5. ESTRUCTURA DE LA TIERRA Y ANOMALÍAS DE LA GRAVEDAD.

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1 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. 5. ESTRUCTURA DE LA TIERRA Y ANOMALÍAS DE LA GRAVEDAD. 5. Estrutura interna de la Tierra y gravedad asoiada. El avane en el onoimiento interno de la Tierra ha venido propiiado por el desarrollo en el ampo de la geofísia, aportando ada una de las ramas de esta un mayor detalle en funión de las propiedades físias más remarables o on un mayor ontraste de las diferentes apas que onstituyen o forman la Tierra. Tanto es así, que de heho es fáil enontrarse on divisiones de la omposiión de la Tierra en funión de las propiedades de propagaión de la onda sísmia (Litosfera, Astenosfera, Mesosfera, Núleo Externo, Núleo Interno), además de la Continental Oeánia típia división en funión de la omposiión químia de la Corteza Tierra. Esto es debido a que la Litosfera Astenosfera autentia protagonista en la astenosfera Manto resoluión de la estrutura Mesosfera interna de la Tierra ha sido el Núleo Núleo estudio de la veloidad de externo propagaión de las ondas Núleo interno sísmias, inferiendose a través de estos datos y a partir de Fig.5.. muestras de meteoritos y de materiales expulsados a la superfiie por diferentes medios (pe. Volanes) la omposiión químia de las diferentes geoesferas que onfiguran la Tierra. 5...La omposiión de la orteza y el manto. La orteza presenta notables variaiones de espesor, entre 6 y 70 km y suele dividirse en dos tipos; ontinental y oeánia según Boillot et al. (980), las uales tienen poo que ver una on otra, a exepión de que ambas onfiguran la parte superfiial de la Tierra. La orteza ontinental presenta un espesor medio de 35 km y una densidad media de 2.8 g/m 3, es un onjunto heterogéneo de roas plutónias, volánias y sedimentarias metamorfizadas en distintos grados. A diferenia de la orteza oeánia ontiene roas muy antiguas. Esta a su vez se halla dividida en orteza superior e inferior separada por la disontinuidad de Conrad (a una profundidad de 5 km). La orteza superior tiene una omposiión básia de granito on una densidad media de 2.7 g/m 3, esta orteza no tiene prolongaión en la orteza oeánia. La orteza inferior esta ompuesta

2 prinipalmente por gabros-basaltos on una densidad media de 2.9 g/m 3 y su profundidad llega hasta la disontinuidad de Mohorovih la ual es una apa de transiión al manto superior on un espesor de poos km, siendo la profundidad de esta apa de 35 km en los ontinentes y 0 km en los oéanos. La orteza oeánia presenta un espesor entre 6 y 2 km y una densidad media de 3 Corteza oeánia Corteza ontinental lla lavva a SSe eddi iimme ennt ttoos s Corteza superior BBa asal llt ttoo Manto Superior DDi iis soonnt tti iinnuui iidda add dde e CCoonnr rra add CCoor rrt tte ezaa iinnf i ffe er rri iioor rr DDi iis soonnt tti iinnuui iidda add dde e MMoohhoor rroovvi ii hh Fig.5.2. g/m 3 y está ompuesta en un primer lugar por sedimentos y debajo de estos se hallan basaltos y gabros (2.9 g/m) y proviene del enfriamiento de ámaras magmátias y su edad es relativamente joven, ya que esta onstituye el reimiento de la orteza. Por lo tanto en el transito de orteza ontinental a oeánia desaparee la orteza superior y la disontinuidad de Conrad siendo omún a ambas ortezas la apa superior de sedimentos, apareiendo esta muhas vees omo un ontinuo entre margen ontinental y fondo oeánio y siendo los espesores relativamente pequeños. Por debajo de la orteza (y de la disontinuidad de Mohorovih) desansa el manto superior donde nos enontramos una omposiión ultrabásia on densidades de 3.4 g/m 3. Todas las apas vistas se hallan enuadradas dentro de una apa onoida omo litosfera, esta es una lasifiaión en funión del omportamiento de las ondas sísmias, en esta apa las ondas sísmias sufren un aumento de la veloidad on la profundidad, esta apa tiene una profundidad media de 00 km. A partir de los 00 km de profundidad nos enontramos on una apa de espesor variable (entre 00 y 200 km), onoida omo astenosfera en la ual se produen ambios de fase, 2

3 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. es una zona araterístia por la baja veloidad de las ondas sísmias, esta apa se halla inluida en el manto. Posterior a la astenosfera y también inluida en el manto nos enontramos la mesosfera, la ual es la unidad más voluminosa de la Tierra, y se suele asimilar normalmente on el manto inferior, en esta zona es donde se sitúan las orrientes de onveión, en esta zona empiezan a desapareer los desequilibrios hidrostátios y empieza apareer una mejor organizaión de las estruturas esferoidales. Finalmente nos enontramos el núleo una zona donde se soportan altas presiones y se halla formado por hierro y azufre on una densidad entre 0 y 3 g/m Aportaión de la gravedad al estudio de la Tierra. Como ya hemos adelantado la Tierra no tiene una estrutura homogénea, lo ual se hae patente en uanto intentamos ruzar valores de gravedad esperados on valores de gravedad medidos. En primer lugar se observa a través de muestreos en superfiie que la densidad media de la apa más superfiial de la Tierra presenta una densidad de 2.8 g/m3. Esta ifra debería ser la misma a esperar si la Tierra fuese homogénea de dividir la masa total de la Tierra M= kg por el volumen del elipsoide V= m 3. Sin embargo la densidad media obtenida es de ρ m =5.55 kg m -3, esto implia un aumento de los valores de la densidad en direión radial presentando signo positivo en la direión del entro. Otra evidenia del gradiente de densidad, es el estableido por la relaión existente entre los momentos de ineria prinipales de la Tierra y el de una esfera (según Torge,99), abe reordar que el momento de ineria da idea de ómo se halla distribuida la masa respeto a un eje (2.7). Mediante observaiones realizadas on satélite se puede obtener J 2 (Fator de forma dinámia de la Tierra)(2.80) y H (eliptiidad dinámia) (2.90), mediante la relaión que establee (2.80) y (2.90) se puede resolver que C (momento prinipal de ineria respeto al eje de rotaión) C = a 2 M (5.) Si este lo omparamos on el mismo momento de ineria de una Tierra homogénea C 0.4a 2 E = M (5.2) 3

4 Enontramos que el de el elipsoide es mayor, quiere deir que la Tierra tiene una mayor onentraión de masa onforme nos aeramos haía el entro, o lo que es lo mismo la densidad ree haía el entro La Tierra omo un uerpo en equilibrio. Originalmente la Tierra existió en estado liquido (Torge 989), de heho ρ dr hoy en día zonas del interior de la Tierra presentan un omportamiento visoso. Quiere deir esto que dp podemos hablar de la existenia de una presión hidrostátia p en el g interior de la Tierra, esta presión está ondiionada por la antidad de masa Fig.5.3 que se halle por enima y sufre un inremento haía el interior ya que el volumen de masas que soporta ada vez es mayor. La euaión fundamental de la Hidrostátia es dp = ρ( r) g( r) dr (5.3) Siendo ρ( r) la funión densidad la ual depende de la profundidad r y g la funión gravedad. Si tenemos en uenta la euaión (3.9) de la ual se puede extraer que dw = g( r) dr (5.4) Si sustituimos (5.4) en (5.3) obtenemos dp = ρ( r) dw (5.5) La letura que podemos realizar de (5.5) es que las superfiies de igual presión se orresponden on superfiies equipoteniales y además estas, son superfiies de igual densidad (fig.5.4). 4

5 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. Un uerpo esferoidal en rotaión en estado de equilibrio genera un ampo de gravedad uya superfiie equipotenial tiene forma de elipsoide (despreiando los términos de 2 do orden de f) omo ya vimos en el tema 2. El aplanamiento orrespondiente al elipsoide terrestre resuelta a través de J 2 (GRS80) es de :298.25, pero nosotros podemos alular el aplanamiento real de la Tierra, a través de la relaión existente entre el aplanamiento f =f(r) (se establee una funión del aplanamiento por que omo aabamos de ver este varia on la profundidad) y la densidad ρ=ρ(r) estableida por Clairaut. C 2 2 5m = a M f (5.6) Si en (5.6) se sustituyen los valores obtenidos desde satélite y observaiones astronómias de el momento prinipal de ineria C (2.76) y de m (2.49) se obtiene un aplanamiento del elipsoide de Geoide dw dp ρ te. Fig.5.4 equilibrio de f=: Esta diferenia según Khan (969) pone de manifiesto que la asunión de que la Tierra se halla en ompleto equilibrio hidrostátio no es valida, el mayor aplanamiento obtenido se podría ahaar a la alta visosidad del manto superior el ual evita la rápida formaión de un estado de equilibrio, lo ual provoa un aplanamiento fósil (Torge 99). En ualquier aso el análisis de los diferentes oefiientes de los armónios esférios de superfiie ponen de manifiesto que la masa en la Tierra no presentan un reparto uniforme, el oefiiente C3 representa el heho de que la masa de la Tierra se halla asimétriamente distribuida respeto al euador, esta asimetría provoa un distaniamiento del geoide respeto del elipsoide en el polo norte y una subsidenia de la misma antidad en el Polo Sur (sobre 20 m). Esta heterogeneidad de la Tierra reperute en desviaiones y orreiones de los modelos teórios omo es la orreión de la posiión del polo, orreiones del tiempo,et. 5

6 5.2.Isostasia. Entre 735 y 745 Pierre Bouguer realizo una expediión a Perú on la intenión de medir la longitud de un aro de grado (on ello pretendían onoer el radio de la urvatura en ese punto y realizaron la misma operaión en Paris) en los álulos tuvieron en uenta la masa de los Andes (en el álulo de la desviaión relativa de la vertial), sin embargo la reperusión de la masa de los Andes fue muho menor de lo esperada. Posteriormente ya en el s. XIX Everest realizó una ampaña de mediión en el Himalaya en la ual de nuevo volvió a obtener de nuevo las mismas anomalías observadas por Bouguer, y es que las desviaiones de la vertial en las adenas montañosas eran sistemátiamente más pequeñas de las esperadas, un ejemplo de ellas es el que se obtuvo en la India donde entre dos punto de la ampaña de mediión se alularon una diferenia Fig.5.5. g esperada g observada Normal al elipsoide en las desviaiones de la vertial de 5 9 obteniéndose finalmente un valor de 5 2 medidos, esto implia que al realizar el álulo en algo se estaban equivoando. Pero estos fallos en el álulo no solo se dan en las direión de la desviaión relativa de la vertial, si no también en su módulo o sea en el valor de la anomalía de la gravedad. Sistemátiamente se han observado que las anomalías de Bouger presentan valores negativos en los ontinentes y valores positivos en los oéanos, uando los valores esperados de la anomalía deberían de ser los de una poblaión normal on una media de 0. 6

7 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. 0 m oéano ontinente 0 mgal + g de Bouger - g de Bouger Topografía de la orteza Fig.5.6. g de Bouger Qué está ourriendo?, a que se deben estos sistematismos?. En prinipio es lógio pensar que esta falta o défiit de atraión se debe a una defiienia de masa, en algún lugar a lo largo de la vertial del punto existe una defiienia de masa. Esta defiienia de masa no se puede atribuir a agujeros en las montañas por que impliaría el olapsamiento de las mismas. Con lo ual es lógio pensar que esta defiienia se produe en la parte profunda de la orteza, lo que es importante es averiguar el meanismo físio que rige esta defiienia. En 855 J.H. Pratt y G. Airy propusieron las dos primeras hipótesis (ambas diferentes) que justifiaban esta defiienia de masa en los ontinentes, aunque el término de Isostasia, el ual explia el fenómeno, no se auñó y definió hasta 899. Tanto Pratt omo Airy enontraron en sus álulos un punto omún, y es que para justifiar las desviaiones relativas de la vertial enontradas era neesario que hubiese una defiienia de masa por debajo de la adena montañosa equivalente a la misma masa de la adena montañosa, este omportamiento les haia pensar en el prinipio de Arquimedes, el prinipio del equilibrio hidrostátio: Un uerpo flotando desaloja un volumen de agua equivalente al peso del mismo. Quiere deir esto que en las adenas montañosas nos enontramos un meanismo de ompensaión equivalente al de el nivel de flotaión que se estableería en un Ieberg. Fig.5.7. Exeso de masa Nivel de equilibrio oéano ontinente Defeto de masa 7

8 Esto supone que todos los exesos o defetos de masa por enima o debajo del nivel del nivel del geoide están ompensados, de modo que, a una ierta profundidad, el material se enuentra en equilibrio hidrostátio (A. Udias,997). La masas por enima del nivel del mar son una alteraión de equilibrio hidrostátio, lo mismo podríamos deir en los oéanos, la defiienia de masa hasta el nivel del mar onstituyen una perturbaión del nivel hidrostátio. Veamos los diferentes modelos que ompensan esta defiienia de masa Modelo de Airy. Fig p h t p h ρ T 0 a a r ρ m r Airy propone una modelo de ompensaión en el que se umpla el equilibrio hidorstátio (fig5.8.). Y supone que la parte superfiial de la orteza está ompuesta por élulas independientes de igual densidad, aquellas élulas más altas le orresponderán un nivel inferior más bajo de ompensaión (omo los iebergs). Supongamos que estas élulas tienen forma de prisma, vamos a estableer ual sería la longitud por debajo del nivel de ompensaión para que el prisma enuentre el equilibrio. Apliando el prinipio de equilibrio hidrostátio: 2 2 a tρ + a r ρ = a ( h + t + r ) ρ r ( h ) m 2 m m tρ + r ρ = ( h ρ = ρ ρ + t + r ) ρ (5.8) (5.7) 8

9 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. siendo a el lado del prisma onsiderado, ρ y ρ m la densidad de la orteza y del manto respetivamente y r la raíz de la montaña. El aso que se observa en la gráfia nos enontramos on una orteza en ompleto equilibrio. En el aso 2 nos enontramos on élulas de diferente peso, lo ual establee diferentes empotramientos de la élula sobre la apa inferior, en el aso que hay un sobrepeso a las montañas les apareen raíes (r) según hemos deduido en (5.8), en el aso de que exista una defiienia se da el aso ontrario, lo ual se podría designar omo anti raíz (a) (Fowler,996), del ual vamos a deduir su álulo, para lo ual equiparamos el empuje de la orteza media on el equilibrio que debe alanzar la orteza oeánia tρ = ( t p a ( ρ ρ ) = p ( ρ ρ ) a ( ρ ρ ) m a ) ρ + p ρ + a ρ m p a = ( ρ ρ ) a a (5.0) m (5.9) siendo ρ a la densidad del agua y a la anti raíz. Según (Udias, 997), se ha resuelto un valor estandar para ρ de 2.67 g/m 3 y para ρ m de 3.27 g/m 3 on estos valores, si suponemos un espesor de orteza (t) de 30 km, al apliarlo a la fórmula (5.8) sobre una elevaión de 2000 m obtenemos una raíz de montaña de 9 km. Para apliar la fórmula (5.0) hay que tener en uenta que la omposiión de la orteza oeánia es diferente de la orteza ontinental, y se suele utilizar omo densidad media 2.9 g/m Modelo de Pratt. nivel del mar h p ρ p ρ D Fig.5.9 9

10 Pratt propone un modelo de ompensaión también en élula, y bajo la misma premisa de ompensaión isostátia, pero establee que sobre la base de la élula el peso de la élula queda ompensado on la resistenia hidrostátia del substrato, pero la base de las élulas se hallan todas al mismo nivel (fig.5.9.). Quiere deir esto que las élulas on mayor altura para onseguir sobre la base el mismo peso tienen que tener un valor de la densidad menor. En este modelo nos enontramos on variaiones laterales de la densidad. Por lo tanto según este modelo las adenas montañosas serian zonas on menor densidad y en las zonas oeánias nos enontraríamos on prismas de mayor densidad. Pratt establee que la base de estos prismas se sitúan a 00 km de profundidad y onsidera para los bloques del mismo espesor una densidad estándar ρ 0 de 2.67 g/m 3, en el aso que varíe la altitud de prisma (D+h ), obtendremos una densidad para diho prisma de ρ ρ0d = ( D + h ) ρ (5.0) D quedando ρ = ρ0 ( D + h) (5.) En el aso que nos enontremos en el oéano ρ D = ρ p + ρ ( D p) 0 ρ 0D ρ a p ρ P = D p a p (5.3) (5.2) Modelo Veining-Meinesz. Fig.5.0 Carga topográfia orteza Curva de ompensaión Este modelo por supuesto postula un equilibrio hidrostátio, de alguna forma la orteza superior debe tener ompensado su peso respeto al substrato inferior sobre el que reae el peso. Este modelo propone una ompensaión tipo Airy, o sea la orteza sufre un 20

11 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. empotramiento sobre la apa subyaente en funión del peso, pero establee que este no tiene un aráter elular si no que se realiza on un aráter regional, lo ual provoa una zona de ompensaión hidrostátia urva. Este modelo se onsidera que es uno de los más realistas y uno de los más ampliamente aeptados. En uanto al resto de los modelos, no se puede deir nada en ontra ni a favor, dependiendo de la zona hay iertos modelos que explian mejor lo que allí ourre, o se simplemente se iñen mejor a los álulos, hay que tener en uenta que la Tierra no es un reloj, y que dependiendo de la zona de estudio y la dinámia que existe alrededor de esta, primaran más unos fenómenos que otros. 5.3.Las orreiones Isostátias y análisis de las anomalías. Hemos visto en el apítulo anterior que las anomalías de Bouguer presentaban un valor negativo en los ontinentes y positivo en los oéanos de forma sistemátia (fig.5.). Este es provoado por las raíes de las montañas y las anti raíes de los oéanos, en las g 0 Fig.5.. montañas al estar la masa más densa más alejada de la superfiie produe una disminuión de los valores de la gravedad mientras que en los oéanos el aeramiento de la masa de manto haía la superfiie, provoa valores de la gravedad más elevados. Esta heterogeneidad de la orteza provoa anomalías de la gravedad fuera del valor 0 esperado, el porque de esta situaión es que nuestra superfiie de nivel de referenia (los valores de la gravedad del elipsoide) no tiene en uenta la heterogeneidad de la orteza. Por tanto para obtener valores de la anomalía de la gravedad alrededor de 0, habrá que introduir una orreión a nuestro modelo, la ual tenga en uenta el efeto de la 2

12 isostasia. Para ello basta oger ualquiera de los modelos vistos anteriormente (Pratt, Airy, Veining-Meinesz, et...) y alular la influenia en los valores de la gravedad provoado por el aeramiento o alejamiento del manto según el modelo isostátio, esta influenia la designaremos omo orreión isostátia (C I ). Si finalmente orregimos los valores observados de la gravedad o las anomalías de la gravedad por la influenia del efeto isostátio obtendremos las anomalías isostátias g I = g P + C AL C B + C T + C I γ (5.4) Las anomalías isostátias deben presentar valores entorno a 0 en una orteza en equilibrio. Quiere deir que enontrarnos regiones on valores de anomalía isostátia sistemátiamente por enima o por debajo de 0 implian desviaiones del equilibrio de la orteza respeto del modelo empleado. Si utilizamos el modelo de Airy valores negativos de la anomalía isostátia implia que diha orteza no se halla todavía en equilibrio y que puede dar lugar a un levantamiento respeto al nivel medio del mar de diha región, estos fenómenos los podemos enontrar en regiones eranas a los polos, las uales durante los periodos glaiales han aumulado grandes antidades de hielo sobre su superfiie, lo ual ha provoado un hundimiento de la orteza hasta alanzar su nivel de equilibrio. Fig.5.2. Anomalía aire libre Anomalía Bouguer

13 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. Posteriormente una vez aabado el periodo glaial la desapariión de la masa del hielo, provoa un levantamiento progresivo de la orteza hasta alanzar el nivel de equilibrio, este fenómeno es onoido omo rebote postglaial. Sin embargo el álulo de las orreiones isostátias es bastante ompliado por que hay que onoer que modelo de ompensaión que rige en ada zona de la orteza (el modelo de Airy prinipalmente sobre la ontinental y el de Pratt sobre algunas zonas oeánias) y disponer de informaión sísmia y tetónia de la zona. No obstante es posible mediante el análisis de las anomalías aire libre y de las anomalías Bouguer de forma onjunta resolver si nos enontramos ante un orteza estable o no. Si una región on orteza estándar se halla en equilibrio esta no debería presentar anomalías de Bouguer lejanas a 0 (fig 5.2..). En el aso de que nos enontremos on una orteza ontinental on una variaión de espesor que mantiene el equilibrio hidrostátio, observamos valores de la anomalía Bouguer negativos uanto más alta sea la montaña, esto es debido a que el nivel de ompensaión ada vez se halla más profundo o lo que es lo mismo el exeso de masa que existe por enima del geoide se ve ompensado por otra estrutura on la misma arenia de masa, pero esta estrutura se enuentra muy profunda. La anomalía de Bouguer elimina la influenia de la masa de la montaña que se enuentra muy erana, quiere deir esto que en el balane de la gravedad ejerida por las masas en una élula solo queda patente la defiienia de masa que existe en profundidad en la anomalía de Bouguer, on lo ual neesariamente en una orteza ontinental en equilibrio las anomalías de Bouguer deben de ser negativas (fig.5.2.2), si estas fuesen positivas o 0, impliaría que no existe una defiienia de masa por debajo lo ual impliaría la búsqueda del equilibrio (fig.5.3). En el aso de que analiemos las anomalías aire libre nos enontraremos valores positivos en los extremos de la adena montañosa que van dereiendo onforme aumenta la altitud, lo ual es lógio ya que el valor de la gravedad va disminuyendo. En el aso de que estos valores no dereiesen haía las zonas más altas impliaría que no existe un défiit de la gravedad o lo que es lo mismo no existe un defiienia de masa por debajo de la orteza a pesar de haber una sobrearga, lo ual impliaría la búsqueda del equilbrio. Resoluión de la gravimetría. 23

14 Fig Anomalía aire libre 00- Anomalía Bouguer La gravimetría al igual que el resto de las ténias geofísias aporta una gran informaión sobre la omposiión de la Tierra y su inétia, más en onreto, la apa sobre la que aporta más informaión es de la orteza y manto superior las uales son las más superfiiales, ya que las apas más profundas al hallarse más lejos estableen que la variaión en el espaio sea muy lenta y poo preisa, este efeto es el que onoe omo ontribuión de longitud de onda larga. La gravedad se puede onsiderar omo el efeto total provoado por diferentes tipos de masa, masas ompatas lejanas o profundas, masas regionales poo profundas y masas loales superfiiales. Siendo la gravedad que nosotros observamos en la superfiie de la Tierra la suma de las ontribuiones de todas ellas (fig.5.3). En la figura superior se observa la influenia de las diferentes omponentes, en un primer lugar () veríamos la gráfia de la omponente de longitud de onda larga ( expansión en armónios de grado menor que 5 (2.97)) la ual la originan las masas profundas o lejanas, presumiblemente se originan por las anomalías de densidad y temperatura que se hallan en el manto inferior (frontera manto núleo), las orrespondientes al manto están relaionadas on los grados entre los grados 0 y 20, y Si realizamos una representaión on detalle de un tramo de la longitud de onda larga (2) pasaríamos a observar la omponente de la gravedad originada por distribuión de las masas que se enuentran en la litosfera, los oefiientes mayores de 30 están orrelaionados on la Litosfera, se puede observar que la longitud de onda es menor, on una amplitud también menor pero en este aso ha aumentado la freuenia. 24

15 Tema 5. Estrutura de la Tierra y anomalías de la gravedad. La última parte del espetro (oefiientes de la expansión mayores a 80) (3) la amplitud ha desendido onsiderablemente la longitud de onda es muy orta, pero presenta una gravedad aeleraión m/s Latitud ms ms ms -2 37º 37.5º ms ms ms -2 Fig º 37.35º alta freuenia, esto es provoado por la alta heterogeneidad de la orteza en su parte más superfiial. Las longitudes de onda media y orta son las más utilizadas para el estudio de la orteza por lo que se refiere a su omposiión y su dinámia. Como hemos visto el espetro de la gravedad da informaión de la omposiión de la Tierra sin embargo la informaión on mayor resoluión la enontramos en las longitudes de onda más orta, el porque de esta mayor informaión es debido a que las freuenias asi planas no aportan muha informaión, debido a que no existe ontraste. Las altas freuenias por el ontrario dan mayor informaión, ya que existe un alto ontraste originado por las estruturas de la orteza. La representaión del geoide 25

16 ontiene informaión de la región que existe por debajo de la orteza y puede dar informaión de las estruturas que las esta generando. 26