Introducción

Introducción



El objetivo principal de la geodesia física es el estudio de la forma de la Tierra, su campo de gravedad y el geoide, que es una superficie equipotencial que se asemeja al nivel medio del mar en reposo. En ese sentido, la determinación del geoide ha sido un tema de investigación dentro de la geodesia y la geofísica durante las últimas décadas. Agencias gubernamentales y científicos de todo el mundo han realizado grandes esfuerzos para desarrollar modelos de geoide de alta precisión. Estos modelos no sólo se utilizan en aplicaciones científicas, sino que también para otros fines, tales como la definición de una superficie de referencia para la cartografía, el monitoreo del nivel del mar, y la explotación y gestión de los recursos naturales.

Los modelos de geoide de alta precisión han experimentado una demanda sin precedentes debido al rápido desarrollo de las tecnologías GPS / GNSS, ya que dichos modelos permiten la transformación de las alturas elipsoidales (determinadas fácilmente a partir de observaciones GPS / GNSS) en alturas físicas (asociadas al campo de gravedad de la Tierra), sin la necesidad llevar cabo costosas nivelaciones geométricas. Estas alturas (físicas) indican la dirección del flujo de los fluidos, debido a que dichos fluidos son atraídos por la fuerza de gravedad de la Tierra en lugar de la influencia de las diferencias de altura geométricas. En ese sentido, las alturas físicas son utilizadas en diversas aplicaciones tales como la generación de cartografía y la construcción de infraestructura civil.

En términos teóricos, un geoide es una superficie del campo de gravedad de la Tierra que se puede aproximar al nivel medio del mar. Se lo define como "una de las superficies equipotenciales del Potencial de Gravedad de la Tierra, de la cual la superficie (media) de los océanos forma parte" (Hofmann-Wellenhof y Moritz 2006, p. 1). Esto significa que la superficie del geoide es perpendicular al vector de gravedad en todos los puntos. El geoide, comúnmente conocida como la figura de la Tierra, no es una superficie regular. Esta irregularidad está altamente correlacionada con la distribución no homogénea de las masas de la Tierra. La falta de uniformidad de la masa es una consecuencia de la topografía (es decir, montañas, valles, llanuras, etc.) y la composición interna de la Tierra (es decir, la variación en la densidad de la corteza interior). Por lo tanto, un geoide también se puede aplicar para inferir el grado de homogeneidad (o la falta de homogeneidad) de la distribución de masas de la Tierra desde la medición de las fluctuaciones gravitacionales.

En un sentido práctico, un modelo de geoide está dada por una cuadrícula regular sobre la superficie de la Tierra y un valor llamado ondulación del geoide (N), que representa la separación entre dos superficies fundamentales geodésicas: el geoide y el elipsoide, se asigna en cada punto de la red (Heiskanen y Moritz 1967): N = h – H, donde h es la altura elipsoidal (es decir, la altura con respecto al elipsoide de referencia) y H es la altura ortométrica (es decir, la altura con respecto al nivel medio del mar o al geoide, dependiendo de la definición del datum vertical).

Características técnicas de GEOIDE-Ar 16

El modelo de geoide gravimétrico GEOIDE-Ar 16 (Figura 1) fue desarrollado por el Instituto Geográfico Nacional (IGN) junto con la RMIT University (Australia) utilizando la técnica remove-compute-restore (Schwarz et al. 1990) y el modelo geopotencial GOCO05S (Mayer-Guerr 2015) hasta su grado y orden máximo (es decir 280), junto 671,547 mediciones de gravedad observadas en el sistema gravimétrico IGSN71 (Morelli et al. 1972) sobre el territorio continental argentino, sus países limítrofes, Islas Malvinas y el litoral marino (Figura 2).


Figura 1: Modelo de Geoide Gravimétrico Nacional GEOIDE-Ar 16
Figura 1: Modelo de Geoide Gravimétrico Nacional
GEOIDE-Ar 16


Figura 2: Puntos gravimétricos utilizados para generar GEOIDE-Ar 16
Figura 2: Puntos gravimétricos utilizados para generar
GEOIDE-Ar 16

Las observaciones gravimétricas fueron capturadas por el IGN o gentilmente cedidas por diversos organismos, agencias, empresas y universidades, tales como Yacimientos Petrolíficos Fiscales (YPF); Instituto de Física de Rosario (IFIR); Facultad de Ciencias Astronómicas y Geofísicas de la Universidad Nacional de La Plata (UNLP); Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales de la Universidad Nacional de San Juan (UNSJ); Instituto de Geociencias Básicas, Aplicadas y Ambientales (IGEBA) de la Universidad de Buenos Aires (UBA); Laboratorio de Geofísica Aplicada y Ambiental (LAGAMA) de la Universidad Nacional de Tucumán (UNT); Departamento de Física de la Universidad Nacional del Sur (UNS); Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR); Wintershall Energy S.A.; Servicio Geográfico Militar del Paraguay; Instituto Geográfico Militar de Chile; Technische Universität Berlin (Alemania); National Geospatial-Intelligence Agency (Estados Unidos); British Antarctic Survey (Inglaterra); Bureau Gravimétrique International (Francia); Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE); Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology (Japón); Marine Geoscience Data System; y Rolling Deck to Repository.

Para cumplir con la condición de contorno, las masas topográficas fueran removidas utilizando el segundo método de condensación de Helmert (Heiskanen y Moritz 1967). Tanto las correcciones del terreno como el efecto indirecto del terreno fueron determinados utilizando una combinación de los modelos digitales de elevación SRTM_v4.1 (Jarvis et al. 2008) y SRTM30_Plus_v10 (Becker et al. 2009), y una densidad de las masas topográficas igual a 2,67 g cm-3 para el terreno y 1,03 g cm-3 para el océano. En las regiones que carecían de observaciones gravimétricas, se utilizó el modelo de gravedad DTU13 (Andersen et al. 2013) para mejorar la cobertura gravimétrica. Finalmente, todas las anomalías de gravedad residuales se interpolaron utilizando el algoritmo Kriging.

La grilla de gravedad resultante fue utilizada para determinar la integral de Stokes mediante el procedimiento multi-banda esférica FFT (Sideris y Forsberg 1991) con la modificación determinista del kernel de Stokes propuesto por Wong y Gore (1969).


Figura 3: Puntos GPS-nivelación utilizados para determinar la precisión de GEOIDE-Ar 16
Figura 3: Puntos GPS-nivelación utilizados para determinar la precisión de GEOIDE-Ar 16
GEOIDE-Ar 16 se ajustó al Marco de Referencia Geodésico Nacional POSGAR 2007 y el Sistema Vertical Nacional a partir de la determinación de una superficie correctiva calculada mediante el método clásico de transformación de 4 parámetros (para computar la superficie de tendencia) y una colocación por mínimos cuadrados (para estimar los residuos).

La precisión de GEOIDE-Ar 16 se evaluó mediante 1.904 puntos de nivelación observados con GPS doble frecuencia (Figura 3). Los desvíos estándar de las diferencias entre la ondulación geoidal derivada de los puntos GPS-nivelación y las ondulaciones del nuevo modelo de geoide son menores a 0,05 m. Asimismo, la exactitud estimada del modelo GEOIDE-Ar 16 es 0,25 m, mientras que su precisión relativa para las líneas base con una longitud menor a los 500 km es de aproximadamente 0,10 m (para el 91% de los casos).