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Revisión actual del 12:11 10 oct 2024
España en mapas. Una síntesis geográfica
Compendios del Atlas Nacional de España.
Estructura temática > Medio natural > Estructura terrestre y formas de relieve > Geofísica
Geología →
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
En el siglo XVII Galileo obtiene experimentalmente que los espacios recorridos por los cuerpos en caída libre son proporcionales al cuadrado de los tiempos recorridos y Newton formula la ley de la gravitación universal, según la cual dos cuerpos se atraen con una fuerza proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre ellos. Todos los cuerpos situados en la superficie terrestre, conjuntamente con esta fuerza de atracción, se encuentran sometidos a una fuerza centrífuga por efecto de la rotación terrestre. La composición entre estas dos fuerzas es lo que se denomina fuerza de gravedad. La gravimetría se puede definir como la ciencia cuyo objetivo es determinar y estudiar el campo gravitatorio terrestre y de otros cuerpos celestes en función de la posición y del tiempo.
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Gravímetro
El gravímetro es un instrumento que se utiliza para medir el campo gravitacional local de la Tierra y detectar así anomalías causadas por estructuras geológicas cercanas o por la propia forma de la Tierra. Se basa en medir los cambios (estiramiento o contracción) que experimenta un muelle helicoidal que sostiene un peso, con el fin de conocer la gravedad local. La longitud del muelle es proporcional a la tensión que experimenta.
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Para la medida de la gravedad se utilizan dos métodos: dinámicos y estáticos. En los métodos dinámicos se observa el movimiento de un cuerpo bajo la acción de la gravedad, midiendo directamente el tiempo que dicho cuerpo necesita para pasar de una situación registrada a otra. En los métodos estáticos se observa un cambio en la posición de equilibrio de un cuerpo bajo la acción de la fuerza de la gravedad y de otra fuerza niveladora.
Las observaciones pueden ser también absolutas o relativas. En las absolutas se miden, o bien períodos de observaciones pendulares, o bien, en la caída libre de cuerpos, posiciones y tiempos mediante interferómetro y reloj atómico. En las medidas relativas se observan diferencias de gravedad entre puntos de la superficie terrestre, o en un mismo punto sus variaciones temporales.
Las primeras medidas gravimétricas de cierta precisión en el mundo son las realizadas por Plantamour en el año 1864 en Suiza. Las primeras en España son de Barraquer en la biblioteca del Observatorio Astronómico de Madrid en 1883, con un error de 1,6 miligal (Gal unidad denominada así en honor a Galileo equivalente a 1 cm s-2). En la actualidad, las redes gravimétricas de orden cero y de primer orden son observadas con los gravímetros absolutos, siendo densificadas por los gravímetros relativos (orden inferior).
De la definición de la fuerza de gravedad y de la forma de la Tierra se deduce que la aceleración de la gravedad varía con la latitud y la altitud del lugar de observación siguiendo leyes conocidas. Pero además, la gravedad varía de forma armónica con el tiempo, como se puede observar en los registros continuos de los valores de la gravedad: es la denominada marea terrestre, de amplitudes menores que las mareas oceánicas y que también se originan por la desigual respuesta terrestre a la fuerza de atracción gravitatoria ejercida por la Luna, el Sol y los planetas del Sistema Solar, debido a la posición relativa de esos astros y elasticidad de los materiales terrestres.
La gravedad también varía por la influencia de las montañas, por lo que es conveniente antes de su comparación definitiva, reducirlas a una superficie común. Por ello se definen dos superficies: una física, el geoide, coincidente con el nivel medio de los océanos, y otra matemática, el elipsoide. La primera es el origen de altitudes entre los distintos puntos de la superficie de la Tierra, mientras que el elipsoide es la figura matemática que representa mejor el campo gravitatorio de una Tierra ideal que tuviese la misma masa que la Tierra real.
Las aplicaciones de la gravimetría son, entre otras, geodésicas, geofísicas, geodinámicas y metrológicas. En las primeras podemos englobar la determinación de las altitudes geopotenciales, que representan la forma real de la Tierra, el geoide y la curvatura del campo de la gravedad. En las segundas podemos incluir el estudio de la distribución y composición de las masas de la Tierra a partir del estudio de anomalías de la gravedad. Los mapas de anomalías gravimétricas de aire libre, no incluido en este atlas, y de Bouguer nos proporcionan esta información. Se puede deducir también una interpretación de procesos tectónicos y de la isostasia terrestre. Las variaciones con el tiempo en la rotación terrestre, mareas terrestres, carga oceánica sobre la masa continental, dinámica del manto y núcleo terrestres, son algunas de las relaciones de esta ciencia con la geodinámica. Entre las aplicaciones metrológicas se encuentran las calibraciones de transductores de presión y células de carga, determinación de referencia de los patrones primarios y secundarios de masa, determinación de la constante gravitatoria G, así como la calibración de gravímetros relativos y el establecimiento de líneas de calibración.
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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.
Los resultados, como los que expresa la imagen adjunta, permiten evaluar el desarrollo vertical de las cordilleras activas y apreciar los procesos geológicos que han estructurado la península ibérica. La corteza parece fuertemente engrosada en Pirineos y la Cordillera Cantábrica (>40 km) y existe también un engrosamiento cortical, aunque menor, en el resto de los sistemas montañosos. Por el contratrio, la corteza adelgaza en el surco de Valencia y el mar de Alborán. Equidistancia de las isolíneas: 2 km |
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. Esta componente presenta una variación en el tiempo, 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 bastan las tres cantidades F, I, D (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, se interrumpió durante el invierno (diciembre 1986-abril 1987) y finalizó en junio de 1987. No se ha realizado el levantamiento geomagnético de las islas Baleares. 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. Posteriormente 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 de la ocurrencia de los terremotos, su distribución espacio temporal, 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 producidas por los terremotos nos da información sobre su estructura interior, las regiones que la forman y la distribución en ellas de la densidad y de las constantes elásticas.
Las soluciones obtenidas para las ondas elásticas representan dos tipos de ondas (llamadas internas o de volumen) que se propagan con distinta velocidad. Las de mayor velocidad, y por tanto las primeras en llegar, son las llamadas ondas P. Las segundas en aparecer, debido a su menor velocidad, son las ondas S, que tienen carácter transversal. 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, bien considerando capas planas, cada una de velocidad constante o aumentando con la profundidad, o bien considerando la Tierra esférica.
En la superficie libre de la Tierra y en otras discontinuidades de la corteza, se producen 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: las ondas Rayleigh, de movimiento vertical, y las ondas Love, de movimiento horizontal, cuyos nombres corresponden a dos científicos ingleses del siglo XIX.
Las observaciones de las diferentes ondas sísmicas permitieron determinar la existencia de las discontinuidades en el interior de la Tierra. Por debajo de la capa sedimentaria correspondiente a las capas granítica y basáltica, 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. 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, cuya estructura es muy homogénea, aumentando lentamente la velocidad con la profundidad. 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.
Las primeras determinaciones del punto donde se produce el terremoto (foco o hipocentro) y su proyección sobre la superficie (epicentro) se basan en el estudio de la distribución de los daños producidos en los edificios, en el terreno o en las personas, y sitúan 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 producen los terremotos. Admitido el carácter puntual del foco sísmico, la localización de un terremoto viene definida 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, que se puede definir como la fuerza con que se siente un terremoto. La medida de la intensidad es algo subjetiva; no obstante, es un parámetro de gran interés en sismología y en particular en ingeniería, por lo que se han definido numerosas escalas de intensidad. En Europa se adoptó la escala EMS-98 de doce grados, equivalente a la Mercalli modificada. La intensidad es una medida indirecta y 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 a la creación de la escala de magnitudes, que está basada en que la amplitud de las ondas sísmicas está relacionada con la energía liberada en el foco.
El seguimiento de la actividad sísmica en España se realiza desde principios del siglo XX mediante la Red Sísmica del IGN (ver mapa 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. La nueva red de estaciones está diseñada con las siguientes características: transmisión digital a un centro de recepción (vía satélite, GPRS 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 esta 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 colocada, 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 1903 a 1971 en Canarias–, y los de época instrumental hasta el año 2015.
La ocurrencia de terremotos de gran magnitud en zonas pobladas o de gran desarrollo industrial produce graves consecuencias sociales y económicas, por lo que se deben estudiar medidas para reducirlas lo máximo posible. Una manera de realizarlo es mediante los estudios de peligrosidad sísmica, que permiten conocer la probabilidad de exceder un determinado nivel de movimiento del terreno como resultado de la acción de terremotos durante un período de tiempo especificado. Según esta definición, la peligrosidad es un concepto probabilista en el que se debe especificar (ver mapa Peligrosidad sísmica) qué nivel de movimiento del suelo se considera constitutivo de peligro potencial y durante qué período de tiempo se espera que ocurra un sismo que produzca tal movimiento. En general estos parámetros del movimiento del suelo se dan en valores de aceleración máxima relativos a la aceleración de la gravedad (g) y para un periodo de retorno de 475 años.
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Recursos relacionados
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