La anomalía de la gravedad en un lugar de la superficie de la Tierra es la diferencia entre el valor observado de la gravedad y el valor predicho por un modelo teórico. Si la Tierra fuera un esferoide achatado ideal de densidad uniforme, entonces la gravedad medida en cada punto de su superficie estaría dada precisamente por una simple expresión algebraica. Sin embargo, la Tierra tiene una superficie rugosa y una composición no uniforme, lo que distorsiona su campo gravitacional. El valor teórico de la gravedad se puede corregir según la altitud y los efectos del terreno cercano, pero normalmente todavía difiere ligeramente del valor medido. Esta anomalía de la gravedad puede revelar la presencia de estructuras subterráneas de densidad inusual. Por ejemplo, una masa de mineral denso debajo de la superficie dará una anomalía positiva debido al aumento de la atracción gravitacional del mineral.
Diferentes modelos teóricos predecirán diferentes valores de gravedad, por lo que una anomalía de gravedad siempre se especifica con referencia a un modelo particular. Las anomalías de gravedad de Bouguer , de aire libre y de gravedad isostática se basan cada una en diferentes correcciones teóricas del valor de la gravedad.
Un estudio de gravedad se lleva a cabo midiendo la anomalía de la gravedad en muchos lugares de una región de interés, utilizando un instrumento portátil llamado gravímetro . Un análisis cuidadoso de los datos de gravedad permite a los geólogos hacer inferencias sobre la geología del subsuelo.
La anomalía de la gravedad es la diferencia entre la aceleración observada de un objeto en caída libre ( gravedad ) cerca de la superficie de un planeta, y el valor correspondiente predicho por un modelo del campo gravitacional del planeta . [1] Normalmente el modelo se basa en supuestos simplificadores , tales como que, bajo su autogravitación y movimiento de rotación , el planeta asume la figura de un elipsoide de revolución. [2] La gravedad en la superficie de este elipsoide de referencia viene dada por una fórmula simple que solo contiene la latitud . Para la Tierra, el elipsoide de referencia es el Elipsoide de referencia internacional , y el valor de la gravedad predicho para los puntos del elipsoide es la gravedad normal , g n . [3]
Las anomalías de la gravedad se descubrieron por primera vez en 1672, cuando el astrónomo francés Jean Richer estableció un observatorio en la isla de Cayena . Richter estaba equipado con un reloj de péndulo de alta precisión que había sido cuidadosamente calibrado en París antes de su partida. Sin embargo, descubrió que en Cayena el reloj iba demasiado lento, en comparación con el movimiento aparente de las estrellas. Quince años después, Isaac Newton utilizó su recién formulada teoría universal de la gravitación para explicar la anomalía. Newton demostró que el valor medido de la gravedad se veía afectado por la rotación de la Tierra, lo que hacía que el ecuador terrestre sobresaliera ligeramente en relación con sus polos. Cayena, al estar más cerca del ecuador que París, estaría más lejos del centro de la Tierra (lo que reduciría ligeramente la atracción gravitacional de la Tierra) y estaría sujeta a una aceleración centrífuga más fuerte debido a la rotación de la Tierra. Ambos efectos reducen el valor de la gravedad, lo que explica por qué el reloj de péndulo de Richter, que dependía del valor de la gravedad, funcionaba demasiado lento. La corrección de estos efectos eliminó la mayor parte de esta anomalía. [4]
Para comprender la naturaleza de la anomalía de gravedad debida al subsuelo, se deben realizar una serie de correcciones al valor de gravedad medido. Los diferentes modelos teóricos incluirán diferentes correcciones al valor de la gravedad, por lo que una anomalía de la gravedad siempre se especifica con referencia a un modelo particular. Las anomalías de gravedad de Bouguer , de aire libre e isostática se basan cada una en diferentes correcciones teóricas del valor de la gravedad. [5]
El punto de partida para el campo del modelo es el Elipsoide de Referencia Internacional, que da la gravedad normal g n para cada punto de la forma idealizada de la Tierra. Los refinamientos adicionales del campo del modelo generalmente se expresan como correcciones agregadas a la gravedad medida o (equivalentemente) restadas de la gravedad normal. Como mínimo, estos incluyen la corrección de marea △ g tid , la corrección de terreno △ g T y la corrección de aire libre △ g FA . Se agregan otras correcciones para varios modelos gravitacionales. La diferencia entre la gravedad medida corregida y la gravedad normal es la anomalía de la gravedad. [6]
La gravedad normal representa la gravitación global de toda la Tierra, corregida por su forma y rotación idealizadas. Viene dada por la fórmula:
El Sol y la Luna crean fuerzas de marea dependientes del tiempo que afectan el valor medido de la gravedad en aproximadamente 0,3 mgal. Dos tercios de esto provienen de la Luna. Este efecto se comprende muy bien y se puede calcular con precisión para un momento y lugar determinados utilizando fórmulas y datos astrofísicos, para producir la corrección de marea △ g tid . [8]
La topografía local de la superficie terrestre afecta la medición de la gravedad. Tanto el terreno más alto que el punto de medición como los valles más bajos que el punto de medición reducen el valor medido de la gravedad. Esto se tiene en cuenta mediante la corrección del terreno △ g T . La corrección del terreno se calcula a partir del conocimiento de la topografía local y de estimaciones de la densidad de la roca que constituye el terreno elevado. De hecho, la corrección del terreno nivela el terreno alrededor del punto de medición. [9]
La corrección del terreno debe calcularse para cada punto en el que se mide la gravedad, teniendo en cuenta cada colina o valle cuya diferencia de elevación desde el punto de medición sea superior a aproximadamente el 5% de su distancia desde el punto de medición. Esto es tedioso y requiere mucho tiempo, pero es necesario para obtener una anomalía de gravedad significativa. [10]
La siguiente corrección es la corrección al aire libre. Esto tiene en cuenta el hecho de que la medición suele realizarse a una elevación diferente que el elipsoide de referencia en la latitud y longitud de medición. Para un punto de medición por encima del elipsoide de referencia, esto significa que la atracción gravitacional de la masa total de la Tierra se reduce ligeramente. La corrección en aire libre es simplemente 0,3086 mgal m −1 veces la elevación sobre el elipsoide de referencia. [11]
La anomalía de gravedad restante en este punto de la reducción se denomina anomalía del aire libre . Es decir, la anomalía del aire libre es: [12]
La anomalía al aire libre no tiene en cuenta la capa de material (después de la nivelación del terreno) fuera del elipsoide de referencia. La atracción gravitacional de esta capa o placa se tiene en cuenta mediante la corrección de la placa de Bouguer, que es−0,0419 × 10 −3 ρ h mgal m 2 kg −1 . La densidad de la roca de la corteza terrestre, ρ, generalmente se considera 2670 kg m 3, por lo que la corrección de la placa de Bouguer generalmente se toma como −0,1119 mgal m −1 h . Aquí h es la elevación sobre el elipsoide de referencia. [13]
La anomalía de gravedad restante en este punto de la reducción se llama anomalía de Bouguer . Es decir, la anomalía de Bouguer es: [12]
La anomalía de Bouguer es positiva en las cuencas oceánicas y negativa en las zonas continentales altas. Esto muestra que la baja elevación de las cuencas oceánicas y la gran elevación de los continentes se compensa con el espesor de la corteza en profundidad. El terreno más elevado se sostiene gracias a la flotabilidad de una corteza más gruesa que "flota" sobre el manto. [14]
La anomalía isostática se define como la anomalía de Bouger menos la anomalía de gravedad debida a la compensación del subsuelo, y es una medida de la desviación local del equilibrio isostático, debido a procesos dinámicos en el manto viscoso. En el centro de una meseta nivelada, es aproximadamente igual a la anomalía del aire libre. [15] La corrección isostática depende del modelo isostático utilizado para calcular el equilibrio isostático y, por lo tanto, es ligeramente diferente para el modelo de Airy-Heiskanen (que supone que la corteza y el manto son uniformes en densidad y que el equilibrio isostático lo proporcionan los cambios en la corteza). espesor), el modelo Pratt-Hayford (que supone que el fondo de la corteza está a la misma profundidad en todas partes y que el equilibrio isostático lo proporcionan los cambios laterales en la densidad de la corteza) y el modelo de placa elástica de Vening Meinesz (que supone que la corteza actúa como una lámina elástica). [dieciséis]
El modelado directo es el proceso de calcular la forma detallada de la compensación requerida por un modelo teórico y utilizarla para corregir la anomalía de Bouguer y producir una anomalía isostática. [17]
Las variaciones laterales en las anomalías de la gravedad están relacionadas con distribuciones anómalas de densidad dentro de la Tierra. Las mediciones locales de la gravedad de la Tierra nos ayudan a comprender la estructura interna del planeta.
La anomalía de Bouguer sobre los continentes es generalmente negativa, especialmente sobre las cadenas montañosas. [18] Por ejemplo, las anomalías típicas de Bouguer en los Alpes centrales son −150 miligales. [19] Por el contrario, la anomalía de Bouguer es positiva sobre los océanos. Estas anomalías reflejan el espesor variable de la corteza terrestre. El terreno continental más alto está sostenido por una corteza gruesa y de baja densidad que "flota" sobre el manto más denso, mientras que las cuencas oceánicas están cubiertas por una corteza oceánica mucho más delgada. Las anomalías isostáticas y en el aire libre son pequeñas cerca de los centros de las cuencas oceánicas o las mesetas continentales, lo que demuestra que se encuentran aproximadamente en equilibrio isostático. La atracción gravitacional del terreno elevado se equilibra con la atracción gravitacional reducida de sus raíces subyacentes de baja densidad. Esto lleva la anomalía del aire libre, que omite los términos de corrección para cualquiera de los dos, cerca de cero. La anomalía isostática incluye términos de corrección para ambos efectos, lo que también la reduce casi a cero. La anomalía de Bouguer incluye sólo la corrección negativa para el terreno elevado y, por tanto, es fuertemente negativa. [18]
De manera más general, la anomalía isostática de Airy es cero en las regiones donde existe una compensación isostática completa. La anomalía en el aire libre también es cercana a cero, excepto cerca de los límites de los bloques de la corteza terrestre. La anomalía de Bouger es muy negativa en terreno elevado. Lo contrario es cierto para el caso teórico de un terreno completamente descompensado: la anomalía de Bouger es cero, mientras que las anomalías isostáticas en aire libre y Airy son muy positivas. [15]
El mapa de anomalías de Bouger de los Alpes muestra características adicionales además de las profundas raíces montañosas esperadas. Una anomalía positiva está asociada con el cuerpo de Ivrea , una cuña de roca densa del manto atrapada por una antigua colisión continental. Los sedimentos de baja densidad de la cuenca de Molasse producen una anomalía negativa. Estudios más amplios en toda la región proporcionan evidencia de una zona de subducción relicta. [20] Las anomalías isostáticas negativas en Suiza se correlacionan con áreas de elevación activa, mientras que las anomalías positivas se asocian con hundimiento. [21]
Sobre las dorsales oceánicas , las anomalías del aire libre son pequeñas y se correlacionan con la topografía del fondo del océano. La cresta y sus flancos parecen estar totalmente compensados isostáticamente. Hay un gran positivo de Bouger, de más de 350 mgal, más allá de los 1.000 kilómetros (620 millas) del eje de la cresta, que desciende a 200 sobre el eje. Esto es consistente con los datos sísmicos y sugiere la presencia de una cámara de magma de baja densidad debajo del eje de la cresta. [22]
Hay intensas anomalías isostáticas y de aire libre a lo largo de los arcos de islas . Estos son indicios de fuertes efectos dinámicos en las zonas de subducción. La anomalía del aire libre es de alrededor de +70 mgal a lo largo de la costa de los Andes, y esto se atribuye a la losa densa en subducción. La trinchera en sí es muy negativa, [23] con valores más negativos que −250 mgal. Esto surge del agua del océano de baja densidad y de los sedimentos que llenan la fosa. [24]
Las anomalías de la gravedad proporcionan pistas sobre otros procesos que tienen lugar en las profundidades de la litosfera . Por ejemplo, la formación y el hundimiento de una raíz litosférica pueden explicar las anomalías isostáticas negativas en el este de Tien Shan . [25] La anomalía de la gravedad hawaiana parece estar completamente compensada dentro de la litosfera, no dentro de la estenosfera subyacente, lo que contradice la explicación del ascenso hawaiano como producto del flujo de la estenosfera asociado con la columna del manto subyacente. En cambio, el aumento puede ser el resultado del adelgazamiento de la litosfera: la estenosfera subyacente es menos densa que la litosfera y se eleva para producir el oleaje. El enfriamiento posterior vuelve a espesar la litosfera y se produce un hundimiento. [26]
Las anomalías locales se utilizan en geofísica aplicada . Por ejemplo, una anomalía positiva local puede indicar un cuerpo de minerales metálicos . Los domos de sal generalmente se expresan en los mapas de gravedad como mínimos, porque la sal tiene una densidad baja en comparación con las rocas en las que penetra el domo. [27]
A escalas entre cadenas montañosas enteras y yacimientos minerales, las anomalías de Bouguer pueden indicar tipos de rocas. Por ejemplo, la tendencia máxima noreste-suroeste a lo largo del centro de Nueva Jersey representa un graben de la edad Triásica lleno en gran parte de densos basaltos . [28]
Actualmente, los parámetros estáticos y variables en el tiempo del campo gravitatorio de la Tierra se están determinando mediante misiones satelitales modernas, como GOCE , CHAMP , Swarm , GRACE y GRACE-FO . [29] [30] Los parámetros de grado más bajo, incluido el achatamiento de la Tierra y el movimiento del geocentro, se determinan mejor mediante el alcance del láser satelital . [31]
Las anomalías gravitatorias a gran escala pueden detectarse desde el espacio, como consecuencia de las misiones gravitatorias de satélites como, por ejemplo, GOCE . Estas misiones satelitales tienen como objetivo recuperar un modelo detallado del campo gravitatorio de la Tierra, presentado típicamente en forma de una expansión esférica-armónica del potencial gravitacional de la Tierra, pero también se ofrecen presentaciones alternativas, como mapas de ondulaciones geoides o anomalías gravitacionales. producido.
El Experimento Climático y Recuperación de la Gravedad (GRACE) consta de dos satélites que pueden detectar cambios gravitacionales en toda la Tierra. También estos cambios pueden presentarse como variaciones temporales de anomalías de gravedad. El Laboratorio Interior y de Recuperación de Gravedad (GRAIL) también constaba de dos naves espaciales que orbitaban la Luna, que orbitaron durante tres años antes de su desorbitación en 2015.
