Discusión:Geofísica
España en mapas. Una síntesis geográfica
Compendios del Atlas Nacional de España. Nuevo contenido
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El conocimiento de las dimensiones, estructura y composición de la Tierra y sus propiedades físicas, son algunas de las cuestiones que trata la geofísica. Estos fenómenos han estado sometidos a una investigación innovadora en las últimas décadas, debido tanto al uso de nuevos instrumentos como a las técnicas de observación desde satélites y otros dispositivos móviles. Por un lado han permitido un conocimiento más profundo del entorno externo de la Tierra, como es el origen del campo magnético y, por otro, mediante métodos indirectos basados en la observación de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas o a la modelización del campo gravitatorio de la Tierra, se ha obtenido un mejor conocimiento de su estructura interna.
Gravimetría
La razón por la que los objetos caen al suelo cuando se lanzan es la misma que explica por qué las personas no salimos disparadas al espacio exterior cuando damos un salto o por qué los elementos que pueblan la Tierra parecen estar pegados a su superficie. Este fenómeno no es otro que la fuerza de la gravedad.
La gravedad, la gravitación y la fuerza de la gravedad son conceptos relacionados pero distintos. La gravitación o fuerza gravitatoria es el fenómeno que Newton describió como una fuerza de atracción entre dos cuerpos que es proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que los separa. Por otro lado, la gravitación ejercida por la Tierra y por otros cuerpos celestes, así como la fuerza centrífuga debida a la rotación de la Tierra, dan lugar a la fuerza de la gravedad. Esta fuerza hace que todo cuerpo que esté sobre o cerca de la superficie terrestre experimente una aceleración. Esta aceleración se llama gravedad, cuya medida y estudio es el objeto de la gravimetría.
Cuando Galileo realizó su legendario experimento en la torre de Pisa lo que observó fue el efecto que la fuerza de la gravedad imprime en los cuerpos, que es lo que comúnmente se conoce como gravedad. Al tratarse de una magnitud derivada del tiempo y la distancia, la unidad de medida de la gravedad es el m/s2. Sin embargo, en el ámbito de la geodesia y la geofísica es muy común emplear el Gal como unidad de medida (1 Gal = 10-2 m/s2). Esta unidad se creó, precisamente, en honor al científico italiano.
La gravimetría no ha sido ajena a los avances tecnológicos alcanzados a lo largo del pasado siglo. Durante más de 300 años la medida de la gravedad se llevó a cabo mediante el uso de péndulos. Sin embargo, el desarrollo de nuevas tecnologías hizo que a mediados del siglo XX comenzase la fabricación de los instrumentos empleados en la actualidad. Los gravímetros modernos han servido para ampliar el conocimiento que tenemos del campo de la gravedad y extender significativamente las aplicaciones de su estudio.
Los gravímetros se pueden clasificar en dos grupos: absolutos y relativos. Ambos tipos incorporan una masa testigo y un sensor que determina cómo se comporta esa masa bajo la acción del campo de la gravedad. Los únicos gravímetros capaces de medir la gravedad en un lugar y momento concretos son los absolutos, mientras que los relativos permiten determinar variaciones de la gravedad entre dos o más puntos (modo itinerante) o en un mismo lugar a lo largo del tiempo (modo estacionario).
Los gravímetros absolutos miden la gravedad usando las unidades de distancia y tiempo. Estos instrumentos observan el recorrido descrito por una masa en caída libre situada en una cámara de vacío, obteniendo incrementos de distancia con un láser de helio-neón e incrementos de tiempo con un reloj atómico de rubidio. El valor de la gravedad se calcula usando los pares de distancia y tiempo observados sobre la ecuación del movimiento uniformemente acelerado. En la actualidad, el resultado de las observaciones absolutas se puede determinar con una incertidumbre que varía entre los 10-7 m/s2 y los 10-8 m/s2, en función de las características del instrumento empleado y de las condiciones del lugar de medida.
Por otro lado, los gravímetros relativos usan una fuerza que se contrapone a la de la gravedad. Este tipo de instrumentos observan únicamente una de las unidades fundamentales de la aceleración, bien sea la distancia o el tiempo, considerando la otra unidad como fija. La contrafuerza empleada trata de mantener a la masa testigo en una posición de equilibrio que únicamente se ve afectada por las variaciones de la gravedad, de modo que observando los cambios en la posición de la masa se puede calcular la variación del fenómeno que la perturba. Según la ley de la elasticidad de Hooke, la elongación experimentada por un muelle es proporcional a la fuerza aplicada sobre el mismo. Este hecho explica que la mayoría de los gravímetros relativos empleen un muelle como fuerza opuesta. Sin embargo, existe otro tipo de gravímetros relativos que emplean una fuerza magnética para mantener en equilibrio a la masa testigo: los gravímetros superconductores. La elección del sistema de levitación magnética frente a los sistemas de muelle hace que estos instrumentos puedan observar las variaciones de la gravedad con más precisión, razón por la que son empleados en el estudio de las mareas terrestres y de fenómenos geodinámicos.
Como se ha señalado, la gravedad que experimenta un objeto depende, fundamentalmente, de la distribución de masas alrededor del cuerpo en cuestión. Por lo tanto, de su observación se puede inferir información muy valiosa sobre nuestro planeta, razón por la que la gravimetría adquiere especial importancia en disciplinas como la geodesia o la geofísica. La medida de la gravedad también se usa en otros estudios y aplicaciones, como la metrología (creación de los patrones de fuerza y sus unidades derivadas), la creación de redes de vigilancia volcánica, la búsqueda de recursos minerales e hidrocarburos o la arqueología. En astronomía y astronáutica, el conocimiento de la gravedad se usa para calcular las órbitas de cuerpos celestes naturales (planetas, luna) y artificiales (satélites, sondas y naves espaciales). Además, los registros continuos de la gravedad son esenciales para estudiar las mareas terrestres y para determinar cambios en la orientación de la Tierra.
En España, el Instituto Geográfico Nacional desarrolla y mantiene la Red Española de Gravimetría Absoluta (REGA). Esta red, que está compuesta por más de 130 estaciones, cumple una doble función. Por un lado, sirve de apoyo a varias de las infraestructuras mantenidas por el IGN y, además, ofrece datos de calidad a cualquier otra entidad pública o privada cuya actividad requiera del conocimiento preciso de la gravedad, bien sea con fines geodésicos, geológicos, geofísicos o metrológicos. (ver mapa Red de Gravimetría Absoluta y gravímetros superconductores).
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Espesor de la corteza terrestre
La corteza terrestre, como expresión de la superficie terrestre, refleja en su espesor la orogenia que se ha producido en ella. El espesor de la corteza terrestre aumenta bajo las cordilleras jóvenes y disminuye en las zonas oceánicas. Tiene un espesor variable que oscila entre 5 km en el fondo oceánico hasta 70 km en las zonas montañosas de los continentes. La determinación del espesor se realiza mediante prospección sísmica a partir de perfiles de alcance regional, tanto en zonas continentales como marinas. |
Geomagnetismo
La existencia del campo magnético de la Tierra es conocida desde muy antiguo por sus aplicaciones en navegación mediante la brújula. Su uso aparece por vez primera en Occidente hacia el siglo XII, aunque es posible que en China se conociera antes. Fue Gilbert, en 1600, quien primeramente estudió el campo magnético y su comparación con el teóricamente creado por una esfera uniformemente magnetizada de las dimensiones de la Tierra. Es a partir de Gauss, en 1839, cuando se establece la teoría del potencial y su desarrollo en el análisis armónico, comprobando los resultados teóricos con la observación llevada a cabo en el primer observatorio geomagnético de Göttingen en 1832. La observación continuada del campo magnético terrestre conduce, ya en el siglo XIX, a la hipótesis de una estrecha relación con el Sol.
El geomagnetismo estudia el campo magnético terrestre y sus variaciones. El campo magnético que se observa tiene dos orígenes, uno interno y otro externo. El campo interno es semejante al producido por un dipolo magnético situado en el centro de la Tierra con una inclinación de 10,5º respecto al eje de rotación. Los polos geomagnéticos son los puntos en los que el eje del dipolo intersecta a la superficie terrestre, y el ecuador magnético es el plano perpendicular a dicho eje. El campo interno presenta una variación en el tiempo en todas sus componentes, llamada variación secular, que es registrada de forma continua en los observatorios.
La componente de origen externo es debida principalmente a la actividad del Sol sobre la ionosfera y la magnetosfera, siendo las más importantes la variación diaria y la anual con períodos de 24 horas y 365 días, respectivamente. Otras variaciones de origen externo son: la lunar, pulsaciones magnéticas, tormentas magnéticas, bahías, efectos cromosféricos, etc.
Las tormentas magnéticas son perturbaciones del campo magnético terrestre que perduran durante horas e incluso días, difiriendo unas de otras en su duración y en su morfología. Estos fenómenos tienen un carácter universal, si bien las amplitudes son diferentes, mayores cuanto más altas son las latitudes. Como consecuencia de estas tormentas pueden aparecer fenómenos luminosos durante la noche en zonas polares que reciben el nombre de auroras boreales. La producción de auroras es debida a la excitación de los átomos de los gases de la alta atmósfera (oxígeno, hidrógeno y nitrógeno), por partículas de gran energía. Los átomos bombardeados se excitan para después volver al estado de equilibrio, produciendo una radiación luminosa.
El campo magnético terrestre es una magnitud de carácter vectorial, por lo que se toma como referencia, en un punto de la superficie de la Tierra, un sistema triédrico de ejes vertical, N-S y E-O. De esta forma, la intensidad del campo (F) y sus proyecciones horizontal (H) y vertical (Z) están relacionadas a través de los ángulos de declinación (D), que forma H con el norte geográfico, y de inclinación magnética (I), que forman F y H. Así, para expresar el campo magnético en un punto basta con hacerlo con tres de sus componentes (ver mapa Declinaciones magnéticas. España peninsular y Baleares).
La observación del campo magnético en un territorio se realiza mediante magnetómetros que miden valores absolutos y relativos. A partir de los datos registrados en los observatorios y en las estaciones seculares, se puede representar las componentes del campo en la cartografía, en la que debe especificarse la fecha de referencia, ya que el campo magnético es variable con el tiempo. En los observatorios magnéticos se registran de manera continua y precisa los valores de las componentes magnéticas y del campo total. Procesando estos datos se pueden determinar los índices de actividad magnética, los valores medios horarios, diarios, mensuales y anuales, así como la variación anual de los elementos magnéticos y confeccionar con ellos el Anuario Geomagnético de cada observatorio.
La primera cartografía magnética de España se remonta a 1858, pero es a partir de 1924 cuando el Instituto Geográfico Nacional (IGN) comienza a publicar los mapas magnéticos de España, editándose después los de 1939, 1960 y 1975. Después de este último se publican cada cinco años en el caso de la declinación y cada diez para el resto de las componentes.
Todos los mapas están formados por dos grupos distintos de curvas. Por un lado están las correspondientes a las componentes magnéticas, que expresan sus valores en la fecha de referencia del mapa, y reciben el nombre de isógonas (igual declinación), isóclinas (igual inclinación) e isodinámicas totales, horizontales y verticales (igual intensidad del campo total, horizontal y vertical respectivamente). Por otro lado están las que representan la variación anual de cada componente y reciben el nombre de isóporas. Los valores de declinación aparecen en las hojas del Mapa Topográfico Nacional MT50 y MT25 referidos al punto medio de las hojas.
Los anuarios recogen los resultados de las observaciones magnéticas llevadas a cabo durante un año en un observatorio determinado. Constan de una memoria y una serie de tablas y gráficas que representan los valores medios anuales, valores medios mensuales, gráfica con las bases adoptadas, tablas de los valores medios horarios, índices geomagnéticos (k, C), tormentas magnéticas, así como otras informaciones y tablas que representan los días de calma magnética o días perturbados.
El estudio del campo magnético interno cortical (campo anómalo) generado por las rocas magnéticas de la corteza, permite conocer la parte más superficial de la Tierra, donde se originan numerosos fenómenos geofísicos: erupciones volcánicas, terremotos, etc. Un levantamiento aeromagnético mide la intensidad del campo magnético terrestre desde una plataforma móvil (avión), cubriendo de modo uniforme una determinada región más o menos extensa. Si a este campo observado restamos el campo de origen interno, obtenemos el campo anómalo, que permite conocer las fuentes que causan estas anomalías. El levantamiento aeromagnético de la España peninsular fue el primero de los realizados por el IGN. La fase de adquisición de datos comenzó en septiembre de 1986, y finalizó en junio de 1987. El mapa del campo anómalo o residual se obtuvo restando el valor del IGRF-85 (modelo internacional de referencia del campo fundamental). Más adelante, este levantamiento se unió al levantamiento portugués, obteniendo así el mapa de anomalías magnéticas de toda la península ibérica. En 1993 se realizó el levantamiento aeromagnético del archipiélago canario, con una mayor densidad de puntos de información en la zona del Teide, con objeto de llevar a cabo un estudio geofísico completo del volcán.
Sismología
La sismología, a través del estudio de la ocurrencia de los terremotos, su distribución espaciotemporal, mecanismos en el foco y liberación de energía pone de manifiesto los procesos dinámicos que están sucediendo en la Tierra. Asimismo, el estudio de la propagación de las ondas sísmicas producidas por los terremotos da información sobre la estructura interior de la Tierra, las regiones que la forman y la distribución de la densidad y de las constantes elásticas.
Las ondas sísmicas se describen teóricamente con la mecánica de los medios elásticos y se obtienen como solución dos tipos de ondas, llamadas internas o de volumen, que se generan en la fuente del terremoto y se propagan con distinta velocidad. Las de mayor velocidad, y por tanto las primeras en llegar, son las llamadas ondas P y son de tipo longitudinal. Las segundas en llegar, debido a su menor velocidad, son las ondas S y su movimiento es transversal a la dirección de propagación. El estudio de estas ondas se realiza mediante las leyes de reflexión y refracción, ya que la Tierra está formada por capas de distinto material. Sus trayectorias y tiempos de llegada se determinan considerando diferentes modelos, por ejemplo, considerando capas planas, de velocidad constante o aumentando con la profundidad, o bien considerando distintos modelos de capas en Tierra esférica.
En la superficie libre de la Tierra y en otras discontinuidades de la corteza, las ondas internas interaccionan produciendo otro tipo de ondas que, por propagarse a lo largo de estas superficies, reciben el nombre de ondas superficiales. Estas ondas se propagan con velocidades inferiores a las de la onda S y su amplitud decrece con la profundidad. De estas ondas existen dos tipos, cuyos nombres corresponden a dos científicos ingleses del siglo XIX: las ondas Rayleigh, de movimiento radial y vertical, y las ondas Love, de movimiento horizontal transversal a la dirección de propagación.
Las observaciones de las diferentes ondas sísmicas permitieron determinar la existencia de las discontinuidades que delimitan las distintas capas del interior de la Tierra. La corteza se compone generalmente de una capa sedimentaria, una capa granítica y una capa basáltica y por debajo de estas se sitúa la base de la corteza que recibió el nombre de discontinuidad de Mohorovicic. El espesor de la corteza varía desde los 50-60 km en las zonas montañosas a los 5-10 km en la parte oceánica (donde no existe la capa granítica). Por debajo de la corteza se extiende el manto superior hasta una profundidad de unos 700 km, siendo este el límite en el que se pueden producir terremotos. Por debajo del manto superior se extiende el manto inferior hasta una profundidad de 2.900 km. A partir de los 105° de distancia epicentral se observa una brusca desaparición de las ondas P y S, apareciendo de nuevo la onda P a los 143°, lo que da información sobre la existencia del núcleo externo. Dentro del núcleo externo se propagan solamente ondas P, lo que indica que el material se encuentra en estado líquido o de fusión. Por el contrario, el núcleo interno se considera sólido y tiene un radio de 1.216 km.
Pero es en la corteza y parte superior del manto, en la llamada litosfera, donde se producen la mayoría de los terremotos. Esta capa sismogénica más rígida y frágil tiene un espesor medio de unos 50-100 km y está fragmentada en bloques llamados placas litosféricas o placas tectónicas. Estas placas están en continuo movimiento, y se desplazan unas respecto de otras a velocidades que van desde unos pocos mm al año a varios cm al año, sobre otra capa más dúctil del manto denominada astenosfera. Este desplazamiento genera deformaciones que se han acumulado a lo largo de cientos y miles de años, especialmente a lo largo de los bordes de las placas. Este movimiento es el responsable de la mayor parte de la sismicidad, vulcanismo, fenómenos geológicos y orogénesis que ocurren en la Tierra.
Los esfuerzos acumulados en las placas debidos a su movimiento también producen fallas, fracturas que limitan bloques de corteza que se desplazan uno respecto al otro. Es el desplazamiento brusco de los bloques de una falla lo que origina los terremotos, y el foco sísmico es el lugar donde se inicia este desplazamiento o ruptura.
Las primeras determinaciones del punto donde se produce un terremoto (foco o hipocentro) y su proyección sobre la superficie (epicentro) se basaban en el estudio de la distribución de los daños producidos en los edificios, en el terreno o en las personas, y situaban el epicentro en la zona de mayor daño (epicentro macrosísmico). Con el desarrollo del instrumental sismológico, la determinación del foco sísmico se realiza a partir de los registros de las ondas que produce un terremoto y su localización se define por los siguientes parámetros: hora origen, coordenadas geográficas del epicentro y profundidad del foco. La primera forma que se definió para cuantificar el tamaño de un terremoto fue a partir de los daños ocasionados. En estas observaciones está basado el concepto de intensidad macrosísmica, que se evalúa asignando a cada lugar el grado de una escala elegida que mejor refleje los efectos del terremoto en ese lugar. Existen varias escalas macrosísmicas; en Europa se utiliza actualmente la European Macroseismic Scale (EMS-98), que clasifica los efectos en 12 grados, desde el grado I - “no se ha sentido” hasta el grado XII - “totalmente devastador”.
La intensidad es una medida del movimiento del suelo en cada lugar y tiene gran interés en sismología y en particular en ingeniería, pero no da una idea precisa de la energía liberada por un terremoto, pues un terremoto muy superficial puede producir intensidades muy altas y sin embargo liberar una energía muy pequeña.
Por esta razón, para medir el tamaño de un terremoto es necesario cuantificar, de una forma instrumental, la energía que se libera en el foco. Esta idea llevó a C. F. Richter en 1935 a la creación de la escala de magnitudes, relacionada con la energía liberada en el foco en forma de ondas elásticas, y que está basada en que la amplitud de las ondas sísmicas. Hay distintos tipos de escalas de magnitud dependiendo del tipo de onda sísmica analizada, y cada una es más adecuada para un tipo de terremoto. La más conocida es la magnitud local de Richter ML, definida utilizando un determinado terremoto como patrón para ser usada en terremotos registrados a pequeñas distancias epicentrales, pero actualmente se utilizan otras escalas de magnitud, preferentemente la magnitud momento Mw, propuesta por Hanks y Kanamori en 1979. La ventaja de esta escala de magnitud es que no se satura para grandes terremotos y además tiene una relación directa con la física de la fuente. Las escalas de magnitud son logarítmicas, es decir, los valores de magnitud son proporcionales al logaritmo de la energía liberada. Así, un terremoto de magnitud 6, por ejemplo, es aproximadamente 32 veces mayor, en términos de energía, que uno de magnitud 5.
La ocurrencia de terremotos de gran magnitud cercanos a zonas pobladas o de gran desarrollo industrial no preparadas para sus posibles efectos, puede llegar a producir numerosos daños en edificaciones e infraestructuras y graves consecuencias sociales y económicas. Se deben estudiar y adoptar medidas de prevención que permitan reducir estos efectos lo máximo posible. Un primer paso es la realización de estudios de peligrosidad sísmica, cuyo fin es evaluar la probabilidad de que se pueda exceder un nivel de movimiento del suelo en un lugar dado y en un periodo de tiempo determinado, como consecuencia de la ocurrencia de terremotos. Los resultados obtenidos en estos estudios son clave en la preparación de normativas de construcción sismorresistente y en la elaboración de planes de emergencia sísmica, cuyo objetivo final va a ser la reducción del riesgo sísmico, es decir, la mitigación de daños y pérdidas materiales y humanas (ver mapa Peligrosidad sísmica).
El seguimiento de la actividad sísmica en España se realiza desde principios del siglo XX mediante la Red Sísmica del IGN (ver mapas de estaciones sísmicas). Las estaciones que conforman la red han evolucionado, gracias al desarrollo de la electrónica y de la informática, desde el inicio de los grandes observatorios a principios del siglo XX, con sismómetros de 1.000 kilos de masa, hasta estaciones de tamaño muy reducido, muy alta amplificación y poco mantenimiento. Actualmente el IGN mantiene una red de sismógrafos con transmisión digital en tiempo real a un centro de recepción y cobertura de todo el territorio nacional y una red de acelerógrafos. La nueva red de estaciones está diseñada con las siguientes características: transmisión digital a un centro de recepción (vía satélite, telefonía móvil o internet), cobertura de todo el territorio nacional, datos sísmicos digitales de alta resolución con tres componentes y banda ancha, y tiempo absoluto GPS/UTC. La red es la responsable de la observación y detección de los movimientos sísmicos ocurridos en territorio nacional y áreas próximas y permite la difusión de las características de los terremotos muy pocos minutos después de su ocurrencia. El centro de recepción de datos está operativo durante las 24 horas del día los 365 días del año, por turnos de personal cualificado que, en función del tamaño del terremoto, informa a los organismos competentes mediante un protocolo de actuación. Asimismo, toda la información sísmica que se genera es publicada, casi en tiempo real, en la página web del IGN, cuyo acceso es público. La base de datos del IGN contiene una gran cantidad de información que recoge la historia sísmica de España, desde documentos sobre terremotos históricos hasta las formas de onda digitales de los últimos terremotos. Esta información se representa en los mapas de sismicidad, donde se diferencian los terremotos de épocas históricas –entre 1048 y 1923 en la zona peninsular, y de 1341 a 1974 en Canarias–, y los de época instrumental hasta la actualidad.
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Principales terremotos en España
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Principales tsunamis o maremotos en España
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