Cambios

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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.

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 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.

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.

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.

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.

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 ''[[:Archivo:Espana Declinaciones-magneticas 2005 mapa 13295 spa.jpg|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.

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 ''[[:Archivo:Espana Estaciones-sismicas 2015 mapa 13324 spa.jpg|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 [http://www.ign.es/web/ign/portal/sis-area-sismicidad página web] del IGN, cuyo acceso es público.

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