem Charakter, und diese machen nach oben hin wenig mächtigen, fossilarmen, nur hier und da eben­falls ammonitenführenden Gesteinen mit hypabyssischen Merkmalen Platz. Auf diese folgen Radiolarit und Abyssopelit mit den gleichen Merkmalen wie in den Alpen, und den Schluß bildet der "ealeare rupestre", ein vollständiges Äquivalent des hypabyssischen Biancone.

Für die Jura-Kreide-SchichtfoJge in den Liguriden fehlt es noch fast ganz an genaueren Untersuchungen, da man früher allgemein, ehe der Deekenbau erkannt war, die ganZE! Sehichtfolge samt ihrer Granitunterlage für eine normale Einschaltung im Obereozän der T08caniden gehalten hat. Trotzdem wurde der l.'iefseecharakter der Gesteine von italienischen Geologen vit::lfach richtig gedeutet, die Fossilarmut aber auf die besonders ungünstigen Bedingungen ge­schoben, die mit dem (in Wirklichkeit ja viel späteren) Eindringen der (ja auch keineswegs effusiven) Ophiolithe verknüpft gewesen wären.

Den oberen Teil der abyssischen Gesteinsfolge habe ich früher schon eingehend von dem musterhaften Profil bei Figline im Monte­ferrato bei Prato beschrieben (1913): den Radiolarit in der normalen Mächtigkeit von etwa 60 m, nach oben mit Abyssopelit wechsellagernd und ausnahmsweise eine Kalklage von 0,5 m einschließend. Wo der Radiolarit wie im östlichen Elba eine Mächtigkeit von 250 m er­reicht und allein tJchroffe Berge bildet, liegen zweifellos tektonische Komplikationen vor. Ober dem Radiolarit und Abyssopelit folgen dann in normaler Lagerung diE: hellgrauen Kalksteine (calcari grigio­-cbiari) mit CalpioneUa alpina, die bier noch besser als ihre .Äqui­valente in den Toscaniden Reste der Kokkolithenstruktur erkennen lassen. Den Namen Alberese sollte man auf diese Gesteine, wie auch ich es früJ:1er getan habe, aber nicht anwenden; er muß den jungeozänen Mergelkalken erhalten bleiben. Besser könnte man sie Felsenkalke (catcare rupestre), wie im Kalkappennin, oder Majolica nennen, da mit diesen die vollständigste Übereinstimmung besteht.

Unter dem Radiolarit folgt nun aber ein System tonig­kalkiger Gesteine, die von den hellen Felsenkalken wesentlich unter­schieden sind. Von den italienischen Geologen wurden diese Gesteine unter der Bezeichnung "arp;ille scagliose" mit einbegriffen. Da man aber unter diesem Namen, der ebenso unbestimmt und irre1eitend ist wie die Bezeichnung Flysch in den Alpen, Gesteine von ganz ver­schiedenem Alter und abweichender Entstehungsweise zusammen­gefaßt hat, so wollen wir ihn ganz vermeiden. Es ist bei Figline .ein etwa 200 m mächtiges System von dunklen Schiefertonen, die in ihren tieferen Lagen einzelne dunkle Kalkknollen von verschiedener Größe führen. Diese werden nach oben zahlreicher und größer, schließen sich zu Bänken zusammen, so daß schließlich daraus ein tonig-kalkiges bis fast rein kalkiges und damit auch heUer werdendes

450 I. Aufsätze und Mitteilungen

Zwischenschichten von tonig-kalkig-kieseliger Beschaffenheit, vom Lias bis zum Radiolarit reichend, wie wir sie aus den Süd- und auch aus den Ostalpen kennen. Hier hat aber etwas größere Zufuhr von Ton und ungenügende Durchlüftung ein abweichendes Sediment ent­stehen lassen. Denken wir uns seinen Tongehalt zum größten Teil entfernt und damit den Pyrit, so bliebe ein wenig mächtiges, tonig­kalkig~kieseliges Sediment mit reichlichen Radiolarien und einigen Foraminiferen übrig, wie es in den Südalpen als Vertretung dieser Jurastufen vorhanden ist.

Bei der sonstigen weitgehenden Übereinstimmung in den Ge­steinen der "Rhätischen" Decke zwischen Alpen und Apennin liegt es nahe, nach lithologischen Äquivalenten der dunklen Knollenschiefer in der Rhätischen (Margna-) Decke der Alpen zu suchen. Sie sind dort in der Tat auch vorhanden. Tonschiefer mit dunklen Kalk­knollen und -bänken schieben sich z. B. im Gebiet von Arosa zwischen die Liasgesteine und den Radiolarit ein, nehmen also stratigraphisch dieselbe Stellung ein wie die KnolleDscbiefer des Apennins, gleichen ihnen auch, abgesehen VOm Erhaltungszustande, auDerordentlich. Aber sie sind doch durch Druck und schwache regionale Metamor­phose so stark verändert, daß zartere Reste darin schlecht erkennbar werden. Immerhin konnten noch vereinzelte Globigerinen festgestellt werden, und fein verteilter Pyrit oder Limonit ist auch hier vorhanden.

Nicht nur .durch die enge Verknüpfung mit euabyssischen oder hypabyssischen Sedimenten erhält das beschriebene Gestein seinen Charakter als eines in großer Tiefe entstandenen Blauschlicks, son­dern auch durch seine Armut an makroskopischen, in Besonderheit an benthonischen Fossilien. ANDR}~E (1920, S. 508) hat eine Anzahl fossilführender Gesteine aus verschiedenen Zeiten als Äquivalente des heutigen Blauschlicks geringerer Tiefen angesprochen: die Brachio­poden-, Trilobiten- und Graptolithenschiefer des Silurs, den Huns­rückscbiefer, die Fleckenmergel, Pholadomyp.n- und Variansmergel des Jura, die überwiegend Ammoniten und Belemniten führenden Tone des Jura und der Kreide, die Nierentaler Schichten, die Pleu· rotomen- und Dentalientone des Tertiärs, den London- und Septarien­ton. Schon durch die Häufigkeit von Resten benthonischer Organis­men erweisen sich die meisten dieser Gesteine als Absätze aus ge­ringerer Meerestiefe; dazu kommt noch vielfach ihre enge Verknüpfung mit ausgesprochen litoralen Absätzen. Sie dürften auf bathyale und z. T. wohl auch auf hemiabY8sit::che Absätze zu verteilen sein.

Ich beschränke mich auf diese beiden Beispiele IiUS den Südalpen und aus dem Apennin, die das Vorhandensein eines Tiefsee­zyklue mit oberjurassischer Kulmination deutlich genug erweisen. Wie in den Südalpen so endet auch im Apennin der Zyklus mit der Unterkreide und die Gaultstufe bedeutet wahrscheinlich hier überall eine vollständige Verlandung. Daher besitzen denn auch die

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G. STEINMANN - Gibt es fossile Tiefseeablag. v erdgeachje-htl. Bedeutung? 451

transgredierenden Ablagerungen der überkreide einen ausgesprochen neritischen Charakter; die südalpinen wurden schon erwähnt, im Apennin werden sie vertreten durch die kalkreichen Sanrlsteine der "pietraforte" mit oberkreidischen Ammoniten und Inoceramen, die ganz wie die älteren Tiefseegesteine und die in sie injizierten Ophio­lithe sich deckenartig zwischen die älteren und jüngeren Eogen­bildungen einschalten. Es besteht wenig Aussicht, die Endstadien des Tiefseezyklus 'häufig zu Gesicbt zu bekommelI, da sie wohl fast überall durch die oberkreidische Transgression zerstört worden sind. Auch in den Alpen hat man sie nur gelegentlich gefunden, wie der ammonitenführende Gault von Hindelang heweist.

Wenn für viele Forscher die große Anzahl normaler Profile, die den TiefEeezyklus der Jurazeit und die eunbyssische Natur der Radio~ larite und Abyssopelite erweisen, nicht genügt, um das Bestehen einer Tiefsee anzuerkennen, ElQ liegt der Grund dafür vor allem in den grobklastischen Gesteinen) die mehrfach in engster stratigraphi­scher Verbindung mit den al~ eu- oder hypabys8isch angesproche­nen Gesteinen anscheinend eng verbunden sind. Derartige Fälle sind von nicht wenigen Punkten in den nördlichen und zentralen Gebieten der Ostalpen , ganz vereinzelt aus den Südalpen bekannt geworden, meines Wiflsens aber niemals aus der Liguridenregion des Apennins, wo ich selbst sie auch nicht gesehen habe. Schon diese Verteilung der fraglichen Vorkommen muß auffallen, denn sie geht im allgemeinen parallel mit der tektonischen Verwicklung der drei Gebiete. In den zentralen und nördlichen Teilen der 08t­alpen herrscht nicht nur Decken bau, sondern, wie wir besonders durch viele Arbeiten wissen, oft eine intensive Verquetschung und Auswalzung, die Gesteine von ganz verschiedenem Alter und gänzlich abweichender Beschaffenheit in unmittelbare Berührung gebracht und zu scheinbar einheitlichen Massen verquickt hat. Durcb Ausquetschung erklärt sich auch die öfters erwähnte Erscheinung, daß Radiolarit Lias von höchstens bathyaler Entstehung unmitrelbar überlagert. Bei­spiele von Reibungsbrekzien einfacher oder polygener Natur finden sich in der Literatur über diese Gebiete vielfach beschrieben, sie fehlen ja aber auch den Westalpen nicht. Man braucht sich nur an die Gneiskeile des Berner Oberlandes, an den Lochfleitenkalk, an die Nummulitenlinsen im Senon der Fähnern (RICHTER 1925) oder an den aufs innigste vermischten Kalktontektonit des Käswaldtobels bei Iberg (STELKMAN::-I) zu erinnern. In den Südalpen kommt es im Gegensatz zu den anderen Alpengebieten nur ganz gelegentlich zu stärkeren tektonischen Verwicklungen, da hier die Gesteine durch keine höhere Decke verdrückt sind, und ebenso liegen die Verhält­nisse in den Liguriden, in denen als einer hangenden Decke, die von keiner anderen überfahren wurde, starke Verdrückungen so gut

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G. STEINMANN - Gibt es f088i1e Tiefseeablag. v. erdgefo!chichtL Bedeutung? 453

Auftretens leicht, daß hier keine normale 'Vechsellagerung vorliegt, sondern eine Reibungsbrekzie, wie sie ja an größeren überschiebungen besonders auch in Bünden nicht selten angetroffen wird. An einem im Zerfallen begriffenen großen Blocke von Radiolarit konnte ich einen Einschluß von Verrukano beobachten, der etwa 1 m lang, 0,4 m breit, etwa 0,25 m dick und gegen den Rand ausgedünnt war, einen richtigen Spahn des eingepreßten Gesteins. Da der Verrukano etwas eüdwestlich dieser SteHe eine mächtigere Entwicklung als Basis der Julierschuppe erlangt (vgI. CORNELIUS, Prof. XVII und XVIIl), so ha.t das Vorkommen einer solchen tektonischen Reibungsbrekzie (die auch CORNELIUS andeutet) an dieser Stelle auch gar nichts Be­fremdliches: die Angabe von einer Wechsellagerung der bei den Ge­steine, die durch diese Reibungsbrekzie vorgetäuscht wird, erscheint ganz erklärlich zu einer Zeit, wo derartige Erscheinungen noch wenig bekannt waren. Das Vorkommen liefert aber auch den Schlüssel für einen Irrtum, in den spätere Forscher bis auf ROTHPT.ETZ verfallen sind und der die Stratigraphie in Bünden vielfach verdunkelt hat: ich meine die Ein beziehung des Radiolarits und seiner Begleitgesteine in das Perm (Verrukano, Sernifit).

Der höher gelegene Aufschluß am Fuße des Piz Nair Pitschen zeigt eine noch weitergehende Vermischung der bei den Gesteinsarten : kleine und große Fetzen von rotem Schiefer sitzen in dem Verrukano, und der Schiefer enthält Lagen und Linsen von Verrukano, ja die auffallenden Glimmerblättchen des letzteren liegen auf den Schiefe­rungsBächen des Tons ausgestreut, vereinzelt oder in Häufchen, so daß man einen einheitlichen glimmerreichen Tonschiefer vor sich zu haben glaubt. Die genauere Untersuchung dieser Zwittergesteine, die mehrere Meter mächtig werden, ergibt nun folgendes:

In den Aufschlüssen am Saß Ronzöl (Fig. 1) setzen grobkörniger Verrukano und Radiolarit häufig anscheinend ziemlich scharf gegen­einander ab, wie das unten rechts auf Fig. 1 zu sehen ist. Aber gegen den Verrukano hin nimmt der (hier deutliche Radiolarien ent· haltende) Radiolarit schon kleine Brocken von Verrukano auf und verzweigt sich dann, anfangs noch in breiteren Bändern mit kleinen Verrukanobrocken, gegen das Innere zu wie ein Netzwerk zwischen den Brocken des zertrümmerten Verrukano. Dabei dringt er zuweilen in so feinen Lamellen zwischen die Brocken oder in die Klüfte des Verrukano ein, daß diese feinsten Verzweigungen auf dem photo­graphischen Abzuge, der dieser Figur zugrunde liegt, gar nicht ein­gezeichnet oder mit übertriebener Dicke sichtbar gemacht werden mußten. Daß der Radiolarit hier in den zertrümmerten Verrukano hineingepreßt worden ist und nicht etwa das Bindemittel einer aus Verrukanobrocken bestehenden Sedimentbrekzie bildet, erkennt man nicht nur an der Art seiner Verteilung im Gestein überhaupt, son­dern besonders deutlich und überzeugend an dem mit a bezeichneten

452 1. Aufslitze und Mitteilungen

wie ausgeschlossen sind. Dagegen darf man sie in den Toscaniden, die von den Liguriden überfahren wurden, wieder erwarten, und in der Tat treten hier solche Erscheinungen auch auf.

Die Unterscheidung normaler Sedimentbrekzien von Reibungs­brekzien ist nun aber keineswegs immer leicht, das zeigen die vielen strittigen Fälle. Es genügt daher auch nicht, die fraglichen Brekzien schlechthin für tektonische Reibungshrekzien zu erklären, sondern es sind die Fälle gesondert zu untersuchen. Mit der Schilderung einiger solcher Fälle hoffe ich zur Klärung dieser Frage einiges beitragen zu können.

Die 1'ektonite von 8t. Moritz im Oberengadln. Steigt man von der Alp Nova im NW von 8t. Moritz auf der Südseite von Saß Ronzöl gegen die am Ostfuße des Piz Na!r Pitschen gelegene Ski~

hütte Corviglia hinauf, so trifft man unter den Rauhwacken und Gipsen der Untertrias, die hier die Basis der Trais Fluors-Schuppe (CORNELIUS 1914) bilden (und nach STAUB der Julierschuppe der Berninadecke zugehören), mehrfach auf gute Aufschlüsse von Radio­larit, der hier das oberste Glied der Errdecke bildet (CORNELIUS Prof. XX). Der Radiolarit ist hier vielfach typisch und rein ent­wickelt, z. T. mit reicher Manganerzführung, wie schon CORNELIUS ihn beschrieben hat, aber doch insofern etwas abweichend, als neben den kompakten, nur durch dünne Tonlagen getrennten Kiesellagen rote oder grünliche, sehr feine Schiefer (Abyssopelite) damit in größerer Mächtigkeit vergesellschaftet auftreten. Diese sind entweder fossilfrei oder enthalten zerstreute Radiolarien, entsprechen also ganz und gar den echten roten Tiefseetonen. Höher hinauf am Ostfuße des Piz Nair Pitschen findet sich eine weitere größere Entblößnng in diesen Gesteinen, die schon von der nahen Corviglia-Hütte aus auffällt (CORNELlUS Prof. XVIII). Hier erreichen die bunten Tiefsee­schiefer eine noch stärkere Entwicklung.

Eine gen8uere Untersuchung dieser beiden Vorkommen von ober­jurassischen Euabyssiten zeigt nun eine bemerkenswerte Besonderheit derseIhen auf, die schon ESCHER und STUDER aufgefallen ist, ohne daß sie freilich die Bedeutung davon hätten klar erkennen können. Sie berichten (Geol. Beschreibung von Mittelbünden, 1839, S. 128), mit diesen bunten Schiefern abwechselnd zeige sich ein kristallines, gneisartiges Gestein, wie es ähnlich (als Verrukano) sm Kärpfstock und Sandhubel vorkomme. Diese Wechsellagerung der beiden ver­schiedenaltrigen und ihrer Entstehung nach grundverschiedenen Ge­steine ist aber eigenartiger Natur.

An den tiefer gelegenen Aufschlüssen beim Saß Ronzöl sieht man in den äußerst feinkörnigen Abyssopeliten und in den Radiolariten kleine und größere Brocken von Verrukano unregelmäßig eingeschlossen, bald in der Form größerer viel kantiger Blöcke, bald als mehr plattige Scherben. Man überzeugt sich aus dieser Art des

454 I. Aufsätze und Mitteilungen

Granitbrocken. Dieser war ursprünglich einheitlich, wurde in drei Stücke zerdrückt, und in die beiden mylonitisierten Trennungszonen zwischen den drei Stücken drang der Abys~ope1it in sehr feinen Lagen ein und bildete hier mit dem Zerreibsei des Granits einen polygenen Tektonit. Dabei wurden die drei Stücke nur so wenig gegeneinander verschoben, daß ihr ursprünglicher Zusammenhang unverkennbar geblieben ist. Man kann fernerhin beobachten, wie zuweilen mit zunehmender Entfernung von der Berührungsstelle der heiden Gesteine das eingepreß.te Tongestein immer geringer wird und schließlich ganz verschwindet: der polygene Tektonit geht dann in einen monogenen über. Ich brauche kaum hinzu 'Zufügen, daß überall die Brocken von Granit und Quarz bis ins kleinste zerdrückt und mylonitisiert sind, was am optischen Verhalten unter dem Mikroskop sehr schön zu sehen ist.

Entsprechend der überwiegend tonigen Beschaffenheit der Eu­abyssite am Fuße des Piz Nair Pitschen äußert sich hier die Durchdringung der beiden Gesteine in etwas anderer Weise; sie geht noch viel weiter, wahrscheinlich wohl auch deshalb, weil hier der grüne Verrukano sehr glimmerreich und verhältnismäßig arm an großen Brochn fester Gesteine ist. Fig. 2 zeigt einen scharfen, aber doch etwas welligen Kontakt zwischen beiden Gesteinen. Aber mitten im graugrünen Verrukano (weiß) beobachtet man einzelne größere und äußerst zahlreiche kleinere Fetzen des roten Schiefers (schwarz); es tritt uns hier ein vollständiges Mischgestein entgegen; überall durchz~ehen die Tonflasern den Verrukano, und auch hier ist es nicht möglich, die feinsten Verzweigungen auf dem Bilde wieder­zugeben. Immerhin zeigt es doch die vollständige Durchdringung beider sehr gut, w~nn auch etwas schematisch. In dem roten Abysso~ pelit (schwarz) liegen ausgeglättete oder gewundene, zusammenhängende Lagen von Verrukano (8), an ihrer klastischen Beschaffenheit und namentlich an den Glimmerblättchen deutlich zu erkennen. In der Bildfläche sind sie teils quer, teils tangential oder schräg geschnitten. Sie schwellen an und ab und nehmen einen vielfach gewundenen Verlauf. An anderen Stellen, wie bei b, erscheinen die Bestandteile des Verrukano in feinen, aber unterbrochenen Lagen ausgestreut, und an anderen Stellen sieht man nur einzelne Körnchen oder Glimmer­blätter innerhalb der Schieferungsfläche verteilt (c). Sie sind vielfach so klein, daß sie dem Beobachter ohne Zuhilfenahme der Lupe (oder des Mikroskops) leicht entgehen könnten. So wird auch hier die rnylonitisch-tektonitische Struktur des Gesteins ganz offenkundig.

Weder die Aufschlüsse am Saß Ronzöl, noch diejenigen am Fuße des Piz Nair Pitschen gehen so tief, daß man die Mächtigkeit dieser tektonischen ReibungE'brekzien sicher bestimmen könnte. Sicher ist nur, daß ein Gebilde von einigen Metern Mächtigkeit vorliegt.

Ich halte es übrigens nicht für ausgeschlossen, daß die beschriebe· nen Tektonire bei weiterer Verfolgung auch ein neues Licht auf die

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~ Fig. I. Ange@chliffenes !:itt1ck der Reibungsbrekzi o neben Saß Ronzöl bei St. Moritz, in etwM über doppelter Grölle. Weiß = Verrukano, schwarz = Radiolarit und AhY88opelit., die feinsten Veraderungen des letzteren sinrl nicht sichtbar. Die einzelnen Brocken des Verrukano lasgen sich dort, wo sie unmittelbar aneinander gr1!nzen, nicht unterscheiden; nur bei a ist ein zer·

drückter Granitbrocken erkennbar.

Fig.2. Ab@:espaltenes Stock der Reibungsbrekzie vom Fuße des Piz Nair PitaclLen. Etwa 'I. dor natürlichen Größe. Weiß = Verrukano, schwarz = Abys8opelit. Links : Verrukanu mit eingepreßten Fla@ern und Scherben von Abyssopelit. Rechts: Abyt!sopelit mit eingepreßlen Lagen (a), zerrisBenen Lagen (b) und zerstreuten Körnorn und Glimmerblättchen (c) des

rerrukano. X = Faltungeadern.

G. STEINtolA!\N - Gibt es fossile Tiefeeeablag. v.erdgescbicbtl. Bedeutung'l 457

gemacht, 80 möchte ARBENZ auch die Saluverserie in diesem Sinne erklären.

Diese Deutung der Berner Schule muß ich aber nach meinen er­neuten Untersuchungen über die Maraner Brekzie und über andere ähnliche Vorkommen des Aroser Gebiets für durchaus unzutreffend halten.

Abgesehen von gelegentlichen kristallinen Brocken setzt sich die Maraner Brekzie aus einem Gemisch von Triasdolomit und Euabyssit von wechselnder Brockengröße zusammen. Es gibt Partien, in denen der Euabyssit überwiegt, andere, in denen beide Beetandteile etwa in gleicher Menge vorhanrlen sind; dann treten zuweilen aber auch die A byssite gegen den Dolomit sehr zurück, und endlich findet sich auch, und zwar in ganzen Bänken, reiner Dolomit mit derselben Brekzienstruktur wie die anderen Abarten. Alle diese verschiedenen Abarten haben daneben ein e s gemeinsam: sie besitzen kein Zement und sind hochgradig verpreßt, waS einerseits an der starken Verzah­nung der benachbarten Komponenten, andererseits an den zahlreichen, neu gebildeten KalkE'patadern zu erkennen ist, die oft die einzelnen Dolomitbrocken , aber auch die A byssite durchziehen und zuweilen in eine feinkörnige Trümmermasse zerlegen. Der kompakte Radio­larit beteiligt sicb an der Zusammensetzung in der Form eckiger Brocken, während der plastische Abyssopelit mp.hr in der Form von Häutchen zwischen den Dolomitbrocken eingeklemmt liegt. Auf Taf. I, Fig. 2 tritt dies verschi€denartige Verhalten gut hervor, ebenso die hochgradige Zertrümmerung des Dolomits dort, wo sich die hellen Adern von dem dunkleren Dolomit abheben.

Diese Tatsachp.n lassen meiner Ansicht nach nur ein e Deutung zu: die Maraner Brekzie ist wie andere Brekzien dieser Gegend von meist gröberer Struktur eine tektonische Reibungsbrekzie und keine Transgressionsbrekzie. Denn bei einer Sedimentbrekzie müßte der feine, noch unverfestigte Radiolariensand mit den tonigen Be­standteilen die Funktion der Grundmasse erfüllt baben, in <Iie die nolomitbrocken eingebettet wurden. Davon ist nichts zu sehen, viel­mehr war der Radiolarit scbon vollständig erhärtet und spröde, da er regelmäßig in eckigen Brocken auftritt wie der Dolomit. Der AbY8sopelit aber , der diese Merkmale einer Grundm8sse aro voll­ständigeten aufweisen müßte, erfüllt die erforderten Bedingungen eben­falls nicht. Er fehlt nicht nur ebenso wie der Radiolarit in manchen Teilen der Brekzie ganz, während er sich an anderen in erheblichem Maße beteiligt, sondern er verhält sich bezüglich seiner Verteilung im Gestein genau so wie der pelitische Anteil in den oben beschriebe­nen Tektoniten von St. Moritz ; er ist wie dort in ganz gesetzloser Weise in die Zwischenräum e und in die neu entstandenen Risse des Dolomits hineingepreßt. Man vergleiche nur das Bild der Maraner Brekzie, Tal. I, Fig. 2, mit Fig. 1 auf S. 455.

456 1. Aufsätze uuo Mitteilungen

vielfach erörterte, aber noch ungeklärte Frage nach der Natur der "Saluverserie" werfen werden, Die mehrfache Wiederholung von verrukanoartigen Gesteinen, z. T. mit dolomitischen Bestandteilen, Iä.ßt wenigstens den Gedanken aufkommen, es liege hier eine tektonische Reibungsbrekzie größeren Stils vor, in der auch Teile des verquetschten Mittelschenkels mit verarbeitet sind, ähnlich wie bei der Hornstein­brekzie des Sonnenwendgebirges, auf die ich später zu sprechen komme. Die beschränkte Verbreitung der Saluvergesteine regt außerdem den Gedanken an eine örtlich bedingte, nicht regionale Erscheinung an, wofür ja auch der rein örtliche Charakter der gröberen Bestandteile spricht,

Solche Dislokationsbrekzien wurden schon vor 20 Jahren aus a.nderen Teilen des Oberengadins treffend beschrieben. Man lese nur die überaus klaren und überzeugenden Ausführungen von ZÖPPRITZ (1906, S. 60) über die Dislokationsbrekzien am Murtiröl, wo sie bis 10 m Mächtigkeit erreichen, Aus eigener Anschauung kann ich die vollständige Übereinstimmung roit den hier beschriebenen bestätigen.

Die 1'ektonite von MaraD bei Arosa. Bei der ersten Durch­forschung des Gebietes um Arosa (1895) traf ich bei Maran eine eigenartige Brekzie aus Triasdolomit, Radiolarit und A byssopelit be­stehend. Die Beteiligung des Radiolarit als Bestandteil der für sedi­mentär gehaltenen Brekzie ließ auf ein jüngeres, also kreidischcs Alter schließen, und da man damals als vergleichbares Gestein nur die cenomane Hornsteinbrekzie der bayerischen Alpen kannte, so wurde die Maraner Brekzie dieser zugewiesen. HOEK (1903 und HW6) schloß sich auf Grund seiner ausgedehnten Untersuchungen dieser Deutung an, beschrieb aber zugleich vom benachbarten Brügger­horn -eine tektonische Rieeenbrekzie, die an die Möglichkeit gemahnte, die Maraner Brekzie in ähnlichem Sinne zu deuten, worauf übrigeos auch SPITZ beiläufig hingewiesen hat. Die erneute Durchforschung des Agglomtlrats der Aroser "Schuppenzone" durch ARBENZ und seine Mitarbeiter CADlSCH (1919,1923) und BRAUCH LI (1921) ergab wohl zablreiche Verbesserungen der früheren Aufnahmen und Hori­zontierungeo, die brennende Frage nach dem ursprünglichen Lagen­verhältnis der einzelnen Decken innerhalb der "Schuppenregion" konnte aber nicht endgültig gelöet werden. Für die Maraner Brekzie und ähnliche Gesteine dieses hochgradig zerdrückten, für Quetschzonen geradezu klassischen Gebietes wurde eine neue Deutung vorgebracht: sie sollte eine Transgressionsbrekzie des oberjur8s8ischen Radiolaritkomplexes selbst sein. Damit glauben die Bearbeiter der dortigen Gegend nicht nur die Merkmale der Brekzie selbst, son­dern auch die unmittelbare Auflagerung des Oberjura auf Trias und sogar auf Altkrislallin unter Ausschaltung der zwischen liegenden Jura­stufen erklären zu können. Angaben über ein solches Transgredieren det! Oberjura werden auch für andere Teile der Alpen gelegentlich

458 1. Aufsätt.e und Mitteilungen

Die Tatsache, daß mehrere Meter mächtige Bänke reinen Dolomits dieselbe Brekzienstruktur aufweisen wie dRs gemischte Gestein, das Bindemittel al~o ganz fehlt, wo es dicht dabei in reichlicher Menge vorhanden ist, läßt sich auch nur schwer mit der se:diment..ären Ellt­stehung vereinbaren, erklärt sich aber bei einem Tektonit gerade eo ungezwungen und einfach, wie das Vorkommen von unvermischtem (aber zertrümmertem) Verrukano oder von reinem Radiolarit in nächster Nähe der Tektonite bei St. Moritz.

Von besonderer Wichtigkeit für die zutreffende Erklärung der Brekzie scheint mir aber ihre Verbreitung und das Verhalten der näheren Umgebung ihres Vorkommens zu sein. Während auf dt'n Alpen von Maran und am benachbarten Bruggerhorn diese Brekzie an mehreren Stellen getroffen wird, dann in der einer anderen Decke angehörigen Tschirpenschuppe wiederkehrt, und am Brüggerhorn auch sichere Reibungabrekzien in ausgezeichneter Weise entwickelt Find, findet sich VOll solchen Erscheinungen in den benachbarten und dazwischen liegenden Profilen keine Spur. Andererseits aber liegen in den Liasbrekzien sowie in der oberjurassischen Falknisbrekzie des gleichen Gebiets ganz unverkennbare und nie bestrittene Tram­gre8sionsbrekzien vor, die von der Maraner Brekzie und von den sicheren Tektoniten 80 auffällig verschieden sind, sowohl in ihrer Struktur wie in ihrem geschlossenen Auftreten, daß auch ein wenig geübtes Auge sie sofort unterscheidet.

Die Maraner Brekzie und die ähnlichen Gesteine des Aroser Ge­biets sind daher meiner Auffassung nach echte Tektonite, weder TransgreSBionsbrekzien des Cenomans noch des Oberjura, und alle die Schlüsse, die sich auf diese letzteren Deutungen gründen. faHen dahin. Dip. ~laraner Brekzie beweist also nichts für das Alter der Ophiolithe, wie ich früher gemeint habe, noch läßt sich aus ihr (und aus den ähnlichen Tektoniten jener Gegend) eine Transgression eu· abyssischer Juragesteine über alle Horizonte bis zum AltkristaJlin hinab begründen. Man I:;ollte doch vielleicht mit etwas mehr Um­sicht und Kritik vorgehen, ehe man auf derartig unsichere Anzeichen hin weittragende Schlüese zieht.

Von den sonstigen fraglichen Brekzien im Bereiche der üst· und Südalpen will ich nur noch zwei ganz kurz berühren, da ich sie nicht aus eigener Anschauung kenne.

Die Hornsteinbrekzie des Sonnenwendgebirges wurdp, von WÄH:\'ER (1903) auf Grund äußerst sorgfältiger Untersuchungen und Erwägungen für eine Dislokntionsbrekzie erklärt, wog~gen A:\{PFr.:H.~R (1908) sie zu einer Transgressionsbrekzie der Gosauschichten stempelte. Es muß dem Leser überlassen bleiben, sich aus den Veröffentlichungen dieser beiden Forscher ein eigenes Urteil zu bilden, aber ich möchte doch einige Bemerkungen machen , die der Fortschritt der Alpen·

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G. STEINMANN - Gibt es f08sile Tiefseeablag. v. erdgeschichtl. Bedeutung? 459

forschung während zwei Jahrzehnten erfordert, um die Sachlage klar überschauen zu können,

Im Sonnenwendgebirge liegt eine Brekzie von sehr wechselnder Mächtigkeit, nicht nur Brocken, sondern ganze "Schichtpakete~ ein­schließend, zwischf'D oberjurassischem Radiolarit im Liegenden und sog. "Hornsteinkalk" im Hangenden, mit beiden durch unregelmäßige "Wechsellagerung" verknüpft. W ÄHNER faßte den hangenden Horn­steinkalk als Oberjura auf, weil in seinen höchsten Lagen Gesteine und Fossilien des oberjurassischen Plassenkalks auftreten und AMPFERER ist ibm darin gefolgt. In dieser Altersbestimmung liegt der wunde Punkt. Der Hornsteinkalk ist nach den Beschreibungen WÄHNERs ein typischer Lias-Kieselkalk mit Spongienhorn­steinen, aber kein Oberjura. Er trägt nur eine Kappe von ober­jurassischem Riffkalk. Es liegen also in den höheren Teilen des Sonnenwend zwei Teildecken der Inntaldecke übereinander geschoben, eine untere mit rotem Lias und abyssischem Malm und eine obere mit Kieselkalk-(Spongien-)Lias und riffartigem Plassenkalk; letztere. SchichtfoJge ist· bekanntlich für die südlichen Teile der Inntaldecke bezeichnend. Zwischen beiden liegt der Brekzienkomplex, also im Bereiche einer großen Schubfläche, wie bei St. Moritz und bei Arosa.

Schon die Tatsache, daß die fragliche Hornsteinbrekzie sowohl mit dem liegenden Euabyssit wie mit dem hangenden LiM mehrfach verkeilt ist, was heide Autoren feststeHen, spricht für ihre tektonische Entstehung.

Eine einfache und ungezwungene Erklärung ergibt sich bei dieser Deutung der Brekzie als eines Reibungsproduktes an der Basis einer überschobenen Decke aber auch für die fOSl'ilführenden Brocken aus mittlerem und oberem Jura (Parkinsonia, Perisphinctes, Ko­rallen), die nirgends in der Umgegend anstehend bekannt Bind. Das sind die Spuren des vollständig zerdrückten und zu einer Reibungsbrekzie verarbeiteten Mittelschenkels , den man natürlich nicht sehen kann.

W ÄHNER erkannte zwar die Natur der Brekzie aus ihrer Struktur - seine Bilder bitte ich mit den meinigen zu vergleichen -, aber er konnte zu jener Zeit (1903) nicht mit der Möglichkeit einer über­Behobenen Teildecke rechnen, und irrte daher in der Deutung der stratigraphischen Stellung des Hornsteinkalks. AMPFERER übernahm die unzutreffende Altersbestimmung und machte in Unkenntnis der vorhandenen Deckenüberschiebung den aussichtslosen Versuch, den alpinen Bewegungen vorzuschreiben I welche Art von Dislokations· brekzien sie bilden dürften. Solche Deduktionen scheitern jedoch in diesem wie in anderen Fällen an der Unbezwinglichkeit der Tat­sachen, die der Fortschritt der Forschung aufdeckt. Bei seinem Ver­gleiche der Brekzie mit den Gosauschichten übersah er, daß die roten Konglomerate an der Basis der Gos8.uschichten nicht mit der Horn-

G. STEINMANN - Gibt es fossile Tiefseeablag. v. erdgeschichtI. Bedeutung? 461

Wollen wir diese Breite bestimmen, so haben wir zunächst die Liguriden von den unterliegenden Toskaniden nach Westen hin zurückzuschieben, außerdem aber die Falten und Schuppen beider auszuglätten, um die ursprüngliche Breite der Tiefseeregion zu er· rechnen. Nun dehnen sich die Liguriden quer zum Streichen des Gebirges von Korsika über Elba bis 0 des Quellgebiets des Tiber und weiter im Süden bis 0 Perugia aus, und das ist eine Strecke (quer zum Streichen) von rund 250 km. Die Decke ist, wie man überall deutlich erkennen kann, zusammengesehoben, aber der Betrag der nachträglichen Verschmälerung durch Faltung läßt sich nicht genau bestimmen; zudem setzt er sich aus zwei verschiedenen Be­wegungen zusammen, nämlich aus der mit der Deckenbewegung ver­knüpften Stauchung und aus der Faltung, die na C h dem Decken­schube Unterlage, Decke und darauf abgesetzte eogene Sedimente gemeinsam betroffen hat. Selbst wenn wir uns den Vorgang der Deckenbildung in der Weise, wie es SCHARDT tut, im wesentlichen als ein Gleiten vorstellen, kann es dabei doch nicht ohne ein ge­wisses Maß von Stauchung· und Zusammenschub abgegangen eein, und die dadurch bedingte Verschmälerung der Decke darf man un­bedenklich auf etwa 20 % veranschlagen. Damit erhalten wir eine Gesamtbreite des liguriden Euabyssikums von 300 km. Die geringste Länge dieses Tiefseegebietes ist nach den jetzt sichtbaren Spuren auf 800 km zu veranschlagen von Savona bis zum Golf von Policastro; ihre mutmaßliche Um biegung und Fortsetzung bis gegen Südspsnien hin können wir aber mit Grund vermuten.

Die Toskanide.n mit euabyssie.chen Merkmalen finden ihre öst­liche Grenze auf einer Linie, die angenähert von Rimini über Aquila nach Gaeta ziehen mag. Denn östlich von dieser werden sie abgelöst von den Abbruzziden, die Abruz7.en und den Süd·Apennin umfassend, in denen euabyssische Sedimente von Jura-Kreide fast ganz zu fehlen scheinen; doch kommen hypabyssischer Oberjura und Biancone-artige Sedimente in ihrem westlichen Teile noch vor - eine Ausbildungs­weise, die sich eng an die der östlichen Dinariden (venetianisches Gebiet) anschließt. Um dem Einwurfe einer überschätzung zu be­gegnen, wollen wir die Westgrenze mit Eiba ziehen, da man nicht sicher weiß, ob und wie weit sich dieses Gebiet gegen W noch er­streckt. Dann ergibt sich eine Breite von 200 km. Zu dieser Zahl ist der Betrag der durchschnittlicben Verschmälerung durch Faltung hinzuzuzählen. Auch hierfür bleiht die Berechnung noch unsicher, aber aus dem Bau der Apuanischen Alpen, wie ihn uns ZACCAGKA gelehrt hat, und aus den VOn LOTTI in den Monti Pisani und von anderen Orten nachgewiesenen überschiebungen muß mindestens auf eine Verkürzunjil; von 25 %, vielleicht gar erheblich mehr geschlossen werden. Im ganzen hat also die Breite des toskaniden Eu­abyssikums mindestens 250 km betragen; die Länge möge gleich der der Liguriden gesetzt werden.

460 1. Aufsätze und Mitteilungen

steinbrekzie gleichgestellt werden dürfAn. Wenn er die Natur der Reibungsbrekzie leugnete, so darf nicht vergessen werden, daß erst etwa zu gleicher Zeit und später aus anderen 1'eilen der Alpen (ZÖPPRITZ 1906 u. a.) tektonische Brekzien in größerer Zahl und genau beschrieben wurden.

Eine andere, aber wie mir scheint keineswegs befriedigende Lösung hat HERITSCH (1915, S.69) versucht, indem er die Brekzie mit "untermeerischen Gleitungen aber ohne bedeutende Helmngen" in Zusammenhang zu bringen sucht.

Die Hornsteinbrekzie sowie die Tektouik der höheren 'feile des. Sonnen wend verdienten sehr wohl eine erneute Untersuchung unter Berücksichtigung der hier entwickelten Gesichtspunkte.

Von den gelegentlich aus den Südalpen erwähnten Sediment­brekzien des Oberjura möchte ich nur kurz auf diejenige hinweisen~ die RASSMUSS (1912, S. 85) vom Val Varea in der Alta Brianza beschrieben hat. Dort kommt in den tithonischen Aptychenkalken eine Brekzie vor, die aus eckigen Brocken von rotem Kalkstein be­steht, denen Brocken eines weißen und grauen Kalksteins beigemischt sind. Er hat sie nicht genauer untersucht und verfolgt und sagt darüber nur: "Im höheren Hangenden tritt zwar eine Überschiebung auf, doch erscheint mir eine tektonische Entstehung ausgeschlossen; auch habe ich nirgends bei den nicht seltenen Überschiebungen und Schuppungen meines Aufnahmegebietes etwas Ähnliches bemerkt. U

Hierzu wäre zu bemerken, daß, wenn in einem Gebiete wie dort zahlreiche gute Profile stets nur den normalen Tiefseezyklus erkennen lassen, nichts aber von einer sedimentären Brekzienbildung darin, es näher liegt, den umgektlhrten Schluß daraus zu ziehen, zurnal wenn "darüber eine Überschiebung sichtbar ist.

Aus der bis jetzt bekannten Verbreitung der eu- und hyp­abyssischen Sedimente in den Alpen und im Apennin ergibt sicb, daß weitaus der größte Teil der Meeresregion, aus der diese Gebirge emporgestiegen sind, gegen Ende der Jura- und zu Beginn der Kreide­zeit Tiefen von etwa 3-6000 rn besessen hat. Wir nehmen diese Werte als kleinste an, denn es ist sehr wohl möglich, daß die Radio­larite , entsprechend den heutigen Verhältnissen, auch noch größeren Tiefen entstammen.

Im Apennin gehören die Tiefseeabsätze zwei orogenen Einheiten an, den Liguriden und den Toskaniden, und in diesen herrschen sie. soweit wir wissen, allgemein. Da diese beiden Gebiete heute über­eioandergeschoben liegen, ohne daß sich ein anderes Glied mit nicht abyssischer Schichtfolge dazwischen schöbe, so haben wir anzunehmen, daß die Tiefsee die ganze Breite der beiden Zonen einnahm; sie waren nicht etwa durch einen flacheren Rücken voneinander ge­schieden, das Tiefseebecken füllte ihre gesamte Breite aus.

462 I. AufsAtze und Mitteilungen

Da, wie oben bemerkt, beide Gebiete nach unseren Erfahrungen durch kein andersartiges Element getrennt waren, so berechnet sich die Gesamtbreite des geschlossenen apenninen Euabyssi­kums auf mindestens 550 km, bei einer sichtbaren Länge von 800, einer möglichen oder gar wahrscheinlichen von 2000 km.

Für die Alpen gestalten sich die Berechnungen etwas echwieriger. Nach der Auffassung von ROVERETO (1909) und STAUB (1924),

die auch ich auf Grund meiner Beobachtungen zwischen Genua und Savona teile, besteht zwischen Alpen und Apennin keinerlei Grenze, wie TERMIER und KOBER meinten I vielmehr setzt die Zone der Liguriden ununterbrochen in die Penniden der A1pen, z. B. in die Dentblanchedecke (Rhätische, Margnadecke) fort, wobei die wichtige Gesteinskombination Euabyssite und Ophiolithe gewahrt bleibt. Hiernach könnte man erwarten, daß in den Alpen auch in· sofern die gleichen Verhältnisse wie im Apennin herrschten, als sich an die euabyssische Region der Liguriden-Penniden unmittelbar eine zweite euabyssische von toscanider, hier also unterostalpiner Zusammensetzung anschlösse. In der von mir für Bünden auf­gestellten Deckenfolge ist das auch der Fall. Ich glaubte dort überall die (unter-) ostalpine Decke mit Euabyssiten als das unmittelbar tektonische Hangende der Rhätischen Decke mit Euabyssiten und Ophiolithen nachgewiesen zu haben. Hiernach würde sich also in beiden Gebirgen gleichmäßig eine geschlossene Tiefsee über beide Einheiten erstreckt haben, und sie hätte gegen N erst ihr Ende ge­funden in der durch oberjurassische Konglomerate und Brekzien ge­kennzeichneten Zone der Klippen- und Brekzie;ndecken, die ebenso wie die durch exotische Blöcke gekennzeichnete Wildflyschregion des Ultrahelvetikums bestimmt auf das Vorhandensein einer Inselreihe oder eines Festlandsstreiiens oder Rückens hinweisen.

Diese Deckenfolge haben die Schweizer Geologen auf Grund von Beobachtungen und Erwägungen umgestoßen (die ausführlich zu er­örtern zu weit führen würde), obgleich sie von den Freiburger Alpen bis ins Herz von Bünden hinein gesetzmäßig beobachtbar wiederkehrt. Die Rückenbrekzienregion wurde nun aber für unterostalpin er­klärt und zwischen die Rhätische Decke mit euabyssischen Jura­absitzen und die ebenso beschaff'ene unterostalpine eingeschoben. Bei dieser Deckenfolge hätten wir also im Oberpenninikum und im Unter­ostalpin nicht ein gesc:hlossenes Tiefseegebiet zur Oberjurazeit, sondern nach STAUB (1917) sogar mehrere festländische Rücken zwischen einzelnen Tiefseegräben, außerdem aber noch einige unter­meerische Rücken, auf denen keine Tiefseesedimente entstanden. An dem Vorkommen und der Gesamtverbreitung der euabyssischen Sedimente in diesen Gebieten würde aber damit nichts Wesentliches geändert werden. Wie schwierig und strittig übrigens das ganze Problem auch heute noch ist, geht u. a. aus der Stellung von COR-

G. ST&INMANN - Gibt es f068ile Tiefeeeablag. v. erdgeechichtl. Bedeutung? 463

NELIUS (1923, S. 13) hervor, der auf Grund seiner Untersuchungen in der Piz d'En-Gruppe zu folgenden Ergebnissen gelangt: "Vielmehr kommt die alte STEINMANN sehe Auffa.esung wieder zu Ehren, nach der diese ganzen Ophiolithmassen am westlichen Ostalpenrande einer Einheit an der Basis der Ostalpen angehören." Auch fand er überall in der Errdecke, aus der nach STAUB die litoralen Absätze der Rückenregion stammen sollten, nur Radiolarit, keinerlei Übergang in die Brekzien- oder Riffkalkfazies angedeutet.

Wie sich die Frage nun auch entscheiden 'möge, an einer Fort­setzung der apenninen Tiefsee in das alpine Gebiet hinein kann nicht gezweifelt werden, wenn auch nicht überall in der einfachen geschlossenen Ausgestaltung, die wir dort erkannt zu haben glauben. Denn nach der Auffassung von ARGAND und STAUB (1917) haben sich ja schon zur mesozoischen Zeit die Aufwölbungen zu bilden begonnen, die bei der späteren Faltung zu Deckenstirnen wurden, und Anzeichen für gewaltige Unterschiede in der Meerestiefe machen sich ja auch in der ober- und hochostalpinen (tiroliden) Region der Ostalpen, auf die wir nun eingehen, bemerkbar.

Hier ist vor allem die Feststellung wichtig, daß neben den weit verbreiteten eu- und hypabyssiBchen Gesteinen des Malm auch neritische Absätze in beträchtlicher Verbreitung auftreten, wie der bekannte koralligene Plassenkalk in den höheren Decken der OBt­alpen. Weiter aber auch die anscheinend gut begründete Beob­achtung, daß gegen die Deckenstirnen zu euabyssiscbe Absätze in hypabyssische oder hemiabyssische und hypabyssische in neritische oder gar echt klastische Flachseebildungen mit konglomeratischen oder brekziösen Lagen übergehen. Solcbe EI'Bcheinungen sind be­sonders an den Stirnritndern des obero8talpinen Deckensystems beob­achtet worden. Man vergleiche darüber die Mitteilungen von BODEN (1916, S. 211 ff.) und von RICHTER (1924, S.36, 37). Wenn aber aus solchen Tatsachen der Schluß gezogen wird, die Radiolarite, Aptychenkalke UBW. seien überhaupt keine Tiefseebildungen, 80 iet das in Anbetracht aller sonstigen Erfa.hrungen unbedingt ab­zuweisen. Es geht daraus doch nur hervor, daß sich wabrend der Jurazeit '(oder auch schon früher) axiale Erhebungen herausbildeten - wie man annehmen darf, teilweise den spä.teren Deckenstirnen entsprechend -, die als schmale Streifen des Meeresbodens bis gegen die Meeresoberßäche gehoben und mit Korallenriffen besiedelt wurden (Plassenkalk); oder daß sie als Landstreifen auftauchten, abgetragen wurden und ihr Material zu klastischen Einschaltungen in den Meeres­absätzen verarbeitet wurde. So wenig wie die heutigen koralligenen Inselketten und die Inselbögen des Pazifik, des Sunda- oder des Antillengebiets mit dem Bestehen benachbarter Tiefseegräben oder ~ßächen unvereinbar sind, sowenig können jene Rücken gegen den Tiefseecharakter der Radiolarite und Abyssopelite im allgemeinen ins

G. STEINMANN - Gibt es fOflllile Tiefseellblag. v. erdgeschicbtJ. Bedeutung? 465

Im südöstlichen Teile der alpinen Geosynklinale verbreiterte sich zwar das Tiefseegebiet , wurde aber rücken- oder zungenartig geteilt durch die koralligene Region mit Oberalmscbicbten-Plassenkalk und durch mindestens einen sohmalen Rücken an der Nordgrenze der tirolischen Region.

Zieht man die Deckengliederung vor. wie sie heute von den Schweizer Geologen vertreten wird, so verlegt sicb der Rücken. den wir hier als Nordgrenze der alpinen Tiefsee ins untere Penninikum setzen, in die Tiefsee selbstj er trennt dann einen nördlicben Tief­see.atreifen von etwa 100 km Breite von dem südlichen mit etwa 360 km Breite. die Ausdehnung der Tiefsee in ihrer Gesamtheit wird dadurch aber nicht geändert.

Das Gesamtbild der appenDin~alpinen Tiefsee zur Ober­jurazeit, dem ich allgemein minimale Werte zugrunde gelegt habe, gestaltet sich demnach folgendermaßen:

Ein sigmoid gewundener Streifen von rund 500 km Breite. wahr­scheinlich mit viel geringerer Ausladung, als sie durch den heutigen Verlauf der heiden Gebirge vorgezeichnet wird, besaß eine durch­schnittliche Tiefe von 4-6 km und war bis auf eine breitere Zunge und einige Rücken oder Inselreihen im alpinen Gebiete von el1-abyssischen Absätzen erfüllt. Gegen N und S (oder 0 und W) ver­flachte sich das Meer, und in diesen Randmeeren entstanden hyp­abyssische, hemiabys.ische, bathyale und neritische Absätze (Hel­vetiden, Südpenniden, Süddinariden, Abbruzzideo) von viel be­deutenderer Mächtigkeit. Die sichtbare Länge des Tiefseestreifens berechnet sich auf etwa 1500 km, erreichte aber mit Einsohluß der westlichen Mittelmeerregion wahrscheinlich 2500 km.

Soweit sich heute übersehen läßt, ist das aber Dur ein ver­schwindender Anteil des gewaltigen Tiefseegrabens (oder Tiefseegraben­systems) der Tethys, der sich zur Zeit des Oberjura von den Antillen über Eurasien bis zum westlichen Pazifik und in diesen hinein aus­dehnte und der später - darin stimme ich mit R. STAUB (1924) überein - zur leitenden Achse des verwickeltesten Gebirgasyswms geworden ist.

Ich glaube gezeigt zu haben. daß manche Einwürfe, die gegen die Tiefseenatur der Eu- und Hypabyssite der Oberjurueit in den Alpen gemacht worden sind, teils auf irriger Deutung von tektonischen Reibungabrekzien, teils auf unzulässiger Auswertung der nicbt an­zuzweifelnden "Rücken" beruhen. Andererseits ergab eine genauere Untersuchung eu- und hyps.byssischer Juraprofile einen unverkenn w

baren Zyklus und eine Bestätigung der Tiefseenatur dieser Absätze. Weitere Untersuchungen nach bei den Richtungen hin sind außer­ordentlich erwünscht. Ganz besonders würde eine auf breiter Grund w

lage ausgeführte Vergleichung möglichst zahlreicher Profile vom Lias Geoloftlw!he R'Ill1..t.chau. XVI f\n

464 I. AufaJltze und Mitteilungen

Feld geführt werden. Auf die Erklärung alpiner Gebirgsbildung durch die heutigen Verhältnisse im Westpazifik hat aber HORN (1915) schon vor längerer Zeit aufmerksam gemacht.

Wohl aber haben wir diese Verhältnisse zu berücksichtigen nicht nur für die' Verfolgung der früheren Phasen alpiner Gebirgabildung, sondern auch bei Vergleichen der jurassischen Tiefseeabsätze mit heutigen. Konnte das apennine Euabyssikum - und meiner An­sicht nach auch das rhätisch-unterostalpine - mit einem ein­förmigen Tiefseegehiete heutiger Zeiten in Parallele gestellt werden. so haben wir das tirolische zu vergleichen mit den Verhaltnissen, wie sie heute im westlichen Pazifik herrschen, wo die Tiefaeezonen durch koralligene Inselketten und Inselbögen voneinander getrennt werden.

Für die Berechnung der Breite des alpinen Euabyssikums ist im Auge' zu behalten, daß hier im Gegensatz zum Apennio einerseits eine gewaltige Ausquetschung der Schichtfolge stattgefunden hat, durch die jetzt eine größere Breite vorgetäuscht wird, als sie ursprünglich bestanden hat. Andererseits ist aber auch mehrfach eine Verscbuppung eingetreten, wodurch die ursprüngliche Breite ver­kürzt erscheint. Diese nachträglichen Veränderungen lassen sicb schwer in Rechnung stellen. Man wird aber unter diesen Umständen vielleicht nioht eehr fehlgreifen, wenn man die heute sichtbare Breite der uI'Bprünglichen ungefäbr gleichsetzt, da sich die Verdünnungen und Verdickungen angenähert das Gleichgewicht halten dürften.

Auf dieser Grundlage berechne ich als äußerste Mindestwerte für die Alpenmitte nach der STAUBscben Karte 1)

für die rhätische (Margna-) Decke eine Breite von für die unterostalpinen Decken für die oberoHtalpinen Decken bis etwa in die

Mitte der Inntaldecke . .

Zusammen

110 km 90

250 450 km

Dazu käme für die Tiefseezone der nördlichen Dillariden (Drauzug­Lombardei) noch ein Betrag von 30-50 km, 80 daß eine Gesamt­breite von rund 500 km resultiert. Das ist etwa der gleiche Betrag wie derjenige, den ich für den Apennin ermittelt habe (550 km), und man darf daher wohl annehmen, daß zur Zeit des Oberjura sich ein alpines Tiefseegebiet von mindestens 500 km Breite bei einer geschätzten Länge von rund 600 km an das apennine an­geschlossen hat.

1) Ich lasse dabei die höheren oatalpinen Decken ganz außer Betracht, da in diesen zwar Radiolarit auch vorkommt, aber der Oberjura vielfach durch die mächtigen Oberalmschichten mit mehr bypabyssisch·hemiabysaischen .ader gar durch Konglomerate gekennzeichneten litoralen Merkmalen und durch den zweifellos neritischen Plassenkalk vertreten ist.

466 1. Aufsätze und Mitteilungen

bis in die Mittelkreide ein klares Bild von den Tiefenverhältnissen der oberjura88ischen Tethys ergeben! eine Arbeit, die sich natürlich nicht auf Feldbeobachtungen allein stützen dürfte, sondern alle Hilfs­mittel sedimentpetrographischer Forschung ausnützen müßte. Aber ein gewisses Ergebnis läßt sich jetzt schon herausstellen.

Der mittlere Teil der al pin-apenninen Geosynklinale war ein Tiefseegraben von beträchtlicher Ausdehnung, an Länge und Breite durchaus vergleichbar einem der größeren Tiefseegräben des Pazifik, z. B. dem cbilenisch-peruanischen, aber beiderseits eingefaßt von einem breiten Bande flacherer See mit hemiabyssiBchen, bathyalen und neritischen Sedimenten. Man kann dies Meer eher einem schma.len Ozeane zur Seite stellen (KOBER hat es mit dem atlantischen verglichen), als dem heutigen Mittelmeere. Aus diesem Ozeane ist das alpine Faltengebirge emporgewachsen. An­gesichts dieser Tatsachen berührt es eigenartig, wenn heute noch in wissenschaftlichen und populären Büchern verkündet wird: "Niemals ist endgültiger (? I) Ozeanboden zu einem Faltengebirge geworden." Oder: "Das alpine Meer war stets Flachmeer , wenn auch mit ein­zelnen Vertiefungen, die über den Durchschnitt von 200 m stark hinausgingen, wie das bei den heutigen Schelfmeeren indes auch zu beobachten ist .. (DACQUE). Oder wenn ein guter Kenner des Apen­nins, wie ROVERETO, als scheinbar feststehende Tatsache verkündet: "Bis heute kennen wir keine Gesteine, die aus den gleichen Ele­menten bestehen, wie der rote Ton der heutigen großen Tiefen. Abyssische Regionen haben niemals Teile der Erdrinde gebildet." Mit solchen .Äußerungen sollte man heute doch vorsicbtiger aein. denn wir stehen nicht am Ende der Erforschung dieser Fragen, 8On~ dem mitten darin.

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Erklärung zn Tafel I.

Fig. L Schliff durch einen Kalkstein titbonischen Alters vom Col Torond, Venetien. Besteht ganz überwiegend aus Kokkolithen. Es sind auf dem Bilde aber nur diejenigen wiedergegeben, die platt in der Bild· flAche liegen unel deutlich sichtbar werden. Die schräg und quer geechnittenen sind nicht eingezeichnet, sondern mit der gleichen Punktierung wiedergegeben wie die spärliche Zwischenmasse zwischen den Kokkolithen. Diese besteht

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468 I. Aufsatze und Mitteilungen

aus kleinen Kügelchen von Saprokonit. Gezeichnet mit 200facber Vergröße­rung, in der Zeichnun~ dreimal vergrößert.

Fig. 2. An~e8chliffenes StOck dt"r Maraner Brekzie. in naUirlicher Größe. Das dolomitische Material erscheint hell·dunkel~rau, im allgemeinen noch heller die neu gebildeten Kalkspatadern, die die Dolomitbrocken durch­setzen. Radiolarit und Abyssopelit sind schwarz g~halten, doch gelangen nur die größeren Brocken und Lagen zur Darstellung; die feinsten Flasern von rotem Ton sind nicht erkennbar. Die größeren, ef'kigen Sttkke sind Radio· larit, an den drei (x) an~ekreuzten Stellen mit deutlichen Radiolarien. Die in den Radiolariten ebenfalls nicht fehlenden Adern von neugebildetem Kalk· spat sind durch die Retueche verloren ge~angen. Die flaserigen Partien be­stehen überwiegend aus Abys8opelit; sie schließen hier und dort kleine Dolomit­brocken ein.

A. L. du Toit

Amerika und Eurafrika: the origin of the Atlantic-Arctic Ocean Geol Rundsch 30:138-147

Received: 8 April 2002 © Springer-Verlag 2002

Abstract The Atlantic-Arctic Basin is antipodal to the Pacific. Powerful evidence is cited to indicate its de­velopment through continental drift, as suggested by Pickering in 1907. Initiated from the Mesozoic Tethys and progressively enlarged during the Tertiary, its out­lines were essentially determined by tensional-rifting oriented mainly NE and NW within a zone extending more than half round the circumference of the Earth, from the Antarctic to Alaska. During the Alpine diastro­phism fold linkages, which functioned as land bridges, were pushed up across the ocean between the West In­dies and Eurafrica and subsequently destroyed by the continued westerly drift of the Americas. Crustal stretch­ing was accompanied by widespread volcanicity. The Mid-Atlantic Rise is recent and has an isostatic basis. The Atlantic-Arctic stretch-basin is largely bordered by fault-line co asts and by down-warped shores that show the marginal, entrenched, terrestrially-evolved drainage areas known as submarine canyons.

Introduction

The Arctic Ocean forms the physiographical continua­tion of the Atlantic, and in discussing the evolution of the latter, the Arctic must be included. In the following account, therefore, the general term "Atlantic" will be taken to embrace the Arctic. Together they stretch over more than half the circumference of the Earth and, sug­gestively, are antipodal to the Pacific.

It is usually agreed that the Atlantic is a relatively youthful basin and that its bordering lands on east and west were, as shown by their terrestrial life, united in one section or another at more than one period during the past. Attention cannot, however, be restricted to their framework because the genesis of the Atlantic is inti-

w.-c. Dullo (~) Forschungszentrum GEOMAR, Wischhofstr. 1-3,24148 Kiel, Germany e-mail: cdullo@geomar.de

mately bound up with the far wider problem of Earth evolution as a whole, that is to say the development of the lands and oceans.

The various hypotheses propounded for its existence fall into two categories involving either (1) sinking of a great north-south sector of the crust, or (2) continental drifting or displacement. Both concepts are simple, but the first, though generally favored, is hard to reconcile with isostatic principles, while the second, advocated by relatively few persons, is not generally acceptable owing to the apparent lack of a physical basis for the postulated horizontal forces. The author's viewpoint, supporting the second interpretation, has been set forth at length else­where1 and he can add little fresh to that account; still, the problem having been narrowed down to one specific region, and on the kind invitation of Prof. H. Cloos, the more relevant evidence bearing on the Atlantic Trough is summarized here. Before doing so one must briefly set down the chief reasons for accepting the doctrine of drift, and thereafter interpret the history of that supposed "disjunctive riff' in the light of that hypothesis. Such a preliminary is imperative because the explanations there­by disclosed are so utterly and fundamentally different from those of current conception.

Merits of the displacement hypothesis

Unlike any other theory this hypothesis can be tested on the basis of prediction, for, with the closer fitting that is postulated of particular landrnasses, vital relationships necessarily show themselves, which can be verified or rejected in the field. Moreover, it is singular to observe how new discoveries would tend to fall into line with previous evidence or deduction. In eastern Brazil, for ex­ample, V. Leinz2 has mapped a horizon of reddish tillite underlying the well-known blue and green Itarare (Car­boniferous) glacials, which duplicates in striking fashion the succession in South-West Africa, while the respec­tive directions of ice-flow in the two countries are fur­thermore brought into accord.

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Fig. 1 The Paleozoic fold zones crossing the North Atlantic Ocean: T Taconian; C Caledonian; A Acadian; H Appalachian­Hercynian. Arrows mark the direction of pressure

There is a wealth of evidence - stratigraphical, litho­logical, paleontological, etc. - in favor of these views, but, as has been detailed elsewhere, they will, despite their significance, be omitted from this discussion. The most important criteria are those based upon (1) Archean grain, (2) intersection of orogenic zones, (3) formational phasal variation, (4) past climatic zoning, and (5) faunas and floras.

South America and South Africa were undoubtedly rigid masses that, after their assumed separation, experi­enced scarcely any internal distortion, and their re-as­sembly as a portion of Gondwana is therefore not in doubt. On the contrary, the great distortion produced dur­ing the Alpine diastrophism renders the fitting of North America and Greenland against Eurasia less easy, though such uncertainties will be reduced with further investiga­tion.

Arehaean grain

Noteworthy is the close agreement between the domi­nant foliation-trends in the platforms bordering the South Atlantic, for example between northeastern Brazil and West Africa and eastern Brazil and southern Angola (Fig. 1).

Interseetion of orogenie Iones

The value of such tectonic zones as reach near to the coasts mounts with the length and regularity in pattern of the visible extensions in the opposed lands. When not only structures, but stratigraphies, lithologies, and dates agree closely, the likelihood increases that the so-called "free ends" that disappear into the ocean were formerly more closely connected. If two such zones of different ages converge or intersect in the opposed lands, the probability becomes enormously raised, whereas, if three or more such fold-zones are represented, such a proba­bility becomes a practical certainty because the former

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Fig. 2 The fold-zones crossing the South Atlantic Ocean: 1 Ar­chaean; 2 Pre-Cambrian; 3 Post-Cambrian; 4 Permo-Triassie; 5 Mid-Cretaceous; 6 Andean; 7 Axes of probably Late Mesozoie uplift; 8 Falkland Islands. Arrows mark the directions of pressure

spacing of the coasts can then be fixed approximately or even more closely, with the precision depending largely upon geometrical considerations.

The Atlantic possesses two such transverse compound tectonic systems:

1. North America-Europe. As first pointed out by Bailey3, the divergent Paleozoic fold-bundles on both sides of the ocean are striking, even when one con­cedes a generous amount of space between the reas­sembled blocks (Fig. 1). If displacement is not in­voked, these four zones must be assumed to diverge eastwards at acute angles in eastern North America, to run thereafter more or less parallel right through the ocean, and in western Europe, to start radiating abruptly, though at wider angles. Failing that, one must assume the dying-out of one or more of the compression-zones and its replacement across the wa­ters by a parallel or sub-parallel zone, which, in view of the scale and persistence of the folding, the strati­graphical similarities, and other coincidences, is ask­ing too much of credence. The relatively small angle of intersection in this system unfortunately introduces a rather large error in this attempt to reconstruct Lau­rasia.

2. South America-South Africa. In contrast here are large angled intersections from four zones of widely differing ages forming two connected linkages (Fig. 2) that affect similar formations, the Permo-Tri­assic involving overfolding towards the north, and the Mid-Cretaceous accompanied by strong down-fault­ing to the south traced by Weaver in Argentina to the Chilean border. The southerly linkage was first stressed by Keide14 in 1916, the northerly by Maack5

in 1934.

The plotting of these differently oriented trends enables the coastlines to be satisfactorily apposed and this sec­tion of Gondwana to be reconstructed with a probable er­ror of about 400 km. Into the gap - formerly land - the Falkland Islands fit both stratigraphically and tectonical­ly6.

Formational phasal variation

Of high importance, best seen in the South Atlantic re­gion, is the remarkable way in which the nearest out­crops of corresponding formations on the two opposite sides of the ocean resemble one another more closely than either one - because of the usual lateral change in phase - and resembles its own actual extension within its own continent. Thus, the Siluro-Devonian sandstone for­mation of eastern Argentina and the western Cape, now 5,000 km. apart, are more alike than their two extensions within a distance of 1,000-1,500 km back from the At­lantic. The Lower Permian "Green Ecca" of the same two areas behaves in an identical fashion transversely to the ocean, however, in addition, changes in a northerly direction in both lands into the "Red Ecca", which in each case is replaced by a third facies some distance in­land. Such systematic variation, affecting strata of differ­ent ages and latitudes, can hardly be due to mere coinci­dence.

Past climatic zoning

Of vital significance are the numerous and extensive for­mations that reveal tropical, arid, or glacial conditions, in various lands and of various ages, and provide convinc­ing evidence of past climatic zoning. As first clearly set out by Kreichgauer, and later by Köppen and Wegener, the deduced courses for the principal climatic zones, when plotted for each epoch prior to the Tertiary, proves to be wholly inconsistent with their present latitudinal positions and in certain cases seems indeed to be meteo­rologically impossible.

By reassembling the lands under the displacement hy­pothesis, a fairly consistent picture of climatic zoning is not only disclosed, but "Pole-wandering" becomes inevi­table. Because a shifting of the Earth's axis is denied by geophysicists, a horizontal creeping of the crustal cover­ing over the rotating core has to be presumed, which, in turn, implies drift.

Faunas and floras

Much of the support for the principle of drift has come from biologists who, in their intensive studies of scat­tered orders and families, past as weIl as present, have found themselves unable satisfactorily to account for the distribution of forms, living and extinct, save by postu­lating some kind of continental displacement. Embracing

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extensive evidence from the most diverse kinds of life, such a collective opinion cannot weIl be disregarded.

Reality of drift

Taking into consideration aIl these lines of evidence, as weIl as a host of supporting data, is has to be concluded that the lands of the New and the Old Worlds must have drifted apart and thereby produced the stupendous Atlan­tic-Arctic "riff', as visualized by W.H. Pickering7 as long aga as 1907, in which he was long afterwards fol­lowed by Taylor and Wegener.

Once that momentous conclusion is accepted, expla­nation is forthcoming for many geological and biological puzzles and it becomes possible to reconstitute period for period the approximate limits of the Atlantic Ocean with what is fancied to be a fair probability.

Continental movements

Right down to the Mid-Mesozoic, the continents of Lau­rasia and Gondwana must have remained nearly intact, being parted roughly from east to west, though it fluctu­ated, by Tethys. As a result of squeezing on several occa­sions during the Paleozoic through pressures directed be­tween NW-SE and N-S, there was induced at approxi­mately right angles to, that is to say roughly E-W, an in­termittent tension that reached its maximum during the later Cretaceous.

The Primitive Atlantic can be visualized as evolving out of two opposed furrows of crustal sagging that re­moved from the Tethys in the early Mesozoic, their mar­gins that were determinable from the Mesozoic fringes along the existing lands. The northern gulf progressed northeastwards and then northwards between Greenland and Norway during the later Cretaceous and spread widely over the Arctic region, but failed to reach the Pa­cific. The southern gulf penetrated south-eastwards and then southwards between South America and Africa. Be­fore the close of the Cretaceous the fold-link between Argentina and the Cape had been ruptured, and Africa, which had already been severed on the southeast and south by a similar gulf, had become surrounded by sea. However, South America remained attached to Antarcti­ca, India, and Australia until the early Tertiary, when it drifted away westwards. The persistence of east-west crustal tension is shown by subordinate roughly north-south seaways, for instance the Ural trough and that between Tunis and the Cameroon, both of which were later short-circuited by the dominating rift of the Atlantic.

Transatlantic links

The Alpine Orogeny is conceived as having involved not only the mutual approach of North America and South

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America and of Europe and Africa - with the throwing up of subparallel E-W marginal folds - but the drawing away of North America from Europe and South America from Africa - with the consequent stretching of the transatlantic chains just produced. Stratigraphical con­siderations show that the three main tectonic phases of the Upper Cretaceous, Oligocene, and Pliocene did not exactly synchronize throughout this vast region.

Therefore, one obtains the picture of the progressive rising of complex fold-chains between the West Indies and Spain and between Venezuela and Morocco, respec­tively, and of their subsequent distortion and dismember­ment through the continuance of drifting. In the Upper Cretaceous, compression was dominant in the Mid-Atlan­tic region. In the Oligocene, tension had become of im­portance, whereas in the Pliocene the basin had become too wide and the compressive forces too feeble to main­tain the transatlantic ridges and the new V-shaped linkag­es were accordingly built up between the West Indies and Venezuela and between Spain and Morocco respectively.

The former existence of isthmian connections or is­land chains produced in such a way must indeed be pos­tulated to explain the observed dose resemblances be­tween the terrestrial life and shallow-water marine fau­nas of the West Indian and Mediterranean regions during the first half of the Tertiary, a resemblance that fades out after the Miocene. This is, incidentally, the sole section of the Atlantic across which land-bridges could, on geo­physical as weil as tectonic grounds, have been built up and destroyed during the Tertiary. Here alone could South America and Africa have once more been linked together since their severance in the south at the dose of the Cretaceous. In the extreme north, at a much later date, however, Greenland seems to have become joined to Scandinavia, Iceland, and the British Isles by the gi­gantic ice-body of the Pleistocene. In the far east, the Alaskan-Siberian connection was maintained throughout most of the Tertiary, and only submerged temporarily in the late Miocene and finally in Recent times.

Crustal fracturing

Progressive rifting in the Arctic proceeded no further than the Bering Strait, where it ended against the Alpine compression-zone girdling the Pacific. It only succeeded in bending this deep-rooted barrier, and not in severing it. Several lines of evidence, such as the "plateau ba­salts" of Siberia, suggest that the section between Green­land and Norway possibly had through flowage to Sibe­ria and Alaska towards the Pacific. Novaya Zemlya was bent, and the westerly drift of Spitzbergen led to the Ter­tiary folding in that island, while the Davis Strait opened and the Canadian archipelago became defined.

Tensional enlargement of the North Atlantic is sug­gested by the ubiquitous Tertiary fracture pattern in that region, as splendidly developed in Scandinavia (Seder­Holm) and the British Isles; the shatter-lines subsequent­ly picked out by ice-action in higher latitudes. Notewor-

thy is the lengthy graben system of Europe, traceable from southern Spain through the Rhine area to Sweden (G. Richter) running parallel to the axis of the Atlantic. It may causally be connected with the drifting away of Labrador and Greenland. With the European block weak­ened in that fashion, the youngest Alpine pulses would have been enable to push northwards and so reach the British Isles.

Long ago, Osmond Fisher proved mathematically that tensional forces set up in the crust of a rotating Earth would reach their maxima in low and middle latitudes across planes making angles of 45° with the equator. As­suming that the Alpine fold-girdle was developed more or less equatoriaIly across the Atlantic, an explanation is obtained for the prevalent fracturing within belts to north and south along azimuths approximately NE and NW, and hence for the zig-zag shape of the ocean. The Cam­eroon volcanic line can be cited. Such a fracture pattern is weIl brought out in a diagram by Sonder (his Fig. 7)8, which, though not intended to support the idea of drift, is distinctly suggestive in that direction.

Remarkable again is a slight bending of Africa, re­vealed by tension on its eastern side, as evinced by the Great Rift System, and by local post-Eocene compres­sion to the west - Benguela and Southern Nigeria - a feature conceivably due to drag at its northwestern cor­ner by the Tertiary linkage with South America.

Igneous activity

The abundance of basic effusives is spectacular, espe­cially the plateau basalts, within the northern part of this immense fracture region, which were erupted partly from volcanoes, though more extensively from fissures, and are now represented by dyke-swarms following the dom­inant fracture-systems. Induded, though not quite cen­tral, is the series of volcanic islands ranging from Wran­gel to Bouvet. Admitting drift, a much smaIler Tertiary lava-field would be demanded, whereas the extruded magma could be regarded as the product of such crustal dispersal. It is significant too that those spots where measurements have indicated a change in longitude are situated in this area.

Accepting the generalization that alkalic differentiates tend to characterize regions of tension and calcic differ­entiates characterize neutral areas or regions of compres­sion, it is impressive to observe the abundance of alkalic or subalkalic types within or along the shores of the Cen­tral and Southern Atlantic, where they may cut through older neutral types, or contrast with the calcic types of the transverse Alpine compression zone both to east and west, e.g., Morocco (Middle Atlas) and West Indies.

Ocean floor

The relief of the Atlantic bottom shows aIl the characters of a stretch-basin - particularly in the symmetrically-set,

though crooked, Mid-Atlantic Rise, with its lateral branches that reach out to either shore following north­easterly and northwesterly trends. The writer has viewed the rise as a youthful and secondary feature initiated in the mid-ocean because the sedimentary loading would have been least there, but was aided perhaps by uplift in such a position through light igneous differentiates, as suggested by Van Bemmelen9. A similar rise traverses the Indian Ocean.

It can scarcely be doubted that continental rocks ex­tend out far into the ocean, presumably with fracturing, stretching, and thinning. That the basement must in­clude, above the sima acid to sub-acid materials, either stretched crustal rocks or lighter magma-differentiates, is indicated by the behavior of earthquake waves and by gravity anomalies. The depth of isostatic compensation of the west coast of Africa is unusually deep: 150 -200 km (Meisner).

Physiographical evidence

The border-Iands present phenomena that point further­more towards tension. The Great Rift System of East Af­rica is impressive and runs N-S for about 5,000 km. from Syria to the Transvaal, and forms the opening of the basin of the Indian Ocean in the same way as that of the Atlantic. Considerable sections of the land fronting both these oceans show, at a distance back from the shore of from tens up to some hundreds of kilometers, a scarp facing seawards surmounted by a peneplained sur­face tilted gently away from the ocean, for example, South Africa, Brazil, Spain, Labrador, Greenland, etc. Its planing-down was done essentially during the later Me­sozoic, though it continued in places during the Tertiary.

From analogy with Rift Valley abutments, the writer I(p 256) has regarded these back-tilted surfaces as due to powerful faulting of the continental margins as the Atlan­tic Rift was produced. The fractured edge of the continen­tal block would thereupon have been uplifted and the peneplain tilted inland in accordance with isostatic and paramorphic principles, and the fault-scarp exposed to ac­tive erosion. Such fault-line coasts are characteristic of the Atlantic and Indian Oceans. The hypothetical bound­ary fault could be expected to lie close to or else beyond the edge of the continental shelf, and suitable geophysical methods would probably serve to determine its position.

In the considerable period that has since elapsed, the primary fault-topography developed at its base. Such lightening of the block coupled with general erosion would have induced isostatic uplift of the block, while deposition of the waste therefrom off-shore would have loaded the adjacent ocean floor, whereby a down-warp­ing along the coastal strip would have resulted, excel­lently illustrated round the southern end of Africa, which shows a history rather like that of the eastern United States. Such flexing would have been accentuated by further suboceanic stretching, and modified by faulting, uptilting, and erosion.

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The authorl(p 226) has already suggested that those very remarkable features, the submarine canyons, so typ­ical of the Atlantic, might in part at least mark the origi­nal cuts made sub-aerially by the existing rivers through the primary up-tilted boundary scarps. Some display all the characters of normal river gorges, and were cut in late Tertiary or Pleistocene times. The land surface with its deeply entrenched ravine became thereafter down­warped and depressed below sea-Ievel with steepening of the canyon gradient. During the Glacial Period - just as in the case of the coral island platforms - the conti­nental shelf was evolved by marine erosion plus some deposition, and such feature proceeded to the down-tilted (or nearly horizontal) surface and its contained canyon and, in extreme instances, severed the latter from its headwaters. This would explain the many cases where the head of the canyon starts suddenly within the shelf. The outer margin of the shelf could, under these views, be wholly or in part built up of detritus. It is certain that local conditions would have played an important part and that the details would have varied in particular cases. Admittedly several difficulties remain to be met under this new hypothesis.

Only through acceptance of the paramorphic principle with all its implications does it seem possible to explain the enormous depths to which these apparently terrestri­ally-evolved and normal ravines have been sunk, yet al­most within sight of land that merely shows erosional surfaces inclined faintly seawards. Despite to-day's con­sensus of opinion some tectonic agency that affected the coast along its length and not across it, as suggested by a few, has to be invoked and the only one to hand is sub­oceanic stretching and coastal downsinking. Submarine mud-flows could have been effective in keeping such canyons clear of sediment, but is not thought to have been responsible for their actual formation. A corollary is the rapid oceanward sinking of the crystalline base­ment beneath the shelf, which has definitely been proved in two cases in the eastern part of the United States.

To conclude this very brief review, it will perhaps come to be better appreciated that the Atlantic region of­fers a most fascinating field for scientific research and that it provides answers to many of the major problems of Earth evolution.

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Amerika und Eurafrika

Tb!' Orl/,'in of tbc AtlanUc-Al'cUc-Occnn By AI.x. L. IIn 'rolt (Johannesburg)

With 2 Figures in the Text

S U UI III a l" y. 'Ilw Atlnntic-Arctic Büsin is lI.utipodal to the Pacific. Powerful evid('llCe is cited to intlicilte its development through COlltinental Drift, 11.8 suggcsted by PICKERING in 1007. Initiated from the Mesozoie Tethys sud progressively enlnrged during the Tertiary, ita autlines wer", essentilllly determined by teuiiional-rifting orientetl mainly N.E and N.W within a zone extendi1)g IllOt't' than half round the circumference of the Earth. frorn thc Antaretic to Alaska. During the Alpine diastrophism fold­hnkages, thnt functioned os land bridges, wcre pushed up II.cross the Ocean betweell thc West Indies und Eurafrica and subsequently d~stroyed by the continued westerly drift of the Americas. Crustal stretching was accom­panied by widestJfclld volcanicit~ ... The Mid-Atlantic Rise ja recent and haa an Isostatic basis. The Atlnntic·Arctic stretch-basin is largely bordered by Fault-Line Coasts and b.\" downwu.rped shot'es that show the mar/l'inal, Hntrenched, terrestially-evolved drainages known aa "Submarine CanyoIlB".

Illtroduction. - The .Arctie Oeean forms thc physiogmphical continuation of the Atluntic, llnd in discussing the evolution oi' the laUer, the Arctic must oe included. In the following a.ccount there­fore the general term ··Atlantic" will be taken to embra.ce the Aretic. Together they stretch over more than half the cireumferenee of the Earth and, suggestively, are antipodal to the Pacific.

It is usually agreed that the Atlantic is a relatively youthlul basin und that its bordering lands on east und west were, as shown by their terrestiallife, unit.ed in one section or another at more than one period during the past, Attention eannot. however, be restricted to their framework, since the genesis of the Atlantic is intimately bound up with the far wider problem of Earth Evolution as a whole. that is to s.y the development of the Lantls .nd the Ocea.ns.

The various hypotheses propounded for its existence fall into two categories. involving either: - A, Sinking of a great north-south ,ector of the cru.st, or B, Continental Drilting or Displacement. Both concepts are simple. hut the first. though generally favoured, is hard t-oreconcile with Isosta.tic pnnciples. while the second. advocated by relatively few persons. is not generally acceptable owing to the opp.rent lock of. physical basis lor the postulated horizontallorces. The author's viewpoint, supporting the second interpretation, has been Bet forth ot length elsewhere (1) .nd he can add little fresh to that account; still, the problem ha.ving been narrowed down to one

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lands, !hat probability becomes enormo1U!ly rdil<eu, whilc, if threc or more such fald-zones are representcd. such probn.bility becomea a practical certainty. for the former spacing of the coasts c..'\D then be fixedapproximately or even more closely. tbe precisioll depending largely upon geometrical con.!1iderations.

Now the Atlantic possesses two such transverse compound tectonic s\'stems: . \1) N orth America-Enropc. - Striking. as first pointed

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(2) South America-South Africa. _ In contrast here are largeangled interseetions from four zones of widely differing ages lonning two connected linkage. (Fig.2) that afl'eet similor for­mations. the Permo-Triassic involving overfolding towards the north. the Mid-Creta.ceous accompa.nied hy strong down-faulting to the

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speoific region. and on the kind invitation of Prof. H. CLOOS, the more relevant cvitlcnce bearing on the Atln.ntic Trough i8 summarised here. Before doing sO one roust breefly set down the chief reasons for accepting the doctrine of Drift, and ther.alter interpret the history of that supposed "disjunctive rif!" in the light of that hypothesis. Such preliminary is imperative, since the explann.tions thereby dis­closed are so uttcrly und fundamentally different from thosc of cur­rent COllception.

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There is a wealth of evidence - stratigmphical, lithological. palae­ontologieal, ete. - in favonr of these views. but. as such has been detailed els~wheI'e. thcy will. despite their signmcancc be omitted from this discussion.· Tbe most important criteria nre those based upon (a.) Archnean Grain. (b) Intersection of Orogenie Zones. (0) For­mationsl Phasal Variation, (d) Past Clim.tic Zoning .nd (e) Faunas and Flor.s.

South Ameriea and South Africa were undoubtedly rigid masses that after their nssumed separation experienced scarcely any internal distortion. anti their reassembly as a portion of Gondwana is there­fore not in doubt, On the contrary the great distortion produced during the Alpine dinstrophism ronders the fitting 01 North America and Greenland against Eurasia less easy, though such uncertainties will be reduced with further investigation.

Are h a e a n G ra. i ll. - Noteworthy is the elose agreement between the dominant foliation-trends in the platforms bordering the South Atlantic. for example betweennorth-eastern Brazil and West Africa and eastern Brazil snd southern Angola (Fig. 1).

Interseetion of Orogenie Zones. - The value oi such tectonic zones as resch near to the coasts mounts with the length aod regularity in pattern of the visible extensions in the opposed la.nds. When not only" structures. but stratigraphies. lithologies and datings agree closely, the likelihood increases that the 8o-called "free ends" disappearing into the ocean were more closely conneeted formerly. lf two such zones of different ages converge or intersect in the opposed

l'he Origin of the Atlantic-Arctic-Oceau 141

south traced by \VEAVER in Argentina. to the Chileull Lorder. The southerly linkagc wns first stressed by KEIDEL (4) in 1916. the llorthcrl'y hy AIAACK (0) in 1934.

Thl' plotting of thCSl' diffl'l"l'ntl.Y orietlted trends euublc8 thc coa~t­lines to !Je satisfal'toriJ.v apposed and this s€'etiOll of GOlldwana to he rcronstnU'ted with a prohnhle error of about 400 ·km.

SOUTH

IIMERICR

Fi,..~. 8howblg the Fold-Zoal!ll; ero .. ia~ the SOlltb .A.tl_tie Oee&n: 1 .A.rehaNJI; ~ Pre­Carabril.ll.; 3 Po.t-C.mbriaa; 4, Permo-Tri ... lc; 61Iid-er.taceolll; • A.nde&ll.j 7 AJ:u of prob.bly late 1[uozoic Uplift; 8 Falklu.d bland •• A11'Ow, mark the direetiolls of pre •• ure

Into the gap - formerly land - the Falkland !slands fit both stmti­graphically and tectonically (6).

Formational Phasa.l Variation. - Of high importance. best seen in the South Atlantic region. is the remarkable way in which the nearest outcrops of corresponding formations on the' two opposite sides of the oeean resemble one another more closely than either one - beeause of the usua.llatera.l change in phase - resembles its own actual extension within its own oontinent. Thus, the Siluro­Devonian sandstone formation of eastern Argentina and the western Cape. no\\" 5000 km. apart, are more alike than their two extensions within the di,tance of 1000-1500 km. back lrom the Atlantic. The Lower Permian "Green Ecca'· of the same two area.s behaves in identical fashion transversely to the oeean, but in addition changes

142 ALSX. L. DU TOIT

in thc northerly dircction in both lands into thc "R~d Ecca", which in euch oase ia replaced. llY 11 third fat.:ics some distance inland. Such sysrematic variation, uffccting strata of different ages anu latitudes. can haruly bc due to mere (·oincidcnce.

Paflt Climatic Zouing. - Of vital significo.nce are thc numerous and extensive formations, that reveal tropicn.l, arid or glo.cial conditions rcspL'Ctivcly, in various lllnds amI of various ages, nnd llrovide convincing evidencc of past climatic zoning. As first elenrly set out hy KREICHGAUER aud later hy KÖPPEN & WEGENER. the deducecl courses 1'01' tbc principal climatic zones, when plotted for each epoeh prior to the Tertiary. provo wholly inconsistent with their present latitudinal llositions alu) in cert..'1.in enses seem indced meteorologicall.\' impossihle.

Retlssembling thc Lands under the Displacement Hypothesis. tt fnirl,v consistC'nt picture of climntic zoning is not only di"lcloserl, hut "llole-wandering-" hecomes incvitable. Sill~e 11 shifting of the Earth's uxis is d(~niml hy geophY8icists. a horizontal creeping of the erustrll oovcring ovt'r thc rotnting eore has to be presnmed, whieh in turn implics Drift.

Faunas 1\1141 Floras. - :\[ueh of the support for the prin­ciplc of Drift has corne from hiologists. who in their intensive studies oi' sCHUeretl orders auel fumilc:'l. past ns well as prescnt. have found themselves unable satisfactoril:v 10 neeonnt fm' thc distribution of forms. living and extinet. snve hy postulating some kind 01' C011-

1inentnl tlisplaccment. Emhmcillg extensive evidencc from thc most diverse kinds 01' life. such colleetive opinion cannot lyell be dis­regarded.

Reality or Drift. - Taking into consideration all these lines of evidence, as weil as a hORt of sllpporting data. is has to be con­elude<! that thc lands of the New und the Old Worlds must have drifted apart und thereby produced the stupendous Atlantic-Arctic "Riff', as visualised by \V. H. PICKERING (7) so long ago as 1907. in which he wus long afterwurds followed by TA YLORand WEGENER.

Once that momentous conclusion is accepted, explanation is forth­coming for many geological and biological puzzles and it becomes possible to reoonstitute period for period the approximate limits of the Atlantic Oc,'ean with what is fancied to be a fair probabilit;v.

Con tinen tal Movemen ts. - Right down to the Mid-Meso­zoie the continent.s of Laurasia and Gondwana must hnve remninetI nearly intaet. being part-ed by the roughly east-west. though flnc­tuating. Tethys. As the result of squeezing on seversl occasions during the Palaeozoic through pressures direeted between N.W-S.E and N-S. there was induced approximately at right angles thereto. that is to say roughly E-W. an intermittent tension whieh reached its maximum during the later Cretaceous.

144 .\.LSX- L. DU l'OIT

together lünce thair .severance in the 8'outh at the elose of the Cre­taceous. In the extreme north, at a much later date, however, Green­land secms to havc becomc joincd to Scandinavia. Iceland and the British Is1es by the gigantic icc-body of the Pleistocene. In the far past the Alaskan-Siberian connection was maintu.ined throughout most of thc Tertiary, and only submcrged temporarily in tbe late Miocene aud finally in Rec<.'ut timeR.

er u s t 801 Fra c t u r i n g. - Progressive riftiug in the Arctie proceeded no furt~er than Behring Strait, where it ended aga.inst thc Alpine compression-zonc g-irdling the Pacific. This deep-rooted bar­rier it only succeeded in I}(~mling. though not in severing. Several lines or evidencc. such u,s the "Platea.u Ba!:lalts" of Siberia, suggest that the Arotic busin ma;v IH1ve commenced opening somewhat earlier that thc section hetwcf'n Grt'puluntl und Norway. possibly thl'Ough thc flowage of Siberil\ und Alaska towards the Pacifh~. Novaya Zcmlya ·was heut. thc wl'stcrl,v dl'ift oi Spitzbergen hld to the Ter­tiary folding in that island. whilf' Dnvis Strait openerl and tht' Cana­cHan archipelago h~came dcfined.

Tensionlll enlargement of t.hc North Atlantic is suggesteu ll,\' the ubiquitous Tertiar,v fmeture-pattern in that region, as splendidly Jeveloped in Scandinavia (SEDERHOLM) und the British Isles. the shattcr-lines 8ubsequentl:v picked out hy iee-action in higher lati­tndes. Noteworthy is the lengthy graben system of Europe, traceable horn s'outhern Spain through thc Rhine area to Sweden (G. RICH­TER) running parallel to the axis of thc Atlantic. It may causally be conneeted with tbe driftillg Cl.wuy of Labrador and Greenland. With the Europcan block weakened in that fashion. the youngest Alpine pulses would have hfoen t>nahle.d t.o push northwards nnd so reach the British Islcs.

Long ago OSMOND FISHER proved mathematically that tensional forces set up in the crnst of a rotating earth would reach their maxims in low snd middle latitudes ncross pla.nes making angles of 45° with the equator. Assuming that the Alpine foldgirdle was developed more 01' less equatorially aeross the Atlantic. an explan'ation is obtained for the prevalent fracturing within belts to north and south of it along 8zimuths approximately N.E and N.W, and hence for the r.ig-zag shape of the Ocean. The Cameroon Volcanie Line ean be cited. Such fracture-pattern ia weIl brough out in a diagram by SON­DER (his Fig. 7) (8). which. though not inrended to support the idea of Drift. is distinctly suggestive in that direction.

Remarkable again is n slight bending of Afrien. revea.led by tension on its eastern side. as evineed by the Great Rift System. and hy Iocal post-Eocene compression on its western - Benguela and Southern Nigeria _, a feature conceivably due to drag at its north­west-ern corner h,v the Tertillr;v linkage with South America.

The Origin of the Atlantic-Arctie-Ocean 143

The Primitive Atlantic can bc visualised a.s tlvolving out of two opposed furrows of ernstsi sagging that took out in thc oorly Mesozoio from the Tethys, their margins determinable from thc mcsozoie fringes along the existing lands. Thc northern gulf progressed north-ea.st­warrls and then northwards betwcen Greenland and Norway during the later CretaceoUB and spread widely over the Arctic region, but failed to resch thc Pacific. 'fhe southern one penetrated south-east­wards and then southwards betwcen Sonth America and Africa and before the elose of thc Cretaceous the foId-link between Argentim~ and the Cape had heen ruptured. and Africa. which had already been severed on the south-east and south. hy u. similar gulf. bad hecome surrounded by sea. though South America rcmained attached to Antarctica, India and Australia until the earlv Tertinrv, when it drifted away wcshvards. The pcrsisten<'f' of t'Utlt:west e1'll~tal tension i8 shown by subordinaie roughly north-80nth Hea-ways. for instanoo the Ursl trough anrl that hetwecll Tnnis nntl thc Cameroon. hoth of which were later short-circuited by the duminating rift of the Atlantic.

Transatlantiu LinkingH. - The Alpine Orogen,v is con­ceived as having involvecl not only the lllutual approaching oi North America and South America and of Et1rop(~ untI Africa - with the throwing up of subpurallel E-\V marginal foldings -. hut the drawing away of North America from EUl'ope and South Amerien from Africu - wHh the eonsequent stretching of the trammtlantie ehains just produced. StrHtlgraphical consia(~rntions show that the three main tectonic phases 01' the Upper Cretnceous. Oligocene and 1'liocene did not exactl,v synchronise throllghout thiB vast region.

One tberefore obtnins the picture of the progressive rising of complex fold-ehains between the West IndieH snd Spain and hetween Venezuela and Marocco respectively and of their subsequent dis­tortion and dismemberment through thc continuance of drifting. In the Upper Cretaceons compression was dominant in the Mid-Atlantic region, in the Oligoeene tension bad become of importance, while in tbe Pliocene tbe basin had beeome too wide and thc compressive forces too feeble to maintain the transatlantic ridges and new V-shaped linkages were accordingly buHt up between the West lndies and Venezuela and between Spain and Marocco respectively.

The former existence of istbmian connections 01' islandehains produced in some such way must indeed be postulated to explain the observed close resemhlanees between the terrestial life and shallow­water marine faunas of the West Indian and Mediterranea.n regions during the first half of the Tertiary, a resemblance that fades out after the Miocene. This i8 incidentally the sole section of the Atlantic aeross which land-bridges could ou geophysical o.s weIl as tectonic grounds have been buHt up and destroyed dnring the Tertiary. Here alone could South Americo. and Afrien havc onee more been linked

1'lle Urigiu of thp Atlllntic-An:tic-O('eflll 145

1 g neo usA e t i v i t y. - ~pectneulul' ist the nbulldauce 01' basic effusives, especiully plateau basalts, within thc northerll part of this immense fracture-rcgion, erupted pnrtly from volcanos, though more estensively from fiSSUft'H, no\\" ('(~pl,(JseJlted hy tlyke-swnl'llls 1'ollow­ing the domiIlUllt fl'ul'turc-~.vstt'm~. Induded, thou~h not fluite ceu­tral. is the se ries oi' volcnnie islands rnnj:(ing fl'om \Vrungd 10 ßouvet. Admittillg Drift. a much smullel' Tt'rtior,v lu va-neid would 1)(' demari.ded. whil\' thc extl'lubl magma coultl he rcgal'dt'd HS thr' product 01' such (,l'ustal tlispcfHnl. lt is significant too that thosc spob!. where meusurenwnts huVt' inditmterl H change in longitnde. nr\' situatcu in this urea.

At,t'epting flt(' geJll'rulisation thai nIkalic tlitfenmtiatel:l teud to charaetel·jgp rc'giollH of 1pm'lioll nnd ('1I1de Olles neutral areus or regions of compfcssioll. it is imfll'(,'!-;:'liw 10 OhSt'l've t.lm nhunduneC' of alkali<.' 01' suh'lllkalie (vpes within 01' along the khol'CS oi' thc Centrul und Southel'll .-\tluntit'. whefe tlw,\" mn,\" eut throngh oltler IH'utrnl kindEl 01' contrast with tht~ C'nh\iC' t.vP(~S of tllt' trnnsverse Alpine eomprt'!o1-::;ion-zone hoth 10 p!ls1 anf! \\·('st. t'.g. l\[nrocco (l\fiddlc .-\t1md and 'Vest Incli('-~.

Oe e Il 11 F 100 I'. - The I'~lief of t}w A tlnntie bottom ShOWH nll the cbarncter~ 01' n 8h't.'trh-hn!lill - particularly in the symmetrically-set. thou~h t'l'ooln·d. )Hd-Atlnntie Rist' with its lnteral bl'nnehes that l'each out 10 t'ithel' :'!hol'e following llorth-easterly and llorth.westerl,v trendEl. TIH' wl'iter hus vimved the RiBe ns a youthful and secondar;v feature initiutf'fi in mid-oeeun heeuuse the sedimentary loading would have been leust thel'e. hut nided perhaps by uplift in such position through li~ht igneous differentiates, as snggested hy VAN BEMME­LEN (9). A similar rise traverses the Indian Ocean.

It eRn scarceIv he doubted that eontinental rocks extend out 1'al' into the oeeRn. l~re~umably with fraeturing. stretching nnd thinning. That tlle hllsement tuust inclucle above the sima acid to subacid materials - eil·her stretched crustal roeks or ligbter magmadifferen­tiates - liI indicated by the behaviour oi" earthquake 'Waves and by gravity nnomalies. The depth of Isostatic Compensation of the west eoast or Afl'ica i8 unusually deep, laO---;,200 km. (MEISNER).

Physiographica.l Evidence. - The horder-Iands present phenomena that point furthermore towards tension. Impressive is thc Great Rift System of Eeast Africa running N-S for about 5000 km. 1'rom Syria to the Transvaal, and due to the opening oi the basin of the Indian ÜCean in the same way as that of the Atlantic. Con­~idemble seetions of the lands fronting both thes,e oceans show at a distance hack from the shore of from tens up to some hundreds of kilometres a searp fncing seawards surmounted by a pe n e p lai n e d s u r f ace ti I ted gen tl y CI. w a y fr 0 m t h e 0 c e an. for example, South Africa, Brazil. Spnin, Lahmdor. Greenland. ete. Its Geolovlsche RundschAU. XXX 10

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146 .~LEX. L. UU 'fOIT

planing-down wa~ uOlle eSlicntially during thc later Mcsozoic, though continucd in pinces during the Tertiary.

FlOm nnalogy with "Rirt Valley" abutments the writer (1. p. 2,6) has regarded these ,hack-tilted surfaces as uuc to powerful faulting of tbe continental margins as thc Atlulltic "Rift" was produced. Thc fractured adge oi' thc colltinental block would thercupon have been uplifted amI thc pencplain tilted inland in accordance with Isos~ti.c [md Parnmorphic principles und thc fault-seafp cxposcd to nctive erosion. Such fnult-line cousts ure charaderistic of thc Atlantic aDd Indian Oceans, Thc hypothetica.l boundary fault could he expected to He elose to or else bcyond thc cdgc 01' the Continental Shelf, and suitable geophysical mdhods wouhI prohably scrve to determine its position.

In the considcrahle period that has sincc elapsed the primary fault­. .,carp has retreated ful' inland and a new littoral zone of peculial' topography developed at üs base. Such lightening of the block eoupled with generul erosion would have induced isostatie uplift oi' the block, while deposition of the waste therefrom off-shore would have loaded the OL'eun f100r ndjncent, wherefore n downwarping along the coastal strip would ha.ve resulted, excellently illustrated raund the southern end of Africn, which shows a historv mther like that of the Eastern United States. Such flcxing ;'ould have been i~ccentuated by further sub-oceanic stretching. amI modified hy faul­ting, uptilting and erosion.

The author (t. p.226) has already suggested that those ver.\'" remarkable features, the Submarine Cnnyons. so typieal of the Atlan­tic. might in part at least mark the original cuts made sub-aerially by thc existing rivers through the primary up-tiltcd houndary scarps. Some display aU the charaetcfs of normal river gorges. Certain too were cut in late Tertiary Of Pleistocene times. The land surface with its deeply entrenched ravine became thel'eafter downwarped und depressed below sea-Ievel with steepening of thc canyon gradient. During the Glacial Period - just as in the case of the CornI Island Platforms - the Continental Shelf waR evolved by marine erosion plus some deposition, and such feature proceeded to the downtilted (or nearly horizontal) Burface und its contained canyoll and in extreme instances severed the latter from its headwaters. This would explain the many cases where the head of the canyon starts suddenly within the Shelf. The outer mnrgin of the Shelf could under these viewl"l be wholly or in part built up of detritus. It ia certain that IOCRI conditions would have played an importunt part and that the datails would have varied in particular ca.ses. Admittedly several di:ll'iculties remBin to be met under this new hypo thesis.

Only through acceptance of the Paramorphie Principle with all its implications does it seern possible to explain the enormous depths to

The Origin of the Atlantic-Arctic-Ocean 147

which these apparently terrcstially-cvolveu und normal rd.vines have been sunk, yet almost within 8ight of land that merely shows erosion­surfaces inclined fa.intly seawnrds. Des:pite to-day's consensus of opinion some tee tonic agcney tha.t uffeeted tbc eOElst slong its Iength und not a.cross it. HS suggestecl hY-IL few, has to be invoked amI thc onIy one to hund i8 8ub-oceßnic Stretching and Coastal Downsinking. Suhmarinc mud-flow conld have been etfective in keeping such C3llyons dear of sediment, hut is not thought to havc been responsible for their uetual formation. A corollary is thc rapid oceanward sinking' of thc crystalline hasement benea.th the Shelf, which has definite1.,· Iwen proveu in t\\'o eases of thc enstern Imrt of the United St.te,.

To coDclnde thi$; _ very hrief review, it will perhaps ('ome to bc better appreciuted timt the Atluntic Region ofFers a most fascinating Beld for scientific, rc!'!enrch and that it providl'R answers to man:v 01' the major problp1l1s of ~:nrth Evolution.

Liternture

1. DU TOIT, A. L.: Our Wandering Continents. Edinburgh, 193i. 2. LEINZ, V.: Pf'trogl'llphische und geologische Beobachtungen an den Setli­

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W. Schott

Stratigraphy of recent deep-sea sediments based upon foraminiferal fauna Geol Rundsch 29:330-333

Translation received: 4 March 2002 © Springer-Verlag 2002

Stratigraphy is the fundament for the establishment and clarification of numerous questions in geology. The problem of the stratification of fossil sediments played a decisive role in the past, and continues to do so today. If one wishes to gain insight regarding the nature of the formation of today's deposits, and avoid serious errors in the comparison of the same, one must, of necessity, first concern oneself with the sequence of recent sediment layers.

The German South Polar Expedition's geologist, E. Philippi, was the first to thoroughly pursue the problem of stratification, something that initially appeared to present no difficulty, as stratification amongst recent deep-sea deposits had long been refuted, following the first meager ocean-floor sampies. After, however, larger ocean-floor cross sections from various parts of the oceans had become available, it was recognized that for­aminifer-rich, calciferous Globigerina Clay was overly­ing the carbonate-poor, or even non-calcareous Red Deep Sea Clay in various sampies, a definitive petro­graphic stratification. Moreover, among petrographically uniform ocean-floor sampies, a reduction in the carbon­ate content in deeper regions was ascertained, as weil as a vertical change in the foraminiferal fauna of long Glo­bigerina Clay sampies by Philippi.

These observations, which appeared to have regional importance, applied, however, mainly to fairly scattered sites. A continuous stratigraphical subdivision of deep-

Short report on the lecture given at the assembly of the Geological Association at Frankfurt a. M. on 8th January 1938 by Wolfgang Schott (Berlin, currently at Hannover).

Translated by C.l. Adamson and l. Schönfeld

c.J. Adamson Jungfernstieg 3, Kiel, Germany

J. Schänfeld (~) GEOMAR Research Center for Marine Geosciences, Wischhofstr. 1-3, Kiel, Germany e-mail: jschoenfeld@geomar.de Tel.: +49-431-6002315, Fax: +49-431-6002926

sea sediments, based on their fossil content, was not available, and it had not yet been proven that such a re­gional stratification as that witnessed among fossil sedi­ments, in spite of the observations above, actually exist­ed. Given the extensiveness of the ocean-floor sampie material extracted in the equatorial region of the Atlantic Ocean by Prof. C.W. Correns on board the survey-ship Meteor (of the German Atlantic Expedition), it appeared appropriate to once again examine these questions more closely, and, above all, to attempt to establish continuous stratigraphic units in the recent deep-sea sediments.

Pelagic foraminifers, i.e., foraminifers living plank­tonically in the surface waters of the oceans, were used for these investigations, as they and their calcareous shells represent, so to speak, the main fossil types of to­day's deep-sea deposits. In order to be able to compare the compositions 01' foraminiferal faunas from different sediment types with each other directly, it was necessary not only to classify the individual foraminifer species, but also to ascertain the content 01' the species as a per­centage of the total fauna, by quantitatively counting the ca. 500 foraminifers per sample. This was absolutely necessary for stratigraphic investigation so that the dis­tribution 01' foraminiferal fauna in both the horizontal and the vertical directions of the ocean-floor could be in­terpreted precisely. In order to interpret the change in fauna in the vertical direction, the regional distribution on today's ocean-floor first had to be clarified. As it was a question of pelagic foraminifers, it appeared that a comparison of the distribution of these foraminifers in their environment at O-IOO-m water depth (information gained through plankton-net catches 01' the Meteor expe­dition biologist) was reasonable, a comparison that could possibly yield information concerning the occurrence 01' the foraminifers' shells in deep-sea sediment.

These investigations in the surface 01' the equatorial Atlantic Ocean havc proved a marked dependence on the part of the cool-water foraminifers Globigerina bulloides (D'ORB) and Glohigerina inflata (D'ORB) upon the cold-water region between Cape Verde and Cape Blanco, on the African coast, as weil as upon the relatively cool

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surface currents of the Canary Currents out-runners, and the South Equatorial Current. Their calcareous shells are, correspondingly, more numerous on the ocean floor be­low these cold surface waters. The warm-water foramini­fers, Globigerinoides sacul(fera (Brady) and Globorota­lia menardii (D'Orb), among others, are to be found pre­dominantly in the remaining parts of the ocean, and avoid these cool surface-water zones. Although, it is true, the dissolution of their calcareous shells by ocean water after the animals' demise plays a major role in the distribution of various foraminifer species on the ocean floor, the per­cent composition of the foraminiferal fauna on the deep­sea bed is, to a great extent, dependent upon the environ­ment of the individual pelagic foraminifers at depths of 0-100 m. Through these comparative investigations, it was possible to interpret the considerable variability in the content of the foraminiferal fauna in the equatorial part of today's Atlantic Ocean floor, which, in itself, is necessary for the explanation of the fauna change in the deeper strata of ocean deposits - as today's deep-sea bed's surface represents, geologically, a horizon.

The decisive factors in accounting for the change in foraminifera fauna in the vertical direction found in the floor sampies are Globigerina bulloides (D'Orb) and Globigerina inflata (D'Orb), and, above all , the warm­water foraminifer, Globorotalia menardii (D'Orb), which disappear in the lower horizons of the sampIes, only to reappear in still lower section parts. Through the exact determination of the boundaries between which Globorotalia menardii (D'Orb) disappears and, respec­tively, reappears, it has been possible to separate a layer free from Globorotalia menardii in the hanging layer and in the underlying bed from one carrying Globorotalia menardii. In this manner, it was for the first time possi­ble to successfully establish continuous layer-profiles based upon the foraminiferal fauna in recent deep-sea sediments irrespective of sediment type, something that has long been known from fossil sediments.

Unlike both Globorotalia menardii-containing layers, the Globorotalia menardii-free layer is characterized by a notably larger distribution of the cooler-water pelagic foraminifers Globigerina bulloides (D'Orb) and Globi­gerina inflata (D'Orb), which indicates a drop in temper­ature of the surface water in the equatorial Atlantic Ocean, as a result of a c1imate change. As, according to various observations, there has been no known c1imatic deterioration since the end of the Dilluvium, this drop in temperature in the surface water of the equatorial Atlantic latitudes was caused by the !ce Age, i.e., the Globorotalia menardii-free layer was deposited during the period of the last !ce Age. The lower Globorotalia menardii-carry­ing layer belongs accordingly to the most recent intergla­cial period, and the upper Globorotalia menardii-carrying layer was deposited since the end of the Dilluvium.

The comparison of the percent-composition of the foraminiferal fauna of today's ocean-floor with the Globorotalia menardii-free layer shows no essential change in the equatorial deep-sea environment of the At­lantic Ocean since the Dilluvium. The surface-current conditions at the end of the last interglacial period were already the same as those today, and the Mid-Atlantic ridge was already present on the ocean floor as a rise. Because the end of the Dilluvium can be chronologically established with relative certainty, the sedimentation-rate of recent ocean sediments can be calculated through the thickness of the upper Globorotalia menardii-carrying layer, which has been deposited since the end of the Dilluvium. This rate amounts to approximately I cm in 1,000 years for the equatorial Atlantic Ocean.

The average sedimentation-rate for 1,000 years shows a c1ear decrease from near-coastal Blue Clay over Globi­gerina Clay to the Red Clay typically found at great depths. However instructive these facts may be, being based on asolid foundation, one must use caution when forming generalizations; in the expansive regions of the Indian and Pacific Oceans, into which much less terrige­nous material is deposited than into the narrow Atlantic valley, sedimentation proceeds at a much slower pace (in the southern Indian Ocean, apparently only 0.5 cm per 1,000 years are deposited on average). [For additional in­formation, see below, W. Schott (1938) this issue, p. 322.]

These communications are to represent only a short re­port of the lecture held at the congress of the Geological Association in Frankfurt a. Main. It is superfluous to go into these investigations in further detail here because their results have already been extensively collected in the texts listed below. But even through this brief report, it be­comes apparent that the central problems lie in the c1arifi­cation of the stratigraphic relationships and of the recent marine deposits. Moreover, one appreciates the multitudi­nous conclusions that can be reached regarding the nature of the origins of recent sediments, conclusions that might possibly be of use in the interpretation of fossil sediments.

References

Schott W (1933) Die jüngste Vergangenheit des äquatorialen Atlan­tischen Ozeans auf Grund von Untersuchungen an Bodenproben der Meteor expedition. Sitzungsber. Abh Naturforsch Ges Rostock (3)4

Schott W (1935a) Die Foraminiferen in dem äquatorialen Teil des Atlantischen Ozeans. - Wiss Ergebnisse d. Deutsch. Atlant. Exp. auf dem Forsehungs- und Vermessungsschiff Meteor 1925-1927.3,3 Teil, B. Berlin and Leipzig

Schott W (1935b) Die Bodenbedeckung des Indischen und Stillen Ozeans. In: Schott G (ed) Geographie des Indischen und Stillen Ozeans. Hamburg

Schott W (1938) Über die Sedimentations geschwindigkeit rezenter Tiefseesedimente. Dieses Heft 322

U, Stratigraphie I'czentel' Tiefseesedimente auf GI'und der Foraminiferenfallna 1)

Von Wolfgang Schott merlin, 7.. Zt. Hannover'

Stratigraphie ist die Grundlage zur Festlegung und Klar­stellung zahlreicher }-'ragen in der Geologie. So spielte und spielt auch heute noch das Schichtungsprohlem bei fossilen Sedimenten eine ausschlaggebende Rolle. - end will man aus der Ent­stehungsweise der heutigen Ablagerungen Erkenntnisse gewinnen für die Vergangenheit. so muß man sich zu allererst mit der Schichtenfolg.e der rezenten Sedimente beschäftigen. um hei der­artigen Vergleichen größere Irrtümer zu vermeiden.

Der Geologe der Deutschen Südpolarexpedition E. PHILlPPI ging als erster etwas eingehender dem Schichtungsprohlem der hl'utigen Tiefseesedimente nach. das anfangs kein Problem 7.U sein schien. da eine Schichtuna; bei rezenten Tiefseeahlagerungcn nach den ersten spärlichen Bodenproben lange Zeit in Abrede ge­:;:;tellt wurde. Nachdem aber aus verschiedenen Ozeanteilen ~'Tößere Profile aus dem j)Ieeresboden vorlagen. erkannte man an verschie­denen Proben eine überlagerung des kalkarmen bzw. kalkfreieo roten Tiefseetons durch foraminiferenreichen kalkhaltigen Glo­bigerinenschlamm. also eine deutliche petrographische Schich­tung. Außerdem wurden an petrographisch einheitlichen Grund­proben oft eine Abnahme des Kalkgehaltes in den tieferen Lagen festgestellt, sowie durch PHILIPPI eine Änderung der Foramini­ferenfauna an längeren Globigerinenschlammproben in vertikaler Richtung.

Diese Beobachtungen, die regionale Bedeutung zu haben schienen. erstreckten sich aber meist nur auf ziemlich verstreut liegende Stellen. Eine durchgehende stratigraphische Horizontie­rung der Tiefseesedimente auf Grund ihres FossiJinhaltes war nicht vorhanden. und es war überhaupt noch nicht bewiesen, oh es derartige regionale Schichtungen wie bei fossilen Sedimenten trotz obiger Beohachtungen auch wirklich gibt. - An Hand des reichhaltigen GrundprobenmateriaJs der 'Deutschen Atlantischen Expedition an Bord des VermessungsschifTes .. Meteor". das Herr Prof. Dr. C. W. CORRENS im äquatorialen Teil des Atlantischen

l) Kurzer Bericht über den Vortrag auf der Versammlung der Geologi· ::=ehEVl V{'reinigung in Franldurt a. M. am 8 .. Tan. 1938.

332 \V. SCHOTT

wechselnde Gehalt der Foru.minifcrenfa.una im äquatorialen Teil des heutigen atlantischen Ozean bodens gedeutet werden, was zur Klärung der }"aunenämlerung in den tieferen Schichten der Meeres­ablagerungen erforderlich ist; denn die jetzige Oberflä.che des Tiefseebodens stellt geologisch einen Horizont dar.

Für die Änderung der E"oraminiferenfauna in vertikaler Rich­tung der Grundproben hit neben Globigerina lJUlloides D'ORB. und Olobigerina in/lata V'ORB. vor allem die \Varmwasser liebende Foraminifere Globcwotalia metlardii (D'ORB.) ausschlaggebend. die in dt!n tieferen Lagen der Proben verschwindet. um in noch tiefe­ren Teilen wieder zu erscheinen. Durch gen aue Festleguug der Grenzen. an denen Oloborotalw tnenardii (D'ORB.) verschwindet hzw. wieder auftritt. ist es möglich ~ewesen. eine von Oloborofalia mcnardii freie Schicht im Hungenden und Liegenden von G1obom· tolia 1I1enardii fOhrenden Schiclltcn abzutrennen. Auf die s e \Veise ist es z1tm Cl'stt~n },[ale gelungen. unabhängig­von der Sedimt'ntart durl'hgehende Schichtcl1-profile uuf Grund der Fornminiferenfnuna in rczenten Ticfsecspdimenten aufzustellen. so wie es bei fossilen Sedimenten bereits lange hekannt ist.

1m Gegensatz zn den heiden Globorolalia menardii führenden Sehichten ist die G1ofJomfalia metmrdii freie Schit~ht durch eine hedeutend stärkere VNhreitung der kühleres Wasser liebenden pelagischen Foraminiferen alooogerina ImllfJides J)'ORB. und Glnbogeri-na iJI(1{1fa D'ORB. gekennzeichnet. W3.S eine Temp<.'ratnr­abnahme des Oberflächenwassers im äquatorialen Atlantischen 07.ean infolge eines Klimawechsels anzeigt. Da, nach verschiedenen Beobachtungen seit dem Ende des Dilnviums keine Klimnyer­schlechterung eingetreten ist. ist diese Temperaturabnahme des Oberflächenwnssers in den äfluatorinlen atlantischen Breiten durch (lie Eiszeit verursacht wordcn. d. h. die Globorofalia menardii fl'{'ie Schicht ist in der letzten Eiszeitperiode abgelagert worden. Die untere Globorotalia menardli führende Schicht gehört demnach in die jüngste Intergla7.ialzeit. und die obere Glohnrotalia menardii führende Schicht wird seit dem Ausgang des Diluviums sedimen­tiert.

Der Vergleich der prozentualen Zusammensetzung der Fora­miniferenfauna auf dem heutigen Meeresboden und in der G1ooo1O­talia menardii freien Schicht zeigt keine \\'esentliche Veränderung im äquatorialen Tiefseeraum des Atlantischen Ozeans seit dem Diluvium an. So sind z. B. die Oberflächenstromverhältnisse am Ende der letzten Interglazialzeit bereits die gleichen gewesen. und der mittelatlantische Rücken war schon als Schwelle auf dem Meeresboden vorhanden.

Htrntigra(lhie rezt'oter l'iefseeseuitnf'ntc auf Grund der usw. 331

Ozeans gewonnen hatte, schien es angebracht, diesen lfragen ein­mal genauer nachzugehen und vor allem zu versuchen, durch­gehende stratigraphische Horizonte in den rezenten Tiefsee­sedimenten festzulegen.

Für diese Untersuchungen sind die pelagischen, d. h. plank­tonisch im Oherflächenwasser der Ozeane lebenden Foraminiferen benutzt worden. da sie mit ihren Kalkschalen sozusagen das Hauptfossil in den heutigen tropischen Tiefseeablagerungen dar­stellen. Ern die Foro.miniferenfaunen der verschiedenen Sediment­arten in ihrer Zusammensetzung direkt miteinander vergleichen 7.U können. sind Dicht nur die einzelnen Foraminiferenarten be­stimmt worden. sondern auch der Gehalt der Arten prozentual zur Gessmtfauna durch Auszählen von ca. 500 Foraminiferen in jeder Probe quantitativ festgestellt. Dies \var unbedingt für die strati­.g-raphische Bearbeitung- prforrlprlieh. damit die Verhreitnng der Foraminifercnfaunn :lOwohl in horizontaler als auch in vertikaler Riehtung des Meeresbodens genau erfnßt wird. Fm nie Vpr­änderung der Fauna in vertikaler Richtung deuten zu können, mußte zuerst die regionale Verbreitung auf dem heutigen Tiefsee­hoden geklärt werden. Da P.S sich um pelagische Foraminiferen handelt. schien ein Vergleich mit der Verteilung- dieser Foramini­feren in ihrem Lebensraum in 0 bis 100 m Wassertiefe an Hand der Schlicßneb:fänge (l('s Biologen der .. Meteor"-Expedition an­gebracht. ein Vergloich. der p.ventuell Aufschluß über das Auf­treten der Fomminiferenschalen im Tiefseesediment gehen konnte.

Diese Fntersuchung-en im Oherflächenwasser des äfluatorialen Atlantischen Ozeans haben eine deutliche Abhängigkeit der küh­leres Wasser liebenden Foraminiferen Glohigerina hulloides D'ORB. und Gl.ohigerina itlflata D'ORB. {'rgeben von dem Kaltwassergebiet 7.wischen Kap Verde und Kap Blanco an der afrikanischen Küste. sowie von den verhältnismäßig kühlen Oberfliichenströmungen. dem Ausläufer des Kanarenstroms und dem Südäquatorialstrom. Ihre Kalkschalen sind dementsprechend nur auf dem Tiefseeboden unterhalb dieses kalten Oherflächenwassers stärker angereichert. Die Warmwasser liebenden Foraminiferen Globi.qerinoides saccu'U .. fera (BRADY) und Glob()rnttilia menardii (D'ORB.) u. a. finden sioh dagegen vorwiegend in den übrigen Meeresteilen und meiden dif~se kühlen Oberflächenwasserzonen. Wenn auch bei verschiedenen Foraminifereuarten die Auflösung ihrer Kalkschalen durch das Meerwasser nach dem Absterben der Tiere für ihre Verbreitung auf dem Meeresboden eine große Rolle spielt. so ist doch die pro­zentuale Zusammensetzung der Foraminiferenfauna auf dem Tiefseeboden im starken Maße von dem Lebensraum der einzelnen pelagischen Foraminiferen in 0 bis 100 m Wassertiefe abhängig. Durch diese vergleichenden Untersuchungen konnte der stark

Stratigraphit, rezenter Tiefseesedlml'nte auf Grund der usw. 333

Da das Ende des Diluviums zeitlich eiIligermaßen festliegt, kann aus der Mächtigkeit der oberen Globorotalia tnenardii führen­den Schicht, nie seit dem Ausgang des Diluviums abgelagert wird, die Sedimentationsgeschwindigkeit der rezenten Meeres­sedimente berechnet werden. Sie beträgt für den äquatorialen Atlan­tischen Ozean ungefähr 1 cm in 100U .Jahren.

Die durchschnittliche Sedimcntat.iollsge::scll\vindigkeit für tau­send ,Jahre zeigt eine deutliche Abnahme vom küstennahen Blau­schlick über den Globigerinenschlamm zu uem vorwiegend in den großen 'riefen auftretenden Roten Ton. So aufschlußreich diese Anga.ben sein mög-en, du. sie a.uf einer sicheren Grundlage be­ruhen. so ist doch bei einer Verallgemein(~rung Vor:3icht geraten; denn in den \\'eiträumigen Gehieten des Indischen und Stillen OU!tlIlS, in die noch wenig-er terrig-enes Mnterial als in das schmale atlantische 'ral gelangt, geht die Serlimcntation noeh vipl lan~iiamer vor "ich; uenn im südlid;en [ndischen Ozean ~chcillen in WOll jahren nur (lurcllSl!hllittlieh 0,;") l'nl zu sedimentieren. (Nu.hl!l'eS siehe \V. SCHOTT, 1938. dieses Heft. S.322.)

Diese !Iitteilungen solll~n nur einen knrzen Bericht üher den auf der Tagung der Geologischen Vereinigung in Ji"rankfurt 11.1\1. ge­haltenen Vortrag narstcllen. Es (,1"iihri~t sich. näher nuf (Eese Untersuchungt·n einzugehen. da ihre Ergchnisse hereits in den unten angegebenen Schriften ausführlich zusnmmengcstellt sind. Abcr schon ans diesem kurzen Bericht ist ersichtlich. ",ie auch bei rezenten l\[eeresahlagerungen difl Klärung der Sl'hiehtenverhält­nisse das Kernproblem ist. und was aus einer geoauen Strati­graphie für mannigfaltig-e Rückschlüsse üher die Entstehungs­weise der heutigen Sedimente gezogen werden können. Rück­schlüsse. die hei der Deutung fossiler Sedimente eventuell behilf­lich sein können.

Scltrlften

SCHOTT. W.: Di{' jüngste Vergangenhrit d{'s äquatorialen Atlantischen Ozeans auf Grund von Untersuchungen an Bodenproben der "Meteor"­Expedition. - Sitzungsber. u. Abh. d. Xaturforsch. Ges. zu Rostock (3) 4. 1933.

-, -: Die Foraminiferen in dem äquatorialen Teil ries Atlantischen Ozeans. - Wiss. Ergebnissp ({, Deutsch. Atlant. Exp. auf dem Forschungs-und Vermessungsschiff ,.Meteor" 1925-1927. 3, 3. Teil. B. B{'rlin und Leip­zig 1935.

-, -: Die Bodenbedeckung des Indischen und Stillen Oz{'ans. In G. SCHOTT, G{'ographie dp.s Indischen und Stillen Ozeans. Hamburg 1.930.

-, -: über die Sedimentationsgeschwindigkeit rezent{'r Tiefseesedimente - Dieses Heft. S. 3~:!, 1938.

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P.H. Kuenen

No geology without marine geology Geol Rundsch 47:1-10

Received: 8 April 2002 © Springer-Verlag 2002

Abstract A brief review is offered of the many prob­lems where knowledge of the ocean floors and of marine processes in shallow water is indispensable for the fur­ther advancement of geology. The subject of turbidity currents is treated in greater detail, to demonstrate the in­terrelation of several aspects of marine geology with sedimentologic and paleogeographic investigations.

It is obvious that the title of this introduction is, on the one hand, an exaggeration and, on the other hand, not a very startling new point of view. All geologists are aware that many parts of our science have something to do with the oceans. Moreover, it could also be said of several oth­er specialities, such as age determinations and paleontolo­gy, that they show countless points of contact with gener­al geology. Yet, the importance of marine geology is greater and more universal than many geologists realize. Besides, among the various branches of geology, the in­vestigation of the sea has been much neglected up to a few years ago. And for this reason, a great effort is re­quired to catch up on other kinds of geological investiga­tion. In the short space available these two points cannot be fully developed, but an attempt will be made to illus­trate a number of aspects. Any geologist will doubtless be able to supplement these from his/her own experience.

I will start with geophysics and take seismology to begin with. Deep-focus earthquakes are limited to the circumfer­ence of the Pacific Ocean and the questions arise not only why they are situated there at the oceanic margin, but also why they are absent around the other oceans. In any study of the regional distribution of normal earthquakes there is also much to be leamt from the curious concentration on mid-ocean ridges between non-seismic deep basins.

Even more important is the propagation of seismic waves below the sea floor. Recent studies of the dispersion of surface waves by Ewing and Press have brought out marked differences between continental areas and the deep-sea floor, which can only be explained if the granitic

w.-c. Dullo (~) Forschungszentrum GEOMAR, Wischhofstr. 1-3,24148 Kiel, Germany e-mail: cdullo@geomar.de

layer is entirely absent from the deep-ocean crnst even in the Atlantic. Some oceanic areas are more like continents and, conversely, some basins like the Mediterranean tend to show oceanic strncture. Curiously the depth docs not ap­pear to be the decisive factor, as one might have expected.

Explosion seismology of the sca floor, pioneered by Ewing, has shown during the last years that the sedimen­tary cover of the ocean floor is on the average only 0.5 km thick. More surprising still, the Mohorovicic dis­continuity, which lies 35 km deep under the continents, is shown to occur at only 6 km below the ocean bottom. The granitic layer apparently wedges out below the con­tinental slope and is absent from the trne oceans, thus confirming the results of seismic surface wave studies and petrology. The thin granitic layer, postulated until re­cently for the Atlantic and Indian Oceans, does not exist.

The opinion is widely held that the "Moho" disconti­nuity marks the transition from the rigid crnst to the plastic substratum, and the oceanic crnst would then be almost frighteningly thin. But it may mark only a chemi­cal boundary, or even a margin below which material of the same chemical composition attains a different miner­alogical combination of higher density. In these ques­tions we are touching at the very foundations of our sci­ence, also in a more literal sense.

Each time certain properties of the sea floor were pos­tulated on theoretical grounds, investigations in-situ have upset the picture. A striking example is the flow of heat from the earth, which was predicted to be low on the deep-sea floor because the granitic layer of the conti­nents was held responsible for most of the heat. Several measurements by Bullard and Revelle are now available and consistently give values equal to the average on the continents. Does this mean that the suboceanic crust is more radioactive, or a better conductor, or much thinner than was formerly supposed? The action of postulated convection currents in the mantle was attributed by some geophysicists to the contrast between radioactively he at­ed continental sections and water-cooled oceanic sec­tions. Obviously this hypothesis must be re-examined in the light of that new discovery. Vening Meinesz suggests (personal communication) that the large oceanic heat

flow may be a temporary condition connected with a convective overturn in the substratum.

With regard to gravity investigations it is well known that the possibility of the equator being an ellipse could only be disproved by gravity measurements in the oceans as carried out by Vening Meinesz. To his work at sea we also owe the remarkable discovery of narrow belts of ex­cessive negative anomalies closely linked to island ares. The strongly positive anomalies he found in several deep­sea basins are likewise of fundamental importance. Both phenomena, together with a general excess of gravity in the oceans, are linked with the hypothesis proposing con­vection currents in the mantle as tectonic agents or as a force causing continental drift. Local thinning of the granitic crust by stretching is assumed by some (Shurbet et al. 1956) on the basis of gravity measurements.

This leads us away from geophysics to tectonic geolo­gy, where some major problems are also bound up with the contrast between continental blocks and the deep-sea floor. A question, which has fascinated geologists from the very beginnings of our science, is whether mountain chains end primarily where they abut on a coast, or whether they have been cut off later by faulting.

There is much to be said for the idea offered by Hess that the former geosynclinal structure continued on the sea floor, but the lack of sediment left the part form­ing a deep-sea trough empty. When compressed together with the continental geosyncline the resultant structure failed to rise high above the surroundings because there was no prism of light rock and hence no isostatic uplift.

Few geologists still accept Wegener's hypothesis of continental drift. The arguments against his bold sugges­tion are partly geologie al. But they are also derived from the geophysical nature of the deep-sea floor and its thick sedimentary cover denoting great age. However, it should not be forgotten that the questions that Wegener sought to answer, especially those of plant and animal migration, the Permian ice age, and certain homologies on opposite sides of oceans, are now again without an­swers that are quite satisfactory. Sunken continents, land bridges, or pole wanderings do not offer very adequate solutions. Further exploration of the ocean bed may lead to more promising hypotheses.

No less fascinating is the problem of wh ether in the course of geologie history the continents have grown in area at the cost of the oceans. Many geologists have ac­cepted the view that outward growth by the addition of successive orogenie zones has expanded the continents (e.g., Wilson 1954, pp. 151, 205). But grave objections can be raised. All evidence favors the view that the geo­synclines in question originated by the depression of land areas and that if the troughs became deep this was not until an advanced stage of development had been at­tained. Then, the area of the Precambrian shields is rela­tively so small that one would have to admit that the as­sumed growth suddenly became ten times as fast from the Cambrian onwards. Hardly any areas do show a clear outward succession of post-Cambrian orogenie belts. As there are no examples of deep-sea sediments occurring at

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the base of geosynclinal prisms there is no good evi­dence of oceanic areas being incorporated in the conti­nents. I am more inclined to assume that orogenie activi­ty has case-hardened certain parts of pre-existing conti­nental blocks, and that later geosynclines usually avoid orogenie belts.

A similar fundamental problem is whether the thick­ness of the continents has increased by the oft repeated horizontal compression during orogenie activities. Denu­dation at the surface, possibly assisted by melting at the base and tensile stress, have tended to reduce the thick­ness again. But, between the early Cambrian and the Cenozoic, transgressions have been repeated time and again and, therefore, the elevation above sea level must have remained roughly the same. The obviously higher stand of the continental blocks at the present time is probably a major, but not an abnormal, regression fol­lowing the Alpine orogeny. However, as Bucher has pointed out, the amount of denudation is largely con­trolled by sea level. Therefore, if the amount of water on the Earth is increasing, then the thickness of the conti­nental blocks must also be growing. And, if the amount of water is constant and the continents are growing in ar­ea then they must also be increasing in thickness. In this manner, the amount of juvenile water in hot springs and volcanic exhalations becomes of importance.

Sedimentation on the deep-sea floor constitutes an op­posite process because this material is removed from the continents and allows them to rise isostatically. This, in turn, exposes deeper layers of the crust. Hence, even a pe­trologist who specializes in crystalline schists has a very real interest in the amount of deep-sea sedimentation be­cause this process brings his kind of rock to the surface.

All petrologists are aware of certain marine geologie al problems in their field of study. The high density of the crust below the deep-sea and the exclusively basaltic com­position of truly oceanic volcanoes indicate that the ocean floor has a composition different from the continents. But why then does the andesite line not coincide with the topo­graphie boundary of the Pacific? Is andesite a product of partial refusion of basalt as Hess suggests? Is the diversity of continental magmas due to contamination or to condi­tions favoring gravitative differentiation? These specula­tions lead to the origin of granite, the most hotly debated problem of petrogenesis. The question whether granite is absent from the suboceanic crust and from rnid-ocean ridg­es becomes of primary importance to petrologists.

Volcanology is not only concerned with the petrologi­cal problems just mentioned, but poses its own ques­tions. For instance, it is not known wh ether submarine eruptions produce volcanic ash. Then, the steep subma­rine slopes of volcanoes prove that the concave profile of subaerial zones is the result of denudation. The beheaded volcanoes of the Pacific that have sunk away to produce flat-topped seamounts and also the foundations on which atolls have grown, are of importance not only to the cor­al-reef problem, but also for understanding the properties of the crust. The newest data favor the suggestion that each volcano gradually sinks back into the crust at about

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2 cm per 1,000 years. But as far as we know the volcanic islands of Indonesia and the Mid-Atlantic Ridge do not show this tendency to subside. If this actually proves to be the case, a curious contrast with volcanoes on the floor of basins must exist. Is that connected with the shallow situation of the "Moho" discontinuity?

Fluctuations of sea level belong typically to the do­main of marine geology, but they tie up with a number of general problems, such as transgressions and regressions, epirogenic movements, and the vexed question of marine and fluviatile terraces.

There is aseparate branch of geochemistry that I have called geoeconomy, wh ich is concerned with total amounts of substances in atmosphere, igneous rocks, oceans, and the sediments of the continents and those of the deep sea. Besides the question already mentioned of the total amount of free water there are others, of funda­mental importance to life on Earth; for instance, whether the available amount of carbon dioxide can change. Will an increase due to volcanic activity result in swifter weathering, as Revelle suggests, and that in turn lead to more calcium carbonate sedimentation in the deep sea?

Similar problems exist for chlorine, but here instead of sedimentation we have neutralization by sodium de­rived from weathering of acid rocks. For the majority of substances the principal factor in its geoeconomy is whether accumulation in sea water or on the sea floor takes place. Geochemistry, therefore, contacts marine ge­ology again and again.

This review would be very incomplete if no mention were made to how deep-sea sedimentology has recently acquired basic significance for Quaternary geology. The remarkable sediment cores obtained by the use of Kullenberg's piston corer reach far into the Pleistocene, some even attaining Tertiary strata. Great advances have already been made towards the establishment of a stra­tigraphy for the last million years. The analysis of Fora­minifera, after the example of Schott's work on the Me­teor sampIes, demonstrates the climatic variations, and Urey's 0-18 determinations produce astonishing details of paleotemperatures. Absolute chronology in years is also advancing rapidly although a final test of Milankovitch's curve cannot yet be made.

Unsuspected complications are being encountered, such as the occurrence of gaps in the sedimentary calen­dar and irregularities when cores are compared with each other. But to find complications piled one over the other is the destiny that geologists share with all investigators of field problems. One can almost envy the physicist and chemist who have such complicated machinery for the study of such simple problems, while we geologists have to probe a whole terrestrial globe and milliards of years of history with a hammer and pocket lens.

All the great enigmas and questions I have mentioned are bound up with the contrast between the deep ocean floor and the continental blocks. The difference between these two realms is much greater than between any two parts of the continents. That is why examination of the much neglected ocean bed is more urgently needed than

continued studies on dry land. By showing the contrast of continent to ocean, the Earth offers achallenging op­portunity for studying its structure and testing hypothe­ses developed from data won on land.

For quite different reasons investigation of shallow seas is no less urgently required.

A high proportion of the rocks exposed on the conti­nents are of sedimentary origin, but an even higher per­centage of geologists are occupied with sedimentary rocks because of the economic importance of fossil fu­eIs. And as the great majority of sediments is of shallow marine origin, it follows that stratigraphers and paleon­tologists, sedimentologists, and most economic geolo­gists are almost exclusively engrossed in the study of marine shallow-water rocks. Even coal geologists are confronted with marine intercalations, especially when their terrain encompasses cyclothems.

Geological science has flourished on the application of the maxim that the present is the key to the past. Therefore, one would expect that of all environments on Earth, the shallow seas must have been most intensively studied by geologists to find out about present-day happenings. But, on the contrary, less time has been spent on work at sea than on volcanoes or glaciers. And although abyssal sedi­ments are practically absent among ancient rocks, and fos­sil beaches are very rare, the lion's share of this meager in­terest in the marine environment has been given to the deep sea and to beaches. What we think we know about neritic and bathyal sedimentation is practically all deduced from the study of ancient sediments. It is little enough, and unhappily much of this is not even correct. The fault lies only partly with geologists because the cost of work at sea is prohibitive. Only since a few years has the oil industry awakened to this shortage in knowledge and started to pro­vide funds. Generous assistance is now also being given by several navies and hydrographic services. Important work in shallow seas, thus, has already been accomplished and the remarkable output in the last few years of papers deal­ing with marine sedimentology testifies to the size and in­terest of this new field of endeavor.

In the foregoing it has merely been pointed out that the field of marine geology is of great extent and that fu­ture results will fertilize other specialities in our science. In the second part of this paper, an attempt will be made to offer something more positive by report­ing on the results of research in which the author has been personally active, the chapter of turbidity currents.

Daly was the first to suggest that, 20 years ago, tur­bidity currents might have played a geological role. Dur­ing the low sea levels of the Ice Age storms must have raised unusual amounts of mud on the continental shelves. Water with suspended mud has a higher density than clear water and must therefore flow down subma­rine slopes. This mechanism must have caused the turbid shelf water of the Pleistocene to flow down the continen­tal slopes and thereby to cut out the submarine canyons. By experiments, the present author showed that the mechanism of turbidity flow is indeed very efficient. There is still no full agreement whether the hypothesis of

canyon cutting is correct, but it is now generally admit­ted that turbidity currents have played an important part in producing and maintaining these submarine valleys, especially their lower ends. Stetson pointed out that tur­bidity currents are possibly of importance in carrying fine sediment to the deep-sea floor. Later, I suggested that this mechanism could also explain the occurrence of deep-sea sands at great distances from the shelf. It is Ew­ing above all else who, with his collaborators, has ap­plied and extended these ideas. He and others have found strong evidence that fine material is carried for hundreds or even thousands of kilometers by turbidity currents and has leveled off the floor of the deeper basins of the At­lantic and the Gulf of Mexico. Broad strips along the margins of the Pacific show the same features.

The only reasonable explanation for the delayed break of submarine cables following earthquakes (Grand Banks 1929; Orleansville 1954) is that of Ewing and Heezen that huge turbidity currents were started. From the timing of the breaks the velocity can be deduced. They found 100 km per hour: a value that, in the opinion of many scientists, is impossibly high for a current.

Bottom samples showing recent deposition of a grad­ed bed in the Grand Banks area, however, provide a strong point in favor of such a current. The great dis­tance from the shelf to which the ocean floor has appar­ently been influenced elsewhere by turbidity flow requires the action to be on a vast scale in size and this naturally means great velocities. Yet a certain conserva­tism in accepting the explanation is justified.

The problem of turbidity currents belonged for 10 years purely to the domain of recent marine geology. But later it became of equal importance for ancient de­posits and paleogeography.

Without knowing of work on turbidity currents, Migliorini had suggested that the Oligocene Flysch of the northern Apennines, the so-called macigno, had been deposited by re-sedimentation from such currents. To­gether, he and the author then worked out this hypothesis for sediments showing graded bedding. Again, experi­ments were the chief tool and these demonstrated that ar­tificial turbidity currents actually do deposit a bed, which at each point shows the coarsest grains at the bottom, gradually becoming finer towards the top.

During subsequent fieldwork, the writer had several excellent cooperators and we were able to add much con­firmation and detail to this explanation of graded bed­ding. There is a close relation between many formations variously called flysch and kulm, macigno and marnoso arenacea in a number of geosynclines, and also certain detritallimestones. These formations are characterized by a combination of more than a dozen typical properties. The most important of these are the following.

Regular parallel bedding of alternating coarse and fine strata: the former usually muddy sandstones of silt­stones with graded bedding, the latter pelagic clays. Then there is ubiquitous striation and fluting of bedding planes below the sands together with load casting com­bined with a variety of tracks and trails.

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Inside the graded beds are seen current ripple with its cross lamination, convolute lamination, shale pebbles. The coarser grains and organic remains tend to be orient­ed parallel to the other features denoting lineation. Sev­eral of these features indicate current directions and these currents are found to be parallel over wide areas and through considerable thicknesses. Slump structures are not infrequent. The negative characteristics are ab­sence of wave ripple mark and all indications of shallow water or emergence, absence of larger-scale current bed­ding, and scarcity of benthonic fossils in-situ. All these properties are satisfactorily accounted for by the hypoth­esis of turbidity currents.

Little is yet known concerning the depth at which re-sedimentation occurs. In the Ventura Basin, Natland demonstrated with Foraminifera in the pelagic shales that depths varied from a few hundred to 2,000 m. In general, indications point to bathyal depths, and this is confirmed by the minimum distances of transport of many dozens of kilometers, which are common.

Together with pupils, the writer has examined current directions over wide areas and this has produced impor­tant paleogeographic evidence. Kopstein discovered the orientation of grains in the current direction while inves­tigating the Cambrian of Wales, wh ich outcrops in an ar­ea of 15 by 20 km around Harlech. After elimination of the folds, the sedimentary directions were found to be re­markably constant. In the Silurian of Wales to the south, the same direction was obtained. In the Kulm of Sauer­land and Harz, Sanders and I found directions, which are in reasonable agreement with what several German geol­ogists had concluded from pebble analyses.

The source of sands for the Flysch-like formations of the northern Apennines has always been sought to the west in the Tyrrhenian Sea. Ten Haaf has shown that from near Genoa to east of Rome the currents were di­rected from the northwest.

The only case found up to the present with strongly variable directions is the lower Paleozoic geosyncline of southern Scotland. This confusion may be only apparent and result from tectonic complication.

From these constant directions it is found that, in the majority of cases, the currents did not run down the sides of the geosynclinal troughs, but lengthwise. This possibili­ty had hardly been considered up to the present in paleo­geographic reconstructions, although obviously there is much in its favor. Nearly all land-locked basins of the present time are being filled from one or both ends. The anticlines bordering a geosyncline cannot deli ver much sediment laterally into the trough, but they must tend to direct the transport towards the ends. Large parts of a con­tinent can supply detritus through rivers, which will usual­ly join the sedimentary trough at its end, not in the middle.

Recently, a reconnaissance of the Oligocene and Cre­taceous Flysch in the Alpes Maritimes was carried out with Fallot. The basement outcrop of Mercantour has al­ways been looked upon as the source of the Flysch gray­wackes. But close study of pebbles has brought little confirmation and the grain size appears to decrease as

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one approaches the supposed source. Current measure­ments have now demonstrated that the great bulk of sand and pebbles must have been derived from a southerly source. This holds even for exposures right on the pres­ent coast, e.g., at Menton and San Remo.

Here the circle can be closed and a return made from paleogeography to marine geology and geophysics. For here we have one of the most striking and direct demon­strations that a deep basin with 2,500 m of water was for­merly aland area undergoing denudation from the early Cretaceous to the late Oligocene. This constitutes irrefut­able proof of the comparatively recent origin of a deep-sea basin. This Ligurian Sea is a perfectly normal part of the Mediterranean, held by many geologists to be the remains of a primeval sea called Tethys. It is all the more striking to find this basin to be so young because there is a large positive isostatic anomaly, and Petterson and Weibul dis­covered a thick layer of unconsolidated sediment in the adjoining Tyrrhenian Sea. Subsidence must have been 4,000 m and another 1,500 m is required before isostasy will be regained. What has caused this huge increase in density in or below the crust of the Mediterranean Sea? A downward convection current is theoretically able to cause the sinking, but, as mentioned earlier, seismic evi­dence favors the absence of a granitic layer. There are oth­er true oceanic areas where formerly land existed accord­ing to paleogeographic evidence. One is tempted to specu­late on how the granitic crust was either changed to basic rock by the opposite to granitization of foundered by sto­ping, or re-crystallized to denser minerals, or split by ten­sional stress and pulled apart by continental drifting. But none of these suggestions is very helpful.

Light is thrown on another problem of marine geolo­gy by the discovery of subsidence in the Mediterranean. The author agrees with Daly that submarine canyons, in general, have been formed by the action of turbidity cur­rents. Shepard has long held the view that these canyons are formed by the drowning of normal river valleys and Bourcart came to the conclusion that this is accom­plished by a down-buckling of the continental margin. For the Riviera and Corsica, the abnormal topography of the submarine valleys provides strong evidence that in these cases Shepard and Bourcart are right. It is the irony of fate that the study of ancient turbidity currents has now brought significant confirmation of subsidence just there where the rival hypothesis of valley drowning was in need of supporting evidence!

A final aspect of the doctrine of turbidity currents is the unexpected help it supplies in certain tee tonic prob­lems. Italian geologists, especially Merla, have arrived at the conclusion that the "argille scagliose" of the Apen­nines are a huge mass of clayey sediment, in which are to be found floating blocks of older rock displaced by gravi­ty sliding and ranging in size up to many dozens of square kilometers. In spite of much evidence in favor of this view it is obviously difficult to find simple proof that is convincing. Now Ten Haaf has succeeded in showing that the remarkably regular and consistent orientation of the current directions in the autochthonous macigno does

not hold for those masses, which have slid. They have been rotated in various directions as much as 90° or even more. This proves in an elegant manner that these "ice­bergs" of rock have indeed been detached from their orig­inal position and that, therefore, the hypothesis of gravity sliding is correct. If the slabs were parts of an overthrust sheet they would not show such variable amounts of rota­tion. At the same time, the mechanism of sliding is ren­dered more clear by the observation that such enormous slabs are not broken up or distorted in spite of undergoing such large lateral displacements and rotations.

It was emphasized at the start that the thesis of all geol­ogy being connected by the action of the marine environ­ment is a strong exaggeration. But the writer hopes to have demonstrated that any geologist who looks further than the head of his hammer or the stage of his microscope will also have to take the wide oceans within the circle of his view.

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I ZUR EINFüHRUNG J

NO REOL06Y WITHOUT MARINE REOLOGY

By PR. H. KUENEN, Ufliwnily of G'OTIin,tn

Summary

A brief review is offered of the man)' problems where knowledge of the ocean Hoars aod of marine processes in shallow water is indispensable for the further advancement of geology. Tbe subject of turbidiLy currents is treatcd in greater detail, to demonstrate the interrelatioD of several aspects of marine geology with sedimentologic and paleogeographic investigations.

It is obvious that the title of this introduction is on the one hanrl an exaggeration and on the other hand not a very startling new point of view. All geo}ogists are aware that many parts of Dur science have something to da with the oceuns. Moreover, it could also be said of several other specialities, sum as age determinations aod paleontology, that they show countless points of eontaet with general geolog)'. Yet, the importance uf marine geology is greuter <lod more universal than many geologists realize. Besides, among the VllriouS brandles of geo­logy the investigation of the sea ha8 been mum negleeted up to a few years ago. And for this reason a great effort is required to catm up on other kinds of geologieal investigation. In the short spa<:e available these two points cannot be fully developed, but an attempt will be made to illustrate a number of aspects. Any geologist will doubtless be able to supplement these from bis own experience.

I will start with geophysies and take seismology to begio with. Deep­foeus earthquakes are limited to the circumference of the Pacific Ocean and the questions arise not only why they are situated there at the oeeanic margin, but also why they are absent around the other oeeans. In any study of the regional distribution of normal earthquakes there is also mum to be leamt from the curious eoncentration on mid-ocean ridges between non-seiamie deep basins.

Even more important is the propagation of seismie waves below the sea Hoor. Recent studies of the dispersion of surfaee waves by EWING and PRESS have brought out marked dHferenees between continental areas and the deep-sea floar, wbidl can only be explained ü the granitic layer is entirely absent from the deep-ocean crust even in the Atlantic. Some oceanic areas are more like continents and, conversely, some basins like the Mediterranean tend to show oceanic structure. Curiously the depth does not appear to be the decisive factar, as one might have expected.

Explosion seismology of the sea fiaor, pioneered by EWING, has shown during the last years that the sedimentary cover of the oeean HoOf is on

1 Geologische Rundsmau, Bd.4.7

Pu. H. KUESEN - No geology without marine geology

There is much to be said for the idea oJfered by HESS that the former geosynclinal structUfe eontinued on the sea Jloor, but that lade of sedi­ment left the part fonning a deep-sea trough empty. When compressed together with the continental geosyncline the resultant structure fwed to rise high above the surroundings, because there was no prism of light rock and hence DO isostatie uplüt.

Few geologists still accept WEGENER'S hypothesis of continental dritt. Thc arguments against bis hold suggestion are partly geological. But they are also derived frorn the geophysical nature of the deep-sea Roor and its thidc sedimentary cover denoting great age. However, it should not be forgotten that the questions wbim WEGENE'Il 80ught to answer, especially those of plant and animal migration, the Permian iee age. und certain homologies on opposite sides of oceans, are now again without answers that are quite satisfaetory. Sunken continents, land bridges. or pole wanderings do not offer very adequate solutions. Further exploration of the oeean bed may lead to more promising hypothe~. ~o less fascinating is the problem whether in the course of geologie

history the eontinents have grown in area at the cast of tbe oceans. Many geologists have aecepted the view that outward growth by the addition of successive orogenie zones has expanded the continents (e. g. WUSON

1954, p. 151. 205). But grave objections eun be raised. All evidence favours the view that the geosynclines in question originated by the depression of land areas and that if the troughs became deep this was not until an advanced stage of development bad been attained. Then the area uf the Preeambrian sbields is relativelv so small that one would have to admit that the assumed grawtb suddenly became 10 times as fast from the Cambrian onwards. Hardly auy arens da show a dear outward suecession of post-Carnbrian orogenie belts. As tbere are no examples of deep-sea sediments occurring at the base of geosynelinal prisms there i5 no good evidence of oceunic arens being incorporated in the eontinents. I am more mc1ined to assume that orogenie activity has case-hardened certum parts of pre-existing continental blocks, and that later geosynclines usually avoid orogenie belts.

A similar fundamental problem is whether the thidmess of the eon­tinents has inereased by the oft repeated horizontal compression during orogenie activities. Denudation at the surface, possibly assisted by mel­ting at the base and tensile stress, have tended to reduce the thidmess again. But between the early Cambrian and the Cenozoic transgressions have been repeated time and again and therefore the elevation above sea level must have remained roughly the same. Tbe obviously higher stand of the continental blodcs at the present time is probably a major, but not an abnormal, regression following the Alpine orogeoy. However, as BUCHER has pointed out. the amount of denudation is largely control­Ied by sea level. Therefore if the amount of water on the earth is increasing, then the thid:ness of the continentaI blodcs must also be growing. And if the amount of water is constant and the oontinents are growing in area then they must a1so be increasing in thidmess. In this

Zur Einführung

the average onIy half a kilometer thick:. More surprising still, tbe MOHOROVICIC discontinuity, whim lies 35 kilometers deep under the con­tinents. is shown to occur at only 6 kilometers below the oeean bottom_ The granitie layer apparently wedges out below the continental slope and is absent from the true oceans, thus confirming the results of seismie surface wave studies and petrology. The thin granitic Iayer, JlOstulated until recently for the Atlantic and Indian Oeeans, does not exist.

The opinion is widely held that the "Moho" discontinuity marks the transition frorn the rigid erust to the plastic substratum, and the oceanic erust would then be almost frighteningly thin. But it may maxk ooly a c:nemical boundary or even a margin below which material of the same chemical eomposition attains a different mineralogical combination of bigher density. In these questions we are toudling at the very founda­tions of our science, also in a more literal sense.

Eam time certain properties of the sea Hoar were postulated on theo­retieal grounds. investigations in situ have upset the picture. A striking example is the How of heat from the earth, whim was predicted to be low on the deep-sea Hoor beeause the granitic layer of the continents was held responsible for most of the heat. Several measurements by BULLARD and REVELLE are now available and consistently give values equal to the average on the continents. Does tbis mean that the sub­oceanic ernst is more radioaetive, or a better conductor, or mmh thinner than was fonnerly supposed? The action of postulated convection cunents in the mantle was attributed by same geophysicists to the C()Qtrast bet­ween radioactively heated continental sections and water-cooled oceanic semons. Obviously this hypothesis must be re-examined in the light of that new discovery. VENING MEINESZ suggests (personal communieation) that the large oceanie heat flow may be a temporary condition connected with a conveetive overtum in the substratum.

With regard to gravity investigations it is weIl known that the possi­bility of the equator being an ellipse could ooly be disproved by gravity measurements in the oceaos as carried out by VENING MEINESZ. Ta bis work at sea we also owe tbe remarkable discovery of narrow belts of excessive negative anomalies closely linked to island ares. The strongly positive anomalies he found in several deep-sea basins are likewise of fundamental importanee. Both phenomena, togetber with a general excess of gravity in the aceans axe linked with the hypothesis proposing con­vection currents in the mantle as tectomc agents or as a force causing continental drift. Local thinning of the granitic crust by stretdring is assumed by some (SHURBET et al. 1956) on the basis of gravity measure­ments.

This leads us away from geophysics to tectonic geology, where some major problems are also bound up with the contrast between continental bIodes and deep-sea Hoor. A question whim has fascinated geologists from the very beginnings of our science, is whether mountain Wains end primarily where they abut on a coast, or whether they have been cut oft later by faulting_

Zur Einführung

manner the amount of juvenile water in hot springs and volcanic exhala­tions becomes of importance.

Sedimentation on the deep~sea floor constitutes an opposite process, because this material is removed from the contioents and allows them to rise isostatically. This in turn exposes deeper layers of the crust. Hence, even a petrologist who specializes in crystalline sdlists has a very real interest in the amount of deep-sea sedimentation because this pro­cess brings his kind of rode: to the surface.

All petrologists are aware of eertain marine geological problems in their Held of study. The high density of the ernst below the deep-sea and the exclusively basaltic eomposition of truly oceanic voleanoes indi­eate that the ocean Hoor has a composition different from the eontinents_ But why then does the andesite line not coincide with the topographie houndary of the PaciHc? Is andesite a product of partial refusion of basalt as HESS suggests? Is the diversity of continental magmas due to eontamination or to conditions favouring gravitative differentiation? These speculations lead to the origin of granite, the most hotly debatcd problem of petrogenesis. The question whether granite is absent from the sub-oceanic crust and frorn mid-ocean ridges becomes of primary impor­tance to petrologists.

VolcanoIogy is not ooly concerned with the petrologieal problems just mentioned, hut poses its own questions. For instance it is not known whether submarine eruptions produce volcanic ash. Then, tbe steep submarine slopes of voleanoes prove that the eoncave proHle of subaeriul zones is the result of denudation. The beheaded volcanoes of the Pacific wbich have sunk a.way to produce ßat-topped seamounts and also the foundations on whim atolls have grown, are of importance not onIy to the eoral-reef problem but also for understanding the properties of the ernst_ The newest data favour the suggestion that each volcano gradually sinks bade into the erust at about 2 centimeters per 1000 yeus. But as far as we know the volcanic islands of Indonesia and the Mid-Atlantie Ridge do not show this tendency to subside. If this actually proves to be the ease a curious contrast with voleanoes on the Boor of bnsins must exist. Is that coIU1ected with the shallow situation of the "Moho" _ discontinuity?

Fluctuations of sea level belang typically to the domain of marine geology, but they tie up with a number of general problems, sum as transgressions und regressions, epirogenic movements, the vexed question of marine and Ruviatile terraces.

There is aseparate braum of geomemistry that I have called geo~ economy, wruch. is concemed with total amounts of substances in atmo­sphere, igneous rodcs, oceans, and the sediments of the continents and those of the deep sea. Besides the question already mentioned of the total amount of free water there are othen, of fundamental importaDce to life on earth, for instance whether the available amount of carbon dioxide can change. Will an inerease due to volcanic activity result in

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PR. H. KUENEN - No geology without marine geology

swifter weathering, as REVELLE suggests, and that in turn lead to more calcium carbonate sedimentation in the deep sea?

Similar problems exist Ior chlorine, hut here instead of sedimentation we have neutralization by sodium derived from weathering of acid rooo. For the majority of substances the principal factar in its geoeconomy i5 whether accumulation in sen water or on the sea floor takes place. Gco­memistry therefore contacts marine geology again and again.

Trus review would be very incomplete iE 00 mention were made how deep-sea sedimentology has recently acquired basic significance for Quatemary geology. The remarkable sediment COles obtained by the use of KULLENBERC'S piston eorer ream Iar ioto the Pleistocene, 80me even attaining Tertiary strata. Grent advances have already heen made towards establishment of a stratigrnphy for the last million yenrs. The analysis of Foraminifera. after the exnmple of SCHOTT' s work on the Meteor sampies. demonstrates the dimatic variations, and UREY'S 0--18 determinations produce astonishing details of paleotempemtures. Absolute chronology in years is also advancing rapidly although a final test of MILANKOVITCH'S

curve cannot yet he made. Unsuspeeted complications are being encountered, sum as the occur­

rence of gaps in the sedimentury eulendar and irregularities when cores are compared with each other. But to find complications piled one over the other is the destiny that geologists share with all investigators of Beld problems. ODe can almast envy the physicist and memist who have sum complicated I11llminery for the study of such simple problems, wbile we geologists have to probe u whole terrestrial globe und milliarcis of years' history with a hammer und podcet lens.

All the great enigmas and questions I have mentioned are bound up with the contrast between the deep ocean floor and the continental blodcs. The diHerence between these two realms is mum greater than between any two parts of the continents. That is why examination of the mum neglected ocean bed is more urgently needed thnn continued stu­dies on dry land. By showing the contrast of continent to ocean the earth oHers a maUen ging opportunity for studying its structure and testing hypotheses developed from data won on land.

For quite different reasons investigation of shallow seas is no less urgently required.

A high proportion of the rodes exposed on the continents is of sedi~ mentary origin, but an even higher percentage cf geologists is occupied with sedfmentary rooo because of the economic importance of fossil fuels. And as the great majority of sediments is of shallow marine oogin, it follows that stratigraphers and paleontologists, sedimentologists and most economic geologists are aImost exclusively engrossed in the study cf marine shalIow-water rodes. Even coal geologists are confronted with marine intercalations, especially when their terrain encompasses cyclo-­thems.

Geological science has flourished on the application of the maxim that the present is the key to the past. One would therefore expect that of

PR. H. KUJi:NEN - No geology without marine geoJogy

Flom the timing of the breaks the veloeity can be deduced. Tbey found 100 kilometers per hoUT, a value that, in the opinion of many scientists, is impossibIy high for a current.

Bottom sampies showing recent deposition of a graded bed in the Grand Banks area, however, provide a strong point in favour of sudt. a current. The greut distance from the shelf to which the ocean floor has apparently been inßuenced elsewhere by turbidity flow requires the action to be on a vast scale in size and this naturally means great velocities. Yet a certain conservntism in aecepting the explanation is justified.

The problem of turbidity currents belongad for ten yea.rs purely to the domain of recent marine geology. But Iater it became of equal importance for ancient deposits and paleogeography.

Without knowin:g of work on turbidity currents MlGLIORlNI bad sug­gested that the Oligocene Flysch of the northern Apennines. the so­called macigno. had beeIl deposited by resedimentation from such cur­rents. Together he and the author then worked out this hypothesis for sediments showing graded bedding. Again experiments were the dUef tool and these demonstrated that artificial turbidity currents ae.1ually do de­posit a bed whidt at each point shows the coarsest grains at the bottom, gradually becoming finer towords the top.

During subsequent fieldwork the writer had several exe.-ellent coopera­tors and we were able to add mum confirmation and detail to this explanation of graded bedding. There is a c10se relation between many formations variously called Flysch und Kulm. macigno and mamoso arenacea in a Dumber of geosynclines and also eertain detrital lirne­stones. These formations are maracterized bv a combination of more than a dozen typical properties. The most i~portilIlt of these ure the following.

Regular parallel bedrling oE alternating coarse and fine strata, the for­mer usually muddy sandstones or siltstones with graded bedding, the latter pelagic days. Tben there is ubiquitous striation and Huting of bedding planes below the sands together with load casting combined with a variety of tracks and trails.

Inside the graded beds are seen current ripple with its cross lamina~ tion, convolute lamination. shale pebbles. The coarser grains and orgaDic remains tend to be oriented parallel to the other features denoting lineation. Several of these features inrucate current directions and these currents are found to be parallelover wide areas and through con­siderable thidmesses. Slump structures are not infrequent. The negative dlaracteristics are: absence of wave ripple mark and all indications of shaßow water or emergence. absence of larger-scale current bedding and scarc!ty of benthonie fossils in situ. All the .. properties are sotisfoetorily accounted for by the hypothesis of turbldity currenbl.

Little is yet known conceming the depth at whic:h resedimentation occurs. In tbe Ventura Basin, NATLAND demonstroted by Foramlnlfera in the pelagic shales that depths varied from 0 lew hundred to two thousand meters. In general. indications point to bathyal depths. and this is con~

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a1l environments on earth the shallow seas must have been most inten­sively studied by geologists to find out about present-day happenings. But on the contrary, less time has been spent on work at sea than on volcanoes or glaciers. And although abyssal sediments are practically absent among ancient rodcs und fossil bea.ches are very rare, the lion's share of this meagre interest in the marine environment has been given to the deep sea and to bellches:. What we think we know ahout neritic and bathyal sedimentation is practically all deduced from the study of ancient sediments. It is little enough and unhappily mum of tbis is not eVE'D correct. The fault lies only partly with geologists, because the cost of work at sea is prohibitive. Qnly since a few years has the oil industry awakened to this shortage in knowledge and started to provide funds. Generous assistance is now also being given by several navies and hydrographie services. Important work in shallow seas has thus already been accomplished and the remarkable output in the last few years of papers dealing with marine sedimentology testifies to the size and interest of this new field of endeavour.

In the foregoing it has merely been pointed out that the field of marine geology is of great extent and that future results will fertilize other specialisms in our science. In the second part of this paper an ll.ttempt will be made to offer something more positive by reporting on the results of research in which the author has been personaUy active. the c:hapter of turbidity currents.

DALY was the first to suggest, twenty years ago. that turbiditv cur­rents might have played a geological role. During the low sea le~els of the Ice Age storms must have rnised unusual amounts of mud on the continental shelves. Water with suspended mud has a higher density than clear water and must therefore fIow down submarine slopes. This mechaD.ism must have caused the turbid sheH water of the Pleistocene to flow down the continental slopes and thereby to cut out the submarine canyons. By experiments the present author showed that the memanism of turbidity flow 15 indeed very efncient. There is still no full agreement whether the hypothesis of canyon cutting is correct, but it is now gene­rally admitted that turbidity currents have played an important part in producing ond maintaining these submarine valleys, especially their lower ends. STETSON pointed out that turbidity currents are possibly of impor­tance in carrying fine sediment to the deep~sea floor. Later I suggested that this memanism could also explain the occurrence of deepwsea sands at greot distance. from the shelf. It is EWING above all who, .with his collaberotors, has oppüed and extended these ideas. He and others hove found strang evidence that 606 material is carried far hundreds or even thousands 01 kilometers by turbidity currenbl and has leveled off the Haar of the deeper basins of the At1antie and the Gulf of Mexieo. Brood strips along the margins oE the PadRe show the same features.

Tbe only reasonable explanation for the delayed break oE submarine cables following eorthqualces (Grand BanIcs 1929, OrlearuvlUe 1954) is that of EWING and HEEZEN. that huge turbidity currents were started.

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firmed by the minimum distances of transport of rnany dozens of kilo­meters whim are common.

Together with pupils the writer has examined current directions over wide areas and this has produced important paleogeographic evidence. KOPSTEIN discovered the orientation of grains in the eurrent direction, while investignting the Cambrian of Wales. wbich crops out in an area of 15 by 20 kilometers around Harledt. Mter elimination of the folds the sedimentary directions were found to be remarkably constant. In ~he Silurian of Wales to the south the same direction was obtained. In -the Kulm of Sauerland and Harz, SANDERS and I found directions which are in reasonable agreement with what several Gennan geologists had con­cJuded from pebble analyses.

The source of sands for the Flysc:h-like fonnations of the northem Apennines has always been sought to the west in the Tyrrhenian Sea. TEN HAAF has shown that from near Genon to east of Horne the currents were directed from the northwest.

The only case found up to the present with strongly variable direc­tions is the lower Paleozoic geosyncline oE southem ScotJand. This con­fusion may be only apparent and result from tectonic complication.

From these constant direetions it is found that in the majority of cases the currents did not run dovyn the sides of the geosync1inal troughs but lengthwise. This possibility had hardly been considered up to the present in paleogeographic reconstructions, although obviously there is mum in its favour. Nearly all land-locked basins of the present time are being fiUed from one or hotb ends. The geantidines bordering a geosyncline c:.mnot deliver much sediment laterally into the trough but they must tend to direct the transport towards the emis. Large parts of a continent cun supply detritus through rivers whim will usually join the sedimentary trough at its end, not in the middle.

RecentIy, a reronnaissance of the Oligocene and Cretaceous Flysch in the Alpes Maritimes was carried out with FALLOT. Tbe basement outcrop of Mercantour has always been looked upon as the souree of the Flysm graywadces. But dose study of pebbles has brought little connr­mation and the grain size appears to decrease as one approames the supposed source. Current measurements have now demonstrated that the great buJk of sand and pebbles must have been derived from a southerly source. Tbis holds even for exposures right on the present eOa5t. e. g. at Menton and Sanremo.

Here the circle can be closed and a return made from paleogeography to marine geology and geophysics. For here we have one of the most striking and direct demonstrations that a deep basin with 2500 meters of water was formerly a land area undergoing denudation from the early Cretaceous to the late Oligocene. This constitutes irrefutable proof of the comparatively recent origin of a deep~sea basin. This LigurJan Sea is 0 perfectly normal port of the Mediterranean, held by rnony geologisbl to be the remains of a primeval sea called Tethys. It is all the more striking to Hnd this basin to be 50 young because there is a large positive

Pu. H. KUENEN - No geology witbout marine geology

isostatic anomaly, and PETTERSSON and WEI6UL discovered a thidc layer of unconsolidated sediment in the adjaining Tyrrhenian Sea. Subsidence roust have been 4000 meters and another 1500 is required befare isostasy will be regained. What has caused this huge increase in density in or below tbe ernst of the Mediterranean Sea? A downward convection eur­rent is theoretica1ly able to causa the sinking, hut ns mentioned enrlier seismic evidence favours absence of a granitic Iayer. There are other, true oceanie areas where formerly land existed according to paleogeo­graphie evidenee. One is tempted to speeulate on how tbe granitic erust was either manged to basic rode: by tlle opposite to granitisation or foun­dered by stoping, or recrystallized to denser minerals, or' split by tensional stress und pulled apart by continental drifting. But none of these sugges­tions i5 very helpful.

Light is thrown on another problem of marine geology by the dis­covery of 5ubsidence in the Mediterranean. The author agJ"ees with DALT that submarine cunyons, in general, have been fonned by the action of turbidity eurrents. SHEPARD has long held the view thnt these canyons are forrned by the drowning of normal riveT valleys and BOU'RCART eume to the conclusion that this is accomplished hy a down-budcling of tbe continental margin. For tbe Riviera und Corsiea the abnormal topography of the submarine valleys provides strong evidence that in these cases SHEPABD and BOURCABT ure right. lt is the irony of fate that the study of ancient turbidity currents has no.w brought significant conBrmation of subsidence just there where the riyal hypothesis of vaUey drowning was in need of supporting evidence!

A final aspect of the doctrine of turbidity currents is the unexpected help it supplies in certain tectonie problems. Itallan geologists, especially :\-IERLA, have arrived at the conclusion that the "argille scagliose" of the Apennines are a huge mass of da.yey sediment, in whidl ure to be fOllnd floating blodcs of oider rode displaced by gravity sliding and ranging In

size up to many dozens of square kilometers. In spite of mum evidence in favour of this view it is obviously düSenlt to find simple proof tbat is conVincing. N ow TEN HAAF h~ succeeded in showing that tbe remarkably regular and consistent orientation of the euerent directions in the autoch­thonous macigno does not hold for those masses wbim bave slid. They have been rotated in various directions as mum as 90° or even more. This proves in an elegant manneT that these ice bergs of raci have indeed been d.tadt.d from their original position and therefore that the hypo­thesis of gravity sliding is correct. If the slabs were parts of an over­thrust sheet they would not show smn variable amounts of rotation. At the same time tbe memanism of sliding is rendered more clear by the observation that sum. enormous slabs are not broken up or distorted in spite of undergoing sum large lateral displacements and rotations.

It was emphasized at the start !hat the thesis of all geology being connected with the action of tbe marine environment is a strong exag­geration. But the writer hopes to have demonstrnted that any geologist who looks further than the head of bis hammer or the stage of bis micro-

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s. Arrhenius . R. Lachmann

The physieal-ehemieal eonditions relating to the formation of salt deposits and their application to geologie problems Geol Rundsch 3:139-157

Translation received: 28 February 2002 © Springer-Verlag 2002

Already today, several years after the completion of the well-known Van't Hoff studies on the formation of the oceanic salt deposits 1, not their experimental results, but their application to geologie conditions require renewed investigations. This need is a result of the increasing un­expected geologie observations, which follow explora­tion for potash deposits.

As is weIl known, Van't Hoff based his studies on the deposits of the Zechstein salt profile of Stassfurt from which it was assumed that in its shape and content the original salt sediments of the Zechstein time were pre­served. With the expansion of the knowledge derived from mining operations deviations became more obvi­ous, so that the monograph of Beyschlag-Everding, "On the geology of the German Zechstein Salt", published on the occasion of the 10th Mining Congress of the year 1907, recognized three distinct types of deposits in addi­tion to the Stassfurt deposits themselves. The point of view has been presented that the observed deviations can be derived from purely geologie factors, such as erosion during Zechstein time and later mountain folding of the original Stassfurt type.

Soon this contradiction became apparent from consid­erations of the physical chemistry2, which opposed so me of the noted conclusions relating to the composition of the potash deposits and doubts were expressed that thc potash deposits may be explained as a result of mechani­cal processes through mountain building3.

It seemed, therefore, opportune to take up several im­portant points relating to the question of salt deposits that express the current differences of opinions that are still unclear and need new solutions from the physical and geologie points of view. In the following, the geo­logical viewpoints will be described that led to agree­ment between the authors in letters of exchange4. The

Translated by Gerald M. Friedman

G.M. Friedman (~) Northeastern Science Foundation Ine., 15 Third Street, P.O. Box 746, Troy, NY 12181-0746, USA e-mail: gmfriedman@juno.eom

questions that will be discussed are the temperature of formation of the German potash deposits, the cause of the strong inner deformation of the originally horizontal sedimentary layers, and finally the origin of the peculiar salt domes (ekzemes), which in North Germany, as in other places on Earth, have brought salt masses from great depths to near the surface.

Conditions of sedimentation of the salt deposits

The difficulty of temperature determination is based on certain kinds of salt combinations, especially sylvite and kieserite, in addition to rock salt and anhydrite of the German potash deposits, which according to the research of Van't Hoff can only form at temperatures above 70°. However, the actual climate at the time of formation of the potash deposits at the end of the Paleozoic was espe­cially low. This low-temperature climatic setting applies especially to the area of Germany.

The time of the Triassie is weIl known as one of the most extensive periods of inland glaciation, which is evi­dent from the study of Earth's historys. Glacial deposits have been found in South Africa, northwest India, and southeast Australia. Local mountain glaciation is known perhaps from Westphalia (Germany), Cameroon, and southern Brazil. If one wishes to explain the undoubted glacial deposits through the movements of the south pole into the middle of today's Indian Ocean (Oldham, Kreichgauer, and Penck), then the difficulty is the lack of glacial deposits at the location of the former North Pole (Frech, Koken), which must have been in Central Ameri­ca. Here the faunal presence (fusulinids and extensively developed brachiopods) suggest a warm climatic setting.

The displacement of the North Pole of 70 to the 170° meridian would allow the equator to cut through the German Zechstein sea, so that the presence of high tem­perature would gain probability. But even here faunal and geographie reasons suggest a lower temperature and point to one of the present congruent locations of the North Pole.

The German Zechstein Sea formed in the geographie sense an "inland sea", which moved across from Russia in a western direction through North Germany to East Anglia (in England). This sea cuts into a large North Atlantic continent, which stretched from western Europe via Greenland to North America. To the south it was washed by a large Mediterranean Sea, which itself was separated from the Zechstein Sea by a peninsula that stretched to the east all the way to Russia.

At the northern shores of this Mediterranean Sea (Bellerophon limestones of southern Tyrol, Sosio limes of Sicily) the fauna has a close relationship with Asiatic forms and shows through its rich development a warmer climate, which was governed by marine currents from the southeast. By contrast, the fauna of the German Zechstein is a relict fauna, which existed only under un­favorable conditions and was exposed to the influence of cold marine currents that moved along the eastern mar­gin of the North Atlantic continent and may be responsi­ble for the leanness of the climate. In the same sense may be explained the relationship of the Zechstein fauna with the slightly older animal forms on Spitzbergen.

The access to the German Zechstein Sea at the Dwina, an island located opposite, which was settled by a Glossopteris-Gangamopteris fauna, which flourished also at the latitudes of icy terrain.

We have, therefore, the right to designate the animal world of the German Zechstein by comparison with the conditions of the well-developed climatic zones as "arctic" or "subarctic".

The average atmospheric temperature from the geo­logie standpoint was probably below 10°C. The present annual isotherm of this area is 9°C.

For several reasons we hold the view that the precipi­tation of the Zechstein salt was from the Zechstein Sea and related to a continental origin (Walther). First there is a spatial identity between the spread of the salt depos­its and the well-known spread of marine sediments. Also, except for the fossils (petrifactions) in the salt mud, which are enclosed in the salt deposits, the Zechstein salt is accompanied both above and below by marine sediments, which only to the west are spread out somewhat farther than the saline deposits. There is, therefore, from the geological distribution of the salts, no doubt that the marine origin, based on the well-known theory of Ochsenius, should be doubted.

The opponents of this view base themselves on the ob­servation that at the present time no large-scale salt de­posits are forming where parts of the sea have become isolated, and that the salt deposits contain no fossils (petrifactions). This point of view may be opposed that in the present distribution of water and land, inland seas at the margin of the sea-washed continents, cold marine cur­rents are not present, so that the geographie conditions for the isolation of large and shallow seas in arid climates do not exist. That such conditions are necessary for the for­mation of salt deposits of any kind has been emphasized correctly by Walther. The absence of large-scale salt de­posits in many geological formations presents evidence

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that there was not at all times the possibility for sedimen­tation, leading to the formation of salt deposits. Accord­ingly it is not surprising that today, impure, and, as a re­sult of winter erosion, only small salt deposits are formed in terrains of steppes on continents that do not recall the profiles of the German salt deposits.

To explain the lack of fossils (petrifactions) in the actual salt one needs to study only the cross seetion of the Russian Narrows to the sea, which have been inter­preted as sufficiently wide for communication to the ocean. Then it is understandable that the precipitation of salt in the Zechstein sea progressed slowly, so that the indigenous organisms of the sea had enough time to move away because of the unfavorable living conditions, or they died out.

The lack of planktonic animals is not surprising because they may have been retained in the entrance channel in Russia, or in branches thereof, where they are still unknown.

For the apparent disagreement of the chemical nature between the bar theory of Ochsenius and the crystalliza­ti on scheme of Van't Hoff there is, we believe as ex­plained below, a satisfactory explanation. Therefore, there is lack of reason to deviate from the old concept of the unity of all salt deposits, wh ich in no way breaks down into individual salt pans; moreover the lack of products of erosion, especially the amount of accumulat­ed salt, against which Walther made the effort to explain the Zechstein salt deposits to be of continental origin.

I would like to explain the last objection by means of a few numbers. Assurne, approximately, the average amount of anhydrite and gypsum in an undisturbed Zechstein profile to be 50 m and estimate the original distribution of the formation in Germany and its immedi­ate surroundings to be 250,000 km2, so one obtains the amount of 12,500 km3 of calcium sulfates.

As the sediments of the Zechstein Sea broke into the North Atlantic continent only shortly before deposition of the salts, as a result of tectonic movements, as Koken assumed, where they were exposed in a relatively sm all land stripe, so that the derivation of this sediment by evaporation of the sea at an average depth of 500 m can produce only a 200th part of the observed mass. One asks in vain where this relict of flattened Variscian mountains and eruptive rocks and tuffs of the aggregated North Atlantic continent derived additional amounts of dissolved gypsum.

One should recognize that if the desert terrain was the source of the dried-up salt of a continental platform transgressed by a shallow sea one should recognize that, even if everywhere the desert terrain was derived from the dried-up salts of a shallow sea that transgressed across the continental platform, before concentration in the direction of the German depression began, then the desert terrain must have stretched across an area of approximately 50 km3!

We believe, therefore, that we must maintain OUf

concept that a steady process of precipitation of the Zechstein salt deposits took place in apart of the sea that

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connected with the ocean through encumbered commu­nication as a result of tectonic processes. We want to in­vestigate if the aforementioned salt combinations and mass relations can be explained by application of actual geologic processes as occurred in the past.

For sylvite and kieserite to occur next to each other in salt, according to Van't Hoff and Meyerhoffer, a temper­ature of at least 72° at the time of formation was neces­sary.

One could use the example of the Medvesees (Lake) in Hungary, where such temperatures at temperate lati­tudes are known, and an actual measurement of 71 0 has been made. This fact can only be explained in that satu­rated salt water is covered by a layer of fresh water, which excludes evaporation and, therefore, also vapor­ization6. However, one has to find another explanation. Without a doubt, unfortunately, one has to understand the existing quantitative deviations that exist in the ratios of the masses of salt in the ocean and salts in the Stass­furt profile. Looking at the numbers, these deviations may be expressed as follows: in proportion to the rock salt the first precipitated lime salts are at an approxi­mately sixfold quantity, whereas the easily soluble calci­um and magnesium salts make up only one-third. Large amounts of magnesium chloride, as weIl as a sequence of easily soluble rare components of seawater, especially iodine salts, are not even present.

Purely geographic factors explain the circumstances. Already in the sequence of lithification of the mother­water there may be an interruption of precipitation, as the eolian sediments are introduced, which together with traces of newly brought-in seawater determine the com­position of the salt mud.

Secondly, one has to think of a change in climate, such that the humidity of the air prevents further evapo­ration.

It is also possible that some of the easily soluble salts are dissolved and removed by compaction during di­agenesis, which will be discussed later.

On the other hand, processes of diffusion that affected various levels of concentration in the water of the basin and could have reintroduced the more soluble salts into the ocean through the Russian narrows, could not have played an important role. These movements would have advanced so slowly that even in geologic times at dis­tances of only several kilometers they would not have been noticeable.

Several differences in concentration would last only so long until precipitation of the first salts would take place because stirring during sinking of the salt mud obliterates the contribution of diffusion currents. A re­turn diffusion of salts across the barrier would only re­sult in dilution of the water, i.e., a return dissolution could perhaps follow. The few rain drops that fell must have had large effects.

In addition, one could explain the fine laminae or beds of many potash-salt deposits with the supposition that stratified layers of different salts reached saturation one after the other and that, therefore, the layered struc-

tures resulted7. The assumption is probable that different salts precipitated penecontemporaneously from a solu­tion at the surface, and that already prior to precipitation a differentiation took place, be it through specific weight, grain size, or friction resistance of the salt mud particles of the mother-water.

Diagenesis of salt rocks

From what has been said it must appear that great diffi­culties are apparent in bringing the present composition of the potash deposits into agreement with their proba­ble mode of formation. Moreover, new difficulties arise in explaining diagenetic changes that the salt deposits have suffered since their formation. This observation is in contrast to mechanically deposited sediments that have retained their parallel layering, even where moun­tain building has deformed the rocks strongly, and the original layering of the clastic rocks is still recogniz­able. The extent of the deformation increases, as shown elsewhere8, in Zechstein salts, and especially in easily soluble salts, i.e., carnallite deposits, and one finds here the distorted "strings" of kieserite that miners call "worms".

The opinion was voiced until recently that tectonic forces generate the observed undulations. Everding9 not­ed that the differences in diagenesis must be sought in the different degrees of plasticity of the salt masses sub­jected to tectonic pressure. But, according to observa­tions in nature, carnallite, as compared with rock salt, should be the more plastic material. However, experi­ments of Rinne have taught us that, in reality, pressures on carnallite cause only incomplete diagenesis, whereas rock salt suffers complete plastic diagenesis lO.

A further objection against the application of these experiments of the observed diagenetic changes in salt deposits noted that the deformation of crystals in rock salt deposits has apparently nothing to do with the defor­mation of layers. With such bent rock salt knots, as ex­emplified by the carnallite deposits of Salzdetfurth 11,

curved sights of equally bent rock salt crystals are not observed. The development of streaks of translation and irregular bordering surfaces of crystals in the salt mass­es l2 , whose appearance may be created through mechan­ical pressure or as a result of encumbered recrystalliza­tion, must be separated from the deformation of layers whose cause may be recognized at best as diagenesis of the salts as a result of volume changes.

Also, the formation of the so-called conglomeratic carnallite may best be explained by physico-chemical in­fluence.

Everding was the first to point to the strange circum­stance that, in the great majority of cases, carnallite does not occur in fine alternating layers with rock salt and ki­eserite, but is present as matrix in tuff-like, bedded, or completely structureless rock, in which small to meter­size blocks of rock salt and fragments of kieserite, an­hydrite, and salt mud are enclosed.

It is undoubted that at the first consideration, if one expects masses of tuff one is reminded of the irregular layering of debris flows, or of the erratic sediments of roaring wild brooks. More difficult is the comparison with marine shoreline conglomerates that, however, never attained such huge thickness 13 . It must also be mentioned that the correlation of observations on in­soluble rocks with salts must be made with caution.

Prom direct observations it is hardly possible to deter­mine how rubble of rock salt looks as a recycled of depos­it, because erosion of rock salt today leads only to dissolu­tion, or to landslides as a result of undermining. The ob­servations of Kaiser in eardOna14, or the experience in rock saIt quarries in which rock salt is obtained through the Sol method, make one thing sure that the mechanical erosion of salt rocks as transported through water or solu­tions does not involve etching. Eroded and transported salt deposits must at their second depositional site accumulate in the form of a chaos of broken-up angular and partially dissolved cones and edges, if mechanical transport has ac­tually taken place, but they could ne ver assurne the shape of well-rounded boulders in the way they are found today in weathered exposures of potash mines.

It is also most unlikely that the salt mud should assurne the observed solid fabric of boulders shortly after deposition, which is caused by long-Iasting loaded mountain pressures.

Other objections derived from simple geologic con­siderations that these deposits relate to the surface are pointed out elsewhere 15 .

Opposing the interpretation of Everding, the proposal was made that the shape of the deposits of the rock salt, which resemble tidal channels of the North Sea tidal set­ting as well as bedded carbonate deposits, can be ex­plained genetically and that the origin of these deposits is autochthonous. The apparent conglomerate must then be interpreted as concretions of the involved mixtures in a mother-water of magnesium chloride.

Because it is evident that all shapes of the potash de­posits were the result, to a large extent, of later diagenetic processes, and it is not easy to understand how the move­me nt of waves can separate the different salts, and how the same kinds of crystals are converted to fragments and flakes, so this concept has been abandoned and instead the concept is outlined below, which likewise agrees with the geologic requirement that the solid rock salt and car­nallite are autochthonous.

It is a sure result of many observations that the salt of the potash deposits can be attributed to a large degree to reciprocal displacement. We recognize here not so much an appearance of plasticity of the crystals in a mechani­cal sense, but more likely the attribute of soluble bodies, which touch their solution and are removed from their place of origin through recrystallization. This process causes deformation of the layers for which not even high pressures are necessary, provided the effective processes are active continuously16. The best comparison is with the movements of glaciers, as Pfaundler has related with recrystallization many years ago l7 .

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The deformation of the original horizontal layers reach their maximum in isolated salt blocks mined in the northern German lowlands and have been discovered over the last two decades. They represent such a big con­trast to the flat twists of the deposits of the German cen­tral chain of mountains, and moreover to the North Euro­pean host Variscan formations, that one does not need the usual tectonic explanation, especially as one com­pares the occurrence of salt domes in Louisiana, Aigeria, Siebenbürgen18, and the sure knowledge obtained with the aid of deep borings in AllertaP9, where the relation­ship is apparent of a salt dome to its source, and the outer form of the salt masses provide an explanation of the origin.

Temperature determination

Based on the previous explanations we can combine per­ceptions to obtain the following genetic view.

The potash deposits of the German Zechstein accu­mulated as a result of evaporation of part of the sea that was in partial communication with the ocean and ex­posed to an arid continental climate. The composition and temperature of the solution was more or less homo­geneous during the processes of lithification. The tem­perature of the solution approximated that of the atmo­sphere, which from a geologic point of view was about 10 oe. This assumption is not contradicted by the chemi­cal evidence, rather we believe that we have evidence that the temperature never exceeded 25 oe, maybe it did not reach 20°. According to Van't Hoff's data there is no difficulty to infer that today's potash deposits may have been derived from the crystallization diagram at 4.5 oe. That means that the evaporation during the lowering of the temperature decreases and becomes less, and is not questioned at such a low isotherm.

The precipitates of the restricted sea will yield at 10 oe the following salt profile at its depositional site:

Region

Region of bischoffite

Region of camallite Region of kainite Region of reichardite Region of polyhalite Region of gypsum Region of basal gypsum

Composition in quantitative sequence

Bischoffite, reichardite, rock salt, camallite

Camallite, reichardite, rock salt, kainite Kainite, reichardite, rock salt Rock salt, reichardite, kainite Rock salt, polyhalite Rock salt, gypsum Gypsum

It is most likely, that the process of precipitation was in­terrupted by one of the noted causes, before the region of bischoffite and partially the carnallite region could form.

The potash salts were covered by salt mud and, from the younger salt sequence, they were further covered by the clay of the upper Zechstein and the sandstones of the lower Triassic.

Approximately during the middle of Buntsandstein time, the thickness of the overlying beds amounted to 700 m, and the temperature of the saIt sediments had

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risen to 32°C20. At this temperature the reichardtite breaks down into kieserite (MgS04 H20) and 6 mole­cules of water. A molecular increase in volume of 11 % takes place, followed by a contraction of not less than 62% in the course of a long period of time during the evaporation of the water.

It seems apparent that these large-scale volume changes would not take place without major twists, even in the surrounding beds, as a result of ejection of water that stood in contact with the saturated solution. Frac­tures formed along the joints of the beds of the former reichardtite, which filled for the most part with a solu­tion of carnallite and magnesium chloride. In the solu­tions, the transformation of gypsum layers must have taken place, whose point of change to anhydrite at a sodium chloride and mother-water saturation solution was at approximately 25°C.

The rock salt layers deformed through recrystalliza­tion and created undulating shapes, especially in the area of today's kieserite and polyhalite regions and in the bedded carnallite deposits.

The intensity of deformation is dependent on the speed of the processes of transformation and evaporation to the extent that the largest deformations appear as soon as the removal of water affects large masses penecon­temporaneously, and the evaporation can not keep up with it. Today, in undisturbed deposits of the kieserite re­gion, the transformation follows a molecule-to-molecule reaction in that the kieserite crystals attach themselves to those already transformed and the ejected crystal water is distilled and slowly evaporated through the fabric of the newly formed fractures that move towards older beds.

The second impulse towards transformation was the temperature of 65°C, corresponding to a thickness of the cover beds of approximately 1,500 m during Muschelkalk or Keuper time.

Now the gypsum that has not yet been transformed had to give up its water because the transformation to calcium sulfate by itself was at the indicated tempera­ture2l .

During the transformation, the increase of the molec­ular volume amounted at first to 12% and subsequent contraction was 24%; this transformation resulted in the so-called annual rings of the anhydrite region.

The increase and decrease in volume had naturaBy to take place at the same rate, but at different times in the compact anhydrite, which was the floor and the ceiling of the older Stassfurt salt sequence. If the inner deforma­tions are only of apparently minor effect, then it is evi­dent that the process of deformation affects primarily in­homogeneous salt rocks, and that first of all the recrys­tallization of the passively participating salt displays the transformation that has occurred22.

It is clear that, today, after the Zechstein formations have moved up again into a higher position, at depths of less than 2,000 m, anhydrite represents the unstable modification of calcium sulfate. Aretransformation into gypsum, however, can only occur where the anhydrite is in contact with fresh water, not with salt solution. In in-

tergrowth with rock salt, anhydrite becomes the stable form al ready at depths of several hundred meters.

Corresponding to the theoretical introduction, we ob­serve the following: (1) In the zone of water migration above the salt domes occurs the deposit of gypsum that is near the rock salt (see Everding: zur Geologie der deut­schen Zechsteinsalze [Geology of the German Zechstein salts] Abh. d. geol. Landesanst. Neue Folge, Heft 52, Table 11, Fig. 4); (2) In the salt mass, the mineral is an­hydrite. (3) At the base, the rock saIt mass is anhydrite.

Here one should find, at least in part, the change back into gypsum because fresh water would circulate in the different joints, at least at some distance. That is how one would explain the Mansfield deposits in which boreholes have shown that the base anhydrite contains gypsum lay­ers. As an example, we have looked at the following bore­hole, Amsdorf 6, which the directors of the Mansfield mines and quarries have placed at our disposal.

Bohrung No. 6 bei Amsdorf. +86,407 m over NN

16.30 m 75.70 m

163.70 m 212.00 m

1,288.90 m 1,291.50 m 1,295.00 m 1,302.00 m 1,303.30 m 1,322.00 m 1,337.00 m 1,378.50 m 1,382.00 m 1,382.54 m 1,383.00 m

Sand with gravel Clay with gravel Buntsandstein Gypsum Older rock salt Anhydrite Stinkstone Stinkstone with gypsum Pure gypsum Anhydrite with stinkstone White crystalline rock salt Anhydrite Zechstein and Fäule Kupferschieferflötz Weissliegendes

Diluvium Tertiary Buntsandstein Upper Zechstein Upper Zechstein Middle Zechstein Middle Zechstein Middle Zechstein Middle Zechstein Middle Zechstein Middle Zechstein Middle Zechstein Lower Zechstein Lower Zechstein Rotliegendes

Because of the strong delay in the ejection of the water from gypsum it seems most probable that the evapora­tion of the water was not yet completed when, at a fur­ther burial of 250 m of sediments, the limit of transfor­mation of kainite to carnallite at 72° was reached.

The precipitation of carnallite occurred by consump­tion of the solutions involved in the previous processes of transformation, which had remained in the fractures and which, like the modern "original solutions", must have been composed of magnesium chloride.

Where it lacked solutions, the transformation of car­nallite did not occur, and with a further increase in tem­perature (up to 83°) a mixture of sylvite and kieserite de­veloped, which is the modern hard salto

The volume increase amounts here to only 1.1 %, dur­ing the formation of carnallite 5.5%, and the volume de­crease after the evaporation of water was 13.5%.

The effect of deformation at this time was important because the formation of new potash salt is preceded by a total dissolution, and because the transformation is more enhanced than in the formation of kieserite and an­hydrite.

Where hard salt formed, the melting away of kainite reached large parts of the deposit.

The rock salt banks, originally interbedded with kainite, separated from the melting kainite masses and

formed the so-called "descending" rock salt, which is characteristic of some hard salt deposits. This observa­tion explains the enrichment of potash deposits in hard salto In carnallite, the chilling after the kainite melting process seemed to have been discontinuous. To a large part, the structure was completely destroyed and in the groundmass of carnallite, in addition to the rest of the broken-up rock salt deposits and salt-mud pieces, con­cretions were formed composed of rock salt, kieserite, and anhydrite. We use the term "carnallite mixture" be­cause the concept of conglomerate (Everding's main salt conglomerate) involves mechanical transportation.

It seems apparent that for certain layered carnallite deposits, as found typically in the roof of the conglomer­ates in Stassfurt, Salzdetfurth, and Wilhelmshall, one can accept an original formation. If this concept fits, then the here-observed deformation of kieserite will point to the strongly f100ded magnesium sulfates that were parage­netically removed with c arn allite , which in the 25° dia­gram of Van't Hoff, does not yet apply. Only at 18° does kieserite disappear23 .

From this demonstration one may conclude that, with the chemical evidence, the higher temperature boundary for the original precipitation was approximately 20°.

Besides sylvite and kieserite, the occurrence of lang­beinite showed that at least in some parts of the deposit warming of the temperature by the Earth exceeded 85°.

The described processes of transformation are not re­versible in the sequence of later removal and cooling of the salt layers. The large masses of removed water are meanwhile evaporated or pressed out of the transformed layers as a solution of magnesium chloride. The strong expansion of the volume during the reverse formation may have been helped because the fractures were com­pacted, and the transformation was confined to parts of the hanging wall area. Also the formation of gypsum at a depth of 1,300 m, which was discussed earlier, must be included with the phenomena of the formation of the cov­er. At another place24, evidence was presented that the de­formations are older throughout than the mountain build­ing. This observation is easily understandable according to the concept developed here, which places the develop­ment of the inner deformations back in the Triassic.

Explanation of the Ekzeme

As the critical force in the formation of salt domes we have recognized the upward-drive (buoyancy) of the salt25 , i.e., a vertical force that can be recognized as an effect of the Earth's gravity, which attacks the salt mass­es in its center of gravity and moves them upward with respect to the surrounding and specifically heavier Earth masses.

We have a small expression of isostasy of the crust of the Earth. Buoyancy can only be present if the salt or its cover strata have undergone displacement.

The mobility of the salt masses is based on the ease of recrystallization at continuous differences in pressure.

67

Under less-pressured cover strata, among which a loos­ening of the fabric of the salt layers occurs, a molecular addition of dissolved material from more strongly pres­sured regions takes pI ace, which re-precipitates at sites of less pressure to compensate for the tension. The result is a slow movement of salt material from sites of disso­lution to sites of precipitation.

The differences in pressure are, of course, generated from the outside. The causes may be of tectonic nature or brought about by groundwater.

The driving of the salt upwards, as a result of moun­tain building, can be recognized from suture lines be­tween the different basins of subsidence of north and middle Germany26, which developed an "ekzematic" swelling. The thicknesses of the older rock salt, which is found in the borehole near Unseburge in the Stassfurt saddle ridge, is without doubt explained by such an in­f1uence.

Similar examples are known from Dorm, under the forest of Hildesheim and in the area between Freden and Eime.

The northwest-trending rocks of the ekzemes, which occur north of Hanover, are derived from such deformed saddle ridges as a result of the upward movement of the salto Near Beienrode and Wunstorf (Sigmundshall) there can be no doubt that the vertical northwest-trending salt pillars may still be designated salt ridges or "row­ekzeme" derived from them, because these differences betray only the position, but not the shape of their mode of origin.

Kirchmann recently described a second form of tec­tonically emplaced row exzemes. Such a form was built in the Allertal: not on the saddle ridge, but on a flexure that developed in early Jurassic time at the latest.

The age of the exzemes can be determined in many examples through processes of transgression. Especially at times of negative shoreline displacement, in the strug­gle between the upward drive of the salt and its dissolu­tion through groundwater, the upward drive is a victor, then hills and domes formed in the landscape over the salt, which averages I km in diameter. Such hills are known in the coastal plains of the Gulf of Mexico under the name of "isles". They are also present, even if less evident, in northern Germany near Lüneburg, Segeberg, in the North Sea (Helgoland), and in Posen (domelike rise of ground near Hohensalza, Exin, and Wapno). The example of Helgoland explains how such risen ground above ekzemes may be recognized through transgression of the sea across older cover strata. In Louisiana, marine sediments accumulate directly on ekzeme salt following a minor movement of the shoreline.

A similar event happened in the Allertal during the middle Keuper where, today, following achanging histo­ry of the salt occurrence, the sediment has remained, in the removed ditch above the salt body.

The occurrence in the Allertal is not unique. A trans­gression of middle Keuper can be proven at Fallersleben and even older (Middle Muschelkalk) is a similar occur­rence of an already "scarred" ekzeme in Niederhessen,

68

about which a more detailed report will be given in the near future.

The actual area of distribution of the salt domes is the Northern German depression, where they commonly occur completely isolated. The difficult question now to be resolved is whether through the concealment of the subsurface these occurrences in their setting can be pre­determined tectonically, even though their mode of for­mation can not be predetermined. The question is not re­solved by relating a "Hercynian" line through Lüneburg and Helgoland, a line that in good faith one must accept.

By comparison of the borings and exposures obtained through mining in the Bernburg Plateau in the neighbor­hood of Bleicherode and in the marine setting of Mans­field one can recognize that even without tectonics strik­ing thickness variations of the Zechstein salt deposits may occur.

With salt domes in depressions one can explain their inner and outer shape for examples, and in many cases probably also their position, but not through mountain­building processes, but instead through the effect of groundwater27, which physically seems explainable.

The effect of the upward drive of the salt is, in indi­vidual cases, first dependent on the conditions of friction of the rising salt bodies. It is obvious that under condi­tions of upward convergence of the border surfaces the salt dome is soon forced to stop. This case applies, for instance, to the Fallersleben ekzeme, which at the top is surrounded by cover layers that dip 20-50° and, because gypsum was deposited in Keuper time, has apparently grown only little.

In other examples, the salt dome has a vertical, even overturned position in comparison with its surroundings. The borderline of a mature ekzeme is a so-called swan­half curve, or an S-line, as Posepny28 has described from Siebenbürgen, and as they can be confirmed in the Aller­tal and near Hanover29.

The development of vertical scratches on polished border surfaces, the presence of torn off fragments of ad­jacent lithologies, the spilling of salt water along the con­tact, and the deposition of the rock fragments that have been carried along above the indicated border of the salt surface, which has been designated the border of the washing out of the salt bed -- all these features may be compared with the physically completely analogous phe­nomena of glaciers. As with the glaciers, the salt masses depend on the speed of the movement, and apart from the influence of friction, are a function of the cross section and the length of the stream of salt. In general, an accel­eration of movement takes place in the course of geologie time. The speed can be measured in northern Germany on the basis of the thickness of the insoluble separations be­low the transgressions of the time of the upper Chalk and is estimated at approximately 10-50,000 years. How far the direct measurements of fine details will be used, which Harris30 applied to the ekzemes of Louisiana, must be awaited.

The inner structure of ekzemes is governed by the changing conditions of friction of the salt dome in the

various cross seetions. Because the differences in the specific weight between cover layers (2.4-2.6) and rock salt (2.16) are only twice as large, compared with rock salt and carnallite deposits (2.03)31, it is easily under­standable that the carnallite masses from depth rush ahead in the upward movement. Finally, the speed of up­ward movement of the levels of recrystallization, that is the level of the varying dissolution of the beds, play an important role32 .

These differences in the salt layers result in differen­tial streams within the ekzemes in the vertical direction, which can be recognized in the North German potash de­posits33 in standing folds on a large scale.

Conclusions

Explanation of the inner deformation of the salt deposits

1. The Zechstein salts accumulated in a restricted part of the sea at a temperature below 20°. The average tem­perature may have been 10°.

2. The deviations from the Van't Hoff determined se­quence of crystallization of the marine salts maybe explained as follows: (i) quantitatively through geo­logie processes during and at the conclusion of the process of crystallization, and (ii) qualitatively that the salt deposits were covered in the course of the Mesozoie by sediments several kilometers thick and under the influence of the heat from the interior of the Earth; in part, water of crystallization was lost, and in part new mineral combinations came together.

3. The result of the volume changes generated pressure differences; these pressure differences, together with the water released from the salt rocks that was in con­tact with the crystal mush, yielded by twisting of the beds. Similar processes, not the hypothetical tectonic folding pressures, caused the observed inner deforma­tions of the salt deposits.

4. The strongest changes were observed in today's car­nallite region of the potash deposits. Here the original bedding has been for the most part destroyed, as a re­sult of which Everding's main salt conglomerate de­veloped.

Explanation of the outer deformations of the salt deposits

1. The groundwater causes local dissolution of the salt deposits that, however, at greater depths do not gener­ate pore space as developed in carbonates. Rather, as a result of the pressure differences in these easily dis­placed salt masses (recrystallization plasticity), the salt masses close resultant pore spaces in place.

2. As part of the continuation of the subterranean disso­lution of the salt a decrease in thickness of the salt de­posits takes place, where the groundwater attacks the salto

3. The salt forms rock salt masses in the form of cylin­drical bodies (ekzemes), which during the dissolution

along their margins in their slow rise, raise the overly­ing layers. At the level of the upper area of maximum dissolution an equilibrium forms, the so-caBed salt surface, above which the insoluble components of the ekzeme pile up.

4. The formation of the ekzeme is favored through tec­tonic processes (fractures, flexures), so that the ekze­mes commonly occur in rows.

5. As a result of the changing circumstances of inner and outer friction, in addition to the composition of the salt domes of specifically lighter and heavier, as weB as more and less soluble kinds of salt, differen­tial movements are generated within the ekzeme. These generate standing folds of, in part, great dimen­sions in the potash mines.

References

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69

13. The Teutonia Corporation has opened such a carnallite deposit which exceeds 150 m in thickness. The Zechstein conglomer­ate, however, is a witness of true erosion during Zechstein time. It is not more than a few decimeters thick

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18. Salzauftrieb (bouyancy), p 18, etc. 19. Kirschmann (1911) Bau des Reihenekzems an der oberen

Aller (Development of rows of exzemes at the upper Aller). Geol Rundsch II: 110, etc.

20. Even in the Upper Elsass, where Görgey discovered kieserite in the Oligocene rock salt, the temperature of transformation reached 32°. According to Förster temperatures of 42-48° were measured in one of the adits. However, Görgey no longer claims that his discovery was correct (correspondence by letter)

21. Van't Hoff (1909) Zur Bildung der ozeanischen Salzablage-rungen (Formation of marine salt deposits) II: 16

22. That is why carnallite me anders in modern rock salt deposits 23. Van't Hoff, op cit 21, vol I, P 61 24. Van't Hoff, op cit 21, vol I, P 61 25. Salzauftrieb (bouyancy), see p 126, etc. 26. About our tectonic concepts, see Salzauftrieb (saIt bouyancy),

p 83, etc. Stille (1911) raised objections (Die Faltung des deutschen Bodens. (The folding of German soil.) Kali

27. Arrhenius, 1.C. p 14, etc. 28. Studien aus dem Salinargebiete Siebenbürgens (Studies from

the sites of saline deposits). Jahrb Geologischen Reichsandstalt 1871, XXI: 162

29. Details, especially exhaustion and about "scarring" of ek­zemes, will be reported soon in greater detail in the journal Kali

30. Econ Geol IV, 1909, P 30, etc. 31. 55% carnallite, 25% rock salt, 20% kieserite 32. For examples from Beienrode and Desdemona in "Salz­

auftrieb" (bouyancy), see p 74, etc. Fig. 28. Probably the accu­mulation of carnallite in the adits of Jessenitz and Teutonia has the same origin

33. Salzauftrieb (bouyancy), pp 79-82

70

L Aufsätze und Mitteilungen.

Die physikalisch·chemischen Bedingnngen bei der Bildnng der Salzlagerstätten nnd ihre Anwendnng Bnf geologische

Probleme. Von BUllte A:rrhenlu" (Stockholm) und Blchard Lachmann (Breslau).

Wenn bereits heute, wenige Jahre nach Abschluss der bekannten VAN 'T HOFP'schen Untersuchungen zur Bildung der ozeanischen Salz­lagerstätten I), zwar die nicht ExperimentalergebniaBe, wohl aber deren Anwendung auf geologische Verhlltnillse einer erneuten Untersuchung bed1lrftig erscheint, so ist dies eine Folge der durch den blühenden Kaiibergbau ungeahnt v.rmehrten geologischen B.obachtungen.

VAN 'T HOFF hat bekanntlich seinen Studien das Zeehsteinsalz­profi von Stasatnrt zugrunde gelegt, von welchem man annahm, dass . es im wesentlichen in Form und Inhalt die ursprtlngliehen Salz­sedimente seit der Zecbsteinzeit erhalten habe. Mit der Erweiterung des -bergmll.nniseben Gesichtskreises traten aber die Abweichungen immer deutlicher hervor, 80 dass die gelegentUch des X. allgemeinen Bergmannstages im Jahre 1907 erschienene M.onographie von BEY­l'CBLAo-EVKRDIXG "Zur Geologie der deutsc.b.en ZechsteiIllalze" be­reits drei selbetllndige LagerstAttentyp.n n.ben dem Stasstorter unter· schi.den hat. Es wird dort all.rdlngs der Standpnnkt vertreten, dass die beobachteten Abweichungen durch rein geologische Faktoren. namentlich durch Erosion zur Zechsteinzeit und spätere Gebirgs­faltung aus dem St&88tarter Urtypus ableitbar seien.

Bald machte sich aber von seiten der physikalischen Chemie "} der Widerspruch gegen .inige dort geAusserte Schlnssfolgerungen geltend, welch. die Zusammens.tzung d.r Kalisalzlager betrafen, und Zweifel wurden laut, ob die Lagerungsformen der KaliflOze

1) über die Literatur ai.ebe B. GöaeBY, Die Emwickehmg der Lehre von den Balslageratatt... Goalog. RlIDIIJohau II. 1911, S. 278-802.

') EBDIWOI, Die EotltBJulDg der KaIisaIs1agentltteu. Kali 1908, 8. 862-QeoloflMh. B1ID4Hhu. ffi. 11

S. ARBuU'n:e u. R. L.t..CIlKAIIl'f - Bildnng dur Sabl~lItatten. 141

el'klären. der in ZentroJamerika gelegen haben müsste. Hier deuten die faunistischen Erscheinungen (Fnsulinen und reichentwickelte Brach!opod.n) vielmehr auf .in warmgemllo&lgtes Klima bin.

B.I .in.r V.rschi.bung des Nordpols um 70' auf d.m 170. )leridion wUrde a1lerdings der ~~qnator d81 deutsche Zechsteinmeer durchschneiden, so d0088 das Auftreten hoher Temperatur an Wahr­scheinlichkeit gewinnen würde. Aber auch. hier spreeh.en tau­nistische und geographische Gründe fnt· eine niedrige Temperatur und ff1r eine der heutigen kongruente Lage des Nordpols.

Das deutsche Zechsteinmehr bildete im geographischen Sinne eiu "Binnenmeer", welches von Russland her in westlieher Richtung dW'ch Norddeutschland bis gegen den Osten England vordrang. Dieses lloor sel,neidet in einen grossen nordatll1otischen Kontinent ein, welcher sich vom westlichen Europa aus über Grönland nach :y ordamerika erstreckt hat. FA' wurde südlich bespftlt von einem ~'l.·Osseren Mittelloeer, das tleinerseits durch eine weit nach Osten hb IULCh Asien hinein IÜch erstreckende Halbinsel von dem Zech­steinmeer getrennt war.

Die Fauna um nördlichen Ufer dieses Mittelmeeres (Belleropbon­kalke Sftdtiro18, S08iokalke von Sizilien) hat eine grosse Verwandt­schaft mit den asiatischen. Formen und zeigt durch Ihre reiche Ent· ,vickelung ein wärmeres Klima an, welches durch Meeresströmungen aus Süd08ten beherrscht wurde. Dagegen ist die Tierwelt des deut~ scllen Zechsteins eine Kümmerfauua, welche nur unter· ungünstigen Lebensbedingungen existierte und offenbar dem Einfluss von kalten lleere88trömungen ausgesetzt war, die am Ostrande des nordatlanti­schen Kontinents sich ent18Jig bewegten und für die D11rre des Klimas verantwortlich gemacht werden können. Im gleichen Sinne spricht die Verwandtschaft der ZechBteinlauna. mit den etwas lLlteren Tierformen auf Spitzbergen.

Dem Zngang zum deutschen ZechBteinmeer lag an der Dwina. eine Ineel gegenüber, die von einer Glossopteris-Gangamopteris':Flora. besiedelt war, wie sie auch in den Breiten der vereisten Gebiete gedieh.

Wir haben. dah.r .iniges R.cht, die Tierwelt d.. d.utschen Zechsteins nnter VergleIch mit d.n B.dingungen ausgepriigter Klima.. zone als "arktische" oder "subarktlsehe" zu bezeichnen.

Naeh allem dflrlte also die Dnrchschnittstemp.ratur der Atm •• sphAre vom geologischen Standpunkt aus eher auf unter ala auf über· 10° C eingeschätzt werden. Die heutige Jahresisotherme dcs Gebiet .. belAuft sich enI 9' C.

Aus mancherlei GrDndeu glauben wir an der .Anschauung der ä1l8fIJlung der ZechBteinsaize aus dem genannten Zecbeteinmeer fest· halten zu m11ssen unter Anlehnung der Voratellung ihrer kontineD~ talen Entstehung (W"LTBEB). Zunllchst besteht ein. räumlich. Id.n· tltAt zwtBDhen der Ausd.hnung d.r Salzlager und der bekannten Ausdehnung der marinen Sedimente. Denn auch abgesehen von den

11·

140 I. Aufaltze und Mittelluugeu.

durch mecha.nische Vorglinge b.l d.r Geblrgebßdung ibre hinreiebend. ErIdILrUng gefunden haben 1).

Es achien deshalb angemenen, einige wichtige Punkte in der Salzfrage, die wegen der bestehenden Meinungsvenebiedenheiten noch in einer recht nnbetrledigendeD Weise unklar sind, dw-eb ein Zusammenarbeiten von physikalischer und geologiseber Seite einer neuen LÖBung entgegenzuführen; und so sollen im folgenden die geologischen Gesichtspunkte erörtert werden, welche in einem Bliet­wechs.1 der V.r/ ..... r zu einer Einigung geführt haben ,>.

Die Fragen, weIche hier vornehmlich zur Behandlung kommen sollen, sind die nach der Bildungstemperatur der deutschen ~­salzlager, nach der Ursache der heftigen inneren Deformation dieser O1'8prt1nglieh flach sedimentierten Sehichten, und endlich nach der Entstehungsweise der eigenttlmlichen SalzstOCke ("Ekzeme"). welche in Norddeutschland, wie in manchen anderen Gegenden der Erde, die Salzmassen aus grossen Tiefen bis nahe an die Oberfläche gebracht haben.

A. Die Sedimentationsbedingung der Salzgestefne.

Die Schwierigkeit der Temperatnrbestfmmung beruht darauf, dass gewisse SaIzkombtnationen, be80nden die aus Sylvin und Kieserit neben Steinsalz und Anhydrit bestehenden Ha.rtsa.1ze der deutschen Kalilager nach den Untersuchungen VAX 'T HOIT'S nur bei Tem­peraturen von über 700 sich bilden können, während das irdische Klima zur Bildungezelt. der Kalisalzlag.rstätten sm Ausgange des Paläozoikums gerade ein überaus nied.lig temperiertes gewesen ist. Diea gilt im verstlrkten Maaae für den 'Bereich Deutschlands.

Die Dyaszeit ist bekanntermassen eine der aU8gedehn~ testen Perioden von Inlandvereisungen, welche man aus der Erd­geschichte kennt '). Gla.zialablagerungen sind sicher nachge'!iesen in S11dafrika, im nordweat1ich.n Indien nnd Im südöstlichen Anstralien. Um lokale GebirgBvereiBungen handet es sich vielleicht in Westfalen, Kamerun und im Süden Bra.ailiens. Will man die sicheren Glazial­gebild. dnrch .In. V.rechl.bung d.s Stldpols In die Mitte d .. h.utlgen indischen Ozeans mit OLDRAX, KBEICBGAUD, und PSNCI[ erklären, so steht man nach FBECH und KOEEN der Schwierigkeit gegenüber, das Fehlen von glazialen Erscheinungen am damaligen Nordpol zu

1) LwskA.lrJf, U"ber autopla8te (nicht teldonieebe) Formelemente im BAn der Ba1z1agen"' ..... NomdentachJand& Zeitachr. d. cl. geol. GeL 62. 1910, p. 118-116-

I} Die ph~ Probleme ud behandelt tulter dem Titel: ABRB"U1V8. ,;Zur Phyait der Sals.mtttteD", Meddel. k. Sveuk. Ak&d. Nobelinlt. Bd. 2, 1912. Nr. 20.

') ~:ED, lDdiaehea Perm and die permische FBzeit. Neun Jahrb: f. M. FeotbaDd 1907, S. «6-546. Lethaeo palaeoooies 2. Bd. S. 4Ii8. V gl. auch die weiteren FaDde von Dwykakouglomerat clnrch &nrrzu. in Katanga. Zeitaehr. d .. d. Geol G.. 68. 1911. M ..... bor. S. 626 H.

14:] I. Aufdtze und MitteUangeu.

Versteinerungen im Balzton, der d.n Balzablagerungen direkt zwlsch.n· geschaltet ist, werden die. Zechsteinsalze im Liegenden und Hangen­den yon marinen Sedimenten begleitet, welche nur im Westen etwas weiter reichen, als die saUnaren Ablagenmgen. Es ist deshalb in der geologischen Verbreitung der Salze an sich zweifellos kein Grund vorhanden, ihre marine Entstehung auf Grund der bekannten OCHBElßU8'achen Theorie zu bezweifeln.

Die Gegn~r dieser Anschauung bernten sich nun darauf, dass in der Je1ztzeit durc.b. Abschnürung von Meerosteilen keine nennens­werten Salzablagerongen zustande kommen, und d&88 die Salzlager keine Versteinernng enthalten. Dem ist entgegenzuhalten, da88 bei der heutigen Verteilung von Wasser und Land Binnenmeere am Rande eines von kalten MeeresstrOmungen bespt1lten Kontinents über­haupt nicht vorhanden sind, so dass also die geographischen Be­dingungen ftlr die Abscbnttrung von grossen und flachen Meeresteilen in aridem Klima gar nicht vorliegen. Dus ein solcheB tür dio Bildung von Salzlagem irgendweleher Art erforderlich ist, hat WAI.THER mit Recht betont. Das Fehlen mächtiger Salzablagerungell in vielen geologischen Formationen beweist aber doch, dass durch-8US nicht zu ulIen Zeiten die Möglichkeit einer Sedimenta.tlon von Sn.lzschichten gegeben war; demnach ist an sich auch durchaus nicht auffallend, wenn heute nm' in Steppengebieten auf den Kon­tinenten unreine und infolge der Winderoslon vergängliche Balz-­decken gebildet werden, die so garnicht an die Proftle in den deutschen Snlzbergwerken erinnern.

Zur Erklärung des Mangels an Versteinerungen im eigentlichen St\lz braucht nDr der Querschnitt der l'U88iBchen Meerenge, welcher die Kommunikation zum Ozean darstellte, als genügend weit gedacht zu werden. Dann i8t es sehr wohl veI"Stlndlich, dass die Vers&lzung des ZeehBteinmeeres allmllhlfch erfolgte, so d888 die einheimischen lIeeresbewohner entsprechend den ungünstiger werdenden Lebens­bedingungen zur Abwanderung geni1gend Zeit landen, oder a.us­starben.

Der Mangel an planktonisch eingeschwemmter Tierwelt ist schliesslich nicht verwunderlich, weil dieselbe ja im eigentlichen, in Russland gelegenen Zugangskanal oder in eben dort beflndlichen AbzweigImgen erhalten geblieben sein kann, wo sie uns noch un­bekannt geblleb.n Bind.

FQr die seheinbn,ren Unstimmigkeiten chemischer Natur, welche zwischen der OcBS.Bl!lrus'sehen Barrentheorie und dem v.AN'THoIT'schen Kristallisatioll88Chema bestehen, glauben wir weiter unten eine befrie~ digende Erkllmng geben zu können, und es besteht Dm. so weniger ein Grand von der Alteren Voratellung abzuweichen, als die Einheitlichkeit d.r ganz.n Sa1zlagerstAtte, w.lch. kein.swegs In .Inzeln. Salzpfannen zerfällt, ferner der Mangel an Produkten der Erosion, hauptsächlich aber die Mengen der aufgespeicherten Salze gegen den von W ALTSEB

S. ASRBltN'lUS U. R. LACIIMANl'f - Bildung der SalzlagerstAtten. 143

unternommenen Versuch sprechen, die Zechsteinsalzlager als kontinen­tale Bildung zu erklären.

Don letzten Einwand mögen ein panI' Zahlen erläutern. Nimmt man nach sehr geringer ~cbätzung die durchschnittliche Menge der Anhydrite und Gipse in einem ungestörten Zechsteinprotil mit 50 m a.n, und schätzt man die ursprüngliche Verbreitung del' l'''onnation in Deutschland und der nächsten Umgebung auf 250000 (!km, so erhält mau eine Menge von 12500 cbkm an Knlziumsulraten.

Da die Sedimente des Zechsteinmecl'es, welches kurz vor Ab­lagerung der Salze in den nord atlantischen Kontinent infolge von tektonischen Bewegungen, wie KOKEY vel1nutet, eingebrochen ist, in einem nur verhältnismässig schmnlcn Landstreifen zur Absatzzeit der Anhydrite blossgelegen haben, so kommt zur Ableitung diesel' Sedi­mente zunächst nur die bei Verdampfung dieses Meeres direkt !tb­

geschiedene Menge in Prage, welche bei einer durchschnittlichen Tiefe von 500 m nut" den ?w<:'ihundcl'tsten Teil der beobachteten :'Ilnssen bätte·liefern können. :\Llln trugt sich vergeblich, woher aus dem Bouen des aus Trümmern der eingeebneten varistischen Gebirge und eruptiven Decken und 'ruffen im wesentlichen zusammengesetzten not·<.httlu.ntischen Kontinents weitere )Iengen von gelöstem Gips abge­leitet werdcn könnten. )!an vergegenw!tl'tige sich auch, dILSs wenn lHlCh die Wüstengebiete überall mit den eingetrockneten Salzen eines den Kontinentalsockel bedeckenucn :Meeres geschwilngert gewesen w1\re, bevor die Konzentration in der Richtung nuf die deutsche Depression begann, sich das 'Yüstcngebiet /tuf einer Fläche von etwa 50 .lEU. qkm erstreckt haben müsste!

Wir glauben daher an der Vorstellung festhalten zu müssen, dass ein einheitlicher Verdunstungsprozess die Zechsteinsalzlager in ('inem )Ieeresteile ausgefällt hat, welche in einer durch tektonische Vorgänge behinderten Kommunikation mit dem Ozean stand, und wollen zunächst untersuchen, ob nicht die vorliegenden Salzkombi­nationen und Mengenverhältnisse durch Anwendung aktueller geo­logischer Vorgänge auf die Vergangenheit erklärbar sind.

Damit Sylvin und Kieserit nebeneinander wie im Hartsalz vor­kommen, ist eine Temperatur von wenigstens 7:J° nach VJ.N''l' HOFF

und llEVERlIOFFER bei der Bildung dieser Schichten nötig gewesen. lian hat uas Beispiel des lledvesees in Ungarn dafür herange­

zogen, dass solche Temperaturen auch in gemässigten Breiten vor­kommen können, denn hier ist tatsächlich eine Temperatur von 71 0

gemessen worden. Diese El'scheinung ist aber nur dadurch erklärbar, dass das sich vom Boden her sättigende Salzwasser von einer oberfläch­lichen Süsswasserschicht bedeckt wird, welche eine Verdunstung -und damit natürlich auch eine Ausscheidung _ ausschliesst 1). Es muss daher nach einer anderen Erklärung gesucht werden.

--1) POMPKCKY, Hohe Temperaturen bei .Kalisalzen. Refer. Zeitschr. f. prakt. Geol. 1911, S. 166.

S. AR8HRl'i'IUS U. R. LACHMANN - Bildung der Salzlagerstätten. 145

gefällt wurden, und dass schon vor der Ablagerung bei dem vor· handenen grossen Fallraum eine Sonderung, sei es nach dem spezi­fischen Gewicht, sei es nach der Korngrösse oder dem Reibungs­widerstand der Salzschlammteilchen gegenüber der :&Iutterlauge sich ergeben hat.

B. Die Umformung der Salzgosteine.

Aus dem Gesagten dürlte zur Genüge hervorgehen, dass es grosse Schwierigkeiten macht, den gegenwärtigen Inhalt der KaIilagerstätten mit ihren wahrscheinlichen Absatzbedingnngen in Einklnng zn blingen. Ausserdem aber bieten sich neue Schwierigkeiten, wenn man zur Er~ klärung der Formänderung schreiten will, welche die Salzlager seit ihrer Bildung erlitten haben. Die Salzgesteine sind im Gegen­satz zu mechanischen Sedimenten, bei denen durchweg die parallele Schichtung erhalten geblieben ist, auch dort, wo die Gebirgsbildung die Gesteine als Ganzes noch so heftig disloziert haben mag, durch flen regellosen Verlauf der ursprünglichen Schichtflächen ausgezeichnet. Die Stärke der Deformationen verschärft sich, wie an anderer Stelle nachgewiesen wurde I), in den Zechsteinsalzen in der Regel je mehr wir uns den leichtlöslichen Sulzen, besonders den Carnallitlagern nühern, und hier sind es vornehmlich die freien Schnüre von Kieserit, welche als "Würmer", wie die Bergleute sagen, verzerrt sind.

Es ist noch bis vor kurzem die Ansicht vertreten worden, dass tektonische Kräfte die beobachteten Undulierungen verursacht hätten. So i:i.ussert sich EVERDING1), dass die Verschiedenheit der Umformung in dem verschiedenen Grade der Plastizität der vom Gebirgsdrnck be­anspruchten Salzmassen gesucht werden müsse. Während aber nach den BeObachtungen in der Natur der Carnallit gegenüber dem Stein­-salz nach dieser Auffassung das plastischere Materia.l sein müsste, haben die Versuche von RINNE gelehrt, dass in Wirklichkeit Carnallit bei Drucken, bei denen das Steinsalz schon vollkommen plastisch war, eine nur unvollkommene Umformung aufwies I).

Ein weiterer Einwand gegen die Anwendung dieser Versuche auf die beobachtete Formänderung in den Salzlagern ist dadurch ge­geben, dass die Deforma.tion von Kristallen in den Steinsalz­lagern offenbar garnichts zu tun hat mit der Detormation der SchiChtung. Bei so stark verbogenen Steinsalzschlingen, wie bei­spielsweise im Carnallitlager von Salzdetfurth'l, ist an den Um­biegungsstellen von einer gleichsinnigen Biegung der Steinsalzkristalle nichts zu beobachten. Die Ausbildung von Translationsstreifung und -----

:) LACHIU.NN, Der Sa.lzauftrieb. HaUe 1911, S. 53 H. I) Zur Geologie der delltschen Zeehsteinsake. Abh. geol. :La.ndesaust. N. F.

Heft 52, S. 49. a) über die Umformung von Camallit. K06nen-Featse.hrift 1901, S.369U. *) Sal~auftrieb. S. 60.

144 I. Aufsätze und Mitteilungen.

Leichter sind zweifellos die bestehenden quantitativen Ab­weichungen zu verstehen, welche in den Mengenverhältnisseu der Salze im Ozean und der Salze im Stassturter Profil bestehen. Zahlen· mässig lassen sich diese Abweichungen etwa tolgendennassen aus­drücken: Im VerhlLltnis zum Steinsalz liegen die zuerst ausgeschiedenen Kalksalze in etwa sechsfacher ]\fcnge vor, während die leichtlöslichen Kalium- und Magnesiumsalze nur in einem Drittel überliefert wurden. Gar nicht erhalten sind elie grossen Mengen von Chlormagnesium, sowie noch eine Reihe von leichtlöslichen seltenen Bestandtei1en des Meerwassers, vor nll~m die .Jodsalze.

Zur Erklärung dieses Umstandes kommen zunlLchst rein geo­graphische Faktoren in Frage. .schon im Verlaufe der Versteinung der Mutterlaugen kann eine Unterbrechung der Ausscheidung mit der Bildung der äolischen Sedimente eingetreten sein, welche zu­iioammen mit den Spuren einer neuerlichen Jrleeresüberfiutung den Salzton zusammensetzen.

Zweitens wäre an eine Veränderung des Klimas ·zu denken, der­art, dass der Feuchtigkeitsgehalt des Lultmeeres eine weitere Ver­dunstung verhinderte.

Auch ist es möglich, dass ein Tcil der leichtlöslichen SaJze im Verlaufe der später zu schildel1lden Umbildungsvorgänge in Lösung ging und ausgepresst wurde.

Hingegen können Diffusionsvorgänge, welche etwa Konzcntrations verschiedenheiten im Laugenbeckell bewirkt und die löslicheren Salze über die russische Einschnürung in den Ozean zurftckgetührt hätten, keine nennenswerte Rolle gespielt haben. Derartige Bewegungen würden nämlich so langsam yor sich gehen, dass sie selbst in geo­logischen Zeiten bei Entfernungen von auch nur mehreren Kilo­metern nicht mehr merkbar wären.

Etwaige Konzentrationsverscbiedenheiten würden sich auch mu' so lange halten können, bis das Ausfallen der ersten Salze erfolgt, weil schon durch das Umrühren beim Hinabsinken des Salzschlammes der Betrag der Dittusionsströmungen sich verwischen würde. Ein Rückditfundieren von Salzen über die BalTe WÜrde ja nur zur Folge haben, dass das Wasser verdünnter würde j d. h. eine Rückaufiösung könnte vielleicht erfolgen. Die wenigen Regentropfen, die gefallen sind, müssen wohl grössere Wirkung besessen haben.

Man könnte zur Erklärung der feinen Schichtung vieler Kalisalz~ lager ebenfal1s auf die Vermutung kommen, dass übereinanderlagernde Lösungen verschiedener Salze nacheinander die Sättigung erreicht MI.tten, und dass dadurch die überlagerung aut dem Boden zustande gekommen wäre l ). Wahrscheinlich aber ist die Annahme, dass ver­schiedene Salze gleichzeitig aus einer Lösung an der Oberfläche aus-

I) BoKltlrt Ober das Kristalllilationsschema der Chloride ate. Zeitschr. f. Kristallographie 45, ~908, S. 346 ff.

146 1. AufsAtze und Mitteilungen.

unregelmässigen Begrenzungstlächen der Kristalle in den Salzmassen 1),

mögen diese Erscheinungen nun durch mechanischen Druck oder in­folge behinderter AUBkristallisation zustande gekommen sein, ist des­halb' zu trennen von der Deformation der Schichtung, deren Ursache am besten in einer Selbstumformung (Autoplastie) ,der Salze infolge von Volumenämlerungen erkannt werden kann.

Auch die Bildung des sogenanuten konglomeratischen Car­naliits lässt sich wohl am besten durch chemisch-physikalische Ein­ft.Usse erklären.

Als erster hat EVERDING auf den merkwürdigen Umstand hin­gewiesen, dass in der überwiegenden Mehrzahl der Fälle der Car~ nallit nicht in feiner Wechsellagerung mit Steinsalz und Kieserit, sondern als Grundmasse in einem tulfartigen, banldgen oder gänz­lich strukturloson Gestein Iluftritt, in dem er kleinere bis meter~

grosse Blöcke von Steinsalz und Brocken von Kieserit, Anhydrit und Salzton einschliesst.

Es ist unzweifelhaCt, dass lllan bei erster Betrachtung, ausser an Tuffmailsen, etwa an die regellose Schichtung von Muren oder von Geschieben reissender Wildbäche erinnert wird. Schwieriger ist schon der Vergleich mit marinen Brandungskonglomeraten, welche doch wohl niemals in solcher Mächtigkeit angetroffen werden 2).

Auch ist zu erwägen, dass die übertragung von Beobachtungen an unlöslichen Gesteinen auf Salze doch mit Vorsicht geschehen muss.

Es wird sich aus direkten Beobachtungen wohl kaum feststellen lassen, wie Gerölle von Steinsalz auf zweiter Lagerstätte aussehen, weil bei der Erosion an Sa.lzstöcken es heute nur zu Auslaugungen oder vielleicht zu Erdrutschen infolge von Unterspülung kommt. Aber die Beobachtungen von KAISER in Cardona 3 ) orier die Er· fahrungen aus Steinsalz bergwerken, in welchen das Steinsalz durch Solvertahren gewonnen wird, machen doch das eine sicher, dass die mechanische Abrollung von Salzgesteinen beim Transport durch Wasser oder Laugen gegenüber der Anätzung nicht in Frage kommt. Erodierte und transportierte Salzlager müssten du! zweiter Lager­stätte, falls es überhaupt zn einem mecha.nischen Transport kommt, sich in Form eines Wirrwarres von zersplitterten zackigen und zer­laugten Zapfen und Graten ansa.mmeln, könnten aber niemals die Form von wohl abgerundeten Geröllen annehmen, als welche sie beute an den verwitterten Stössen der Kalibergwerke heraustreten. ---~-

I) RINNE, Natürliche Trans1a.tationen an SteinaalzkristalieD. Z. f. Krist. 50, 1912, S. 260.

t) Die Gewerkschaft Teutorua hat ein solches Carnallitlager in einer Mäeh­tigkeit von über 150 m aufgeschlossen. Dagegen ist das Zeehateinkonglomerl\t, ein Zeuge einer wirklichen Abrasion zur Zeehsteim.eit, nicht mehr al& einige Dezimeter mächtig!

3) F. KAtaRR, Das Steins&1zvorkommen von Cardona in Katalonien. N. JaJyrb. f. Mineral. 1909, I, S. 14-27.

71

72

S. ARRHEJI'IUS U. R. LACHMANN - Bildung der Salzlage1'8tAtten. 147

Es ist a.uch höchst unwahrscheinlich, dass der Salzschlamm athon kurz nach der Ablagerung das dort tatsächlic-h zu beobachtende reste Gefüge der "Gerölle" angenommen hat, wie es sonst erst durcD lunge wirkenden fiberlastenden Gebirgsdruck sich einzustellen pflegt.

Weitere Einwände aus einfachen geologischen Erwägungen heraus, aus denen mit Sicherheit hervorgeht, dass diese Lager boden­ständig sein müssen, wurden an anderer Stelle gegeben 1).

Gegenüber der EVERDING'schen Deutung war eben dort der Vor­schlag gemacht, die Lngerungsformen der Hartsalze, welche den Prielen der N ol'dseewatten äbneln und der sandbank artigen Cllr­nallitlug.er genetisch zu verwerten und diese Bildungen für autochthon zu erklären. Das scheinbare Konglomerat müsste dunn als Kon­kretion der beteiligten Gemengteile in einer Mutterlauge von Chlor­magnesium gedeutet werden.

Da es aber ganz offenbar ist, dass alle Lagerungs!onnen der Kalisalzlager im hohen Grade durch spätere Umbildungsprozesse modifiziert wurden, und es niCht leicht verständlich erscheint, wie etwa eine 'Vellenbewegung die verschiedenen Salze auseinander­sondern unu gleiChartige Kristalle zu Brocken zusammensintern sollte, so ist diese VorsteJlnng verlassen worden und an ihrer Stelle die weiter unten gegebene getreten, welche gleichfa.lls der geologischen Forderung Rechnung trägt, dass die Hartsalze lmd Carnallite als llutoehthon anzusehen sind.

Es ist ein sicheres Ergebnis vielfacher Beobachtungen, dass den Salzen der Kalilager in hohem Grade die Eigenschaft der gegen­seitigen Verschiebbarkeit zukommt. Wir sehen hierin nicht sowohl eine Ausserung derPlitstizität der Kristalle im mechanischen Sinn e, als vielmehr der Eigenschaft löslicher Körper, in Berührung mit ihrer Lösung durch Umkristallisation Ort8veränderungen vorzu­nehmen. Es entstehen hierdurch Deformationen der Schichtung, zu deren Erklärung man nicht einmal sehr grosse Drucke voraus­zusetzen brauchte, faUs nur die wirksamen Kräfte kontinuierlich tiitig waren 2). Der naheliegendste Vergleich ist der mit der Be­wegung von Gletschern, wie ja auch bereits vor vielen Jahren PF."'U~DLER die Rekristallisation mit der Regelation in Verbindung gebracht hat ').

I) LAC-HMANN, über die Natur des EVKRDJS'G'schen deszendenten Hauptsalz­konglomerats. Z. d. d. geol. Gas. 1910, 318-321.

I) Es dtlrfte doch ni c h t QngAngig sein, wie ich es an anderer Stelle ver­sucht,hlLbe (\Veiteres zur Frage der Autop1astie der Salzgesteine, Zentralbl. f. Min. ete. 1912, S. 47) das thermodynamiJllche Prinzip von Rlltc.KB ohne weiteres zur Erklärung dieser Vorgänge heranzuziehen. Wie RIEC.cB ktlrzlieh ausdrück­lich betont (Zur Emiederung des Sehmelzpunktes, Zentralbl. f. Min. etc. 1912, S. 97) beziehen sich seine Gleichungen auf einen a d i (l, bat i s c h e n Prozess, wl1brend die geologischen Deformationen iso thermisch verlaufen. L.

3) Ober den weichen Aggregatzustand, Regelation und Rekri8tallisation. Bet. Wien. Akad. d. W. 73, 1876.

S. ARRHBNlUl U R. LACHIlANN - Bilduog der Salzlagentltten. 14.9

Region,

Bischoffltregion

Cnrnallitregion

Kainitrcgiou Reichardtitregion PoJyhalitregion Gipsregion ßt\saler Gips

Zusammensetzung in quantitativer Anordnung:

Bischoftit, Reiehardtit, Steinsalz. Cll.rnallIt.

Karnallit, Reichardtit, Steinsalz, Kainit.

Kainit, Relchardtit, Steinsalz. Steinsalz, Reichardtit, Kainit. Steinsalz, Polyhalit. Steinsalz, Gips. Gips.

Es ist höchst wahrscheinlich, dass der Ausscheidungsprozess aus einer der angeführten Ursachen unterbrochen wurde, bevor die Bi· schoffltregion und wenigstens z. T. die Carnallitregion entstehen konnte,

Die Kalisalze wurden von Salzton und von der jüngeren Sulz· folge, weiterhin durch die Letten des oberen Zechsteins und die Sandsteine der unteren Trias eingedeckt.

Etwa zur mittleren Buntsandsteinzeit betrug die Mächtigkeit der ilberlugeroden Schichten 700 ro, und die Erwärmung der Salzsedi­mente wnr auf 32° gestiegen 1). Bei dieser Temperatur zersetzt sich der Reichardtit in Kieserit (Mg 8°4 , liaO) und 6 )Ioleküle Wasser. Es tritt eine molekulare Volumenzunnhme um 11 °/0 ein, gefolgt yon einer ~ontraktion um nicht weniger als 62% bei der im Laufe der Inngen Zeit vor sich gehenden Verdunstung des Wassers.

Es ist wohl einleuchtend, dass diese gewaltigen V olumenände· rungen nicht ohne heftige Verbiegung auch der umliegenden Schichten vor sich gegangen sind, die ja infolge des ausgetriebenen Wassers in Berührung mit ihrer gesättigten Lösung standen. Es bildeten sieb dtlher Risse entlang den Scbichti'ugen des früheren Reichardtits, welche sIch wohl hauptsächlich mit einer Lösung von Carnallit und Chlormagnesium füllten. Im Bereiche dieser Lösung muss auch die Umwandlung der Gips8chichten vor sieh gegangen seiD, deren Um­wandlungspunkt in Anhydrit bei einer an Chlornatrinm und Mutter· htugensalze gesättigte Lösung bei etwa 25 0 gelegen ist.

Die Steinsalzschichten deformierten sich durch Rekrista.llisation, und es entstand die undulierte Lagerungsform hauptsächlich im Be· reich der heutigen Kieserit- und PoJyhalitregion und in den ge­schichteten Carnallitlagern.

Die Intensität der Deformationen ist abhängig von der Ge­schwindigkeit dcs Umbildungs- und Verdunstungsvorganges derart,

1) Auch im OberelsasB., wo GoKGEY Kieserit im oligocAnen Steinsalz fand, wurde die Umwandlungstemperatur von 32 0 erreicht. Nach FÖBSTER sind nAm­lieh in den betreffenden Schichten in einer Scbachtanlage TemperA.turen \'on 42-48' g6meSien worden. übrigens halt G, seinen Kieseritfund nicht. mehr aufrecht. (Brieflicho Mitteilung.)

14i"l 1. Aufdt.ze und Mitteilungen.

-Die Deformationen der ursprünglich horizontalen Schicht11Dg er­reichen ihren Höhepunkt in den isolierten Salzstöcken, welche der Bergbau im eigentlichen nOl'ddeutschen Tiefland im Laute der letzten heiden .J ahrzehnte aufgedeckt hat. Sie stehen in einem zu aut­falJenden Gegensatz zu den fiachen Schollenverbiegungen des deut­schen }Iittelgebirges, wie Überhaupt der nordenropäischen postvaristi­::Ichen Formationen, als dass man auf eine von der üblichen tekto­nischen abweichenden Erklärung Verzicht leisten könnte; dieses um so weniger, als der Vergleich mit den Vorkommen von Salzstöcken in LOuisiana, Algier und Siebenbürgen 1) und die sichere Kenntnis, welche wir mit Hilfe der Tiefbohrungen wenigstens bei dem Vor­kommen im Allertal 2) von der Beziehung eines solchen Salzstockes zu seinem Untergrund haben, auch für die äussere Form der Snlzmassen eine Erklärung durch Selbstformung zur Notwendigkeit lUncht.

C. Die Temperaturbestimmung.

Auf Grund der vorstehenden };rwl1gungen lassen sich unsere Anschauungen zu folgendem genetischen Bilde vereinigen:

Die Kalisalzln.ger des deutschen Zechsteins sind durch Ver· dunst.ung aus einem in behinderter Kommunikation mit dem Ozeun stehenden Meel'esteil zufolge eines al'iden Kontinentalklimas abge­lagert worden. Die Zusammensetzung und die Tempel'atur der Lösung war während des Versteinerungsprozesses eine im wesent­lichen homogene. Es muss deshalb die Temperatur der Lösung etwa derjenigen der Atmosphäre entsprochen haben, welche nus geologischen Motiven heraus am besten auf 10° C anzusetzen wäre. Diese Annahme steht nich t im Widerspruch mit dem chemischen Befund, vielmehr glauben wir einen Beweis dafür gefunden zu haben, dass die Temperatur niemals 25°, wahrschein­lich sogar niemals :Wo C erreicht hat, während nach den VAN "1'

HOFF'schen Daten keine Schwierigkeit besteht, die hentigen Kali­lager sogar aus dem KI1stallisationsdiagramm von 4,5 0 C abzu­leiten. Da indessen die Verdunstung mit abnehmender Temperatur eine geringere wird, dürfte wohl eine so niedrige Isotherme nicht in Frage kommen.

Die Ausscheidungen des bei 10 0 C eingeengten Ueeres müssen ursprünglich folgendes Salzproftl aufgewiesen haben:

l) Sauauftrieb B- 18 lf. tJ KIRSCHHAXN, Bau des Reihenekzems an der oberen Aller. GeoI. Rund­

IiiClu~u II, 1911, S. 110ff.

100 1. Aufsatze und l\1itteilungen.

UU,S8 die grössten Deformationen aufu'aten, sobald (Ue .Abspaltung "'on W user gleichzeitig grössere Mussen ergl'i1f, und die Verdunstung nicht gleichen Schritt halten konnte. In heute wlgestörten Lagen der Kieseritregion erfolgte die Umbildung MolektU für ~lolekül. in­dem die Kieseritkristalle an schon umgebildete sich &nschlossen und das tmsgetriebene Kristallwasser durch das Gewebe der entstandenen Hisse zu kälteren Schichten hinüber destillierte und langsam ab­dunstete.

Der zweite Impuls zur UmwnudlWlg war bei der Temperatur von 65° gegeben, entsprec.hend einer Mächtigkeit der Deckschichten "'on 1500 III etwa zur Muschelkalk- oder Keuperzeit.

Jetzt musste der bisher noch nicht umgewandelte Gips sein "'Wasser abgeben, weil die UmwandlWlg dcr Kalziumsulfate für sich allein bei tier angegebenen Temperatur gelegen ist 1).

Die Vergrössernng des .Molekularvolwneus betrug bei der Um­wandlung zunächst 12% und die nachfolgende Kontraktion 24 0/(1 j

es entstanden damals die Deformationen uer sogenannten Jahresringe in der Anhydritregion.

Die Zunahme und Abnahme an Volumen musste natürlich in gleicher Weise, aber zu ycrsc.hiedenen Zeiten in den kompakten .\.n11ydriten eintreten, welche die Busis Wld das Hangende der älteren Stassfurter Salzfolge bilden. 'Wenn hier die inneren Deformationen scheinbar nw' von geringer 'Virkung sind, so beweist dieses, dass der Delormationsvorgang vor allem inhomogene Salzgesteine betrifft, und dass erst die Rekristallisation der passiv be­teiligten Salze die vor sich gegangene Umbildung unzeigt2).

Es ist klar, dass heute, nachdem die Zechsteinformation teilweise wieder in höllere Luge gerückt ist, der Anhydrit in Tiefen von weniger als 2000 111 die instabile Modifikation des Kalzium­'Sul!ats darstellt. Eine Hückwundlung in Gips kann aber natürlich nur dort stattfinden, wo der Anhydrit mit Süsswassel', nicht mit Salz­laBung in Berührung kommt. In Verwachsung mit Steinsalz ist .\.nhydrit bereits in Teufen von einigen 100 m die stabile Form.

Entsprechend dieser theoretischen Voraussetzung beobachten wir dann auch:

1. In den Auslaugungszonen über den Salzstöcken (Salzspiegel) eine Schicht von Gips, welche aber in der Nachbarschaft von Stein­salz in Anhydrit übergeht (siehe EV.ERDL~G: Zur Geologie der deutschen Zechsteinsalze. Abh. d. geoL Landesanst. Neue FOlge, Heft 52, Ta!. II, F!g. J).

2. In der Salzmasse selbst durchwegs Anhydrit. 3. Im Liegenden der SteinsaIzmasse Anbydrit.

I) VAN T'Ho'F, Zor BHdnng der ozeanischen Salzablagernngen II, 1909, S. 16.

. I) Daher auch das Maandrieren der Steinsalzlager im heutigen Camallit.

S. AURS.IUI U. R. L.&.CHK.U.lf - BUdong der SaldagentlUen. 151

Hier mwte man aber wenigstens z. T. wieder RÜek.wandluog­in Gips antreHen, weil doch auf einzelnen Spalten wenigstens in einiger Entfernung vom Salz St1ssw&88er zirkulieren dtlrfte. 80 ist es wohl zu erklären, dass aus dem Mansleldisehen eine Reihe von Bohrproftlen bekannt .Ind. in denen Im I!egenden Anhydrit GlpBlagen nachgewiesen sind. Als Beispiel diene die nachfolgende Bohrung Amsdorl 6, welche mir von der Mansfelder Oberbergwerk.s- und Hüttondirektlon gdtigst zur V orfdgnng gestellt wurde.

Bohrung Nr. 6 bei Am.dorf.

+ 86.407 m über NN. bis 16,30 III Sand mit Kies Diluvium

75,70 m Ton mit Kles Tertiär 163,70 m Buntsandstein Bnnt88.ndstein 212,00 m Gips Oberer Zechstein

" 1288,90 mAlteres Steinsalz " 1291.50 m Anhydrit Mittl. Zechstein " 1295.00 m Stinkstein

1302.00 m Stink.tein mit Gi p. 1303,30 m Reiner Gips

" 1322,00 m Anhydrit mit 8tinkstein " 1337,00 m Weis8es kristaJlinisches Steinsalz " 1378.50 m Anhydrit " 1382.00 m Zechstein und Filule t-nt. Zech.tein • 1382.54 m Kupferschieferftntz " 1383,00 m Weissliegendes Rotliegendes.

Infolge der starken Verzngernng bel der Austreibung d.s W ..... rs BUB Gips ist eil recht wahrscheinlich, dasa die Abdunsmng des W &8sers noch nicht beendet war, als, bel einer weiteren Zuschtlttung um 250 m Sedimente I die Umwandlungsgrenze von Ka.lnit in Camallit mit 72'l erreicht war.

Die Ausscheidung von Carnallit ge.chah unter Aufzchrung d.r von den frt1heren Umwandlnngsprozessen in den Rissen stehenden Lösung, welche 1Lhnlich, wie die heutigen "Urlaugen" vorwie~d aus Chlormagneslum bestanden haben muss.

Wo diese. f.hlte. bli.b dI. Ums.tzung in Carna\lit aus. und e. entstand bei w.iterer .teigender Temp.ratur (bis auf 83') .in MIneral­gemenge von Sylvln und Kieserit. d... heutige Horts&Iz.

Die Volum.nzunahm. betrAgt hl.r nur 1.10'0. bei Bildung von Carnallit 5,5°;0, und die Volumenabnahme nach der VerdUlll!ltung des W_ers 13,6 0/0.

Die deformative Wirkung war diesmal eine sehr bedeutende, weil der Neubildung der Kalisalze zunJ1ehst eine vollkommene Ver·

s. ABBS.lIlUS U. B. LACIDUlIK - Bildung der Salslagentlttao. 153

bildung. Die.e Beobachtung i.t nach der hier entwiekelten An­schauung leicht verstlLndlich, welche die AuabUdung der inneren Deformationen etwa. in die Tri88Zeit zm11ckversetzt.

D. Erklärung der Ekzeme.

.Als wesentliche Kratt bei der Bildung der SalzstOcke haben wir den SalzButtrteb 1) erkannt, d. h. eine als Wirkung {der Schwerkraft der Erde sich kenntlich ma.chende vert1k&le Kraft, welche im Schwerpunkt der 8alzmaasen angreift und sie gegenüber den um­liegenden und spezi.flsch schwereren Erdmassen aufwlrts bewegt.

Wir haben im kleinen eine Ausserung der Isostasie inder Erdrinde vor uns.

Der .-\.nftrieb kann nur in Erseb.einung treten bei Vorhandenseln einer Verschicbbn.rkeit sowohl des Salzes selber, wie der Deek­schichten.

Die Beweglichkeit der Salzmo.ssen in sich beruht auf uer Leichtig­keit der Rekristallisation bei kontinuierliehen Druckunterschieden. Unter minder beloateten Deckschichten, unter denen eiBe Lockerung ,Ies Gefüge. der Balz8chichten besteht. erfolgt eine mol.kuIare Zufnhr von gelöstem Material aus stArker belasteten Regionen, we1ehe sich an Orten· minderen Drueke. zum Ausgleich der Spannung wieder aUBBcheidet. Eine langsame Wanderong des Salzma.terials von LOsungs- zu Auascheidungsra.o.men ist die Folge.

Die Druckunterschiede werden natorlieh durch Einwirkung von aussen geschalfen. Die Einwirkungen können tektonischer Natur sein oder durch das Grnndw&8ser hervorgerufen werden.

Der Salzauftrl.b Im Gefolge der GebIrgsbildung macht .ich zu­nlchst dadurch kenntl!ch. d ... s auf den Suturlinien zwI.chen d.n einzelnen Versenlr.nngebeeken Nord- und Mitteldeutschlands '> eine "ekzem.atisehe" Anschwellung des Zeehsteinaalzlagers eintritt. Die Mächtigkelten Im I.lteren SteinB&lz. welch. auswel.l!ch des Bohrloche. bei Unseburg auf dem Sta88farter Battelgrat vorliegen, sind zweifel­los erst durch solche Einti1lsse zn erkli1ren.

.!.bnllche VerhlUmisse negen vor am Dorm, unter dem Hlldes­heimer Wald und an der mittleren Leine zwisehen Freden und Eime.

Die nordwestl!ch gereihten Ekzeme nOrdlich von Hannover sind aus solchen durch Salzauftrleb d.formierten Sattelgraten hervorge­gangen. und bei Belenrod. und Wunstorf (S!gmundshail) kann man im Zweifel sein, ob man die eenkrechten, nordwestlich streichenden Balz.Aulen noeh als Sattelgrate oder als aus ihnen hervorgegangene "Reihen-Ekzeme" bezeichnen soll, weil die Vorkommen nur noeh in

1) Salaauftrieb, S. 126ff. ., Ober meiDe tektoDi8ehe AuHUlung vgl. SalzAuftrieb S. 83ft. EiDwen·

dDDgeJ1 .md von S"I"ILLK erhoben worden (Die Faltung d8II deutldten Bod8lll. .K&Ii 1911). L.

152 r. AufaltStl und MitteilWlgen.

:O.tlssigung vorausgeht, und weU die Umbildung sich in bedeutenderen }I ..... n abspi.lte. als bel der Bildung von Kieserit und Anhydrit.

Wo Hartaalze entstanden, scheint die "Sehmelzung" des Kainiis .tets grIl88ere Lagertelle ergriffen zu hoben. Die urspr1lngllch· dem Kalnlt zw!och.ngelagerten Stelnsalzbänk. trennten sich von der· schmelzenden. Kainitm&886 und bildeten das für manche Hartsalzlagor charakteristische Fundament aua sogenanntem "deszendenten" Stein­salz. Hierdurch erklll.rt .ieh auch die Anreleh.rnng des Kaligehaltes im Horts&Iz. Im Carna\lit .cheint die Erotarrnng nach der KaI.it· 8Chmelzung eine diskontinuierliche gewesen zu sein. Es wurde zum groBsen Teil die Struktur vollkommen zerstört und es bildeten sich in der Grnndma886 von Carnallit. neben. den Resten des ~enprengten Steinllalzlagen und 8alztonst11cken Konkretionen aus Steinsalz, Kieserit und Anbydrlt. Wir führen Iflr die .. Struktur d.n Namen .Gemenge· C&l'D.allit" ein, da der Begriff Konglomerat (EvBBDnm's HauptsaIz~ konglomerat) einen mecha.niscben Transport involviert.

Es liegt Russ.rordentlich nahe. tor gewl88e geschlehtete Cam.I­Ilte, wie sie typisch im Harigenden der konglomeratiBchen in StaSIl­fm't, SalzdetJ'urth und Wilhelmshall zu finden sind, eine ursprD.ng­lIch. Entstehung anzunehmen. Ist diese Auff .... ung zutreffend. sc würde die hier auftretende Deformation deli Kieserits darauf hin­weisen, dass sieh die stark gewlLsserten llagnesiwnsulla.te paragenetisch mit CarnoJlit ausgeschieden haben, welches im 200-Diagramm VAlIl

T·HoF .. •• noch nicht zurrifft. Erst bei 18' v.rschwlndet KleBerit'). Bei die •• r Vorsteilung ergiht sich also Dach d.m chemisch.n

Befund. etwa 20" a1. dI. 0 b. r e T.mperaturgrenz. Iflr die ursprüng­liche Al188Cheidung.

Das Vorkommen von Langb.lnlt n.ben Sylvln und Kieserit b.­weist, dass wenigstens in einigen Lagerteilen die Temperatur durch El'derwlLnnung auf über 850 gestiegen ist.

Die beschri.benen UmbildungsvorgILnge sind nicht reversibel Im Gefolge ein.r .piteren H.raush.bung und Abk1lhlung der Salz­.chichten. Die grossen Mengen auagetrl.b.nen W .... er .ind namHch inzwischen verdun.tet oder als Lnsung von Chlormagneslnm aus den umgebild.ten Schichten ausgepresst. Erot Im Bereiche des Grund­w&88en, in den sogenannten But.zonen, sehen wir den alten Zustand, insbesondere Ka1nitwieder hergestellt. Die lltarke Volumenausdehnung bei der R1Iekbildung mag anch dam beigetragen haben. dass dI. RI... zngepre .. t wurd.n. und dass dI. Umbildung auf dl. hangendsten Partien besehrllnkt blieb. Auch die Entstehung von Gips in 1300 m Teufe, von der oben die Bede war, ist zu den ~eb.einungen der Hutbildung zu rechnen.

E8 wurde an anderer Stell.') der N achw.is ge11!hrt, das. die Deformationen durchweg älter .ind. a1. die Eingriffe der Gebirgs.

I) V .... 'l'Hon, I. c. I. S. 61.

15t I. Aufsltu und Mitteilungen.

d.r Lage. nicht ab.r mehr in d.r Form. Ihren Entstehnngsgrund ver­raten.

Ein. zweite Form tektonisch angelegter Reihen-Ekzeme hnt kUrzl!ch KIIl8CBllA1<l< beschrieben. Im Allertal· baut .ieh ein solch .. nicht auf einem Satte1grat, sondern auf einer Flexur auf, welche späte.ten. zu jungtriassischer Zeil gebildet wurd ••

Das Alter der Ekzeme ist in vielen Fallen durch Transgressions­vorgAnge festzulegen. Geht nlmlich hauptslehlleh in Zeiten einer negativen Strandverschiebung. In d.m Kampf. welcher zwlsch.n dem Auftrieb des Salses Und seiner Aufl08ung durch Grundwasser besteht, der Auftrieb als Sieger hervor. sc bilden sich Hügel und Kuppen "on durchschnittlich 1 km Dnrehme ... r In d.r Land.chaft fiber d.m Salz. aus. Solch. H1lgel sind In der Knstenebene am mex!kanischen GoU unter dem Namen "hleB" bekannt. Sie kommen, wenn aucb weniger deutlich, bei UDB in Norddeutschland vor bei LÜ1ieburg, Segeberg. in d.r Nord ... (Helgoland) und in Posen (kupp.ufnrmige It~rhebungen bei Hohensalza, Exin und Wapno). Das BeiSpiel von Helgoland erklll.rt. wI. .olch. Erhebungen über Ekzemen durch lIeerestransgressionen über ältere Deekscilichten gekennzelchn.t w.rden. In Lonl.iana wIlrden sich .ogar b.1 einer geringf1lg!gen Strandverschiebung Meeresaedimonte auf blankes Ekzemaalz autlagern.

So ist e8 auch im Al1ertal zur Zeit des mittleren Keupers mit Sedi­menten geschehen, welche hente, nach einer wechselvollen Geschichte des &lzvorkommens, in einem Auslaugnngagraben über dem Salz· knrper erhalten gebli.ben sind.

Du Vorkommen im Allertal steht nicht vereinzelt dB. Eine rrrangre88ion von mittlerem Keuper laBSt sieb. aneb. nachweisen bei Failersleben und noch I.lter (mittlerer Musch.lkalk) ist .in ähnliche. Vorkommen eines allerdings bereits "vernarbten~ Ekzems in Nieder­hessen , llber welches demnl.chBt &ustt1hrlicher berichtet werden soll.

Das eigentliche Verbreitungegebi.t der Salzatöeke ist dus nord­deutsehe Tiefland, wo sie sehr häufig ganz isoliert auftreten.

Es erhebt sich nun die bei der Verhülltheit des Untergrundes schwer zu klArende Frage, ob diese Vorkommen zwar nicht in ihrer BUdung. wohl ab.r in ihrer Lage tektonisch vorherbestimmt .ind. Die Frage i.t nicht schon dadurch gelnst, dass man etwa LlInehurg und H.lgoIand durch ein. .herzynisch.- Linl. verbindet, die nun im guten Glauben hingenommen werden mU88.

Durch Vergl.ich von Bohrungen und bergbanllchen Aufschl1l8sen a.uf dem Bernburger Platean , aus der Gegend von Bleieherode und Im Manof.lder Seekrela lilBst sich .rs.hen. dass auch ohne tekto­nisch bevorzugte Lage ganz autrlUl!ge Mächtigkeltssch .... anknngen d.r ZechsteiDBAlzlager auftreten knnnen.

Es ist deobalb auch bei den Se1sstneken Im TleHand in allen FIUl.n ~e innere und äuasere F 0 r m, in vielen Fällen wahrscheinlich auch

73

74

S. ARRUBNIOS U. R. LACH1U.!'I!N - Bildung der SalzlagersUltten. 155

die Lage nicht durch gebil'gsbildende Vorgänge, sondern auch durch Einwirkung des Grundwassers autoplast bedingt, was physi­kalisch wohl erklärlich erscheint J).

Die Wirkung des Snlzauftriebs ist im einzelnen Falle in erster Linie abhängig von den inneren und äusseren Reibungsverhältnissen des aufsteigenden Salzkörpers. Es leuch~t ein, dass bei einer nach oben zu konvergierenden Lage der Begrenzungsfiächen der Salzstock sehr bald zum Stehen kommen muss. Dies trifft zu beispielsweise beim Ekzem Fallersleben , ,velches an seinem Kopf von unter 20-aOo einfallenden Deckschichten umgeben ist und seit der Gips­keuperzeit scheinbar nur wenig mehr gewachsen 1st.

Bei anderen Vorkommen hat der Salzstock eine senkrechte, ja überkippte Lagerung gegenllber der Umgebung angenommen. Die Begrenzungslinie eines reifen Ekzems ist die sogenannte Sehwanen­halskurve oder eine S-Linie, wie sie P08EPNY 11) aus Siebenbürgen beschrieben hat und wie sie auch im Allertal und bei Hannover konstatiert werden kann ').

Die Ausbildung von senkrechten Schrammen an der polierten Grenzfiäche, das Mitführen von losgerissenen Fetzen von Nebengestein, das Entlangspillen von Salzwasser sm Kontakt und endlich die Ab­lagerung der mitgeschleppten Gesteinsbrocken oberhalb der als Salz­spiegel bezeichneten Auslaugungsgrenze des Salzkörpers - alle diese Erseheinungen sind eben so viele Vergleichspunkte mit dem physi­kalisch vollkommen analogen Gletscherphänomen. Wie beim Gletscher, ist auch bei den Salzmassen die Geschwindigkeit der Bewegung, ab­gesehen von Einflüssen der Reibung, eine Funktion von Querschnitt Wld Länge des Salzstroms. Im allgemeinen ergibt sich also eine Beschleunigung der Bewegung im Laufe der geologischen Zeiten. In Norddeutsch land kann die Geschwindigkeit, gemessen an der Mächtigkeit der unlöslichen Ausscheidungen unter den Transgres­sionen aus der oberen Kreidezeit, mit etwa 1 m in 10-50000 Jalu'en eingeschätzt werden. Wie weit die direkten Messungen durch Fein· nivellements zum Ziele führen, welche HARRIS 4) an den Ekzemen von Louisiana ausfüll ren lässt, muss abgewartet werden.

Die innere Struktur der Ekzeme wird beherrscht von den wechselnden Reibungsverhältnisscn des Salzstockes in den versehie­denen QuerSchnitten. Da weiter die spezifis'che Gewichtsdifterenz zwischen Deckschichten (2,4-2,6) und Steinsalz (2,16) nur etwa -----

1) ARRHRKIUS, 1. e. S. 14 ff. I) Studien aus dem Salinargebiete Siebenl?ürgens. JlLhrb. d. Geologischen

Reichsanstalt XXI. 1871, S. 162. 3) über Einzelheiten, besonders fiber ErscMpfung und über lIVemarbun~'

von Ekzemen soll demnächst in der Zeitschrift "Kali" ausfO.hrlicher berichtet werden.

') Economic Geology IV. 1009. S. 3Off. Oeolo(bohe BundldliU. 111. 12

S. AKRHENIUS U. R. L.\.CRlIA~Ut - Bildung der Salzlager8tAtten. 157

zur Entstehung von Hohlräumen führen. Vielmehr werden in­folge von Druckverschiedenheiten bei der leichten Verschiebbar­keit (Rekristallisations-Plastizitt"\t) der Salzmassen die entstehen· den Hoh~räume in statu nascendi geschlossen. Im weiteren Fortgang der suhten'anen Salzauflösung tritt rings um die Angriffspunkte des Grundwassers eine MächtigkeItsab­nahme in den Salz lagern ein. Alsbl.l.ld macht sich die Schwel'­kratt geltend, indem die spezifisch leichteren, in sich beweglichen Salzmassen von einem Auftrieb gegenüber den schwereren Deck­schichten ergriffen werden. Der Su]zauttriebformt die Steinsalzmn!!sen zu zylindrischen Körpern (F.kzemen), welche bei ständiget' rHndl~eher Auflösung in lang. samem Aufsteigen die bangenden Schichten emporheben. Im Xiveuu der oberen Hauptd.nrtösung bildet sich eine Gleichgewichts­fläche aus, der sogenannte Salzspiegel, übel' welchem die unlös­lichen Bestandteile der Ekzeme aufgestapelt werden. Die Bildung von Ekzemen wird durch tektonische Vorgänge (Brüche, Flexuren) begünstigt, so dass Ekzeme häutig in :'eihen­rörmiger AnordnWlg entstehen. Durch die wechselnden Verhältnisse der llusseren und inneren Reibung, ferner durch die Zusammensetzung der Salzstöcke aus spezifisch leichteren und schwereren, mehr oder minder löslichen Salzarten werden Differentialbewegungen innerhalb der Ekzeme bewirkt, welche sich als stehende Falten von teilweise sehr gro!)8en Dimensionen in den Kalibel'ghRuen kenntlich machen.

lJ)6 I. Aufsiltze IU1d Mitteilungen.

doppelt so gross ist, als zwischen Steinsalz und Carnallitlagern (2,03) 1),

so ist leicht verständlich, dass die Carnallitmassen aus der Tiefe bei der Antwärtsbewegung vOl'eilen '). Endlich spielt bei der Geschwin· digkeit des Auftriebs natfil'lich auch die Rekristallisierbarkeit, also die verschiedene Löslichkeit der Schichten eine grosse Rolle.

~lus allen diesen inneren Verschiedenheiten der Salzschichten resultieren innerhalb der Ekzeme Differentialströmungen in verti­kaler Richtung. welche sich in den stehenden Falten der norddeutschen Kalisalzlager 8) in so liberwältigender Weise zu erkennen geben.

E. Zusammenfassung.

A. Erklärung der inneren Deformationen der Salzlager. 1. Es wird davon ausgegangen, dass die Zechsteinsalze in einem

abgeschnürten .:\lecresteil bei einer rremperatur von uTJter 20 0

zur Ablagerung gekolllmen sind. Die durchschnittliche Tempe­ratur mag 10° hotragen haben.

2. Die Abweichungen von der durch VAN'T HOFF festgestellten Kli­sta1lisstionsfolge der ::Ueel'essalze erklären sich:

a) IIu8ntitativ durch geologische Veränderungen während und nach Abschluss nos Klistullisationsprozesses,

b) qualitativ dadurch, dass die Salzlager im Laufe des Meso­zoikums dnrc,h mehrere Kilometer mächtige Sedimente ein­gedeckt wurden und unter dem Einfluss der Erdwärme z. T. ihr Kristallwasser verloren, z. T. zu neuen Mineralverbin­dungen zusammentraten.

;}. Infolge der dabei auftretenden Volumenänderungen stellten sich Druckverschiedenheiten ein, denen die Salzgesteine in Berührung mit dem freigewordenen Wasser als Kristallbrei durch Verbiegung der Schichtung nachgaben. Derartige Vorgänge, nicht der hypo­thetische faltende Gebirgsdruck, haben die beobachteten inneren Deformationen der Salzlager hervorgerufen.

4. Die Umwandlungen machten sich am radikalsten in der heutigen Carnallitregion der Kalisalzlager geltend. Hier wurde grossen­teil!! der ursprüngliche Schichtenverband vollkommen zerstört, und es entstand die von EVERDING als "Hauptsalzkonglomerat" beschriebene Gesteinsstruktur.

B. Erklärung der äussel'en Deformationen der Salzlager.

5. Das Grundwasser bewirkt lokale Auflösungen der Salzlager, welche aber in grösseren Tiefen nicht, wie etwa bei Kalken,

I) 650/0 Camallit, 25 010 Steiosal", 20% Kieserit. 2) Beispiele aos Beienrode und Dasdemona in "Salzauftrieb" S. 74ff. Fig 28.

Wahrscheinlich haben die Akkumulationen von Camallit in den Sch1lehten von Jessenitz und Teutonia die gleiche Ursache.

3) SalZauftrieb S. 79 -S2.

M. Teichmüller . R. Teichmüller

The ehemieal and struetural metamorphosis of eoals Geol Rundsch 42:265-296

Translation received: 31 July 2002 © Springer-Verlag 2002

If a sediment is heated or subjected to pressure so that it becomes significantly altered, either chemicaIly or struc­turaIly, it is said to have been metamorphosed. As Niggli and his coworkers have shown, glacial ice is, by this definition, metamorphic. The original material, snow, has been fuIly changed - it has been reordered and re­crystaIlized, like a shale being altered to a crystaIline slate. The situation with carbonaceous matter is similar. Coal [Steinkohle] is so different structuraIly and chemi­caIly from peat that it must be termed metamorphic, even when the other rock types adjacent to it show no signs of metamorphism (e.g., the coals of Bohmte in the Wealdean clays of the Lower Saxony Basin). CoIloidal carbonaceous material includes a number of complex carbon compounds, and is especiaIly sensitive to in­creased temperature and pressure.

It is apparent that the boundary between diagenesis and metamorphosis is not weIl defined for carbonaceous material. As a rule, the loss of water from humic matter to become lignite [Braunkohle] is usuaIly considered to be diagenesis. However, as the material is altered from soft lignite [Weichbraunkohle] to the stage of glance lig­nite [Glanzbraunkohle], there are such marked structural alterations that they need to be described in greater detail.

1. The alteration of carbonaceous matter in the lignite stage

In its structure, soft lignite differs only slightly from peat (Thomson 1950); its water content is still high. By contrast, hard [Hartbraunkohlen] or glance lignites [Glanzbraunkohlen] are often macroscopically and mi­croscopically almost indistinguishable from true coal

Translated by William W Hay

w.w. Hay (Ci!.:l) GEOMAR Forschungszentrum, Wischhofstr. 1-3,24148 Kiel, Germany e-mail: whay@geomar.de;whay@gmx.de

[Steinkohlen]. Microscopically the difference between soft lignite and glance lignite is the most obvious of the entire coalification series: in the soft lignite the structural elements are loosely packed and disordered with refer­ence to the bedding, but in the glance lignite they have been compacted and oriented parallel to the bedding planes. Xylites or woody remains, which in soft lignites are hardly distinguishable from recent wood, have been transformed to compact, thin vitrite bands in glance lig­nites. In this transformation, the cell lumens, which are empty or filled with water in soft lignites, become com­pletely compressed. One has the impression that the woody materials were, to a large extent, originally soft and that they have been homogenized. At the transition from soft to glance lignite there must have been a high degree of peptization of the humic substances. As this occurred, colloidal humic solutions were produced; these permeated all of the carbonaceous matter and, as the ma­terial dried out, become glued together and solidified I. This obvious cementation process has been termed "Vergelung" (M. Teichmüller 1950). Van Krevelen (1951/52) used the term "collinitisation".

The process can be simulated experimentally, as has been shown by, among others, W. Petrascheck (1947) and Dulhunty (1950a). Dulhunty heated soft lignite satu­rated with water for a lengthy period of time to a temper­ature of 100°C under apressure corresponding to a buri­al depth of 1400 m. The result was a shiny, hard lignite [glänzende Hartbraunkohle ] as the water content of the carbonaceous matter sank to 24% and the volume was reduced to 40% that of the original material. The process is dependant on pressure, temperature and time. The most important factor is temperature. Chemical changes playa lesser role in this stage. H. Stach was able to pro­duce an artificial "Pechkohle" [pitch coal] solely through peptization of a soft lignite treated with alkali and sub se­quent drying of the watery carbonaceous gel at room

I Saturation of this sort with colloidal humic material occurs locally in peat [Torf] and soft lignite [Weichbraunkohle] (M. Teichmüller 1950). However, there it is restricted to certain of the components or to particular facies types or layers.

76

Fig. 1 The content of bound water in the glance lignite [Glanzbraunkohlen] seams of the Haushamer syncline of the Bavarian alpine fore land de­creases with the age of the seams and the tectonic depth

Fig. 2 Degree of decrease in bound water in coals of Upper Silesia. The individual lines show the gradient of water de­crease in the various drill holes and mining sections. Depth dif­ferences can be read from the scale in the tower right. The individual curves are ordered according to water content. Thereby it becomes evident that with declining water con­tent the gradients of water loss decrease (after M. Teichmüller and R. Teichmüller 1949). 1 Weil Trzebinia, 2 Tenczynek (Glückauf, Kristina), 3 Janina, 4 Weil Pogoryce, 5 Jaworzno, 6 Weil Koscielsce 2, 7 Weil Koscielsce 3, 8 Weil Theodor Körner, 9 Fürstengrube 127, 10 Valeska, 11 Gräfin Laura, 12 Castellengo, 13 Abwehr, 14 Wolfgang, 15 Brzezszce, 16 Silesia, 17 Weil Katschütz, 18 Gleiwitz

N

+500

,0

5

18

temperature. This product was almost indistinguishable chemically from the original carbonaceous matter.

The transformation from soft lignite to glance lignite is, according to H. Stach (1933), primarily a colloid-phys­ical process. The chemie al alterations are, as noted, rela­tively slight: the carbon is only slightly enriched2• The acidity of the humic substances remains (it is evident in the ability of lignites to dissolve alkalis, and is not lost un­til the coal stage [Steinkohlenstadium] is reached). Since structural changes dominate, the water content of the lig­nite stage is a far better measure of the degree of incoalat-

2 According to the structural chemical calculations of van Krevelen (1953), the content of aromatic hydrocarbons should climb rapidly at the expense of non-aromatic hydrocarbons in the glance lignite stage [Glanzbraunkohlenstadium].

6., --'-""0.'-

10 15 20

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L /A,~2

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25 % H2 0

1

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~ 1000m J

ion than the carbon content or content of volatiles. Never­theless, the dewatering of carbonaceous matter gradually decreases: according to Schmitz (1932, the soft lignite of Cologne) and Edwards (1948, the Australian soft lignites), the water content of fresh moist coal from the mining pits decreases 1 % with every 30-m depth, and Schürmann (1927) reported that the water content of the hard lignites of Bomeo decreases 1 % per IOO-m depth. In a similar manner, the bound water content of the pitch coal [Pechkohle] of the alpine foreland decreases 0.5-1 % per IOO-m depth (see Fig. 1). The dewatering takes place even more slowly in the co al stage [Steinkohlenstadium]. The decrease in water loss with decreasing water content has been demonstrated very clearly through deep drilling in the Upper Silesian coal basin (see Fig. 2).

lU 20 30 40 50 60 % Wasser i i i i 7!

Hartbraunkohle

Flammkohle

Gasflammkohle

Gaskohle

Fettkohle

__ -+-_~ Eßkohle

! Magerkohle

Anthrazit I ~ 40 % Flucht. Bestandteile

Fig. 3 The decrease of water and volatile components of coals in the individual stages of metamorphism. [Wasser = water; Wasser­gehalt = water content; der lufttrokenen Kohle = of air dried coal; der grubenfeuchten Kohle = of wet coal from the pit; Gehalt an Flücht. Bestandteilen = Conte nt of volatiles]

As the results of the experiments (discussed above) have shown, the water content of the carbonaceous mat­ter is largely dependant on the temperature, pressure and their duration. The experiments of H. Stach, mentioned above, have also shown that time plays a role in the ag­ing of humus colloids. However, the heating of the car­bonaceous matter is more effective than time (Dulhunty 1950a). It leads to a rapid drying of the humic colloids and, at the same time, hydrophilie groups are split off from the humin molecuIes. Without doubt, pressure also plays a role, because it collapses the pores of the carbo­naceous matter, thereby aiding the release of water from the larger capillaries. The process is facilitated when the temperature also increases because the viscosity of the water decreases (Dulhunty 1950a; Fig. 3).

In accord with the experimental observations, the wa­ter content of lignites decreases in certain of the tectonic zones of compression of the Australian coal fields (Edwards 1948). Also, as Berkowitz and Schein (1952a) have shown, folded glance lignites of Pakistan some­times have minimal water content, equal to bituminous coals [Fettkohle]. Although these glance lignites have hardly been altered chemically, their structure has been greatly altered by tectonic compression. In other words, the structural metamorphosis outstrips the chemical al­teration. Hence, even glance lignites may be termed metamorphie.

H 16

C u

12

10

o 5 C

77

Fig. 4 The increasing similarity of chemical composition of dif­ferent original materials in the course of metamorphism (after van Krevelen 1951/52) [Algen = Alge; Blatthäute + Sporen; Leaf cuti­cle + spores; Holzgewebe = Wood tissue]

2. The transformation of earbonaeeous matter in the eoal stage [Steinkohlenstadium1

a) The chemical metamorphosis

Because coaly matter consist of a great variety of original plant materials, each of which has its own incoalation sequence (see Figs. 4, 10), it is necessary to always use the same component of the carbonaceous matter in defining the grade of chemie al metamorphism. The ma­terial best suited to this purpose is the chemically relative­ly homogeneous vitrite (Patteisky 1925; W. Petrascheck 1947; M. Teichmüller and R. Teichmüller 1949; van Krevelen 1951/52).

The chemie al metamorphosis of coal has long been expressed in terms of data on eIemental analysis (C, H, 0) and quick analyses (bound carbon, volatile compo­nents). Recently, it has become common practice to give not only the absolute values of the elemental analyses but also the atomic ratios H/O, H/C, and OIC (Mott 1942; Mackowsky 1949a; van Krevelen 1950; Huck and Karweil 1953a). Thereby one gains a first impression of the changes in the chemical constitution of the carbona­ceous matter (van Krevelen 1952).

Since publication of the important work on changes in the chemical constitution of the carbonaceous matter in the course of metamorphosis by H. Stach (1933), recent investigators have again begun to characterize incoalat­ion in terms of structural chemistry (van Krevelen 1950, 1952, 1953; Huck and Karweil 1953a).

Van Krevelen has devised a new means of character­izing the changes: he uses both chemical and physical methods to examine all of the vitrite without using oxi­dative, hydrative, or dissolution processes. In so doing, he follows the example of Watermann (cf. Leendertse et al. 1953) who developed this method for the structural analysis of petroleum. Its application to carbonaceous matter assurnes that vitrite is a glass-like material, that is,

78

0,7 0,8 0,9 1,0

_2· Fa C

0,2 0,3 0,4

_..8. C

Fig. 5 A The increase of aro­matic-bound carbon, and B the increase in the number of rings per carbon atom in the course of metamorphism (after van Krevelen 1953) 80 I \

90%C I \.:1

a sort of supercooled liquid. If this is the case, and much evidence supports this idea, it is possible from elemental analysis of the carbonaceous matter and its density to es­timate the proportion of aromatic compounds and the av­erage number of rings per carbon atom. Van Krevelen thought that the nu mb er of carbon atoms which belong to rings decreases as metamorphism proceeds to high­volatile bituminous coal [Gasflammenkohlen] but then increases sharply to anthracite (see Fig. 5). The content of aromatic carbon, which increases rapidly from soft lignite to glance lignite, increases only slowly in coals to the medium-volatile bituminous [Fettkohle] stage but then increases rapidly in the low-volatile bituminous [Magerkohle] and anthracite stages (Fig. 5). In highly metamorphie anthracites almost all of the carbon is bound in aromatic compounds. The size of the aromatic ring systems which, according to van Krevelen, can be determined from elemental analyses, density, and refrac­tion index, steadily increases during the metamorphie process, being especially rapid in highly metamorphie coals and anthracite.

Van Krevelen came to the following view of the pro­cess of metamorphosis. In slightly incoaled carbona­ceous matter, the relatively small aromatic ring groups are bound to each other by non-aromatic bridges. Be­cause of this, the coal moleeules have a three-dimension­al structure, as has been assumed for the "micelIes" by Bagham et al. (1949). Gradually the bridges are de­stroyed and, at the same time, the lamellar aromatic complexes become increasingly wider. They grow into layered, honeycomb-like structures. The aromatic lamel­lae are stacked in parallel sheets, although they do not have astriet regular orientation as in the case of graphite. This stage corresponds to the crystallites with "turbostra­tal" structure, which Blayden, Gibson and Riley (1944) found by X-ray examination of carbonaceous matter. As the aromatic layers grow larger, the crystals become ever more graphite-like.

Huck and Karweil (l953a) consider, on the basis of comparative adsorption and porosity measurements on activated carbons, that there are several original carbona­ceous materials. The coal moleeules consist of an aro­matic compound forming a "nuclear system", and a non­aromatic "methylene system" which is rich in hydrogen and oxygen. It is suspected that the nuclear system is de­rived from lignin and the methylene system from degrad-

A B

ed cellulose. The nuclear system remains almost constant in size during the metamorphosis, whilst the methylene system is gradually dismantled. In bituminous coal [Fettkohle] with 90% C, almost all oxygen is in the methylene groups. The metamorphosis of the organic compounds in slightly incoaled carbonaceous matter consists initially of breaking the carbon chains of the methylene system and, from the bituminous coal [Fettkohle] stage on, linkage of the dominant aromatic moleeules plays the major role.

In principle there are no differences between the con­cepts of van Krevelen and Huck and Karweil. Although we are just at the beginning of an understanding of the chemical composition of carbonaceous matter, and the observations made to date must be supported by further investigations, it seems that a sure result of recent work is: the chemie al metamorphosis of carbonaceous matter is characterized by an increasing aromatization of the hu­min (ulmin) complexes. Hydrogen- and oxygen-rich moleeules having non-aromatic character are degraded. At the same time, condensation processes occur whereby the molecular complexes become more and more inte­grated. This corresponds to the view of H. Stach (l933). H. Stach came to the conclusion that the nucleus of high­molecular weight humin molecules apparently in "each incoalation condition... is built in the same way" and "the incoalation series is caused by more or less drastic changes of peripheral groups". The results confirm the conclusions which had been reached in the 1930s through fractional solution experiments (Peters and Cramer 1934), hydration ( Fischer, Sprunk, Eisner, Clarke and Storch 1939), oxidative degradation (Juettner 1937; van Krevelen 1951/52) and thermal degradation (Lowry 1934) on carbonaceous matter. These showed that with increasing incoalation, the degree of condensa­tion and aromatic content increase. The changes are most strongly developed from the bituminous stage [Fettkohlenstadium] on and are especially obvious in the anthracite stage.

One can ass urne that the easily split oxygen- and hy­drogen-rich moleeule groups escape as volatile compo­nents during carbonization heating in a crucible, whereas the stable, condensed aromatic moleeule groups remain behind in the coke formed in the crucible (van Krevelen 1953; Huck and Karweil 1953). Insofar as the content of volatile components is a measure of the aromatization of

Glanzbraunkohle

Flammkohle

Fettkohle

e 12 16 20col/g 20JO!.~

\1 ~

79

" 5°:'0 1" rl D '8 0,0 O,4k

Innere Feuchtiqkeit

Benetzungswärme (in Methanol)

Härte Zermahlbarkeit Kristallit­größe

Reflexion Brechungs- Absorptions-

Fig. 6 Changes in physical properties of coals in the course of metamorphism (measured against C content; modified after van KreveJen 1953) [Innere Feuchtigkeit = Internal moisture; Benetzungswärme = Heat of wetting; Härte = Hardness; Zermahl­barkeit = Ease of pulverization; wahre Dichte = True density; Kristallitgräße = Crystallite size; Reflexion = Reflectivity; Brechungsindex = Index of refraction; Absorptionsindex = Index of absorption]

coaP, van Krevelen showed in 1953 that one can in fact calculate the content of aromatic carbon (which, accord­ing to his method, can be determined from elemental analysis and density) from the content of volatile compo­nents.

b) The structural metamorphosis

The structural changes in coal in the course of metamor­phism have been the subject of intensive research during the last decade. New breakthroughs in this area of re­search have been made especially in England. In 1944, the results of aseries of colloid-physical, optical, and X-ray investigations of carbonaceous matter were report­ed in the "Proceedings of a Conference on the Ultra-fine Structure of Coals and Cokes".

Investigations of the internal surface area and capil­lary spaces within the carbonaceous matter have proven to be especially important (Fig. 6). It has long been known that the natural water content of air-dried coal from high-volatile sub-bituminous coal [Flammkohle] to the bituminous coal stage [Fettkohlenstadium] sinks from about 5 to 1 %, and then rises slightly in anthracite. The same behavior is also shown by the so-called maxi­mal internal moisture, i.e., the maximal artificial water adsorption of the carbonaceous matter (Dunningham 1944; Dulhunty 1947, 1950b). This also reaches a mini­mum of 2% in bituminous coals [Fettkohle] with 90% carbon content, whereas in high-volatile sub-bituminous coals [Flammkohlen] with 80% C, it is approximately 15% and in anthracite with 95% C it is only 4%. Since the water in air-dried coals is bound by adsorption, the lower water contents indicate a smaller internal surface area in the carbonaceous matter. This can also be calcu­lated from the adsorption of organic liquids, such as methanol, or even better from adsorption of gasses such as argon and nitrogen. Also, the heat which is de-

3 This measure of incoalation cannot be used for lignites [Braun­kohlen] and far water-rich high-volatile sub-bituminous coals [Flammkohlen ].

index index

veloped by moistening of carbonaceous matter with liq­uids or gas ses (nitrogen) as a result of the decrease of free surface energy, e.g., the so-called heat of wetting, gives information about the internal surface area (Griffith and Hirst 1944; King and Wilkins 1944; Dressel and Griffith 1949; Berkowitz 1951; Zwietering, Oele and van Krevelen 1951; Lecky, Hall and Anderson 1951; Malherbe 1951). U sing argon and nitrogen, Lecky, Malherbe, van Krevelen and coworkers arrived at values of 1-3 m2 of internal surface area per gram of carbona­ceous matter. Using methanol, Berkowitz and Schein (1 952b ) arrived at much larger numbers. Obviously, in the latter case the carbonaceous maUer swelled, causing the capillaries to distend. Also, through the use of these methods it became apparent that the internal surface of coals decreases from the high-volatile sub-bituminous stage [Flammkohlenstadium] to the bituminous stage [Fettkohlenstadium], and then increases slightly to the anthracite stage.

On the basis of heat of wetting, King and Wilkins (1944), Berkowitz (1951) and others have estimated the mean size of the colloidal units of the coals, the so-called micelles. Berkowitz proposed that they are 120-l30 Ä. Thus, the coal micelles are not much larger than rubber molecules. According to the view of Bangharn, Franklin, Hirst and Maggs (1949) and Berkowitz, the coal micelles are spherical and do not change in size during metamor­phosis - the spheres become more tightly packed with incoalation. King and Wilkins, however, assurne that the micelles become larger with incoalation, and change form. The micelles are probably relatively loose agglom­erations of molecules which have similar composition but become more complex toward the center of the mi­celles and thus act indifferently with respect to heating and solvents.

Microhardness, elastic modulus and solidity of coals, which are important in their mining and pulverization, decrease from high-volatile sub-bituminous co al [Flammkohle] (>40% volatiles) to bituminous coal [Fettkohle] with 20% volatiles, and then increase rapidly (see, among others, van Krevelen 1953). Bangharn and Maggs (1944) attribute the solidity of slightly incoaled carbonaceous matter to van der Waals forces and the so­lidity of anthracite to chemical bonds. Huck and Karweil (l953a) assurne that the molecules of slightly incoaled carbonaceous matter are held together by hydrogen bonds: the coal loses solidity in proportion to the loss of these bonds during metamorphosis. In highly incoaled coals, especially anthracite, multiple bond valence forces result from linking of the molecules. In bituminous coal

80

[Fettkohle], the hydrogen bonds have been largely elimi­nated and the molecular links are weak; as a result, the solidity of bituminous coal [Fettkohle] is minimal.

The low solidity of bituminous coal [Fettkohle] is ap­parent from experience in mining (largest occurrences of fine coal!) and in making briquettes without the use of bonding agents. Bituminous coals [Fettkohle] with 20% volatiles are easiest to use for making briquettes because their resistance to deformation is especially low. Accord­ingly, microtectonic plastic deformation is often ob­served in the bituminous coal seams of the Ruhr (M. and R. Teichmüller 19544).

After it had been determined that bituminous coals [Fettkohle] are characterized by especially low porosity and solidity, the coking properties of bituminous coal were seen in a new light (Hirst 1944; Berkowitz 1949). The smallest colloidal coal particles, the micelles, lose more of their solidity as soon as the atomic groups on their surface are set in motion by heating. The micelIes begin to slip, so that the coal appears to melt. As a result of the low porosity of bituminous coal [Fettkohle], the volatiles released by heating are trapped within the pores and expand them so that the bituminous coke swells. In less-metamorphic coals, the oxygen-rich bonds reduce the motility of the micelles, so that in coking the coal re­mains solid or is only slightly softened. In addition, be­cause of the more open pore structure, the volatiles can easily escape. As a result, the coke made from these coals does not swell. Only small quantities of volatiles are developed from heating highly metamorphic coals and anthracites. As a result of the high solidity of the coal, the volatiles cannot expand the pores. These coals produce only bad coke or only coke powder.

The example of coking of glance lignite [Glanz­braunkohle] from Pakistan supports this purely physical explanation of coking behavior (Berkowitz 1950, Berkowitz and Schein 1952a): The coaly material from Sharigh contains 74% C and 55% volatiles - it is thus chemically a lignite [Braunkohle]. Through strong tec­tonic compression its internal surface (and thereby its water content) has been so much reduced that it corre­sponds to a coking bituminous coal [Fettkohle]. In fact, this lignite produces a baked coke. Another support for this hypothesis is the experience that many non-baking coals "melt" if they are so rapidly heated that the inner gas pressure overcomes the solidity of the coal.

The true density of carbonaceous matter in individual stages of incoalation has been determined using the helium or water replacement methods reported by Franklin (1949), Dulhunty and Penrose (1951) and van Krevelen (1953). The true density declines to bituminous coal [Fettkohle] with 20% volatile content, and then increases rapidly.

A further insight into the fine structure of coals has been gained from X-ray analysis. On the basis of Debye-

4 According to Boddy (1944), coals of all ranks of incoalation can, under sufficient pressure, be deformed. Berkowitz (1951) called attention to the temperature dependence of deformation. This indi­cates that the intermolecular forces of the carbonaceous matter can not be very large.

Scherrer pictures, Blayden, Gibson and Riley (1944) dis­tinguished crystallites in coal forming a so-called tu­rbostratal system. These are aggregates of flat, honey­comb-shapes molecules having a more or less aromatic character. Although they are stacked in parallel sheets, they are otherwise not regularly arranged. Two types of crystallites have been distinguished:

I. flat aromatic lamellae, which are relatively immobile during heating and represent degraded lignin, and

2. "bitumen" lamellae which, as a result of numerous marginal atomic groups, are not so flat and not so aro­matic. They should have a longer c-axis and are mo­bile during heating. Perhaps these are degraded cellu­lose.

With the loss of volatiles, i.e., with increasing metamor­phism, the bitumen lamellae become flatter. This corre­sponds to an increasing aromatization. Blayden, Gibson and Riley have estimated the size of the crystallites in coal to be 20-30 A. In the course of metamorphosis the a-axis slowly becomes longer until reaching the low-vol­atile bituminous coal stage [Eßkohlestadium] then, as a result of loss of the peripheral hydrogen and oxygen at­oms, it rapidly expands. In this process the released car­bon valence bonds link together so that the crystal lattice becomes very strong.

Since Debye-Scherrer observations of coals show on­ly diffuse diffraction patterns which resemble those of liquids, J agodzinsky (1950/51) finds the estimates of crystallite and axis sizes questionable. Electron diffrac­tion pictures of coals show no sharp interference lines, even though the cathode rays have a shorter wavelength than X-rays and should be able to reveal finer structures (R. Teichmüller and M. Teichmüller). The "crystallites" of coals must therefore be extremely small. In addition, their "turbostratal" arrangement of atoms (discussed above) does not correspond to the order expected in a crystal lattice. This is true also for highly metamorphic anthracites which, therefore, despite many optical simi­larities (see below), are not yet truly crystalline bodies. A three-dimensional lattice first appears with graphite (Mackowsky 1950/51). Nevertheless, the sheety struc­ture of the coal molecules and molecule complexes be­comes better organized with increasing metamorphosis.

The anisotropy of coals is related to the increasing or­ganization of the structural elements in a particular plane (usually the bedding plane). Because in reflected light anisotropic effects first become visible with strong an­isotropy, it had been assumed, on the basis of observa­tion of polished surfaces, that slightly incoaled carbo­naceous matter was optically isotropic (Mackowsky 1950/51) and that the ordering of structural elements in a particular direction did not become evident until the stage of bituminous [Fettkohle] or low-volatile bitumi­nous coal [Eßkohle] had been reached. However, anisot­ropy is very obvious in thin sections of high-volatile sub­bituminous coal [Flammkohle] (M. Teichmüller 1952a). M. Teichmüller noted that, even in the glance lignites [Glanzbraunkohlen] of the Alpine foreland, there is illu-

Fig. 7 The anisotropie vltnte of a glanee lignite [Glanzbraun­kohle ] from upper Bavaria in polished thin seetion viewed through almost erossed nieols. In this position a parallel strueture beeomes visible, resembling mierosehistosity. This strueture eannot be seen maeroseopieally. Magnifieation 200X

mination and extinction of all of the vitrite as the stage of the petrographic microscope is rotated with crossed nicols. The extinction directions are usually parallel and at right angles to the bedding plane. However, in the case of folded coals they may be at an angle (W. Petrascheck 1947). Sometimes, in strongly folded glance lignites [Glanzbraunkohlen], a sort of microschistosity can be seen (see Fig. 7). In conclusion, the anisotropy of coals is independent of the chemical grade of incoalation and is produced only by the ordering of molecular complexes in response to increased pressure.

By contrast, the refractive index and absorption coef­ficient, and thereby the reflectivity of vitrite in reflected light, are dependent on the chemical structure of the car­bonaceous matter (van Krevelen 1953; H. Stach and M. Teichmüller 1953). According to measurements made by Cannon and George (1944) and the calculations (based on reflectivity) of van Krevelen (1953), the re­fractive index and absorption coefficient become greater as metamorphism proceeds (see Fig. 6). According to van Krevelen, the increase in refractive index is especial­ly marked from the bituminous coal stage [Fettkohlen­stadium] onward. In the range of anthracite, the refrac­tive index remains constant. However, the absorption in­dex increases especially sharply in the anthracite stage [Anthrazistadium], although it increased only slightly in lower stages5.

Because the reflectivity of vitrite is dependent on the refractive index and the absorption coefficient, it increas­es most sharply during the course of metamorphism where the refraction and absorption rapidly increase, that is, in the range of bituminous coal [Fettkohle] and low­volatile bituminous coals [Eßkohle and Magerkohle] and anthracites. The refractive index increases with the atom­ic density. This increases during the course of aromatiza-

5 The division of the eorresponding eurves in Fig. 6 is related to anisotropy, whieh ean first be seen in polished seetion at the bitu­minous coal stage [Fettkohlenstadium].

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tion through an increase in the number of C=C double bonds. According to electromagnetic theory of light, the capability of absorption of light is dependent on the number of freely vibrating electrons. The vibrations of the electrons are damped by the vibrations of the light, and absorption occurs (Niggli 1924). According to a ver­bal communication from Prof. van Krevelen, the elec­trons move more freely with increasing condensation of the aromatic complexes. The increase in the refractive index and absorptivity, and therefore the reflectivity, of the vitrite in the course of metamorphism are ultimately a response to the aromatization and condensation of the humin complexes. Van Krevelen (1953), after careful repetition of the observations, was able to relate the con­troversial "steps" of Seyler, i.e., the stepwise increases of the reflectivity during the course of incoalation reported by Seyler (1944, 1950), to chemical changes. He related them to increases in size of the aromatic ring systems during metamorphosis. The hypotheses that the reflectiv­ity of coals depends on the density of packing of the mi­celles (Mackowsky 1952) or directly on the carbon con­tent have not been substantiated. Reflection measure­ments on artificially sulfurized coals have shown that the reflectivity of vitrite can be very strong in spite of great­er porosity and smaller carbon content (H. Stach and M. Teichmüller 1953). This supports the view of van Krevelen that, in the long run, the structural-chemical make up of the coal is the determining factor for reflec­tivity. Insofar as the chemical structure has not been de­stroyed through extensive weathering processes, the re­flectivity of the vitrite remains an important means of determining the grade of metamorphism. Of course, only major stages of metamorphism can be determined from reflectivity. For more refined subdivision the chemical measures are essential. This is also true even if the re­flectivity measurements are made using a photocell (Cannon and George 1944, Dahme and Mackowsky 1950) which - in contrast to the subjective method of the Berek-Photometer ocular - permits objective determina­tion of the brightness differences.

An important optical aid in determining the grade of incoalation is finally also the determination of color, reflectance and grinding hardness of exinite, i.e., the spores and cuticle (Böttcher, M. Teichmüller and R. Teichmüller 1949; M. Teichmüller and R. Teichmüller 1950). The colors of exinite become paler with increas­ing metamorphism until, in the bituminous stage [Fett­kohlenstadium] (with a volatile content of about 20% in vitrite), it takes on the color of vitrinite. From this stage of metamorphism exinite can no longer be distinguished from vitrinite.

This gradual optical equalization of the individual components of the coal corresponds to their chemical de­velopment (Francis 1952; van Krevelen 1951/52). As a sketch by van Krevelen (see Fig. 4) shows, even such different original materials as wood and spores (vitrinite and exinite) have the same H/C:O/C relation when they reach the bituminous stage [Fettkohlenstadium].

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c) Results

Figure 6 offers a summary overview of the changes of some physical properties of carbonaceous matter in the course of chemical metamorphosis (measured as carbon content). Not all of the relations between the chemical structure of carbonaceous matter and physical behavior are clear. Van Krevelen (1951/52) interpreted some of these relations as folIows. In lignites [Braunkohlen], po­rosity and internal surface areas are very large because the molecules, having many polar groups with high oxy­gen content, are very bulky. Such oxygen-rich but at the same time hydrophilic groups (OH-, C02H groups) are responsible for the ability of lignites to dissolve alkalis. As metamorphism occurs, the oxygen leaves the polar groups as carbonic acid and water. This causes the inter­nal surface of the carbonaceous matter to become small­er, and the true density is reduced as a result of the rapid loss of the relatively heavy oxygen atoms. As a result of the large release of oxygen, the carbonaceous matter be­gins to take on more and more the character of hydrocar­bons and becomes soluble in substances such as phenan­threne. In the bituminous stage [Fettkohlenstadium], the inner surface area reaches aminimum. The same is the case for the true density because, in the bituminous stage [Fettkohlenstadium], the carbonaceous matter contains only a little oxygen but large amounts of hydrogen, which is especially light. Up to this stage of metamor­phism the carbonaceous matter is in part still hydroaro­matic. Under continuing metamorphism, carbon and hy­drogen are split off in the form of methane. In this pro­cess ring condensation occurs. At the same time the bonding forces between the macromolecules increase. The carbonaceous matter loses its solubility and plastici­ty, and can no longer be liquified. As a result of the split­ting off of methane from the increasingly rigid molecular structure, the internal surface area increases somewhat again, causing the internal moisture content and he at of wetting to also increase. At the same time the true densi­ty increases because the relative carbon content increases as hydrogen is lost. Reaching the anthracite stage, the ring condensation and related processes become impor­tant.

This survey shows that the changes which carbona­ceous matter undergoes during metamorphism is very different in the different stages. Therefore, there is no measure which can be used in all stages of incoalation equally weIl: the major colloid-physical changes in the lignite stage [Braunkohlenstadium] and also in the high­volatile sub-bituminous coal stages [Flamm- and Gas­flammkohlenstadien] are best expressed by the decrease in water content of air-dried coal. It must still be deter­mined wh ether a chemical indicator, such as perhaps the content of OH groups, can be found for these early stag­es. As condensation and aromatization of the molecular complexes becomes important, the content of volatiles becomes a useful measure of the degree of incoalation. Water content and volatiles are relatively easy to deter­mine and have been used by practicing geologists für

75 years. Their deeper meaning as a measure of incoalat­ion has only become apparent from the new chemical and physical investigations of the last few years.

It should not be supposed that other measures of the degree of incoalation as, for example, the content of car­bon and oxygen, the C:H relationship, the content of aro­matics, the reflectivity, color of spores, etc., have be­come superfluous - on the contrary, the more we wish to understand the basic nature of metamorphic processes, the more kinds of measurement and applied methodolo­gies will be needed.

3. The causes of metamorphism

a) The factor time

W. Fuchs (1938) noted that conversion in a chemical re­action which proceeds without consuming energy goes ever more to completion as more time is available. In a reaction which proceeds only by supplying energy, con­version will not occur without the additional energy, no matter how much time is available.

The experiments of H. Stach have shown that lignite colloids [Braukohlenkolloide] age even at room tempera­ture and pressure if enough time is available. The Early Carboniferous lignite of Moscow is an example showing that, without any significant addition of energy but sole­Iy through the effect of a long time span, a soft lignite [Weichbraunkohle] will be converted into a hard lignite [Hartbraunkohle ].

Conditions are different if energy is added. If the ad­dition of energy is very large as, for example, occurs when there is contact with eruptive volcanic rocks, lig­nites [Braunkohlen] can be quickly converted into coals [Steinkohlen] or even anthracite, as shown by the Plio­cene coals of Palembang on Sumatra. If the addition of energy occurs slowly and takes place over a long period of time, as is the case for most coal deposits, then geo­logical experience dictates that very long periods of time are required. In comparison with some older analogous coal deposits, some of the lignites [Braunkohlen] of the youngest Tertiary which have already been buried to depths of several thousand meters have not achieved the quasi-stationary chemical equilibrium which reigns at these depths. Petrascheck and Wilser (1924) were the first to note this phenomenon. Although lignite [Braun­kohle] heated above 100°C in a drying chamber for a short time gives off large amounts of water, it is hardly altered chemically. By contrast, geological experience indicates that at constant temperature a few million years suffice to transform a lignite [Braunkohle] into coal [Steinkohle] (from geological observations a temperature of 100-150 °C is adequate to produce a coal; Zetzsche 1932; Thieysen 1936; M. Teichmüller and R. Teichmüller 1949). According to R. Schultze (1948), the aromatic compounds in particular require much more time for thermodynamic changes to take place. Thus, time plays a role in metamorphism as long as he at and pressure are

available to make areaction possible (it should be re­membered that the incoalation process is in itself exo­thermal).

b) The factor pressure

Pressure undoubtedly has a strong effect on the structural metamorphism of carbonaceous matter. However, it can not break the chemical bonds. This has been emphasized by Fuchs (1953) and Huck and Karweil (1953). Because of their ring structure the aromatic compounds, which are the main components of coals, are very resistant to pressure (R. Schultze, written communication). Zetzsche (1932) found that the depolymerization of bitumen can at most be delayed by static pressure. Accordingly, at­tempts at incoalation under pressure succeed only if high temperatures are imposed at the same time (e.g., Bergius 1913). Otherwise the results are essentially negative (cf. Hoffmann 1936, Setcliff and Wilson after Briggs 1934-36).

Huck and Karweil (1953a) pointed out that sometimes the change from elastic deformation to plastic deforma­tion results in deformation energy being released as he at from the coa1y material. However, according to Kienow (1942, p. 122), the elastic modulus of rocks in slow tec­tonic processes is only 1/10 as large as that measured in experiments. This means that the temperature increase would be very slight. H. Stach (1933) and Huck and Karweil suggested the possibility that pressure forces the molecules of the carbonaceous matter closer together and thereby facilitates reactions in the solid state.

As soon as pressure is transformed into movement frictional heating occurs. This may under circumstances significantly accelerate the incoalation. This is the case, for example, with the Sutan thrust in the Ruhr coal mea­sures near Bochum. There, areduction of 6-10% in the volatiles of the Sonnenschein coal seam has been de­termined in the vicinity of the thrust surface over a dis­tance of several kilometers along strike (Böttcher and Teichmüller 1949). However, generally the vo1ati1e con­tents of coals along the Sutan, as along other thrusts in the Ruhr, decrease by on1y 1-2%. Beneath the Veen thrust at Langerwehe, the deepest coal beds of the Inde depression remain quite poorly incoaled (R. Teichmüller 1950). On the Osning thrust the mylonitized Wealdean coals are essentially briquetted but, despite the intensive mechanical stresses, they are less incoaled than the Wealdean coa1s in the overlying strata which were al­most unaffected by the tectonic activity. It is apparent that the frictional he at was rapidly conducted away, be­fore it could contribute significantly to the metamorpho­sis of the coals. Additionally, it must be noted that large­scale tectonic movements, even in times of orogeny, pro­ceed very slowly. It is not permissible to ascribe a major effect on chemical metamorphosis to the kinetic energy of fo1ding, as some have done (Patteisky 1950). One cannot speak of an acceleration associated with the slow­ness of tectonic movements. Even in the case of the dif-

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ferent rates of plastic deformation of materials, accelera­tion can be neglected as a factor (personal communica­tion from Dr. Kienow). Pressure has no decisive influ­ence on material metamorphosis.

This conclusion seems to be contradicted by the ob­servation that the chemical incoalation in the marginal basins of mountain ranges often increases with the inten­sity of folding (White 1925). However, one must recall that such marginal basins are asymmetrical, with their greatest depths near the mountains where the coal seams will later be most strongly folded. The intensive chemica1 metamorphosis can thus be attributed to the stronger subsidence and the associated greater heating (M. Teichmüller and R. Teichmüller 1949; Fig. 7). Accordingly, the metamorphism of coals in the foreland basin of the Appalachians increases much more rapidly from the upper to the lower layers than it does in the hor­izontal direction, i.e., in the direction of the tangential folding pressure (Reeves 1928). The most strongly fold­ed areas do not show the highest degree of incoalation. On the contrary, there is a close relationship in the fore­land basin of the Appalachians between the pre-orogenic depth of buria1 and the degree of chemical metamor­phism (E.T. Haeck 1943). Hick1ing (1947/48), Jones (1949) and others have shown that in south Wales the in­fluence of the pressure of a hypothetical great thrust on chemica1 metamorphosis, postulated by Trotter (1947/48), cannot be substantiated.

Likewise, the tangential folding pressure in the Car­boniferous of the Ruhr cannot, except in isolated cases, have forced chemical metamorphosis of the coals. Pattei­sky (1950), following the ideas of White (1925), tried to relate the regional decrease in incoalation from southeast to northwest to the decrease in folding intensity. Howev­er, this idea is contradicted by the fact that coal seams along the southern margin of the Ruhr coal basin show only a low degree of metamorphism in spite of intensive folding (see Fig. 8). Dubrul (1938) and Legraye (1936, 1942/43) found the same conditions on the southern mar­gin of the Belgian coal measures. Additionally, in the Ruhr coals the metamorphism increases much more rap­idly with the stratigraphic age of the deposits than in the horizontal direction. This again shows that the tangential folding pressure - in contrast to the pre-orogenic subsi­dence depth - has not played an important role in the chemical metamorphism of the Ruhr coals. The most ob­vious evidence for this condition is the concordance of isovols (lines of equal content of volatiles) and bedding surface contours (Böttcher and Teichmüller 1949) - the isovols have been folded along with the strata. The in­coalation is therefore in general older than the folding and, because of this, cannot be a result of the folding and the associated tangential folding pressure.

Further, in the Wealdean Basin of Lower Saxony, for which detailed maps of the degree of incoalation now exist (M. Teichmüller and R. TeichmüllerI950), no rela­tion between folding pressure and metamorphosis of the coals can be found. Here the slight metamorphism of the coal seams which have been strongly affected by tecton-

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Fig. 8 Regional changes in the chemical metamorphism of coals in the subvariscan Carboniferous (after M. Teichmüller and R. Teichmüller 1949; Dubrul 1931). The numbers show the conte nt of volatiles in the Sonnenschein coal seam. It is evident that the strongly folded southern margin of the productive coal measures are characterized by a relatively slight metamorphism. As a result of the asymmetry of the foreland basin, the subsidence of the coals was strongest a short distance north of the southern margin of the basin before the folding. There the metamorphism is especially advanced. Toward the fore land the degree of incoalation decreases

ics along the Osning thrust,on the one hand and, on the other hand, the anthracitization of the flat-Iying Weal­dean coals of Bohmte argue against any effect of the tan­gential folding pressure on chemical metamorphism (Fig.9).

The same is true for the fire slates [Brandschiefer = slate with a high content of carbonaceous matter] in the Lower Devonian of the Münster Eifel (M. TeichmüIler and A. TeichmüIler 1952). These Devonian deposits in the Rheinische Schiefergebirge are perhaps the best

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proof that folding pressure plays only an unimportant role in the chemical metamorphism of carbonaceous matter.

c) The factor temperature

Temperature is considered to have a great significance for the metamorphosis of carbonaceous matter, both from the chemical aspect (among others, Zetzsche 1932, as weIl as R. SchuItze 1984; Dulhunty 1950; Dulhunty, Hinder and Penrose 1951; Huck and Karweil 1953) as weIl as from the geological point of view (Bode 1939; Hickling 1947/48). Hickling has termed coal essentiaIly a geologica1 thermometer.

Every artificial heating of coal leads to a 10ss of vola­tiles and an enrichment of carbon (the most well-known example is coking). However, the temperatures at which coal begins to lose gas quickly is relatively high (250°C) compared with the temperatures which in the

Fig. 9 Chemical metamor­phism of the Wealdean coals in the Lower Saxony Basin. The marginal zones of the basin are characterized by low degrees of incoalation. Petroleum and nat­ural gas discoveries until now have been restricted to this low incoalation region [Ölfeld = Oil field; Ölspur = Traces of oil; Erdgas = Natural gas;

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Isopachyn des Wealden nach SEITZ = Isopachs of the Wealdean after SEITZ]

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rule are assumed for the natural metamorphism of coal (100-150 °C). Fuchs (1952) is even of the view that the incoalation process requires temperatures of at least 400 oe. The incoalation experiments of Terres (1952) have shown that in the watery-liquid phase, the change from peat or soft lignite [Weichbraunkohle] to glance lignite [Glanzbraunkohle ] or into coal proper [Stein­kohle] occurs at much lower temperatures than by dry heating in the absence of water: in the first case, the change occurs at 250°C within a relatively short time, but in the second case changes hardy occur even at a temperature of 350 oe. Terres no ted the strongly exo­thermal nature of the decarboxylation and dehydratizat­ion reactions in his experiments. According to Huck and Karweil (1953b), most incoalation reactions, including the splitting off of methane, are exothermal. The time factor should also be taken into consideration in consid­ering natural heat-induced metamorphism.

Geologically, the importance of temperature is most clearly seen where the carbonaceous matter is heated by volcanic eruptive rocks., i.e., in contact metamorphism. The metamorphism of the coaly material increases as the eruptive rocks are approached. Often all of the incoalat­ion stages from lignite to anthracite can be observed. The best examples are the Pliocene lignites [Braun­kohlen] of Palembang on Sumatra (Kreulen 1935, A.N. Mukherjee 1935, Seyler 1948). In contact metamorphism the chemie al change in the carbonaceous matter is de­pendent on the amount of he at introduced, and thereby the size of the intrusive body. For this reason, the effects of contact metamorphism from intrusive dikes and smaller plutons on coal seams is restricted to the imme­diate vicinity of the intrusive body. If, however, the plu­ton reaches a diameter of many kilometers, the he at from it is correspondingly large and can affect a large area. If the metamorphism from contact with volcanic rocks oc­curs quickly then, according to a communication from Dr. Huck, it can be distinguished from normal geother­mal metamorphism because, through rapid heating, the release of CO2 is thermodynamically favored over re­lease of H20. This is probably also the reason why con­tact metamorphic coa1s are shown to be characterized by relatively low carbon contents in Francis' (1952) incoa­lation diagram. In the case of the contact metamorphie coals of the Pliocene of Palembang (Sumatra), we found carbon contents to be relatively low in comparison with the content of volatiles.

Geothermal metamorphism of carbonaceous matter plays a role when the coal seams subside to considerable depths (2000 to >5000 m) and thereby come into regions of high temperature. From this it follows that the oldest coals in a basin are the most highly incoaled. This obser­vation (Hilt's rule) is by and large the case, in spite of the minor exceptions which W. Petrascheck (1953) has noted. In sections through many coal basins the isovols, i.e., the lines of equal content of volatiles, more or less follow the bedding. This proves that the metamorphosis of the coals was completed before the folding took place - hence, folding pressure cannot be the cause of the

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metamorphism. However, since it was greater than the pressure from the overlying load - otherwise the rocks would not have been folded - it follows that Hilt's rule reflects the increase in temperature with burial depth rather than the increase in pressure.

In the Ruhr coal measures the major anticlines appear to have been initiated as broad swells before the actual folding occurred in the youngest Late Carboniferous; the degree of metamorphism of the coals declines somewhat toward the anticlinal crests (Böttcher and Teichmüller 1949). The situation in the Waldenburger coal measures is similar. There the degree of metamorphism in a single coal seam decreases toward the crest of the swell. For single stratigraphie seetions, however, Hilt's rule is valid (Dantz 1940).

Comparison of the isovols of the carbonaceous matter with the depths of pre-orogenic subsidence is interesting. M. Teichmüller and R. Teichmüller (1950) have done this in the region of the Lower Saxony Basin. It was found that the degree of metamorphism and depth of subsidence are not always parallel; in the region of the Bramscher Massif the depth of subsidence is insufficient to produce anthracitization - here additional magmatic heating must be assumed (this conclusion was supported in 1953 by Lotze's finding of a younger ore formation stage in the region of Osnabrück). In addition to the sub­sidence depth, the relevant geothermal gradient plays a great role in the metamorphism of carbonaceous matter. This became apparent from the studies of metamorphism in the Devonian of the Rheinische Schiefergebirge. There the fire slates [Brandschiefer] in the region of the Siegerland ore district which, according to Brinkmann (1935), correspond to an ancient rise in the isotherms, have been especially strongly anthracitized (M. Teichmüller and R. Teichmüller).

These examples show how the geologic causes can be derived from investigations of incoalation - with the pro­viso that other factors, such as time, pressure, and tem­perature, did not influence the metamorphism of the car­bonaceous matter. We still need to consider whether other factors may be important in the metamorphosis of coals.

d) The importance of radioactive decay

The radioactivity of certain minerals incorporated into the coals can undoubtedly affect and accelerate the chemical metamorphism of the carbonaceous matter, given enough time. Tiny partieles of uranium ore in the Kamkrish Kolm of Westergotland have sufficed to trans­form this fire slate [Brandschiefer] to the bituminous stage [Fettkohlenstadium] through radioactive energy (R. Teichmüller 1952). In the Ruhr coals there are occa­sional reworked zircons; around them, E. Stach (1950) observed small contact halos in which the carbonaceous matter is distinguished by its hardness and reflectivity. However, these are exceptional occurrences: In general, radioactive radiation is only of very minor importance in the metamorphosis of carbonaceous matter.

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e) The importance of catalysts

Mackowsky (1948) is of the opinion that the catalytic ef­feet of heavy metals exerts an important influence on the incoalation process. She refers to a "catalytic guiding" of the incoalation. It will be difficult to establish the validi­ty of this hypothesis because of the many different cata­lysts which occur in nature and the fact that they may in­teract and even nullify each other (R. Schultze, personal communication).

Van Krevelen (1951/52) noted the significance of bac­terial enzymes as catalysts in his biochemical study of incoalation. These enzymes undoubtedly play a large role in the decomposition of the original plant material. However, because bacterial activity is almost extin­guished at a depth of a few meters in peat (Waksman and Stevens 1930; Baier 1938; Müller and Schwarz 1953), these catalysts must be unimportant even in the lignite stage [Braunkolenstadium]. For the incoalation of coals [Steinkohle], they are in any case of no importance. The bacteria in coals reported by Lieske are surface forms which penetrated into the long-incoaled coal along cracks. Even in the case of the bacterial strain isolated from a dense cannel coal [Kännelkohle] by Schwartz and Müller (1953), it remains uncertain whether they are au­tochthonous.

f) The importance of the original material and of early decomposition for the metamorphosis of carbonaceous matter

The original materials which form the carbonaceous matter (wood, spores, cuticle, resin, etc.) differ greatly from one another - only as metamorphism proceeds do these differences decrease (see Fig. 4). For this reason the degree of metamorphism is always measured on one particular component, vitrite. Vitrite is derived from wood and bark, that is, mostly cellulose and lignin. There is no reason to suppose that the relation of cellu­lose to lignin in the woody tissues of land plants has changed over the course of evolution of the floras. How­ever, it must be borne in mind that the resin content of woods and barks varies, and that corking (suberinization) of bark first appears in higher plants. In Mesozoie and Tertiary coals there are relatively large amounts of resin­rich vitrites. This is because since the Permian the resin­rich conifers have been most important in producing coals (Gothan 1937). Conifer wood is especially resistant to bacterial decomposition and, since the beginning of the Carboniferous, the broad vitrite strips (accordingly, the larger xylites in soft lignites [Weichbraunkohle]) have been almost exclusively derived from confer wood. This is perhaps related to the greater hydrogen conte nt of Jurassie, Cretaceous and Tertiary vitrites - in contrast to those of the Carboniferous (Francis 1952; cf. Fig. 10). In addition, especially in the Tertiary, the barks are often strongly corked and have a higher suberin content. In the Carboniferous the thicker vitrite occurrences are mostly

derived from the bark of lepidophytes (Raistrick and Marshall 1948; Patteisky 1953) which were not corked.

Biological degradation is mostly determined by the nature of the original material, the temperature, the ground water level, the oxygen supply, and the acidity in the peat bog. Everyone who knows bogs knows that these conditions vary greatly from place to place and from time to time. As a result there develop different peat facies, which later become the different bands of coals (H. Potonie 1910; R. Potonie 1924; R. Potonie and R. Bosenick 1933; Thiessen 1937; Jurasky 1940; p.w. Thomson 1950; M. Teichmüller 1950, 1952a). Biological degradation is also of primary importance for the forma­tion of different coal facies (vitrites, clarite, durite, fu­site, bogheads, cannel coals) and for their petrographie and chemie al differences. The carbon richness of fusites, for example, is a result of the facies and has nothing to do with the metamorphosis of the coal. The metamor­phism is impressed on the individual facies types later. Because we restriet studies of incoalation to vitrite, we are largely able to exclude the influence of facies and primary biological degradation.

There may have been very different primary conditions for the degradation of woods, as in the case of coal seam vitrites on the one hand and wood fragments sedimented in clay and turned to vitrite on the other. We found no great differences in the elemental composition of vitrites and in the volatile content of the non-coaly strata associat­ed with the high-volatile sub-bituminous coals [Gas­flammenkohlen] of the Wealdean (M. Teichmüller and R. Teichmüller). Patteisky (1953) made the same observa­tion in the coal measures of the Ruhr, and recommended that for incoalation studies the more easily isolated vitrites from the shales above the coals be used rather than vitrites from the coal beds themselves.

Although different ecological conditions are primarily responsible for producing the different types of coal band and their textural elements, later events, such as a more or less complete cover of the peat by a layer of mud, can lead to a different course of microbiological degradation of the entire peat profile. Many petrographie observations indicate that the woods of the Katharina coal seam in the Ruhr coal measures were degraded un­der an aerobic conditions after deposition of the overly­ing marine shale (M. Teichmüller 1952a). This is also the case for other coal beds overlain by marine deposits. Vitrites from such coal seams are often characterized by a relatively high content of hydrogen and astronger buoyancy during coking (Daub, verbal communication 1947, Mackowsky 1948). It is important to note that in the incoalation profile of a weIl or pit which penetrates several hundred meters of a coal bed-rich section, the coal seams overlain by marine shales are hardly distin­guishable by their content of volatiles or carbon.

In slightly incoaled coal beds (high-volatile sub-bitu­minous coals [Flammkohlen, Gasflammkohlen]), there are sometimes large chemical differences between indi­vidual vitrite occurrences. Marshall (1943) found that differences of 6% volatiles and 1 % carbon occur. These

87

15% H

14

11

9

8

7

6

5

4

3

2

10u ~---7-----r----~----+---~~--~~---+I ~\ COI

9u 80 70

Fig.l0 C-H-O incoalation diagram (after Francis 1952) with in­coalation lines for humins, fusite, resin, and pure hydrocarbons. The original chemical composition of weathered coals can be de­rived using the oxidation lines. Analyses of fresh (jilled dots) and weathered (open dots) vitrites of the Wealdean coals of Lower Saxony are shown in Francis' diagram. Analytical values for fresh Wealdean vitrite lie above the normal humin incoalation band, i.e., they are significantly more hydrogen rich than Carboniferous vitrites having the same C content. 1 Atgeberg, 2 Barsinghausen, 3 Beckendorf, 5 Barbara-Stollen, 6 Dörenberg, 7 Düdinghausen, 8 Duingen, 9 Georg-Schacht, 10 Georg-Stollen, /2 Harrl-Stollen, 13 Hütten-Stollen, /4 Hohewarte-Stollen, 15 Lauenhagen, /6 Limberg, 17 Lohnberg, 18 Neuenkirchner Berg, 19 Notthorn, 20 Kloster Ösede, 21 Probsthagen, 22 Reinsen, 23 Rheine, 24 Rökke, 25 Wellendorf. A Alte Taufe, b Bocketal, c Bohmte, d Brandschütt, e Zeche Friedrich, f Gersberg, g Hilterberg, h Lieth, i Limberg, k Lohnberg, I Meike, m Sehnde, n Strubberg, o Sundern, p Süntelwald [Kohlenwasserstoff - Linie = Hydrocar­bon Line; Harz - Linie = Resin Line; Oxydations - Linie = Oxida­tion Line; Humin - Band = Humin Band; Fusit - Linie = Fusite Line]

variations must be related to the original botanical mat­ter, the age of the buried tree trunks, and to the degrada­tion before and after deposition, although microscopic ex­amination of the material does not allow such relation­ships to be demonstrated (Marshall 1943). In order to ex­clude such primary differences in determination of meta­morphic grade, it is important to use average values for slightly incoaled vitrites, i.e., it is best to combine as many different vitrite sampies as possible into a single analysis.

The opinion which is sometimes expressed, that the differences in the primary (biogeochemical) decomposi-

60 50 40 ~%C

tion plays a decisive role in the course of geochemical metamorphosis of vitrites (Mackowsky 1949b), is con­tradicted by the observation that all significant incoalat­ion changes in different coal basins follow the same path in both vertical and horizontal directions, and thus can only be explained by metamorphic processes which op­erate on a large scale. Because the biological degradation processes in bogs change very rapidly in both space and time, one will never find that Hilt's rule or the regional incoalation changes affecting all of the coal beds in a large coal basin in the same way could be explained by the composition of the flora or its biochemical degrada­tion. Attempts to do this (see Fuchs 1941, 1952, 1953) always meet with repudiation from geologists and biolo­gists. E.T. Heck (1943) and Schwartz and Müller (1953) have already noted this.

Also, the thesis has recently set forth from the chemi­cal viewpoint (Fuchs 1952, 1953) that the nature of the biological degradation of peat produces either lignite (aerobic) or coal (anaerobic) is not tenable from the geo­logic evidence, and will not be further discussed here. It need only be pointed out that transitions from peats to lignites and from lignites to coals have often been found, but a transition from peat to coal has never been ob­served. Aerobic and an aerobic decomposition has oc­curred in all bogs throughout all ages. The corresponding degradation products occur in both lignite and coal beds (for example, xylitic lignites [Braunkohlen] or coals with shiny bands [Glanzstreifenkohle] which were originally forest peat and dysodile or boghead coals which were

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originally sapropels). Huck and Karweil (1953) have re­cently argued against Fuchs's theory from the chemical standpoint.

As an addition it should be noted that there is an oc­currence which has lang not been taken into account but which is important for understanding exceptions to Hilt's rule. M. Teichmüller observed both in Cretaceous and Carboniferous coals an occasional "abnormal" chemical composition of vitrites, which was attributable to satura­tion with bitumen. Bitumen cannot be seen in ordinary light in the microscope because it is absorptively bound and extremely finely distributed. It can be detected only through a relatively small change in the reflection of vi­trite, which is only observed with great care. Bitumen is, however, easily detected using ultraviolet light.

g) Results

It is evident that neither radioactive energy nor catalysts, much less plant evolution and primary degradation can explain the large-scale incoalation changes which are ob­served in vertical and horizontal directions in all coal ba­sins. Since it has been shown that pressure does not play a major roIe in the chemical metamorphosis of carbona­ceous matter, the sole remaining factor is the temperature which increases with depth. In considering this, the length of time of heating must not be overlooked. This perhaps explains why the low temperatures indicated by geological observations suffice for the metamorphism of coals. These temperature estimates can not yet be brought into agreement with experimental results but, ac­cording to the thermodynamic and kinetic caIculations of Huck and Karweil (1953b), they are fully capable of pro­ducing the observed results.

View to the future

In this report we have attempted to summarize the results of the last decade of research in many diverse areas on the problem of metamorphosis of carbonaceous matter. During this period the changes in physical structure have been especially thoroughly studied. The results of these works, coupled with those on elemental analysis, have permitted further insight into the changing chemical con­stitution of the carbonaceous matter in the course of metamorphism, and the relation between the chemical composition and the physical behavior of the coals.

In future geological investigations of the metamor­phosis of carbonaceous matter one should take these re­sults into account and differentiate between structural metamorphosis, examined chiefly with physical meth­ods, and chemical metamorphosis, explored principally with chemical methods.

Carbonaceous matter reacts more sensitively, both chemically and structurally, to increases in temperature and pressure than many other minerals. Therefore, it is important to the geologist as an indicator in the early

stages of sediment diagenesis and metamorphosis. Al­though at present the metamorphism of carbonaceous matter does not yield quantitative values for these condi­tions, this may be possible in the future. The size of the internal surface area and degree of anisotropy of coals may one day be used as a manometer for tectonic pres­sure, and the degree of aromatization and of condensa­tion may be used as a sort of geological thermometer, as long as one knows the length of time these processes have acted.

Regional investigations of the effect of pressure on the structural metamorphosis of coals still need to be done, although the first works in this field by Edwards (1948) and Dulhunty, Hinder and Penrose (1951) in Aus­tralia are very promising. Regional investigations of chemical metamorphism have already been carried out in many coal basins. They show that there is a close rela­tion between the maximum depth of burial of the coal­bearing sediments and the metamorphism of the coals. Magmatic heating leads to a particularly intense meta­morphism of the coals in some areas. Often there is a re­lation between high incoalation and the occurrence of deeper layers of ore deposits. On the other hand, petrole­um deposits, apart form condensate concentrations, are restricted to the realm of low incoalation (carbon ratio theory). The geothermal conclusions resulting from in­vestigation of incoalation have a certain practical impor­tance. It would be desirable to compare the understand­ing of incoalation with information on the alteration of the adjacent rocks, especially the clay minerals. Such comparative studies are, however, only in their early stages.

Translator's note

The German classification of coals differs from both the UK and US classifications. The German word "Kohle" is much broader than any English equivaIent, referring to any solid carbonaceous matter showing some alteration from the original plant material. For accuracy, the Ger­man term for particular "coal" types is included in square brackets [] after its English equivalent. The Ger­man classification is based on volatile content: Braun­kohle (English lignite) has two ranks, WeichbraunkohIe (50-60% volatiles) and Hartbraunkohle (47-50% vola­tiles), and a third form, Glanzbraunkohle, which is a shiny-surface version of Hartbraunkohle. Steinkohle are the coals proper, and seven categories are recognized: Flammkohle (>40% volatiles), Gasflammkohle (35--40% volatiles), Gaskohle (28-35% volatiles), Fettkohle (19-28% volatiles), Eßkohle = Esskohle (14-19% vola­tiles), Magerkohle Cl 0-14% volatiles), and Anthrazit «10% volatiles). In English, the first six are varieties of sub-bituminous and bituminous coal, the last corre­sponds approximately to anthracite but is more inclusive (US anthracite has <8% volatiles).

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ÜBERSICHTEN ÜBER DIE FORT­SCHRITTE DER GEOLOGIE

DIE STOFFLICHE UND STRUKTURELLE METAMORPHOSE DER KOHLE

Von M. und R. TEICHMÜLLER, X.t/eM

AmI fitr Bod."jomJ",ng

MitJIAbb,Ids."t,m

Wenn ein Sediment derart erhitzt oder gepreßt wird, daß es sich dabei stoillich oder strukturell wesentlich ändert, so spricht man von einer Meta~ morphose. In diesem Sinne ist, wie NIGGLl und Mitarbeiter gezeigt haben, auch Gletsmereis metamorph; denn das Gefüge der Ausgangssubstanz. d. h. des Schnees, ist vollkommen umgeprägt, ~ es ist durmgeregelt und rekristallisiert wie das eines kristallinen Schiefers. Ähnlich ist es bei der Kohle. Steinkohle unterscheidet sim strukturell und stofflich so erheblich vom Torf, daß man sie als metamorph bezeichnen muß, auch wenn das Nebengestein Dom keine Spuren von Metamorphose erkennen läßt (das gilt z. B. für die Anthrazite von Bohmte in den Wealden-Tonen des Nieder­sächsischen Bed<:ens). Das Konoid Kohle, das ein Gemenge komplizierter Kohlenstoffverbindungen darstellt, reagiert eben besonders empfindlich auf Temperatur- und Drud;:erhöhung.

Im übrigen ist selbstverständlich aum bei der Kohle die Grenze zwischen Diagenese nnd Metamorphose fließend. In der Regel rechnet man die Entwässerung der Kohle im Braunkohlenstadium noch zur Diagenese. Jedoch erfährt die Kohle beim Übergang vom Weichbraunkohlen- in das Glanzbraunkohlenstadium schon so starke Strukturveränderungen, daß hier näher darauf eingegangen sei.

1. Die Umwandlung der Kohle im Braunkohlenstadium

Weidlbraunkohle unterscheidet sich in ihrem strukturellen Aufbau kaum vom Torf (THoMsoN 1950); ihr Wassergehalt ist noch sehr hodl. Dagegen sind Hart- bzw. Glanzbraunkohlen sowohl makro- wie mikroskopisch oft schon nimt mehr von Steinkohlen zu unterscheiden. Unter dem Mikro­skop ist der Unterschied zwischen Weühbraunkohle und Glanzbraunkohle sogar der auffälligste der ganzen Inkohlungsreihe: während in der Weich­braunkohle die Gefügebestandteile noch lod<er gepackt und wenig in die Schichtung eingeordnet sind, sind sie in der Glanzbraunkohle bereits stark zllsammengepreßt und in die Schichtfläche eingeregelt. Xylite, die sich in

285

M. und R TEICHMÖLLER - Metamorphose der Kohle

Die Umwandlung der Weichbraunkohle in eine Glanzbraunkohle ist nadl H. STACH (1933) in erster Linie ein kolloidphysikalischer Vorgang. Die chemischen Veränderungen sind, wie gesagt. relativ geringfügig: der Koh-

10 15 20 25% H20

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Abb.2. Ocr Grad der Abnahme an gebundenem Wasser in oberscltlesisclten Koh­len. Die einzelnen Linien stellen die Gradienten der Wasserabnahme in den versdliedenen Bohr- und Grubenproßlen dar, WObE;i die Tiefenuntersmiede siro aus dem Maßstab unten remts ergeben. Die einzelnen Kurven sind gemäß des Wassergehaltes aneinandergereiht. Dadurdl wird deutlim, daß mit abnehmen­dem Wassergehalt die Gradienten immer kleiner werden (nam M. & R. TEICH­MÜLLER 1949). 1. Bohrung Trzebinia. - 2. Tenczynek (Glüd<:auf, Kristina). -3. Janina. - 4. Bohrung Pogoryce. - 5. Jaworzno. - 6. B. Koscielsce 2. -7. B. Koscielsce 3. - 8. B. Theodor Körner. - 9. Fürstengrube 127. - 10. Va­leska. - 11. Gräfin Laura. - 12. Castellengo. - 13. Abwehr. - 14. Wolfgang.

- 15. Brzezszce. - 16. Silcsia. - 17. B. Katsmütz. - 18. Gleiwitz.

18 Geologlsme RundMhau, Bd.4!l 28'

Übersichten über dIe Fortschritte der Geologie

der Weühbraunkohle mikroskopisch kaum von rezentem Holz unterschei­den, sind in der Glanzbraunkohle bereits zu dichten, dünnen Vitritbändern geworden. Dabei wurden die Zellumen, die in der Weichbraunkohle noch leer bzw. mit Wasser gefüllt waren, völlig zusammengedrüdct. Man hat den Eindru<:k, daß die Hölzer weitgehend weich waren und homogenisiert wurden. Die Zellstrukturen sind viel undeutlicher geworden. An der Grenze vom Weichbraunkohlen- zum Glanzbraunkohlenstadium muß es in besonders starkem Maße zur Peptisation von Humusstoffen gekom­men sein. Dabei entstanden kolloide Humusläsungen, welche die gesamte Kohle dunntränkten und - nach Austrodcnung - verkitteten und ver­festigten 1). Dieser auffällige Zementationsprozeß wird als .,Vergelung" bezeichnet (M. TEICHMÜLLER 1950). VAN KREVELEN (1951/52) sprü~ht von einer "Collinitisation".

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Abb.1. Der Gehalt an gebundenem Wasser in den Glanzbraunkohlenßäzen der Haushamer Mulde des bayerischen Alpenvorlandes nimmt mit dem Alter der

Flöze und der tektoniscl-.en Tiefenlage ab (nach M. & R. TEICH~tOLLER 1951)

Der Vorgang läßt siro experimentell nachahmen, wie u. a. W. PETfiA­

SCHECK (1947) und DULHUNTY (1950 a) gezeigt haben. DULHUNTY erhitzte Weichbraunkohle bei einem Drud;:, der 1400 m Versenkungstiefe entspricht, langfristig unter Wassu auf 100° C. Dabei entstand eine glänzende Hart­braunkohle, wenn der Wassergehalt der Kohle auf 24% gesunken und ihr Volumen auf 40% der Ausgangssubstanz reduziert war. Der Vorgang ist abhängig von Drude, Temperatur und Zeit. Dabei ist der wid"ltigste Faktor die Temperatur. Chemische Umwandlungen sollen in diesem Stadium eine untergeordnete Rolle spielen: H. STACH (1949) gewann allein durm Peptisation einer Weichbraunkohle mit Alkali und anschließender Troclc­nung des wasserhaItigen Kohlengels bei Zimmertemperatur eine künst­lidle "Pechkohle", die sich chemisch kaum von der Ausgangskohle unter­schied.

l) Eine derartige Durchtränkung mit kolloidalen Humusstoffen findet sidl stt!lIenweise OO10n im Torf und in der Weimbraunkohle (M. TEICUMÜLLER 1950). Sie ist dort aber auf ~ewisse Gefügebestandteile bzw. bestimmte Faziestypen oder Flözteile besdlTänkt.

266

übersichten über die Fortsdlritte der Geologie

knstuff rekhert skh nur wenig an ~). Auch die Säurenatur der Humin­stoffe bleibt gewahrt (sie kommt in der Alkalilöslichkeit der Braunkohle zum Ausdrude und verschwindet erst im Steinkohlenstadium). Da die strukturellen Veränderungen überwiegen, ist der Wassergehalt im Braun­kohlenstadium ein weit besserer Inkohlungsmaßstab als etwa der KQhlen­stoHgehalt oder der Gehalt an Flüchtigen Bestandteilen. AJIerdings wird die \Vasserabgabe der Kohle allmählich kleiner: während nach SCHMITZ

Abb. 8. Die Abnahme von \\'a~"el' und FlüchLigen Bestandteilen der Kohle in den einzelnen Metamorphosestadieil

(1932) in der Kölner \VeichbraunkohJe und nach EDwARDs (1948) in der australischen Weichbraunkohle der Wassergehalt der grubenfeuchten Kohle um 1% je 30 m Teufe abnimmt, vermindert sich der Wassergehalt in der Hartbraunkohle von Borneo nadl SCHÜRMANN (1927) nur noch um l~Jf; je 100 m. Ebenso nimmt in der Pechkohle des Alpenvorlandes der Gehalt an gebundenem Wasser um 0,5-19~ je 100 m Teufe ab (s. Abh. 1). Noch wesentlich langsamer vollzieht sich die \Vasserahgabe im Steinkohlen­stadium. Das Abbremsen dieses Vor~anges mit abnehmendem Vvasser­gehalt zeigte sich hei Tiefbohrungen im ohersdllesisC'hen Kohlenhec-ken besonders deutlich (s. Abb. 2).

~) Nach den strukturdIemischen Beredumngen von VAN KßEVELEN (1953) soll allerdings der Gehalt an aromatisdlem Kohlenwasser!'toff auf Kosten des Ilitht­aromati.~dlf'n Kohlemtoffs im GJanzbraunkohlenstadium rasch an~tei~en.

268

]0.1. uud R. TEICIIMÜLLER - ~Ietamorphose der Kohle

Wie die experimentellen Erfahrungen (s.o.) gezeigt haben, hängt der Wassergehalt der Kohle im wesentlichen von der Temperatur- und Drud: ­beanspruchung und deren Dauer .ab. Daß auch die Zeit für sich beim Altern der Humuskolloide eine Rolle spielt, ergibt sich aus den erwiihn­ten Experimenten von H. STACH (1949). Wesentlim intensiver als die Zeit wirkt aber eine Erhitzung der Kohle (DULHUNTY 1950.a). Sie führt zu einer schnellen Austrodmung der Humuskolloide, wobei gleichzeitig hydrophile Gruppen aus den Huminmolekülen abgespalten werden. Auch der DlUck spielt zweifellos eine Rolle. denn er preßt die Poren der Kohle zusammen und unterstützt damit die Abgabe des Wassers aus den größe­ren Kapillaren. Der Vorgang geht leichter vonstatten, wenn gleichzeitig die Temperatur steigt. da dann die Viskosität des Vv'assers geringer wird (DULHUNTY 1950a).

In übereinstimmung mit den experimentellen Beobamtungen sinkt in gewissen tektonischen Pressungszonen australischer Kohlenfelder der Wassergehalt der Braunkohle (EDWARD~ 1948). Audt haben, wie BERKO­WITZ & SCHEIN (1952a) zeigten, gefaltete Glanzbraunkohlen von Pakistan gelegentlich derart minimale \Vassergehalte , wie sie sonst nur bei Fett­kohlen vorkommen. Obgleich diese Glanzbraunkohlen stofflich kaum um­gewandelt sind, ist ihre Struktur dom durch die tektonische Pressung homgradig verändert worden (vgI. S. 275), mit anderen Worten: die s trukturelle Metamorphose ist hi er also der stoff ­lichen \\'e it voraus .geeilt. Auch Glanzbr:lunkohlen kön ­nen also bereits metamorph sein.

2. Die Umwandlung der Kohle im Steinkohlenstadium

a) Die stoffliche Metamorphose

Da die Kohle aus den versmiedensten pßanzli<.hen Ausgangssubstanzen besteht, die alle ihren eigenen Inkohlungsablauf haben (s. S. 278 und Abh. -1, 10), muß man bei der Feststellung des stofflichen r ... letamorphose­grades stets denselben Gefügebestandteil der Kohle zugrunde legen. Am besten eignet sich dazu der {'hemis('h relativ homogene Vitrit (PATTEISl.:Y 1925, 'N. PETHASCH ECK 1947, :M. & R. TEICHMÜLLER 1949, VAN KREVELEr-; 19S1/S2).

Die stofllic.he I\letamorphose der Steinkohle wird s('hon seit langem an den Daten der Elementaranalyse (C, H _ 0) lind der Kurzanalyse (Gebun­dener Kohlenstoff, Flümtige Bestandteile) verlol~t. Dabei werden neuer­dings nidlt nur die absoluten \Verte der E lementa ranalyse angegeben. son­dern audl die atomaren Verhältnisse H/O bzw. H jC und OIC (MOTT 1942, ~-1ACKO\\"SI\:Y 194~a, \"AN KREVELEN ]950, HUCK & KARWELL 1953a). Da­durch gewinnt man einen ersten Einblick in die konstitutionschemischen Veränderungen der Kohle (VAN KREVELEN 1952) .

Nach einer im Jahre 1933 erschienenen wichtigen Arbeit von H, STACH über die konstitutionschcmisdwll Veränderungen der Kohle im Verlauf der ~Ietamorphose heginnt man erst in jüngster Zeit wieder, die Inkohlung

269

M. und R. TEICHMÜLLER - Metamorphose der Kohle

{so S. 275}. Je größer die Aromatlamellen werden, um so graphitähnlicher werden die Kristalle,

HUCK & KARWEIL (1953a) nehmen auf Grund vergleichender Adsorp­tions- und Porositätsmessungen an Aktivkohlen verschieden metamorpher Ausgangskohlen an, daß das Steinkohlenmolekül aus einem aromatismen "Kernsystem " und einem nichtaroma tischen wasserstoff- und sauerstoff­reichen "Methylensystem" besteht. Es wird vennutet, daß das Kemsystem auf Lignin-, das MethyJensystem auf Zelluloseabkömmlinge zllrÜdtgeht. Das Kernsystem bleibt im Verlauf der Metamorphose in seiner Größe an­nähernd konstant, während das ~lethylensystem allmählich abgebaut wird, In Fettkohlen mit 90% C ist fast der gesamte Sauerstoff der Methylen­gruppen abgegeben. - Die Metamorphose der Kohle äußert sich bei den

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Abb_ 5. (A) Die Zunahme an aromatisdl-gehundenem Kohlenstoff und (Bl die Zunahme der Ringzahl pro Kohlenstofhtom im Verlauf der Metamorphose

(nadl VAN KnEVELEN 1953)

gering inkohlten Kohlen in erster Linie in der Sprengung von Ketten des l\lethylensystems, vom Fettkohlenstadillm an spielt eine Vernetzung der nun vorwiegend aromatismen I\loleküle di e Hauptrolle.

Prinzipiell bestehen zwischen den Auffassungen von V.\N KnEvEl.EN und HUCK & K. ... RWEH. keine Unterschiede. - \rVenn ßl:lI1 auch nodl am An­fanp; derartiger konstitutiollschemisdlC'r KohlenuntersudHlllgen ist und die bisherigen Vorstellungen durch ,veitert' Beob::ldltlln~en unterhaut werden müssen, so sdleint ::l}s sidlcrcs Er~ebnis der neuen Arbeiten bereits fest­zustehen: Die stoffliche Metamorphose der Kohle ist durch eine zunehmende Aromatisierung der Humin­kom pie x e ge k e n n z eie h n e t. Dabei wenjen suuerstoff- lind wasser­stoffreiche Molekülgruppen nidttaromatischen Charakters abgegeben. eIe i ch z ei t i g fi n den K 0 n d en sa t ion s p rozes S e stutt, wobei die Molekülkomplexe mehr und mehr zusammenwadIsen. - Das ent­spridlt andl der Ansicht von H. STACH (1933). H, STACH kam zu der Auf­fassung, daß der Kern des hochmolekularen Huminmoleküls anscheinend in "jedem Inkohlungszustand ... in gleicher Weise aufgebaut" und "die Inkohlungsreihe onrdt die mehr oder weniger durchgreifende Veränderung

271

übersichten über die Fortschritte der Geologie

auch strukturchemisch zu erfassen (VAN KREvELEN 1950, 1952, 1953 und HUCK & KARWEIL 1953 a).

V .... N KREVELEN beschritt dabei einen neuen Weg: Er koppelte chemische und physikalische Methoden und untersuchte den gesamten Vitrit, ohne ihn oxydativ, hydrierend oder durch Lösungsmittel aufzuschließen. Er folgte damit dem Vorbild von WATERMANN (vgL LEENDERTsE u. a.1953), der diese Methode für die Strukturanalyse des Erdöls entwickelte. Ihre An­wendung bei der Kohle setzt voraus, daß der Vitrit ein glasähnlimer Kör­per, also eine Art unterkühlte Flüssigkeit, ist. Wenn das der Fall ist - und

H" e

dafür spricht vieles -, ist es erlaubt, aus der Elementaranalyse der Kohle und ihrer Dichte Rüd:schlüsse auf den Aromatanteil und auf die mittlere Zahl der Ringe je Kohlenstoffatom zu ziehen. VAN KREVELEN fand auf diese Weise, daß die Zahl der KohlenstoHatome, die Ringen angehören, im Verlauf der Metamorphose bis zu den Gasflammenkohlen abnimmt und dann bis zu den Anthraziten wieder stark ansteigt (s, Abb. 5), Der Gehalt an Aromat-Kohlen-stoff, der von der \Veimbraunkohle bis zur Glanzbraunkohle rasch wächst, wird im Be­reim der Steinkohle bis zum Fettkohlen-

"" stadium nur langsam größer und nimmt .. , ~ erst in der Magerkohle und beim Anthrazit

Abb.4 . Die AngleidlUng in der dlemismen Zusammensetzung verschiedener Ausgangssub­stanzen der Kohle im Verlauf der Metamorphose (nach VA!>;

KREVELEN 1951152)

wieder rapide zu (Abb.5). Bei den hom­metamorphen Anthraziten ist fast der ge­samte Kohlenstoff aromatisch gebunden. Die Größe der aromatischen Ringsysteme, die sich nach VAN KREVELEN aus Elemen­taranalyse, Dünte und Brechungsindex be-remnen läßt, wächst im Verlauf der Meta­

morphose ständig, und zwar besonders schnell bei den hochmetamorphen Steinkohlen und Anthraziten.

VAN KREVELEN kommt zu folgender Vorstellung vom Ablauf der Meta­morphose : In der gering inkohlten Steinkohle sind relativ kleine aroma­tische Ringgruppen dun:n nichtaromatische Brüdcen miteinander verbun­den. Das Steinkohlenmolekül hat dadurm einen dreidimensionalen Aufbau, wie ihn BANGHAM und Mitarbeiter (1949) für die "Mizellen" (s. S. 273) an­nehmen. Allmählich werden die Brüd:en abgebaut, während die lamellen­förmigen Aromatkomplexe immer breiter werden. Sie wachsen zu schich­tigen, wabenartigen Gebilden zusammen, Die Aromatlamellen liegen parallel übereinander, wenn sie auch sonst nicht gesetzmäßig zueinander orientiert sind, wie das beim Graphit der Fall ist. Dieses Stadium ent­spricht den Kristalliten mit "turbostratischem" Aufbau, die BLAYDEN, GIBSON und RILEY (1944) röntgenographisch in der Kohle festgestellt haben

270

ÜJx.rsidlten übt:>r die Fortsdlritte der Geologie

der peripheren Gruppen bedingt'· ist. Gleichzeitig bestätigten sich die Schlußfolgerungen, die bereits in den 30iger Jahren aus den fraktionierten Lösungs\'ersudlen (PE"fERS & CREMEn 1934), der Hydrierung (FISJ'IER,

SPRUNK, EISNER, CLAll.KE & STOR CH 1939), des oxydativen Abbaues (JUETT­!>;F.R 1937. VAN KRE\'ELEN 1951/52) und des thermischen Ahbaues (LOWR\-

1934) von Kohlen gezogen wurden und die übereinstimmend gezeigt hat­ten, daß mit steigender Inkohlung Kondensationsgrad und Aromatgehalt zunehmen, - und zwar im stärkeren Maße vom Fettkohlenstadium an und ganz besonders im AnthrazitstadiuTn.

Man darf annehmen, daß die leicht abspaltbaren. sauerstoff- und wasser­stoffreirnen Molekülgruppen bei der Tiegelverkokung als Flüchtige Be­standteile entweichen, während die stabilen kondensierten ::lromatischen Molekülgruppen im Tiegelkoks zurüd:bleiben (\'\N Km:\'ELEN 1953, HUCK & KARWE IL ] 953). Insofern ist der Gehalt an Flüchtigen Bestandteilen ein

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Ahh. Ci. Di(' Änoerung: der ph:-'siblisdlen Eigensdlaflen der Koh l" im Vr.-rlanf dt,\"

t<.Iaßstah für die Arom'ltisienmg der Steinkohle ""1. n.~ KREYl::L1:::--' hat 1953 gezeigt. daß man den Gclult iUl aromati~chem Kohlenstoff (der nach seiner Methode aus Elementaranalvse und DiC'hte ermittelt wird) tatsiichlidl allS

dem Gehalt tll1 Flii(.hti~('n B·estanotei1€>1l errechnen k.lllil.

h) Die s trukturelle t-.let;llllorphose

Die strukturellen Veränderungen der Steinkohle im Verlaufe dei }.Iehl­morphose sind im letzten Jahrzehnt eingehend untersucht worden. D,\bei \Hlf(le insbesondere in England bahnbrechende Arbeit geleistet. Ober eine Reihe gnmdlegender kolloidphysiblischer, optisc.her und röntgeno­gruphischcl" Kohlenuntersuchungen wurde 1944 in den ,.Proeeedings 01" a Conference Oll tlle Ultra-Fine Structure of Coals :md Cokes" heric.htet.

Als hesonders widltig erwi esen sich UnterSUclllllll-!en der in n f' ren Oherflii che- und dE's kapillaren Hohlraumes der Kohle (Ahh. 6). Seil Iilll~em W;lr heb nnt, daß der Ilatiirlidw W.\ssergehaU luft­tr0u..:ener Steinkohle vom Flammkohlen- bis zum Fettkohlenstadium \'on ea . ."iJ,; auf J ?,; sinkt lind dann zum Anthrazit hin wieder etwas zu-

~,,) Bei Braunkohll'n lind hesond('Ts wa~sNT('idl('n Flalllmkohl!;'ll \'('Tsagl dieser Inkohlun~~maßstah. .

272

93

94

~J. und .H. TEtCHMllLLER - Metamorphose der Kohle

nimmt. Das gleiche Verhalten zeigt die sogenannte maximale innere Feuch. tigkeit, d. h. die größtmögliche künstliche Wasseradsorption der Kohle (DUNNINGHAM 1944, DULHUNTY 1947, 1950 b). Auch sie erreicllt nach DUNNINGH .... :-.t ihr Minimum mit 2.% in den Fettkohlen mit 909~ C. während sie in Flammkohlen mit 80% C etwa 15% und in Anthraziten mit 95% C immerhin noch 4% beträgt. Da das Wasser lufttrod.:cner Kohlen adsorpth' gebunden ist, deutet ein niedriger Wassergehalt auf eine kleine innere Oberfläche der Kohle. Diese läßt sich auch aus der Adsorption organischer Flüssigkeiten, wie Methanol , oder noch besser aus der Adsorption von Gasen, wie Argon und Stickstoff, berechnen. Auch die Wärme, welche die Kohle beim Benetzen mit Flüssigkeiten und Gasen (Stickstoff) infolge der Abnahme freier Oberßächenenergie entwickelt, d. h . die sogenannte Be­netzungswärme (heat of wetting), erlaubt Rüd:schlüsse auf die innere Ober· fläche (GRIFFITH & HIRST 1944, KING & WILKINS 1944, DRESSEL & GRTFFITH

--- "," "I"' i ' "t[!i" ", i!]~Iw]~1 Z.,m,hlbo,rktll ÖI~~~: ,.;r;~:~~jt. R.fJ.Jl ion BI"~~~~~9'" Ab~:~lioolii-

E' tamorphose (gemessen <Im C-GeJmlt) (nuLll " .... N KRI::Vf.LF.;>; 1953, umgezeidlllC't)

1949, BERKm\'ITZ 1951 , ZWIETERING, ÜELE & VAN KREVELEN 1951, LECKY, HAl.L & AI\"DEHSON' 1951, MALHEURE 1951). Bei der Anwendung von Argon llJld Stickstoff bmen LECKY, M .... LHERBE und VAN KREVELEN und Mitmbeiter :.:: u Zahlen von 1- 3 m~ innere Oberfläche pro Gramm Kohle. Mit Methanol gelangten BERKOWITZ &. SCHEI N (1952 b) zu wesentlidI größeren Werten. Offenbar quoll d ie Kohle da hei etwas, wobei sid1 die Kapillaren weiteten - Am.n bei Anwendung dieser Methoden ergah sich, daß die in n e r e Oberfläche d e r Kohlen vom Flammk oh l enst adium bis zum re t t k 0 h I e n s t a dill mim m e r k lei Il e r \\' i r d, um dan 11 his zum An t h r a 7. i t s t a cl i u m wie der e t was .. 1 n z u \.\' ach s eil.

An Hand der Benetzung;swi.inllc läßt ~ich nach KING & \\hu,:rNS (1944), BERKOWITZ (1951 ) lI.a. <l11ch die mittlere Größe der kolloid alen Einheiten d er Kohle, der su~. Mi:.::ellen, i.1nniihernd berech* nen, Sie wird von BEßKOWITZ auf 120-130 A veranschlagt. Die Kohlen­mizellen sincl demnach nicht viel größer als e in Kautsclmkmoleki.il. Nadl der Vorstellung von BANGHAM. FRl .. XKL1N, HIRST & M_ .... cGS (1949) und BI::RKOWJTZ sind die Kohlenmizellen ku~elig und ändern ihre Größe im Verlauf der Metamorphose nicht, -- m~r si'nd die Kugeln mit steigender Inkohlung dichter gepackt. KING & WILKINS nehmen dagegen an, daß die Mizellen mit steigender Inkohlung größer werden und ihre Form ver·

273

M. und R. TE1CUMÜLLER - Metamorphose der Kohle

treiben. Aual diese Kohlen geben daher sdilealte Kokse bzw. sogar nur Koks* pulver,

Für diese rein phrsikalische Erklärung des Verkokungsverhaltens spricht das Beispiel einer kokenden Glanzbraunkohle aus Pakistan (BERKOW!'fZ 1950, BERKO­WITZ & SCHEIN 1952a): Die Kohle \'on Sharigh enthält 74% C und 55% Flüdl­tige Bestandteile, - ist also chemisch eine Braunkohle. Durch starke tektonisdlC Pressung ist ihre innere Oberflädie (und damit der Wassergehalt) indessen so stark verringert, daß sie der einer kokenden Fettkohle entspridlt. Tatsädllicl1 gibt diese Braunkohle audi einen gebackenen Koks. - Auch die Erfahrung, daß mandle nicht badcenden Kohlen "srnmelzen", wenn man sie so schnell erhitzt, daß der innere Gasdruck die Fe.:.tigkeit der Kohle überwindct, spridit für die obige Hypothese.

Die w a h reD ich t e der Kohle in den einzelnen Inkohlungsstadien wurde von FRANKLIN (1949), DULHUNTY & PENROSE (1951) und VAN KREVELEN (1953) mittels der Helium· bzw. Wasserverdrängungsmethode ermittelt. Die wahre Dichte sinkt ebenfalls bis zur Fettkohle (mit 20% FlüdItigen Bestandteilen), um dann wieder ra!ich anzusteigen.

Einen weiteren Einblick in den Fcinbau der Kohlen gaben r ö n t gen 0 -

graphische Unt e rsuchungen. BLAYDEN, GmsoN & RILEY (1944) unterscheiden auf Grund von DEBYE-SCHERRER·Aufnahmen Kristallite in der Steinkohle, die nach einem sog. turbostratischen System aufgebaut sind, Es sind Aggregate von flachen, wabenfömligen Molekülen mehr oder weniger aromDtischen Charakters, die zwar schichtweise parallel über­einander liegen, aber sonst nicht irgendwie gesetzmäßig zueinander orien* tiert siml Es werden zwei Arten von Kristalliten untersdlieden :

1, Fladle aromatische Lamellen. die aurn bei der Erhitzung relativ unbeweglid1 sind und wohl Ligninahkömmlingc darstellen , und

2 . .,Bitumen"-L~mellen, die infolge zahlreicher, randlidler Atomgruppen nid1t so fladl und nidIt ~o stark aromatisiert sind. Sie sollen eine längere c·AdEe haben und bei der Erwärmung beweglich werden, Vielleicht handelt es sich dabei um Zellulose-Abkömmlinge.

Mit der Abgabe von Flüchtigen Bestandteilen, d, h. mit zunehmender i\fetamorphose, werden audl die Bitumenlamellen flacher. Dies entspricllt einer zunehmenden Aromatisicrung. - Die Größe der Kristallite in der Steinkohle wird von BL.-\yDEN, CmSON & RILF,r auf 20--30 Ä veranschlagt. Im Verlauf der Metamorphose soll die a·Achse his zum Eßkohlenstadium langsam und dann - infolge plützlidler Abgahe von peripheren Wasser­stoff· und Sauerstoff·Atomen - sdmell größer werden. Dabei verbinden sich die freigewordenen Kohlenstoff-Valenzen untereinander, so daß das Kristallgitter sehr fest ,,,ird.

Da. DEBYE-SCHERER-Aufnahmen VOll Kohlen nur diIfuse Bcugungsbilder geben, die denen von FJüssigk~itcn ähneln , ist die Angabe von Kristallit­und Adlsengrößen nadl Ansicht von JAGODZINSKY (1950/51) sehr gewagt. Selbst Elektronen-Beugungshilder gehen bei Kohlen keine scharfen Inter­ferenzlinien, obgleich Kathodenstrahlen kurzweiliger al.~ Röntgenstrahlen sind und daher noch feinere Strukturclemente erfassen können (R. & M. T EICHMÜLLER 1949). Die "Kristallite" der Kohlen müssen also extrem klein

275

Obersidlten über die Fortsrnritte der Geologie

ändern. Die Mizellen sind vennutlich relativ lockere Anhäufungen von Molekülen, die zwar ähnljch zusammengesetzt sind, aber gegen das Zen· trum der Mizelle komplexer werden und sich damit gegen Erwärmung und Lösungsmittel indifferenter verhalten (vgl. S. 279).

M ik ro h är te, EI ast iz i t ä t s mo d u I und Festigke i t der Kohle, die z. B. bei ihrer Vermahlung und beim Abbau wichtig sind, nehmen von der Flammkohle bis zur Fettkohle mit 20% Flüchtigen Bestandteilen ab, um dann wieder rasch anzusteigen (vg1. u, a. VAN KREvELEN 1953). BANCHAM & MACGS (1944) führen die Festigkeit der gering inkohlten Koh­len auf VAN DER WAAJ.sche Kräfte zurück, die Festigkeit des Anthrazits dagegen auf chemische Bindungen. HUCK & KARWEIL (1953 a) nehmen an, daß die Moleküle in den gering inkohlten Kohlen durch Wasserstoff· brücken zusammengehalten werden: In dem Maße, wie diese Brücken im Verlauf der Metamorphose abgebaut werden, verliert die Kohle an Festig­keit. In hoch inkohlten Steinkohlen, insbesondere bei Anthraziten, treten Valenzkräfte infolge Vernetzung der Moleküle auf. Bei den Fettkohlen sind die \Vasserstoffbrücken weitgehend abgebaut, während die Ver­netzung noch schwach ist; daher ist die Festigkeit der Fettkohle am ge­ringsten.

Die geringe Festigkeit der Fe ttkohle ergibt sich übrigens auch aus den Erfahrungen, die beim Abbau (stärkster Feinkohle·Anfalll ) und bei der bindemittellosen Brikettierung gemacht wurden. Am leichtesten brikettie­ren läßt sich nämlich Fettkohle mit 20% Flüchtigen Bestandteilen (MEYER )947), da ihr Formwiderstand besonders gering ist Dementspredu'lld wur· den auch mikrotektonisroe pla.~ti sche Verformungen gerade in dcn Fett­kohlcnflözen des Ruhrkarbons besonders häufig beobadltet (M. & R. TEICH­

MÜl.LEH 1954J 3).

Nachdem festgestellt war, daß Fettkohle sidl durch eine besonders kleine Porosität und Festigkeit aus7.eichnet, erschien auch das Verkokung:,wermögen der Fettkohlen in dnem neuen Lidlt (HU\ST 1944 : ßERKOW ITZ 1949). Die klein­sten kolloidalen Kohlenteildlcn, die Mizellen, verli(>ren nndl mehr an Festigkeit, sobald die Alomgmppen an ihrer Obf'ffliidle beim Erhitzen in Bewegung ge­raten, Die Mizellen kommen d:mn ill~ Rutschen, 50 daß die K0hle zu sduuelzcu scheint. Infolge der geringen Porosität der Fettkohlen st<luen sidl die bei der Erhitzung entstehenden Flüchtigen Bestandteile in den Poren und treihen dies!" so auf, d:lß der Fettkohlenkoks bHiht, Bei wen i g" e r metamorphen Steinkohlen setzen die sauerstoffreicnen Querverbindungen die BC'wegliehkcit der Mizellen herab. so daß di(' Kohlen bt'i der V(lrkokun~ nidlt oder nur in beschränktem Maße weich werden. Auß['nlCI11 können inf~lgc des weiten Porengcfüges dip Fliichtigell Destandt"iJ" leicht entwl;i(hen. Infolgedessen hliiht der Koks dieser Kohlen nkht AllS ho e h metamorphen Steinkohlen und Anthmziten entwiclccJn sith andererseits beim Erhitu;n der Kohle nur nodl weni.~e Flüdl tige Bestand­teile. Sie können illfolgc der hohen Festigkeit der Kohle die Puren nidlt auf-

3) N:ldl Som.,,- (1944) Iasse- :i"-!- i,I',·i-f'·' K"l·,'-:, .," .• Inkohlungs~rade bei genügendem Druck plastisdl ,. I: 11,'1,', 1-, ,t"~I\l! • , ",': 'weist auf die Tem­peratmahhängigkeit bei der Deformation bin. Di" zwisd1Cnmolcklllaren Kräfte der Kohle können also nicht sehr groß sein.

274

Obersidlten üher die Fortsdlfitte der C/:'o[ogi,'

sein. Außerdem entspricht ihre .. turbostmtisrue" Atomanordoung (s.o.) noch nicht der Ordnung in einem ;lus.~eprägten Kristallgitter. Das gilt auch für hochmetamorphe Anthrazite, die daher - trotz mancher optischer Ähnlichkeiten (s . unten) - nod, keine echten kristallinen Körper sind. Erst heim Gmphit stellt sich ein dreidimensionales Krist:lll~itter ein (M KKOWSKY 1950/,5 1). Immerhin wird der Sdlidltige Aufhau der Kohlenmolekiilc lind -moJekülkomplexe mit zunehmender Metamorphose ausgeprägter.

:Mit der zunehmenden Einregelung der Strukturelemente in eine be­stimmte Ebene (meist die Schichtfliiche) hängt die An iso t r 0 pie der Kohlen zusnmmen. Da im reflektierten Licht Anisotropie-Effekte in den Kohlen erst bei stärkerer Anisotropie sichtbar werden, wurde auf Grund von Anschliffuntersuchungen angenommen, daß die gering inkohlten Koh­len optisch isotrop seien (MACI.:OWSKY 1950/51) und daß die Einregelung der Strl1kturelemente in eine bestimmte Richtung erst im Bereich der Fettkohle bzw. Eßkohle ausgeprägte Formen annähme. In Dünnschliffen ist jedoch bereits in Fbmmkohlen die Anisotropie sehr deutlich 0\:1. TEI<:;II:>IÜLLER ] 952 h). Sogar schon in Gbnzbraunkohlen des Alpenvorlandes beobadllet(' ~1. TEICHMÜlLER unter gekreuzten Nicols eine deutliche viemlalige Auf* hellung und Auslöschung des gesamten Vitrits beim Drehen des Objekt­tisches. Gewöhnlkh liegen die Auslöschungsrichtungen parallel lind senk* recht zur Sdlichtfliidle. Bei gefalteten Kohlen können sie auch schräg dazu liegen (\V, PETRASCHF:CK 1947 ). Gelegentlich wird in stark gefalteten Glanzhraunkohlen bei gekreuzten Nicols sogar eine Art tvlikroschiefenmg sichthar (s. Abb. 7). Die An i s () t r 0 pie der K CI h I e n ist a ls (I II n­ahhän g i g vom chemischen Ink o hl u ngsgrad und nur durch die Einrcgelull~ der Molekülkt)mpl e~e hei cl <' 1 D rllc kbea IlS p ru c h u ng hed i n gt.

Dagcgen hängen B r e c h u n g s i n cl (~X. und Ab s 0 r pli !I 11 S k () e f 1 i­z i e n t lind damit auch das Refle~ions\'ermögen der Vitrit e im auffallen­den Licht VOll der ehe mi s c h (' n Struktur der Kohlen n11 (, .. \'" Knr:,r::LF;\

1953: H. STACH & M. TF.IUHoiÜ I.LER 19.53). Nach deli ?\'I E'ss1Jn~cn \""on CA~NON" &. GEOHGE (1944) und lIen Beredl11nn!!en (alls <1(·'111 ndle_\iom­\'crmii1!cn) von \'AN KRE\'CLE:\ (10.'53 ) werden Bred1l11lgsinde~ 1lI,d :\11-sorptionskoeffizient im Verlauf der Metamorphose größer (s. Ahh. 6). N,ll'h \".0\1\" KI\.E\"ELE /\ ist die Zunahme des Brechungsinde\ vom FettkohJen­ShH!iUI11 an hesonders stark. Im Bereidl der A~nthrnzite bleiht der Bre­('hun~sindex konstant. Der Ahsorptions index nimmt dagegen ~er.ldc im Anthrazitstadillm hesonders stark zu. wiihrend ef v'Jrher nur geringfügil.! wiichst ~),

Da das ne f I ex i (> n s ,. e r Jll Ci ~ e ndes Vitrits vom Brechung;sinde.\ und vom Absorptionskocffizientt'n ~hhiingig ist, steigt es im Ver1~lU! dei Metamorphose dort besonders stark an. wo Lichtbrc<-nung lind -absorptioJl schnell zlmehmen, d. h. also im Bereich der Fett-, Eß- 11lld Magerkohlen lind hei den Anthraziten. Der BredHm~sinde~ nimmt m it (ler Atomdithte

I) Dü' Cabeluuf!; der (ntsprcdwlld('n Kurven auf Ahb. 6 häll~1 mit dvr Aniso­tropit' ZUS:lmnl('ll. cli(> im AnsdlJitf l'rsl im Ft'tlkohlcilstadillnl \i(htlmr wird

276

M. und H. TUCIIMl:LLER - :-'letamorphose der Kohle

zu. Diese wiederum steigt im Verbul der Arumatisierung durch Zunahme der C ,,'"' C-Doppelbindungen. Nach der elektromagnetischen Lichttheorie ist das Absorptionsvermögen für Licht abhängig vun der Zahl der frei­~d1\vingenden Elektronen. Durch die Elektronenschwingllngen werden die Schwingungen des Lic:hte~ gecliimpft und es tritt Ahsorption ein (NIGGLI

1924). Nach mündlicher ~\'1iltejlung von Prof. VAN KREVELEN werd{~n mit zunehmender Kondensation der Arom<ltkomplexe die Elektronen freier be­\veglieh. Die Z 1I 11 ahm c des B re e h u n g si n cl e x u n cl cl e sAh­sorptionsvermögens und damit der Reflexion des Vi trits im Verlauf der ~letamorphose geht also let7.ten

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POl"nsitiit 1111d geringen STAUI & }.L TJ.:ICW.IÜLl.EIl

hm;vr·:ucx !wstiitigl. daß leuten

stark sein kann

277

:\'1. und R. TEICU'" 'LLER - :\Ietamorphose der Kohle

enthält im Fettkohlenstauium nur mehr wenig Sauerstoff, dagegen noch relativ viel \Vasserstoff, der ja besonders leidü ist. Bis zu diesem MetuH

morphosestadium ist die Kohle z. T. noch hydroaromatisdl. - Bei fort­stnreitender ~fetamorphose werden vorwiegend Kohlenstoff und Wasser­stoff in Form von Methan abgespalten. Dabei tritt Ringkol1densation ein. Gleichzeitig nehmen die Bindungskräfte zwismen den Makromolekülen zu. Die Kohle verliert damit ihre Löslichkeit und Plastizität und läßt sich nicht mehr verflüssigen. Infolge der Abspaltung von Methan aus dem nun­mehr starren ?vlo1ekulargefüge nimmt die innere Oberfläche wieder etwas zu und damit wachsen auch die innere Feuchtigkeit und Benetzungswärme. Gleichzeitig steigt die wahre Dichte, da der Kohlenstoffgehalt auf Kosten des Wasserstoffgehaltes relativ zunimmt. Im Anthrazitstadium treten die Ringkondensationen und die damit verbundenen Folgeerscheinungen be­sonders stark in den Vordergrund.

Dieser überblick zeigt, daß die Veränderungen, welche die Kohle wäh­rend der !\.Ietamorphose erfährt, in den einzelnen Stadien recht verschie­den sind. Deshalb gibt es keinen ~Iaßsti.lh, der in allen Inkohlnngsstadien gleich brauchbar ist: Die starken kolloidphysikalischen Veränderungen im Braunkohlenstadium lind auch noch im Flamm· und Gasflammkohlen­stadium kommen am besten in der Abnahme des \Va s s erg e hai t e s der lufttrockellen Kohle zum Ausdruck. Es bleiht zu prüfen, ob man fÜl diese frühen Stadien ;:lUdl noch einen guten dlemischen }"Iaßstab findet wie ill11 L B. der Gehalt an OH-Cruppen darstellen könnte. - In dem \hß, ,vie bei der ~.fetamorph()se die Kondensation und Aromatisierung der !\.'!o!ekülkomplexe in den Vordergrund rlickt, wird der Geh alt an F! ü c h ti g e 11 B e s t a n cl te i I e nein nützlicller Inkohlungsmaßstab \Vassergehalt und Flüchtige Bestandteile sind relativ leicht zu bestimmen und haben sich in der Praxis des Geo!',Jgen seit 75 Jahren bewiihrt. Ihre tiefen' Bedeutung als Inkohlungsmaßstab ist eigentlich erst durch die l1eUell chemisclwll und physikalisdu:'n Arbeiten der letzten Jahre klar geworden.

Damit soll nicht ~esagt sein. (laß andere Inkohlungsmaß<;tiilw. ,vie z. B. der Gehalt an KohJenst~ff und S;:luerstoff, das C: H-\lerhiiltnis, der Aromat­gehalt, das ReHexinnswrmö!!cn, die Sporenfarb~ us\\"o iiherflüssig gewor­den sind, -,- im Gegenteil: ie mehr man dem \Vesen der ~IetaIllorphose der Kohle auf den Grund gehen will. um so vielfältiger müssen die an­gewandten Methoden sein

3. Die Ursachen der Metamorphose

a) Der F tI k tor Z e i t

\\1. Fl'CIiS hat 195:3 hervon~ehoben, daß der Cmsatz bei einer chemi­schen Re;lktitln. die von seihst verläuft um so vollstiindigcr ist, je mehr Zeit zur Verfügung steht. Bei einer HeaktiOll, die nur 1)('i Energiezufuhr von­statten geht. kann selhstverst;indlich der Umsatz ohne Zufuhr von Energie auch durd1 den Ahlauf längster Zeiträume nidü heeinflußt werden.

Die Experimente von H. STAcn (s. S, 266) beweisen, daß Braunkohlen­konoide auch bei Zimmertemperatur uml Atmnsphärendruck altern, wenn

279

Ühcrskhtpn über Jie Fortsdnitte der Geol()~ie

der Kohle aussdlbggehend für das HeHexionsvermögen ist. So w e i t die chemische Struktur nicht durch tiefgreifende Verwitte·

'Irt ist, hleibt aher ilei den natürlichen ionsvermögen des Vitrits ein wich­

tiges Hilfsmittel für die Feststellung des t-.letamor· phosegradcs. Freilich künnen mit Hilfe der Reflexion nur die großen J\,fetamorphosestuJ'en erfaßt werden. Für leinen' Unterteilungen werden die chemischen :\laßsliibe unentbehrlich bleiben. Das gilt auch bei Re­Rexiollsmessungell mit der Photozelle (C.-\l'\'(o,,· & GEOHGE 19·14; D,\HME & ~L>\CKO\\'S"Y 19.50), welche -im Gegensatz zu der subjektiven Methode mit dem BEREK-Photometcr-ükular -- die Helligkeitsunterschiede ohjekti\· festzustellen erlauben,

Ein wichtiges optisches Hilfsmittel zur Bestimmung des Inkohlungs­grades ist sch!ießlic.:h :lUdl die Bestimmung von Fa rb e, Re f 1 e x ion II n d Sc h lei f h ä r t c cl e sEx i 11 i t s, d. h, der Sporen und Kutikulen (BÖTTCHER & .\1. u. H. TEICHMÜLLER 1949, }..1. LI. R. TEICHMÜLLEU H)'50). Die Farben des Exinits verblassen nämlidl mit steigender Ivletamorphose, bis sie vom Fettkohlenstadium an (bei einem Gehalt von etwa 2070 Flüch-

Bestandteilen im Vitrit) sich der Farbe des Vitrinits völlig angeglichen Von diesem MetamorphospstldiulTI an ist der Exinit nicht mehr

ulme weiteres vom Vitrinit untersdlCidbar . Dieses allmähliclle optische Angleichen der einzelnen Gefügebestand.

teile der Kohle entspricht der chemischen Enhvicklung (FI1ANCIS 19.52, KREVELEN 1951/52). \Vie eine Skizze \'on VAN Km;:VELEX (5. Abb. 4)

haben selbst so verschiedene \\"Ie Holz und t lind Exinit! im tbs gleiche H/C: erreicht.

Cl Erg e b ni s

Ahh.G einen ztlsammenfassendell Überl)lkk über die Xndenlngen einiger physikalischer Eigenschaften (ler Kohlen im Verlauf der <.hemi· sehen Metamornhuse (gemeSSell am K(1hll'nstuJF~('halt). Noch sind nicht

die zwisdlC'n dem chemischen Aufhau der tlisehell Verhalten hcstehcll. VA'; KUEVELE:\ Beziehungen folgenclennaßcn gedeutet: In der

lind innere Oberfliidw sehr ~roß, weil die re Gruppen mit hohem Sauerstoffgehalt !lodl

sehr snerria: a:elag:ert sind. Solche sauerstoffreich('l1, gleichzeitif! hydro­-, CO:!H-Gruppen) bedingen die Alkllilöslichkcit del ?vletamorplu)se entweicht z\lniiehst der Sauerstoff der

polaren Gruppen in Form von Kohlensiiurc und \Vasser. Dabei wird dic inl1{~re OberHiidlf' der Kohle kleiner, wiihrend die w'lhrc Dichte infoJge des raschen Verlustes an dem relativ sdnvercll Sauerstoff ahnimmt. IH­f()l~e der starken Ahgahc von Sauerstoff beginnt dip Kohle Ilunmehr Jen Charakter von Kohlenwasserslo/fen :lnZllnellllwll und in S toffpn wie Phen­antllren !ösli(·h zn werden. Im Fettkohlenstadillill elTeicht die innere über­flliehe ihr tvtinimum. Dasselhe gilt für die wahre Dichte; denn die Kohle

278

Übcrsit11ten iiber die Fortsdnittc der Geologit,

man nur genügend lange wartet. Auch die unterkarbonische Mosk<luer Braunkohle ist ein Beispiel dafür, daß ohne nennenswerte Zufuhr von Energie allein durdl den Einfluß langer Zeiten aus einer \Veichbraunkohle eine Hartbraunkohle wird.

Anders ist es bei Zufuhr von Energie. Ist die zugeführte Energie sehr groß, \vie z. B. am Eruptivkonhtkt, werden Braunkohlen schnell in Stein­kohlen oder gar in Anthrazite umge\vandelt, wie z, B. die Pliozänkohlen ,"on Palemhang auf Sumatra. \Venn die Energiezufuhr aber relath' gering ist und sehr langsam erfolgt, wie bei den meisten Kohlenlagerstiitten, dann braucht die Metamorphose der Kohle nach den geologischen Erfah­rungen sehr viel Zeit. Manche Braunkohlen des jüngsten Tertiärs, die bereits in Tiefen von mehreren tausend t<..-tetern versenkt worden waren_ haben - verglichen mit iilteren analogen Kohlenlagerstätten -~ zweifellos noch nicht das quasistationäre chemische Gleichgewicht erreicht, das den in dieser Tiefe herrschenden Drucken und Temperaturen entspricht. D.nauJ hahen als erste \V. PETRASCHECK & \VILSEH (1924) hinge\viesen. 'hlch gibt eine Braunkohle, die unter Sauerstoffabschluß im Trocken­;;chrank kurze Zeit auf üher 100;- C erhitzt wurde, wohl viel ·Wasser ab, ändert sich aber chemisch kaum, ~ während nach den geologischen Erfah­rungen die gleidle Temperatur in einigen Millionen Jahren ausreicht, um eille Braunkohle in eine Steinkohle zu verwandeln [genügt dod1 nach den geologischen Beobachtungen zur Entstehung einer Steinkohle eine Tem­peratur Yon JOO-150') C (ZETZSCHE 1932, 1"HlESSE:--I 1936, M. & R. TE1CH­

MÜLLEn 1949)]. Gerade bei aromatisdlen Verbindungen können nach Gg. H. SCHUl.TZF. (1948) thermodynamische Umwandlungen sehr \"icl Zeit in Anspruch nehmen. Die Z f:' j t s pie I tal s () bei d (> r :\1 eta 111 0 l-

lose dt'r Kohle sn l,lni!;t' eine Rolle_ "Is Druck 11n<l itze üherhaupt eine H(:aktioll ermöglichen (dabei ist zu

bedenh'll, daß der Inkoltlungsnro,,"eß zlllliidlst exothNm

1)) Der Faktor Druck

1)('r Druck hccinHußt die s t r u k t l! rt' ll e \lehllllorphosc der hoble z\\'t-'i­fellns crhehJicb.El' kann aht'!" nicht die chemischen BindUlH~t'\l dei· Kuhle allfhlec!wn. 1);IS hallt'l1 zuletzt Fn:lIs (19.'53) und Ht'u: & K>\lI\\UL

hElont. Aronutc, die den HauntlH'standtf'il der Stf'inkohlc hildell. infnlge ihrer Hingstruktur schr druckllPsUindig: (G~. R. SCHPLT1Y nach hrie!­lieher :\litteilung). Auch die Depolymerisation der Ritumil1il kann nach ZETZSCHE (1932) durch stiltisthen Dnll'k I entsprechend llaben Inkohl\lngs\·ersuchc folgen geführt, wenn gJeiehzeiti(! hohe Tell1IJeruturen (z. B. BEllGlrS 1913)

& }(AJ;WUL

)H'g.1ti\

unter t·mstüntl('ll hei der t:!1lwandlung einel" elastischen Defolllutiun in ciBc nbstisclll' di(' Ddorn1ali(lllSenende' als \Viirme aus deI" Kohle Ireiwerden kanll, Jedoch ist nach }\IE:\OW (1942, S. 122) der ELtstizitiüsllludul (ler Gcskillt" hei den tektunisdwn V()r{!~in(!cn, die sich ja sehr langsam vollziehen, HUI 1/ 111 SI)

280

95

96

~t. und R. TEICHMÜLLER - Metamorphose der Kohle

groß wie der experimentell ermittelte Wert. Dementsprechend gering­fügig dürfte die Temperaturerhöhung sein. H. STACH (1933) und HUCK & KARWEIL erwägen auch die Möglichkeit, daß der Drude die Moleküle der Kohle einander nähert und dadurch Reaktionen im festen Zustand er­leichtert.

Sobald der Drude sich in Bewegung umsetzt, entsteht Reibungswärme, welche die Inkohlung gelegentlich wesentliclt besdlleurugen kann. Das ist z. B. an der Sutan-Überschiebung im Ruhrkarbon bei Bod::lUm der Fall. Dort ist auf eine streidlende Erstredcung von einigen km eine Abnahme der Flüchtigen Bestandteile im Flöz Sonnenschein in unmittelbarer Nach­barsmaft der Übersdliebungsbahn um 6-10% festgestellt (BörrcHER & TEICHMÜLLER 1949) - meist nehmen jedoch die Flüdltigen Bestandteile am Sutan, wie an den anderen Oberschiebungen des Ruhrkarbons, nur um 1 oder 2% ab. Auch unter der Venn-überschiebung von Langerwehe sind die tiefsten Flöze der Indemulde auffallend gering inkohlt geblieben (R. TE1CHMÜLLER 1952). An der Osning-Überschiebung ist die myloniti­sierte Wealdenkohle wohl brikettiert worden, aber trotz intensiver mecha­llischer BeansprudlUng schwächer inkohlt als die tektonisch kaum bean­spruchte Wealdenkohle im Hangenden der Oberschiebung (M. & R. TEIcH­MÜLLER 1950). Offenbar fließt also die Reibungswärme meist zu schnell ab, als daß sie erheblich zur Meta­mo rp ho s e der Ko hl e be i tr a gen k önn t e. Hinzu kommt, daß die großen tektonischen Bewegungen selbst in orogenen Zeiten üheraus langsam ablaufen. Es ist daher auch nicht statthaft, der kin e t i s ehe n Energie bei der FClltung eine größere "'/irkung auf die chemisme Meta­morphose der Kohle zuzuschreiben, wie es vereinzelt geschehen ist (P.UTEISKY 1950). Man kann eben bei der Langsamkeit tektonischer Be­wegungen in der Regel nicht VOll einer Beschleunigung sprechen. Selbst bei der ungleich schnelleren plastischen Verformung der \Verkstoffe darf der Faktor Besmleunigung vernachlässigt werden (nam mündlicher l\lit­teilunf! von Dr. KIENow). Dem D r l! c k kom m tal s 0 k ein e aus­schlaggebende Bedeutung bei der stofflichen Meta­morphose zu.

Dem sdleint allerdings zu widersprechen, daß die dlemische Inkohlung in den Randsenken der Gebirge oft mit zunehmender Faltungsintensität wächst (WHITE 1925). Dabei ist aber zu bedenken, daß die Randsenken unsymmetrisch eingetieft sind, und zwar gehirgswn.rts am stärksten ab­gesenkt wurden, also gerade dort wo die Flöze spiiter am meisten gefaltet wurden. Die intensive stoffliche !vletamorphosc kann hier also auch auf stiirkere Versenkung und damit !!rößere Erhitzung zurüdcgeführt werden (~L & R. TEICHMÜLLER 1949). Dementsprechend nimmt z. B. die Meta­morphose der Kohle in der Randsenke der Appalachen viel schneller vom Han~enden zum Liegenden zu als in der Horizontalen, d. h. in der Rich­tung des tangentialen Faltungsdnwkcs (REEVES 1928). Die stärkst gefal­teten Partien sind auch keineswe~s die höchst inkohlten. Da g e gen be­steht in der Handsenke der Appalachen eine enge Be­ziehung zwischen der priif)rO~enen Versenkungs tiefe

281

M. und R. TEICHMÜLLER - Metamorphose der Kohle

und dem Ausmaß der stofflichen Metamorphose (E. T. HECK 1943). - Auch in Südwales ist nach HICKLlNG (1947/48), JONES (1949) u. a. die von Tr..OTTER (1947/48) postulierte Beeinflussung der chemischen Metamorphose durch den Druck einer hypothetischen großen Uberschiebung nicht festzustellen.

Ebenso kann im Ruhrkarbon der Faltungsdrud.:: die chemische Metamor~ phose der Kohle - von Einzelfällen abgesehen - nicht wesentlich voran· getrieben haben. Zwar versumte PATTEISKY (1950) gemäß den An· scnauungen von WHITE (1925), die regionale Inkohlungsabnahme von SE nach NW in Zusammenhang zu bringen mit der abnehmenden Faltungs­intensität. Dem widerspricht aber, daß gerade der Südrand des Ruhr-

Abb.9. Die stoHlidlc Metamorphose der \\'ealdenkohle im NiedersädlsisfhcTI Becken. Die randlichen Zonen des Beckens sind durdl geringe Inkohlung ge­kennzeichnet. Die bisherigen Erdöl- und Erdgasfunde sind auf diesen gering·

inkohlten Bereidl hesdlränkt (carbon ratio theory)

karbons trotz intensiver Faltung durch eine auffallend schwadle Meta­morphose der Flöze gekennzeidmet ist (s. Abb. 8). Das gleiche haben DUBRul. (1931) und LEGRAYE (1936, 1942/43) am Südrand des belgismcn Karbons festgestellt. Außerdem nimmt audl im Ruhrkarbon die Meta­morphose mit dem stratigraphischen Alter der Flöze sehr viel schneHer zu ;::ls irgendwo in der Horizontalen. Das beweist wieder, daß der tangentiale Faltungsdrudc - im Gegensatz zur präorogenen Versenkungstiefe - bei der stofflidlen Metamorphose der Ruhrkohle keine wesentliche Rolle ge­spielt haben kann. Am augenfälligsten ergibt sich dieser Tatbestand wohl aus der Konkordanz von Isovolen und Schichtßächen (BÖTTCHER & TEICH­MÜLLER 1949): Die Isovolen sind sozusagen mitgefaltet. Die In k 0 h­lung ist also im aIJgemeinen :ilter als die Faltung und kann somit nicht eine Fol!!:e der Faltung und des Fal­tun gs d ru ck es sei 11.

Ferner sind aum im Wealdenbecken \·on Niedersachs~n, von dem jetzt

19 GeolugismC' R\lmhchall, 8,1.~;! 283

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genaue Inkohlungskarten vorliegen (M. & R. TEICHMÜLLER 1950), keine Beziehungen zwischen Faltungsdrudc und Metamorphose der Kohle nach­weisbar. Hier spricht die geringe Metamorphose der tektonisch stark bean­spruchten Flöze an der Osning-Oberschiebung einerseits und die Anthra­zitisierung gerade der flachliegenden Wealdenkohlen von Bohmte anderer­seits gegen eine Beeinflussung der chemischen Metamorphose durm den Faltungsdwd< (Abb. 9).

Das gleiche gilt schließlich für die gering inkohlt gebliebenen (obgleich stark zerknetetenl) Brandschiefer im Unterdevon von Münstereifel (M. & A. TEICHMÜLLER 1952). Diese Devonkohlen des Rheinismen Schiefergebirges sind wohl der beste Beweis dafür, daß der Faltungsdrudc nur eine un­bedeutende Rolle bei der stofflichen Metamorphose der Kohle spielte.

c) Der F ak tor T emp era tu r

Der Temperatur wird sowohl von chemischer Seite (u. a. ZETZSCHE 1932, Gg. R. SCHULTZE 1948, DULHUNTY 1950, DULHUNTY, HINDER & PENROSE 1951, HUCK & KARWEIL 1953) wie von geologismer Seite (BODE 1939, HICKLING 1947/48) die größte Bedeutung für die Metamorphose der Kohle beigemessen. HICKLlNG nennt die Kohle geradezu ein geologisches Thermo­meter.

Jede künstliche Erhitzung der Kohle führt ja zu einer Abgabe von Flürotigen Bestandteilen und einer Anreicherung von Kohlenstoff (das be­kannteste Beispiel ist die Verkokung). Allerdings liegen die Temperaturen, bei denen die Kohle merklich Gas abzuspalten beginnt, relativ hoch (250° C), verglichen mit den Temperaturen, die für die Metamorphose der Kohle in der Regel in Frage kommen (etwa 100_150° C). FUCHS (1952) ist sogar der Ansicht, daß Inkohlungsprozesse erst bei einer Temperatur von 400° C möglich sind. Die Inkohlungsversuche von TERREs (1952) haben aber gezeigt, daß in w ä s s e r i g - f I ü s s i gel Phase die Umwandlung von Torf bzw. von Weichbraunkohle in Glanzbraunkohle bzw. in Steinkohle bei viel tieferen Temperaturen vonstatten geht als bei t r 0 c k e n e r Er­hitzung: im ersten Fan findet sie bei 250 0 C innerhalb kurzer Zeit statt, im zweiten Fall sind selbst bei 350 0 C kaum Veränderungen festzu­stellen. TERREs weist auch auf den stark exothermen Verlauf der Decar­boxylierung und Dehydratisierung bei seinen Versuchen hin. Nach HUCK & K."'RwEIL (1953 b) können sogar die meisten Inkohlungsreaktionen, dar­unter auch die Methan-Abspaltung, exotherm verlaufen. Außerdem ist bei der natürlidlen Wärmemetamorphose auch der Zeitfaktor zu berücksidl­t;gen (s. S. 280).

Geologisro zeigt sich die Bedeutung des Faktors Temperatur am deut­lichsten dort, wo Kohle durch ein Eruptiv erhitzt wurde, d. h. bei der Kontaktmetamorphose. Mit Annäherung an das Eruptiv nimmt die Metamorphose der Kohle zu. Oft sind dabei ane Inkohlungsstadien von der Braunkohle bis zum Anthrazit nachweisbar. Das beste Beispiel dafür sind wohl die pliozänen Braunkohlen von Palembang auf Sumatra (KREu­LEN 1935, A. N. MUICHERJEE 1935. SEYLER 1948). Bei der Kontaktmeta­morphose ist die memische Umwandlung der Kohle abhängig von der

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M. und R TEICHMÜLLER - Metamorphose der Kohle

Menge der zugeführten Wärme und damit auch von der Größe des Intrusivkörpers. Aus diesem Gnmd sind die Kontaktwirkungen an Flözen hei lntrusivgängen und kleineren Plutonen nur auf die nächste Nachbar­schaft des Intrusivs beschränkt. Wenn aber Plutone einen Durchmesser von vielen Kilometern erreichen, ist die Wärmeabgabe dementsprechend groß und kann sieb weitltin auswirken. Sofern die Metamorphose am Eruptiv­kontakt relativ sdmell erfolgt, kann sie sich nach Mitteilung von Dr. HUCK etwas von der normalen geothermischen Metamorphose untersdteiden, da bei rascher Erhitzung thermodynamism die CO:!-Abgabe gegenüber der H:O-Abgabe begünstigt ist. Das ist aum wohl der Gnmd, warum kontakt­metamorphe Kohlen sich nam dem FRAl"iCISschen Inkohlungsdiagramm (1952) durm relativ niedrige C-Gehalte auszeichnen. Bei den kontakt­metamorphen Steinkohlen im Pliozän von Palembang (Sumatra) steUten wir relativ niedrige C-Gehalte im Vergleich zu den Gehalten an Flüch­tigen Bestandteilen fest.

Die geo th e rm i sc he Met a m 0 r ph ose der Kohle spielt vor allem bei der Versenkung der Flöze in große Erdtiefen (2000 bis> 5000 m) und damit in Zonen größerer Erdwärme eine Rolle. Dementsprechend sind die ältesten Flöze eines Beckens stets die höchst inkohlten. Diese Erfahrung (HILT'sche Regel) hat sich ungeachtet mancher kleinen Abweichungen, auf die W. PETRASCHECK (1953) hinwies, im großen und ganzen überall be­stätigt. Auch folgen in den Profilen vieler gefalteter Kohlenbedcen die Isovolen. d. h. die Linien gleidlen Gehaltes an Flüdltigen Bestandteilen, mehr oder weniger den Schimten (s. S. 283). Das beweist, daß die Metamor­phose der Kohle vor der Faltuog abgesmlossen war - der Faltungsdruck somit als Ursarne der Metamorphose entfällt. Da er aher größer war als der Belastungsdruck - sonst wären die Schichten ja nimt gefaltet - , folgt hieraus weiter, daß die HILT 'sche Regel nimt auf den mit der Tiefe zunehmenden Belastungsdruck, sondern auf die mit der Ti e f e zu n eh m eo d e Erd w ä r mez u r Ü c k z u fü h ren ist.

Im Ruhrkarbon scheinen die Hauptsättel schon vor der eigentlichen Fal­tung im jüngsten Oberkarbon als Schwellen angelegt gewesen zu sein; denn in Richtung auf die Hauptsättel nimmt die Metamorphose der Kohle etwas ab (BÖTTCHER & TEICH\1.ÜLLEJ\ 1949). Ähnlich ist es im Waiden­burger Karbon, wo gleichfalls die Metamorphose innerhalb ein- und des­selben Flözes zur Schwelle hin geringe r wird. Für die einzelne Pr06lsäule ]'leibt aber auch hier die HILT'sche Regel gültig (DANTZ 1940).

Es liegt nun nahe, den Verlauf der Isovolen in der Kohle mit den Be­trägen der präorogenen Versenkung zu vergleidlen. M. & R. TEICHMÜLLER (1950) haben das im Bereich des Niedersächsischen Bed<ens versumt. Es zeigte sidl. dabei, daß nicht in allen Teilen des Niedersächsischen Beckens Metamorphose und Versenkungstiefe parallel gehen: im Bereich des Bram· srner Massivs kann die bloße Versenkungstiefe der Kohle nicht zu ihrer Anthrazitisierung ausgereicht haben - hier muß vielmehr eine zusätzliche magmatische Aufheizung angenommen werden (diese Sdllußfolgerung wurde 1953 durdl LoTZE'S Nachweis einer jungen Vererzung des Osna-

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~1. und R. TElCliMÜLLER - Metamorphose der Kohle

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Abb. 10. C- 11 O.lnkohlun::: · ::.1:::101111111 (nall! FIIAr.-CIS 1952) mit den lilkoh­lu ngslinien Li! 1111:,11110·. F;:'ll · I.UI' !lud TPine Kohlcnw.ls,,~rstoH·e. Mit Hilfe der Oxydationsliniell läßt ~ilh ditO ·lr.~prünglidle dwmisdlC Zusammensctzun~ ver­""itterter Kohlen ahleiten. In cl .. · FRANClssdl(' ni;urramm pi!"lt!(·traC;C'1l sind Analy­sen von fristften (schwarze Plln ~: 'e ) und \,erwilll'III'11 :. \\('IIi\· ['unkt I'.' Vitriten der \Vt"aldenkohlen l'\it-der.~adlsen~ . E~ zeigt ),itk daU die Analysenwerte der frisdlen \Vealdenvitritt' ohuhalb des Il< .. :malen Humin-lnkohlungsbancles liegen, d. h. er-

heblidl wass('rstoff"reidlt;"r ,i nd als Kad)()\)"itrile gll'idlen C-Cehaltes I Atgeberg, 2 Barsinghausen. 1 Betkt'dorf. .3 B,arh,ara-Slollen, 6 Dörenberg. 7 Düdinp;hiluscn. b Duingen. Y Cwr~-Sdladlt , 10 Georg-,Stollen, 12 HarrI­Stollen. 13 Hütten-Stollen, 14 iiohewarle-Stollen. 15 I..l'lt"nh:l!!!'n. IR Lim!){'rg, li Lohnheq.:. 18 l\euenkinht"llt: Bt'rg:, 19 Notthorn. 20 I..:lu,11'I ·O~('Ii(', 11 Pmh,l-

hagen. Z2 Reimen . .:!:) Rheine, 24 Rökkc, 25 Wellendorf a Alte Taufe. b Bod.;elal. c B'.:!lllle. cl Br;lIldsdJiitt, e Zedw Friedridl, f Gers­bl"rg:. ~ Hi1t(·rl~rg. h Lieth. i Limberg, k Lohnberg, I Meike, m Sehnde,

n Strubhe: :.. 0 Sundern, p Sünlelwald.

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Vl>erskhten über die Fortsduitte der Ceologie

brücker Raumes gestützt). Neben der Versenkungstiefe spielt also die jeweilige geothermische Tiefenstufe eine große Rolle für die Metamor­phose der Kohle. Das ergab sich auch bei Metamorphosestudiell im Devon des Rheinismell Schiefergebirges. Dort crv.:iesen sidl die Brandsdliefer im Bereim des Siegerländer Erzbezirkes, der nam BRINX~IANN (1935) einer alten Isothennenaufwölbung entspricht, als besonders stark anthrazitisiert (M. & R. TEICHMÜLLER 1952).

Diese Beispiele zeigen, welche geologischen Konsequenzen sich aus ln­kohlungsuntersuchungen ergeben können , - vorausgesetzt. daß andere Faktoren als Zeit, Druck und Temperatur die Metamorphose der Kohle nicht wesentlich beeinflussen. Wir müssen uns deshalb jetzt nom. die Frage vorlegen, ob nimt auch andere Faktoren bei der Metamorphose der Kohle wichtig werden können.

d) Die Bedeutung der radioaktiven Strahlung

Die Radioaktivität gewisser mineralischer Beimengungen kann bei ge­nügend langer Einwirkung zweifellos die stofflime Metamorphose der Kohle erheblim vorantreiben. So haben winzige Uranerzpartikel im kam­krismen Kolm Westergotlands genügt, um diesen Brandschiefer durch radioaktive Energie bis zum Fettkohlenstadium umzuwandeln (R. TEICH­MÜLLER 1952). In der Ruhrkohle finden sich vereinzelt umgelagerte Zir­kone; um sie herum beobachtete E. STACH (1950) einen kleinen Kontakthof. in dem sich die Kohle dunn besondere Härte und hohes Reflexions­vermögen auszeichnet. Aber im großen und ganzen gesehen sind das Aus­nahmen: Im allgemeinen dürfte die radioaktive Strahlung für die Meta­morphose der Kohle nur von ganz untergeordneter Bedeutung sein.

e) Die Bedeutung ,'on Katalysatoren

MA.CKOWSKY (1948) ist der Ansicht. daß die katalytische Wirkung von Schwermetallen am wesentlichsten für die Beeinflussung des Inkohlungs­ablaufes ist. Sie spricht daher von einer "katalytischen Steuerung" der Inkohlung. Es wird schwer sein, die Richtigkeit dieser Hypothese zu be­weisen , zumal die vielen versdliedenen Katalysatoren, mit denen man in der Natur remnen muß, sim in ihrer Wirkung oft aufheben (Ge. R. SCIWLTZE, mündlime Mitteilung).

Auf die katalytischE" Bedeutung der Bakterienenzyme im biomemischen Stadium der Inkohlung wies VAN KREVELEN (1951/52) hin. Diese Enzyme spielen zweifellos hei der Zersetzung der pfianzlidlen Ausgangssuhstililz eine große Rolle. Da aber die Bakterientätigkeit schon im Torfstadium in wenigen Metern Tiefe nahezu erlisdlt (WAKSMAN & STEVENS 1930, BA1ER 1938. MÜLLER & SCHWARTl 1953), werden diese Katalysatoren mindestens schon im Braunkohlenstadium unwichti~. Für die Inkohlung der Stein­kohlen sind sie auf jeden Fall ohne Bedeutung; denn die von LIESKE in Steinkohlen nachgewiesenen Bakterien sind Allerweltsformen, die auf Klüf­ten in die längst fertig in kohlte Kohle einwanderten . Selbst bei dem von SCHWARTZ & MÜLLER (1953) aus einer dimten Kännelkohle isolierten Bak­terienstamm steht nicht fest, ob er autotnthon ist.

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Obersidlten über die Fortsdlritte der Geologie

f) Die Bedeutung der Ausgangssubstanz und der früh­zeitigen Zersetzung für die Metamorphose der Kohle

Die Aus g: a n g s sub s t a n zen der Kohlen (Holz, Sporen, Kutikulen. Harz usw.) unterscheiden sich zunächst chemisch erheblich voneinander, -erst im Verlauf der Metamorphose werden diese L'ntersmiede geringer (s. Abb. 4). Aus diesem Grund wird die Metamorphose nur an einem be­stimmten Bestandteil der Kohle, nämlich dem Vitrit, gemessen (s. S. 269). Der Vitrit ist aus Holz und Rinden hervorgegangen, d. h. im wesentlidlen aus Zellulose und Lignin. Es bestehen keine Gründe zu der Annahme. daß sich das Verhältnis von Zellulose zu Lignin in den verholzten Ge­weben im Lauf der Florenentwicklung versmoben hat. Zu berüdcsidl­tigen ist jedoch, daß der Harzgehalt der Hölzer und Rinden schwankt und daß Verkorkung (Suberinisierung) der Rinden erst bei den höheren Pflan­zen auftritt. In mesozoischen und tertiären Kohlen 6ndet man relativ viel harzreiche Vitrite; denn seit dem Perm sind die harzreichen Koniferen ja wesentlich an der Kohlenbildung beteiligt (GoTHAN 1937). Da Koniferen­holz besonders widerstandsfähig ist gegen bakterielle Zersetzung, sind seit Ausgang des Karbons gerade die breiteren Vitritstreifen (bzw. die größe­ren Xylite in der WeichbraunkohJe) fast ausnahmslos aus Koniferenholz hervorgegangen. Damit hängt vielleimt der größere WasserstoHreichtum jurassisdler, kretazischer und tertiärer Vitrite - im Vergleich zu karboni­schen Vitriten - zusammen (FRANCIS 1952, vgl. Abb. 10). Hinzu kommt, besonders im Tertiär, der höhere Suberingehalt der oft stark verkorkten Rinden. Im Karbon selbst sind die dickeren Vitritlagen meist aus Lepido­phytenrinden hervorgegangen (RA1STRICK & M.\RSHALL 1948, PATTElsKr 1953). die noch nicht verkorkt sind.

Die bio log i s ehe Zer set z u n g ist im wesentlichen durm die Art des Ausgangsmaterials, die Temperatur, den Grundwasserstand, die Sauer­stoffzufuhr und die Azidität im Kohlenmoor bedingt. Jeder Moorkenner weiß. daß diese Bedingungen örtlim und zeitlich außerordentlidl schwan­ken. So kommt es zur Bildung der versmiedenen Torffazies, die später Zll den versmiedenen Streifenarten der Kohlen werden (H. POTONIE 1910. R. POTONIE 1924, R. POTONIE & R. BosENlcK 1933, THIEssEN 1937, JURASKl 1940, P. W. THOMSON 1950. M. TEICHMÜl.LER 1950. 1952a). Die biologisdle Zersetzung ist also von ausschlaggebender Bedeutung für die Bildung der verschiedenen Steinkohlenfazies (Vitrite, Clarite, Durite, Fusite, Bogheads, Kännelkohlen) und ihre petrographischen und rnemischen Un terschiede. Der Kohlenstoffreichtum des Fusits z. B. ist faziell bedingt und hat nirots mit der Metamorphose der Kohle zu tun. Die l\'letamorphose ist erst später den einzelnen Faziestypen aufgeprägt worden. Indem wir die In ­kohlungsstudien auf den Vitrit beschränken, schalten wir den Einfluß der Fazies und der primären biolot!ismen Zersetzung bereits weit~ehend aus.

Dort. wo man mit ganz versdliedenen primären Zersetzungsbedin­gun~en der Hölzer rechnen muß, wie hei Flözvitriten einerseits und in Ton eingesmwemmten. zu Vitrit gewordenen Hölzern andererseits. fanden

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M. und R. TEICHMÜLLElI - Metamorphose der Kohle

sich in Gasßammkohlen des Wealden keine größeren Unterschiede in der Elementarzusammensetzung und im Gehalt an Flüchtigen Bestand­teilen (M. & R. TEICHMVLLER 1950). Das gleiche hat PATTEISKY (1953) im Ruhrkarbon festgestellt und empfiehlt deshalb, für Inkohlungsunter­sumungen statt der Flözvitrite die leichter isolierbaren Vitrite aus den Hangendschiefern heranzuziehen.

Während sich die untersdliedlichen ökologismen Bedingungen in erster Linie also auf die Ausbildung der KohlenstreHenarten- und -gefügebestand­teile auswirken, können etwas s p ä t e re Ein fl Ü s s e zu einer ver­schiedenen mikrobiologischen Zersetzung des ge sam t e n Torfprofils führen, - so z. B. eine mehr oder weniger vollkommene Abdichtung des Torfes durch Schhd<überded::ung. Viele petrographisme Beobachtungen sprechen nämlich dafür, daß die Hölzer des Flözes Katharina im Ruhr­karbon erst nach Ablagerung des marinen Schiefertons im Hangenden des Torfes unter anaeroben Bedingungen zersetzt wurden (M. TEICHMÜLLER 1952 a). Ähnliches gilt für andere marin überlagerte Flöze. Vitrite aus solchen Flözen zeichnen sim oft durch einen relativ hohen Wasserstoff­gehalt und stärkeres Treibvermögen bei der Verkokung aus (D .... uB. münd­liche Mitteilung 1947. MACKOWSKY 1948). Wesentlich für unsere Frage­stellung ist aber, daß im Inkohlungsprofil einer Bohrung oder Grube. das viele hundert Meter einer ßözreimen Schichtfolge umfaßt, diese Flöze im Gehalt an Flümtigen Bestandteilen bzw. an Kohlenstoff nicht nennens­wert herausfallen.

In gering inkohlten Flözen (Flamm-. Gasflammkohlen) sind allerdings manmmal noch größere chemische Untersmiede zwischen einzelnen Vitrit­lagen nachzuweisen. So hat M.o\RSHALL (1943) festgestellt, daß vereinzelt Unterschiede von 6% Flüchtigen Bestandteilen und 1% Kohlenstoff vor­kommen. Diese Unterschiede müssen wohl auf Verschiedenheiten der botanismen Herkunft, des Alters der eingebetteten Stämme und der Zer­setzung vor .bzw. nam der Ablagerung zurüdc:geführt werden. obgleich durm mikroskopisd1e Kontrolluntersuchungen salme Abhängigkeiten nicht nachgewiesen werden konnten (MARSHALL 1943). Um solche primären Unterschiede bei der Bestimmung des Metamorphosegrades auszuschalten, ist bei gering inkohlten Vitriten von Mittelwerten auszugehen, d. h. am besten werden von vornherein möglichst verschiedene Vitritlagen zu einer Analysenprobe vereinigt.

Der gelegentlich geäußerten Ansicht. daß Unterschiede in der primären (biochemischen) Zersetzung eine entscheidende Rolle beim Ablauf der geomemismen Metamorphose df'r Vitrite spielen (MACKOWSKY 1949b), steht entgegen, daß alle wesentlichen Inkohlungsänderungen in den ver­schiedensten Kohlenbeu-en sowohl in vertikaler wie in horizontaler Rich­tung derart gleicllsinnig verlaufen, daß sie nur durch g roß r ä u m i g wirkende Metamorphoseursachen erklärt werden können. Da sioo, wie gesagt, in den Mooren die biologischen Zersetzungsbedingungen räumlich und zeitlim sehr sclmell ändern, wird man niemals die HILTsche Regel oder die in allen Flözen eines großBn Kohlenbeckens in gleicher Richtung ~deimsinnig verlaufenden regionalen Inkohlungsänderungen mit Unter-

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~1. und R. TEICH MÜLLER ~ Metamorphose der Kohle

Ausblick

In dem vorstehenden Bericht wurde versucht, die Ere.ebnisse zusammen­zufassen, die im letzten Jahrzehnt von den verschieden;ten Seiten auf dem Gebiet der Metamorphose der Kohlen erzielt worden sind. In diesem Zeit­raum wurden besonders die physikalisdlen Strnkturänderungen der Kohle eingehend studiert. Die Ergebnisse dieser Arbeiten, gekoppelt mit denen elementaranalytisdIer Untersuchungen, erlaubten einen weiteren Einblick in die konstitutionschemischen Veränderungen von Kohlen im Verlauf der Metam(J--phose und in die Beziehungen zwischen der chemischen Zusam­mensetZ"Llng und dem physikalischen Verhalten der Kohle.

Auch bei geologismen Untersuchungen über die Metamorphose der Kohle sollte man künftig die !leuen Erkenntnisse berücksichtigen und unterscheiden zwischen einer s t r u k t ure 11 e n Metamorphose, die vor­wiegend mit physikalischen Methoden - und einer s t 0 f f 1 ich e n Meta­morphose, die vorwiegend mit chemischen Methoden zu verfolgen ist.

Die Kohle reagiert stofflich wie strukturell empfindlimer auf Tem­peratur- und Druckerhöhung fils viele andere Mineralien. Daher ist sie für den Geologen gerade in den ersten Stadien der Sedimentumwandlung als Gradmesser wiwtig. Wenn die :Metamorphose der Kohle zur Zeit auch noch keine zahlen mäßigen Aussagen über den Grad der Be:mspruclmng erlaubt, so ist es doch nicht ganz ausgeschlossen, daß z. B. die Größe der inneren Oberfläche und die Stärke der Anisotropie der Kohlen einmal als :\1 n n 0 met e r des tektonischen Druckes l1ncl der Gmd der Aromatisie­I ung und der Kondensation als eille Art geologj.;ches T her m 0 met e r wichtig werden. sofern audl die Dauer der Einwirkung bekannt ist.

Regionale Untersuchungen über die Auswirkung des Druckes auf die strukturelle ?vletamorphose der Kohle stehen noch aus. wenn man von den heiden ersten. vielversprechenden Arbeiten von EOWARDS (1948) und DUL­HtTNTY, HIl\DER & PENROSE (1951) in Australien absieht. - Regionale Unter­suchungen üher die stoffliche Metamorphose liegen dagegen jetzt aus vielen l\ohlenbecken vor. Sie zeigen, daß enge Beziehungen bestehen zwischen der einstigen maximalen Versenkungstiefe der flözführenden Sedimente und der Metamorphose der Kohle. Zu einer hesonders intensiven Metamor­phose der Kohle führte die magmatische Aufheizung mancher Räume. Oft sind deshalb Beziehungen zwischen hoher InkOhlung und dem Auftreten liefer Lagerstättenstockwerke testzustellen, während andererseits Erdöl­yorkommen. von Kondensatlagerstiitten abgesehen, auf den Bereich gerin­~er Inkohlung beschränkt sind (carbon ratio themy). Insofern haben die geothermischen Sdllußfolgerungen aus den Inkohlungsuntersuchungen auch dne ~ewisse praktischf; Bedeutung. Wiin.<ichenswei·t ist es natürlidl, die Rüd.:.schlüsse aus der Inkohlung mit den Folgerungen zu vergleichen, die sich aus der Umwandlung des Nebengesteins, insbesondere der Tonmine­ralien, ergehen. Derartige verglei<hende Untersuchungen stehen aber noch ganz Olm Anfang.

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übersiLhten über die Fortsdlritte der Geologie

schieden in der Zusammensetzung der Flora bzw. der biochemischen Zer­setzung erklären können. Ein derartiger Versuch (vgl. FUCHS 1941, 1952, 195.'3) wird immer auf die Ablehnung der Geologen und Biologen stoßen. Das baben E. T. HECK (1943) bzw. SCHWARTZ & MÜLLER (1953) schon betont.

Auch die kürzlich von chemischer Seite aufgestellte These (FUCHS 1952, 1953). daß aus Torfen je nach Art der hiologischen Zersetzung entweder Braunkohlen (aerob) oder Steinkohlen (anaerob) entstc'Ien, ist geologisch unhaltbar, wie hier Jlioot weiter ausgeführt zu werden braucht. Es sei nur noch einmal darauf hingewiesen, daß Übergänge von Torfen zu Braun­kohlen und von Braunkohlen zu Steinkohlen oft festzustellen sind, - daß aber niemals ein übergang von Torf in Steinkohle beobachtet wurde. Aerobe und anaerobe Zersetzung hat es in allen Mooren und zu alle!l Zeiten gegeben. Die entsprechenden Zersetzungsprodukte finden sich in­folgedessen sowohl in Braunkohlen- wie in SteinkohlenBözen (z. B. xyli­tische Braunkohlen bzw. Glanzstreifenkohlen als ursprüngliche \\"lldtorfe einerseits und Dysodyle bzw. Bogheads als ursprüngliche Faulschlamme andererseits). Von chemischer Seite wurde neuerdings von HUCK & KAR­WEIL (1953 b) die Unhaltbarkeit der FucHs'schen Theorie aufgezeigt.

Anhangsweise sei auf eine Ersdleinunp; hingewiesen, die bislang nicht berück­sichtigt wurde, ~ für AbweidlUngen von der Hlu'schen Regel aber von Be­deutung sein kann. Sowohl hei kretazisdlen wie bei karbonisdlen Kohlen beoh­achtete M. TEICHMüLLER gelegentlidl eine "unnormale<' dlemisdle Zusammen­setzung von Vitriten, die auf eine Bitumendurchtränkun~ zurückzuführen war. Das Bitumen ist unter dem Mikroskop im gewöhnlilhen Lidlt nicht ~idühar, da es in äußerst feiner Verteilung adsorptiv gebunden vorliegt. Es macllt sich nur durLh eine relativ geringe Reflexion ut's Vitrits bemerkbar, die erst hei sorgfältigem Vergleich festzustellen i.~t Das Bitumen läßt sith aber im ultra­violHtt'll Licht leicht nachweisen

g) Ergebnis

Es ergibt sich also, daß weder radionktive Energie nod1 Kalatysatoren, geschweige denn die Florenentwid:lung und prim~ire Zcrsetzungshedin­gun gen die großräumigen Inkohlungsänderungen, die in allen Kohlen­hecken in vertikaler wie in horizontaler Richtung festzustellen sind, er­kliiren können. Nawdem sich herausgestellt hat, daß auch der Druck keine wesentliche Rolle bei der stofflichen ~Ietamorphose der Kohle spielt. bleibt als entscheidender Faktur nur die mit der Tiefe zunehmende Erd­wärme übrig. Dabei darf die Da u er der Erhitzung nicht übersehen werden. Sie erklärt vielleicht auch die niedrigen Temperaturen, die für die Metamorphose der Kohle nach den geologisluen Erfahrungen ausreidl­tcn. Diese Temperaturen sind zwar mit den experimentellen Beohach­tungen einstweilen noch nicht in Einklang zu bringen, genügen jedoch nadl den thermodynamischen und kinetisdlen Berechnungen von Huo: & KARWEIL (1953 b) durdlaus.

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übersidlten über die Fortschritte der Geologie

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M. und R. TEICHMÜLLER - Metamorphose der Kohle

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Ubersi\:htell über die Fortsdnitte der Geologie

1951/52. - Einige Tleuere Einsidlten. die dlemisdle Struktur der Steinkohlen hetretfenJ. Brennstoff-Chemie, 3.'l, 260-268, 1.'3 Abb .. 3 Z.\hlt'lltaf., Essen 1952. . Physikalisdle Ei,l!enschaften und dlemische Struktur der StC'inkohl(·. Brennstofl:­Chemie, 34, 167-182, 26 Abb., 8 Zahlentaf., Essen 1953. - LECK\', J. A., HALL, \\1. K., &: A"'l)EI\~O·'·, R. B.: Adsorption of water and methanol on eO:l!. ~aturt' 168, S. 12-1-125,London 1951. - LEENDERTSE, J. J., TAl-.n:DA, H. J., S~llTTE~Bt::RG, J., \'LUGrER, J. c., \VATEn~L\~j\:, H. 1., VAN WESTEN, H. A., & VAN NES, K.: StrukturgruppenanalysC' von Erdölfraktionen nach der l1-d~~I-~lelhode. Erdöl u. Kohle 6. 5:37-542, 8 Ahbildungen, 8 Tabellen. Hamburg 1953. - LEGRAVE, t..1.: Etude des clurbons du bassin houiller du Nord de la Belgique. Revue Univ. ~line$ 12, 1936. - Le röle des billes dans la repartition des qualilf~s des UHU­

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ObersidIten über die Fortsmritte der Geologie

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296

99

G. de Geer

Geochronology of the last 12,000 years Geol Rundsch 3:457-471

Translation reeeived: 22 May 2002 © Springer-Verlag 2002

Geology is the his tory of the earth but until now it has been a history without ages in years. Various attempts have been made to estimate the lengths of time involved in individual parts of this history. However, none could be proven to be strict1y correct. The outstanding authors of one of OUf modern teaching books in geologyl state: "The desire to date the major events of the geological past in years increases as the events approach our own time and touch on human history. However, the difficul­ties of these attempts are huge and the results are of doubtful value. In the best case, they do little more than portray the order of magnitude of distinct periods. Geo­logical processes are very complicated and each single factor involved is variable in itself, so that the connection of such uncertain variables creates a huge uncertainty in the results".

Under these circumstances, it is appropriate to intro­duce a new and precise method of investigation which enables the establishment of areal geochronology based on counts of annual sediment layers covering the last 12,000 years. The basis for this chronology is provided by late glacial and post-glacial, periodically layered sedi­ments, in which the deposit of each year can be clearly recognised.

Initially, we counted the annual layers having regular intervals at a large number of sites along a line profile stretching from the southernmost to the central part of Sweden. This resulted not only in enumeration of the en­tire sequence of centuries during which the margin of the continental ice sheet retreated for more than 800 km, but also in an estimate of the time span of the post-glacial period since the disappearance of the ice sheet.

Leeture presented on the oeeasion of the geologie al eongress in Stoekholm 1910

Translated by Christian Dullo and William W Hay

w.w. Hay (~) Forsehungszentrum GEOMAR, Wisehhofstr. 1-3,24148 Kiel, Germany e-mail: edullo@geomar.de

The most important sediment within these post-gla­cial deposits is a glacio-marine clay, termed "varvig lera"2 in Swedish for its varves or periodic layers which differ in colour and structure.

Already during my first geological field work in the year 1878, I was surprised by the regular pattern of these layers, which very much resemble the annual rings of trees. Hence, the year after, I started detailed investiga­tions and measurements of these layers in various re­gions of Sweden and continued this in the following years. It turned out that these layers were so regular and continuous that no periodicity other than annual could be ascribed to them. This led to my contention in the year 1882 that there is a very close relationship between the periodic layering of clay and the annual retreat of ice on land3. Two years later the investigations had progressed to the point that I considered my idea of the annual na­ture of the layers had been confirmed, and that I had found a way to correlate the annual layers of different areas by means of diagrams. In a talk given to our Geo­logical Society in Stockholm, I was able to show how a geochronology could be established for the last part of the ice age4. A few months later I achieved correlation of the clay horizons from three different, but not distant 10-calities. In the year 1889 I found and mapped aseries of small but characteristic moraines which had previously been overlooked in the area NW of Stockholm. They were arranged in periodic rows at rather regular intervals of 200-300 m. This brought me to consider that these ridges could correspond to stillstands during the ice re-

I Th. C. Chamberlain and R.D. Salisbury, Geology Earth History, part 3. London 1906, p. 413) 2 The Swedish word varve (in older days: hvarf) means a eircle as weil as periodieal layering. As there is no international term for this meaning, it seems to be appropriate to introduee varve, pI. -s, as a new teehnieal term. German Warw, pI. -en, Freneh varve, pI. -so 3 Om en postglacial landsänking i södra oeh mellersta Sverige. Geol. Fören. Förhandl. part 6, Stoekholm 1882, p. 159 4 ibid. part 7, 1884, p. 3. Here presented only briefly and some­what unclearly. Personal eontribution ibid. 1885. p. 512, where the first eorrelation of 1884 was reported.

101

Fig. 1 Map showing the late glaeial retreat phases in Sweden [Spätg1aeiale Subepo­ehen des Eisrezessions = Late Glacial Subepoehs of the iee retreat; Postglaciale = Post gla­eial; 3. Finiglaeiale = 3 Finigla­cial; 2 Gotiglaciale = 2 Goti­glaeial; 1 Daniglaeiale =

S"pätglaeialeSub ep 0 ehe des EisTecessions ,<m~; 1 -5 Postg la.ctale.

1 Daniglaeial ; Rezession aufge­messen = Traverse lines along whieh the iee retreat was mea­sured; Eisgrenzen = lee edge boundaries]

~ Hnig la.cia.le 2 Goti..gla.cLale. l.D a.ni.gla.cia.l.e.

Recession ro.d'geme..5sen _

Eis grenze1\.

1'8000000

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O . D .. Geer 191 1

treat, as should have occurred each winter, and that this could be determined by investigating the succession of annual clay layers between neighbouring moraine ridges5. In the me an time moraines of this type have been found frequently in the lowlands of the country and so I originally intended to continue my chronologie al studies through detailed mapping of the annual moraines.

Aseries of these characteristic, well-defined small ridges will be visited during the excursion in the vicinity

5 Geol. Fören. Förhandl. part 11. Stoekhom 1889, p. 395. A map showing a group of these moraines has been published by the author in "Stoekholmstraktens geologi" in the book: Stoekholm Sveriges Hufvudsad. Stoekholm. E. Beekmanm 1897, part I, p. 13.

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I 500 KM .

of Stockholm, during which the varved clays will also be shown along with a demonstration of the method used to determine the last glacial retreat. All of the materials, in­cluding measurements, maps, and clay sampies from various parts of Sweden, are on display in the Geological Institute of the University throughout the congress.

The detailed study of eskers, especially around Stock­holm and Upsala and also near Dal's Ed, has clearly shown that they also have a pronounced periodic struc­ture, with coarse-grained gravels in the centre grading into fine-grained gravel and coarse sand towards the south. This led to a new explanation of their origin, as resulting from a superposed sequence of delta deposits formed beneath the ice margin, within the mouths of gla-

102

cial tunnels in the retreating land ice. These deposits are probably coeval with the varved clays and the annual moraines6.

FinaIly, in 1904, I was able to make a very good correlation of two clay sections one kilometre apart. I decided to make a serious attempt to follow my old plan to establish a clay chronology.

The investigation of 40 localities in the surroundings of Stockholm demonstrated that the correlation of the clay sections was less difficult than originally assumed, and could be achieved at distances of less than one kilo­metre if the sites for investigation were weIl chosen. When I discovered this fact, I organised support for my studies by students from the Universities of Stock­holm and Upsala, ten from each. After preparatory train­ing, we all started out on a summer morning in the year 1905, each person at a specific part of an approximately 200-km-long line, shown in Fig. 1. The line extended past Stockholm and Upsala, and through the Södermann­land-Uppland peninsula from the large Fennoskandic moraines along its southern margin to the river Dalälfven in the north, following the direction of the ice retreat as weIl as possible. The major part of our work was com­pleted in four days as had been planned. However, the filling of gaps at difficult sites was achieved only after repeated attempts.

As one of the results, it should be mentioned that I obtained convincing proof for the assumption that indi­vidual varves had a widespread distribution. It turned out that single layers extended more than 50 km and that their volume could be estimated to be millions of cubic metres. Their widespread occurrence and regular struc­ture demonstrated conclusively that they are not the re­sult of local or sporadic events, and that their origin could be the result of no less important and periodic a process than the annual cycle of the climate. It is impos­sible to suppose that each single layer of the well­defined varves represents a hypothetical undetermined series of years because then it would not record changes as distinct as those of a single year. In fact, it seems to me to be unlikely that the seasonal cycle of the melting of land ice would not leave its imprint on annual sedi­ments in the same way as the annual vegetation periods relate to tree rings.

In the following year I continued these investigations on the remaining part of the line with the support of some of the same staff of co-workers. The line extended over a distance of 800 km between Schonen and the last glacial ice stream in south Jämtland, where the final remains of the ice sheet divided into two parts. This investigation was also successful, although some gaps remained.

The main thing was that the original plan turned out to be feasible, even under the very different conditions present along this extended line. It was only a question of time and patience to gradually work out the chrono­logical and climatological archives in a desirable way.

6 In the last reference, part I, pp. 14-17, with a map plate 4, and part 1I, map plate 5, and: Om rullstens-asarnas bildningssätt. Geol. Fören. Förh. part 19. 1897, p. 366.

When I summarised and completed the work, I noted with great pleasure and satisfaction how efficient and energetic my many young co-workers had been and how perfect and reliable their results were. There were never any gaps, except at those places where the difficulties of the work would have consumed more time than was available.

The natural basis for the whole plan of investigation was the following. As the last land ice retreated in Sweden, the lowlands of the country were still below sea level. During the summer of each year, meltwater sank from the surface of the ice through crevasses and drained through subglacial tunnels along the base. The high hydrostatic pressure forced the water to flow outwards, carrying tremendous amounts of moraine material which resulted in fluvioglacial deposits. Where these sediment­loaded streams beneath the ice reached the steep, cliff-like ice edge and discharged into the calm sea at the mouth of the glacier, the current and the load-carrying capacity of the water decreased rapidly. This resulted in the deposition of gravels and coarse-grained material at the inner part of the mouth of the subglacial cave, whereas the medium­sized gravels were deposited at the distal edge and sand material settled on the marginal delta just off the mouth. In the open sea, further from the ice margin, the sands would become finer and finer, and clay layers more fre­quent until finally sand-free clays dominate (Fig. 2).

Hence, each esker centre represents nothing other than the proximal part of an annual deposit in the glacial cave. Compared with a fan, this part would be the grip.

The steep ice margin, the glacial cave, and the mouth of the meltwater river retreated each year during the summer melting phase. During winter the ice margin ad­vanced slightly, as indicated by smaIl, distinct winter moraines.

Each following summer time brought with it a new retreat of the ice and the formation of a new fan of gravel, sand and clay. This resulted in a shingled arrangement [imbrication] of fans, one on top of the other, the upper one with its northern or proximal end the same distance from the lower one as the ice had retreated and the sea advanced within one year. Since the retreat was frequently very regular, the grips of the fans gradu­ally formed aridge, producing eskers. However, their pe­riodic structure became more or less obscured due to erosion by waves along the shore during the last uplift.

For this reason and because of their thickness, com­position of coarse-grained material, and the irregularities within these deposits, the proximal parts of the annual sediments are, as a rule, less suitable for direct chrono­logic determinations. However, the regular formation of these esker deposits provides a clear indication of the regularity of ice retreat in this area.

The most valuable tool for chronological investiga­tions is the fine clay sediment deposited beyond the ice cover. The position of the retreating ice margin during specific years was determined using the following meth­od. Since the well-structured glacio-marine clays origi­nally formed a continuous layer covering the deeper

Fig. 2 Map showing the annual ice retreat in the Stockholm region [Sommerdeltas, glazifluviale Osen = Summer deltas, glacio-fluvial eskers; Wintermoränen = winter moraines; Äquirezessen -N-grenzen der Warwen = Iso­lines of retreat - northern mar­gin of varves; Gemessene Warwenprofile = Measured sections of varves; 0 Eisrand an der Hochschule und am Ob­servatorium von Stockholm = 0 !ce margin at the Hochschule and Observatory of Stockholm]

103

- + Sommerdelta., glazi- Wintermorlnen. Äquirezesspn ~ N.G,·enzen Gemessene Warwen-lIuviale Osen. der Wsrwen. profile.

:: 0 Eisrand an der Hochscbule und sm Ob .... rv.torinm VOll Stockholm.

parts of the older seafloor and were only later eroded from uplifted and exposed areas, the northern edge of the annual layers must have been near the margin of the presently preserved clay deposits. At such sites we in­vestigated railroad cuts or dug new trenches through the lower layers of the clay, where their thickness was about man-high. The objective was to determine which of the clay layers lay directly on the ground moraine which had been covered by ice the previous year. Since these deter­minations were to be made over short distances of about 1 km, it was only necessary to measure a minimum num­ber of varves in order to be able to correlate to the next exposure to the north. The number of layers missing at the next site corresponds to the number of years when the presence of inland ice prevented the deposition of clay. In order to save time and funds, deep trenches were excavated only where thicker sections of the an nu al sedi­ments were required, as in dose vicinity to eskers or near the mouths of ancient glacial streams.

In the trenches, the clay layers were carefully and smoothly prepared as a vertical section using a sharp­ened bricklayer's trowel. The boundaries between the annual layers were then marked and numbered with a pencil on a long, narrow strip of paper. The thickness of each layer was then recorded at equal spacing on a dia­gram which also displays the elevations of the layers at different sites (Fig. 3). In this way it was possible to compare entire series of identical layers from two or more different localities with each other and also to de­termine the corresponding high and low points in the thickness variability curve. [These data were used] to de­termine which of the layers occurred at the base at each locality or, in other words, at its northernmost limit.

Of course, one has to avoid those sites where the orig­inal thickness of the annual layers has been disturbed or obscured by the stranding of icebergs or by slumping.

The points of observation were recorded on a map, and the distances between them were divided by the number of years required for the ice to retreat between

them. By this method we were able to determine the an­nu al average rate of the retreat of the ice margin, and to draw lines through the points marking the successive po­sitions of the ice margin within the study area, as sub­stantiated by terminal moraines and lines perpendicular to glacial striations.

In this way we achieve not only a reliable chronology for a wide variety of events, but also an albeit complicat­ed but very interesting record of the climatic conditions of the same epoch.

It becomes clear that, under otherwise equal condi­tions, a slower retreat of the ice indicates cooler condi­tions, a more rapid retreat warmer conditions. Of course, when comparing different areas it is necessary to bear in mind possible differences in thickness of the inland ice, in the motion of the ice, and in the depth of the sea at the ice margin, which controls the formation of icebergs. However, these complications are minor, when compar­ing adjacent sections of the long, investigated line with one another in order to establish successive changes of the climate. In the future it will undoubtedly be possible to make corrections for more distant comparisons.

The li ne described here, which is the only one investi­gated so far, documents a relatively slow retreat of the ice in its southern part, south of the large terminal mo­raines. In the districts of Schonen and Bleking this was about 50 m per year, farther north about a 100 m and slightly more. From this it can be concluded that the corresponding Gotiglacial epoch was relatively cool. The large Fennoskandic moraines indicate a significant dete­rioration of the climate, sufficient to stop the retreat of the ice margin for few centuries and even allowing for a slight advance. However, after this epoch the major ice retreat began again and continued with impressive rapid­ity and regularity. The annual retreat varied between 100 and 300 m, very rarely changing for a few years into a slight advance. This seems to be valid for almost the whole of the last part of the ice retreat horn the Fennoskandic moraines to the site of the ice divide, or

104

Fig. 3 Diagrams of varve COf­

relations and ice retreat be­tween points A. B. and C in the map [shown in] Fig. 2.

... _---_ ... _~ O .. ':Jl

'----~=- ....... _-_ .................. .

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for the time which I termed the Finiglacial subepoch. A last advance of the ice margin occurred only for a short period just before the end of the Finiglacial subepoch. The timing of the advance is not yet known, although the time span of this entire epoch up to this point has been weIl determined, when the last remains of the ice sheet divided into two parts along the ice divide, the event which best defines the end of the ice age.

With respect to the stillstand of the ice retreat, marked by the large Fennoskandic moraines, it only took a cen­tury to build the largest ridge, based on direct measure­ments. Accordingly, all of the associated small moraines originated within one or two centuries. This rather insig­nificant interruption of the ice retreat was nevertheless the largest one of the entire time during which the ice re­treated in Sweden.

That these variations in the rate of retreat were rela­tively unimportant is a fortunate circumstance for the geochronology. These small-scale interruptions of the ice retreat had no influence on the continuous sedimentation of annual layers beyond the stationary or slightly ad­vanced ice margin, allowing determination of the dura­tion of these variations using the usual methods. When the ice margin retreated again, the clays began to be de­posited on the inner margin of the moraines; identical layers were deposited on both sides of the moraines, per­mitting the correlation to be continued.

It is necessary, of course, to measure a section of the annual varves on the extern al margin of such a stationary ice margin which is large enough to include both the number of varves representing the whole variation and the varves required to establish the correlation with the next locality on the inner ice margin.

As already mentioned, the largest and most continu­ous end moraines of Scandinavia represent not more than a few centuries.

The duration of the stationary condition represented by the end moraines of Kalmar has not been directly de-

termined yet at that site. However, it probably corre­sponds to the time required to form the large marginal delta of Bredakra in Bleking, which took 50 years.

Other, smaller terminal moraines mark what are prob­ably even shorter interruptions. Without doubt, these were much shorter than has often been assumed because they are developed only locally, especially in the western part of Sweden, where the ice retreat was slower. The position of the ice margin was clearly indicated there only where large amounts of morainal material were present or where larger glacial rivers created transverse eskers on the ice margin. In no case could such small in­terruptions of the general ice retreat be of any signifi­cance for the chronology, as long as it has not been de­veloped to the smallest detail.

One may assume that the gaps, the lengths of which have not been directly determined, may hide unexpected facts. However, I do not believe that there is any danger of this. Fortunately, at the major gaps there are normal well-developed eskers and, if there was normal develop­ment of the coarse parts of the annual deposits, then the same must be assumed for the finest facies. Moreover, in such places as could not be linked by direct correlations, there were different sites with long sequences of annual layers corresponding to the gaps and directly showing that the sedimentation of fine material proceeded very regularly.

These are the reasons why I believe that interpola­tions are justified at those sites, providing good prelimi­nary results. This turned out to be true not only for some of the early gaps, which have subsequently been filled, but also for the whole of the first investigated line, where the regularity of the ice retreat was predicted by the reg­ular arrangement of eskers 7.

The long li ne of investigation was not extended as far into the eastern district of Schonen as the uplifted marine

7 Geol. Fören. Förh. part 27, p. 221

clays would have allowed. Here I applied the method of extrapolation. The same was done at the northern end of the li ne in the immediate vicinity of the ice shed, where the sea had not extended so far into the land. However, I measured a sequence of annual varves at a site in a neighbouring fjord valley, which probably represents the whole retreat up to the ice shed and demonstrates that it will be possible to work out the last part of the Finigla­cial subepoch in detail.

I believe it is already justified to state that we are not wrong if we determine the whole Gotiglacial subepoch, the time during which the ice retreated from the central part of Schonen via the old Gotia to the Fennoskandic moraines, to be almost but probably not more than 3,000 years.

In the same way, the end of the last glacial or the Finiglacial subepoch can be estimated to be 2,000 years long. Hence, both subepochs ll8 of the last ice retreat, the Gotiglacial and the Finiglacial, together comprised about 5,000 years, most probably not more.

To obtain a basis for the method applied in these in­vestigations, I started in the year 1904 to map the retreat of the ice in the area around Stockholm in great detail. This work continued, finally resulting in a map, part of which is shown in Fig. 2. Since the other part of the study had been based entirely on a single line, it was important to study the areal distribution of the glacial de­posits, and especially to determine how they changed with distance from the eskers and establish their relation to the smaller terminal moraines and the topography.

The mapping of the Stockholm area confirmed the concept that each of the moraine lines which had been described corresponds to the northern boundary of a dis­tinct, annual clay varve.

Moreover, it could be demonstrated in a convincing way that the greatest thickness of each single clay layer occurred always around that part of the esker which lay at the corresponding ice margin. We produced aseries of maps showing the distribution of the sediments for each year. Isopachs, lines connecting points of equal thick­ness, were shown on these maps. They clearly demon­strate the close relationship between the individual annu­al centres of the eskers and the equivalent sand and clay layers. They provide proof of the explanation that the esker is aseries of successive glacio-fluvial deposits rep­resenting the coarse submarginal delta facies of the same annual deposit as is represented by annual varves of sand and clay in the extraglacial facies.

For the first time it was possible here to study in de­tail and for each year the laws governing the distribution of sediment from a glacial river mouth. It turned out,

8 I )The time of the first periods of the last glacial subperiods is not known, which may be appropriately termed Daniglacial, and dur­ing which the ice margin retreated from the maximum extension through Denmark and central Schonen. However, based on mea­surements of annual warves of the drained lake Steenstrup on the island of Fyen in the year 1906, it seems possible to obtain esti­mates of their time through more measurements in the sediments of the ice-dammed lake in the near future.

105

however, that the conditions were different from that for an ordinary land river which discharges onto the surface of saline marine waters. In our case the cold, sediment­laden water of the glacial river was obviously heavier than the almost fresh, relatively warm water of the late glacial Baltic sea. This is clearly visible in the current­generated coarse-grained [cross-bedded] sand which is intercalated in the layered clays up to a few kilometres off the river mouth, at sites which would have ne ver been reached if the river discharge had flowed at the sur­face of the sea. This explains also the fact why - as far as I could find out - annual clay layers have been found only in freshwater or brackish environments in Europe and North America. In open marine environments, where also the fossil fauna indicates saltwater conditions, the coarse sediments of the glacial rivers were deposited very close to the shore or the ice margin, and only the finest clays were able to follow the surface current to be deposited far offshore in almost non-Iayered beds.

By exact comparison of all of the clay layers, it was possible to study the influence of storm waves on the ris­ing, shallow seafloor, sometimes resulting in erosion of the layered, late glacial clay and its redeposition as non­stratified post-glacial clay. In addition, we were able to explain the different structure between the clay which was deposited from the water which originated from the annual melting process and the redeposited clays result­ing from storm waves which may have occurred at any time of the year.

At first, the lack of annual layers in the post-glacial clays of southern Sweden made it impossible to bridge the huge gap between the late-glacial and historical chro­nologies. However, one of my most energetic and suc­cessful co-workers, R. Liden, found periodic and obvi­ously annual laJering in post-glacial Fjord deposits along the river Angermanälfven in Norrland and began to investigate them. Since this work was very difficult during the first years, it occurred to me that the post-gla­cial deposits of the lake Ragunda, which had been drained completely in the year 1796, may be more suit­able for investigation of the post-glacial chronology. I visited the lake in the fall before the congress to check and see whether it offered any possibility of success. In­deed, the lake was so very suitable that I took the deci­sion to stay and, with the support of my wife, I was able to put together a continuous section within three weeks. It started at the base with morainal material overlain by about 400 well-stratified post-glacial clay layers. These were in turn overlain by about 700 slightly less distinct layers of black, banded post-glacial fjord clay. This clay graded upwards into well-defined annual layers of alter­nating fine, sandy sediment and mud which, with excep­tion of the lower parts, had been deposited in the basin of the ancient Ragunda Lake from the time of its forma­tion when an esker dammed the fjord. Deposition contin­ued until 1796 when the outlet across the esker dam was deliberately breached, draining the lake completely and providing us with a unique profile which most likely in­cludes the whole of post-glacial time.

106

We measured a thickness of 6 m of late glacial sedi­ments in the lower part of the unusually weIl exposed, undisturbed main section. These are overlain by a com­pletely undisturbed sequence of 13 m of post-glacial sediments. In the overlying 2.5 m of the section we have only counted the layers; the measurements have not been completed because these layers may not be undis­turbed and they are partly obscured due to weathering. This was even more the case for the remaining few met­res up to the seafloor of 1796. Nevertheless, the present extrapolation leads to 7,000 years for the whole post­glacial sequence. We expect this result to be correct in the main, although it must be regarded as preliminary. New measurements and extrapolations are needed for validation. One way to achieve this is through a more detailed analysis of the upper layers of the deposits. AI­though they are too weathered to be able to count direct­ly, they doubtless represent the same order of magnitude of sedimentation as the normal conditions in this area represented by the lower, directly measured part of the profile.

We were able to correlate the layers of the main section at Ragunda to a large ex te nt with equivalent layers at two different sites about 2 km distant. There we found the same continuity and perfect preservation of the layers clearly representing annual sediment deposits.

The main standard profile was visited by participants of the congress excursion to Spitzbergen prior to meeting in Stockholm.

It will undoubtedly be possible to make a better deter­mination of the time span required for deposition of the upper weathered layers, by seeking out and measuring other sections which are not so weathered. As soon as possible we will check our results through continued mapping and measuring.

In any case we may conclude that the method de­scribed here for producing an exact geochronology can be used for at least late Quaternary time (late glacial and post-glacial) without any fundamental problems. Using this method we have established a numerical time scale for this period. With some additional measurements along the first investigated line and a survey of a second line it will be possible to exclude local influences and to determine at least the major changes of climatic parame­ters, particularly the temperature, which caused the re­treat of the inland ice. Such a climatic curve for northern Europe will provide for comparison and correlation with similar curves for other previously glaciated areas, espe­cially North America.

In this way we will be able to recognise whether the frequently discussed glaciations of the ice age in differ­ent parts of the earth occurred simultaneously and can be ascribed to global climatic causes, or whether they are only of local origin.

No matter how the comparison may turn out, the natural time scale will gradually provide us with data which will not only be important for understanding the development of prehistoric man but also for the modern fauna and flora and to understand the laws which govern their migration. This time scale will also be important for physiography in general, as it will enable us to determine the rates of such processes as weathering, talus formation, erosion, deposi­tion, and uplift in much greater detail and more reliably than has been possible as long as we could build only on the much shorter and direct experience of man.

Translator's comment

Square brackets [] indicate additions to the original text used to facilitate language flow and clarity.

I. Aufsätze und Mitteilungen,

Geoehronologie der letzten 12000 Jahre. VOll Gerartf de Geer (Professor an der Universität Stockhohn),

(Mit Fig. 1-8.)

(Vortrag, gehalten auf dem Geologenkongress in Stockholm 1910.)

A UB dem Englischen übersetzt.

Die Geologie ist die Geschichte der Erde, aber bis jetzt war sie eine Geschichte ohne Jahreszahlen. Es sind zwar vcrschi('"dene Ver· Buche gemacht worden, Zeitschätzungen rur einzelne Teile dieser Ge­schichte zu gewinnen, aber keiner konnte gCßaucrer Prüfung stand­halten. So sagen die hervorragenden Verfasser eines unserer neueren geologischen Lehrbücher 1): "Der 'Wunsch, die grossen Ereignisse der geologischen Geschichte naeh Jahren zu messen, wädu;t in dem Masse. wie die Ereignisse sich unserer eigenen Zeit nähern und menschliche Angelegenheiten näher berühren. Indes sind die Schwierig­keiten bei soldlE!n Versuchen ungeheuer gross, und die Resultate haben nur ungewissen 'Vert. 1m besten Falle bieten sie wenig mehr, als dass sie das Grössenverhti.ltnis der einzelnen Perioden angeben. Die geologischen Vorgänge sind sehr kompliziert, wld jeder einzelne dabei mitwirkende Faktor ist wechselnd, so dass cine Verbindwlg von solch ungcwissen Variablen ein weites MasB von Ungewissheit in die Resultate bringt".

üntcr diesen Umständen mag es angezeigt sein, hier eine neue exakte Untel"!:mchungsmethodc darzulegen, nach der es möglich ist, durch tatsächliches Zählen von Jahresschichten eine richtige E.rd­chronologie herzustellen für einen Zeitraum, der von der Gegenwart aus ungefähr 12000 Jahre zurüekreicht.

Als .Basis für diese Chronologie sind gewisse spätglu.ziale und postglaziale, periodisch geschiclitete Sedimente benutzt, in denen tler Absatz eines jeden einzelnen .Ja.hres unterschieden werden kann.

1) TH. C.- CHAMHKRLIN snd R. D. S.ulRBl·RY, Geology ~arth History. Bd. 3. London 1~06. H. 4:13. Qeol~ RuDdNIaau. 111. 31

G. DK GEKK - Gtloehronologie der le~ten 12000 Jahre. 4ii9

mit ziemJich regelmässigen Intervallen von 200-300 mangeordnet waren. Dies führte mich auf den Gedanken, dass diese Rücken dem Stillstand im Rückzug des Eisrandes entsprechen könnten, wie er ver­mutlich durch jeden 'Vinter verursacht wurde, und dass man dies durch rnterlSuehung der aufeinander folgenden jährlichen Tonlagen zwiscllen benachbarten Rücken feststellen könnte l). Diese Art von Moränen ist inzwischen in den niederen 'reilen des Landes als sebr verbreitet erkannt worden, und so hatte ich zuerst die Absicht, die chronologischen Untersuchungen durch eine sorgfältige Kartiel'Wlg dieser J aln'esmoränen fortzusetzen.

Eine !teihe dieser charakteristischen und scharf markierten kleinen Rücken wird während der I-~xkursionen in der Nachbarschaft von Stoekbohn besucht werden, während welcher auch der VI{ arwentOll und die Methode, den letzten glazialen Rückzug zu bestimmen, demon­striert werden wird. Das ganze }{aterial von )fessungen, Kartell uml 'ronprobcn VOll den verschiedenen Gegenden Schwedens, auf das die Chronologie gegründet ist, wird während des ganzen Kon­gresses im geologischen Institut der Universiät zugänglich sein.

Durch genaues Studium einiger üsen, besonders bei Stockhollll und Upsala, und später auch bei Dal's Ed, hat sich gezeigt, dass auch die Osen von tlUsgcsproehen periodischer Struktur sind, bezeiehnct durch Zentren von gröherem Material, das auf ihrer Südseite all­mählich in feineren Kies und Saud übergeht. Dies führte mich zu einer neuen Erklärung ihrer Entstehung als aufeinander folgende sub­marginale Deltaablagcruugen, gebildet in den llündungen der Gletsehcr­tunnels des zW'ückweichenden Lundeiseg und wallrse.heinlich den jährlichen Warwen des Ceinsten tonigen Sediments und den J ahrcs­moränen entsprechend I).

Endlich gelang es mir im .lahre H104, eine sehr gute Para,lleli­sierung zweier Tonsektionen einen Kilomt~ter voneinander entfernt zu Cinden, und nun beschloss ich, einen ernstlichen Versuch zu machen, um meinen alten Plan einer Ton-Chronologie zu verwirklichen.

Durch UnterSUChung VOll etwa 40 Punkten in der Gegend von Stockholm zeigte ~s sich, dass die Parallelisierung der 'l'onabsätze weniger Schwierigkeiten darbot als zuerst zu erwarten war, und dass sie: weDn die Beobachtungsorte gut ausgewählt waren, in der Regel auf eine Entfernung von einem Kilometer zu erreichcn war. Nach­dem ich dies festgestellt hatte, ~ic.herte ich mir die Beihülfe von einer Anzahl Studenten der Universitäten Stock.holm und Upsala, zehn von jeder; nach einigen vorbereitenden übungen zogen wir an einem ----tl Geoi~ören. Förhandl. ßd. 11. Stoc.khohn J889. S. *15. 1<:ine Karte, die eine Gruppe derartiger MorAnen zeigt, ist vom Verf. in Stockholmatrakteu geo­logi in dem Werk: St<>ekholm Sveriges Hnfvndstad. Sto<:kholm. E. Beckman, 1897, Teil 1, S. 13, veröffentlicht worden.

') In dem letzterwlhntcn 'Verk, Teil I, S. 14-17, mit einer Karte, Tal. 4 u. Teil III, Karte Taf. 0; und: Om rullateJl80Aumas bildningsdtt. Gool. Flhen. Fo,h. Bd. 19. 1897. S. 366.

31'

458 I. Aufsatze und Mitteilungen.

Ks wurden zunächst entlang einer Linie, die vom !Lusserstell Süden nach dem zentralen Teile Schwedens reicht, an einer grossen Zahl von Punkten die Jahressc.hichten mit regelmässigen Intervallen ge­zählt und Schritt für Schritt zusammengestellt. So ist es nicht nur möglich gewesen, die ganze Heilte der Jahrhunderte zu zählen, die der Rand des Inlandeises gebraucht hat, um über diese Strecke von etwa 800 km zurückzuweichen, sondern auch die Dauer der post­g1a.zialen Zeit zu schätzen, die seit dem Rückgang des Eises bis auf unsere Tage verstrichen ist.

Von den spätglazialen Sedimenten ist das wichtigste ein glazi­mariner Ton, der 71varvig lera", sogenannt nach seinen Warwcn 1) oder sei1l(~r periodischen Schichtung, verschieden an Farbe und Struktur.

Schon bei meinen ersten geologischen Aufna.hmen im Jahre 1878 war ich überrascht von der Regelmässigkeit dieser Schichten, die sehr an die .Jnhresringe dcr Bäume erinnerten. Deshll.lb begann kh im folgenden .Jahre detaillierte Untersuchungen und Messungen dieser Schichten in verschiedenen Teilen Schwedens, die ich in dcn folgen­den .Jahren fortsetzte. Bs zeigte sich, dass die Sehiclrten so rcgel­mässig und 80 kontinuierlich waren, dass sie kd.Ulll irgend einer anderen, weniger regelmässigen Periodizität zugeschrieben werden konnten, als der des Jahreslaufs. Deshalb wagte ich im .Jahre 1882 die Ansicbt auszusprechen, dass ein enger Zusalmnenhallg bestehen könne zwischen der periodischen Schichtung des Tons und dem jllhr­lichen Rückgang des Landeises ~). Zwei .Jahre später waren die Unter­suchungen so weit vorgeschritten, dass ich in meiner Auffassung dieser Schichten als wirklicher .Jahresschicllten wesentlich bestärk"t war, _und dass ich einen 'Weg gefunden hatte, die Jahresschichten aus verschiedencn Gegcnden durc.h Diagramme in Parallele zu bring(m. So konnte ieh in einem Vortrag auf unserer geologischen Gesell­schart in Stockholm dcn Weg andeuten, auf dem eine Chrono­logie für den letzten Teil der Eiszeit zu erhalten ist il). Wenige Monate später gelang es mir auch, den Parallelismus der Tonlagen an drei, jedoch nicht weit voneinander entfernten Punkten festzulegen. Im Jahre 1889 fand ich - und kartierte - in der Gegend :NW von Stock holm eine. bisher übersehene Art VOll allerdings kleinen, aber sehr charakteristischen Endmoränen, die in periodischen Reihen

1) Das schwedische 'Vort varv, suhst. (alte Schreihweise In7arf) beuoutet sowohl einen Kreis witl eine periodisehe Wiederkehr von Sehichten. Da ein internationaler wissenschaftlicher Ausdruck fUr dieson lctl/Oteren Sinn fehlt, scheint es passend, auf deutsch das Wort Wanv, pi. - en zu gebrauchen, '\\'ährcnd es auf französisch und englisch "arve pI. ~ 8 geschricben werden könnte.

') Om cn p08tglacial landsänkning i s!klra ach mellenta Svcrige. Geol. FOren. Förhandl. Bd. 6. Stockhohn 1882. S. 159.

3) Ebenda Bd. 7. 1884. S. B hier nur kurz Ilnd etwas missverstanden wieder­gegeben. Autoreferat ibid. 188ö. S. 512, wo IlUch die erste, vom April 1884: atH.mmende Korrelation erwähnt ist.

i60 I. Allf~lItztl und Mitteilungen.

Spätglac,aleSubepcche, des Eis!'ecessions

~-s Postg ldo,,,",

~ Finlg ldridu. 2Gottg~ 1 Do.ni.g\Q.o:,olt, R..uss\.ol\cwfgt1'Al.SSt'l'l. _ Eisg"'eruV"l. __ _ _

"8000000

.500 KM .

}'ig. 1. Karte der spiLtglazialen Unckzugsphaacll in Schweden.

107

108

H. 1>E GI:ER - Gcochronologie der letzten 12000 J&hre. 461

Sommel'morgen des Jahres 1905 aUe aus, jeder an scinen bestimmtpll Teil einer ungefähr 200 km langen Linie, die wie auf der Karte Fig. 1 zu erseholl, an Stoekholm und Upsa.la vorbei durch die Södennanland-Uppland-HalbinscJ, von den g'l'osscn fennoskandischen Moränen an ihrer Südseite nach dem Fluss DaUUfven im Norden verliluft und sich BO genau wie möglich in der Richtwlg des Eisrtlck­zuges hält. Die llauptarbeit war programmä88ig in 4 'ragen fertig; aber das Austü11en einiger Lücken an schwierigen Stellen gelang erst nach mehrfach wiederholten Versuchen.

Unter den verschiedenen Resultaten möge es genügen hier zu er­wähnen, dass iell nUll endlich v.wingcnde Beweise für die Annahme erhielt, dass die einzelnen Wnrwen eine sehr weite Ausdehnung hatten. So zeigte sich, dass sie oft 50. km überschritten, und dass ihr Kubikinhalt auf lIilUollen von Kubikmetem zu schätzen ist. Diese grosse Ausd~hnung zusammen mit ihrer rcgelwässigen Struktur zeigte endgültig', dH.81'i sie keiner lokalen oder gelegentlichen Ursache und keiner Ursache von gering(~rer Bedeutung odal' weniger ausge­sprochener Periodizität ihre Entstehung verdanktm köunon, als (tel' kllma,tischen Periode des Jahres. Jedes einzelne der scharf gezeichneten Warwen irgend einer hypot1mtischen und jedenfalls unbestimmt be­grenzten Serie von mehreren Jahren zuzusehreiben, scheint ebenfalls unmöglich, zUlllal es dann gar keine Hegistrierwlg der tatsächlidl so scharf akzentuierten :P(~riode des einzelnen Jahres aufzeigen würde. In der Tat scheint es mir ebenso unwahrscheinJich, dass die Jahres­periode des Schmelzens des Landciscs den jährlichen Sed.imenten ihren Stempel nicht aufgedrückt hätte, als dass dies bei der jährlichen Vege­tationsperiode in Bezug auf die Jahresringe der Bl1wne nieht der }~aIl wäre.

Im folgenden .Jahre wurde mit Beihülfe von teilweise dcmselben Stab von Mitarbeitern die L"ntersuchung auf den Rest der Linie Rllsge­dehnt, zusammen auf eine 800 km lange Strecke zwischen Schonen und demjenigen Teil des letzten glazialen Eisstroms in Sl1djämtland, wo der letzte überrest der Eiszeit zuerst in zwei gesonderte Teile Zf'l'­

fiel. Auch dieses Enterneluoen war erfolgreich, obwohl u.n ver­schiedenen Stellen für den Augenblick Lücken bleiben mussten.

Die Hauptsache war aber, dass der Plan sich ausführbar ge­zeigt hatte, selbst unter so sehr wechselnden Bedingungen, wif' sie bei dieser sehr ausgedehnten Linie vorlagen, und dass es jetzt offen­bar nur noch eine Frage der Arbeit und der Geduld war, allmäh­lich die chronologische und klimatische L"rkunde fast in jeder wünseh­baren Weise im einzelnen auszuarbeiten.

In meinen späteren ergänzenclen und zusammenfassenden Ar­beiten war es mir einc grosse Befriedigung zu sehen, wie tUdltig und energisch meine zahlreichen jungen Mitarbeiter an ihrem ,V cl'k gewesen waren, und wie gut und zuverlässig ihre Resultate waretl.

G. UK GKKR - GeochroDologie der lebten 12000 Jahre. 463

sich die proximalen Teile der Jahresablagerungen in der Regel weniger gut zu direkten chronologischen Bestimmungen, obwohl natttrUch die regelmäBsige Ansbildung dieser Os-Ablagerungen ein zuverlässiges Anzeichen dafür ist, dass der Eisrück.zug in einer solchen Gegend gleichmässig stattgefunden hat.

Aber das wertvo1Jste Hilfsmittel für chronologische Untersuchungen liefert das feine tonige Sediment, das ausserhalb der F.isbedeckung abgesetzt wurue. Um die jedesmalige Lage des zurttekweichenden FÄsrandes während gewisser Jahre zu bestimmen, wurde folgende lrethode angewandt: Da der geschichtete glazi - marine Ton tlI'­

sprfinglich eine zusammenhängende Decke übcr den tieferen Teilen delIS alten Meeresbodens gebildet hat und erst später von dessen Erhebungen und anderen exponierten Stellen weggeschafft worden ist, müssen die unmittelbar dem Meerosboden aufliegenden Jahresschichten, deren nörd­liche Grenze festgestellt werden sollte, a.m leichtesten in der Nähe des Randes der jetzt noch vorhandenen Tonablagerungen zu er­reichen sein. An solC'..hen Stellen wurden wo möglich Eisenbahnein­schnitte untersucht oder neue Grabungen durch die unteren Lagen des Tones gemacht, da wo ihre Mächtigkeit etwa Mannshöhe erreichte. Es kam darauf an, an jedem einzelnen Punkt zu bestimmen, welche der Tonschichten unmittelbar auf dem in jenem Jahr frisch vom Landeis verlassenen Grund lag. Da diese Bestimmungen in den kurzen Zwischenräumen von 1 km gemacht werden mussten, brauchten nuI'" so viele Warwen gemessen zu werden, wie nötig waren um die Parallelisicrung mit dem nächstnördIichen Beobaehtungspunkt herzustellen, aus dem dann gerade 80 viele Lagen fehlten, wie der Zahl der Jahre entspraCh, während derer am letzteren Punkt das Inlandeis noch die Ablagerung von Ton verhindert hatte. So wurden, um Zeit- und Geldverlust zu vermeiden, tiefere Grabungen nur dort gemacht, wo die dickeren Teile der Jahresschichten in der Nachbarschaft der Osar benutzt werden mussten, oder in der NlLhe der alten Gletscherflussmündungen.

Bei den Grabungen wurden die Tonschichten sorgfältig und glatt mit einer quer geschärften Maurerkelle vertikal angeschnitten. Danach wurden die Grenzen zwischen den Jahresschichten auf einem schmalen langen Papierstreifen mit Bleistift bezeichnet und numeriert. Dann wurde die MäChtigkeit der einzelnen Schichten in gleichen Ent­fernungen auf einem Diagramm markiert (I!'ig. 3) und die Iiöhen­punkte dieser Mächtigkeitskurve gleichfalls kombiniert. Auf diese Weise wurde es mögJich, sowohl ganze Serien identischer Schichten von zwei oder mehr verschiedenen Ortlichkeiten untereinander zu vergleichen, als auch die einander entsprechenden Höhen-und Tieten­punkte in der Varlatlonskurve zu erkennen, und somit zu bestimmen, welche der Schichten an jeder Ortlichkeit am Grunde war, oder mit anderen Worten an ihrer nördlichen Grenze.

462 L Auflltze und Mitteilum1'8n.

E9 waren nie Lücken gelassen worden, wo nicht die SchwiCligkeit in der Tat tUr die zur Verfügung stehende Zeit ZU gross gewesen war.

Die natürlichen Bedingungen, auf die sich der Plan für die ge­samte Untersuchung gründete, waren folgende: Als die letzte Inland­eisdecke sieh aus Schweden zurückzog, lagen die tieferen Teile des Landes noch unter dem Meeresspiegel j jedes Jahr während des Sommers sank das Schmelzwasser von der Oberfläche der Inlaudeis­masse durch ihre Schrunden in die Tiefe Wld floss am Grunde des Eiees entlang. Hier wurde es unter starkem hydrostatischem Druek vorwärts gepresst und Rchwemmte beträchtliche ,Mengen Moränen­material mit, die so zu wlJ,Ssergcrollten Sedimenten aufbereitet wurden. Wo diese Überlasteten Ströme am Steilrand des Inlandeises das ruhende Wasser des Meeres erreichten und sich ihr Bett in der Gletsc.herpforte plötzlich ausweitcte, liess die Geschwindigkeit und Transportfähigkeit des Wassers nach. Dadurch wurden die grossen Gerölle und das gröbste Material an der innersten, proximalen Seite der Höhle abgelagert, während weiter draussen kleinere Steine und Kiese und schliessHch BIll distalen Ende solch eines randliehen Deltas a.m eigentlichen Ausgange der Gletscherhöhle fast nur noch Sand abgelagert wurden. Noch weiter drau6sen im M.eer, aU8ser~ halb des Eisrandes , wird der Sand dünner, feiner, und mehr und mehr schalten sich Tonlagen dazwischen, die schliesslich vorherrschen und sandlrel werden.

So ist jedes Os-Zentrum nichts anderes als der proximale Gletscherhöhlenteil einer Jahresablagerungj vergleicht man diese mit einem FAcher, so ist es der Griff des Fächers.

Jedes Jahr zog sich während der sommerlichen Schneeschmelze auch der steile Eisrand mit der Gletscherhöhle und der Mündung des Schmelzwasserftusses zurück. War dieser Rückzug auch im grosscn ~und ganzen vorherrschend, so wurde ihm im Winter doch immer wieder etwas entgegengewirkt durch ein leichtes Vordringen des Eises, was an manchen Stellen wunderbar deutlich durch die kleinen, aber scharf markierten Wintermoränon bezeichnet wird.

Jede folgende Sommerszeit brac~te einen neuen Eisrfickzng und die Bildung eines neuen Fächers von Geröll, Sand und Ton. So liegt die ganze Reihe dieser FJ1cher dachziegel artig einer über dem anderen, der obere mit seinem nördlichen oder proximalen Ende immer soweit von dem proximalen Ende des dsrunterliegeo.den ent­fernt, wie seit dem letzten Jahre der Eisrand zurück-und das Meer vorangegangen war. Da der Rückzug oft sehr regelmlissig war, wurden die Fächergriffe allmählich in einen Rücken angeord­net, wodurch die Osar entstanden, deren periodische Struktur später oft durch die einebnende Wirkung des Wellenschlages während der letzten Landhebung mehr oder weniger verhüllt worden ist.

Aus diesem Grund und wegen der Mächtigkeit und Grobheit ihres Materials und den Zufälligkeiten in seiner Ablagerung eignen

464 I. Aufdtze und Mitteilt~Jlgel1.

-~1Ia&,. Jl&&J.. .... 1------.. 14~ _ :!I.ar-. 9_ .. W __ •• ~ OMI:. .. WU'Wd. praIk.

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Fig. 2, Karte des jilhrliehen Eitrl1c]o;ug&S in der Gegend VOll Stoekholm.

.... ~~ ~- --. - ---- -----I

Fig. 3. Diagramme der W IU'w-Korrolation und der Eillriickzftge zwilChen den Punkten A, B, C der Karte (Fig. 2).

XlobtJak.1t cl., Wanren .t .... 1:1 d.,. nat. G\", ±O Wanr.tt de.r Bordtrann l.lD .1 •• tru ... ±O der KarM Pl,. 2.

G. DB. G.KD - Geoehronologie der letzten 12CXXl Jahre. 466

Natürlich muss man immer solche Punkte venneiden, wo die unpr1lngllche MAchUgkeit der J ah ..... chichten durch strandende Eis. berge oder allerlei Rutecbnngen ge.tört und geflUacht I.t.

Die Jleohechtnngepunkte wurden auf eine Karte aufgezeichnet und die Entfernung zwiochen ihnen durch die Zahl der Jahre geteU~ die 'auf dI .. e Strecke d.. Elsr1lckzuge entfallen. Auf dieoer Welse wurde f!Ir die gleiche Zeit der Jahre8dureh.chnltt d.. Rückzuge d .. Eisrandeo durch Linien fe.tgelegt, die durch die erwllhnten Teil· punkte parallel mit dem Elsrande der betreffenden Gegend, wie Ihn die Endmorllnen oder die Normale der GJazialstrelfen angeben, ge· zogen wurden (Flg. 2).

Auf diese Weise bekommen wir nicht nur eine zuverllsBige chronolog!sehe Rechnung, anf die veroehledenartige EreIgni... be· zogen werden können, sondern auch zu gleicher Zeit eine etwas komplizierte, aber sehr intere88&nte Aufzeichnung der klimatischen Verhältnissen derselben Epoche.

Denn es ist klar, dass unter SODSt gleichen Bedingungen ein langsamer Rückzug dcs Eises kIlltere, ein schnellerer, wArmere kllmatiaehe Verhältnisse VOr&U88Ctzt. Natürlich ist cs nötig, dass man beim Vergleichen verachiedener Gegenden die nötige Rücksicht nimmt auf otwo.!gc Vorachledenheiten In der lIAchtlgkeit dca Inland· eiBee, in der Eiszufnhr und in der Tiefe des Meeres, die die Bildung von Eisbergen beeinßus86n. Doch sind diese Komplikationen von ge­ringerer Bedeutung, wenn es sich nur darum handelt, benachbarte Strecken der langen, untersuchten Linie miteinandcr zu vergleichen, um die auteinandertolgenden Änderungen im Klima festzustellen. N acb und naeb wird ca zweifell08 auch möglich acln, Korrektionen auch f!1r anagedehntere Vergleiche al. die oben erwll.bnten zu erhalten.

Die hier erwähnte, einzige Linie, die bis jetzt untersucht worden ist, zeigt in ihrem südlichen Teil, Im Süden der grossen Endmoränen, einen vcrhAltnismAs.ig langeamen Rückzug dca E!sca: In Schonen und Blekiug nur einige 50 m im Jahr, weiter nördlich nngefAhr 100 mund etw8.8 darflber, woraus hervorgeht, dass die entsprccbende gotlglazlale Epochc immer noeb verhlUlnlsmA.oig kalt war. Die gros8en fenno8kandieehen Moränen zeigen eine deutliche V cr· schlechterung des Klimas an, die hinreichend war, um den Eisrand während einiger Jahrhunderte in seinem Rl1ckzng aufzuhalten oder sogar ihn wied~r etwas vorrücken zu lassen. Aber nach dieser Epoche heg&nn der gros.. Ei.r1Ickzug aufa neue und .ehritt bald mit eralaunlicher Schnell!gkeit und RegelmAsoigkelt weiter. Der jAhr· liche Rückzug woch.elte In der Regel um einen Betrag zwiachen 100 und 800 m und verwandelte sich ganz .elten und immer nur f!Ir einzelne Jahre In ein unbedentend .. , zufAliigea Vorr1lcken. Daa acheint f!1r nahozn den ganzen letzten Teil de. letzten EI.rllck· zuges von den fennoskandischen Moränen bis zu der Eieseheide gegolten

G. DB GbR - GeocbroDologie der 1etzteD 12000 Jahre. 4EI

wo das MorJmenm.aterial besonders reiehHch war, oder wo gI'ÖBsere GJetecberflf1sse tranaveraale Osa.r am E!arande anhAuften. Auf keinen Fall können 80Iebe kleine Unterbreebungen im allgemeinen Eisrf1ck· zug von Irgendwie bemerkbarer Bedeutung f!Ir die Chronologie .ein, aolange sie nicht überall bis in kleinere Einzelheiten hinein auge· a~beltet wird.

Von den Ltlcken, die nach ihrer Dauer noch nicht direkt 00· Btimmt sind, könnte man mOglicherweise vermuten, d&B8 sie uner· wartete Tataacben verbergen. Doch glaube ich nicht, daa. hier irgend eine Gefahr vorliegt. Denn glücklicherweise .Ind gerade an den hauptelchlichsten Löcken die Oear sehr gut und normal entwickelt j wenn aber bei den gröb.ten Partien der Jahreaablagerungen eine normale Entwickelung vorliegt, BQ ist ff1r die feinste Fazies kaum etwas anderes anzunehmen. Zudem sind oft auch an solchen Stellen, die nicht durch dlrokte Parallelloiernng überbr1lckt .lnd, an veracbiedenen Punkten lange Reihen von J ahreaachlchten geme.aen, die den Lücken enteprechen und direkt zeigen, daa8 anch die zugehörige Ablagenmg von feinem Material ganz regehnll88ig vor oich ging.

Dies sind die Grunde, weshalb ich glaube, dass an wIchen Stellen Interpolationen durchatlll erlaubt a1nd und hinreichend gute vor· lAulige Re.uJlate ergeben. Daa hat .ieh auch al. richtig erwiosen nicht nur bei einigen der frtIheren Lücken, die _en achon anagell!llt Bind, sondern auch bei der gesamten zuerat untersuchten Linie, wo die GJelcbmAssigkeit des Rtlckznges vorausgeaagt worden war nach der RegelmAeaigkeit der Osar 1).

Im öBtlichen Belionen wurde die lange Unterauchnngelinie nicht ganz 80 weit augedehnt, wie es d&e aus dem :Meer gehobene Tonge· gebiet erlaubt hatte, und hier habe ich Eztrapolation angewandt. D&880lbe geachah am nördlicbaten Ende der Linie In unmittelbarer Nllhe der Ell8Oheide, wo die frtIher vom Meer bedeckte Landatrecke nicht ganz 80 weit reiobte. Doch maa. ieb hier an einer Stelle ein .. be­nachbarten FjOrdtal08 eine lange Folge von Jahrcawarwen, die wahr· .che!nlleb die ganze Rückzngeratreckung bis zu der Eiaaeheide dar· stellen und zeigen, daas es zweHellos mOglieh sein wird, auch den letzten TeD der ßnlgJazialell Snbepoche bis ln8 ·DetaU a1l&Zll8l"heiten.

Schon jetzt balte Ich .. f!1r berechtigt zu .agen, d&88 wir keines­falls aehr Wach rechnen, wenn wir die ganze gotlg!azlale Bubepoche, oder die Zelt, wAhrend weleber daa Eis von Zen_onen über d&a alte Gotia bis zu den fennoskandischen Morllnen zurf1ckg\ng, auf an· nAhemd, aber wahracbeinllch auch nlebt mehr aJa 8000 Jahre an· aetzen.

Das Ende der letsten Eiszeit, oder die flniglazlale Subepocbe, kann auf dlO8elbe Welse auf nahezu 2000 Jahre geachAtzt werden. Ea

") GeoL F-. F<IIh. Bd. 1I7. 1906. B. lISIl.

466 I. Aufdtoe und Mitteilm>gen.

zu haben, oder für die Zeit, die ich die finiglaziale Subepoche ge· nannt habe; nur tttr eine kurze Zeit gleich vor ihrem Ende trat noch ein letztes Vorrücken des Eierandes ein, dessen genaue Zeltdauer noch nicht bekannt ist, obwohl die Dauer der ganzen Epoche bis zu dem Zeitpunkt ganz gut beBtimmbar 1st, wo der letzte Eisrest der der Ei88eheide entlang zuerst sich in zwei Teile spaltete, womit das Ende der Eiazeit am beaten bezeiebnet werdon kann.

Mit Bezug auf den Still.land Im Eisr1lckzug, der durch die grauen fennoskapdiseben Moränen bezeichnet ist, hat der grösste dieser Rücken nach direkter Bestimmung zu seiner Entstehung nur den Zeitraum eines Jahrhunderte gebraucht. lJanacb mag es berechtigt sein anzunehmen, dass die kleineren MorAnen, die zu derselben Serie gebOren, zueammen nicht mehr als ein oder zwei Jahrhunderte be· greifen. Dennoch war dI .. er unbetrAchtliche fltilJstand im El8r1Ick· zug zweifellos der grösste innerhalb des ganzen Zeitraums, wlLhrend welchem das Eis sich durch Schweden znrf1ckzog.

Dasa diese Schwankungen so unbedeutend waren, ist auch ein glücklicher Um.tand f!Ir die Chronologie, da .olche kleineren Still· 8tllndc im EI.r1Ickzug keinen EiuJlD88 auf die ununterbrochene Ab· lagerung der JAhrlIchen Schichten a1l88OrhaJb d.. .tationAren oder ein wenig vorgerückten Eierandes hatten, 80 dass die ganze Dauer einer solchen Schwankung In der gewöhnlichen Art und Weiac be· stimmt werden kann. Als der Elsrl1ekzug wieder anfing und die TonabIagerungen auf die Innenseite der Moränen an einem solchen Eierand l1bergriffen. wurden an beiden Seiten der Moräne identische Tonachlchten abgelagert und durch oie kann die Paralleli.iernng fort· geftlhrt werden.

Doch ist es natürlich nötig, dass an der Aussenseite eines solchen stationären E1srandos ein Durc.hschnitt von J ahreswarwen gemessen wird, der so tief i~ daaa er eine Zahl Warwen begreift, gro .. genug, wo die ganze Schwankung und· aueeerdem die Anzahl von Warwen zu umfassen, die nOtig ist, um die ParaJlelisierung mit der nAchsten untersuchten Ortlichkeit auf der Innenseite herzustellen. .

Wie schon erwähnt, stellen die grÖBSten und zueammenhlngend· sten Endmoränen Skandinaviens nicht mehr als einen Zeitraum von wenigen Jahrhunderten dar.

Die Dauer des stationären Zustandes, der durch die Endmorllnen von Kalmar bezeichnet wird, ist noch nicht direkt an dieser Stelle bestimmt; aber er entspricht wahrscheinlich der Zeit. die nötig war, um deo gros.e Randdelta von Bredakra In Bleking zu bilden, daa direkt auf etwa 50 Jahre bestimmt worden iot.

Andere, kleinere EndmorAnen bezeichnen wahracheinlich noch k1lrzere StillstAnde, und zwar zweifellos viel kürzere als mancb~ mal angenommen wird j denn sie sind nur lokal und besonders im westllchen Schweden entwickelt, wo der Ei.srD.ekzng langsamer war; auch hier wurde die Lage des Eisrandes nur da deutlich bczeiehnet,

466 I. Aufdlze und Mitteilungen.

scheint demnach, d&88 die heiden letzten Subepochen 1) der letzten Rdekzugaperiode des Eises also die gotiglaziale und finigla~ ziale, zusammen etwa 5000 Jahre erreichen, aber wabr~ sebeinlich nicht überschritten haben.

Um eine Grundlage rl1r die in diesen Untersuchungen angewandte Methode zu gewinnen, begann ich im Jahr 1904 eine detaillierte Auf· nahme de. Ei.·Rückzuge in der Gegend 'Von Stockholm ; oie Ist .elther immer weitergerl1hrt und schlieeelich in einer Karte niedergelegt, von der ich eine Partie in Fig. 2 wiedergebe. Da der Ilbrige Tell des Werkes auf einer einzigen Linie ausgefl1hrt werden sollte, war es von Bedeutung, hier die Erscheinnngen auf einer F I ä ehe zu studieren und insbesondere festzustellen, wie sie sich in ver~

schiedenen Entfernungen von den OS&r, wie in ihren Beziehungen zu den kleinen Endmoränen und zur Topographie darstellten.

Die Aufnahme der Stoekholmcr Gegend hat die Auff&88nng, daa. jede der erwähnten Moränenlinien der Nordgrenze eines bestimmten Jahres~Tonwarws entspriCht, endgültig bestätigt.

Ferner hat es sich in äuaserst schlagender Weise gezeigt, dass die grösste Ml1chtigkeit jeder einzelnen Ton8chicht immer um den Tell -des Oses vorkommt, der an dem entspreehenden Eisrand liegt. Es wurden eine Reiho von Karten angefertigt, welche die Verteilung der Sedimente f!Ir jed .. einzelne Jahr zeigten; in diese Karten wurden laopachyten oingetragen, d. h. Linien, die Punkte gleichor Mllchtlg. keit verbinden, und die hier sehr deutlich den engen Zusammenhang aufzeigten zwischen den einzelnen Ja.breazentren des 080S und den entsprechenden Sand und Tonscbicbten. Damit lieferten sie den ent· scheidenden Beweis ff.tr die Richtigkeit der Erklärung der Osar als aufeinanderfolgender glazlftuvlaler Ablagerungen, welche die gröbore 8ubmarginale Delta·Faziel derselben Jahresablagerung darstellen, deren extraglaziale Fazies durch die Jahrcs·Warwen aus Sand und Ton dargestellt wird.

Hier war es auch zum el'8tenmal möglich, im Detail fl1r jedes einzelne Jahr die Gesetze zu studieren, nach denen sich die Sedi· mentablagerung an einer GletscherftussmÜDdung regelt. Doch zeigte es sich, daee dJe Bedingungen insofern von denen eines gewöhnlichen Landßuases, der an der Oberfläche von salzigem Meerwasser beraus· illesst, verschieden waren, als in UDserem Fall das kalte, überlastete Wasser des Gletscherfiusses offenbar sehwerer war als das beinahe sÜ8se und verhAltnisml.ssig warme W user der spätglazialen Ostsee.

~ aB die enten der .pltgluialen Snbepoehen, die man pa.-enderweiae die d&niglaziale D8DDeD klmnte oder den Teil dea letzten EiBr1lcbuges, wlbreDd deBBeD der Eierand von der luuensteD GJ'eIlII8 der letzteu Vereiaung durch Daoe­mark und Zentml·Sehonen zur1lekging, 80 iat ihre Dauer noch niebt bekannt. Doch scheint mir nACh einigeQ Meanngen aus dem Jahr 1906 VOD Jahrwwarwen in dem erlO&Cbenen See Steenatrup auf der Ineel Fyen, dau es mit der Zeit mag. lieb sein wird, einige Zeiteehlt:mngeD zu gewinDen durch Meuungen an d8D durch Ei. abgedlmmten Seen.

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G. nE GEER - Geocbronologie der letzten 12000 Jahre. 469

Das zeigt sich deutlich an dem mit Stromschichtung abgelagerten grobkörnigen Sand, der in den geschichteten Ton zwischengelagert ist, selbst noch einige Kilometer von der Flussmündung entfernt und an Stellen, an die er niemals hätte geführt werden können, wenn der Strom der Oberfläche des Meeres gefolgt wäre. Das erklärt auch die Tatsache, weshalb - soweit ich ausfinden konnte - in Europa sowohl wie in NOl'damerika jahresgeschichtete Tone nur bei süssem oder brakischem Wasser gefunden werden. In offeneren Meeresteilen, wo auch die fossile Fauna auf Salzwasser hinweist, wurden die gröberen Sedimente der Gletscherflüsse dicht bei der Küste oder dem Eisrand abgelagert und nur der feinste Ton konnte dem ober­fläch1ichen Strom folgen und wurde weiter draussen in fast unge­schichteten Tonlagen abgesetzt.

Durch die genaue Registrierung aller Tonschichten war es auch möglich, den Einfluss von Sturmwellen auf dem sich hebenden seichteren Meeresgrund, die teilweise Abtragung des geschichteten spätglazialen Tons und seine Wieder-Ablagerung als ungesehichteten postglazialen Ton zu studieren und so die Verschiedenheit der Struktur zu erklären zwischen dem Ton, wie ihn das Wasser der jührlichen Eisschmelze absetzte und dem umgelagerten Ton, wie ihn Sturmwellen zu allen Zeiten des Jahres entstehen lassen.

Dieses Fehlen der Jahres-Schichtung bei den postglazialen Tonen Südschwedens machte es zuerst unmöglich, die grosse Kluft zwischen der spätglazialen Chronologie und der historischen zu schliessen. Aber einer der energischsten und erfolgreichsten meiner jungen Mit­arbeiter, R LIDEX, fand periodische und offenbar jahresweise Schich­tung in postglazialen Fjordahlagerungen längs des J<~lusses Änger­manälfven in Norrln.ud und begann auch, sie zu untersuchen. Da diese Arbeit während der ersten J ahl'e grossen Schwierigkeiten be­gegnete, kam mir der Gedanke, ob nicht die postglazialen Ablage­rungen des Sees Ragunda, der im Jahre 1796 völlig trocken gelegt worden war, vielleicht für die Untersuchung der postglazialen Chrono­logie geeigneter wären, und ich machte ihm im Herbst vor dem Kon­gress einen Besuch, eigentlich nur um zu sehen, ob er irgendwelcbe Chancen böte. Der Scc Ragunda zeigte sich in der Tat so geeignet, dass ich mich sofort entsehloss dazubleiben, und es mir mit Hilfe meiner Frau in 3 Wochen gelang, ein zusammenhängendes Profil aus­zuarbeiten, beginnend bei dem Moränengrund, auf den ungefähr 400 schöngeschichtete spätglaziale Tonlagen folgten und darauf etwa 700 etwas weniger scharf akzentuierte Lagen eines schwarz gebänderten postglazialen Fjordtons. Dieser Ton ging nach oben über in gut aus­gezeichnete Jahreslagen von abwechselnd feinem, sandigem Sediment und Schlamm, die zweifellos zum grössten Teil - mit Ausnahme der untersten in dem Becken des alten Ragundasees abge-,etzt worden waren, und zwar von der Zeit an, als sein durch ein Os abgedämmter Ausfluss über das Niveau des Fjords gehoben worden war, bis zum

G. DE GEER - Geochronologie der letzten 12000 Jahre. 471

einigen ergänzenden Messungen auf der schon untersuchten Linie und dem Ausmessen einer zweiten Linie wird es möglich sein, lokale Einflüsse auszuscheiden und wenigstens für einen grossen Teil der behandelten Periode die relativen Schwankungen der klimatischen Eintlüsse zu bestimmen, insbesondere der Temperatur, die den Rl1ck­zug .des Inlandeises veranlasst haben_ Eine solche klimatische Kurve tur Nordeuropa bringt auch die Möglichkeit des Vergleichs und der Parallelisierung mit ähnlichen Kurven von anderen früher verglet­scherten Gegenden, wie insbesondere Nordamerika.

So kann auch möglicherweise festgestellt werden, ob die viel­diskutierten Vergletscherungen des Eiszeitalters in verschiedenen Erd­strichen gleichzeitig waren und allgemeinen klimatischen Ursachen zuzuschreiben oder ob sie im Gegenteil nur lokalen Ursprungs sind_

Jedoch, wie solch ein Vergleich auch ausfallen möge, jedenfalls wird diese hatürliche Zeitskala uns nach und nach die Mittel geben, um viele Daten festzustellen, die sowohl für die Kenntnis der Ent­wickelung des prähistorischen Menschen als auch der ganzen be­stehenden Fauna und F'lora von Bedeutung sind, und die Gesetze erkennen lassen, welche die Wanderungen beherrsch/::'n. Auch für die Physiographie im allgemeinen wird die Zeitskala von Bedeutung sein, indem sie uns ermöglicht, den Betrag solcher Vorgänge wie Ver­witterung, Talusbildung, Erosion, Ablagerung und Niveauschwankungen in sehr viel zuverlässigerer Weise festzustellen als dies möglich w-ar. so lange man nur a.uf die unvergleichlich viel kürzere direkte Er­fahrung des Menschen fussen konnte.

470 I. Aufsl1tze und Mitteilungen.

Jahr 1796, wo der Osdamm künstlich durchschnitten und der See völlig trocken gelegt wurde, wodurch uns ein einzigartiges Profil zugänglich gemacht worden ist, das wahrscheinlich die ganze post­glaziale Zeit umfasst.

In dem ganzen unteren Teil des ungewöhnlich schönen und un­gestörten Hauptprofils massen wir über den im ganzen 6 m mächtigen spätglazialen Schichtlagen postglaziale Sedimente in einer Gesamt~ mächtigkeit von 13 Metern und völlig ungestörter Lagerung. Bei den folgenden 2,5 m zählten wir nur die Schichtlagen, aber dieser Teil der Messung ist noch nicht abgeschlossen, weil die Lagen hier mög­licherweise nicht ganz normal sind und teilweise etwas verwischt durch Verwitterung. Dies war bei den wenigen his zum Seeboden von 1796 noch fehlenden Metern noch mehr der Fall. Doch ergibt zur Zeit die Extrapolation filr die ganze postglaziale Schichtenserie etwa 7000 Jahre, ein Resultat, das sich vermutlich als in der Haupt­sache richtIg herausstellen wird, obgleich es natürlich zunächst nur als vorläufig angesehen werden kann_ Es muss durch neue Messungen und Extrapolationen kontrolliert werden_ Hierdurch können wir zur näheren Bestimmung des Betrags der Ablagerung in· den obersten Lagen gelangen, die durch Verwitterung zu unbestimmt geworden sind, um direkt gezählt werden zu können, die aber zweifellos _ mit Bezug auf die normalen Bedingungen für die Sedimentation in dieser Gegend - von denselben Grössenverhältnfssen gewesen sein mögen wie der untere, direkt gemessene Teil des Profils. .

Es gelang uns auch die Schichtlagen in einem beträchtlichen Tei! des Ragunda-Hauptprofils zu parallelisieren mit den entsprechen­den Lagen an zwei anderen Punkten in einer Entfernung von un­gefähr 2 km, wobei wir die Kontinuität und den guten Erhaltungs­zustand der Schichtlagen konstatierten, die unverkennbar die Sedi­mentbildung eines Jahres darstellen.

Das Haupt-Normalprofil durch die postglazialen Ablagerungen des erloschenen Sees Ragunda wurde den Teilnehmern der Kongress­exkursion nach Spitzbergen vor der Zusammenkunft in Stockholm demonstriert.

Es wird zweifellos möglich sein, eine genauere Basis für die Schätzung der Zeit zu gewinnen, die der Ablagerung der obersten durch Verwitterung zerstörten Schichten entspricht, wenn man andere Profile aufsucht und misst, deren Schichtung in den oberen Lagen weniger verwittert ist. Es wird so schnell wie möglich durch fortge­setzte Aufnahmen eine Kontrolle des Resultats versucht werden.

Auf jeden Fall kann die Hauptsache schon jetzt als ganz fest­stehend angesehen werden, nämlich dass der hier beschriebene Weg zu einer exakten Geochronologie sich zum mindesten für die spät­quartäre Zeit (spätglazial und postglazial) als durchaus gangbar und ohne fundamentale Hindernisse erwiesen hat. Auf diesem Weg werden wir eine Normal-Zeitskala fttr die genannte Periode erhalten. Mit

H. Cloos

On experimental tectonics (with 14 figures) v. Comparative analysis of three types of displacement Geol Rundsch 21:353-367

Translation received: 8 April 2002 © Springer-Verlag 2002

Whereas an experiment in physics or chemistry is an artificially induced natural process, a geodynamic experi­ment can be considered natural only if it is regarded on its own scale, and no relationship to larger, real nature is implied or inferred. If we nevertheless wish to establish such a relationship (and only then does our experiment acquire geologic meaning), then two tasks besides per­forming and analyzing the experiment become evident: examining a comparable natural object, and equating this object with the experiment. The geodynamic experiment is therefore similar to technical experiments, especially those conducted in the ship-building and aviation indus­tries (see J. Königsberger's article on orogenesis in Hand­wörterbuch der Naturwissenschaften, 1 st edn., vol. 4, p.654).

In my first essays, I considered all three tasks {i.e., performing and analyzing the experiment, examining a comparable natural object, equating this object with the experiment; see translator's comments for the use of dec­orative/square brackets}. To facilitate the further devel­opment of experimental techniques, however, I find it necessary to first examine the artificial kinematics in greater detail, and thus to consider the experiment on its own1 {i.e., on its own scale, without reference to natural examples}. I recently began this investigation with the mechanical analysis of a normal fault (IV, p. 743). Be­low, we shall examine a thrust fault and a strike-slip fault (referred to as experiments 11 and III) and compare the results of these experiments with those of the aforemen­tioned normal-fault experiment (referred to as experi­ment I).

Cbl. f. Mineralogie, etc., Section B, 1928, p. 609; H. Natur und

Experimental material

Semi-liquid clay was used as experimental material. Common, so-called plastic clay is an inhomogeneous suspension of clay flakes in water, and in a physical or mechanical sense it is therefore neither more nor less plastic than moist sand. Clay plasticity is actually due to the ability of the tiniest, water-Iubricated particles to glide over and past one another. It is this characteristic which renders clay so similar to large geological masses and so suitable for simulating their movements.

When subjected to an externally imposed load, plastic clay is deformed and segmented by fractures. Joints and displacement fractures2 form, otherwise known as exten­sional fractures and shear fractures. I have described how one can induce one or the other of these fractures by spreading water on the clay, thereby varying the clay's capillary surface tension. In cases in which both exten­sional and shear fractures form, the extensional fractures form first. As in geological bodies, the tensile strength of clay is less than its compressive strength.

According to my measurements so far, the time over which clay remains plastic is independent of its viscosi­ty, which is itself a function of water content. I have marked circles onto clays of different viscosity and de­formed the clay so that these circles became ellipses. The first shear fractures formed when the ratio of the long axes of the ellipses to the diameters of the unde­formed circles was 1.2. The shear fractures became nu­merous and easy to identify at axial ratios of 1.14 to 1.17. At this stage, the three axes of the strain ellipsoid have the following values (translator's comment: note that the deformation was plane strain):

Museum, 1929, p. 225; III. Natur und Museum, 1930, p. 258; IV. Long axis Intermediate axis Short axis Die Naturwissenschaften, 1930, p. 741.

Translated by Mark Handy

M. Handy (181) FU Berlin, FB Geowissenschaften, Malteser Str. 74-100, 12249 Berlin, Germany e-mail: mhandy@zedat.fu-berlin.de

1.17 0.89 1.16 0.89 1.14 0.88

I See, however, afterword, p. 29. 2 L. Prandt (1914): Enz. d. math. Wiss., IV, 5, p. 718

112

The reasonable expectation that clay with a very low vis­cosity would not develop fractures, or would develop these features only late in the deformation, could not be confirmed. Even clay flowing under its own weight down an inclined table surface disintegrated into sharply edged, elongate blocks, and countless tiny cracks opened up in the presence of water. This demonstrates the poten­tial for using clay experiments to study glacial flow and the formation of cracks in glaciers.

In experiments so far, I found that extensional frac­tures opened when the following axial ratios of the strain ellipsoid were attained:

Long axis

1.13 1.06

Intermediate axis Short axis

0.9 0.96

The greatest value of the long axis at the on set of exten­sional fracturing (1.13) is therefore still less than the smallest value of the long axis at the onset of shear frac­turing (1.14). Moreover, variations in the lengths of the long and short axes are probably attributable primarily to the difficulty of determining exactly when the first frac­tures open. In the future, these measurements will be refined and carried out before each experiment.

In order to compare experimental with geologic condi­tions, I have also begun to measure the strength of clay in the manner usually employed for rocks. For the time be­ing, I have restricted myself to measuring the most easily measured kind of strength, the compressive strength.

Using a metal mould, I prepare a clay cube of 7 cm per side length (about 50 cm2 surface area per face) and subject this cube to an increasing load. To do this, I place the cube on a flat surface and cover its top surface with a flat, metal plate which overlaps the cube's upper surface by 1 cm on each side (i.e., the plate is 9 cm to a side). I then place a glass beaker on top of this plate and fill it with water until the first fractures become visible in the cube. At this instant, the combined weight of the metal plate, glass, and water is determined and this weight is divided by 50. In this way, I determine the pressure (i.e., the vertical stress) in grams per square centimeter. Of course, the values obtained depend only on the viscosity (the water content) of the clay. I found: 32.30 ... 12 g/cm2

We compare this value with an average strength for most common rocks of about 2,000 kg/cm2. From case to case (i.e., depending on the rock type with wh ich the clay is compared), our clay is about 65,000, 60,000, and 170,000 times weaker than a rock! The clay cube used in this experiment is roughly proportional in size to a piece of rock which is that many times bigger. The scale of the experimental tectonic structure is about 1 :65,000.

The system of fractures in the sides of my cube are similar to those produced by Daubree on a prism of wax, and confirms that these fractures are shear fractures (Figs. 1, 2, 3). If we moisten a side of a cube, then we also obtain vertical fractures oriented parallel to the sides of the cube. These are extensional fractures associated with the shear fractures (Fig. 1).

J, J,

2

3

Figs.I-3 Pressed clay cube. 1 (top) with extensional fractures parallel to the compressional direction, 2 and 3 with diagonal shear fractures and displacements

Configuration and evaluation of the experiments

In both the next experiments (experiments II and III), one part of the experimental clay body is moved past the other part along a zone of partitioning (i.e., a discontinu­ity in a base plate underlying the clay body), in the first case vertically (Fig. 4), in the second case horizontally (Fig. 5). We can therefore observe two movements which differ mainly in their displacement direction with respect to the gravitational field, although they also dif­fer somewhat in the manner and direction with which the force which induces motion is transmitted to the move­able part of the clay body. Accordingly, the features of those structures which are not affected by the force of gravity are very similar. The effect of gravity and abso­lute orientation {i.e., the effect of varying the displace­ment direction with respect to the gravitational field} be­comes clear.

The vertical displacement was induced with the aid of a vertical screw-jack which is fixed within and under the base plate of the experimental table {i.e., the plate upon which the clay body rests}. In Figs. 4 and 5, this config­uration is shown in side view (profile). The horizontal

Fig.4a-e Vertical displacement seen from one side (5 of 12 stages)

displacement is viewed directly from above (map view). The displaced half of the experimental clay body was supported by, and moved on a metal plate. The amount of displacement was measured and photographed. I avoided the formation of extensional fractures because they interrupt the materiaJ's continuity and ren der the movement uneven. These fractures are easily drawn onto the pictures (of the experiments) because they always form at right angles to the long axis of the strain ellipse.

The data evaluation is carried out immediatelyon the negatives (well-developed but not over-developed film packs with the dimensions 8xl4 and 13xl8 cm, exposed with artificial light every 45 s at the smallest aperture setting). For ease of illustration, I use a drawing table with translucent glass illuminated from below. We inves­tigate the structures, the deformation and the nature of the movement {i.e., the kinematics}.

113

Fig.5 Horizontal displacement seen from above (6 of 10 stages)

Structural state

The structural state in both experiments is very similar, especially at the out set. In none of the experiments did we observe fractures which open parallel to the bulk dis­placement direction and which separate the displaced from the undisplaced halves of the clay body. Instead, a system of closely spaced, parallel fractures forms above and along the displacement zone boundary {i.e., the shear zone boundary}. These fractures are oriented at a low, acute angle to the displacement boundary and are staggered {en echelon} along this boundary. I have often described and interpreted these natural and experimental phenomena, referring to them as splay cracks [Fieder­klüfte]. These open splay cracks (F-cracks) can be placed in the same category as similarly oriented - albeit with a larger acute angle {with respect to the shear zone

114

Fig. 6 Evolution of the main displacement surface in Fig. 4 during stages 3 to 12 {numbers indicate progressive deveJop­ment of fracture surfaces dur­ing stages 3 to 12}

9

boundary} extensional fractures. The individual splay­crack surfaces accommodate small displacements in the same direction as that of the overall displacement. The minor displacements along these splay cracks increase with increasing overall displacement and, measured ap­proximately, they sum up to equal the total displacement in the experiment. The individual displacements {along each splay crack}, however, are not equal. In general, the amount of displacement increases from both sides {of the clay body} towards the displacement boundary. With continued displacement, a few crack surfaces accommo­date an increasing proportion of the bulk displacement while propagating in the long direction {i.e., in a direc­tion parallel to the zone separating displaced and undis­placed halves of the clay body} until, during the final stages of the experiment, they accommodate all of the bulk displacement.

Initially, the angle of the fractures with the displace­ment boundary is 11 to )20. This angle changes little during subsequent time. Only in the upper part of the vertical displacement near the surface do the shear frac­tures rotate clockwise during the final stages of deforma­tion. This rotation {of the shear surfaces} is associated with the {downward } movement of clay from the upper to the lower {displaced} block {i.e., subparallel to the normal fault} (Fig. 6).

In addition to this first system of fractures oriented at acute angles to the shearing plane, a second system de­velops at high angles to this plane. At the onset of defor­mation, this second fracture system is as weIl developed as the first, but it diminishes with continued deformation until it accommodates only minor displacements. Initial­Iy, this second fracture system locally overprints the first system, before eventually being overwhelmed, truncated, bent and finally deactivated by the latter. The displace­ment along these surfaces is directed at high angles {i.e., antithetic} to the bulk displacement direction. In the ver­tical displacement experiment, these displacements even propagate obliquely upwards from the downward-mov­ing half to the immobile half of the cIay block. As we shall see, this {antithetic} movement is only apparently contradictory. The angle between the fracture surfaces of the two systems is initially 63-64°, but increases from 70-80° in one case to as much as 89° with progressive rotation of the second fracture system.

Fig. 7 Normal, synthetic faults with glide striations

Fig. 8 Normal, antithetic faults with glide striations

Apart from these two fracture systems, the first type of experiment (experiment I) shows two paired and equally well-developed systems with a similar relative orientation at the upper margin of the upper block. Their attitude with respect to the vertical is so different, how­ever, that these surfaces appear to be normal faults, geo­logically speaking. Depending on whether the left or right system (as viewed from our vantage point) predom­inates, many of these join into synthetic steps looking down the mountain {i.e., left-stepping} or antithetic steps looking up the mountain {i.e., right-stepping}. We see both types in Figs. 7 and 8 (twin experiments), in de­tail and in perspective. In Fig. 7, steep synthetic dis­placement surfaces predominate on the left, and flat anti­thetic displacement surfaces on the right. In Fig. 8, only antithetic surfaces occur. From left to right along the arc of the bent cIay tablet, these surfaces become flatter-dip­ping "into the mountain". All surfaces are weIl lineated in the direction of displacement (steepest dip).

To compare, we now consider the structures formed during normal faulting (experiment I in IV, p. 744). In accordance with the different principal movement direc­tion (i.e., kinematics), the absolute orientation of these structural elements is different and more complicated. During experiments II and III the bulk displacement

remains uniform and constant because it is parallel to (experiment II) or opposite to (experiment III) the force of gravity, whereas the displacement in experiment I comprises a primary horizontal movement and a second­ary, vertical, gravity-induced movement. The horizontal displacement predominates at the outset but is replaced by the vertical displacement during the end stages of movement. The resulting bulk displacement is therefore irregular and arcuate.

The structures in experiment I are predominantly nor­mal faults. Steep or overturned thrust faults are rare and occur only occasionally along the upper, laterally mov­ing margin during the final stage of the experiment, that is, opposite to the order of appearance in experiment 11. These contrasts (in the fault kinematics of the different experiments) are so pronounced as to be easily recogniz­able in large, natural examples.

Structural style

We can understand the surfaces and displacements of all three experiments if we consider their relationship to the strain directions (Figs. 9 and 10). The local direction and magnitude of strain can be determined easily and pre­cisely enough from the orientation and relative lengths of the long axis of the strain ellipse (IV, p. 746). Its dis­tribution {i.e., the strain distribution} is very simple. Ex­tension affects both blocks {i.e., both halves of the c1ay body} at a considerable distance from their mutual boundary and can be traced, symmetrically with respect to this boundary, diagonally across both blocks. An im­portant difference between the two experimental config­urations becomes apparent, in that the strain axes in the horizontal displacement experiment {strike-slip, experi­ment III} are almost straight, whereas in the vertical dis­placement experiment they {the strain axes} are slightly convex towards the upper part of the falling block. This is also found in my model of a normal fault (IV, Fig. 10) and is apparently due to a low-Iying obstacle {asperity} around which the substance {clay} flows.

Another difference is evident in the vertical displace­ment experiment between the lower and upper parts {of the blocks}. This accords with the fact that only one of blocks moves upwards during the experiment. The zone of strain {i.e., the shear zone} is narrower and affects a proportionately smaller volume of material {in the lower block} than in the upper block.

The structures and kinematics of the experiment are readily apparent from the configuration and distribution of the strains. The main displacements lie on the left di­agonal of the strain ellipses, the subordinate displace­ments on the right diagonaP.

They {i.e., the displacements } form acute angles symmetrically disposed on either side of the short axes of the ellipses, and coincide with the two planes of max­imum shear stress. All displacements occur in the direc-

3 "Left" and "right" refer, respectively, to the positions viewed in a clockwise sense "before" and "after" the small axes of an ellipse.

115

ji( I \ ,

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Fig. 9 Direction and magnitude of stretches in experiment II (Fig. 4, stage 10). The short, thick fines show the orientation and relati ve length of the long axes of the strain ellipse

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,

Fig. 10 Direction and magnitude of strain in experiment III (Fig. 5)

tion most suitable for elongation of the previously formed strain ellipses. The inequality of the two {frac­ture} systems sterns from the asymmetry of the ellipses with respect to the movement direction. Movements are favored which lie close to the bulk displacement {direc­tion} and those surfaces which accommodate such dis­placement. Conversely, one may wonder why displace­ments occur in directions oblique to that of the main, bulk displacement. Even these, however, become under­standable when the true movements are considered (see below).

The occurrence of two, paired {displacement } sys­tems at the upper margin of the hanging-wall block in

116

experiment 11 can be explained by the occurrence of stretches in this region which are gently inclined toward the lower block. The deformation pattern of the normal fault (experiment I) which we again use for comparison (IV, Figs. 10 and 12) differs in the considerably flatter inclination of its long axes and in the greater width of the deformed zone. Only in the final stages {i.e., at high bulk strains} does the deformation localize in the imme­diate vicinity of the main fault plane.

The true movements of particles

The displacements on thrust surfaces only allow one to determine the relative movement of a small block with respect to an adjacent block. The deformation picture, on the other hand, shows the relative change of distances separating adjacent particles. Movements relative to a point outside of the deforming system, that is, true and absolute movements, are not apparent in the pictures. To become acquainted with them, we will compare the vari­ous movement stages by covering up the stationary parts of the picture and tracing the changing positions of the mobile parts of the picture from point to point (Figs. 11, 12, 13, 14). To this end, it is not sufficient to follow the bending of a layer or of another reference line from the original {undeformed} state in the way that one could with originally horizontal strata in a geological profile. Instead, it {the mobile part of the deformation pictures} must be followed point by point, because the lines there­in change not only in form but also in length, and their points both converge and diverge.

In this way, pictures like those in Fig. 11a-e are pro­duced which depict both the movement of a layer, which resembles a movement front, and the trajectories of its material points. Comparing these pictures reveals some significant differences. The horizontal displacement (Fig. 11 e) proves to be the simplest; the particle trajecto­ries are parallel and almost straight. In the vicinity of the vertical displacement (Fig. 11c, d), this {movement pat­tern} pertains only to the outermost parts of the down­ward-moving block. In the border domain and on the sta­tionary, adjacent block, the trajectories are strongly arcu­ate, with the convex sides {of the trajectories} facing in the direction of the lower, hanging-wall block. The mate­rial in the foot-wall block moves obliquely down ward, while in the lower, hanging-wall block, the material is displaced downwards towards the rigid base plate and is flattened.

In the movement picture of the normal fault (Fig. 11 a, b, experiment in IV, Fig. 9a-c), the horizontal component of displacement is greatest. This horizontal component even exceeds the vertical component in the distal parts of the blocks. In these areas, broad masses flow almost entirely horizontally. By contrast, in the downward-mov­ing block {i.e., the hanging wall} the material flows downward at a 45° angle to the horizontal. A prominent movement surface {i.e., a fault} opens up, guiding this {oblique} movement (Fig. 11 b).

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Fig. 11 Trajectories of true motion in experiments I-III. Ja is the right side, Jb is the left side of the normal fault; llc and d are the upper and lower parts of the vertical displacement, respectively; Jll is the horizontal (strike-slip) displacement

These movement pictures can be understood as the combined product of the experimental configurations, the orientation of the moving base plate, and the unequal positions of the test materials. The movement pictures engender deformation pictures when we identify the lines along which neighboring points move furthest apart or closest together. These lines define the long and short axes of the {strain} ellipse.

The deformation pictures in turn show us the struc­tures, and so bring us full circle back to the beginning of our investigation. Yet, our movement pictures teach us something more. They teach us how to distinguish ap­parent and real movements in a structural map and how to relate local movements to general {bulk or regional} movements, even though we rarely, if ever, directly see the latter. These significant possibilities can be illustrat­ed with the following three examples.

In a structural map, we observed low-angle thrust faults which were inclined toward the foot-wall block and therefore appeared to be paradoxical. An analysis of the true movement reveals no trace of this {paradox}. It teaches us that the only real movements are those which

0:. Fig. 12 Successive positions (numbered 3 to 11) of a thrust surface in Fig. 4 and of a point (a) on and along this surface. (a) is divided into (dJ) beneath and (d2) above the thrust surface

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Fig. 13 Schematically enlarged part of Fig. 12 showing the down­ward movement of the same thrust surface during stages 3 to 8, and the movement of adjacent material both relative to the sur­faces and to the ob server

Fig. 14 Division and displace­ment of a point mass (labeled 3) moving together with (Zeit) and relative to (right) a thrust surface

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coincide with the main {principal} movement planes. Those lateral thrusts are apparent movements which are engendered when two points on either side of a rotating shear surface do not move parallel to each other, but di­verge along lines which form a very small angle. This is shown in Figs. 12 and 13, together with its relationship {i.e., the relationship of these apparent movements} to the slight rotation of the intervening thrust surfaces.

A similar situation pertained to the two points on either side of a main thrust surface in Fig. 14. One of these points advanced more slowly than the other one, such that they eventually came to rest with one just above the other. This in no way corresponds to a "thrust" as identified in outcrop by a structural geologist, that is, as an upward movement opposed to gravity which devel­ops in response to forces directed obliquely to the sur­face.

Apparent and true movements differ most conspicu­ously in the case of "antithetic" faults. This can be seen on a small scale in experiment I (IV, p. 745, Fig. 9a-c) but also applies on larger scales in experiment 11; Figs. 7 and 8 of this paper reveal relative movements which dif­fer by almost 90° within the same tectonic framework. The synthetic surfaces (Fig. 7) seem to be oriented al­most vertically whereas the antithetic surfaces (Fig. 7,

117

right and Fig. 8) have a low-angle, sometimes even hori­zontal orientation. An analysis of the true movements re­veals no such discrepancy {i.e., does not reflect a dis­crepancy between orientations of apparent and true movements}. In both places (Fig. llc, upper left), the material flows obliquely downward and with increasing steepness. The true movement diverges from both appar­ent movements by about the same amount.

Summary

I now summarize and, in so doing, make use of geologi­cal language. When subjected to a load, the experimental material behaves plastically for only a short time. Its brittle threshold {i.e., the transition from ductile flow to localized displacement along discrete surfaces} is inde­pendent of viscosity and is first reached at extensions of 1 to 1.06 (in tension) and at shortening values of 1 to 1.13 (in compression). By contrast, the compressional strength varies with viscosity and ranges from 32 to 12 g/cm2 in our experiments. This strength is on the or­der of 50,000 to 200,000 times smaller than the com­pressional strength of the most common rocks.

The fractures which open in rock cubes undergoing compressional strength tests are extensional and shear fractures. The former are oriented parallel to the loading direction, the latter diagonally to this direction. In tests on clay, these fractures can be opened and identified by wetting the clay surface.

An experimentally induced, vertical displacement in­duces flexural bending of the layers and engenders two systems of fault surfaces: a main system {of normal faults} dipping steeply toward and under the overriding {hanging wall} block which evolved into synthetic, slightly overturned steps with different heights (steep thrusts or reverse faults); a subsidiary system of faults accommodating horizontal displacement or low-angle thrusts running from the lower to the upper block {i.e., synthetic, low-angle thrusts}. Extensional cracks dip to­ward and under the hanging-wall block and are staggered above one another {in an en-echelon configuration}. Small conjugate, synthetic and antithetic faults form near the surface of the upper {hanging-wall} block. Other than these faults, there were no other normal faults in­clined from the hanging wall to the foot wall. The ab­sence of such faults, together with the orientation of all other elements, at first sight distinguishes the vertical displacement from a normal fault involving lateral spreading (IV, Figs. 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12).

The map view of a strike-slip fault looks like the pro­file view of a vertical experiment {fault}. The master fault splays laterally into a staggered { en-echelon} system of auxiliary faults which have the same sense of displacement. Subsidiary faults are suppressed.

The locally measurable displacements should be in­terpreted as apparent rather than real displacements. They are relative displacements in the sense that the dis­placed bodies within the system have moved together

118

with the faults separating them as weIl as with the entire mass. The minor, local displacements are parts of a larg­er movement picture and their nature, orientation and ki­nematics can be understood only in this broader context. In light of the similarity with many tectonic structures, it is advisable to interpret the movement of small faults only as part of the larger-scale motion of bodies in space.

It should be noted that experiments like those shown here do not do justice to what really happens in nature, but only to wh at can possibly happen {italics are transla­tor's}. Rather than simulate a specific case, they illus­trate ideal circumstances.

Afterword

Several people have recently pointed out to me that in order to render my experiments more understandable, it is necessary to not leave the reader to make comparisons {of my experiments} with natural structures all on his own. In one instance, my experiments were even labeled unrealistic. I would like to follow this advice elsewhere. Already at this point, however, a short comment regard­ing this point seems appropriate. It is revealing that my experiments receive acclaim not from those colleagues who derive their ideas ab out tectonic structures from mapping, but rather from those who have sketched and measured rock quarries, open-pit mines and drill holes. In my experience, the better and more detailed our knowledge of a geological structure, the closer the re­semblance {of nature} with my appropriately conducted experiments. These {experiments} are superior to nature not only in the visualization of the structural evolution but also in the perfection of the exposures. In any case, the final statement {paragraph} of this paper remains valid.

Translator's comments

This paper is one of the first reports of an attempt to scale deformation experiments on a rock-analogue mate­rial (clay) and to conduct detailed kinematic and strain analyses of the three end-member types of faulting (thrust, normal, and strike-slip). Given the novelty of this

paper in its time, one may ask why it was (and is) not cited more often. While novelty itself may be one rea­son, part of the ans wer has to lie in the inaccessible na­ture of the text. Cloos has left the reader (and translator) with a difficult job. Cloos frequently switches from the present to the past tense, on some occasions even to the future tense. He uses active and passive verb forms inter­changeably. He also shifts between the first person sin­gular, the first person plural (the royal "we") and the third person singular (the omniscient "one") for no ap­parent reason. His liberal use of pronouns when referring to nouns in preceding sentences is ambiguous.

This grammatical and semantic confusion probably reflects the lack of an established peer-review policy in those former days, combined with a tendency for senior scientists to write epically and polemically rather than succinctly. Cloos certainly feIt a need to relate geology and the experience of being a geologist to the general public. Anyone who has read his book "Gespräch mit der Erde" (1947, Piper Verlag, München) can attest to Cloos's literary vein and his penchant for philosophy. Some of these elements come across, if only between the lines, in his original text.

In translating this paper, I preserved Cloos's syntax as far as possible without sacrificing clarity. Mixed tenses and declinations are the author's. In eliminating single­sentence paragraphs and restricting the use of semico­Ions, I obviously observed the rules of English raiher than German. For the sake of clarity, I broke up several long German sentences into shorter English sentences. I tried to enhance the readability of the text by using En­glish idioms for those phrases which do not translate lit­erally and clearly from idiomatic German. Where a liter­al translation was not clear, I followed it with a looser translation or with added text between decorative brack­ets {Iike this}. Only where the original text is worded very ambiguously, did I take the liberty of completely re­phrasing the German sentence in English. Where the En­glish translation is unavoidably vague, however, I have left the original German word in square brackets, e.g., splay cracks [Fiederklüfte ]. To really understand any translated text, however, the reader must read and en­gage also the original text on his/her own terms.

Acknowledgements In reading my translation, Onno Oncken clarified a few important nuances in the original text which only a German-born scientist can detecL

I. Aufsätze und Mitteilungen.

Zur expel'imt'ntellen Tektonik, V . Vergleichende Analyse dreier Verschiebungen ').

Von Hans Cloos.

(;\Ht 14 Textabbildullgen. )

Während das ph~'sikalische und das chemi~che Experiment selbst - künstlich herbeigeführter - Naturvorgang ist, gilt (EeR von dem geoJy n amischen Experiment nur so lange. als wir es für sien betrachten und keine Beziehung zu der "größeren ~ und "eigentlichen ~

Natur herstellen. Tun wir dies - und er:;t dadurch bekommt unser Versuch geologischen Sinn -. 80 treten zu der Ausführung und Analyse des Experimentes noch zwei Aufgaben: Die Untersuchung eine:; vergleichharen Naturobjektes und seine Gleichsetzung mit dem Versuch. Das geodynarnische Experiment reiht sich dann in den Rang der Versuche auf technischem Gebiet. besonders auf dem­jenigen des t;chiffbaus und der Luftschiffahrt (so J. K ÖXIGSBERGER..

im Artikel GebirgsbiJuung des Handw. d. ;s'aturw. , 1. Aufl., Bd. IV, S . 654).

In meine ersten Aufsätze habe ich diese T~ilaufgaben der tekto­nischen Versuche zunächst alle drei hineingezogen: 1m Interesse einer methodischen Weiterentwicklung scheint es mir jedoch notwendig, vorerst den künstli chen BewegungRvorgang feiner und vollständiger zu analysieren und also das Experiment für sich zu betrachten 2), Mit der mechanischen Analyse einer normalen Verwerfung habe ich kürzlich den Anfang gemacht (IV, S.743ft·. ). Im folgenden unter­suchen wir eine Vertikal- und eine Horizontalverschi~bung (als Ver­such II und Hf aufgl?führt) und vergleichen ihre Ergebnisse mit­einander und mit der zuletzt geschilderten Analyse (" Versuch 1"),

Das llaterial.

Als Versuchs etoff wurde auch weiterhi n vorläufig nur haI b­flüssiger Ton verwandt. In seiner Eigenschaft als eine inhomogene Aufschwemmung von Tonschüppchen in Wasl:!er, ist der gewöhnlich

I } l. CLI. f. "tin. IltlW, Abt. B, Hl2R, 609; TL Natur uud Mnt<eum, 1929. 225; IU. Nlltur und MUEOeum, 1930,258; (V. Die Naturwi8~enRCh8.ft~n, 1930,7.j !,

') :;iehe jedoch das Nachwort, S. ii67. Gbologileh" itllnd~"h.u. XXI 23

H. Cr,ool) - Zur exp('lrimentellen Tektonik. V. 355

genau festzulegen. Diese Messungen sollen llusgedehnt und verfeinert und in Zukunft vor jedem VerBuch vorgenommen werden.

Zum Zwecke des Vergleichs mit geologischen Verhältnissen habe ich ferner angefangen, die Festigkeit dca Schlammes in der Dt!i

J, l

Ahb. 1-3. GedrUdtte Schlammwurfel. I (oben) mit Zngspalteu in lIer Druckrichtuug, 2 nud 3 mit diagonalen Scheruugf!rissen und Verschiebungen.

Gesteinen üblichen Weise zu messen. Und zwar haLe ich mich zu­nächst auf die am leichtesten meßbare Druckfestigkeit beschränkt. Ich stelle mittels einer Blecbform Scblammwürfel von 7 cm Kanten­länge (= ungefähr 50 qcm Oberfläche) her und unterwerfe diese einer wachsenden Belastung. Und zwar setze ich den WUrfel auf eine ebene Unterfiäcbe und bedecke ihn mit einer ebenen, 1 cm über­ragenden Blechplatte. Auf diese setze ich ein Glasgefäß, das Su

2'~·

354 I. Aufsätze und Mitteilungen

sogenannte pl8.l3tiscbe Ton im streng physikalischen oder mecbanischen Sinne ebeneoviel und 80 weni~ plastisch wie fenchter Sand . Seine Biltlsam keit beruht vielmehr auf der leichten und allseitigen Ver­scbiebbarkeit der durch Wasser geschmeidigen kleinsten Bestandteile gegeneinander. Aber gerade diese Eigenschaft macht ihn großen geologischen Massen ähnlich und zur Nachahmung ihrer Bewegungen geeignet.

Der bildsame Zustand des Tonschlammes weicht bei äußerer Be­anspruchung alsbald einer Verformung und Zerlegung durch Bruch. Es entstehen Trennungs- und Verschiebungsbrüche 3) oder Zug- und Schubrisse. leh habe geschildert, daß man die einen oder die anderen willkürlich bevorzugen kann, indem man die kapillare OberHächen­spannung des Schlammes durch Bewässern aufhebt oder nicht. Können beide entstehen, so entstehen die Trennungsbrüche früher. Die Zugfestigkeit des Tones ist, wie diejenige geologischer Körper, geringer als seine Schubfestigkeit.

Die Dauer des bildi'amen Zustandes ist, soweit meine bisherigen Messungen reichen, unabhängig von oer Viskosität (dem Wasser­gehalt). Ich habe Schlamme von versch iedenster DünnHüssigkeit mit Kreisen versehen und diese zu Ellipsen verformt. Die ersten feinen Schubrisse traten regelmäßig dann auf, wenn die größte Ellipsen­achse Eich zu dem Durchmesser des Kreises verhielt wie 1,12 zu 1. Zahlreich und leicht erkennbar waren .Iie Schubrisse bei 1,14 bis 1,17 zu 1. Die drei Achsen des Verformungsellipsoids zeigen als­dann folgende Werte:

1,17: : 0,89 1,16 : : 0,89 1,14: : 0,88.

Die naheliegende Erwartung, sehr dünnflüssiger Schlamm werde Risse überhaupt nicht liefern oder erst sehr spät, bestätigte sich also nicht. Selbst Schlamm, der auf sanft geneigter Tischfiäche von selbst abfließt, zerlegt sich in scharfkantige Streifenschollen und öffnet unter Wasser unzählige Spältchen. Hierauf beruht die Möglichkeit, im Tonversuch das Fließen der Gletscher und die Bildung ihrer Spalten aus der Fließbewegung zu studieren.

Für das Aufgehen von Zugspältchen fand ich in den bisherigen Versuchen folgende Indizes:

1,13 : 1 : 0,9 1,06 : 1 : 0,915.

Der größte Wert für die längste Achse (1.13) liegt also noch unter dem kleinsten Wert der längsten Achse für Schubrisse. Im übrigen sind die Schwankungen beider Zahlenreihen wohl hauptsächlich be­gründet in der Schwierigkeit, den Zeitpunkt des ersten Aufreißens

3) L. PRANDTL, Enz. d. math, WiS8., IV, 5, 718, 1914.

356 1. Aufsätze nud Mitteilungen

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H. ClJms - Zur 0xperimentellen Tektonik. V.

H. CLO()~ - Zur experimentellen Tektonik. V.

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mit kleinster Blende bei künstlichem Licht je 45 Sek. belichtet). Zur manuellen Erleichterung benutze ich einen Zeichentisch aus Mattglas, der von unten durchleuchtet wird.

Wir untersuchen die Strukturen, die Verformung und die Be-wegungsweise.

Der Strukturzustnud.

Der .::;trukturzustand heider Versuche ist, besonders im Anfang, sehr ähnlich. In keinem Falle reißen Flächen auf, die der Gesamt­bewegung parallel laufen und also die bewegte von der unbewegten Hälfte trennen würden. Ober der Bewegllogsgrenze erhebt sicb viel­mehr ein System dichtgescharter, untereinander paralleler }1~inzelri88e, die mit der Bewegung:sgrenze einen spitzen Winkel bilden und längs derselben gestaffelt sind. Unter dem Namen Fieuerklüfte habe ich diese Erscheinung: aus der Natur uud dem Experiment oft be3chrieben und gedeutet. Die offenen Fiederklüfte (F-Spalten) gehören zu den ebenso, aber unter einem stumpferen Winkel ungeordneten Zllgspalten. An elen Einzel­tIächen finden kleine Verschiebungen im Sinne der Gesamtbewegung statt, die sich summieren und im Gange der Bewegung steigern und deren Summe

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\117/1112 r I I

19 roh gemessen dem Betrag der unter ßl'llch erfolgten Uesamtverschiebung gleichkommt. Hierbei sind die Einzelverschiebungen naturgemäß ungleich; ihr Be- Abb.6. Entwick­trag wächst i. a. von beiden Seiten gegen die Be- hmg de.r Haupt­wegungsgrenze, und im Gange der weiteren Bewegung fl;~~:~~enb~~)1~'4 ziehen einige wenige Flächen die ganze Bewegung an in den Stadien sich und wachsen zugleich in der Längsrichtung fort, ;~ bis 12.

so daß sie in den letzten Stadien die Bewegnng leiten. Der Winkel dieses lt'lächensystems mit der Bewegungsgrenze ist

in der ersten Anlage 11 oder 12 0 ; er verändert sich in der F.olge­zeit wenig. Nur im oberen, obertlächennahen Teil der Vertikal­verschiebung führen diese Schubril"se in den letzten Bewegun.e;stadien eine Recbtsdrehung aus, die an der dort von der höheren gegen die tiefere Scholle gerichteten Materialwanderung teilnimmt (Abb. 6).

Neben dieses spitzwinklige System stellt. sich, anfangs fast gleich­wertig, später zurücktretend ein zweites, das nahezu quer zur Gesamt­bewegung verläuft und an welchem sich nur kurze Verschiebungen abspielen. Diese Flächen lösen zunächst das andere System hier und da ab, werden aber dann von diesem üherwältigt, durchgeschnitten, verbogen und schließlich totgestellt. Die Verschiebungen längs diesen Flächen sind wie diese selbst quer zur Gesamtbewegung gerichtet und gehen im Vertikalversuch von der sinkenden Scholle sogar schräg aufwärts gegen die stehende. Diese widersprechende Bewegung ist jedoch. wie wir sehen werden. nur eine scheinbare.

358 LAufsätze unt! Mitteilungen

lange mit Wasser gefüllt wird, bis auf den vier freien Würfelflächen die ersten Risse sichtbar werden. Das in diesem Augenblick er­reichte Gewicht von Deckplatte, Glas und 'Wasser wird gemessen und durch 50 geteilt. So erhalte ich den Druck pro qcm in Gramm. Die so erzielten Werte hängen natürlich ausschließlich von der Viskosität (dem Wassergehalt) des Schlammes ab. fch fand:

32,30 12 gr/qcm.

Wir vergleichen diese Werte mit einem Mittelwert aus den ver4

breitetsten Gesteinen, etwa 2000 kg/qcm. Dann ergibt sich von Fall zu Fall, daß unser Schlamm etwa 65000, 60000, 170000 mal weniger fest ist als jene! Der mit solchem Schlamm ausgeführte Versuch entspricht also, roh genommen, einem um ebenso viel größeren Ge­birgsteil; Jie tektonische titruktur wurde im Maßstabe 1: 65000 usw. ausgeführt.

Die Rißsysteme auf meinen Würfe1ftanken gleichen ~ehr den be­kannten, von DAUBRI;;E an einem Wachsprisma erzielten, und be­stätigen, daß es sich dort um Scherungsrisse handelt (Abh. 2 und 3). Befeuchten wir eine Würfelseite, so erhalten wir dagegen Spalten von senkrechter, der freistehenden Würfelkante paralleler Anordnung; es sind dies die zugehörigen Zugspalten (Abb. 1).

~lllordllung und .luswertung (ler ,. ersuche.

In den heiden folgenden Versuchen (U und IU) wird ein Teil des Versuchskörpers längs einer Trennungszone an dem anderen vorüber­bewegt, im ersten Fall, Abb. 4, in vertikaler, im zweiten, Abb. 5, in horizontaler Richtung. Wir sehen also zwei Bewegungen, die sich voneinander im wesentlichen nur durch ihre Orientierung zur Schwer­kraft unterscheiden; daneben ein wenig durch die Art und Richtung, in der die bewegende Kraft übertragen wird. Demgemäß fallen auch die entstehenden Strukturen in allen, nicht von der Schwerkraft be­einßußten Merkmalen ähnlich aus. Der Einfluß der Schwere und der absoluten Orientierung tritt dadurch klar heraus.

Die Vertikalverschiebung wurde durch Zuhilfenahme eines in und unter der Platte des Versuchstisches angebrachten Vertikalgewindes erzielt. In den Abbildungen erscheint sie in Seitenansicht (Profil). Die Horizontalverschiebung betrachten wir senkrecht von oben (Karten­bild). Die bewegte Hälfte der Versuchsmasse wurde von einer Blech­platte getragen und mittels dieser gezogen. Die Verschiebungsbeträge wurden gemessen und mitphotographiert. Zugspa lten habe ich fern­gehalten, da sie den Zusammenhang aufheben und die Bewegung beunruhigen. Sie laesen sich unschwer in alle Bilder hineinzeichnen, da sie mit der langfln Elli.p!;flnachse stets einen rechten Winkel bilden.

Die Auswertung erfolgt unmittelbar an den Negativen (nicht zu dunkel entwickelten Pack films im Format 8 X 14 und 13 X 18 cm,

360 r. Aufsätze ~1tld Mitteilungen

Der Winkf.l dieser beiden 8Y1lteme miteinander ist 1n der ersten 63-64(1, mit znnehuwnder Drehung der zweiten Gruppe öffnet

in einem F<llJe R9 0,

zwei gepaarte und Systeme von iihnlicher relativer Orientierung. Doeh 114 zur Vertikal richtung eine um so viel andere, daß dieBe

Abb. 7, Normale aynthetieche Verwerfungen mit Gleitstreifen

Abb.8. Normale antithetische Verwerfungen mit Gleit~ireifell.

W'ologisch gee:prochen, all'i normale Verwerfungen ~lllftreten. Je nach dem Vorherrschen des (in unfierer Bildrichtung) linkem oder rechten

'nB fügen sich diese zu einer syntbetit<ehen, d. h. bergab blicken­oder zu einer antitheti!'lchen, bergauf blickenden

flanmwn. Wir i'ienen beide Typ(~n auf Abb. 7 und 8 (Pa aU$ der Nähe und in per~p~ktivj1,icher An!:'icht. In AbtL 7 hernJchen links steile RyntlwtiFche, rechts flache antith{,ti~cllP Verschiebungs­flächen vor. Abb. 8 wird IllUu,chlid:ilieh von antithdi!:ichen durch­setzt, die mit der Biegung gehend links t<teiler, rechts flacher "in den Berg" einfallen.

H. CLOüi') ~ Zur experimentellen Tektonik. V. 361

Sämtliche Flächen sind in der Verschiebungsrichtung (l:Iteilsten Neigung) !-icharf ~estreift.

Wir ziehen nun die bei einer normalen Verwerfung (Versuch 1 in IV, S. 744) (>rzielten Strukturen in Vergleich. Entsprechend der anderen Hauptbewegungsrichtung ist die absolute StellLmg der dortigen Elemente eine andere und kompliziertere. Denn während in U und tU die Gesamtbewegullg eine einheitliche und gleichbleihende ist, weil :;ie mit der Schwerkraft richtung parallel geht (II) oder sie aus­:'!chaltet (lU), !letzt sich die:;;elbe in Versuch 1 aus einer horizontalen Primär- und einer vertikalen, auf sie antwortenden und durch die Schwpre aUf'gelösten Sekundärbewf'gung zusammen. Und zwar über­wiegt im Anfang oie erste, gt-'gen tlchluß die zweite Komponente. Die resultierende (1roßbewegung verläuft infolgedes~en ungleichförmig und gekrümmt.

Im Strukturbild von I herrschen normale Verwerfungen vor, unJ !lteile oder überkippte mit dem Charakter der AUIf'chiebung treten spärlich und als Ausnahme am oberen, besonders rasch ~eitwärts

vordringenden Rande und nur in dem letzten tltadium auf, also gerade umgekehrt wie bei 11. Und auch die flachen und horizontalen Verschiebungen, die dort den Charakter von Aufschiebungen an~

nehmen, sind hier ausgesprochen und ausschließlich als Abschiebungen entwickelt.

Diese Gegensätze sind so scharf, daß sie sich uD!5chwer auch an großen natürlichen Beispielen erkennen lassen müssen.

Das Deformation.bild (Abb. 9 und 10).

Wir verstehen die Flächen und Verschiebungen aller drei Versuche, wenn wir sie im Zusammenhang mit den Verformungsrichtungen betrachten. Richtung und Grad der Verformung ergibt sich von Ort zu Ort in einfacher und genügend genauer Weise aus der Lage und relativen Länge der langen Ellipsenachse (IV, S. 746). Ihre Ver­teilung ist sehr einfach. Die Dehnung setzt in beiden Schollen in einigem Abstand von der Schollen grenze ein und zieht, gegen diese symmetrisch anwachsend, diagonal über sie hinweg. Dabei zeigt sich zwischen den beiden Versuchsanordnungen ein Unterschied insofern, als die Verformungs8chsen bei der Horizontalverschiebung nahezu geradlinig verlaufen, bei der V.~Verschiebung dagegen leicht gekrümmt erscheinen und zwar konvex gegen den oberen Teil der sinkenden SchoBe. Diese Variante findet sich bei meinem Modell einer normalen Verwerfung (IV, Ahb. 10) wieder und hat offenbar ihren Grund in dem tief liegenden Hindernis, um welches die Substanz herumfließt.

Ein Unterschied zeigt sich ferner, entsprechend dem einseitigen Aufrücken der Bewegung, bei der V.-Verschiebung zwi~chen den tiefen und höheren Partien. Unten ist die Verformungszone schmäler, oben rückt sie weiter in die höhere Scholle hinein.

H. CLOUS - Zur experimentellen Tektonik. V. 36;3

Das Verformungsbild der normalen Verwerfung (Versuch 1), das wir wieder zum Vergleich heranziehen (IV, Abb. 10 und 12), unter­öcheidet sich durch die wesentlich flachere A'eigung der langen Achsen und durch die größere Breite der .... erformten Zone. Erst in den letzten StaJien zieht sich auch hier die Defor­mation auf die schmale, engere Nachbarschaft der Hauptbewegungsbahn

nie wahre Hewegung tier JIassenteilehen (Abb. 11-14).

Die Verschiebungen an Schubftächen lassen nur die re I a t i v e Bewegung einer Kleinscholle in bezug auf die nächst benachbarte er~

kennen. Die Deformations­bilder anderseits zeigen die re I a ti v e gntfernungsände~ rung benachbarter Massen­teile. Bewegungen relativ zu einem Standpunkt außer­halb des bewegten Kom­plexes, insoweit also wahre und absolute Bewegungen, bleiben bei Betrachtung die­ser Bilder latent. Um sie kennenzulernen, vergleichen wir die verschiedenen Be­wegungsstadien in der Weise, daß wir die unbewegten Bild­teile zur Deckung bringen und die Lageveränderungen der bewegten von Punkt zu Punkt aufsuchen und nach-zeichnen. Es genügt hierbei

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Abb. 11. Bahnen tier wahren Bewegung in den Versuchen l~III. Ja. re~hte, lb linke Seite der normalen Verwerfung, He und d oberer nnd unterer Teil der Yertikah·erBchie·

bung, III Horizonta.lverschiebung.

nicht, die Verbiegung einer Schicht oder einer anderen Linie des Ausgangsstadiums zu verfolgen, wie es etwa auch in einem geo­logischen Profil ursprünglich horizontal gelagerter Schichten möglich wäre. Sondern es muß Punkt für Punkt verfolgt werden, da ja die Linien nicht nur die Form, sondern auch die Länge ändern und ihre Punkte einander näher und ferner rücken.

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362 I. A\lf~ätze und Mitteilungen

Aus der Anordnung und Verteilung der Verformungsgrößen ergibt sich das Struktur- und das Bewegungsbild eindeutig und in bekannter Weise. Die Hauptverschiebungen liegen in einer linken, die Neben­verschiebungen in einer rechten Diagonale der Ellipsen ,I').

Sie umschließen die kleine Ellipsenachse mit ihrem spitzen Winkel symmetrisch umI fallen also in die heiden ~~benen der größten Schub­spannung. Sämtliche Verschiebungen erfolgen in der, für die einmal eingeschlagene Verlängerung der Ellipsen günstigen Richtung. Die

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Abb. D. Riehtung n.Stärke der Dehnungen Abb. 10. l1ichtung und Stärke (ler Ver in Venmch n (Abb. ,J., Stadium lO). Die formung in Versuch JII (Abb. f)). dicken kurzen Striche geben Jie Lage und relative Länge tIerlangenEllipsenacbsen an.

Ungleichwertigkeit der beiden Systeme ergiebt sich aUI:l der un­symmetrischen Lage Jer Ellipsen zur Bewegungsrichtung. Bevorzugt werden in ebenfalls bekannter Weise diejenigen Bewegungen, die der Gesamtbewegung naheliegen und diejenigen Flächen, auf denen sich solche abspielen können. Demgegenüber muß es wunder­nehmen, daß Iluer zur Hauptbewegung gerichtete Verschiebungen überhaupt zur Entwicklung kommen. Doch werden auch diese bei Betrachtung der wahren Bewegung verständlich (siehe unten).

Das Auftreten von zwei gepaarten Systemen am Überrand der Hochscholle von Versuch 11 erklärt sich aus dem Auftreten von flach gegen die tiefere Scholle absteigenden Dehnungen in diesem Bereich.

') "Links" und "rechts" mit Bezug auf die Bildlage und den Drebsinn des' Uhrzeigers vor und hinter der kleinen Ellipsenachse.

364 1. Aufsätze un,! Mitteilungen

Auf solche Wei~e entliltehen Abbildungen, wie 11 a-e, in welchen sowohl das Vorrücken einer Schicht, die gewissermaßen als Bewegungs­front erscheint, wie die Bahnen ihrer Punkte verzeichnet sind. Wenn man diese Bilder miteinander vt:'rgleicht, so ergeben sich wesentliche Unterschiede. Die Horizontalverschiebung (Abb. 11 e) erweist sich als die einfachste: die Bewegung~hahnen sind parallel und nahezu gerad­linig. Im Bereiche der Vertikal verschiebung (11 c, d) gilt dies nur von den äußeren 'feilen der sinkenden Scholle. In der Grenzzone und auf der stehenden Nachbarscholle sind starke Bahnkrümmungen wahr­nehmbar, die ihre kon .... exe Seite nach der Tiefscholle kehren. Und zwar fließt im oberen 'feil das Material schräg ab, im unteren wird es gegen die unnachgiebige Unterlage geführt und zusammengedrückt.

In dem, nach dem Versuch von IV, Abb. 9a-c, noch einmal aufgenommenen Bewegungsbild einer normalen Verwerfung 11 a und b ist, ihrer Bildungsweise entsprechend, die horizontale Komponente am

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Abb, 12. Bewegungen einer Schub· fläche in Abb. 4 und eines Punktes a mit und längs derselben. a wird zerlegt in d l über und d~ unter der

Schubtläcbe.

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.'lbb. lil. Schematisch vergrößerter Aus­schnitt aUB Abb. 12, zeigt die Abwärts­bewegung der tlchubfiäche ö - t! und die Bewel'\'ungen angrenzender Massen­teile relativ zu ihr und zum Betrachter.

·größten. Sie überwiegt in den distalen Schollen teilen sogar über die vertikale; breite Massen fließen hier nahezu rein seitwärts. 1m ~inkenden Teil dagegen resultiert eine mittlere, unter etwa 45° berg­abgehende Massenwanderung, welche nach dem Aufreißen einer Hauptgleitbahn von dieser geleitet wird (11 b).

Diese Bewegungsbilder sind also aus der Anordnung der Versuche, der Lage der bewegenden Unterlage, sowie aus der ungleichen Stellung der Versuchsmasse zwischen dieser und der Schwerkraftsrichtung ver­ständlich.

Aus den Bewegungsbildern ergeben sich andererseits die Defor~

mationsbilder, wenn wir in jenen diejenigen linearen Richtungen aufsuchen, längs welchen benachbarte Punkte am weitesten auseinander bezw. am nächsten aneinander rücken. Wir erhalten dann die langen und die kurzen Ellipsenacbsen.

Aus den Deformationsbildern wiederum ergeben sicb die Strukturen und damit schließt sich der Kreis der Untersuchung.

Aber unsere Bewegungsbilder lehren noch etwas mehr. Sie lehren uns, im tektonischen Strukturbild scheinbare und wahre

121

122

H. CLOOS - Zur experimentellen Tektonik. V. 365

Bewegungen zu unterscheiden und jene örtlichen, die wir allein sehen, auf diese allgemeinen, die wir selten oder niemals zu Gesicht bekommen. zurückzubeziehen. Diese wichtige Möglichkeit sei an drei Beispielen erläutert.

Im Strukturbild sind uns flache Aufschiebungen begegnet, die von der sinkenden seitwärts gegen die stehende oder steigende Scholle gerichtet Hind und insofern paradox erscheinen. Die Analyse der wahren Bewe~ung zeigt davon nichts. Sie lehrt vielmehr, daß nur Bahnen zurückgeJegt werden, die gen au oder nahezu mit der Haupt­bewegungshahn zusammenfallen. Jene seitlichen Aufschiebungen sind also scheinbare Bewegungen und kommen dadurch zustande, daß zwei Punkte zu beiden Seiten einer rotierenden Schubfläche nicht genau parallel vorrücken, sondern unter einem kaum meßbar spitzen \-Vinkel auseinandergehen. Abb.12 und 13 zeigt diesen Vorgang und seinen Zusammenhang mit einer leichten Drehung der trennenden Schubfläche anschaulich.

."'-hnHch erging es in Abb. 14 zwei Punkten links und rechts von einer Hauptschubftäche. Der eine rückte etwas langsamer vor als der andere und dadurch kamen sie längs der steilen, sie trennenden Fläche leicht übereinander zu liegen. Von einer "Aufschiebung" , wie der Tektoniker im Aufschluß sagen würde, d. h. von Aufwärts·

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Abb. l-l-. Zerlegung und \'erschie­hung eines Massenpunktes 3 rni t der SchuLfläche (links) und relativ zu

ihr (rechts).

bewegung entgegen der Schwere und durch schräg gegen die Schub­fläche gerichtete Kräfte ist also auch hier keine Rede.

In besonders auffallender Weise gehen scheinbare und wahre Be­wegungen im Falle der "antithetischen" Verwerfungen auseinander. An Versuch I (IV, S. 745, Abb. 9 a-c) ließ sich dies in kleinem Maßstabe zeigen. Es gilt in gleicher Weise für die größeren Ver­hältnisse von Versuch II; Abb.7 und Abb, 8 des vorliegenden Auf­satzes zeigen Relativbewegungen, die unter gleichen tektonischen Be­dingungen um nahezu 90° auseinandergehen. Die synthetischen (Abb. 7) scheinen fast senkrecht nach oben bezw. nach unten ge­richtet, die antithetischen (Abb, 7 rechts und Abb. 8) ziehen flach seitwärts, z. T. wagerecht. Die Analyse der wahren Bewegungen zeigt von diesem Gegensatz nichts. An beiden Stellen (Abb. 11 c oben links) fließt die Masse vielmehr schräg, nach unten ~teiler, abwärts. Die wirkliche Bewegung weicht also von den beiden scheinbaren ungefähr gleich viel ab.

H. BItEDIlIN - Die Milchquarzgänge des Rheinischen Schiefergebirges 367

tektonischer Strukturen in ähnlicher Weise damit zu rechnen, daß ihre Bewegungen relativ sind und aus einer größeren Ürts- und Raum­veränderung der Gesamtmasse verstanden werden müssen.

Im übrigen aber können Versuche wie die hier dargestellten dem großen Naturvorgang gegenüber nicht zeigen, was ist, sondern waR

sein kann. Hie sehen überdies von vielen Einzelbedingungen ab und stellen insofern ideale Möglichkeiten dar.

Nachwort. Von verschiedenen Seiten wurde ieh in letzter Zeit llarauf hingewiesen,

daß es zum Verständnis meiner Versuche notwendig sei, ihren engeren I/er gleich mit natürlichen Strukturen nicht dem Leser allein w überla>!sen. In einem Falle wurden meine Versuche Aogar geradezu al~ wenig naturähnli{'h bezeichnet. Ich möchte jenem Rate an anderer Stelle bald folgen. Hier sei nur kurz vorallsbemerkt: Es ist sehr hezeichnend, daß meine Versuche mit Zustimmung gerade von denjenigen Fachgenossen aufg-enoUlmen werden, \velche ihre Vorstellnngen vun tektonischen ,strukturen nieht aus Kartierun~, t<ondern ans der zeichnerischen und metrischen Untenmehnng von ~teinbrnch-, (i-ruhenaufschlüH~en und Bohrprotilen gewonnen haben, .1e besser und feiner eine geologische Struktur bekannt ist, desto vollständiger stimlllt "ie nach meinen Erfahrungen mit dem saehgemiiß ausgeführten Experiment iiberein, welches tier Natur nicht nur durch die Siehtbarkeit seiner Entwicklung, sondern allch durch die Vollkommenheit seiner Anfsehllisse überlegen ist. Im übrigen aber bleibt die :-:!chlnßbemel'kung diel'es Anfsatzes in Geltung.

366 L Auft:lätzl;l und Mitteilungen

Zusammenfassung.

Ich fasse zusammen und bediene mich dabei der geologischen Ausdruckswei.se.

Der Versuchsstoff verharrt bei äußerer Beanspruchung nur kurze Zeit im plastischen Zustand. Seine Bruchgrenze ist unabhängig von der Viskorütät und wird frühestens bei einer Dehnung von 1 auf 1,06 (für Zug), von 1 auf 1.1~ (für 8chubl und bei entsprechenden Ver­kürzungen erreicht. Dagegen .schwankt die Druckfestigkeit mit der Viskosität und beträgt in unseren Versuchen zwischen 32 und 12 griqcm. Sie ist also der Größenordnung nach 50000 bis 200000 lllal kleiner als die Druckfestigkeit der verbreitetsten (j-esteine,

Die Risse, die in Gesteimnvürfeln bei der Prüfung auf Druck· festigkeit aufreißen, sind Zug- unll Schubrisse. Jene verlaufen in der Druckrichtung, diese diagonal dazu. 1m Tonversuch lassen sie sich durch Benetzung der überHäche trennen und mit Sicherheit unter­:-icheiden.

Eine künstlich herbei~eführte Vertikal versch ie bung lieferte eine t1exurähnliche Schichtenabbiegung und zwei Systeme von Verschiebnngs­t-1ächen. Ein Hauptsystem fiel steil gegen und unter die höhere Scholle ein und führte zur Ausbildung einer synthetischen, leicht überkippten Treppe aus ungleich hohen Stufen. (Steile .,Aufschiebungen" oder ., Wechsel".) Ein Nebemsystem lieferte horizontale Verechiebungen oder flache "Aufschiebungen" von der Tief- zur Hochscholle, Zug· spalten fallen schräg gegen und unter die Hochscholle ein und sind übereinander gestaffelt. I n der Hochscholle bildeten sich nahe der Obertiäche einige kleine, zweiseiti~ einfallende Verwerfungen von syn· thetischem oder antithetischem Charakter. Von diesen abgesehen, kamen normale, von der Hoch- zur Tiefscholle geneigte Verwerfungen nicht vor. Dies Fehlen t:iowohl wie die Stellung aller übrigen Elemente unterscheidet die Yertikalverschiebung auf den ersten Blick von der normalen, unter seitlichem Raumgewinn erzeugten Ver· werfung (IV, Abb. 15-12).

Das Grundrißbild einer Horizontalverschiebung gleicht der Seitenansicht des Vertikalversuchs. Die Hauptverschiebung löst sich in einem gestaffelten System von gleichsinnigen Teilverschiebungen auf, Nebenverschiebungen treten zurück,

Die örtlich meßharen Verschiebungen dürfen nach Sinn und Be­trag nicht als reelle, sondern nur als scheinbare Verschiebungen auf­gefaßt werden. Sie sind relativ, in dem Sinne, daß die ver­schobenen Teile mitAarnt der sie trennenden Fläche und mitsamt der ganzen Masse der sie angehören, bewegt sind. Die kleinen Verschiebungen am Ort sind Teile größerer Bewegüngen vom Ort und nach Art, Richtung und Sinn erst und ausschließlich aus diesen verständlich. Es dürfte sich empfehlen, angesichts vieler

C. W. Correns

Fluid inclusions with gas bubbles as geothermometers Geol Rundsch 42:19-34

Translation received: 6 January 2000 © Springer-Verlag 2002

Abstract Two types of fluid inclusions can be distin­guished. The first is based on the assumption of Sorby (1858) that a homogeneous phase, such as water, salt so­lution, or CO2, is entrapped, meaning that the bubbles re­sult from the gas of the enclosed fluid. The second type includes foreign gas entrapped with the fluid. "Sorby"­type inclusions can be used as thermometers if either the formation pressure is known, or the pressure impact has been shown to be unimportant. It is only possible to ne­glect pressure in cases where the degree of filling is high enough that bubbles vanish at low temperatures. If, dur­ing entrapment, the fluid inc1uded dissolved foreign gas that was released during cooling, it is even more danger­ous to equate filling with formation temperatures. Com­pared with Sorby-type inc1usions, even less information is available about the expected large-pressure impact. If foreign gas was entrapped as bubbles, the filling temper­ature may significantly deviate from the formation tem­perature and may even increase at first during heating. Such non-Sorby-type inclusions can be identified by measuring the degree of filling and comparing the relat­ed filling temperature with that of water and CO2, re­spectively, at a similar degree of filling. The question of the composition of the inclusions is important not only for determining temperatures, but also for solving ques­tions about the formation and alteration of rocks. Atten­tion is drawn to the method of Brewster (1826), who de­termined the refractive index by using the total reflec­tion. All these remarks are valid for both primary and secondary inclusions. The decrepitation method is not an appropriate means to distinguish primary from secondary

Lecture at the annual meeting of Geologische Vereinigung held in Mainz, 1953

Translated by Gernold Zulauf

G. Zulauf (~) Institut für Geologie und Mineralogie, Universität Erlangen-Nürnberg, Schloßgarten 5, 91054 Erlangen, Germany e-mail: zulauf@geol.uni-erlangen.de

inclusions. Further, it is not suited to determine the type of inclusion, or the degree of filling. Fluid inclusions with gas bubbles have been used as geo­thermometers for several years. Thus, it is necessary to test this method in some detail. Different opinions about this "geothermometer" have resulted from evaluations on fluid inclusions carried out several times during the last 100 years. In the present paper, current and new studies will be evaluated and a few new observations and in­structions are presented.

The discovery of fluid inclusions in crystals is relative­Iy old. The ni ne epigrams of Claudian, a contemporary of the holy Augustin, gave the earliest observations of fluid inclusions. Claudian summarized as follows: De crystallo, cui aqua inerat [On the rock crystal that includes water] (1824). Modem scientific studies of fluid inclusions began during the early 19th century. The famous English chem­ist, Sir Humphrey Davy, investigated the chemical compo­sition of such inclusions in 1822. Sir David Brewster is known from the history of crystal optics. From 1823 on­wards, he described inclusions with bubbles from several minerals including those with two different mobile fluids (Brewster 1823; Fig. 1). In 1858, H.C. Sorby explained the use of fluid inclusions as thermometers and provided a highly sophisticated and critical evaluation that is still worth reading. Sorby (1858) started from the principle that a homogeneous fluid, e.g. water or a diluted salt solu­tion, had been entrapped in the crystal. As the system cools, the water will shrink yielding a vapor bubble. Dur­ing reheating of the inclusion, the bubble will disappear at the entrapment temperature. Taking into account the rela­tion between the volume of the gas bubble and the bulk volume of the inclusion, as well as the expansion coeffi­cient of water, Sorby (1858) calculated the temperature at which the vapor bubble should vanish. To conveniently determine the exact entrapment temperature, particularly of fluid inc1usions with irregular shapes, a heating stage should be used that is fixed at the microscope.

Sorby's paper was very stimulating. Nine years later, Vogel sang noticed that, in his textbook, Philosophie der Geologie, "Für die Bildungsweise der einzelnen

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Fig. 1 Inclusion with two fluids. The less and more expanding fluid is shaded and stippled, respectively. Gas is depicted without a pattern. (after Brewster 1826)

kristallinischen Bestandteile sind ohne Zweifel die darin enthaltenen Einschlüsse von ganz besonderer Wichtig­keit, und seit den geistreichen Schlußfolgerungen Sorby's haben sie eigentlich bisher den Hauptgegenstand der mikroskopischen Gesteinsstudien gebildet."

However, contradiction occurred after. Reasonab1e objections could be found in the textbook, Lehrbuch der Petrographie, of Zirkel (1893). He devoted 15 pages to questions on fluid inclusions, and rejected the method. Subsequently, only a few papers on inclusions occurred, like that of Specia about inclusions in anhydrite and cal­cite, followed by the theoretical work of Scharizer (1920), Nacken (1921), and Holden (1924). The latter papers were stimulated by the work of Johnsen (1919). However, new observations on fluid inclusions were largely lacking at this time. In 1924, Wülfing devoted 20 pages to fluid inclusions in Rosenbusch-Wülfing (1921). In 1930, the literature on fluid inclusions was reviewed by Seifert (1930). The use of fluid inclusions has only been revived over the last few years, particularly through the decrepitation method of Scott (1948). Recent critical expositions have come, for example, from Ingerson (1947), Bailey (1949), Kennedy (1950; with a discussion by Smith), and Stephenson (1952).

First, we will explore the theory that inclusions with homogeneous fluids are free from gas, i.e., pure water or a diluted solution of salt, as has been suggested by Sorby. We further assurne that the "Sorby" inclusions were formed as primary inclusions that were stable after entrapment. In the second part, the inclusions will be considered that do not reflect the above conditions. These inclusions are probably frequent in nature.

First of all, we will consider a hollow space filled with water at T greater than room temperature. The water shrinks when it cools. At room temperature, the hollow space is filled with water and a bubble consisting of H20 vapor. The dimension of the bubble depends on the filling temperature. So far, all seems to be quite easy. However, Sorby al ready considered the role of pressure to be im­portant. We are only able to determine the temperature at which the bubble will disappear. The pressure, on the oth­er hand, is not known. It seems necessary to calculate, or at least estimate, this filling pressure. Moreover, we have to consider the critical temperature of water at T=374 oe, above which the conditions are still more complicated. Thus, the dependence of water volume (vol) from tem­perature, T, and pressure, P, is required. Figure 2 shows a scheme of a P-T -vol diagram of water. In the center of

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Fig. 2 Block diagram showing the pressure-temperature-volume diagram of water as solid fines in the center of the cube. Projec· tions to the side planes are depicted with dashed fines

the cube it is depicted with solid lines. The projection on­to the P-vol, T -vol, and P-T plane is shown with dashed lines at the front, upper, and right-hand side, respectively. As numerical data are difficult to read in such types of 3-D graphs, we will use the following projections.

Figure 3 shows the projection onto the T -vol plane in­cluding the isobars. The specific volume, i.e., the volume per gram, is indicated along the abscissa. As the specific gravity of water is I at 4 oe, the quotient of 1/specific volume yields the volume of aqueous fluid in 1 cm3. This is the "degree of filling" or the liquid-vapor ratio, respec­tively. The degree of filling at 20 oe is not very different from that at 4 oe. Given a hollow space, two-thirds of which is filled with water and one-third with vapor, dur­ing heating the water will expand until the two-phase line at ca. 320 oe is reached at apressure of ca. 120 Atm. At this "filling temperature" the hollow space is filied. Fur­ther heating will1ead to further pressure increases as indi­cated by the isobars in Fig. 3. On the other hand, an in­clusion can be entrapped at high pressure and tempera­ture. This inclusion is filled until the two-phase line is reached during cooling. If the water pressure exceeds the strength of the inclusion wall because of further heating, the boiler will burst. The decrepitation method is based on this feature. Decrepitation of an inclusion at a certain filIing temperature is largely dependent on the strength of the wall. The strength of the wall is probably not the same for all inclusions, even if the mineral has been crushed. It is further dependent on further conditions such as the lattice defects of the crystal. The strength of the wall has nothing to do with the entrapment pressure. Sec­ondly, the decrepitation of the inclusion will depend on if the pressure-increase during heating is fast or siow. This has been particularly emphasized by Kennedy (1950). It is apparent from Fig. 3 that, in the left area, which shows a high degree of filling, the increase in pressure is fast, whereas in the right of the figure it is slower. This is more obvious from the P-T diagram of water (Fig. 4). To better

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Fig. 3 Temperature-volume diagram of water

understand this diagram, it should be noticed that the two-phase plane (liquid + vapor) occurs as a line. The higher the difference in pressure increase along the two­phase line from that of the isochore, the higher the proba­bility that the inclusion will decrepitate at the filling tem­perature. The smoother the transition, the high er the de­pendence from the strength of the wall of the inclusion; thus, the determination of the filling temperature will be less reliable. We consider an inclusion that is filled two­thirds with water (specific volume =l.5) at room temper­ature. If this inclusion is heated, it will be filled at a pres­sure and temperature where the 1.5 isochore branches off and turns upwards from the two-phase line. The pressure increase because of further heating is remarkable in this case. At a low degree of filling(low water-vapor ratio), on the right-hand-side of the figure, the pressure increase slows down. In cases where the inclusions are filled one­fifth of water (specific volume =5), the pressure increase is less than that along the two-phase line. The critical point of water at 374°C corresponds to a degree of filling of one-third. Inclusions with a higher degree of filling contain water at the filling temperature, whereas those with a lower degree of filling contain gas. This is the rea­son for the large difference in temperature with pressure. By measuring or estimating the degree of filling it is pos­sible to determine the particular field. Thus, there is a fundamental problem to precisely ascertain the filling temperature using the decrepitation method. It should be emphasized that this problem is not related to the difficul­ties arising from the Sorby method, i.e., that the pressure during entrapment of the inclusion is not identical with the pressure related to the filling temperature. The differ­ences in temperatures at different formation pressures can

125

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be taken from Fig. 4. In our example of an inclusion, filled two-thirds with water (specific volume =l.5), the inclusion will be filled at 120 atm and 320 oe. A forma­tion pressure of 400 and 800 atm would correspond to a formation temperature of 350 and 390°C, respectively. It is obvious that, in this case, the error is larger the lower the degree of filling. Kennedy (1950), for example, gives a diagram that shows the change in filling temperature with pressure. As has already carried out by Sorby, it is possible to estimate the formation pressure by taking into account the column of rocks resting above. Johnsen (1920) and Nacken (1921) added the geotherm to the dia­grams. Smith (1953) has recently depicted different types of "Geothermobaren". However, such estimates imply a large uncertainty.

If the bubbles disappear close to, or above the critical temperature, these inclusions cannot be used to determine the formation temperature. In such cases, the isochores are too close together, resulting in apressure estimate that is not reliable. Compared with the impact of the pressure and the uncertainty close to the critical point of water, other sources of error, e.g., the expansion of the surrounding crystal because of heating, are not very important, at least in cases of primary and consistent aqueous inclusions. If a homogeneous salt solution is enclosed instead of water, the conditions will not markedly change until T=100 oe. The critical temperature of water is higher if KCl and NaCI are dissolved (diagram in D'ans-Lax 1943, p. 827). No measurements are available for the region in between. Such measurements should be carried out to constrain the impact of dissolved salt on the filling temperature.

There are further types of inclusions, such as those with CO2• Simmler (1858) was the first who supposed fluid CO2 to be involved when regarding the description of Brewster. Also, in this case we assume pure CO2 to be present without any additive. As the critical point of CO2 has been fixed at 31°C, the bubbles should disappear at this temperature. Thus, the determination of the forma­tion temperature of CO2-bearing fluids is more difficult compared with aqueous fluids. This is also obvious from the P-T diagram (Fig. 5) where the degrees of filling are depicted for 0 oe. The application of the decrepitation method is less successful in cases of CO2-bearing inclu-

126

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Fig. 5 P-T diagram of carbonic acid

sions. Estimates on the impact of pressure at filling tem­peratures of more than 20 oe are possible if the degree of filling has been measured or estimated by direct observa­tions. This is necessary to distinguish the area left or right of the two-phase line. Inc1usions with fluid e02 oc­cur in halite (Knistersalz) of the Werra potassium salt district, e.g., in the Sachsen-Weimar mine. At room tem­perature, they are filled with a fluid of low refraction in­dex (n= 1.1 9). At lower temperatures, agas bubble wiII appear. The observed filling temperature is 11 oe. The inclusions suffer apressure of ca. 46 atm (Fig. 5). If the crystal is dissolving in water, this pressure becomes ap­parent by the fact that the crystal will move rapidly.

As yet, we have assumed homogeneous fluids to be en­trapped during crystal growth that consists either of pure water, water with minor amount of dissolved salt, or fluid eo2. Therefore, the gas bubb1es consist of water vapor or, in the case of fluid eo2, of e02 gas. We have to test these requirements starting with the question of if foreign gas from the crystal can be involved together with the fluid. Two cases have to be distinguished. (1) Foreign gas and fluid, e.g., water, can be enc10sed within a homogeneous solution. Subsequently a bubble of the foreign gas can de­velop during cooling. (2) Agas bubble is enc10sed togeth­er with the solution. In both cases it is important to note that the solubility of gas in a fluid decreases with increas­ing temperature, but increases with increasing pressure. Thus, it is perfectly possible that, at first, the volume of the gas bubble increases because of heating. This feature must not be related to leakage of the inc1usion and associ­ated fluid escape, as has been assumed by Ingerson (1947). In cases of a leakage, the gas should escape at first. Unfortunately, only a few details exist concerning this problem. eoncerning the solubility of e02 in H20, only values have been found that are below 100 oe. More­over, the values ofD'ans-Lax and ofWiebe-Gaddy (1939) are not compatible. Therefore, I do without a diagram to present the data. One example is as follows (all data after Wiebe-Gaddy). At T=lOO oe and P=200 atm, 25.7 cm3 e02 is dissolved in 1 kg water, whereas at 18 oe

and 25 atm, only 19.51 cm3 e02 is dissolved. We are dealing with agas bubble resulting from a homogenous solution because of cooling. This solution, however, does not obey the laws derived for pure water or for dilute salt solutions.

One objection could be that the above-mentioned pressure drops do not occur because the system is en­cIosed within a tight container, the waUs of which are virtually rigid and impermeable. However, during cool­ing of pure water, a large drop in pressure can occur as depicted in Figs. 3 and 4. The hypothetical inc1usion, mentioned above, could have been developed, for exam­pIe, at T=125 oe and P=500 atm. If pure water is en­cIosed at T=lOO oe, the inclusion would suffer a pres­sure of 25 atm. In cases of e02-bearing inc1usions, the numbers are somewhat different, but are similar accord­ing to size. However, compared with pure water, the fill­ing temperature determined could deviate even more from the formation temperature because of the increased pressure impact. Thus, if all inc1usions, or inc1usions of a growth zone of a fluorite crystal (Twenhofel 1947) fiU simultaneously, it is not justified to speak about "Sorby" inc1usions. Inc1usions with dissolved gas are also possi­ble. The only quantitative data on e02 content of aque­ous inc1usions, known by myself, are from Königsberger and Müller (1906). They found 40-50 cm3 e02 related to 1 g H20. The c10sing temperature ranged from 200 to 230 oe. At 250 oe, the inc1usions decrepitated. Accord­ing to the available data, 40 cm3 e02 is dissolved in 1 g H20. Thus, it is possible that 40-50 cm3 e02 is en­cIosed at high press ures at T>220 oe. Moreover, because of water cooling to room temperature, the pressure in­crease was strong enough to produce agas bubble (Fig. 4, left area). This view is supported by the fact that the inc1usions decrepitated at T=250 oe. At this tempera­ture, the fluids were affected by a strong pressure in­crease because of the increase in temperature.

Higher amounts of e02 may occur within incIusions that contain two different fluids. Solubility or miscibility of e02 in water is possible only to a relatively low de­gree. General considerations on such systems have been described by Nacken (1921). However, experimental da­ta, which would apply to such types of inclusions, are lacking. In such a system one could overlook the condi­tions under which homogeneous gas solutions and inho­mogeneous mixtures of gas and solutions are entrapped. The inc1usion of gas bubbles besides the solution is probably possible in nature. It should also be possible to simulate it experimentaUy. In cases of cultivated crystals, e.g., sodium chlorate, fluid inclusions with air bubbles are frequent. The filling temperature of the inc1usions (formed at 20°C) is a function of the size of the en­c10sed air bubble and ranges from 55 to 135 oe. I men­tioned this topic in 1950 (eorrens 1950) during the meet­ing of the "Deutsche Mineralogische GeseIIschaft" in Göttingen. Solutions are frequently supersaturated with dissolved gas, in the case of Nael03 with air. The face of a growing crystal may act as a germ and supersaturation will disappear. It is difficult to produce solutions that are

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Fig. 6 T~vol diagram of water for the relation bubble vol­umeIbulk volume in percent (up to 35%)

free from gas. Inclusions of such solutions do not show bubbles at the formation temperature.

How is it possible to distinguish between inclusions of foreign gas and those that have developed according to Sorby's view? Incorporated gases are particularly pos­sible where bubbles disappear at different temperatures in one and the same crystal. A reliable, distinctive factor considered so far is characterized as folIows. Inclusions with salt solutions or with pure water can be used to cal­culate the filling temperature from the volume of both the entire inclusion and the bubble. Inclusions with for­eign gas, on the other hand, obey other laws that have not been derived as yet. The calculation can be avoided by using the diagram of Fig. 6. The volume of the bubble is depicted along the abscissa as percent of the entire volume of the inclusion. The theoretical closing tempera­ture is shown on the ordinate. Such a diagram can be produced at any extension, taking into account the spe­cific volume of water (e.g., D'ans-Lax 1943, p. 1064). At temperatures below 100°C, the closing line, which is analogous to the two-phase li ne of Fig. 3, is not much different for salt solutions. Thus, wherever possible, one should determine the volume of both the bubble and the entire inclusion besides the temperature at which the bubble disappears. By such observations Sorby inclu­sions can be distinguished from other inclusions.

One could guess that the shape of the inclusions yields information about their origin. It seems likely that irregularly shaped or circular inclusions reflect gas bub­bles, whereas regularly shaped inclusions, which virtual­ly can be treated as negative crystals, result from homo­geneous fluids. Unfortunately this assumption is not cor­rect. The inclusions of gas bubbles in NaCI03 show both very regular and irregular shapes.

According to our knowledge, it is highly probable that the origin of hydrothermal, pneumatolytic, and many magmatic formations are markedly controlled by gas phases. We should expect that gas is involved either in so­lution or as a bubble; Sorby inclusions occur less frequent. Information about the content of the inclusion can be ob­tained by comparing the filling temperature with the bub-

127

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Fig.7 Drawing of Brewster (1826) to explain how the refractive index can be determined by using the total reflection

ble volume. Although, even in recent times, inclusions are frequently applied as geothermometers, such types of ob­servations are largely lacking. What about the assumption that water, salt solution, and CO2 are the only filling mate­rials? Since Davy (1822), water and salt have been detect­ed, analogous to the observations by Sorby. Vogelsang and Geisler (1869) determined CO2 besides Hp by using spectroscopy. In view of the means available at that time, this was not completely possible. Pfaff (1871) detected water and NaCI chemically by using a self-made appara­tus. In smoky quartz from Brancheville, Connecticut, Wright (1881) detected 98.33 CO2, l.67 N, and traces of H2S, S02' NH3, and F; Cl was questionable. As has been mentioned above, Königsberger and Müller (1906) carried out a quantitative analysis of inclusions of quartz from Bächistock (at the southeastern margin of the Aare mass­if). Apart from Cl, S04' and locked carbonic acid, they found 9.5 wt% free CO2. The cations were Na, K, Li, and Ca. Newhouse (1932) presented a review paper of the old­er literature and on the significant investigations carried out by hirnself. It is important to note that the investigated ores, galena, and sphalerite, contain only Na and Cl, whereas K, S04' and H2S are lacking. Moreover, he was not able to detect locked carbonic acid. There was no pos­sibility to prove the presence of free carbonic acid. Faber (1941) published results of extended studies on fluids in volcanic rocks. However, the content of CO2 and C03 was not addressed. Based on these few incomplete investiga­tions, we can estimate the salt content in aqueous solution to be 10--15%. The large uncertainty of such an estimate is obvious by the fact that small cubic crystals may be pres­ent within the inclusions. Even these inclusions have been applied as thermometers. Given that cubic crystals consist of NaCI, and the saturated solution of NaCI in water was entrapped, Lindgren and Whitehead (1914) calculated a formation temperature of more than 500 oe. This, of course, is a minimum temperature because the solution had not been saturated. It was shown by Bowen (1928) that the formation temperature could drop to 210°C if the enclosed cubes consisted of KCI instead of NaCl. In cases where the composition of the solutions and crystals can be

128

determined with low uncertainty, it is possible to calculate only a minimum temperature because the composition of the original solution - if saturated or to what degree it is subsaturated - is not known exactly. Moreover, the pres­sure at the formation site should also be considered. If the formation temperature of such enriched solutions has to be determined by observing the moment when the bubble disappears, the volume change because of crystallization and dissolution, as far as is known, must be considered.

Apart from aqueous solutions, hydrocarbon has also been found in inclusions of quartz (Reese 1898; Bastin 1931) and fluorite (Grogan and Shrode 1952). Also, fluid COz has not been unchallenged. von Nordenskjöld (1886), for example, assumed the fluids in Brazilian topaz to con­sist of hydrocarbon. Brewster considered such possibili­ties as weIl. Brewster, in 1826, suggested a relatively sim­ple tool for determining the composition of fluids in inclu­sions. The refraction index can be determined by means of total reflection, given that a plane boundary of the inclu­sion is available (Fig. 7). It is surprising that this likely method was only rediscovered recently by Stegmüller (1952) after a time span of 126 years, although Zirkel, for example, had addressed this method in his textbook and the refraction indices of Brewster are listed in Rosen­busch-Wülfing. Even more amazing are the results of Brewster. When studying inclusions that contained two fluids, he found that the more dense of the two had a re­fractive index bclow that of water, i.e., 1.2946. The less dense fluid had a refractive index of 1.2106 in topaz and 1.1311 in a Siberian amethyst. In fluorite of Weardale, Stegmüller (1952) determined n= 1.350 1, which obviously reflects a salt solution. Within another type, he found n=1.049, which is typical for agas. When proving this method by applying it to NaCI03 crystals and leach brine, we found the universal stage to be appropriate for deter­mining the refractive index correct to three decimal plac­es. We are trying to investigate the inclusions with two fluids as weil. If inclusions are used to calculate the for­mation temperature, the composition of the inclusions should be determined. Altogether, it seems to be very im­portant to study the composition of the inclusions. Only in such cases where the composition of the inclusions is known, including the easily volatilized components, is it possible to draw conclusions about the formation condi­tions. Based on the few existing data, it seems premature to derive general rules concerning, for example, the igne­ous origin of granite as has been tried by Deicha (1952). Much more work needs to be done concerning this topie.

It needs to be further considered if the inclusions are a primary type, which developed during erystal growth, or of seeondary type, which invaded a pre-existing crystal. This question is important when using the inclusions as geothermometers and as geochemical indicators. More­over, it is possible that primary inclusions may have been subsequently altered. In his textbook mentioned above, Vogelsang (1867) supposed that inclusions had not been completely filled by secondary injection. Julien (1879) showed that fluid inclusions were restricted to fractures of fibrolite gneiss from New-Rochelle (New York). The

planes with inclusions were parallel to those planes along which the fibrolite needles are broken. Lämmlein (1929) focused on secondary fluid inclusions of minerals and considered the previous workers mentioned above as weil as further ones. He was also able to produce types of sec­ondary fluid inclusions that caused fractures in halite, saltpeter, and alum, and filled them with solution and wa­ter, where necessary, to seal the fractures. In these cases, visible fractures are not absolutely required.

How can we distinguish primary and secondary inclu­sions? Grogan and Shrode (1952) suggested the use of the term "subsequent" instead of "secondary". However, the term secondary is so common in the literature that new ter­minology would led to confusion. It is common sense that bands of inclusions that cut through several grains are of secondary origin. If inclusions are restricted to planes that cross each other, again a secondary origin is likely. Howev­er, this does not mean that inclusions of non-crossing planes are of a primary type. In this context one should eonsider the observations of von Engelhardt (1944). In a porphyry quartz of Stolberg, Harz, he measured the orien­tation of 131 bands of bubbles with respect to the c axis of the quartz. Although the planes slightly be nd from their orientation in relation to the c axis it is obvious that fluid entrapment occurred preferentially along the rhombohedral and prism planes. As the planes bend, they should result in fracturing. However, Engelhardt could demonstrate that mechanically induced fractures of the Stolberg quartz crys­tals were not restricted to the prism planes. Either the bub­ble bands reflect the anisotropy of high quartz, or the frac­tures developed during the change from high to low quartz, as has been proposed by Lämmlein (1929).

A lack of a preferred arrangement of the inclusions along a visible or assumed fracture is not a safe indication for the presence of primary inclusions. By using alum, G. Friedel (1926) could demonstrate that fluid inclusions may be entrapped in crystals of a bore hole that was flushed with water. Drescher-Kaden (1948) describes the formation of inclusions with bubbles caused by the im­pact of water on a halite crystal. These features may re­sult from very fine fissures. However, the inclusions could also invade the crystal along lattice defect bound­aries, particularly in cases of a coarse mosaic structure. Hollow spaces, on the other hand, can also develop by re­actions in intact crystals, as has been experimentally demonstrated by Mollwo (1941). The effect of bromine vapor on a crystal of potassium bromide has been studied. The crystal included some KN03 and KNOz. At 690°C, the following reaction oceurred: 2KNOz + Br = KBr + KN03 + NO. NO gas was present in cubic hollows with a pressure of some atmospheres. Along fractures or lattice defect boundaries, gas or fluid could either escape or could be added to existing inclusions. Literature on these topics has been provided by Kennedy (1950). He de­scribes the unpublished research of Grunig. It could be shown that the bubble volume of inclusions of fluorite was reduced after treating it with water under pressure.

It is important to distinguish primary and secondary inclusions because of the fallacy in determining the tem-

perature and chemical environment during mineral growth. Secondary inclusions further allow us to recon­struct parts of the his tory of a crystal. As has been shown by Tuttle (1949), the presence and attitude of secondary inclusions can also be used by structural geologists to answer questions in tectonics. Grübelin (1948) drew at­tention to the importance of inclusions to discern jewels, particularly artificial types.

The previous discussion has shown the uncertainties when using gas bubbles as geothermometers. If the bub­ble volume is small and the inclusion is of the Sorby type, quite safe results can be achieved by using optical methods. In this case, the application of the decrepitation method is not recommended. This method has the advan­tage that opaque minerals can be investigated as weIl. However, there is also a large disadvantage. In cases where only one type of fluid is present, the chemistry of the content of the inclusion could perhaps be determined analytically. However, the type of degree of fiIIing is not known, and it is not possible to distinguish primary from secondary inclusions, or even from solid inclusions that also may cause explosions.

Acknowledgements Thanks to Privatdozent Dr K. Jasmund for drawing Fig. 2 and for carrying out the calculations for Figs. 3, 4 and 5.

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FLOSSIGKEITSEIHSCHLOSSE MIT GASBLASEN AlS GEOLOGISCHE THERMOMETER

y"" eARL \V. CORRENS. Mint,.uojiJm-ptl,Ql'qhiJ<ht, l,mit'd Götlinjt>J

VOI'ITAI QoJo,isdN Vminipn" }_rr"""" 1913 in M.inz

Mill AlIbildNffjffl

In den letzten Jahren ist von verschiedenen Seiten die Methode an­gewendet worden, Flüssigkeitseinsmlüsse mit Gasblasen als geologische Thermometer zu verwenden. Da scheint es nützlich zu sein, diese Methode etwas eingehender nachzuprüfen. Salme N ampriifungen sind im Laufe der letzten 100 Jahre mehrfach vorgenommen worden, und das Urteil über den Wert dieses .. geologischen Thermometers" hat sehr geschwankt. Im folgenden sollen im Laufe einer kritismen Erörterung ältere und neuere Arbeiten besprochen und einige neue Beobachtungen und Hinweise mit­geteilt werden.

Die Naduid::tten über Flüssigkeitseinsmlüsse in Kristallen gehen sehr weit zurüde. Eine der ältesten sind wohl die 9 Epigramme des CL.o\.UDlAN, eines Zeitgenossen des heiügen Augustin, die er unter der überschrift:

19

CAlIL \V. CURRIONS - Flüssigkeitseinslhlüsse mit Gasblast'll u:'w.

1930 hllt SEIFERT uuf 10 Seiten die Literatur kritisch besprochen. Erst in den letzten Jahren ist die Besmäftigung mit diesen Dingen wieder leb­hafter geworden. inshesondere dunh die von SCOTT (1948) mitgeteilte "Decrepitations-Methode". Neuere kritische Ausfiihrun~en stammen z. B. von [NGERSON. BAlLEY. KtNNEDY (mit Disku5.!lion von SIIIITn), STEPHENSON.

Wir wunen :llInii.mst eimnill i.lnnehmen, daß wir Einsm.lü.~se vor uns haoon, auf die uie VoraussetzunK SoR8YS zutrifft, nämlich Einschlüsse, die aus ~iner homogenen gas freien Flüssigkeit, z. B. Wasser allein oder einer

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Abb. 2. Blodl:diagramm mit dem Drudt-Temperatur-Volumen-Diagramm des Wassers ausgezogen im Innem des Würfels. Punktiert Projektionen auf die

SoitenlIldJen

verdünnten Salzlösung, bestehen. Wir wollen ferner annehmen, daß diese .. Sorby" -Einschlüsse primär gebildet und nicht später verändert worden sind. Im 2. Teil soll auf die wahrsmeinlich nicht seltenen Einschlüsse hin­gewiesen werden, bei denen diese Voraussetzungen nicht zutreffen.

Wir betrachten also zunädlSt einen Hohlraum, der mit reinem Wasser bei einer Temperatur über Zimmertemperatur gefüllt ist. Das Wasser zieht sich beim Abkühlen zusammen, bei Zimmertemperatur haben wir Wasser und H.O-Gas in dem Hohlraum. Die Größe der Gasblase wird von der Höhe der Füllungstemperatur abhängen, und soweit smeint alles ganz einfam zu sein. Aber smon SORn· hat berücksichtigt, daß aum der Drude eine wimtige Rolle spielt. Wir können nur feststellen, bei welmer Tem­peratur die Libelle versdlwindet, aber nicht, bei welchem Druck die Flüs­sigkeit bei der Bildung eingescblossen. wurde. Man sollte also diesen FüIlungsdrudc. berechnen oder wenigstens absdlätzen können. Außerdem

21

MagmalislUus und Metallogenese

Oe crystnllo~ cui aquu illerat (Ober den Bergkristall, in dem Wasser war) zusammengefaßt hat. Die wi~sensd:taftlidte Erforschung im heutigen Sinne begann Anfang des 19. Jahrhunderts. 1822 studierte der berühmte eng­lisme Chemiker Sir HUMPHPEY DAVY die memisdle Zusammensetzung sol­cher Einsdllüsse, und von 1823 -an besduieb der alls der Geschichte der Kristalloptik bekannte Sir DAVIO BREWSTER in zahlreichen Mineralen Einsdllüsse mit Libellen, darunter aum solche mit zwei verschieden be­weglichen Flüssigkeiten (Abb. I). 1858 begründete dann H. C. SORRY in einer iiußerst sorgfältigen und kritischen, aum heute UOdl lesenswerten Studie die Vetwelldun~ der Einsmlüsse als Thermometer. Er ging von der Annahme aus. daß bei höherer Temperatur eine homogene Flüssig­keit, z. B. Wasser oder eine verdünnte Salzlösung, eingesdllossen wurde. Beim Abkühlen zieht sich die Flüssigkeit zusammen. es entsteht eine l;asblnse. Erwännt man den Einschluß, so schließt sim der Hohlraum bei der Füllungstemperatur. SORBY heredlDete aus dem Verhältnis des Volu-

Abh. 1. Einsc.iIlul3 mit 2 Flüssigkeiten. Schraffiert die weniger ausdehnullg:;­fähige Flüssigkeit, punktiert die leidlter ausdehnungsfähige, weiß das Gas. Aw

BREWSTER (1828)

mens der Gasblase zum Gesamtvolumen und aus dem Ausdehnungs­koeffizienten des Wassers, bei welmer Temperatur der Hohlraum geschlos­sen s~in würde. Bequemer und bei unregelmäßigen Hohlräumen viel ge­nauer kann man mit einem Heiztisch auf dem Mikroskop diese Tennpera­tur ermitteln.

SORSYS Aufsatz hat offenbar sehr anregend gewirkt, denn 9 Jahre später schreibt VOCEUANG in seiner .. Philosophie der Geologie: "Für die Bil­dungsweise der einzelnen kristallinischen Bestandteile sind ohne Zweifel die darin enthaltenen Einschlüsse von ganz besonderer Wichtigkeit, und seit den geistreichen Schlußfolgerungen SORBYS haben sie eigentlich bis­her den Hauptgegenstand der mikroskopischen Gesteinsstudien gebildet." Es regte sidl in der Folgezeit aber auch Widerspruch, und 1893 kann man tU dem "Lehrbuch der Petrographie" von ZIRKEL smon sehr wohIbegrün­dete Einwände lesen. ZIRIt:EL, der diesen Fragen 15 Seiten widmet, lehnt die Methode ab. Es folgen dann nur nom einzelne Arbeiten, wie z. B. die von SPECIA über Einschlüsse im Anhydrit und Kalzit, bis dann. angeregt durch einen Artikel von JOHNSEN (1919), die mehr theoretischen Arbeiten von SCHARlZER (1920), NACKEN (1921) und HOLDEN (1924) ersmienen. ohne daß sich eine größere Zahl von Beobamtungen angeschlossen hätte. 1924 widmet WÜLFINC in Rosenbusdl-Wül.6.ng dem Thema 20 Seiten und

20

Mngmutismus uno Metallogenese

müssen wir bedenken, daß bei 374') der kriti!ilche Punkt des Wassers er­reimt wird und dann die Verhältnisse nom komplizierter werden. Wir braumen ruso die Abhängigkeit des Volumens V des Wassers von Tem­peratur T und Drud: P. Abb.2 gibt ein Schema dieses P-T-V-Diagr:lmms des Wassers. Es ist im Innern des Würfels mit ausgezogenen Linien dar­gestellt. Die Projektion auf die P-V-Ebene ist punktiert auf der Vorder­seite, die auf die T-V-Ebene oben und die auf die P-T-Ehene rechts ein­gezeichnet. Da in der riiumlichen Darstellung Zahlenwerte schlech.t ab­gelesen werden können. benutzen wir im folgenden solme Projektionen.

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Ahh. 3. Temperatur-Volumen-Diagramm des Wassers

Abb. 3 zeigt die Projektion auf die T-V-Ebene mit eingezeidmeten Isobaren. Als Abszisse ist das spezifische Volumen angegeben, also das Volumen eines Gramms. Da das spezi.6sdte Gewicht des Wassers bei. 4° C 1 beträgt, gibt 1: spez. Vol. das Volumen flüssigen Wassers in 1 ecm an. den "FüHungsgrad". Der FüHungsgrad bei 20 0 C weicht nur sehr wenig von dem bei 4° ab. Wird ein Hohlraum, der zu 2/i mit \Vasser, zu 'I. mit \Vwerdampf gefüllt ist, erwärmt, so dehnt sich das Wasser aus, bis die Zweiphasenlinie bel etwa 320° erreicht ist, bei einem Drude im lnnern des Hohlraumes von etwa 120 Atm. Bei dieser .. Füllungstemperatur" ist der " Hohlraum geschlossen. Erwännt man weiter, so steigt der Drude:, wie die Isobaren angeben. Umgekehrt kann ein Einschluß bei einem hohen Druck und höherer Temperatur gebildet sein, beim AblcühIen wird er bis zur Zweiphasenlinie gefüllt bleiben. Obersteigt beim Erwärmen der Drude des Wassers die Festigkeit der Wände, so platzt der Kessel. Auf dieser Ersmeinung beruht die Decrepitationsmethode. Ob ein Einschluß bei der

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CAllL W. G)HR~:NS - Flüssi~keitseinsl'hlüsse mit Gasblasen usw.

Füllungstemperatur platzt, hängt erstens von der W.mdstärke ab. Diese wird auch IlHlh Zerkleinern des Minerals durro Pulvern nicht für alle Einschlüsse gleich sein. Die Festigkeit der Wund hiingt außerdem von den Eigenschaften. z. B. Baufehlern, des Kristalls ab, sie hat nicht<; mit dem ßildun!-,,"Sdrudc des Einschlusses zu tun. Zweitens wird das Phltzen davon abhängen, ob der Druckanstie~ heim weiteren Erwärmen rusch oder langsam erfulgt. Darauf hat hesonders KEN:-.lEOY hingewiesen. Bereits aus Abb.3 geht hervor, daß im linken Teil des Diagramms, also bei hohem Füllungsgrad, der Drudmnstieg ziemlich rasch erfolgt, im rechten lang~ samer. Noch deutlicher zeigt dies die Abh. 4, das P-T-Diagr:lffiffi des Was-

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:\hh.4. P-T-Diagmmm des Wassers

sers. Zu ihrem Verständnis sei noch darauf hingewiesen, daß die Ebene. in der die Zweiphasenlinie im Raum liegt, in dieser Projektion als Linie erscheint. Je stärker der Unterschied im Druckanstieg auf der Zweiphasen­linie von dem auf der Isomore ist, um so wahrscheinlicher wird es sein, daß der Einschluß bei der Füllungstemperatur platzt. Je flacher der über­gang ist, um so größer wird die Abhängigkeit von der Wandstärke, um so unsicherer also die Bestimmung der Füllungstemperatur. Betrachtet man also einen Einschluß mit dem Füllungsvolumen ~!a (spez. Val. 1,5) bei Zimmertemperatur und erwärmt ihn, so sd:tließt er siro bei dem Druck und der Temperatur, die der Abzweigung der Linie gleichen spezifischen Volumens, der Isochore 1,5, von der Zweiphasenlinie entspricht. Wie man sieht, ist in diesem Fall die Änderung im Drudeanstieg bei fortlaufendem Erwärmen noch merklim. Bei geringem Füllungsgrad, rechts davon, wird sie rasch geringer und z. B. bei Einschlüssen, die nur 1/.. (spez. Val. 5) gefüllt sind, steigt der Drude beim weiteren Erhitzen nicht mehr so stark an wie auf der Zweiphasenlinie. Der kritische Punkt des Wassers von 3740 entsprimt einem Füllungsgrad von 1/3 LibeIIen mit größerem Fül-

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CARL W. COIlJlJo;NS - Flüssigkcitseiusddüsse mit Casblasen usw.

hat hier noch weniger Aussicht auf Erfolg, und aum bei direkter Beoh­amtnng kann man bei Füllungstempccaturen über 20° C nur d<Uln etwas über den DruckeinHuß sagen, wenn llli\l1 den Füllungsgrad gemessen oder doch abgeschätzt hat, damit mUD weiß. ob man sich rechts oder links der Zweiphasenlinie befindet. Einschlüsse von flüssiger CO:! kommen im Stein­salz (Knisterlialz) des Werm-Kalisalzreviers :G. ß. in der Grube SadJ.Sell­Weimar vnr. Bei Zimmertemperatur sind sie mit einer sehr niedrig hre­menden Flüssigkeit (n = 1.19) gefüllt. Bei niedri~eren Temperaturen ent­steht eine Gasblase. Die beobachtete Füllungstemperatur beträgt II 0 C. Die Einschlüsse stehen, wie Abh.5 zeigt, unter einem. Druck VOn etwa

~ v·n

15il"" ~ootac

Abb.5. P-T-Diagramm des Kohlendioxyds

46 Ahn., der sich beim Auflösen des Kristalls in Wasser dadurch äußert. daß der Kristall fortgeschleudert wird.

Bisher haben wir angenommen, daß es SilD um homogene Flüssigkeiten, und zwar um Wasser oder Wasser mit geringem Salzgehalt oder um flüs­sige CO t ha.ndle, die beim Wachstum des Kristalls eingeschlossen worden seien, daß die Gasblasen also aus H!O-Gas oder im Falle der flüssigen CO!! aus Kohlendioxyd bestehen. Wir müssen nun diese Voraussetzungen prüfen, zunächst die Frage, ob nicht auch vom wamsenden Kristall frem­des Gas gleimzeitig mit der Flüssigkeit eingeschlossen worden sein kann. Dabei sind 2 Fälle zu unterscheiden. Fremdes Gas und Flüssigkeit, z. B. Wasser, können in homogener Lösung eingesd::tlossen worden sein und beim Abkühlen kann eine Blase des fremden Gases auftreten. Die andere Möglichl.:eit ist, daß eine Gasblase zusammen mit der Lösung eingesd:Uos­sen wird. In beiden Fällen läßt sid::t theoretisch so viel sagen, daß die Löslidllceit von Gas in Flüssigkeiten mit steigender Temperatur abnimmt. aber mit steigendem Drude: zunimmt. Es ist also durchaus möglich, daß

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MaJ,!;mntismus und Metallogenese

lungsgrad enthalten bei lIer Füllungstemperatur Wasser. solche mit ge­ringerem Füllungs,L,rrad Gas, daher der große Unterschied im EinHull der Temperatur auf den Drude Durch Messung oder Abschätzung des Fül­lungsgrades kann man beurteilen. in welchem Gebiet man sich be6ndet. Es lie).!;t nlso eine ).!;rundsitzlime S<.nwierigkeit vor, die FülluIlb'"Stempeentur durch die Decrepitntionsmethode genau zu bestimmen. Diese Schwieri!!;­keit hat. wie ausdriide:lich bemerkt sei, nichts mit der del' ~anzen Sorby­smen Methode anhaftenden Schwierigkeit zu tun, daß der Druck während der Bildung des . Einschlusses nicht der Druck der Füllungstemperatur zu sein brau<:nt. Wie y;roß die Differenzen zwischen den Temperaturen bei verschiedenem Bildungsdruck sein können, läßt siro. aus Abh . .:1 entnehmen. Bei unserem Beispiel des zu :!/:t. y;efüllten Hohlraums (spez. Vol. 1,5) s<.hließt sich dieser bei 120 Atm. und 3200 • Ein Bilduß!!;sdmck von -100 Atm. würde einer Bildunp;stemperatur von 3:'50') entsprechen. von :'mo Atm. 390 0 C. Man sieht. daß auch hier der Fehler um sn grlißer wird, je niedri,::!;er der Fiillun~s,L!;r:ld ist. Ein Diagramm, das die Veriinderung der FiHlun~stemperatur mit dem Druck anzeigt, gibt z. B. KI·:~!';EDY. Man kann versuchen. den DrtH.'k am Bildungsort abzllschiitzen aus der Ylenge iiberlagernden Gesteins. wie dies schon SORBY tat. jOHl'iSF.:-' (1920) und ~ACKEN tru~en die geothermische Tiefenstufe in die Dia~rammE' ein, und S~nTH hat neuerdings (1953) versmiedene "Geothermobaren" eill,L!;ezeich­net. Aber solme Abschiitzuny;en sind mit sehr großen Unsicherheiten hehaftet.

Einschlüsse. bei denen die Libelle in der Nähe oder oberhalb der kri­tischen Temperatur verschwindet, sind für die Bestimmung der Bildungs­temperatur nicht zu brauchen, weil dann die Linien gleidlcn spezifischen Volumens siro. so dicht .~charen, daß die Abschätzung des Drmi:einflusse! ganz unsicher wird. Gegenüber dem Druckeinfluß und der Unsicherheit in der Nähe des kritischen Punktes spielen andere Fehlerquellen wie die, daß sich auch der um2;ebende Kristall beim ET\värmen ausdehnt, bei primären und unver:'ind~rten Einschlüssen, die nur aus Wasser bestehen, keine Rolle. Ist nicht Wasser, sondern eine homogene Salzlösung ein­geschlossen, so ändern sich die Verhältnisse bis 1000 C nicht wesentlidt, die kritische Temperatur wird durro. Salze wie KCI und NaCI erhöht (Diagramm bei D' ANs-LA.x, S.827). Für das dazwischenliegende Gebiet konnten keine Messungen gefunden werden. Es soU versucht werden. solche anzustellen, damit der EinHuß des Salzgehaltes auf die Füllungs­temperatur berüdcsimtigt werden kann.

Nun gibt es aber auch noch andere Einsmlüsse, z_ ß. sind schon lange solme von CO! bekannt. Zuerst hat 1858 SIMMLER aus der Besc:hreibung ihres Verhaltens durm BREWSTER auf flüssige CO! geschlossen. Wir wollen auch hier annehmen, daß es sich um reine CO:! ohne sonstige Beimengun­gen handle. Da der kritische Punkt des CO! bei 31 0 C liegt, müssen die Libellen spätestens bei dieser Temperatur versmwinden, die Schwierig­keit der Bestimmung der Bildungstemperatur ist noch viel größer als beim \Vasser. Das geht auch aus dem P-T-Diagramm, in dem die Füllungsgrade für 00 C eingetragen sind, hervor (Abb. 5). Die Decrepitationsmethode

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MagmaUsmus UllU Metallogenese

beim Erwilmwn zunächst eine Zumlhme des Volumens der Gasblase ein­tritt. Das brau<.ht .\Iso nicht auf einem Undichtwerden des EinsdJ.lusses und Entwei<.ben von FJüssjgkeit zu heruhen, wie INGEßsoN annimmt. Bei Undichtwerden (leakage) sollte wohl auch zuerst das Gas entweichen. Leider giht es nur weni~e für unsere Zwecke brauchbare Angnhen. Für die Löslichkeit von CO., in H.,O konnte ich nur Werte unterhalb 1000 C finden. Außerdem stim~en die Werte bei D'ANs-LAx und bei WIEBE­GADDY untereinander nicht überein. Ich sehe deshalb von einer Wieder­gabe in Diagrammform ab. Als Beispiel diene die Angabe, daß nach WIEBE-GADDY bei 100° C und 200 Ahn. 25,7 ecm CO! in 1 kg Wasser ge­Wst sind, bei 18° C und 25 Ahn. nur 19,51 ccm CO ... In diesem Falle handelt es sich also um die Bildung einer Gashlase at~ einer homogenen Lösung durch Ahkiihlunl.!;. Diese ~eh()rcht aber keineswegs den Gesetzen des reinen Wassers ouer der verdünnten Salzlösungen.

Man wird viel1eicht einwenden, daß soldle Drudcentlastungen, wie wir sie eben angenommen haben, nicht auftreten, da das System sich in einem abgeschlossenen Hohlraum befindet, dessen Wände praktisch starr und unducchlii.ssig sind. Beim Abkühlen von reinem Wasser kann aber im Hohl­raum eine sehr große Dcuckabnahme auftreten, wie die Abb. 3 und 4 zei­gen. Der oben erwähnte hypothetische Einschluß könnte z. B. bei 1250

und .500 Atm .. ~ehildet worden sein, dann würde er bei reinem 'Wasser hei 100° etwa 25 Atm. Drulk besitzen. Bei CO;.l-ha]tigem \V.l!iser werden die Zahlenwerte etwas anders. aber größenordnungsmäßig ähnli<h sein. Die beobachtete Füllungstemperatur wird aber \Ve~en de.~ größeren Ein­flusses des Druckes norn. mehr von der Bildungstemperatur .. \bweimen können als bei reinem \Vasser. Schließen si<h also ane Eimchlüsse gleich­zeitig oller. wie bei dem von \V. S. TWENHOFF.L besc:hriehenen Flußspat­kristall. in \VadlstumS'lonen gleichzeitig, so wird man noch nimt auf .. Sorby"-Einschlüsse schließen dürfen, es können auch Einschlüsse mit ge­löstem Ga<; sein. Die einzigen quantitativen Angaben über CO2-Gehalt von wässerigen Einschlüssen, die ich kenne, verdanken wir KÖNIGSBERGER und :\'lüLLER (1906). Sie fanden 40 bis 50 ecm CO!! auf 1 g H;.lO. Die Schließungs­temperatur lag z\visd\en 200 und 2;300 C, bei 2.500 pIa.tzten die Ein­schlüsse. Da nach den vorhandenen Daten bei 700 Atm. und 1000 C be­reits 40 ccm CO:! in 1 g H~O in Lösung sind, ist es durchaus möglidl, daß 40--50 ccm CO:! bei hohem Drude oberhalb 2200 eingesc:hlossen wurden, und daß durch Abkühlen des Wassers auf Zimmertemperatur im steilen linken Teil der Abb.4 der Druck so weit erniedrigt wurde, daß eine Gas­blase auftrat. Für diese Ansimt spricht, daß die Einschlüsse bei 250 0 platz­ten, daß also bei dieser Temperatur eine Flüssigkeit vorlag, bei der mit dem Temperaturanstieg ein steiler Drudcanstieg verbunden war.

Höhere Konzentrationen an CO:! liegen vermutlich in manchen Ein­schlüssen mit zwei Flüssigkeiten vor. CO! ist in Wasser nur in relativ ge­ringem Maße löslim oder mischbar. NACKEN hat allgemeine Erwägungen über ein solmes System angestellt, es fehlen aber die experimentellen Werte, die eine Anwendung auf die Einsmlüsse erlauben.

In einem solmen System könnte man übersehen, unter welchen Bedin-

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eARL W. COftRJ::NS - Flüssigkeitseinllüsse mit Casblasen lISW.

gungen homugene Guslösung und unter walmen inhomogene Gas-Lösungs­gemische ein1-(esdtlussen werden. Der Einsc:nJuß vun Gusblasen neben der Lösun~ kommt wohl sicher auch in der Natur vor. Man kann ihn leidlt experimentell realisieren. Beob.untet man nämlich bei Zimmertemperatur gezüchtete Kristalle, z. B. von Natriummlorat. so findet man in ihnen häu­fig Flüssigkeitseillschlüsse mit Luftblasen. Die beobamtete Füllungstem­peratur der bei 20') C gebildeten Einschlüsse liegt. je nam der Größe der eingesmlossenen Luftblase, zwischen 55 und 1350 C. Darüber habe ich 1950 auf der Tagung der "Deutsmen Minenllogismen Cesellsmaft" in Göttingen beridltet. Lösungen sind sehr oft an gelöstem Cas - im Falle des NaCIO$ an Luft - übersättigt und die Fläche eines wachsenden Kri­stalls kann dann zum Keim für die Aufhebung der Ubersättiguilg werden.

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Abb. 6. T-\"-Dia~mmm des \Vassers für das Verhältnis Blast'm'olumen zu Ct>­samtvolumen in Prozent his zu :].'')%

Es ist gar nicht leimt, gasfreie Lösungen herzustellen. In solchen hahen dann die Einschlüsse hei der Bildungstemperatur keine Libellen.

\Vie kann m.ln nun solche Einschlüsse von fremdem Cas von den nach SOHBYS Vorstellungen entstandenen unterscheiden? Man wird besonders dann Verdacht auf den Miteinsmluß von Gasen haben müssen, wenn in ein und demselben Kristall die Libellen nicht bei derselben Temperatur versmwinden. Ein sicheres Untersmeidungsmerkmal, auf das meines Wis­sens bisher nicht aufmerksam gemacht worden ist, besteht darin, daß bei Einschlüssen von Salzlösungen oder \Vasser aus der homogenen Phase sidl aus dem Volumen des gesamten Hohlraumes und dem der Blase die Sdiließungstemperatur bere<imen läßt, während Einsdllüsse mit Fremd­gas anderen, zur Zeit noch nicht angebbaren Gesetzen gehorchen. In Abb. 8 ist ein Diagramm gegeben, das die Rechnung erspart. Man hat darin als Abszisse das BllUlenvolumen in Prozent des Gesamtvolumens und als Ordinate die Temperatur, bei der sich der Einschluß theoretisch schlie­ßen muß. Ein solmes Diagramm kann man in beliebiger Vergrößerung aus den Angaben über das spezifisc:he Volumen des Wassers, wie sie z. B. in D' ANS-LAX, S. 1064, angegeben sind, leimt selbst konstruieren. Die

2'1

C\lU. W. CORltli:NS - Flüssigkeitseinsddüsse mit CasbLasen lISW.

wüsserigen Lösungen redlnen. Wie unsimer ein solcher Schluß ist, zeigen die seit ßUEWSTEIlS Zeilen immer wieder hcsmriehenen Einsdllüsse mit Kristälkhen, die meist würfelige Begrenzung haben. Man hat aum: sie als Thermometer henutzen wonen. -So huben LINDGRKN und WHITEHEAD

(1914) uuter der Annahme. daß die Würfelchen NuCI-KristaIle seien und gesättigte L(i"suug: \fun NaCI in Wasser eingeschlossen wurde, eine Uil­dungstemperatur vun über 500" C ableiten woHen. Das ist natürJidt eine Minimumtempl:rutur, da die Lösung nicht gesättigt zu sein brauchte. BOWEN hat 1928 ~ezeigt. daß die Bildungstemperatur nur 210'" sein würde. wenn die Würfeldlen KCI und nicht NaCI wären. Aum wenn es gelingt, die Zusammensetzung uer Lösung und die der Kristalle hinreichend genau festzustellen, wird mun bestenfnUs nur eine Minimaltt!mperatur finden

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Abb.7. Zcidmung BREWSn:BS llS26) zur Erläuterung der Methode, die Bre­mungszahl in einem Einschluß mit Hilfe der Totalreflaxion zu bestimmen

können, da über die Konzentration der ursprünglichen Lösung - ob ge­sättigt oder wieweit untersättigt - kaum zuverlässige Annahmen gemacht werden können. Auch würde der Drudt am Bildungsort natürlich mit berüdcsimtigt werden müssen. Will man in solmen konzentrierten Salz· lösungen etwa aus dem Verschwinden der Libelle auf die Bildungstem­peratur schließen, so muß natürlich die Volumiinderung durch Auflösung und Auskristallisieren, soweit bekannt, mit in Rechnung gesetzt werden.

Außer wässerigen Lösungen sind auch Kohlenwasserstoffe als Einschlüsse bekannt geworden, so in Quarz - durdt RE,SE (1898) und BASTIN (1931), in Flußspat von GROGAN und SHRODE (1952). Auch die flüssige CO! ist nicht unbestritten gebüeben. NORDENS"JÖLD z. B. hat 1886 die Flüssigkeit in brasilianischen Topasen als Kohlenwasserstoffe angenommen. Auch Bl\Ewsnn hat wohl an solche Möglichkeiten gedacht. und er hat bereits 1826 ein relativ einfaches Hilfsmittel angegeben, mit dem man etwas über die Zusammensetzung der Flüssigkeiten in Einschlüssen aussagen kann, näm­lich die Bestimmung der Bred:lUngszahl mit Hilfe der Totalreßexion, wenn eine ebene GrenzBäche des Einschlusses vorliegt (Abb.7). Es ist erstaun­lim, daß dieses naheliegende Verfahren erst vor 1 Jahr, also nac:h 126 Jah­ren, von STEGMÜLLER wieder entdedct wurde, obwohl z. B. ZlSD:L in

29

."la~l1lutismus und ~'letClllt)~ell~s(~

SthlieOungskurvc, die ul.lsselbe ist wie die Zweiphasenlinie der Abb.3, ist. wie bereits erwiilmt, fiir die Salzlösungen bis 100° nicht wcsentlidt ver­.~chieden. Man sollte de.c;wegen stets. wo es irgend möglich ist. nimt nur die Tempemtur heobachten. hei der die Blase verschwindet, sondern auch die Vulumina von Bla.c;e und Huhlmum bestimmen. Durch solche Beob­;uhtungen können also Sorhy-Einsdlliisse von anderen Einschlüssen un­terschieden werden.

~hlO könnte vielleicht vermuten. daß die Hohlform der Einschlüsse Rückschlüsse auf die Entstehung: gestattet. Es lii~e nahe anzunehmen, daß unre,u;elriJ.äßigc und .~erundete Formen von Gasblasen herrührten, während die oft Sl"hl' reg('!lmiißi~ begrenzten Hohlräume, die man geradezu nls .. negL\tive" Kristalle hezeidmet hilt. dem Einsdtluß von homogener Flüssigkeit ihre Entstehung verdanken sollten. Leider stimmt dies nicht. Die Einschlüsse von GLlsblasen im NuCIO" zeigen sowohl sehr regelmäßige wie unregelmäßige Gestillt.

:--.Jam allem, was wir von hyurothermalen. pneumatolytischen und vielen magmatischen Bildungen wissen, mü,c;sen wir a.nnehmen, daß Gase eine wesentliche Rolle hei ihrer Entstehung spielen. Es ist ei~entlidl zu erwar­ten. daß Gase entweder in Lösung oder als Blasen mit eingeschlossen werden und rernt unwahrscheinlim, daß Sorby-Einsmlüsse hier häufiger \'orkommen.

Durch den Vergleich der Füllungstemperatur mit dem Blao;envolwnen kann man schon einen Hinweis erhalten. was eigentlich in dem Einschluß darin ist. Obwohl gerade in letzter Zeit die Benutzung der Einschlüsse als geologisches Thermometer sehr häufig ist, gibt es sehr wenig derartige Beobachtungen. Wieweit ist die Annahme beremtigt, chß nur Wasser, Salzlösungen und CO:!, darin vorkommen? Seit DAVY (1822\ wurden immer wieder Wasser und Salz namgewiesen, so auch von SORBY in der zitierten Arbeit. 1869 geben GEISLER und VOCELSANG an, auf spektroskopismem \Vege COt neben H!O nachgewiesen zu haben, was übrigens mit den damaligen Mitteln nicht eindeutig möglich war. Mit einer eigens kon­struierten Apparatur hat PF.-\FF .I871 Wasser und NaCI chemism nach­gewiesen. WSIGHT fand 1881 im Rauchquarz von Branmeville, Connecti­cut 98,33 CO, 1,67 N, Spuren von H,S, SO" NH" F; Cl nur fraglich, 1906 gaben KÖNIGSBERGER und MULLER, wie bereits erwähnt, eine quan­titative Analyse der Einschlüsse von Quarz vom Bächistodc. (am südöst­lichen Rand des Aaremassivs), die neben CI, S04 und gebundener Kohlen­säure 9,5 Gew.% freie CO! ergab, als Kationen Na, K, Li, Ca. Ein Referat über die ältere Literatur tmd wichtige eigene Untersuchungen an Erz­mineralen gab NEWHOUSE 1933. Wichtig ist, daß er in den untersuchten Erzen, Bleiglanz und Zinkblende, nur Na und CI, weder K nom 504• aum kein HtS Snden konnte. Er fand aum keine gebundene CO!, auf freie konnte nicht geprüft werden. 1941 veröHentlidtte FADER. ausgedehnte Un­tersuchungen über den Flüssigkeitsgehalt von Eruptivgesteinen, bei denen er leider Buf COz- und COa-Gehait überhaupt nimt einging. Aus diesen im Verhältnis zur Verbreitung der Einschlüsse sehr spärlichen und un­vollständigen Untersuchungen können wir mit 10-15% Salzgehalt in

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~1aglllillistnw und Metnllogenesc

seinem Lehrbudl a.usführlich darauf hinweist und aum hei ROSENBUSCH­

Wth.VING die Bredtungszahlen BREWSTERS aufgeführt sind. Nod-t erstaun­Heher sind die Ergebnisse ßREWSTERS. Er fand, daß in den Einsdilüs~en mit 2 Flüssi~L:eiten die dichtere und schwerer bewegliche eine Brcchungszahl unter der von Wasser hatte. und Zwar 1.2946. Oie leidttere. beweglichere hatte in einem Topas 1.2106. in einem sibirismen Amethyst 1,1311. STEG­!.IÜLLER gibt im Flußspat von Weardale n = 1,3501, alsu wohl eine Snlz­l1isung. In einem anderen fand er 1.049, also ein Gas. Wir huhen das Ver­fahren nachgeprüft an den erwähnten NaCIOrKristallen mit MlIttcrlallge­einschlüssen tüld fanden. daß man ohne große Hilfsmittel mit dem Uni­versaldrehtisch auf die 3. Dezimale genau 'arbeiten kann . Es soll . "ersucht werden. mtc:b die Einschlüsse mit 2 Flüssigkeiten zu untcrsuulcn. Wenn man Einsthliisse , zur -Temperaturbestimmun~ henutzen will. sollte man zuerst feststellen. woraus die Einschlüsse bestehen. Es scheint mir über­haupt sehr wichtig zu sein. mehr über die chemisdle Zusammensetzun~ der Einsdtlüsse zu erfahren. Erst . wenn man die Zusammensetzung der Einsdllüsse einschließlich ihrer leidltHümtigen Best:lmlteilc kennt, wird Ulun Sdllüsse auf die ßildllngshedingungc~ ziehen dürfen. Es erscheint mir verfrüht. aus den weni,l.{cn \'orh'lOdenen Daten bereits allgemeine Sthlüsse z. B. auf ma~matischc Entstehung der Granite zu ziehen. wie dies DEICHA tut. Hier liegt noch ein weites und intew!Osantes Arbeils­feld offen.

Ob man die' Einschlüsse als Thennometer oder als geochemische Indi­katoren benutzen will, in heiden Fällen muß noch ein widltiger Punkt headltet werden, nämlich. ob die Einschlüsse primär, d. h. heim Auskristal­lisieren des Wirtskristnlls gebildet wurden, oder ob sie sekundär entstan­den, d. h. in den fertigen Kristall eingewandert sind. Ferner muß man auch daron denken, daß primäre Einschlüsse nachträglich verändert sein können. Bereits VOGELSANG hat 1867 in dem erwähnten Buch die Ver­mutung ausgesprochen, daß es sich um "Höhlungen" handle, .,welche zu­meist durch sekundäre Injektion mit Flüssigkeit nicht ganz erfüllt wur­den". 1879 zeigte JULIEN, daß die im Fibrolithgneis von New-Rochel1e (New York) auftretenden Flüssigkeitseinsdtlüsse an Sprünge gebunden sind. Die Ebenen, in denen Flüssigkeitsein.schlüsse liegen, gehen parallel den Ebenen, an denen die Fibrolithnadeln zerbrodten sind. 1929 hat dann LÄMMLEIN sich eingehender mit den sekundären F1üssigkeitseinschlüssen in Mineralen beschäftigt und dabei auch auf die erwähnten und weitere Vorgänger hingewiesen. Es gelang ihm auch, soldte sekundären Flüssig­keitseinsdtlüsse nachzumachen, z. B. indem er am Steinsalz, Salpeter und Alaun ' Sprünge erzeugte, in die er etwas Lösung und Wasser einführte, die den Spalt ausheilten. Es braumen dabei wohl auch nicht immer sicht­bare Spalten vorzuliegen.

Wie kann man nun sekundäre von primären Einschlüssen unterschei­den 1). GewöhnlidJ. wird angegeben, daß EinsdUußscharen, die durch meh-

J) 1952 haben CaOGAN und SHRODE vorgeschlagen, statt sekundär subsequent

N~b:::~:: !: ~ß=~=3n~:u~:e: köne:~~bürgert. daß durm die

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CARL W. o.mltENS - Flüssigkeilscinsthlüsse,mit Gasblasen usw.

rer6 selbständige Körner hindurchgehen. sekundär sind. Sekundär sind auch Einsdtlüsse. die in sich kreuzenuen Flüchen all~eorduet sind. Man darf aber nicht etwa umgekehrt sd1ließen. daß Einsdllüsse in Flächen, die sim. nidlt kreuzen. primär sind. Es sei iu Jiesem Zus:llnmenhang auf die Beobachtungen von v. ENGELHARDT hingewiesen, der affi Porphyrquarz von StoJbcrg, Harz, 131 Blüschcllschuren in ihrer Lage Zur c-Amse des Quarzes maH. Die Flächen sind zwar etwas gekrümmt, aber ihre Orien­tierung zur c-AdlSe zeigt, daB sie vorzup;sweise parallel den Rhomboeder­und Prismenflädlen liegen. Da die Flächen krumm sind, muß es sich um BrudlHäruen handeln. Nun entstehen aher. wie v. ENGELIIARDT zeigen konnte, in den jetzt ·vorlie)!;cnuen Stolberger Quurzkristallen bei medta­nismer Bearbeitung keineswe~s bevorzu)!;t Brödle nach der Prismenzone. Entweder spiegelt sidl in den BlüsdIenscharen die Anisotropie des Hoch­quarzes, oder die Sprün~e entstanden. wie LÄMMLEIN vennutet, hei der Umwandluug Hod1-Tiefquarz.

Aud1 das Fehlen einer bcvorIugten Anorunung entlung eines sithtbaren oder vennuteten Sprullf!;S ist noch kein sil'heres Kennzeichen für primäre Einschlüsse. G. FnmDEL konnte um Alaun zeigen, daß von einem mit Wasser gespülten Bohrloc.h '1US Flüssi~keitseinschlüsse im Kristall ent­standen. DRESCHER-KADEN teilt mit, daß in einem Steinsalzkristall nach übersmichten von \Vasser Einsdlliisse mit Libellen auftraten. Diese Er­scheinungen könnten Yielleid'lt auf sehr feine Risse zurückzuführen sein. Man könnte aber auch daran denken. daß die Einschlüsse entlang den Grenzen von Baufehlem einwandern, besonders bei grober 1Iosaikstruktur. Aber auch bei Reaktionen im unverletzten Kristall können Hohlräume entstehen, wie MOLLwo experimentell gezeigt hat. Bei der Einwirkung von Bromdampf auf einen K'lliumbromidkristaIl, der etwas KNO ll und KNO .. enthielt, entstand hei 690 J nnd. der Reaktion 2 KNO .• + Br = KBr + KNO~ + NO Gas, das sidI in kubismen Hohlräumen unter d~m Drude von einigen Atmosphären befand. An Sprün~en oder Baufehlergrenzen könnte auch Gas oder Flüssigkeit entweichen oder zu vorhandenen Einschlüssen hinzukommen. KENNEDY brin~t Literatur zu diesen Fragen und teilt un­veröffentlichte Versume von GRUNJG mit. nach denen Einschlüsse in Fluorit nach Behandlung mit \Vasser unter Drude eine Abnahme des Blasen­volumens zeigten.

Die Bedeutung der Unter!'id1eidung primärer und sekundärer Ein­sdllüsse liegt nicht nur in der Vermeidung von Trugschlüssen über die Temperatur und die memischen Verhältnisse bei der Bildung eines Mine­rals. Sekundäre Einschlüsse können oft sehr erwünschte Aussagen über die Geschimte eines Minerals machen. Man kann ihr Vorhandensein und ihre Lage im Raum, wie TUTTLE gezeigt hat. auch zur Klärung tektonischer Fragen benutzen. über die Bedeutung der EinsdUüsse überhaupt für die Unterscheidung von Edelsteinen, besonders von künstlichen, berimtete GÜBELIN.

Die vorstehende BesprecllUng hat gezeigt, wie unsicher in mancher Hin­simt die Benutzung der Gasblasen als geologismes Thermometer ist. Wenn man noch hoffen kann, in sokhen Fällen, in denen da<; Blasenvolumen

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C ... ICL w. COI\KENS - Flüssi~keitseiru;<.hlilis.o;e mit GlI.shlascll usw.

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J GeolOgische Rund.mau, Bd. 42 33

Magmatismus und MetaUo~enese

klein und die Natur des Einschlusses als Sorby-Einschluß bekannt ist, auf optischem Wege zu einigermaßen simeren Ergebnissen zu kommen, müs­sen die Aussichten für die Decrepitationsmethode pessimistÜim beurteilt werden. Sie hietet den großen Vorteil. daß sie auen undurdtsichtige Mine­rale ZU untersudlen gestattet, aber dem stehen schwere Nachteile gegen­über. Der chemische I nhalt der EinsdJ.lüsse könnte vielleimt .malytisch bestimmt werden, wenn nur eine Sorte von Einschlüssen da ist, aber es fehlt die Kenntnis der Natur des FiÜlungsgrades, und man kann nidIt primäre Einschlüsse von sekundären oder gar von festen Einschlüssen. die audI sprengend wirken können, unterscheiden.

Für tätige Hilfe durch Zeichnung der Abb. 2 und bei der Berechnung der Abb.3. 4 und 5 danke im Herrn Privatdozent Dr, K. JASMUND herzlich.

Zusammenfassung

Es wird untersdlieden zwisdlen Einswlüssen, auf die SORBYS Crundannahme ... utrifft. daß eine homogene Phase, wie Wasser, Salzlösung oder CO~, ein.u;e­sdllossen wurde, die Blasen also von dem Gas der eingeschlossenen Flüssigkeit gebildet werden, und soldlcn Einsdllüssen, in denen fremdes Gas mit einge­slhlossen wurde.

.. Sorhy"-Einsdllüsse können zur Temperaturbestimmung herangezogen wer­den, wenn entweder der Drudt am Bildungsort bekannt ist oder sein EinHuß vemalhlässigt werden kann, weil der Füllungsgrad so hoch ist, daß die Libelle s<-hon bei niederen Temperaturen versmwindet.

Ist fremdes Gas in der Flüssigkeit gelöst eingesdllossen worden und erst heim Abkühlen frei geworden. so ist der Sdduß von der Füllungstemperatur auf die Bildungstemperatur nO(n uosimerer als bei Sorby-Einsmlüssen, weil über den zu erwartenden großen Einfluß des Drudres noch nimts bekannt ist. Ist fremdes Gas als Gasblase eingesmlossen worden, so kann die Füllungs­temperatur sehr weit von der Bildungstemperatur abweichen und beim Erwär­men sogar zuerst größer werden. Sold1e Nimt-Sorby-Einsdtlüsse sind zu erken­nen durm Messung des Füllungsgrades und Vergleicb der zugehörigen Füllungs­temperatur mit der von Wasser bzw. CO:t bei gleidlem Füllungsgrad.

Die Frage, aus was die Einschlüsse bestehen, ist nimt nur für die Temperatur­bestimmung von Wert, sondern auch für viele Fragen der Cesteinsbildung und -umbildung. Es wird auf die schon von BuwsTER 1826 angegt"bene Methode der Bestimmung der Brewungszahl mit HUfe der Totalreflexion hingewiesen.

Alle diese Bemerkungen gelten sowohl für primäre wie für sekundäre Ein­schlüsse.

Die Dekrepitationsmethode kann weder primäre und sekundäre Einschlüsse untersmeiden noch die Natur des Einsd:tlusses. noch auch den Füllungsgrad be­rüdtsimtigen.

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Magmatismus und Metallogenese

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E. Wiechert

Investigating the Earth's crust with the help of explosions (belongs to Research on explosions, supported by the Notgemeinschaft der deutschen Wissenschaft) Geol Rundsch 17:339-346

Translation received: 14 February 2002 © Springer-Verlag 2002

Seismology has succeeded to gain information about the nature of the deep Earth interior - the Earth has been made transparent. One could imagine that, by using the same methods, we could easily define the nature of the Earth's crust [under our feet]. Two difficulties are en­countered. First, the Earth's crust is more complex than the deep interior. For the Earth as a whole, seismology has encountered primarily two boundaries, one in about 1,200 km, the other in about 2,900 km depth, and these divide the Earth into three parts: the rock mantle [crust and outer mantle], an intermediate layer [inner mantle], and the metal core. Much more complicated is the outer­most Earth crust which surrounds the Earth like a rela­tively thin skin of about 100 to 200 m thickness. Already by their external [appearanceJ, land and sea, mountains and lowlands strongly indicate their non-uniform compo­sition, and geological and geophysical exposures support this interpretation.

The second factor which creates problems for seismic investigations of the Earth's crust is that natural earth­quakes are relatively very rare. It is therefore impossible to operate sufficiently large numbers of observatories and to track enough earthquakes to define the details of the nature of the Earth's crust. I recognised these diffi­culties already at the beginning of my seismic work. In 1906, therefore, I constructed a seismometer with a mag­nification of 50,000 but was very disappointed when us­ing it to observe cannon shots from the artillery range in Meppen and on the island of Helgoland - I had to re-

The oral presentation which was planned for the natural sciences Naturforscher Meeting in Düsseldorf in September 1926 was not presented in one talk but was divided into two parts, one for the geophysics division, one for the geology division. Details were presented during discussion.

Translated by Ernst Flüh

E. Flüh ([)OS]) Forschungszentrum GEOMAR, Wischhofstr. 1-3,24148 Kiel, Germany e-mail: eflueh@geomar.de

cognise that the means at my disposal were insufficient for investigating the Earth's crust.

Later, one of my students, L. Mintrop, who joined me from the mining community and who used the highly sensitive instruments during his Ph.D. study, had the glo­rious idea that seismic methods could - with suitable in­stallation and orientation - serve to investigate the upper layers of the Earth's crust, this being important for prac­tical mining [purposes]. It is known that Dr. Mintrop has been very successful. Especially it became possible to determine the extent and depth of salt bodies, to which oil occurrences are often associated.

The success of Mintrop and my own considerations led me to return to the questions of "small seismology" or, as one could also call it, "experimental seismology" . I now knew that it would be necessary to use a much high­er sensitivity of instruments than I had previously thought. Based on experience gained in the meantime, however, this did not deter me any longer. The wonder­ful successes which had been gained through co-opera­tion between geophysics and geology, especially with gravity as the leading field, provided new stimulus.

Scientific considerations were supplemented by the thought that this work could be valuable for economic aspects. I had to expect that time-consuming and cost-in­tensive work would be necessary, but I found kind sup­port from the "Notgemeinschaft of German Science" and its leader, State Minister Dr. F. Schmidt-Ott. We suc­ceeded to install in Göttingen a seismometer with an am­plification of 2 million which, despite the ambient ground noise always present at such amplification, proved to work excellently. Less pleasing is that the highly frequented Herzberger country road is located 100 m from the [so-called] earthquake house, and each passing vehicle generates such strong disturbance that observation with a highly sensitive seismometer is im­possible. When we are just about to perform an observa­tion, it is generally possible to delay horse-drawn wag­ons by means of kind words or money. Cars are worse, however, because these usually do not care about OUf

needs. We then have to rely on the help of the police,

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][ 1l-To.Pend.1.4 .. <alo 000

l1I. Hoher Hagen !IO.925. 900" 16" 2·MIfI S.ism. f... 2-10·

Fig. 1 Seismometer graphs, reeorded in Göttingen. Travel time graph of longitudinal waves in the vicinity of Göttingen. The se­ismometer graphs are reprodueed at 1/8 of their original size. Graph - loeation of explosion - date - charge size - distanee - in­strument - period - amplifieation eap of 5 3/4 s

who will block the road for a short time during partieu­larly important explosions. Luekily, the loeal authorities have now deeided to build a new road whieh will take over the ear traffie from the highly ineonvenient Herz­berger Landstraße but, unfortunately, the new road will be eompleted only in two years and, until then, mueh has to be aeeomplished - we should not wait!

A single observatory in Göttingen is obviously not enough. Therefore, portable field seismometers were built, too. For these, an amplifieation of 0.8 million was aehieved.

For observations with our highly sensitive seismome­ter, quarry blasts alone are relevant for what I wish to say today. We are very grateful to the quarry administra­tions for having so obligingly authorised and supported our observational eollaboration. For astart, we were sup­ported by the Hermann Wegener eompany (Hannover), whieh owns a number of quarries in the immediate and wider vieinity of Göttingen; then, the eompanies Basalt­werk Sodensberg bei Hammelburg, Hartbasaltwerk am Billstein, Kieswerke der Provinz Sehieswig-Hoistein, Abteilung Basaltwerk Dransfeld, BarteIs & Avenarius, Gudensberg, and Kasseler Basaltindustrie.

To begin with, may I ask [you] to look at the two eurves land II of the figure. These are illustrations of two reeordings made in Göttingen, of one and the same explosion but with different instruments. The explosion was at a distanee of 112.4 km (Seiferts in the Rhön). One

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instrument had a strong amplifieation and short [instru­ment-speeifie oseillation] period, the other a weaker am­plifieation and longer [instrument-speeifie oseillation] period: 2-million-fold and 1/1 0 s versus 70,000-fold and 1.4 s. Arrivals of the longitudinal waves in the beginning and of the transversal waves towards the end are clearly visible in both reeords but the instrument with the stronger amplifieation is superior beeause it shows mueh more detail. Both the longitudinal and the travers al waves are separated into groups, a few events stand out, and this reeord also shows a clear preeursor before the first strong arrival. The longer [instrument-speeifie oseil­lation] period of the seeond instrument eauses that ambi­ent noise, whieh is always present, is more notieeable, and that the longer earthquake periods suppress the shorter ones. There where the 2-million seismometer shows the preeursor so nieely, only waves of ambient noise are to be seen.

The eomparison of the eurves shows clearly that en­haneing sensitivity by inereasing the [instrument-speeifie oseillation] period is disadvantageous; we have no op­tion but to attempt to inerease sensitivity through an in­erease in amplifieation instead. One ean see how weIl the 2-million amplifieation still works - thanks to this, the preeursor is deteeted. I emphasise aB this, beeause an outsider may feel that our "million-ambition" is exagger­ated. This is not the ease - it is needed indeed.

Now I ask [you] to look at the travel time eurve of the longitudinal waves whieh we have obtained so far (Fig. 1). Eaeh eircle indieates one reeording, be it with the 2-million instrument in Göttingen or with a field in­strument outside Göttingen. The illustration shows something whieh, I must admit, initially surprised me. The travel time eurve is apparently straight from 16 km

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to more than 200 km. I do not wish to overemphasise the last observation point at a distance of 215 km, because it resulted from a rather small explosion (in Jüterbog, 250 kg) which was just about noticeable in Göttingen. So, it could be possible that there was an earlier arrival which could not be fully detected in the record any longer. How­ever, the next shorter distance, 160.4 km, corresponds to a well-observed explosion of 3,500 kg (Morlesan near Bad Kissingen) recorded in Göttingen. Thus, the nearly straight course of the travel time curve is confirmed up to at least 160 km.

What does this mean? According to general theory for ray propagation in the Earth's crust, the tangent at each point along the travel time curve represents the velocity which a ray returning to the Earth's surface at the corre­sponding distance had at its deepest point. It thus fol­lows, from the linearity of the travel time curve (i.e. the near-identical directions of the tangents), that in the whole study area, from about the Main to the Harz and from Kassel to probably Jüterbog near Berlin, the earth­quake waves recorded passed at depth through a layer which everywhere has roughly the same elastic proper­ties. For this layer a travel velocity of 5.98 km/s was de­termined.

How deep is this layer beneath the surface? I regret to say that there are as yet no observations which would al­low adefinite answer to this question. From observations near Göttingen I can only infer that here the depth is in any case not much greater than 2 km, and from other indi­cations I suspect that it is not very much less. Curve III demonstrates how to proceed to determine depth. It shows the beginning of a recording in Göttingen, which belongs to an explosion at 16 km distance ("Hohen Hagen", 900 kg explosion). One can recognise two clear arrivals of longitudinal waves in the beginning. The first arrival corresponds to one of the [observation] points in the fig­ure of the travel time curve. These waves must therefore have penetrated to the uniform layer. The waves of the second arrival have travelled at reduced velocity in the layer above. If we had, in this case, additional observa­tions between the location of the explosion and that of the observation site, such that the travel time curves for the arrivals could be specified from the epicentre on­wards, we would be able to determine the depths of these layers. One could use an approach similar to that for depth determination from large-scale seismics in the Earth. Mr. H. Mothes, who will talk after me, will show that depth determinations are also possible by means of reflected waves. In the Alps he succeeded to measure the thickness of glacial ice with seismic instruments using explosions. It is wen known that echosounding is an analogous method for [measuring] water depth.

I have asked my colleague from geology at Göttingen University, Prof. H. Stille, for advice on how to interpret the uniform layer geologically. He believes that it is most probably the Variscan basement, which once was flattened and subsequently covered by sediment. Once we have more depth determinations, it will be possible to test this view, because the Variscan basement outcrops at

severallocations. It will be the task of experimental seis­mics to determine the depth of the top basement by sys­tematic depth soundings.

From the linearity of the travel time curve, I inferred the regularity of a wave guiding layer - the region of ob­servations. Those acquainted with large-scale seismies will perhaps have other ideas about this linearity. Ac­cording to theory for earthquake waves, the travel time curve should be curved even for a uniform and regular horizontal layering, if the velocity of the waves changes with depth, for example, because of an increase in pres­sure and temperature. lndeed, seismics of the Earth show this for the rock mantle. Here the velocity nearly doubles from the upper to the lower boundary. Should not a cor­responding change of velocity, and thus curvature of the travel time curve be assumed for the uniform layer? The ans wer is that we are not justified in inferring a notice­able curvature of the travel time curve by analogy. If we were to assurne a similar behaviour for the uniform layer as the one [documented] for the rock mantle, an increase in velocity of about 1/10% per km depth would have to occur. The radius of the curvature of rays within the uni­form layer would be about 1,000 km, and the rays would thus show very little curvature. For the travel time curve in our presentation, the curvature would be so small that the difference between a straight line and a curve would be 1/1 00 s, i.e. within the error margins of our observa­tions. It follows, therefore, that a noticeable curvature of the travel time curve, caused by changes in the proper­ties of the uniform layer with depth, can be expected on­ly if the change in these properties was substantially greater (factor 10) than in the rock mantle.

For completeness sake, it should be stressed that, strictly speaking, the simple theory of ray propagation cannot be applied here because, on account of the rela­tively large wavelength of the elastic vibrations, diffrac­tion will certainly contribute in this case. Diffraction has proved to be highly significant also for the propagation of waves through the Earth. Nevertheless, what I have said regarding the travel time curve is essentially not in­fluenced by this inaccuracy of the theory.

I remind [you] of the small precursor tremor which is shown in the record of the 2-million seismometer for the explosion at Seiferts (curve I in figure ). Such precursors appear also in the other recordings made to date over larger distances (exceeding 100 km). This suggests a lay­ering of the Earth's crust at deeper depths, which forces some earthquake waves to take deeper fOutes. This ap­plies also to some of the later arrivals in the earthquake illustrations. The observations which I have at my dis­posal are still so limited that for the time being I do not wish to be more specific.

The linear line shown by the travel time curve from 16 km onwards does not go through the origin for the co-ordinates distance and time but lies about 1 s late compared to the distance axis. This indicates that the uniform layer (the basement) is at same depth below surface. This leads to a remarkable conclusion. In large­scale seismics, seismics of the Earth's body and earth-

quake waves, we talk about "direct waves" and "reflec­tions". Waves which travel from the epicentre to greater depths and then return to the Earth's surface are reflect­ed here, travel again to greater depths, return to the sur­face, and so on. Those waves which travel from the epi­centre to the observatory without reaching the surface in between are called "direct waves". The terms "first re­flection", "second reflection", etc. indicate waves which have reached the surface between the epicentre and the station once, twice, etc., and are reflected there. Waves which have changed character during reflection (from longitudinal to transversal or vice versa) are called "converted waves". The first reflection is seen often, the second less often, and the third only seldom, because each reflection causes disturbances. Reflections are to be expected for our experimental seismics, too, and in­deed they are clearly visible for longitudinal as weIl as for transversal waves in the records. If we were to as­sume, for the explosion near Seiferts, a uniform nature of the Earth's crust between the epicentre and the station (Seiferts and Göttingen [respectively]), we would ex­pect (because of the above-mentioned delay of the travel time line) that, for the longitudinal waves, the reflec­tions should follow the direct waves at 1, 2, etc. sec­onds. For the transversal waves, almost double the time delay would be expected. Looking at the record of the 2-million seismometer, for example, at the transversal waves at the end of curve I, a distinct subdivision into groups is evident, whereby we find two groups with the expected separation of 2 s. Therefore, it is reasonable to imply the [occurrence of] direct wave and first reflec­tion in this case. Despite the strength of the first reflec­tion, however, there is no indication whatsoever of a second reflection. Various explanations are possible [in this respect]. A geographic map showing the area be­tween Seiferts and Göttingen indicates that the Werra River bed is situated precisely at the sites of the second

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reflection (at 1/3 and 2/3 of the distance). Although the incision of the Werra River valley is not very large, rela­tively small disturbances of the land surface can affect the dispersal of seismic waves.

Another possible explanation would be peculiarities in the structure of the Earth's crust at the reflection sites. Additional investigations using experimental seismics could be informative [in this respect]. That is precisely why I brought up the matter, and I give even more free­dom to thoughts - it seems to be a desirable and accessi­ble goal of experimental seismics to explain each wiggle and wave of seismogrammes and to render these instru­mental in unravelling the nature of the Earth's crust.

Ladies and gentlemen, I regret that I could contribute so little today. Over and over again, I had to acknowl­edge the meagreness of the observations, to leave unan­swered obvious questions. I ask you to keep in mind that, despite all our efforts, we are still at the very begin­ning of the investigations. We are still fighting for the suitable design of instruments and methods. We gain the necessary information step by step only from our work itself. Consider how much man power a single borehole of 1- or 2-km depth requires; remember the extraordi­nary profusion of single contributions upon which the noble edifice of geology rests! I consider my task for to­day as being fulfilled if my audience accepts that this is a promising method for research. In my imagination I fore see seismic exploration becoming a tool wh ich will lead geology and geophysics to new and great successes. We as beginners have to be satisfied to carry out the troublesome but promising preparatory work.

Translator' comments

Square brackets [] indicate additions to the original text used to facilitate language flow and clarity.

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E. WIECHERT - Untersuchung der Erdrinde mit Hilfe von Sprengungen 339

Untersuchung der Erdrinde mit Hilfe von Sprengungen

(gehörig zu den "Fol'Schungsarbeiteo Hber Sprengungon, unterstUtzt fOß der NotgemeInschaft der deutschen Wissenschaft") 1).

Von E. Wlechert.

(Mit 1 Textfigur.)

Es ist der Seismik gelungen, über die Beschaffenheit des tieferen Erdinnern weitgehende Aufschlüsse zu gewinnen; sie hat uns die Erde durchsichtig gemacht. Man könnte nUll denken, daß durch die gleichen Methoden die Beschaffenheit der Erdrinde, über die unsere Füße gehen, besonders leicht klarzustellen wäre. Aber das ist merkwürdigerweise nicht der Fall. Zwei Schwierigkeiten stellen sich hier in den Weg. Erstens ist die Erdrinde viel komplizierter gebaut als das tiefe Innere. Beim Erdkörper boten sich der Seismik im wesentlichen zwei Trennungsflächen, eine in etwa 1200 km, die andere etwa in 2900 km Tiefe, welche in regelmäßiger Anordnung die Erde in drei Teile teilen: Steinmantel , Zwischenschicht und Metallkern. Ungleich komplizierter ist die äußere Erdrinde beschaffen, welche den Erdkörper wie eine verhältnismäßig dünne Haut von 100 oder 200 km Dicke umgibt. Land und Meer, Gebirge und Flach­land deuten schon äußerlich eindringlich auf die Ungleichförmigkeit der Beschaffenheit bin, die geologischen und geophysikalischen Auf­schlüsse vertiefen dieses Urteil. - Der zweite Umstand, welcher der Seismik bei der Erdrinde Schwierigkeiten bereitet, besteht darin, daß die natürlichen Erdbeben verhältnismäßig sehr selten auftreten. So ist es in gleicher Weise unmöglich, genügend viele Erdbebenstationen zu unterhalten und genügend viele Erdbeben zu finden, um die Einzelheiten der Beschaffenheit der Erdrinde klarzustellen. - Schon im Anfang meiner seismischen Arbeiten wurde ich mir dieser Schwierigkeiten bewußt. Ich baute darum 1906 ein 50000-fach ver­größerndes Seismometer; aber seine Anwendung bei Beobachtung von Kanonenschüssen auf dem Schießplatz Meppen und auf der Insel HeIgo­land enttäuschte mich sehr, denn ich mußte erkennen, daß es bei den mir zur Verfügung stehenden Hilfsmitteln für die Untersuchung der Erdrinde nicht ausreichend war. Später hatte einer meiner Schüler,

1) Der Vortrag, für die Naturforscher-Versammlung in DÜsseldorf Sep· tember 1926 bestimmt, wurde dort nicht einheitlich gehalten, sondern in zwei Teilen vor der Abteilung {(tr Geophysik und vor der Abteilung fOr Ge0-logie. Einzelnes kam in den Beeprechungen zur Geltung.

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E. WUCHERT Untersuchung der Erdrinde mit Hilfe von Sprengungen 341

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340 I. Aufsätze und Mitteilungen

L. MINTROP, der von Bergbaukreisen zu mir kam und seine Doktor­arbeit unter Benutzung der hochempfindlichen Apparate machte, den glücklichen Gedanken, die seismischen Methoden könnten bei passender Einrichtung und Anordnung gestatten, die hochgelegenen Schichten der Erdrinde zu untersuchen, welche für den praktischen Bergbau in Betracht kommen. Es ist bekannt, daß Dr. MINTROP große Erfolge erzielt hat. Insbesondere ist es gelungen, die Ausdehnung und Tiefen­lage der Salzkörper festzustellen, an welche vielfach das Ölvorkommen gebunden ist.

Die MIN'.fROPschen Erfolge und eigene überlegungen gaben mir Anlaß, meinerseits auf die Frage der "kleinen Seismik" oder der "experimentellen Seismik", wie man sie nennen könnte, wieder zurück­zukommen. Ich wußte nun, daß es nötig sein würde, den Apparaten viel größere Empfindlichkeit zu geben, ,als ich früher gedacht hatte. Aber dieses schreckte mich nach inzwischen gewonnenen Erfahrungen nicht mehr. Die wundervollen Erfolge, welche durch das Zusammen­arbeiten von Geophysik und Geologie gewonnen worden waren, wobei insbesondere die Schwerkraft Führer war, gaben mir neuen Anreiz. Zu den wissenschaftlichen Überlegungen trat der Gedanke , daß die Arbeiten wertvoll für wirtschaftliche Fragen werden könnten. Zwar mußte ich damit rechnen, daß langwierige und kostspielige Arbeiten nötig sein würden. aber hier fand ich in schöner Weise die Hilfe der Notgemeinschaft der deutschen Wissenschaft mit ihrem Führer Staatsminister Dr. F. SCHMIDT-üTT. Es gelang, in Göttingen ein 2-millionenfach vergrößerndes Seismometer aufzustellen, welches trotz der bei dieser Vergrößerung immer vorhandenen Bodenunruhe noch tadellos arbeitet. Wenig erfreulich ist, daß 100 m vom Erdbeben­baus die jetzt noch viel befahrene Herzberger Landstraße vorüber­geht, wo jeder Wagen so große Störungen gibt, daß die Beobachtung mit einem hochempfindlichen Seismometer unmöglich wird. Wagen, die durch Pferde gezogen werden, gelingt es im allgemeinen durch Geld und gute Worte aufzuhalten, wenn wir gerade beobachten wollen. Schlimmer sind aber die Autos, die sich in der Regel nicht um uns und unsere Nöte kümmern. Da müssen wir denn die Hilfe der Polizei in Anspruch nehmen, welche die Landstraße bei besonders wichtigen Sprengungen für kurze Zeit sperrt. Jetzt ist zwar glück­licherweise von den zuständigen Behörden beschlossen worden, eine neue Straße zu bauen, welche für den Wagenverkehr an Stelle der höchst unbequemen Herzberger Land~traße treten soll, aber leider wird die neue Straße wohl erst in zwei Jahren fertig seiD, und bis dahin muß noch viel geschehen, wir dürfen nicht warten I

Eine einzelne BeobachtungsBtation in Göttingen genügt natürlich nicht. So wurden denn auch tragbare Feldseismometer gebaut. Es ist gelungen, für diese eine Vergrößerung von 0,8 Millionen zu er­reichen, -

342 L AufsAtze und Mitteilungen

Für die Beobachtungen mit unseren hochempfindlichen Seismo­metern kommen für das, was ich heute zu sagen habe , vor allem Steinbruchssprengungen in Betracht. Wir können nicht dankbar genug sein, daß Steinbruch-Verwaltungen in zuvorkommendster Weise unsere beobachtende Mitarbeit gestattet und gefördert haben. Zunächst half uns die Firma Hermann Wegener (Hannover), die eine Zahl von Steinbrüchen in der näheren und weiteren Umgebung Göttingens ,be­sitzt, dann die Firmen Basaltwerk Sodenberg bei Hammelburg; Hart­basaltwerk am Billstein; Kieswerke der Provinz Schleswig-Hoistein, Abteilung Basaltwerk Dransfeld; ßartels & Avenarius, Gudensberg; KaEseler ßasaltindustrie. -

Zunächst bitte icb, die beiden Kurven I und II der Figurentafel zu betrachten. Es sind bildliche Darstellungen von zwei Registrie­rungen in Göttingen, welche zur selben Sprengung gehören, aber von verschiedenen Apparaten aufgenommen wurden. Der Sprengort war 112,4 km entfernt (Seifem in der Rhön), von den Apparaten batte der eine starke Vergrößerung und kleine Eigenperiode , der andere geringere Vergrößerung und größere Eigenperiode: 2-millionenfach und 1/10 Sekunde, bezüglich 70000-fach und 1,4 Sekunden. Die Ein­sätze der longitudinalen Wellen im Anfang und die der transversalen Wellen im Endteil werden in beiden Registrierungen gut wiedergegeben; aber doch ist der Apparat mit stärkerer Vergrößerung weit überlegen, denn er zeigt sehr viel mehr Einzelheiten. Sowohl die longitudi­nalen ·wie die transversalen Wellen erscheinen bier in Gruppen ge­teilt, einzelne Einsätze heben sich heraus, vor dem ersten starken Ein­satz zeigt die Registrierung noch deutlich ein" Vorbeben ". Die gräßere Eigenperiode des zweiten Instrumentes hat zur Folge, daß die Boden­ufl.rube, die dauernd vorhanden ist, sich stärker bemerkbar macht, und daß die längeren Perioden des Beben~ die kürzeren Perioden unterdrücken. Da, wo das 2-Millionen-Seismometer so schön das Vorbeben zeigt, sieht man hier nur die Wellen der Bodenunruhe. So lehrt denn der Vergleich der Kurven eindringlich, daß eine Steige­rung der Empfindlichkeit durch Vergrößerung der Eigenperiode schäd­lich ist; wir sind gezwungen, die Erhöhung der Empfindlichkeit durch Erhöbung der Vergrößerung anzustreben. Man erkennt, wie die zwei­millionenfache Vergrößerung noch gut arbeitet; ihr ist das Hervor­treten des Vorbebens zu danken. - Ich betone alles dieses, weil ein Fernstehender denken könnte, unser "Millionenehrgeiz " sei über­trieben. Das ist er sicherlich nicht, er ist nötig .

Jetzt bitte ich die "Laufzeitkurve " der longitudinalen Wellen zu beachten, wie wir sie bisher gE':wonnen haben (Figurentafel). Jeder Ring bedeutet eine Registrierung, sei es mit dem 2-Millionen-Apparat in Göttingen, sei es mit einem Feldapparat außerhalb Göttingens. Das Bild zeigt etwas, was, wiE': ich gestehen will, mich zunächst über­rascht hat: die Laufzeitkurve ist von 16 km bis über 200 km dem

E. WIECHERT ~ Untersuchung der Erdrinde mit Hilfe von Sprengungen 343

Anschein nach geradlinig. Auf den letzten Beobachtungspunkt , in 215 km Entfernung, möchte ich nicht zuviel Gewicht legen, denn es handelt sich um eine ziemlich kleine Sprengung (in Jüterbog, 250 kg), die in Göttingen nur eben merklich wurde. Da wäre es möglich, daß ein früherer Einsatz vorhanden war, der in der Re­gistrierung nicht mehr zur Geltung kam. Aber der nächste Punkt geringerer Entfernung, 160,4 km, bezieht sich auf eine gut beob­achtete Sprengung von 3500 kg (Morlesau in der Nähe von Bad Kissingen), registriert in Göttingen. So ist der fast völlig geradlinige Verlauf der Laufzeitkurve jedenfalls bis 160 km sicbergestellt. -Was bedeutet das? Die Tangente an jeder Stelle der Laufzeitkurve gibt nach der allgemeinen Theorie für den Strahlengang in der Erd­rinde jene Geschwindigkeit an, die der in der zugehörigen Entfernung zur Erdoberfläche zurückkehrende Strahl an seiner tiefsten Stelle hatte. So folgt denn aus der Geradlinigkeit der Laufzeitkurve (also der überall nahezu gleichen Richtung der Tangente), daß die regi­strierten Erdbebenwellen in dem ganzen Bereich der Beobachtungen, etwa vom Main bis zum Harz und von Kassel bis wahrscheinlich Jüterbog bei Berlin in der Tiefe durch eine Schicht gingen, die überall sebr nahe die gleiche elastische Beschaffenheit hat. Für die Laufgeschwindigkeit in dieser Schicht ergibt sich der Wert 5,98 km/sec.

Wie tief liegt diese Schicht unter der Erdoberfläche? Mit Be· dauern muß ich sagen I daß heute noch die Beobachtungen fehlen, um auf diese Frage eine scharf bestimmte Antwort zu geben. Ich vermag nur aus den Beobachtungen in der Nähe Göttingens zu schließen, daß die Tiefe hier jedenfall!:'l nicht wesentlich größer ist als 2 km und kann aUE! einigen Anzeichen vermuten, daß sie hier auch nicht wesentlich geringer ist. - Wie man wird vorgehen müssen, um Tiefenbestimmungen durchzuführen, kann Kurve III deutlich machen. Hier ist der Anfang einer Registrierung in Göttingen dar­gestellt, die zu einer Sprengung in 16 km Abstand gehört ("Hoher Hagen", 900 kg Sprengstoff). Man erkennt im Beginn deutlich zwei Einsätze der longitudinalen Wellen. Der erste Einsatz entspricht einem der Punkte in der Tafel der Laufzeitkurve. Die zuerst an­kommenden Wellen sind also bis zu der gleichförmigen Schicht her­untergegangen. Im zweiten Einsatz kommen Wellen an, die in darüber liegenden Schichten mit geringerer Geschwindigkeit gelaufen sind. Hätten wir nun zwischen Sprengstelle und Beobachtungsstelle in diesem Falle eine Reihe weiterer Beobachtungen, 80 daß sich die Laufzeit­kurve für die Einsätze vom Herd ab angeben ließe, so wären die Tiefen der Schichten berechenbar. Man könnte dabei ähnlich vor­gehen, wie man es bei den Tiefenbestimmungen der großen Seismik im Erdkörper gewohnt ist. Herr H. MOTHES, der nach mir reden wird, wird mitteilen können, daß auch mittels reflektierter Wellen Tiefenbestimmungen möglich sind. Es ist ihm in den Alpen ge-

E. WIECHF.R·r ~ Untersuchung der Erdrinde mit Hilfe von Sprengungen 345

anzuwenden ist, da wegen der verhältnismäßig großen Wellenlänge der elastischen Erschütterungen die "Beugung" ganz gewiß mitwirken wird. Auch für die Ausbreitung der Wellen im Erdkörper hat die Beugung sich ja als sehr bedeutungsvoll gezeigt. Aber das, was ich in bezug auf die Laufzeitkurve gesagt habe, wird durch diese Un­genauigkeit der Theorie nicht wesentlich beeinflußt.

Ich erinnere an das kleine Vorbeben, welches uns die Registrie­rung des 2 Millionen-Seismometers bei der Sprengung von Seiferts zeigt (Figurentnfel Kurve I). Auch die anderen bisher gewonnenen Registrierungen größerer Entfernungen (von ca. 100 km an) zeigen solche Vorbeben. Es deutet sich hier die Schichtung der Erdrinde in größeren Tiefen an, welche einem Teil der Erdbebenwellen tiefer­gelegene Wege vorschreibt. Auch einzelne der späteren Einsätze in den ßebenbildern gehören hierher. Das mir bisher zur Verfügung stehende Beobachtungsmaterial ist noch so gering, daß ich vorläufig bestimmtere Angaben vermeiden möchte.

Die gerade Linie, welche die Laufzeitkurve von 16 km ab dar­stellt (Figur), geht nicht durch den Anfangspunkt der Koordinaten für Entfernung und Laufzeit, sondern liegt gegenüber der Achse der Entfernungen um etwa 1 Sekunde zu hoch. Es äußert sich darin der Umstand, daß die gleichmäßige Schicht (das Grundgebirge) in einiger Tiefe unterhalb der Erdoberfläche liegt. Hieran schließt sich eine bemerkenswerte Folgerung. Bei der großen Seismik, der Seismik des Erdkörpers und der Erdbebenwellen, sprechen wir von "direkten Wellen" und "Reflektionen". Die vom Herd aus in die Tiefe gehenden und dann wieder zur Erdoberfläche zurückkehrenden Wellen werden hier reflektiert, gehen von neuem in die Tiefe, kehren wieder zurück und so fort. Diejenigen Wellen nun, welche von dem Herd zur Station gehen, ohne dazwischen zur Erdoberfläche gekommen zu sein, heißen "direkte Wellen". Unter der "ersten Reflektion", der "zweiten Reflektion" usw. werden jene WeHen verstanden, welche zwischen Herd und Station einmal, zweimal usw. von der Erdober­fläche reflektiert wurden. Wellen, welche bei der Reflektion ihren Charakter (ob longitudinal oder transversal) änderten, werden" Wechsel­wellen "genannt. Die erste Reflektion ist oft, die zweite weniger oft, die dritte nur noch selten zu beobachten, da jede der Reflek­tionen Störungen gibt. - Auch für unsere experimentelle Seismik sind Reftektionen zu erwarten, und in der Tat treten sie sowohl für die Longitudinalwellen als auch für die Transversalwellen in den Registrierungen deutlich auf. Dürften wir im Falle der Sprengung bei Seiferts zwischen Herd und Station (Seiferts, Göttingen) eine gleichmäßige Beschaffenheit der Erdrinde annehmen, 80 müßte wegen der erwähnten Verschiebung der Laufzeitgeraden erwartet werden, daß bei den longitudinalen Wellen die Reßektionen den direkten Wellen in 1, in 2 usw. Sekunden nachfolgen. Für die transversalen

344 1. Aufsätze und Mitteilungen

lungen, mittels der seismischen Instrumente unter Benutzung von Sprengungen die Dicke von Gletschereis zu messen. Die Echolot­Methode bietet bekanntlich Entsprechendes für Wassertiefen. -

Ich habe meinen geologischen Kollegen an der Göttinger [ni­versität, Prof. H. STILLE, um Rat gefragt, wie wohl geologisch die gleichmäßige Schicht zu deuten wäre. Er ist der Meinung, daß es sich höchstwahrscheinlich um das variszische Grundgebirge handelt, w~lches einst eingeebnet wurde, um dann wieder durch Ablagerungen überdeckt zu werden. Wenn erst weitere Tiefenbestimmungen vor­liegen werden, wird sich diese Ansicht prüfen lassen, denn das varia­zische Grundgebirge tritt an einzelnen Stellen bis an die Oberfläche. Aufgabe der experimentellen Seismik wird es sein, durch syste­matische Tiefenmessungen den Verlauf der Oberfläche des Grund­gebirges klarzustellen.

Aus der Geradlinigkeit der Laufzeitkurve schloß ich auf die Gleichmäßigkeit einer wellenleitenden Schicht im Gebiet der Beob­achtungen. "Ver mit der großen Seismik vertraut ist, wird vielleicht mit der Geradlinigkeit andere Gedanken verbinden. Nach der Theorie der Erdbebenwel1en müßte die Laufzeitkurve auch bei einer in hori­zontaler Ausdehnung gleichmäßigen Schichtung gekrümmt sein, wenn die Geschwindigkeit der \Velle nach unten hin sich ändert, etwa wegen der Vergrößerung von Druck und Temperatur. In der Tat zeigt die Seismik des Erdkörpers diese Erscheinung für den Stein­manteL Hier wächst die Geschwindigkeit von der oberen bis zur unteren Grenze fast auf das Doppelte. Sollte nicht eine entsprechende Änderung der Geschwindigkeit und damit eine Krümmung der Lauf­zeitkurve für die gleichmäßige Schicht anzunehmen sein? Die Ant­wort lautet, daß wir nicht berechtigt sind, durch einen Analogie­schluß eine merkliche Krümmung der Laufzeitkurve zu folgern. 'Vollten wir nämlich dieser gleichmäßigen Schicht ein gleiches Ver­halten wie dem Steinmantel zuschreiben, so wäre mit einer Zunahme der Geschwindigkeit um ca. 1/10 % auf je 1 km Tiefe zu rechnen. Für den Krümmungsradius der Strahlen innerhalb der gleichmäßigen Schicht ergäbe sich etwa 1000 km, die Strahlen wären also sehr wenig gekrümmt. Für die Laufzeitkurve im Bereiche unserer Dar­stellung würde eine 80 geringe Krümmung folgen, daß die Ab­weichungen zwischen Kurve und gerader Linie nur etwa ± 1/100

Sekunde erreichten, aleo in den Beobachtungsfehlern untergingen. So folgt denn, daß eine merkliche Krümmung der Laufzeitkurve, verursacht durch eine Änderung der Beschaffenheit der gleichmäßigen Schicht nach unten hin, nur dann zu erwarten wäre, wenn die Be­schaffenheit sich sehr viel stärker - mehr als 10 mal stärker -änderte, als im Steinmantel.

Der Vollständigkeit wegen sei noch darauf hingewiesen, daß die einfache Theorie des Strahlenganges hier strenge genommen nicht

346 1. Aufsähe und Mitteilungen

Wellen wären nahezu die doppelten Zeitdifferenzen zu erwarten. überschaut man die Registrierung des 2 Millionen-Seismometers, so tritt z. B. bei den transversalen Wellen, Ende der Kurve I, eine Gruppenteilung deutlich hervor, und zwar finden wir 2 Gruppen im erwarteten Abstand von 2 Sekunden. So liegt es nahe, hier auf direkte Wellen und erste Reflektion zu schließen. Auffällig ist dann, bei der guten Ausbildung der 1. Reflektion, daß so gar keine An­deutung der 2. Reflektion sich findet. Verschiedene Arten der Er­klärung scheinen möglich. Eine geographische Karte, welche das Gebiet zwischen Göttingen und Reiferts zeigt, lehrt, das gerade an den Reflektionsstellen der 2. Reflektion (in 1/8 und '1/8 der Entfernung) das Bett der Werra sich befindet. Zwar ist die Ausbuchtung der Erdoberfläche, welche die Werra bewirkt, nicht groß, aber für die Zerstreuung der Wellen können schon verhältnismäßig kleine Störungen der Oberfläche wirksam sein. Eine andere Erklärungsmöglichkeit läge in Besonderheiten der Schichtung der Erdrinde an den Reflek­tionsstellen. Weitere Untersuchungen mittels der experimentellen Seismik könnten Aufschluß geben. Eben deswegen brachte ich die Angelegenheit zur Sprache, und ich lasse den Gedanken jetzt gleich weiteren Spielraum: Es scbeint ein erstrebenswertes und wohl erreichbares Ziel der experimentellen Seismik, jede Zacke, jede Welle der Seismogramme zu erklären und für die Entwirrung der Beschaffenheit der Erdrinde dienstbar zu machen.

Hochverehrte Anwesende, ich habe es schmerzlich empfunden, daß ich heute noch so wenig bringen konnte. Immer wieder mußte ich die Geringfügigkeit des Beobachtungsmateriales anerkennen, mußte naheliegende Fragen unbeantwortet lassen. Ich bitte zu bedenken, daß wir bei aller Mühe, die wir aufwandten, doch nur im Anfang der Arbeit stehen. Immer noch kämpfen wir um die passende Ausge­staltung der Apparate und Methoden. \Vas nötig ist, lernen wir Schritt für Schritt erst durch die Arbeit selbst! Bedenken Sie, wieviel Menschenarbeit eine einzige Bohrung von 1 oder gar 2 Kilo­meter Tiefe verlangt; bedenken Sie, welch einer außerordentlichen Fülle von Einzelarbeit die Geologie ihr stolzes Gebäude verdankt! Meine Aufgabe für beute muß ich als erfüllt ansehen, wenn meine Zuhörer erkennen, daß es sich hier um eine aussichtsreiche Methode der Forsohung handelt. Im Geiste aber sehe ich die seismische Ver­messungsarbeit sich zu einem Hilfsmittel ausgestalten, welches Geo­logie und Geophysik zu neuen großen Erfolgen führt. Wir Anfänger müssen uns damit begnügen, mühsam und doch hoffnungsfroh die vorbereitende Arbeit zu tun.

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B. Gutenberg

The structure of the Earth's crust in Europe Geol Rundsch 19:433-439

Translation received: 28 February 2002 © Springer-Verlag 2002

Similarly to the way light rays shining through a body give us information about its properties, in particular about material discontinuities, we can use recordings of elastic waves, which have been excited by earthquakes or artificial vibrations, to infer the properties of those parts of the Earth these waves have passed through. The farther the observation point is from the source of ener­gy, the deeper the layers the waves have propagated through, disregarding here "surface waves". For exam­pie, the recordings of small explosions at a distance of few tens to several hundreds of metres from the explo­sion point help to constrain the structure of the upper­most layers, which are of relevance to the mining indus­try. If, however, we wish to investigate the structure of the Earth's crust between -3 and 60 km depths, we need to use strong explosions or earthquakes and analyse re­cordings at distances of a few to several hundred kilo­metres.

If the Earth were a homogeneous sphere, the waves would propagate with constant velocity on the chords earthquake focus - observation point, i.e. near the focus of an explosive source, the waves should arrive at the Earth's surface according to the distance of the observa­tion point, since for small distances chord and are are equal. The next approximation, entirely sufficient for OUf

purpose, is that the Earth is composed of several layers, in each of which the velocity is constant. In reality, it in­creases somewhat with depth, but the effect of this in­crease is smaller than the observational uncertainty, as has often been demonstrated. In the more general case of earthquakes, elastic waves emanate from the earthquake focus (H, Fig. 1), propagate along the dashed lines, and cause the large arrivals a in the earthquake diagram. Ex­cept in the immediate vicinity of the focus (effect of fo-

Translated by Frederik Tilmann

F. Tilmann (~) Forschungszentrum GEOMAR, Wischhofstr. 1-3,24148 Kiel, Germany e-mail: ftilmann@geomar.de

cal depth), the arrivals must be on a straight li ne from which we can immediately read off the wave velocity in layer I. Other waves c (continuous line) penetrate lay­er 11, are refracted according to the refraction law of op­tics i and finally arrive at the surface. These arrivals c are approximately on a straight line, too, but they initially arrive later than a; because the velocity in layer II is higher, the increase in distance travelled for larger focal distances is overcompensated by the higher velocity in the deeper layer, if the increment in velocity is suffi­ciently large. For large distances, the arrival c can thus come before a. A similar explanation applies to a further layer boundary, which causes arrival b; b can arrive be­fore c, if the change in velocity at the deeper layer boundary is particularly large. An analysis of the record­ings at neighbouring stations can show how the different arrivals are related.

Three such arrivals, called P, P*, and P, can now be identified for earthquakes located in Europe. Figure 2 shows two recordings of the earthquake of 16 November 1911 ("Schwäbische Alm" - Swabia). In both cases a strong arrival annotated P can be identified, correspond­ing to arrival a in Fig. 1. Furthermore, it can be observed that arrival P arrives earlier with respect to P for stations situated at greater distances from the earthquake focus. The recording in Göttingen also exhibits the p* arrival, corresponding to arrival c in Fig. 1. A detailed analysis, based on many records of this earthquake as weIl as those of another earthquake at the same location in July 1913, indicated that the focal depth of both earthquakes is -30 km, that the (longitudinal) wave Pis propagating with a velocity of 5.5-5.6 km/s within the uppermost layer, that p* originates from a layer boundary near the focal depth, i.e. at around 30 km depth, and that there the compressional wave velocity increases to 6 1/4 kmls, whereas P has penetrated an additional layer boundary at -40-50 km depth where the velocity increases from 6 1/4 to 8 km/so Because of this large velocity difference, the wave designated by P arrives much earlier than the direct wave P for large distances from the earthquake focus.

Fig, 1 Schematic display of the travel paths of earthquake waves for the case of several layers. Above Appearance of recordings at various distances from earthquake focus H

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I Minute Fig, 2 First part of recordings of the 16 November 1911 earthquake in southern Germa­ny: a in Neuchätel (225 km epicentral distance). b in Göt­tingen (365 km epicentral dis­tance) _\-rJ

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Fig.2a.

Almost the same results were obtained by V. Conrad for an earthquake in Tauern 1. For the same distance, the time differences between the three arrivals are approxi­mately the same as for the earthquake in southern Ger­many, which indicates that the focal depth and the layer­ing in Tauern and surrounding areas at depths exceeding a few kilometres was about the same as that in southern Germany. It should be mentioned in passing that the ar­rivals P, P*, and P are generally recorded at the same time in Japan as in Germany, such that the focal depth is mostly around 30 km there, too, and layer boundaries are at 20-30 km and at 45 km depth. K. Suda observed dif­ferent values only near the Pacific coast, leading him to conclude that the layer boundary was shallower there, and hence the layer thickness smaller. In Europe we can further consider A. MohoroviciC's analysis of the Kulpa­tal (Kulpa Valley) earthquake, for which he, for the first time ever, could distinguish P and S waves and identify the layer boundary which he inferred to be at 57 km depth at the time. S. Mohorovicic obtained similar re­sults, too. Finally, the investigations of A. de Quervain

I Note added in proof: likewise for an earthquake near Vienna (presentation at the Naturforscherversammlung, Hamburg, 1928)

Fig.2b.

of earthquakes in the Alps have shown that the lower boundary is at a similar depth there as in the rest of Eu­rope. There is still a lack of investigations of the inter­mediate boundaries. The p* waves were first identified by Gutenberg, and their interpretation was provided by V. Conrad and confirmed by H. Jeffreys, who determined even smaller layer thicknesses.

Somewhat surprising was E. Wiechert's observation that in the wider surroundings of Göttingen, at least in the regions Kassel-Main-Rhön-Jüterbog, seismic wave velocities are 5.9-6.0 kmls even in the upper layers, compared to 5.5 kmls in southern Germany. Further­more, an explosion record (reproduced in this journal, vol. 17, p. 341) exhibits an arrival which can be inter­preted only by assuming that the increase in velocity oc­curs at shallower depth in the aforementioned area near Göttingen than in southern Germany. Therefore, we have to conclude that there is a difference between the layer­ing near Göttingen (and presumably in northern Germa­ny) and in southern Europe. Because both regions, or materials with rigidity coefficientsii differing by 10%, are unlikely to blend into each other in a continuous manner, we can expect a transitionary zone with vertical dislocations or faults reaching large depths. Such a zone

142

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Fig.3 Deerease in wave amplitudes for the 16 November 1911 earthquake in southern Germany. a P waves (propagation mainly below 50 km depth), b P waves (propagation mainly at 30 km depth), c surfaee waves (propagation mainly in the uppermost 10 km). Hg Helgoland; Py Puy de Dome; Ma Marseille; Tr Triest; Je Jena; Gz Graz

can be recognised in the seismic data because near it waves are more strongly attenuated, i.e. the observed displacements should decrease strongly within the zone. As example (Fig. 3), we show the 1911 earthquake in southern Germany; the 1913 earthquake as weIl as the explosion in Oppau show a similar pattern. Figure 3a shows the amplitudes of P waves, which predominantly propagate below 45 km depth. No differences in propa­gation which exceed uncertainties (e.g. due to variable site conditions) can be identified between the various di­rections. A different pattern is apparent in Fig. 3b which displays the amplitudes of P waves which have propagat­ed predominantly above 30 km. Here we find - exactly as in the other two cases mentioned - a strong inward deflection of the contours in a zone which extends ap­proximately between Karlsruhe and Frankfurt in east­west direction, and then turns towards the south-east. Accordingly, this is the place where we have to look for the transition between the high velocity region in the north and the low velocity region in the south.

Lastly, if we consider the amplitude maxima of the surface waves which propagate predominantly in the up­permost 5 km, we obtain a different pattern once again (Fig. 3c). These waves propagate most easily from the focus towards ENE and WSW, whereas they attenuate more strongly in the perpendicular direction. The direc­tions observed here agree very weIl with those found by Kossmat for the strike of the Variscides.

Summarising out results, we obtain the NS cross sec­ti on through Europe shown very schematically in Fig. 4. The plane at -60 km depth drawn in the figure is charac­terised by a sud den onset of near-constant seismic wave velocities (over a few kilometres depth) or even slightly decreasing velocities. Possibly, this is the boundary be­tween amorphous and crystaIline material. It should fur­ther be pointed out that a11 focal depth determinations

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Fig. 4 Sehematie cross seetion through the erust in central Eu­rope, approximately along 10°E. H earthquake foei. Labels are the velocities of longitudinal waves

have since resulted in a depth of about 30 km, suggesting that the stresses present in the Earth's crust are released particularly easily in layer boundaries located approxi­mately within this plane, where ruptures occur more eas­ily than within the blocksiii. The earthquake hazard is particularly large in places where vertical dislocations (faults) cut through this layer boundary in an area of rel­atively high stress. A rupture can initiate within the layer boundary at 30 km depth in such a region, propagate in various directions, but again particularly easily in planes affected by dislocationsiv, and eventually reach the Earth's surface, causing visible changes there.

Fina11y, there is a compilation of seismic wave veloci­ties V at various depths, together with the elastic moduli Ev which result from a density of 2.7 at the surface and 2.9 at depth, assuming a Poisson ratio of 0.28, as is com­monly found in the Earth's crust; some corresponding laboratory measurements of E are also shown. However, it cannot be excluded, as pointed out by R.A. Daly, that the laboratory values obtained at high pressure are too

Southern Germany, V=5.5 km/s uppermost layer

Northern Germany, V=6.0 km/s uppermost layer

Europe, V=6.3 km/s intermediate layer

Europe, lower layer V=8.0 krnls

Observed in the laboratory:

Washington granite Westerly granite Stone-Mt. granite Feldspar (oligoclase) Basalt Basalt Augite Dunite Dunite

2000 atm. pressure 2000 atm. pressure 2000 atm. pressure 2000 atm. pressure 2000 atm. pressure 10000 atm. pressure 2000 atm. pressure 2000 atm. pressure 10000 atm. pressure

E=ca.6 1I2xl011 CGS

E=ca. 7 3/4xlOll

E=ca.9xl0 11

E=ca.15xI0 11

E=6.0x10 11

E=6.9x10 11

E=7.0xI0 11

E=9.1xl011

E=5.7xI0 11

E=8.lxlO 11

E=13.3xI0 11

E=16.5xI011

E=17.5x10 11

small. Daly assumed that the uppermost layer consists of granite with u-quartz, the following one of grantite with ~-quartz, and the lowermost one of material similar to flood basaltsvi, but others suggested peridotite or dunite­like rocks beneath 50 km depth.

2000 atm. pressure corresponds to -7 km depth, 10000 atm. to -36 km. The observed values often differ markedly between different pieces of the same rock type.

Translator's comments

i.e. Snell's law. ii Also known as shear modulus (the German word is

"Righeitskoeffizient") iii The German word is "Scholle", which is not really

equivalent to "block". However, dictionary transla­tions of "Scholle" are even less suitable.

iv From the context is seems fairly clear that Gutenberg is simply referring to fault planes but the translation is dose to the German wording.

v Probably the elastic modulus referred to is Young's modulus. To convert the units in the table into SI units, use the relation 1011 CGSnlO GPa

143

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144

l. Aufsätze und Mitteilungen.

Der Aufbau der Erdkruste in Europa. Von B. Gutenberg (Frankfurt a. M.).

\Mit 4 Textfiguren.)

Ähnlich wie die Lichtstrahlen uns über gewisse Eigenschaften, vor allem Materialgrenzen , des durchstrahlten Körpers Aufschluß geben, vermögen wir auch aus den Aufzeichnungen der elastischen Wellen, die bei Erdbeben oder künstlichen Erschütterungen ausgelöst vrerden. Schlüsse auf die durchlaufenen Teile der Erde zu ziehen. Je weiter die Beobachtungsstelle von der EnergiequelJe liegt, desto tiefere Schichten baben die Wellen erreicht, wenn wir von den nOber­flächenwellen" abseben. So ergeben die Aufzeichnungen bei kleinen Sprengungen in einigen Zehnern bis mehrere hundert Meter Ent­fernung von der Sprengstelle Anhaltspunkte für den Aufbau der obersten für die BergwirtAchaft wichtigen Schichten. Wollen wir da­gegen den Aufbau der Erdkruste' zwischen etwa 3 und 60 km Tiefe untersuchen, 80 müssen wir schon starke Sprengungen oder Erd­beben heranziehen und die Aufzeichnungen in Entfernungen von einigen bis mehreren hundert Kilometer studieren.

Wäre die Erde eine homogene Kugel, so würden die Wellen auf den Sehnen Herd-Beobachtungsstelle mit konstanter Geschwindigkeit laufen, d. h. in der Nähe des ;Herdes müßten bei einer Sprengstelle an der Erdoberfläche die Wellen entsprechend den Entfernungen der Beobacbtungsstellen eintreffen, da bei diesen kleinen Entfernungen Sehne und Bogen gleich sind. Die nächste Annäherung, die aber unseren vorliegenden Zwecken völlig genügt, ist die, daß die Erde aus mehreren Schichten besteht, in deren jeder die Geschwindigkeit konstant ist. In Wirklichkeit nimmt diese mit der Tiefe etwas zu, doch ist die Wirkung dieser Zunahme, wie mehrfach festgestellt wurde, kleiner als die Beobachtungsgenauigkeit. Im allgemeineren Falle des Erdbebens haben wir also Wellen, die vom Erdbebenherd (H, Fig. 1) ausgehen, die gestrichelten Bahnen durchlaufen und die großen Einsätze a in den Erdbebendiagrammen hervorrufen. Ab­gesehen von der Herdnähe (Wirkung der Herdtiefe) müssen die Ein­sätze auf einer Geraden liegen, aus der sich sofort die Geschwindig­keit der Wellen in der Schicht I ergibt. Andere Wellen c (aus­gezogen) dringen in die Schicht Il e'in, werden dort nach dem Brechungsgesetz der Optik gebrochen und erreichen schließlich wieder

G801ogiach~ Rund.ebau. XIX 28

B. GVT1I:NBERG - Der Aufbau der Erdkruste in Europa. 435

bei diesem Reben sowie dem Beben, das im Juli 1913 vom gleichen Herd ausging, ergab, daß bei beiden Beben die Herdtiefe in rund 30 km zu suchen ist, daß sich die (Longitudinal-)Wellen P durch die oberste Schicht mit einer Geschwindigkeit von 5,5-5,6 km/stlc fort­pflanzen, daß p* von einer Schichtgrenze herrührt, die etwa in der Herdtiefe, also etwa 30 km Tiefe liegt, und daß dort die Wellen· geschwindigkeit auf 61/" km/sec springt, während P eine weitere Schichtgrenze in etwa 40-50 km Tiefe durchsetzt hat, an der die Geschwindigkeit von 61/, auf 8 km/sec ansteigt. Durch diesen großen Unterschied wird bewirkt, daß die mit P bezeichnete Welle bei größeren Entfernungen vom Herd wesentlich früher kommt als die direkte Welle P.

Fast die gleichen Ergebnisse fand V. CONBAD bei der Bearbeitung eines Taut"rnbehens l ), die Zeitdifferenzen zwischen den drei Ein­

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Fig. 2 a. Fig. 2 b. Beginn der Aufzeichnung des süddeut8chen Behens am 16. November 1911, a) in NeuchAtel (225 km vom Herd), b) in Göttingen (365 km vom Herd).

sätzen sind in gleichen Entfernungen etwa die gleichen wie bei den süddeutschen Beben, ein Beweis dafür, daß die Herdtiefe und die Schichtung in den Tauern und den Nachbargebieten in Tiefen unter­halb ejnigen Kilometern die gleiche war wie in Süddeutschland. Bei­läufig sei erwähnt, daß auch in Japan die Einsätze P, p* und P im allgemeinen zu den gleichen Zeiten wie in Deutschland gefunden wurden, so daß auch dort meist die Herdtiefe etwa 30 km beträgt und die Schichtgrenzen in etwa 20-30 und 45 km Tiefe wie in Deutschland vorhanden sind; nur in der Nähe der Pazifikküste fand K. SUDA ab­weichende Werte, die ihn zur Folgerung führten, daß dort die Schicht­grenze höher liege, die Schichtdicke also geringer sei. Aus Europa liegen ferner noch die Untersuchungen von A. MOHOROVI~IC über ein Kulpatal-Beben vor, bei dessen Bearbeitung er als erster die Wellen P und P unterscheiden und die Schichtgrenze finden konnte, die er damals in 57 km Tiefe verlegte. Auch S. MOHOROVICIC kam

1) Nachtrlgl. AnmeTkung: Ebenso bei einem Behen bei Wien (Vortra.g ~atllrforschervers. Hamburg 1928).

434 I. Aufsitze und Mitteilungen

die Ober8äche. Auch diese Einsätze c liegen angenähert auf einer Geraden, sie kommen zunächst später als a, da jedoch die Ge­schwindigkeit in der Schicht Ir größer ist, wird bei wachsender Ent~ fernung der größere Weg durch die größere Geschwindigkeit in der Tiefe überkompensiert, falls die Zunahme der Geschwindigkeit ge­nügend stark ist. Es kann 80 in größeren Entfernungen der Einsatz c vor a kommen. ÄhnlichBs gilt für eine weitere Schichtgrenze, welche den Einsatz b hervorruft; dabei kann b vor c kommen, wenn die Geschwindigkeitsänderung an der tieferen Schichtgrenze beBonders

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Fig. 1. Schema.tische Daretellung des Verladea von Erdbebenwellen bei Vor­handensein mehrerer Schiehten. Oben: Aue:seben der Aufzeichnungen in ver-

8chiedener Entfernung vom Herd H.

groß ist. Wie die einzelnen Einsätze zusammenhängen, zeigt das Studium der Aufzeichnungen an benachbarten Stationen.

Bei den Beben in Europa lassen sich nun in günstigen Fällen drei solcher Einsätze erkennen, die man mit P, P* und P bezeichnet. Fig. 2 zeigt zwei Aufzeichnungen, die in verschiedenen Entfernungen bei dem Beben am 16. Nov. 1911 (Herd in der Schwäbischen Alb) aufgezeichnet wurden; man erkennt in beiden Fällen den starken Ein­satz P, welcher dem Einsatz 8 in Fig. 1 entspricht; man sieht weiter, daß der Einsatz P um BO trüher vor P kommt, je weiter die Station vom Herd entfernt ist, und erkennt auch bei der Aufzeichnung in Göttingen den Einsatz P*, welcher der Welle c in Fig. 1 entspricht. Eine genaue Auswertung an Hand der zahlreichen Aufzeichnungen

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1. Aufsatze und Mitteilungen

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zu ähnlichen Ergebnissen. Schließlich zeigten die Untersuchungen von A. DE QUERVAIN an Alpen­beben, daß auch dort die untere Grenze etwa in der gleichen Tiefe liegt wie im übrigen Europa. Wei­tere Untersuchungen über die mittlere Grenze fehlen noch. Die P*-Wellen wur­den zuerst von GUTEN­

BERG festgestellt, ihre Deutung wurde -von V. CO:NRAD gegeben und von H. JEFFREYS bestätigt, der im übrigen zu noch kleineren Schichtdicken kam.

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Eine gewisse Über­raschung bot dann die Feststellung von E. WIE­CHERT, daß in einem größeren Umkreis um Göt­tin gen , mindestens im Gebiete KasAel-Main­Rhön-Jüterbog, bereits in den oberen Schichten die Wellen geschwindigkeit 5,9-6,0 km/sec sei statt 5,5 in Süddeut~chland.

Ferner zeigt eine (in dieser Zeitschr. ßd.17, S. 341 re· produzierte) Sprengungs­aufzeichnung einen Ein­satz, der sich nur unter der Annahme deuten läßt, daß die Zunahme der Ge­schwindigkeit in dem er­wähnten Gebiete um Göt­tingen in geringerer Tiefe erfolgt als in Süddeutsch­land. Wir müssen dem· nach annehmen, daß

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B. GUTENBERO - Der Aufbau der Erdkruste in Europa 437

zwischen der Schichtung in der Umgebung von Göttingen (bezw. vermutlich in Norddeutschland) und in Südeuropa ein Unterschied besteht. Da die beiden Gebiete bezw. die Materialien mit um etwa. 100/0 verschiedenen Righeitskoeffizienten wohl ka.um stetig ineinander übergehen, ist mit einem Grenzgebiet mit tiefreichenden vertikalen Störungen zwischen beiden Zonen zu rechnen. Ein solches läßt sicb nun in den Aufzeichnungen dadurch erkennen, daß an ibm die Wellen stärker geschwächt werden, d. h. die beobachteten Boden­verrückungen müßten in einem solchen Gebiete stark abnehmen. Als

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Fig.4. Schematiecher Schnitt durch die Erdkruste in Mitteleuropa etwa länge dee Meridians 10 0 E. v. Gr. H = Erdbebenherde. Die Geschwindigkeiten der Longitudinalwellen sind eingetragen.

BeiRpiel (Fig. 3) seien die Verhältnisse bei dem süddeutschen Beben 1911 gegeben, bei dem Beben 1913 sowie der Explosion von Oppau waren sie ähnlich: In Fig. 3a sind die Amplituden der P-Wellen aufgetragen, die im wesentlichen unterhalb 45 km Tiefe laufen. Man findet keine Unterschiede in der Ausbreitung nach den verschiedenen Seiten, welche die Fehlerquellen (u. a.: Untergrund der Station) über­steigen. Anders sieht Fig. 3b aus, welche die Amplituden der P­Wellen darstellt, die in dem Raum oberhalb etwa 30 km gelaufen sind. Hier finden wir - und zwar genau so auch in den beiden anderen erwähnten Fällen - ein starkes Zusammendrängen der Kurven in einer Zone, welche in westöstlicher Richtung etwa zwischen Karlsruhe und Frankfurt verläuft und dann Dach Südosten umbiegt. Hier wäre also die Grenze zwischen dem Gebiete mit höherer Ge­schwindigkeit im Norden und der geringeren im Süden zu suchen.

H. SCHOLTZ - Tektonische Untersuchungen an WeeterwAlder Vulkanen 439

Im Laboratorium beobachtet: Washington-Granit, 2000 Atm. Druck We.terly-Granit, 2000 Stone-Mt.-Granit, 2000 Feldspat (Oligokla.) 2000 Basalt 2000

10000 Augit 2000 Dunit 2000

10000

E = 6,0 ·10" E = 6,9.10" E = 7,0. 1O" E = 9,1.10" E = 5,7. 10" E = 8,1.10" E = 13,3.10" E = 16,5.10" E = 17,5.10"

2000 Atm. Druck entsprechen etwa 7 km Tiefe, 10000 Atm. etwa 36 km Tiefe. Die beobachteten Werte sind bei verschiedenen Stücken des gleichen Gesteins oft sehr verschieden.

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438 1. Aufeibe und Mitteilungel!

Benutzen wir schließlich noch die Amplituden der Muima der Ober~ flächen wellen • die sich im wesentlichen in den obersten 5 km fort~ pflanzten, so finden wir abermals ein anderes Bild (Fig. 3c): Diese Wellen pßanzten sich vom Herd aus na.ch ENE und WSW besonders leicht fort, während sie senkrecht dazu stärker abnehmen. Die hier gefundenen Richtungen stimmen genau zu denen, die KOSSMAT für das Streichen des variszischen Gebirges gefunden hat.

Fassen wir unsere Ergebnisse zusammen, so erhalten wir ganz schematisch den in Fig. 4 dargestellten Schnitt in der NB-Richtung durch Europa. Die darin weiter in etwa 60 km Tiefe eingezeichnete Fläche zeichnet sich dadurch aus, daß an ihr die Wellengeschwindig· keit plötzlich für einige Kilometer Tiefe konstant wird oder sogar etwas abnimmt. Möglicherweise haben wir hier die Grenze zwischen kristallinem und amorphem Material. Hinzuweisen wäre ferner noch auf das Ergebnis, daß fast alle genaueren Herdbestimmungen seither auf eine 'riefe von etwa 30 km fÜhrten, so daß die Vermutung nahe~ liegt, daß die in der Erdkruste vorhandenen Spannungen besonders leicht in der etwa in dieser Fläche gelegenen Schichtgrenze zur AU8~ lösung kommen. an welcher der Zusammenhang leichter reißt als innerhalb der Schollen; besonders groß ist dann wiederum die Erd­bebengefabr da, wo in einem Gebiet mit relativ hoher Spannung vertikale Störungen (Verwerfungen) diese SchichtgrenZ6 durchschneiden. An einer solchen Stelle der GrenzBäche in ca. 30 km Tief. reißt dann der Zusammenhang, der Riß pflanzt sich in verschiedenen Richtungen, aber auch wieder besonders leicht in den gestörten Flächen, fort und kann dabei auch die Erdoberfläche erreichen und dort sichtbare Änderungen hervorrufen.

Zum Schluß seien noch die Geschwindigkeiten V der Wellen in den verschiede~en Tiefen zusammengestellt sowie die Elastizitätsmoduln E, die sich bei einer Dichte 2.7 an der Erdoberßiiche und 2.9 in der Tiefe ergeben, wenn man die Poissonsche Konstante zu 0,28 an­nimmt, wie sie normalerweise in der Erdkruste gefunden wurde, und einige im Laboratorium gefundene Werte für E diesen gegen~ übergestellt. Dabei ist es allerdings nicht ausgellcblossen, worauf R. A. DALY hinwies, daß die im Laboratorium unter Anwendung von hoben überdrucken gefundenen Werte zu klein ausfallen. DALY nahm an, daß die oberste Schicht aus Granit mit a-Quarz, die fol­gende aus Granit mit p·Quarz und die unterste aus Material ähnlich Plateaubasalt bestände, während von anderer Seite periodit. oder dunitartige Gesteine unterhalb 50 km Tiefe vermutet werden.

Süddeutschl.nd, obere Schicht V = 5,5 km/.ec E = ca. 61/,.10" CGS Norddeut.chl.nd, " V = 6,0 E = ca. 7'1.. 10" Europa, mittlere V = 6,3 E = ca. 9 .10 11

untere V = 8,0 E = ca. 15 .10 11

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