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Abb. 4.37
Isostasiemodelle nach Airy und Pratt;
¡
M
ist die Mantel-
tigkeit, d die Wassertiefe über der ozeanischen Kruste; h
1
und h
2
die
Höhen der Topografie; r
1
,r
2
und r
3
bzw.
dichte;
¡
oK
sind die Dichten der Kruste bzw. der
kontinentalen und ozeanischen Kruste; t und D sind die Krustenmäch-
¡
K
bzw.
¡
kK
und
¡
2
die Tiefen der
Gebirgswurzeln (Airy) bzw. die Gebirgsdichten (Pratt)
¡
1
und
birgswurzel r
1
und Antiwurzel r
3
des Beckens sowie für die
Höhe des Gebirges h
1
:
die Kruste dürfte um drei bis vier Größenordnungen höher
sein. Mit Ausnahme geodynamisch aktiver Zonen herrscht
in der Lithosphäre somit isostatisches Gleichgewicht, d. h.
in der Ausgleichstiefe im Erdmantel herrscht überall dersel-
be Auflastdruck. Dieser Gleichgewichtszustand wird durch
die plastische Asthenosphäre herbeigeführt.
Wo dies nicht der Fall ist, erkennt man an der isostati-
schen Anomalie
g
I
, die mit der Anomalie für eine Struktur
im isostatischen Gleichgewicht
g
G
bezüglich der Bouguer-
Anomalie
g
B
gebildet wird:
r
1
D
h
1
¡
K
=.¡
M
¡
K
/ I
r
3
D
d
.¡
K
¡
W
/=.¡
M
¡
K
/ I
h
1
D
r
1
.¡
M
¡
K
/=¡
K
:
(4.92)
Dagegen kompensiert Pratts Modell einer konstanten iso-
statischen Ausgleichsfläche die zunehmende Höhe durch
¡
kK
D
D .
h
1
C
D
/¡
1
D .
h
2
C
D
/¡
2
D
d
¡
W
C ¡
oK
.
D
d
/
.
Hieraus folgt für Höhen der Gebirge h
i
und ihre Dichten
¡
i
sowie die Dichten der ozeanischen Kruste
¡
oK
:
g
1
D
g
B
g
G
:
(4.94)
Negative isostatische Anomalien entstehen, wenn der Betrag
der Bouguer-Anomalie größer ist als jener der berechneten
Anomalie - man nennt sie dann überkompensiert. Positive
isostatische Anomalien entstehen dagegen, wenn der Betrag
der Bouguer-Anomalie kleiner ist als jener der berechneten
Anomalie - man nennt sie dann unterkompensiert. Nur im
isostatischen Gleichgewicht verschwindet
g
I
gänzlich.
Es gibt verschiedene Arten, wie
g
G
bestimmt werden
kann, z. B. als auf große Wellenzahlen beschränkter Teil ei-
ner Kugelfunktionsentwicklung des Schwerefelds oder ent-
bene Topografie sowie Geometrie und Dichte der Kruste.
Die Ermittlung einer isostatischen Anomalie in den Ost-
alpen mit der zweiten Methode wird hier veranschaulicht
am Beispiel der Ergebnisse des internationalen
TRANSALP
-
Projekts von Forschern aus Deutschland, Italien, Österreich
und der Schweiz. In dessen Rahmen erfolgten in den Jah-
ren 1998-1999 seismische Messungen und seismologische
Experimente gemeinsam mit einer Modellierung des Schwe-
refelds, tektonischen Bilanzierung und dynamischen Mo-
h
i
D
D
.¡
kK
¡
i
/=¡
i
I
¡
i
D ¡
kK
D
=.
h
i
C
D
/ I
¡
oK
D .¡
kK
D
¡
W
d
/=.
D
d
/:
(4.93)
In beiden Fällen bezeichnet
¡
W
die Dichte des Meerwassers.
Isostatische Ausgleichsvorgänge sind u. a. durch das Ab-
schmelzen der eiszeitlichen Gletscher heute noch in Skandi-
navien zu beobachten, das seinerzeit, ähnlich wie Grönland
heute, von einem zwei bis zweieinhalb Kilometer dicken
Eispanzer bedeckt war. Aus den Hebungsraten von der-
zeit maximal 1 cm pro Jahr und der derzeitigen maximalen
Ausgleich dieses Massendefizits eine zukünftige Hebung um
weitere 250m abgeleitet - nicht ohne praktische Bedeutung
für die Häfen entlang der Küsten. Aus der Hebungsge-
schwindigkeit und den Auftriebskräften wird auf eine dy-
namische Viskosität der Asthenosphäre in 100 km-175 km
Tiefe von 10
19
Pa s-10
20
Pa s geschlossen. Der Wert für
