Informe Final-prospeccion Gravimetrica Marina

INTRODUCCION

Desde la antigüedad el hombre siempre se ha interesado por comprender todos los fenómenos que ocurren en la tierra, surgiendo de esta manera muchas ciencias que se han dedicado a su estudio, entre ellas esta los métodos de exploración que se dedica a comprender los fenómenos naturales y no naturales, mediante métodos e instrumentos que miden las ondas sísmicas, el magnetismo terrestre y la fuerza de gravedad.

Desde su inicio los métodos de exploración ha alcanzado grandes éxitos en la búsqueda de yacimientos efectuando algunos descubrimientos espectaculares de depósitos (minerales y yacimientos petroleros), y gracias a los avances tecnológicos se han perfeccionado y transformados con el fin de lograr un mejor desarrollo y bienestar de la humanidad.

En general, al aplicar los conocimientos de las prospección geofísica se deben hacer todos los estudios respectivos que aseguren el hallazgo de posibles depósitos, valiéndose para ello de varios métodos geofísicos: magnéticos, gravimétrico, eléctrico, electromagnético, sísmico y el método radiométrico, los cuales se van aplicar dependiendo de ciertas propiedades física de la materia y de lo que se desea encontrar en la zona de estudio.

OBJETIVOS

 Conocer más acerca de la geofísica marina.

 Saber más acerca de los avances en la prospección gravimétrica marina.

 Identificar cuales son las correcciones que se le aplican a los datos de gravedad obtenidos en campo.

 Determinar las dificultades que se encuentran en la prospección gravimétrica marina

 Describir los equipos que se usan para la prospección gravimétrica en el mar.

 Conocer más acerca de los equipos tanto gravímetros como péndulos

 Dar a conocer los equipos más actualizados en el mercado para estudios de gravedad marina

CAPITULO 1 1. GENERALIDADES

1.1 PROSPECCIÓN GRAVIMÉTRICA

La gravimetría es un método geofísico potencial muy importante para la prospección de depósitos minerales. Este método aprovecha las diferencias de la aceleración de la gravedad en distintos sectores a expensas del contraste de densidades causado por la presencia en profundidad de cuerpos mineralizados y estructuras que ponen en contacto cuerpos de génesis y procedencia diferente. La gravedad normal (promedio) en la tierra es 9,8066 m/s2. Grandes cuerpos mineralizados pueden aumentar la gravitación en una región determinada generando de este modo valores denominados anómalos que pueden ser detectados y mapeados con la finalidad de inferir la presencia de estos depósitos minerales.

1.2. MEDICIONES DE GRAVEDAD RELATIVA:

Los primeros trabajos de prospección fueron realizados con balanzas de torsión, como la de Eötvos, que median el gradiente de la gravedad (gradiómetros) en esos tiempos también se utilizaban los péndulos, si bien más lentos para realizar las mediciones pero más apropiados para hacer mediciones absolutas (1917- H. Katter).

1.2.1. Gravímetro

Desde 1930, se han utilizado los gravímetros, que miden pequeñas variaciones de la componente vertical (z) de la gravedad relativa, respecto a una referencia (base principal).

El gravímetro es un instrumento que puede medir diferencias muy finas en la gravedad. Básicamente un gravímetro es una “balanza” porque

mide el peso de un objeto, siendo el peso la masa del mismo por la aceleración de la gravedad de esa ubicación. Esto quiere decir que si nos situamos en un sector con mayor gravedad la balanza marca a un valor relativo mayor, porque el objeto sufre una mayor fuerza de atracción gravitacional. El equipo de un gravímetro es entonces una balanza muy sensible con un peso definido (m= masa) que sufre las diferencias de la gravedad.

1.2.1.1. Gravímetros Estables

El cambio de longitud del muelle se mide directamente por medio de una ampliación, sea óptica, mecánica o eléctrica, ajustándose nuevamente al punto central mediante un tornillo y leyendo las divisiones debidas a la variación de la longitud del muelle, es decir el cambio de gravedad.

1.2.1.2. Gravímetros Inestables o Astáticos

Consta de una masa suspendida inestablemente a través de un brazo lateral, tal que para determinado valor de g la masa se encuentra en equilibrio. Basta un pequeño cambio de la gravedad para que se abandone el equilibrio y esto se traduzca en desplazamientos relativos grandes. Pose 2 resortes principales, uno para los ajustes de las mediciones como las estables y otro para suspender el sistema, el cual es llamado Resorte Cero, ya que no se modifica su posición durante la operación.

1.3. MEDICIONES DE GRAVEDAD ABSOLUTA: 1.3.1. Péndulos:

Basados en el sincronismo de su periodo descubierto por Galileo Galilei, los primero instrumentos usados y aun se los emplea.

1.3.2. Aparatos de caída libre:

Desarrollados en las últimas dos décadas, miden la gravedad por caída de un cuerpo en un receptáculo en vacío, haciendo las determinaciones mediante instrumental electrónico de alta precisión y recodando que la distancia vertical h=1₂∙ g .t2 (t = tiempo de caída).

De desarrollo reciente, coste en una esfera hueca suspendida en un campo magnético generado por un toroide superconductor enfriado por un compresor de helio, usado para medición s absolutas y monitoreo fino de mareas y sismos.

1.4 UNIDADES EN APLICACIONES GRAVIMÉTRICAS  •1 Gal = 1 cm/s2 = 0,01 m/s2

 •1 mGal = 10-3 Gal = 10-5 m/s2 = 0,00001 m/s2

 •El gravímetro CG-5 tiene una desviación estándar menor a 5 mGal  •1 mGal = 10-6 Gal = 10-8 m/s2 = 0,00000001 m/s2.

 •El FG5 de Micro-Lacoste tiene una exactitud de 2 mGal  •1 nGal = 10-9 Gal = 10-11 m/s2 = 0,00000000001 m/s2  •El gravímetro superconductor tiene una exactitud de 1 nGal

1.5

CLASIFICACIÓN PROVISORIA DE LAS MEDICIONES DE LA GRAVEDAD

1.6 APLICACIONES

La gravedad es ampliamente aplicada en la exploración petrolera (avión, marina y terrestre), minera (avión y terrestre) e ingeniería civil – geotecnia. En particular, algunas de las aplicaciones son:

 Detección de exceso de masa: sulfuros masivos, etc.  Detección de falta de masa: carbón, depósito de sal, etc.  Estudio de placeres en actividades mineras.

 Mapeo geológico regional: cuencas, grabens, etc.

 Definición de la morfología del basamento y marco estructural regional.  Monitoreo de variaciones en aguas subterráneas.

 Subsidencia e isostasia.  Detección de vacíos.

CAPÍTULO 2 2.GEOFÍSICA MARINA

La Geofísica Marina es una disciplina de las ciencias muy requerida por áreas tales como Arqueología Subacuatica, Ingeniería de suelos aplicada a obras marítimas y rebúsqueda de artefactos y objetos sumergidos.

Los equipos más comúnmente utilizados en la Geofísica Marina son los sonares de barrido lateral (Side Scan Sonar), los magnetómetros marinos y el pefilador de sub fondo marino (Sub Bottom Profiler).

Se cuenta para los trabajos de geofísica, con un Side Scan Sonar de triple frecuencia y un sub bottom profiler, con los que realiza frecuentes levantamientos geofísicos para distintas áreas y objetivos.

El Side Scan Sonar es una herramienta muy efectiva para revelar anomalías que sobresalgan del fondo marino y permite detectar estas anomalías a una gran distancia, dependiendo del tamaño de estas, pudiendo abarcar rangos de hasta 200 metros a ambos lados del trazado de avance. Naufragios, tuberías y rocas de distintos tamaños y hasta neumáticos pueden ser resueltos ajustando correctamente las frecuencias y la altura del transductor sobre el fondo marino. El perfilador del sub fondo por su parte, es capaz, dependiendo del tipo de sedimento, de penetrar bajo el fondo marino y determinar los estratos bajo este, identificando rocas, tuberías y anomalías de gran tamaño enterradas. Existen diversos tipos de sub bottom profilers, dependiendo de la potencia que se induce en la onda dirigida al fondo marino, variando desde los sparkers y boomers con penetraciones tipicas de varias centenas de metros bajo el fondo hasta los sub bottom tradicionales de frecuencia simple y constante (CW) con rangos de pocos metros bajo el fondo. El sub botom profiler con que cuenta Skyring Marine es de tecnología CHIRP, el que genera un abanico de frecuencias bajas las que aplicando complejos procesos de convolución/deconvolución, para penetrar al fondo marino, permiten penetraciones típicas de hasta 20 metros en arenas no compactas o suelos blandos.

El procesamiento de información recopilada por estos equipos es un proceso tan complejo como lo es la toma de datos, a menudo requiriendo largo tiempo de procesamiento y software especiales para la generación de mosaicos y georreferenciaciones del levantamiento. Un software de manejo de esta información con los que se generan los resultados para cada levantamiento.

En 1923, Vening Meinesz (1.887-1.966) de los Países Bajos tuvo éxito, por primera vez, en la medición de la gravedad en el mar con precisión significativa útil para los estudios geofísicos (con la precisión de 4-5 mgals). Dificultades en mediciones de la gravedad en la tierra pantanosa en Holanda condujeron al desarrollo de un sistema de gravimetría marina. Un paso importante fue un método de balanceo dos péndulos con la misma amplitud pero en fases opuestas. El efecto principal de la tierra blanda se asocia con aceleraciones horizontales, que pueden ser eliminados mediante la medición del movimiento relativo de dos péndulos. El éxito de este método en la tierra dio lugar a una investigación de las posibilidades de medición de la gravedad en el mar. Vening Meinesz puso un aparato de péndulo en un submarino siguiendo los consejos del profesor Van Iterson, Director del Gobierno Minas holandés, que hay menos movimiento en un submarino bajo inmersión. Incluso durante el mal tiempo, un submarino es suficientemente tranquila a una profundidad de 30 metros o más. Una ventaja adicional es que durante la inmersión es movido por motores eléctricos, los cuales no provocan grandes vibraciones como un motor diesel en un barco normal no. Sin embargo, la aceleración debida al movimiento del submarino bajo el mar es pequeña, pero no cero. En consecuencia, utilizó dos métodos para obtener la precisión deseada. En primer lugar, el dispositivo de péndulo se mantuvo vertical con cardanes en dos ejes (porque la gravedad es la aceleración en la dirección vertical, manteniendo la dirección vertical es esencial).En segundo lugar, se utiliza un conjunto de tres péndulos; la central fue colgado libremente y los péndulos en ambos lados balanceó con la misma amplitud pero opuesta en fase. Se utilizaron dos conjuntos de datos que muestran el movimiento diferencial entre el péndulo central y que en cada lado para calcular la gravedad.

Vening Meinesz comenzó a desarrollar un sistema de gravímetro en 1920, y llevó a cabo la primera expedición de Holanda a Java a bordo de un submarino en 1923, el mismo año en que ocurrió el gran terremoto de

Kanto. Poco después de la salida del puerto madre, repararon el dispositivo en la base marina británica en Gibraltar. En combinación con la observación durante el crucero en 1926-1927, un anillo completo de valores de gravedad, que rodea la Tierra, se obtuvieron por primera vez, y se encontró que la gravedad anomalía era bastante pequeña en la mayoría de los océanos (menos de ~ 10 mgals o alrededor de 10 ppm de un valor de la gravedad). Reconociendo que la comprensión de la relación entre la gravedad y la actividad tectónica sería de importancia primordial, llevó a cabo un estudio detallado sobre todo en el de Java Trench cerca de Indonesia que había sido un territorio holandés. La topografía del fondo marino también se midió con ecosondas en más de 30.000 puntos. Luego se descubrió que la gravedad lo largo de la Fosa de Java es más de 100 mgals menor que el valor normal. Según el profesor Chuji Tsuboi que fue miembro de la Academia de Japón, este fue uno de los descubrimientos más importantes de la geofísica en el siglo 20, y tuvo una gran influencia en la investigación de la estructura de la corteza y el manto de convección de la tierra que le siguió. Por ejemplo, Vening Meinesz interpretarse que las grandes anomalías negativas de la gravedad es causada por la corteza engrosada deformado por la fuerza asociada con la corriente de convección subducente debajo de la zanja. Fue uno de los primeros geofísicos para defender el concepto de convección del manto (para las discusiones detalladas sobre el estudio de la convección del manto sobre la base de mediciones de la gravedad, consulte Heiskanen y Vening Meinesz 2)).

Después de la segunda Guerra Mundial, aparatos de Vening Meinesz se distribuyeron en todo el mundo e instalados en 27 submarinos liberados de la guerra. Profesor JL Worzel realizó unas mediciones de la gravedad oceánicas a escala global. 3) _{Los resultados se convirtieron en la base de la} base de datos global de la gravedad que los geofísicos habían soñado durante mucho tiempo.

2.2 AVANCES INSTRUMENTALES

Conforme aparecían nuevas necesidades en el campo de la prospección, las compañías petroleras, mediante inversiones económicas, ampliaban las posibilidades de desarrollo de las diferentes técnicas gravimétricas que les eran de interés.

Conforme se incrementó el interés de prospección sobre el golfo de México se desarrollaron los trabajos de gravimetría sobre áreas inundadas. Estos datos se utilizaban para la búsqueda de petróleo.

Posteriormente estos dieron paso a las campañas de inmersión donde operador y gravímetro eran sumergidos y finalmente a gravímetros accionados mediante control remoto.

Aunque la primera compañía en modificar sus gravímetros fue la Gulf Oil Corp, los verdaderos protagonistas fueron los gravímetros submarinos L&R que prácticamente han llegado hasta nuestros días, teniendo actualmente un uso muy limitado.

Este tipo de gravímetro fue desplazado completamente por los gravímetros de intraborda en los años 60.

El primer gravímetro satisfactorio en la toma de observables intraborda fue el L&R en 1965.

Bell y Askania posteriormente manufacturaron este tipo de gravímetros aunque con menor éxito.

Las observaciones realizadas con este tipo de gravímetro son muchas, arrojando importantes datos sobre la estructura y composición de la corteza oceánica. En el caso de los observables intraborda nos encontramos con precisiones bajas, alrededor de 2 mgal, debido a errores en posicionamiento, siendo imprescindible la aplicación de filtros para eliminar los efectos del movimiento del barco.

La interpretación de la medición en el mar es más complicada que en tierra pues los datos adquiridos contienen además del valor de g, las componentes producidas por el inevitable movimiento de la caja del instrumento en contacto con el agua. Estas son, en general, de más alta frecuencia y se eliminan mediante filtrado, realizando previamente un análisis espectral, las frecuencias más bajas son las que corresponden al dato de interés.

CAPITULO 3

3. CORRECCIONES DE LOS DATOS DE MEDICIONES DE GRAVEDAD EN EL MAR

Fundamentos

El método gravimétrico estudia la distribución de densidades en el interior de la Tierra a partir de la observación de las anomalías que generan en la aceleración de la gravedad “g”. Para ello, se basa en la directa relación entre ambos parámetros (densidad y aceleración de la gravedad).

La Ley de la Gravitación Universal establece:

Siendo:

F, la fuerza de atracción entre dos masas,

M, la masa de la Tierra y m cualquier masa sobre su superficie, R, la distancia entre ambas y

G, la Constante de Gravitación Universal (=6,67*10-8 cm3/g*s2).

Por otra parte, la segunda Ley de Newton dice:

De modo que, igualando ambas expresiones y sustituyendo M por Vρ, siendo V el volumen y ρ la densidad, se llega a:

Donde se observa una relación directa entre g y ρ.

El Geodetic Reference System de 1967 (GRS 1967) define la gravedad teórica (gø), en cualquier latitud (ø) de la superficie del elipsoide que configura la forma teórica de la Tierra, suponiendo así mismo un modelo teórico con distribución creciente de densidad hacia el interior de la Tierra:

Cualquier variación de la g leída sobre la gø teórica calculada, será anómala (anomalía gravimétrica) y se deberá a distribuciones de densidad diferentes respecto de las establecidas por el modelo teórico. El análisis de las anomalías de la gravedad, por tanto, es lo que permite determinar la distribución de densidades en el subsuelo y deducir la configuración geológica. La necesaria homogeneización de los valores de g y gø, lleva consigo una serie de

correcciones: calibración y deriva instrumental, Eötvös y topografía para el valor leído, y Aire Libre y Bouguer para la g teórica.

3.1 CALIBRACIÓN Y DERIVA INSTRUMENTAL DEL GRAVÍMETRO: Se trata de eliminar los efectos mecánicos que inciden en el funcionamiento de los aparatos de medida, basándose en la repetición de las lecturas en un mismo punto, con determinados intervalos de tiempo. La variación asumida entre los valores de lectura es de tipo lineal. El rango de variación en el gravímetro marino es muy pequeño por tratarse de un instrumento electromagnético (± 0.1 mGal).

3.2 CORRECCIÓN DE EÖTVÖS:

Elimina el efecto producido al obtener las lecturas desde una plataforma móvil. La velocidad y rumbo del vehículo se combinan con la rotación terrestre pudiendo generar en g desviaciones de varias decenas de mGal. La relación utilizada para corregir este efecto es la propuesta por Eötvös:

C.Eötvös = 7.508Vcosø senα + 0.0416V² mGal Siendo:

V, la velocidad del vehículo en nudos, ø, la latitud y

α, el azimut en grados del desplazamiento del vehículo

Es evidente la necesidad de realizar esta corrección en lecturas efectuadas desde un barco.

3.3 CORRECCIÓN DE AIRE LIBRE:

Traslada el valor de la gravedad teórica (gø), calculada sobre el elipsoide de referencia, a la cota real de lectura. Si el gradiente teórico del campo gravitatorio terrestre se estima en 0.3086 mGal/m, la corrección a aplicar vendrá definida por:

C.A.L. = 0.3086*Z

Siendo Z la cota del punto en que se realiza la lectura. En el mar, esta corrección es nula al considerar que se mide sobre el elipsoide (nivel medio del mar) y teniendo en cuenta las precisiones con que se trabaja.

3.4 CORRECCIÓN DE BOUGUER:

Calcula el efecto que produce sobre la gravedad la lámina de material comprendido entre la cota del punto en que estamos midiendo y el nivel del mar. En prospección terrestre se utiliza un densidad media de 2.67 g/cm3, mientras que en prospección marina el valor a tener en cuenta es

el de la densidad el agua del mar (1.03 g/cm3), luego 1.64 g/cm3. Este efecto, sobre la unidad de masa de una capa infinita de altura Z es:

C.B. = 2πGρZ

Siendo:

G, la constante de Gravitación Universal (= 6.67*10-8 cm3/g*s²) y ρ, la densidad de reducción.

3.5 CORRECCIÓN TOPOGRÁFICA:

Se realiza para tener en cuenta el efecto causado por las variaciones de relieve que existe alrededor de los puntos de medida. Los altos topográficos ejercen una atracción gravitatoria hacia arriba, de modo que la g observada es menor, y por lo tanto se debe sumar la cantidad correspondiente a este efecto. Los bajos topográficos, durante la aplicación de la corrección de lámina de Bouguer, han sido ficticiamente “rellenados” y, como consecuencia, ejercen una atracción gravitatoria hacia abajo, efecto que se restaría a la corrección de Bouguer, la cual es negativa, de modo que se sumará el valor de corrección topográfica a la g observada tanto en los altos como en los bajos.

En el mar, las variaciones morfológicas de los fondos oceánicos hacen que masas de agua ocupen de forma irregular volúmenes entre masas de rocas con densidad mucho más alta. Este efecto es especialmente relevante cuando se trabaja en áreas con grandes variaciones batimétricas. La corrección del efecto producido por la lámina de agua y por las irregularidades del fondo oceánico están descritas por Nettleton (1976); el resultado de aplicar estas correcciones lo denomina anomalía de Bouguer, si bien estas correcciones no son exactamente iguales a las aplicadas en la tierra. Debe tenerse en cuenta que la lámina de agua se sitúa por debajo del nivel de referencia, así como que el efecto de las irregularidades del fondo de dicha lámina se computa en la superficie del mar, no en los puntos del fondo oceánico respecto de los cuales se realiza la corrección, y puede ser positivo o negativo.

3.6 ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS:

Según sean las correcciones aplicadas, se calculan diferentes tipos de anomalías: La anomalía gravimétrica de Aire Libre conlleva la aplicación de la corrección de Aire Libre (Fig. 14 B) y, en caso de obtener las lecturas gravimétricas sobre una plataforma móvil, como es un barco, también se aplica la corrección de Eötvös:

Siendo:

A.A.L., la Anomalía de Aire Libre, C.E., la corrección de Eötvös y C.A.L., la corrección de Aire Libre.

La anomalía gravimétrica que incorpora las correcciones aplicadas para el cálculo de la anomalía de Aire Libre, más la corrección de lámina de Bouguer es la denominada anomalía de Bouguer (Fig. 14 C):

A.B. = gleída + C.E. – (gteórica – C.A.L. + C.B.) Siendo:

A.B., la Anomalía de Bouguer y

C.B., la corrección de lámina de Bouguer. C.E., la corrección de Eötvös

La anomalía de Bouguer refleja el contraste de densidad de las masas anómalas con respecto a las densidades medias normales (para la corteza normal se considera una densidad media de 2.67 g/cm3).

Si la anomalía de Bouguer incluye la corrección topográfica, se llama anomalía de Bouguer Completa (Fig. 14 C):

A.B.C. = gleída + C.E. – (gteórica – C.A.L. + C.B. + C.T.) Siendo:

A.B.C., la Anomalía de Bouguer Completa y C.T., la corrección topográfica.

C.E., la corrección de Eötvös

C.B., la corrección de lámina de Bouguer. C.A.L., la corrección de Aire Libre.

Figura14:

A) Sección de corteza para describir las diferentes correcciones a la gravedad observada; la “montaña” es isostáticamente compensada por una raíz cortical. La masa de sección rectangular representa una variación de densidad de acuerdo con la geología de la corteza superior.

B) La misma sección de corteza después de restar la gravedad teórica a la observada y de aplicar la corrección de aire libre. La anomalía de aire libre está fuertemente influenciada por el relieve; aunque la corrección de aire libre tiene en cuenta la variación en la cota de medida, no considera el efecto de la masa adicional del edificio topográfico.

C) Anomalías de Bouguer y Bouguer Completa sobre la misma sección cortical; la anomalía de Bouguer refleja las masas anómalas, y en este caso incluye una componente negativa de gran longitud de onda causada por la raíz que compensa isostáticamente la topografía y una componente positiva de corta longitud de onda causada por el cuerpo de mayor densidad

3.7 MÉTODO DE VENING MEINESZ PARA DETERMINAR LA FUERZA DE LA GRAVEDAD EN EL MAR CON UN APARATO PENDULAR

Sobre el trípode del péndulo, instalado en un navío en marcha, actúan las aceleraciones variables d2x /dt2 y d2y /dt2 y d2z /dt2 , dirigida según los ejes del aparato, y las inclinaciones variables α , β y γ con respecto a estos ejes, es decir, las oscilaciones del péndulo se efectúan en un soporte con seis grados de libertad. En dicho soporte, las

oscilaciones del péndulo no son armónicas, y el propio péndulo, a diferencia del ideal, que realiza oscilaciones armónicas, se denomina perturbado. Si las aceleraciones perturbadoras y las inclinaciones son pequeñas y varían constantemente, la diferencia entre las oscilaciones armónicas y no armónicas no es grande, lo cual permite valorar la influencia de cada factor por separado y con un grado de exactitud suficiente para los trabajos prácticos.

Supongamos que la aceleración d2x /dt2 actué en el plano de las oscilaciones del péndulo, la d2y /dt2 , en el plano perpendicular a las oscilaciones (a lo largo del filo del prisma del péndulo), y la d2z /dt2 vaya dirigida verticalmente hacia abajo. La inclinación del aparato ∆ α con respecto al eje x inclina el plano de oscilación del plano respecto de la vertical; la inclinación ∆ β alrededor del eje y no origina inclinación del plano de oscilación del péndulo; pero acarrea una inclinación del péndulo con respecto al propio aparato.

La idea del método de Veinng Meinesz consiste en que se observan las oscilaciones de dos péndulos con periodos muy próximos que oscilan en un mismo plano y sobre un mismo soporte.

Suponiendo que no hay más aceleración perturbadora que la d2x /dt2 y que el soporte es tan rígido que las suspensiones de los péndulos tienen la misma aceleración horizontal, se obtienen las ecuaciones de los movimientos de los péndulos:

d2φ1 dt2 +n1 2 sin φ₁+n1 2 g ∙ d2x dt2 cos φ1=0 ; (1) d2φ2 dt2 +n2 2_{sin φ} 2+ n2 2 g ∙ d2_x dt2 cosφ2=0 ; (2) Donde n₁=

√

g l1 = π T1 ; (4)

n21=

√

g l2

= π

T2 ; (5)

Son las frecuencias de las oscilaciones respectivamente del primero y segundo péndulo.

Suponiendo que los péndulos son isócronos (de los movimientos de igual periodo), o sea n1=n2=n , y efectúan pequeñas oscilaciones, es decir, que sin φ ≈ φ y cos φ ≈ 1 , se obtiene

d2_φ 1 dt2 +n 2 φ₁+n 2 g ∙ d2x dt2 =0 (6) d2φ2 dt2 +n 2_φ 2 +n2 g ∙ d2x dt2 =0 (7)

Designando φ1−φ2 por φ y restando de la primera ecuación la segunda, se halla que

d2φ dt2 +n

2 φ=0

Esta ecuación es la del movimiento del péndulo no perturbado por las aceleraciones horizontales, con una longitud equivalente de l=g/n , con un periodo de oscilación de T =π

√

l/ g=π /n , y un angulo de inclinación φ respecto de la vertical.

De esta manera, la diferencia de los ángulos de elongación de los péndulos isócronos puede considerarse como el ángulo de elongación de cierto péndulo ficticio o de diferencia que no se somete en absoluto a la influencia de la aceleración horizontal d2x /dt2 y que tiene la misma longitud y periodo que los péndulos reales sin la aceleración horizontal. En esto consiste la idea fundamental de Vening Meinesz de la eliminación de las aceleraciones horizontales en el péndulo: dos péndulos perturbados forman un péndulo ficticio no perturbado.

Es natural que las amplitudes y las fases de dos péndulos reales puedan ser diferentes. Pero el caso más ventajoso es las amplitudes de las oscilaciones de los péndulos son iguales, y las fases opuestas

(

φ₁=−φ₂

₎

_{, y entonces la diferencia φ1}−φ₂=_{2 φ tiene el valor máximo.} Si las fases son iguales, siendo las amplitudes iguales, la diferencia φ₁−φ₂=_{0 , es decir, el péndulo ficticio permanece en reposo. Vening} Meinesz construyo un aparato pendular que registraba directamente el ángulo de elongación φ , o sea, registraba las oscilaciones del péndulo ficticio, que eran una sinusoide regular. Un rayo de luz (en la figura num) incide sobre el espejo del péndulo 1 y, reflejándose del mismo, incide sobre el espejo del péndulo 2, que oscila en el mismo plano.

Luego, el rayo incide sobre una cinta fotográfica en movimiento. El desplazamiento por la cinta del rayo reflejado es proporcional a la diferencia de ángulos de elongación de los péndulos y el registro es una sinusoide regular por la cual se puede determinar el período del péndulo ficticio.

A continuación presentaremos una imagen sobre la diferencia de los ángulos de elongación.

Figura # N: Diferencia de ángulos de elongación.

Así pues teniendo, dos péndulos rigurosamente isócronos, se puede eliminar la influencia de las aceleraciones verticales. Asegurar un isocronismo ideal de los péndulos prácticamente es imposible; siempre quedara cierta falta isocronismo que hay que tener en cuenta. En este caso, el ángulo de elongación del péndulo ficticio será.

φ=φ₁−n1 n2

φ₂

En este péndulo ficticio tampoco influyen las aceleraciones horizontales, y el período se determina de las siguientes ecuaciones:

∆ T =

(

T₁−T₂

)

a_a2cos

(

θ₂−θ

)

Donde T1−T2 es la diferencia de periodos de los péndulos ficticios; a_{2 y a , las amplitudes, y θ2 y θ , las fases de los péndulos} real y ficticio.

La magnitud ∆ T se denomina correlación por isocronismo. Para obtener dicha correlación hay que registrar las oscilaciones de uno de los péndulos reales, además de las del ficticio.

El método de Vening Meinesz permite liberarse de la acción perturbadora de aceleraciones horizontales solamente en primera aproximación. En general, no se puede despreciar la influencia de las aceleraciones horizontales porque éstas crean un incremento aparente de la fuerza de la gravedad, y la suspensión cardan, en la que se halla el aparato pendular, se instala según la resultante de la fuerza de la gravedad y las aceleraciones perturbadoras de la fuerza instantánea de la gravedad gn . Como el péndulo oscila alrededor de la vertical instantánea, sobre el mismo influye la fuerza instantánea de la gravedad gn , y para obtener la verdadera fuerza de la gravedad g hay que añadir a la magnitud media de la corrección de Brown por la acción de las aceleraciones horizontales: ∆ g_xy=−1 2 g

[

(

´ d2x dt2

)

2 +

(

d´ 2 y dt2

)

2

]

Si hay aceleraciones verticales, estás se suman a la fuerza de la gravedad g , y el periodo de las oscilaciones del péndulo es

T =π ∙

√

l g+d2z dt2 T =π ∙

√

l g

(

1+ 1 g∙ d2z dt2

)

−1/ 2 =T₀

(

1+1 g∙ d2z dt2

)

−1 /2

Suponiendo pequeña la magnitud 1_g∙d 2

z

T =T_O

[

1− 1 2 g∙ d2_z dt2+ 1 8 g2

(

d2_z dt2

)

2

]

Al determinar T de gran numero de oscilaciones durante un largo intervalo de observaciones, se puede considerar que

´ d2_z dt2 ≈ 0 Entonces, T T₀=1+ 1 8 g2

(

´ d2_z dt2

)

2

La correlación del periodo es

∆ T =T −T0= 1 8 g2

(

´ d2_z dt2

)

2

La corrección de la fuerza de la gravedad es

∆ gz= 2 g T₀ ∆ T = 1 4 g

(

´ d2z dt2

)

2

Esta es la corrección de Brown por la aceleración vertical. La corrección total de Brown por la acción perturbadora de las aceleraciones en el aparato pendular es ∆ g_xyz=−1 2 g

[

(

´ d2x dt2

)

2 +

(

d´ 2 y dt2

)

2

]

+ 1 4 g

(

´ d2z dt2

)

2

Además de las aceleraciones y perturbadoras horizontales y verticales, en el periodo de oscilación del péndulo influye la inclinación del soporte sobre el que oscila el péndulo. Esta influencia se tiene en cuenta mediante la corrección por la inclinación. La inclinación del soporte en el plano de oscilación del péndulo no influye en el periodo de las

oscilaciones, ya que el eje de sensibilidad del péndulo coincide, en este plano, con la posición instantánea de su equilibrio. Esta última, con alto grado de exactitud coincide con la dirección de la correspondiente componente de la fuerza instantánea de la gravedad. Y sólo si la inclinación es muy grande puede resbalar del soporte el prisma del péndulo. Por eso, para las inclinaciones del soporte que varíen lentamente, cuando su período es considerablemente mayor que el periodo de las oscilaciones del péndulo (en más de 5 veces), la corrección por influencia de la inclinación se determina solamente por una componente: por la inclinación del soporte en el plano perpendicular al de oscilación del péndulo.

∆ g_β=1 2∙ g ´∆ β

2

En las mediciones en el mar, durante todo el tiempo que duren observaciones de las oscilaciones de los péndulos, hay que registrar la inclinación del plano de estas oscilaciones.

3.8 MÉTODO ESTÁTICO PARA MEDIR LA FUERZA DE LA GRAVEDAD EN EL MAR

Las perturbaciones más considerables en el procedimiento estático, lo mismo que en el pendular, son las aceleraciones periódicas verticales y horizontales del movimiento del barco. Las otras aceleraciones perturbadoras como, por ejemplo, el incremento aparente de la fuerza de la gravedad a causa de la suspensión del cardan se instala según la resultante de la aceleración de la fuerza del gravedad y del movimiento del barco, se eliminan o se toman en consideración de la misma manera que en método, pendular de la medición.

Para las mediciones marítimas se pueden adaptar el sistema de cualquier gravímetro pero es preferible utilizar gravímetros de tipo rotatorio, en los cuales el péndulo se halla en posición horizontal. En este caso, la componente horizontal de la aceleración del buque influye débilmente en las indicaciones del gravímetro. Los momentos de las fuerzas horizontales Mx y vertical My componentes de la aceleración de barco son:

M_x=md 2 x dt2 l senα M_z=md 2_z dt2 l cosα

Donde: d2x

dt2

,

d2z

dt2 son las aceleraciones horizontales y verticales del barco. m, es la masa del péndulo

l, la distancia del eje de rotación hasta el centro de gravedad del péndulo. α; es el Angulo de inclinación del péndulo con respecto a la horizontal. De estas fórmulas se infiere de que cuando α, es pequeño, el momento de fuerzas de la aceleración horizontal es despreciablemente pequeño en comparación con la influencia de la componente vertical de la aceleración. Por eso, la componente vertical es la perturbación en el método estático de medición de la fuerza de la gravedad en el mar, y en general, en movimiento. Examinando la posibilidad de eliminar esta perturbación, se da mediante la ecuación del movimiento del sistema elástico del gravímetro de tipo rotatorio:

Id 2_α

dt2 +Σ M=0 Dónde:

I, es el momento de inercia del sistema.

∑M, es la suma de los momentos de fuerza que actúan sobre el sistema.

Teniendo en cuenta todos los enumerados momentos de fuerza, la ecuación del sistema tiene la forma:

ml2d 2 α dt2 +mgl cosα+τ

(

θ0+α

)

+H dα dt +ml azcosωt =0 d2α dt2 + g l cosα + τ ml2

(

θ0+α

)

+ H m l2 dα dt + az l cosωt=0

Si el sistema se halla en equilibrio tenemos que: mgl cosα=−τ

(

θ₀+α

)

Considerando esto y suponiendo que el Angulo α es pequeño, introducimos las notaciones:

τ ml2=n0

2

, _mlH2=2 ε

Entonces la ecuación del movimiento adquiere la forma: d2_α dt2 +2 ε dα dt +n0 2_{α +}az l cosωt=0 Poniendo w=0 en la formula n02−ω2¿2+4 ε2ω2 ¿ ¿ l√¿ α₂=az ¿ Tenemos: α_est= az l .n₀2

Dividiendo α2 entre αest , tenemos: n02−ω2¿2+4 ε2ω2 ¿ ¿ √¿ λ= α2 αest =n0 2 ¿ De donde se deduce: tgδ=Tω

En las mediciones las anomalías de la fuerza de la gravedad pueden considerarse como oscilaciones armónicas de muy baja frecuencia. Por eso, para aumentar la supresión relativa de las perturbaciones de alta frecuencia en comparación con la supresión de la señal de baja

frecuencia, hay que aumentar marcadamente el amortiguamiento del sistema elástico.

Grafico: característico amplitud-frecuencia.

a: diferencia de fase.

b: sistema amortiguado del gravímetro.

Si suponemos que no hubiera aceleraciones perturbadoras, la palanca del gravímetro y la plataforma giroscópica están horizontales bajo la acción del ángulo α a lo largo de la palnca del péndulo, y el ángulo β a lo largo del eje de rotación del péndulo, donde el propio péndulo se inclina con respecto a la plataforma giroscópica formando con ella un ángulo φ.

Entonces basándonos en la ecuación:

´ Δ gn= 1 T₀

∫

₀ T0 Δ gndt= g γ₀2 4 Tenemos que: (δy−¿δβ) ´ d2_y d t2 β= 1 2ayaβcos¿

De esta manera los errores máximos en las plataformas giroscópicas los aportan los términos segundo y tercero. Para que siendo =50mgal, las inclinaciones de la plataforma no deben de superar los 7-8”. La construcción de una estabilización giroscópica de tal exactitud es excesivamente compleja, por eso, al utilizar los dispositivos estabilizadores reales, hay que introducir las correcciones analizadas. Para registrar las inclinaciones, los péndulos inclinometricos de 100 seg de periodo y mas.

Para disminuir las correcciones relacionadas con el ángulo de inclinación del péndulo del gravímetro con respecto a la posición horizontal inicial, se utilizan dispositivos de acoplamiento de reacción, por cuya mediación del péndulo se mantiene todo el tiempo en posición horizontal.

CAPITULO 4 4. DIFICULTADES Y RECOMENDACIONES

4.1 PRINCIPALES DIFICULTADES EN LA MEDICIÓN DE LA FUERZA DE LA GRAVEDAD SOBRE UNA BASE MÓVIL:

El problema de determinación de la fuerza de la gravedad en movimiento a bordo de un buque o de un avión es de gran importancia.

Como el agua cubre más del 70% de la superficie terrestre, es completamente natural que sin conocer el campo gravitatorio en los mares y océanos, no se puede estudiar la distribución de la fuerza de la gravedad por la Tierra. Conocer la fuerza de la gravedad en el mar es importante para resolver muchos problemas y, ante todo, para estudiar la figura de la Tierra. Solamente disponiendo de una red uniforme de puntos gravimétricos por toda la Tierra. Solamente disponiendo de una red uniforme de puntos gravimétricos por toda la Tierra.

La aplicación en el mar de los métodos habituales de medición de la gravedad, tropieza con una serie de dificultades.

La medición de la fuerza de la gravedad en el mar con péndulos y gravímetros se efectúa en submarinos o, principalmente, en buques.

4.2 EN UN BUQUE

El aparato está sometido a distintas aceleraciones perturbadoras a consecuencia del movimiento y del balanceo, cuyas magnitudes superan muchas veces el incremento medido de la fuerza de la gravedad.

Para calcular las anomalías de la fuerza de la gravedad, en las mediciones gravimétricas marinas hay que saber la profundidad del mar y si la medición se efectúa en un submarino, la profundidad de su inmersión. La profundidad del mar generalmente se determina mediante eco- sondas (sonares), la velocidad del sonido en el agua depende de su temperatura y de la salinidad.

Las aceleraciones perturbadoras, al sumarse a la fuerza de la gravedad real, en cada momento considerado forman la denominada fuerza de la gravedad instantánea. Donde 2 2 2 2_{x/dt ,d y/dt} d y 2 2 / dt z d

son las componentes de la aceleración perturbadora según los ejes de coordenadas

Todo aparato gravimetrico mide el incremento de la fuerza de la gravedad a lo largo de una determinada dirección denominada eje de sensibilidad del instrumento.

Por eso, el instrumento destinado a medir la fuerza de la gravedad en movimiento debe construirse de manera que la aceleración perturbadora no influya en absoluto en la sensibilidad del sistema, o pueda reducirse hasta una magnitud despreciable, o permita introducir correcciones por su influencia en los valores observados de la fuerza de la gravedad.

Para deducir las fórmulas de las correcciones por las aceleraciones perturbadoras e inclinación de la base, hay que hallar la proyección del valor instantáneo de la fuerza sobre el eje de sensibilidad del instrumento. Para simplificar consideraremos que la base efectúa un movimiento plano, o sea, se desplaza en dirección horizontal por el plano xOz. Sea α el ángulo entre el eje de sensibilidad OA y la vertical real z y Δα, el ángulo

El valor medio es α

De la formula (2) se infiere que la aceleración horizontal aumenta el valor medio de la fuerza de la gravedad, y la inclinación del eje de sensibilidad con respecto a la vertical instantánea, lo disminuye.

Para obtener el valor real de la fuerza de la gravedad g , hay que introducir en el promediado valor medido gr la corrección.

Análogamente se obtiene la corrección para el movimiento en el plano yOz:

La corrección total por la influencia de las aceleraciones horizontales y la inclinación de la base es igual a la suma de las componentes según los ejes de coordenadas:

El primer termino de la formula es la corrección por la influencia de las aceleraciones horizontales y se denomina corrección de Brown.

Para disminuir la influencia de las aceleraciones perturbadoras durante las mediciones gravimétricas en el mar, los aparatos se instalan en una suspensión cardán.

En este caso los ángulos y son los errores en la orientación de la suspensión cardán con respecto a la vertical instantánea.

La colocación del eje de sensibilidad del aparato a lo largo de la vertical instantánea requiere un cálculo muy minucioso de la corrección de Brown. En este caso, regulando el aparto se consigue hacer coincidir el eje de sensibilidad del mismo con la vertical real.

En concordancia con ello, la corrección del valor medido de la fuerza de la gravedad será:

La corrección total por las aceleraciones perturbadoras y por la inclinación de la plataforma giroscópica será:

Cabe observar que es fácil pasar de la formula (7) a la (3). Efectivamente, teniendo en cuenta que:

De la figura 1, se obtiene:

Examinando la influencia de las aceleraciones verticales. En el caso de influir conjuntamente las aceleraciones horizontales y verticales, el valor instantáneo de l a fuerza de la gravedad será:

La aceleración vertical no aporta una componente sistemática al valor instantáneo de la fuerza de la gravedad, pero origina perturbaciones alternativas

Al aumentar T, la corrección disminuye, y a prolongadas observaciones puede despreciarse. Hay que advertir que semejanza fenómeno se observa solamente para un sistema lineal de medición.

Todas las observaciones en el mar se efectúan hallándose el buque en movimiento, por eso hay que introducir la corrección por el efecto de Eötvös, que se manifiesta, al desplazarse el navío, a consecuencia de las variación de la fuerza centrifuga originada por la rotación de la Tierra. En la actualidad, para las mediciones marítimas se utilizan aparatos pendulares y estáticos. Y si en los levantamientos terrestres, los instrumentos pendulares se utilizan solamente para crear redes de puntos de referencia de orden superior, en los levantamientos marítimos estos instrumentos desempeñan un papel muy importante, ya que en los trabajos hay que efectuar largos recorridos que, a veces, se prolongan varias semanas y más.

En estas condiciones es difícil tener en cuenta la deriva del punto cero de los gravímetros, incluso a veces es imposible repetir las observaciones en los mismos puntos. Esto dificulta la aplicación del gravímetro en los largos recorridos y requiere la creación de un gravímetro marino con pequeña deriva del punto cero. Resulta útil la aplicación conjunta de aparatos pendulares y gravímetros: las determinaciones pendulares son de referencia para las gravimétricas

CAPITULO 5 5. OTROS TRABAJOS

5.1 ANÁLISIS GRAVIMÉTRICO EN EL NE DEL CARIBE Cristina Granado Pérez

MADRID, CURSO 2009 – 2010

La complejidad tectónica y estructural del área de interacción entre las placas del Caribe y Suramérica ha hecho de ésta una zona con mucho interés para la comunidad científica.

En concreto, en la zona que nos atañe, el borde NE de la Placa del Caribe, a pesar de todos los estudios realizados en los últimos 50 años, aún no se ha conseguido un modelo geodinámico que sea capaz de integrar todos los elementos tectónicos que aquí se observan.

En el marco de los proyectos GEOPRICO-DO (2005) y CARIBENORTE (2009), se han llevado a cabo investigaciones de la estructura de la litosfera en el borde NE de la Placa Caribe, desde la Cresta de Beata hasta el Pasaje de Anegada, por métodos de perfiles sísmicos de refracción y reflexión de gran ángulo, sísmica de reflexión multicanal, campos potenciales (gravedad y magnetismo) y batimetría mediante sonda multihaz.

Durante el mes de abril de 2009, se realizó la adquisición de datos del proyecto CARIBENORTE. Se desplegó una red de 340 estaciones sísmicas portátiles en la República Dominicana, distribuidas en 4 perfiles sísmicas, uno E-W y tres N-S. Además de esos equipos, se fondearon 16 sismógrafos de fondo oceánico (OBS) en los márgenes Norte, Este y Sur de la Española. La red de estaciones sísmicas terrestres y los OBS registraron los disparos de aire comprimido realizados a intervalos de 90 segundos, por el Buque de Investigaciones Oceanográficas (BIO) HESPÉRIDES (Fig. 1), así como tres explosiones subterráneas de 1000 Kg, en tres posiciones seleccionadas para este proyecto, en las cordilleras Central y Oriental.

Para el estudio que nos atañe, se han utilizado datos gravimétricos de las campañas: CARIBE NORTE (2009), GEOPRICO-DO (2005) y PRICO (1997); y además se han utilizado los mapas de anomalías gravimétricas de Bouguer de la República Dominicana y Puerto Rico (SISMIN, USGS), para orlar los datos gravimétricos marinos obtenidos con el BIO Hespérides, debido a su homogeneidad instrumental, su enlace a las redes terrestres, y a su calidad contrastada.

En el presente trabajo el objetivo es realizar un análisis del campo potencial gravitatorio en el N de la Placa Caribe, concretamente en la zona de contacto entre las Antillas Mayores (La Española y Puerto Rico), para caracterizar desde el punto de vista gravimétrico el citado margen.

Figura 5.1. Buque de Investigación Oceanográfica “Hespéride

PROCESADO DE DATOS

Con la información así almacenada, se sigue un procedimiento con distintas etapas. Se aplicó el programa LANZADA (Carbó et al., 1998), diseñado para obtener las anomalías gravimétricas de cada línea. El programa compone un fichero para cada línea que incorpora los datos de lecturas de gravímetro, posición, rumbo, velocidad y profundidad, con esto calcula el rumbo y la velocidad reales y aplica las correspondientes correcciones, y por último el programa calcula las anomalías de Aire Libre y de Bouguer, referidas al GRS67. Posteriormente las líneas de navegación así procesadas, se incluyen en una base de datos georefenciada mediante el sistema OASISMontaj.

Figura 5.2 Procedimiento para procesado de datos gravimétricos y resultados obtenidos

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

El procesado de los datos gravimétricos marinos de las campañas CARIBE NORTE (2009), GEOPRICO-DO (2005) y PRICO (1997) en el dominio de frecuencias nos ha permitido realizar un análisis gravimétrico de la zona de estudio a partir de la interpretación de diferentes mapas de anomalías gravimétricas.

La zona se caracteriza por presentar diversos dominios con características gravimétricas diferentes, y la correlación de estos mapas con la batimetría y con otras fuentes de información geológica y/o geofísica como son los sondeos DSDP ( Deep Sea Drilling Project), perfiles sísmicos de reflexión y

cartografía geológica en Tierra (Edgar et al., 1973; Ladd et al., 1977; ten Brink et al., 2004; Mann et al., 2005; Hernaiz Huerta, 2006; Granja, 2009), permite una interpretación de las mismas. De este modo se destacan los siguientes rasgos:

- Una zona de valores de anomalía de Bouguer positiva (>250 mGal) y muy estable que se correspondería con la corteza oceánica engrosada de la Cuenca de Venezuela (Placa caribe).

- Un eje de mínimos gravimétricos de anomalía de Bouguer E-O (<100) que indicaría la corteza continental engrosada correspondiente al cinturón de arco-isla de archipiélago de las Antillas Mayores (Puerto Rico- La Española).

- Una zona de fuerte gradiente (> 3.7 mGal / km) que define el límite tectónico de primer orden entre la Placa caribe y el cinturón de arco-islas de las Antillas Mayores.

La presencia de este límite se atenúa hacia el E (S de La Española y Haití) debido a la presencia de la dorsal asísmica de Beata. Esta dorsal presenta valores mínimos de anomalía de Bouguer, que implican un engrosamiento cortical importante.

- Existen en los límites de esta dorsal de Beata una serie de anomalías positivas y negativas asociadas a crestas morfológicas que deben corresponderse con intrusiones ígneas de orientación norteada.

- La zona de transición entre la Cuenca de Venezuela y el cinturón de arco islas se caracteriza por presentar un carácter heterogéneo desde el punto de vista gravimétrico, con numerosos máximos y mínimos de corta longitud de onda y extensión lateral limitada. Este conjunto de anomalías se localiza bajo el cinturón de pliegues y cabalgamientos de Los Muertos, y existe una buena correspondencia de los máximos con las principales estructuras antiformales y de los mínimos con pequeñas cuencas de tipo Piggy-back (Granja et al., 2009).

5.2 CARTOGRAFÍA SUBMARINA. EL PROGRAMA ESTUDIO HIDROGRÁFICO Y OCEANOGRÁFICO DE LA ZONA ECONÓMICA EXCLUSIVA ESPAÑOLA

En la actualidad, el estudio y cartografía de los fondos marinos se puede dividir en dos aspectos; el Hidrográfico y el Geomorfológico, geológico y geofísico.

El Instituto Hidrográfico de la Marina (IHM) es el organismo encargado de la cartografía naútica española, mientras otros organismos de investigación y universidades realizan estudios

sobre el suelo y subsuelo marino alrededor de nuestros márgenes continentales. El Instituto Español de Oceanografía (IEO), fundado en 1914 es un Organismo autónomo con personalidad jurídica y patrimonio propios, que depende orgánicamente del Ministerio de Ciencia y Tecnología a través de la Secretaría General de Política Científica, y está clasificado como un Organismo Público de Investigación (http://www.ieo.es). La investigación del IEO se extiende a los recursos marinos en general, a los problemas relacionados con la oceanografía y la contaminación del medio marino y a los cultivos. El grupo de geología y geofísica marina del IEO es el encargado dentro del programa ZEE de los estudios geomorfológicos, geológicos y geofísicos.

La evolución histórica de estos estudios y sus resultados han sido consecuencia y van parejos a la evolución tecnológica, movida por dos motores básicos: El económico, centrado en la búsqueda de yacimientos submarinos minerales y de petróleo (sísmica continua por reflexión), y la defensa nacional impulsada por las guerras mundiales con el descubrimiento y desarrollo de ecosondas o el radar. La importancia del reconocimiento internacional de la extensión de soberanía y derechos de exploración y explotación de los recursos vivos y no vivos de las grandes zonas adyacentes a los países costeros mediante la Convención sobre el derecho del Mar de Naciones Unidas ha propiciado el estudio sistemático de las grandes zonas económicas exclusivas de los países con costa para conocer, explotar y proteger estas áreas.

Los recursos del océano y sobre todo de su zona litoral y plataforma continental, donde se localizan mayoritariamente las actividades económicas más importantes, no están relacionadas necesariamente con recursos minerales o energéticos, sino que, pueden tener más que ver con una ordenación litoral integral adecuada, una explotación sostenible de recursos vivos - acuicultura, un conocimiento exacto del medio geológico y geofísico que permita obras civiles sin riesgos y gestionadas de modo eficiente y en definitiva un conocimiento preciso y sistemático de nuestro entorno marino. Las altas densidades de población costera, unidas a crecimientos urbanos incontrolados y un turismo que se espera alcance a nivel mundial 637 millones de viajeros y de los cuales España es el tercer país, con un 10.5 % de su PIB basado en este sector, hacen que se deba valorar cuidadosamente el desarrollo económico frente a la conservación medioambiental. Esta zona, que es medioambientalmente sensible, precisa un esfuerzo de investigación y cartografía sistemática que ayude a su conocimiento y mejor gestión.

El comienzo y operación de plan ZEE vino dado por la Orden Ministerial Comunicada 55/94, de 30 de Mayo, que estableció que, “..con el fin de explorar, explotar, conservar y administrar los recursos existentes en la

Zona Económica Exclusiva Española de forma eficaz y sin deterioro para el medio ambiente, era necesario un esfuerzo cartográfico y de investigación oceanográfica que contemplase los intereses de la Defensa Nacional, Administraciones Públicas y Comunidad Científica”.

Para la obtención de los datos en la mar, el Plan ZEE fijaba la utilización del B.I.O. ¨Hespérides¨ (figura 3) durante un mes al año, en campañas de verano, a partir de 1995 dado que en el momento de promulgarse el Plan, éste era el único buque científico español equipado con sondadores multihaz.

Metodologías utilizadas

Uno de los objetivos fundamentales en los programas de geociencias marinas en general y del programa de investigación Oceanográfica -Hidrográfica de la Zona Económica Exclusiva Española, se basa en el reconocimiento batimétrico con cobertura al 100 %, de los fondos marinos estudiados, este reconocimiento se realiza mediante el uso de las ecosondas multihaz de última generación que tiene instaladas el B.I.O Hesperides; las sondas Simrad EM-12 S y EM-1000. Ambas ecosondas son complementarias en cuanto a su rango de profundidad, utilizándose la EM-1000 para zonas de hasta 600m de profundidad y a partir de ahí y hasta cualquier profundidad oceánica la ecosonda EM-12. Asimismo el BIO Hespérides incorpora otros sistemas y equipos capaces de obtener información geológica y geofísica que permiten un conocimiento detallado del suelo y subsuelo marino.

- Navegación mediante GPS con correcciones diferenciales

- Ecosondas Multihaz Simrad EM-12S y EM-1000 (de 50 a 11.000 m de profundidad)

- Ecosonda Hidrográfica Simrad EA-500

- Sonda sísmica de alta resolución de efecto paramétrico (TOPAS 18) - Gravímetro marino Bell Aerospace-Textron BGM-3

- Gravímetro terrestre La Coste &Romberg

- Perfilador de corrientes ADCP

- Sensores continuos de velocidad de sonido y temperatura-salinidad - Dragas y sacatestigos de sedimentos

- Fotografía submarina de gran profundidad (Benthos)

CAPITULO 6 6. EQUIPOS

6.1 GRAVÍMETROS MARINOS

6.1.1 Gravímetro marino Askania Gss3

Este instrumento fue concebido para realizar mediciones en forma remota, pues se lo fija en el fondo del mar en una cámara especial y mediante un cable se controla y mide desde un barco cercano.

Fig. 6.1: Gravímetro marino Askania Gss 3.

Como se esquematiza en la figura 6.1 se basa en una masa tubular (T) suspendida de un resorte que tiene limitado su movimiento a un solo grado de libertad, condición lograda con un conjunto de láminas elásticas (L) que le permiten solamente movimientos verticales. En la parte inferior se fija la bobina de un transductor electrodinámico.

La posición de la masa es sensada por un transductor capacitivo de desplazamiento (C) con detector sincrónico (ver capítulo 9) ubicado en la parte superior. El transductor electrodinámico (TED) cuya bobina está formando parte de la masa tubular y su imán es solidario a la caja, actúa aplicando la fuerza necesaria para mantener la masa en la posición de origen.

Podemos explicar su funcionamiento estableciendo ecuaciones muy sencillas: al producirse una variación g la masa trata de moverse, el transductor de desplazamiento lo detecta y produce una señal de error que, mediante un amplificador, aplica una corriente al TED para reestablecer el equilibrio, en ese punto vale:

Donde Gm es la constante del TED [N/A] y m es la masa del tubo más la bobina del TED [kg]. Luego:

Es decir que las variaciones de g están representadas por las variaciones de la corriente i. Esta corriente, aplicada sobre una resistencia, se convierte en una tensión que es la salida del instrumento, la cual puede ser registrada o transformada en valores digitales usando un conversor analógico digital.

Para evitar los problemas de nivelación, todo el conjunto se monta en una plataforma especial giroestabilizada para mantener perfectamente la vertical.

Los problemas térmicos se minimizan manteniendo la temperatura constante mediante resistencias de calefacción y un control automático de temperatura. Es un instrumento que permite medir con una resolución de 0.1 mGal en tierra y 1 mGal en el mar.

6.1.2 Gravimetro marino BGM-3

El gravímetro marino BGM-3, manufacturado por Bell Aerospace, consiste de un acelerómetro inercial montado sobre una plataforma giroestabilizada y de un sistema de manejo de datos. El sensor BGM-3 se esquematiza en la figura 13.11. El acelerómetro es una masa de prueba envuelta por una bobina restringida a moverse verticalmente entre dos imanes permanentes.

Fig. 6.2. Configuración del acelerómetro BGM-3 (izquierda) y sistema del sensor (derecha).

El principio físico del diseño del sensor se basa en un balance entre la fuerza de gravedad que actúa sobre la masa de prueba y la fuerza electromagnética inducida en la bobina. Este balance de fuerzas mantiene a la masa de prueba en una posición constante:

Siendo N el número de vueltas de la bobina y B la densidad de flujo magnético. La corriente que circula por la bobina varía de forma proporcional a los cambios en la aceleración vertical. En el mar, estas aceleraciones son la suma de la gravedad terrestre y la aceleración vertical que actúa sobre el barco. Los cambios en la posición de la masa de prueba son detectados por un sistema de lazo cerrado de segundo orden que regula la corriente en la bobina y lleva a la masa a la posición de balance. La salida del acelerómetro es una corriente proporcional a las aceleraciones verticales en el rango de 0 a 200 gales. Sumando a la salida un valor constante de 880 gales el sistema puede responder al rango de aceleraciones verticales normalmente encontradas en mar. La corriente es filtrada con un filtro RC con una constante de tiempo de 4.5 s para prevenir la interferencia de altas frecuencias. Por último, la señal analógica filtrada es convertida a digital y enviada al sistema de manejo de datos (ver figura 6.2)

Calibración

El gravímetro BELL AEROSPACE-TEXTRON BGM-3 (actualmente Lockheed Martin Federal Systems) viene calibrado de fábrica, pero es conveniente una comprobación periódica para ajustar las posibles derivas. Todas las medidas de re-calibración se realizan con un gravímetro portátil WORDEN mod. MASTER.

Se realizó una calibración en la base AeroNaval de Ushuaia el 29/12/2004 Incidencias.

En varias ocasiones se ha quedado la electrónica en estado de System Malfunction en una de ellas coincidió con un fondeo en Decepción. Se ha tenido que reiniciar la electrónica para eliminar el problema. Cuando esto sucede el Flag del telegrama pasa de valor 0 (normal) a 2 (error).

6.1.3 Gravímetro C3-VNIIG

Este gravímetro se ha construido según el principio del gravímetro con hilo de torsión horizontal y compensación térmica hidráulica. El sistema elástico del gravímetro consta de dos sistemas de cuarzo. Algunos modelos tienen un sistema. En los bastidores de cuarzo van tendidos unos hilos a los cuales se han soldado los péndulos con los espejos. Los hilos están torcidos de tal manera, que la posición de los péndulos se aproxima a la horizontal, y los propios péndulos están orientados en sentido opuesto.

La medida del incremento de la fuerza de la gravedad es la variación del ángulo de abertura entre los péndulos. Para registrar el ángulo de abertura se utiliza un sistema óptico.

El rayo del iluminador alumbra la red ranurada en la cara de aluminio del prisma que son cinco rayas paralelas. Las imágenes de las rayas iluminadas se reflejan en los espejos de los péndulos del sistema elástico y se enfocan mediante las lentes sobre el papel fotográfico que se ha fijado en el tambor.

Previamente, mediante la lente cilíndrica, las imágenes de las rayas se han concentrado en un punto. El tambor gira accionado por un mecanismo de relojería y desplaza el papel fotográfico, en el cual se obtienen dos líneas. La distancia entre las líneas viene determinada por el ángulo de abertura de los péndulos.

Para eliminar las influencias de la temperatura, el sistema va sumergido en un liquido, además, la caja del sistema elástico esta en el interior de un termostato doble. El líquido, además de servir de compensador térmico, amortigua el sistema.

El aparato se instala en una suspensión cardan o en una plataforma giroscópica. El haber dos sistemas idénticos orientados en 180° al instalar el gravímetro en la plataforma giroscópica, permite la eliminación de la influencia conjunta de las aceleraciones horizontales y verticales.

Figura 6.3 Gravímetro C3-VNIIG

6.1.4 Gravimetro ANG

La peculiaridad fundamental de este gravímetro es lea compensación de las variaciones de la fuerza de la gravedad con registro de la magnitud de la fuerza compensadora se relaciona linealmente con el incremento de la fuerza de la gravedad.

El conjunto principal del gravímetro ANG es el sistema sensible de cuarzo con un hilo horizontal de torsión y una compensación térmica hidráulica. El líquido en que se ha introducido el sistema de cuarzo es, al mismo tiempo, el amortiguador del sistema. El rayo de luz del iluminador incide sobre el espejo del péndulo del sistema sensible, el rayo reflejado lo distribuye el prisma separador a dos fotorresistencias conectadas en el circuito del puente de Wheatstone.

Cuando el péndulo se halla en posición horizontal, la corriente fotoeléctrica del circuito del puente es nula. Al inclinarse el péndulo, el equilibrio del puente se altera y aparece una corriente foto eléctrica, que va a parar al amplificador.

Después de su transformación e intensificación, la corriente pasa al motor reversible. El convertidor transforma el movimiento de rotación del motor en movimiento de traslación (de avance), extiende o comprime el resorte de cuarzo, cuyo extremo inferior se ha fijado al péndulo del sistema. El péndulo es accionado por el resorte hasta volver a la posición horizontal, en la cual cesa la corriente fotoeléctrica y la rotación del motor.

El eje del motor se relaciona al mismo tiempo y a través, del reductor con el potenciómetro de medición. Al girar el eje del potenciómetro, se desplaza la corredera, que varía la magnitud de la resistencia a la

entrada del autorregistrador. El desplazamiento de la corredera anotado por el autorregistrador es la medida del incremento de la fuerza de la gravedad.

El desplazamiento total del muelle de compensación se ha calculado para una gama de mediciones de unos 5000 mgal. Para aumentar la escala del registro, las vueltas del potenciómetro de medición se han calculado de dos en dos y se conectan mediante un conmutador. Con un conmutador manual se conecta el autorregistro al par de puntos desoldados entre los cuales se halla el contacto móvil.

Figura 6.4 Gravímetro ANG

El desplazamiento total del muelle de compensación se ha calculado para una gama de mediciones de unos 5000 mgal. Para aumentar la escala del registro, las vueltas del potenciómetro de medición se han calculado de dos en dos y se conectan mediante un conmutador. Con un conmutador manual se conecta el autorregistro al par de puntos desoldados entre los cuales se halla el contacto móvil.

El potenciómetro tiene 50 vueltas y, por lo tanto, la escala del autorregistro puede anotar 1/25 parte de la gama de las mediciones de la fuerza de la gravedad, o sea, unos 200mgal. En la cinta se anota el número de la sección del potenciómetro a que se ha conectado el autorregistro.

El aparato se introduce en un termostato de una etapa. Durante las observaciones, el gravímetro se instala en una suspensión cardan con amortiguamiento de aceite. Las pruebas han demostrado que con una marejada moderada, el gravímetro ANG permite realizar mediciones con una exactitud de 5-7 mgal.

6.1.5 Gravimetro marino de Lacoste