Gravedad de la Tierra

Este elemento es una expansión del contenido de los cursos y guías de Lawi. Ofrece hechos, comentarios y análisis sobre este tema. [aioseo_breadcrumbs] Nota: Puede interesar en especial el contenido referente al Sistema de la Tierra y también a la gravedad en general.

Campo Gravitatorio de la Tierra

El campo gravitatorio de la Tierra, o campo de gravedad de la Tierra, se refiere aquí al estudio del campo de atracción gravitatoria de la Tierra. Dado que, en la superficie de la Tierra, la pequeña fuerza centrífuga debida a la rotación terrestre se superpone inseparablemente a la atracción, se suele entender que el campo gravitatorio incluye también el efecto de la fuerza centrífuga.

Conceptos

El potencial gravitatorio V en un punto P es la energía potencial, debida a la atracción gravitatoria de la Tierra, de una masa unitaria situada en P.Entre las Líneas En otras palabras, V es igual al trabajo realizado si se lleva una masa unitaria desde el infinito hasta el punto P bajo la influencia del campo gravitatorio de la Tierra. Se obtiene una expresión matemática integrando sobre la Tierra la fórmula del potencial de una masa puntual, pero esta expresión es casi inútil para la aplicación práctica. Para el potencial fuera de la Tierra, es útil una expansión en una serie infinita (de armónicos esféricos, que se tratará más adelante en este artículo); el término principal de esta serie es GM/r. Este término, en el que G es la constante gravitatoria newtoniana (6,67 × 10-8 m3 kg-1 s-2), M es la masa total de la Tierra y r es la distancia de P al centro de masa de la Tierra, representa formalmente la atracción de una Tierra esféricamente simétrica; la consideración de este término solamente no es, en general, suficiente. La fuerza gravitatoria F sobre una masa unitaria es el vector gradiente de V, F = grad V; es decir, las componentes de F son (∂V/∂x, ∂V/∂y, ∂V/∂z).

Gravitación y gravedad

La resultante de la gravitación (atracción pura) y la fuerza centrífuga se llama gravedad. La gravedad es la fuerza que actúa sobre el cuerpo en reposo con respecto a la Tierra, ya que los efectos de la atracción y de la fuerza centrífuga no pueden separarse debido a la equivalencia de la masa gravitatoria y la inercial; así, la gravedad determina el peso de un cuerpo. El potencial gravitatorio W es la suma del potencial gravitatorio V y del potencial de la fuerza centrífuga, que viene dado por una sencilla expresión analítica y puede considerarse conocido.

Un cuerpo que se mueve con respecto a la Tierra también se ve afectado por la fuerza de Coriolis. Al igual que la fuerza centrífuga, la fuerza de Coriolis es una fuerza de inercia debida a la rotación de la Tierra, pero a diferencia de la fuerza centrífuga, no posee un potencial y, por tanto, no puede incorporarse fácilmente al campo gravitatorio. Por ello, la fuerza de Coriolis no se considera en el contexto de la gravitación terrestre. Esto es perfectamente adecuado, ya que esta fuerza es nula para los cuerpos en reposo con respecto a la Tierra, y casi todos los sistemas de medición están en reposo. Véase también: Aceleración de Coriolis; Gravitación

Vector gravedad

El vector gravedad g representa la fuerza de la gravedad sobre una masa unitaria. Es el vector gradiente del potencial gravitatorio, g = grad W. La magnitud del vector gravedad es la intensidad de la gravedad, o brevemente, la gravedad g. La dimensión de g es la fuerza por unidad de masa, o aceleración. La unidad del SI es m – s-2. La unidad cgs gal (1 gal = 1 cm – s-2), llamada así por Galileo, se sigue utilizando con frecuencia, especialmente el miligal (1 mgal = 10-3 gal = 10-5 m – s-2). La gravedad g en la superficie de la Tierra varía entre unos 978 gal en el Ecuador y unos 983 gal en los polos. La dirección del vector gravedad define la vertical, o línea de plomada.

Geoide

Las superficies de potencial gravitatorio constante, W = const, se denominan superficies equipotenciales o superficies planas. La superficie de un lago tranquilo forma parte de una superficie nivelada. También lo es la superficie de los océanos, tras una evidente idealización; toda la superficie nivelada así definida se denomina geoide. Después de C (se puede examinar algunos de estos asuntos en la presente plataforma online de ciencias sociales y humanidades). F. Gauss, el geoide se considera la superficie matemática de la Tierra, por oposición a la superficie topográfica visible. Las líneas de plomada se cruzan ortogonalmente con las superficies de nivel; no son del todo rectas, sino muy ligeramente curvadas.

Medición

La cantidad que se mide más habitualmente es la gravedad g. La determinación de g como tal se denomina medición de la gravedad absoluta. Normalmente sólo se realizan mediciones de la gravedad relativa, determinando la diferencia o el cociente de los valores de la gravedad en dos puntos diferentes. La dirección del vector gravedad, que da la línea de plomada en el espacio, se mide por métodos astronómicos. Las diferencias del potencial gravitatorio W se obtienen por nivelación geodésica. Por último, algunas derivadas de g y otras magnitudes similares se miden con instrumentos como la balanza de torsión.

Los métodos satelitales han mejorado enormemente el conocimiento del campo gravitatorio.Entre las Líneas En el futuro, las nuevas tecnologías satelitales harán avanzar las mediciones relacionadas con la gravedad, que se estudiarán junto con las mediciones teóricas clásicas, que conservarán plenamente su importancia. Véase también: Gravedad

Mediciones clásicas de la gravedad

En la actualidad, las mediciones de la gravedad absoluta se realizan exclusivamente con instrumentos de caída de cuerpos, que utilizan el hecho de que la caída libre de un objeto de prueba es proporcional a la gravedad g. Se utilizan habitualmente tanto instrumentos fijos como móviles.

El antiguo uso de aparatos de péndulo para medir la g absoluta sólo daba una precisión relativa de 10-6 y ahora está completamente obsoleto.

Las mediciones de la gravedad relativa se realizan con gravímetros de muelle, que se basan en la ley de Hooke. El mismo principio se utiliza en los acelerómetros. La precisión es coherente con la de las mediciones modernas de la gravedad absoluta. Véase también: Acelerómetro; Gravímetro

Dado que las mediciones de la gravedad relativa son mucho más sencillas, las determinaciones absolutas de la gravedad sólo se realizan en relativamente pocos puntos de la superficie terrestre.Entre las Líneas En otros puntos, la gravedad se determina en relación con estas estaciones absolutas. Las mediciones relativas de la gravedad se realizan mediante péndulos o gravímetros.

Básicamente, un instrumento que mide la gravedad (un gravímetro) no es más que una forma especial de acelerómetro. El principio de la balanza de resorte también se utiliza para los acelerómetros, y se han propuesto acelerómetros de cuerda vibrante inversa como sensores de gravedad, ya que la frecuencia de una cuerda vibrante cargada es una función de g. Los acelerómetros se han propuesto especialmente para su uso en gradiómetros, como se analiza en la sección siguiente sobre gradientes de gravedad.

Dirección del vector gravedad
Esta dirección, la plomada, está definida por dos ángulos; ϕ, latitud geográfica, y λ, longitud geográfica. Estos ángulos se determinan por métodos astronómicos con una precisión de 0,1 segundos de arco o mejor. Si se conocen g, ϕ y λ, el vector de gravedad g queda completamente determinado.

Diferencias de potencial

La operación geodésica de nivelación (nivelación de burbuja o nivelación diferencial) determina dn. Los incrementos de nivelación dn se multiplican por la gravedad g y se suman a lo largo de la línea de nivelación que une los puntos A y B. De este modo se determina la diferencia de potencial W entre A y B.

Gradientes de gravedad

El gradiente de gravedad a lo largo de una determinada dirección s, ∂g/∂s, es la componente del vector grad g a lo largo de esta dirección. Los instrumentos que miden los gradientes de gravedad se llaman gradiómetros.

Los gradientes horizontales (gradientes a lo largo de cualquier dirección horizontal) se obtienen mediante la balanza de torsión inventada por R. Eötvös hacia 1900. Este instrumento consiste esencialmente en un cable de torsión suspendido verticalmente que lleva una viga horizontal ligera en la que se suspenden dos masas iguales a diferentes alturas. La balanza de torsión proporciona gradientes horizontales de g y, además, ciertas características de la curvatura de las superficies equipotenciales.

La aplicación práctica de la balanza de torsión ha sufrido la competencia de los gravímetros modernos, pero el interés por los gradiómetros está resurgiendo porque pueden utilizarse para realizar mediciones gravitacionales a bordo de un satélite artificial (¡un gravímetro indicaría en este caso constantemente g = 0!).

Un gradiómetro general puede considerarse como una combinación de dos sensores de gravedad separados por una pequeña distancia; la diferencia de sus lecturas, dividida por la distancia, da el gradiente de gravedad. Para ello se ha propuesto el uso de sensores de cuerda vibrante, mencionados anteriormente. Toda la potencia de esta técnica se alcanzará con la gradiometría por satélite.

Campo gravitatorio

El campo gravitatorio de un elipsoide de referencia de revolución que se aproxima a la Tierra real se denomina campo normal. La diferencia entre el campo real y el campo normal se denomina campo anómalo.

Campo normal

Dado que la Tierra es casi un elipsoide, el campo gravitatorio de un elipsoide de revolución adecuado es una buena aproximación al campo gravitatorio de la Tierra y, por tanto, puede considerarse como un campo gravitatorio terrestre normal. El potencial gravitatorio normal se denomina U. Un elipsoide de revolución -el elipsoide de referencia- cercano al geoide se define como una superficie equipotencial de este campo normal, donde U = U0 = constante.

La gravedad normal

La gravedad en dicho “elipsoide plano” se denomina gravedad normal γ. El elipsoide plano y su campo gravitatorio están definidos por cuatro constantes, por ejemplo, el conjunto (a, GM, J2, ω). Aquí a y GM se han introducido antes; J2 es el factor de forma dinámico o elipticidad dinámica de la Tierra, definido como J2 = (C – A)/Ma2, donde C y A son los momentos principales de inercia de la Tierra; y ω es la velocidad angular de giro de la Tierra.

Campo interno

En cuanto al campo interno, las superficies de nivel interno son aproximadamente elipsoides que se vuelven cada vez más esféricas con el aumento de la profundidad. La teoría del campo interno se rige por una ecuación diferencial publicada por Clairaut en 1743. Esta ecuación relaciona el aplanamiento de las superficies de nivel con la densidad bajo la hipótesis del equilibrio hidrostático. La solución de esta ecuación ofrece la posibilidad de calcular el aplanamiento de la Tierra a partir de la constante de precesión astronómica, que se conoce con bastante precisión. Los valores de f obtenidos de este modo y los obtenidos más directamente a partir del análisis de las órbitas de los satélites, a partir de J2 [véase la ecuación (10)], muestran discrepancias que aún no se han explicado completamente.

Anomalías del campo gravitatorio

El campo elipsoidal normal incorpora la parte principal del campo gravitatorio de la Tierra. La diferencia entre el campo real y el campo normal se denomina campo anómalo. El potencial anómalo T es la diferencia entre el potencial gravitatorio real W y el potencial gravitatorio normal U. (La circunstancia de que el símbolo T se haya utilizado anteriormente para denotar el período de oscilación de un péndulo no causará ninguna confusión).

Otras magnitudes del campo anómalo son la anomalía gravitatoria y la desviación de la plomada. Ambas son más fácilmente accesibles a la observación que el potencial anómalo T, y pueden utilizarse para determinar T.

Anomalías gravitatorias

La anomalía gravitatoria Δg se define como la diferencia entre la gravedad a nivel del mar, g, y la gravedad normal en el elipsoide de referencia, γ: Δg = g – γ. Dado que las mediciones no se realizan generalmente a nivel del mar, el valor de gravedad medido debe reducirse desde la superficie de la Tierra hasta el nivel del mar, es decir, hasta el geoide. Dependiendo de la forma en que se realice, se obtienen diferentes tipos de anomalías gravitatorias.

Esta reducción puede realizarse sin tener en cuenta las masas situadas por debajo de la estación de observación; es decir, se reduce g como si estas masas no existieran y la estación estuviera “en el aire libre”. Esta es la reducción en aire libre. La cantidad de esta reducción, que debe añadirse a la gravedad medida, es por la fórmula (14) aproximadamente 0,309h mgals, donde h es la elevación en metros.

En el proceso de reducción de la gravedad, las masas por encima del geoide también pueden ser eliminadas computacionalmente. Se trata de la reducción de Bouguer. La cantidad a añadir a la gravedad medida es ahora de 0,197h, siendo las unidades las mismas que antes; esta cifra se basa en una densidad de la roca de 2,67 g/cm3.

En lugar de eliminar por completo las masas que se encuentran por encima del geoide, se pueden desplazar computacionalmente hacia su interior de forma que se obtenga una corteza homogénea nivelada según alguna teoría de la isostasia (véase la sección posterior de este artículo). Esto es una reducción isostática. También existen otras reducciones gravitatorias.

Desviaciones de la plomada

La desviación de la línea de plomada, o desviación de la vertical, es la desviación de la línea de plomada real de la normal al elipsoide de referencia. Se caracteriza por dos componentes, la componente ξ en dirección norte y la componente η en dirección este.
Las observaciones astronómicas dan ϕ y λ, mientras que ϕn y λn pueden obtenerse a partir de trabajos geodésicos como la triangulación. Las ξ y η así determinadas se denominan desviaciones astrogeodésicas de la vertical.

El potencial anómalo y el geoide

La altura del geoide sobre el elipsoide de referencia, la altura geoidal N, está íntimamente relacionada con el potencial anómalo T mediante la fórmula de Bruns, T = γN, donde γ es la gravedad normal. Por lo tanto, la determinación de T equivale a la determinación del geoide.

Se puede realizar una determinación relativa por el método astrogeodésico. Las diferencias TB – TA o NB – NA se obtienen integrando las desviaciones astrogeodésicas de la vertical a lo largo de una línea que une los puntos A y B. Mediante este método es posible determinar el geoide en una región limitada a partir de los datos (desviaciones de la línea de plomada) sólo en esta región. El método astrogeodésico proporciona mapas geoidales (o mapas del potencial T) muy detallados y precisos en las zonas donde se dispone de buenos datos astrogeodésicos. Sin embargo, como este método es sólo relativo, la posición del geoide así obtenida se determina sólo aparte de un desplazamiento desconocido con respecto al centro de masa de la Tierra. La utilización del método astrogeodésico se limita a las zonas terrestres, ya que en el mar aún no se pueden obtener los datos necesarios.

Una determinación absoluta del potencial anómalo o de la altura geoidal puede lograrse a partir de las anomalías gravitatorias Δg. Esto se hace mediante una fórmula integral debida a Stokes (1849). La fórmula de Stokes determina el geoide de forma absoluta; es decir, las alturas geoidales así obtenidas se refieren a un elipsoide cuyo centro coincide con el centro de masa de la Tierra. Requiere que las anomalías de la gravedad se den en toda la Tierra; esto es factible porque la gravedad puede medirse tanto en el mar como en zonas terrestres. Las grandes regiones, especialmente los océanos, no han sido estudiadas satisfactoriamente desde el punto de vista gravimétrico. Esto conlleva ciertas restricciones en la aplicabilidad práctica del método gravimétrico; no obstante, ha dado resultados importantes.

Análisis armónico

Una función periódica puede expandirse en una serie de Fourier; esto se llama análisis armónico. El análisis armónico puede generalizarse a funciones de más de una variable, como T o Δg.Entre las Líneas En lugar de las series de Fourier existen, en este caso particular, series de armónicos esféricos; tales series se aplican también en otras geociencias, como el geomagnetismo.

Una serie de armónicos esféricos es infinita.Entre las Líneas En la práctica, suele haber una restricción a las series truncadas después de los términos de menor grado. Los términos de grado superior no pueden determinarse correctamente y deben despreciarse. De este modo, se conservan las características generales de la función expandida, aunque se pierden los detalles finos.

La expansión esfero-armónica de T se obtiene fácilmente si se dispone de dicha expansión de Δg. El uso práctico de este método se ve de nuevo perjudicado por la falta de datos sobre la gravedad en algunas partes de la superficie de la Tierra, pero este inconveniente puede compensarse en gran medida con una combinación de datos terrestres y satelitales.

El movimiento de un satélite artificial en el campo gravitatorio de la Tierra se ve afectado en mayor medida por los armónicos de grado inferior. Por lo tanto, la observación por satélite proporciona valores de los armónicos esféricos de grado inferior del potencial, que proporcionan una buena imagen cualitativa del comportamiento general del campo gravitatorio terrestre y, en particular, de las grandes características del geoide. Véase también: Armónicos esféricos

El uso práctico de las expansiones esfero-armónicas para representar el campo gravitatorio de la Tierra suele expresarse en términos del geoide, y es de importancia básica. Las expansiones suelen obtenerse mediante una combinación de datos satelitales y gravitatorios. Los datos orbitales de los satélites proporcionan expansiones realistas hasta un grado de aproximadamente N = 30, con una precisión del geoide de unos ±5 m y una resolución que puede estimarse como sigue. Un grado de arco corresponde a unos 100 km de distancia de la superficie terrestre.

Hoy en día, los modelos de gravedad terrestre (EGM) combinan los datos de los satélites con la gravedad terrestre y se calculan con un grado esférico-armónico de N = 360. Esto mejora la resolución mediante la Ec. (14) hasta 0,5° = 50 km (30 mi) [teóricamente], siendo la precisión de aproximadamente 1 m (3,3 ft) o mejor. Los modelos actuales utilizan incluso N = 720 con aproximadamente la misma precisión real, ya que se utilizan los mismos datos.

Se prevé incluso N = 1000, pero sin nuevos tipos de mediciones significativas es difícil mejorar realmente la situación. Estas nuevas técnicas son el seguimiento satélite a satélite (SST) y la gradiometría de gravedad por satélite (SGG), combinadas con el Sistema de Posicionamiento Global (GPS). Estas técnicas se expondrán a continuación (la altimetría por satélite ya se ha tenido en cuenta en los modelos N = 360 y 720).

Altimetría por satélite

La determinación directa del geoide oceánico es posible gracias a la medición de la altura de un satélite sobre el nivel del mar. Para ello, se observa el tiempo de viaje de una señal de radar o láser emitida por un satélite y reflejada por la superficie del océano. Si se conoce la órbita del satélite con respecto al elipsoide de referencia, se obtiene la altura geoidal. Los satélites de altimetría GEOS 3, de 1975 a 1977, y Seasat, de 1978, supusieron un gran avance en la comprensión del geoide oceánico.

Seguimiento entre satélites

La distancia entre dos satélites cambia con la ubicación en el espacio debido a las irregularidades del campo gravitatorio. Si se realiza un seguimiento continuo y preciso, se puede obtener información del campo irregular. Aproximadamente, podría esperarse un N = 100. La aplicación se producirá poco después del año 2000.

Gradiometría de la gravedad

Se trata de una aplicación del principio de la gradiometría terrestre mencionado anteriormente a un gradiómetro incorporado a un satélite. Las resoluciones que se pueden alcanzar son mayores que las del seguimiento entre satélites: N = 250 se considera factible.Entre las Líneas En combinación con otras técnicas satelitales y terrestres, parecen posibles modelos realistas de N = 720-1000 con precisiones del orden de unos pocos centímetros. La aplicación práctica vendrá un poco después del seguimiento entre satélites.

Sistema de posicionamiento global

El GPS y su homólogo ruso, el GLONASS, son puramente geométricos y, por tanto, (casi) independientes del campo gravitatorio. Al proporcionar posiciones precisas, hacen posible la separación de los efectos gravitacionales y geométricos.Entre las Líneas En particular, el GPS proporciona aceleraciones inerciales (segundas derivadas de la posición) y las separa así de las fuerzas verdaderamente gravitatorias. Esto permite colocar gravímetros y gradiómetros en un avión cuya posición es controlada por el GPS. Al menos, la gravimetría aérea es ya una realidad aplicada en la práctica.

Cada uno de estos métodos -astrogeodésico, GPS, gravimétrico y las diferentes técnicas por satélite- tiene sus méritos y deficiencias específicas.Entre las Líneas En muchos aspectos, se complementan entre sí. Mediante combinaciones adecuadas de estos datos, un campo gravitatorio muy preciso, formulado en términos de “centímetro-geoide”, podría ser una realidad en un futuro próximo.

Variaciones temporales

Para la mayoría de los fines, el campo gravitatorio de la Tierra puede considerarse invariable en el tiempo. Sin embargo, está sujeto a variaciones periódicas extremadamente pequeñas debido a los efectos de las mareas. Éstos son causados por la atracción del Sol y la Luna. Esta atracción actúa directamente superponiéndose a la atracción gravitatoria de la Tierra; y también actúa indirectamente deformando ligeramente la Tierra y desplazando las aguas de los océanos, de modo que las propias masas terrestres que se atraen se modifican.

El efecto lunar sobre la gravedad alcanza un máximo de 0,20 mgal, y el efecto solar, un máximo de 0,09 mgal; ambos están dentro de la precisión de medición de los gravímetros modernos. Los resultados de los gravímetros estacionarios que registran las variaciones de la gravedad pueden utilizarse para sacar conclusiones sobre el comportamiento elástico de la Tierra bajo la influencia de las mareas. Véase también: Mareas terrestres

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

Relaciones con otras investigaciones

La determinación del campo gravitatorio de la Tierra depende de otros estudios, como la determinación astronómica de la plomada, y tiene aplicación en la búsqueda de yacimientos minerales, etc.

Geofísica y geología

Las anomalías del campo gravitatorio terrestre están causadas por irregularidades de la masa. Éstas pueden ser las irregularidades visibles de la topografía, como las montañas, o pueden ser anomalías invisibles de la densidad del subsuelo. Por eso es posible utilizar las mediciones de la gravedad para investigar la estructura subterránea de la corteza terrestre. Así, los geofísicos y los geólogos aplican el análisis de la gravedad para estudiar las características generales de la corteza, y los geofísicos de exploración para buscar irregularidades de densidad poco profundas que puedan indicar la presencia de depósitos minerales.

Isostasia

Si las montañas estuvieran simplemente superpuestas sobre una corteza esencialmente homogénea y si las depresiones oceánicas estuvieran simplemente ahuecadas en dicha corteza, las irregularidades del campo gravitatorio serían casi 10 veces mayores de lo que son en realidad. Esto indica que las anomalías de masa visibles, como las montañas o las depresiones oceánicas, están compensadas en gran medida: La densidad de la corteza bajo las montañas es menor de lo normal, y bajo los océanos, mayor de lo normal.

Las teorías de la isostasia fueron desarrolladas por J. H. Pratt y por G. B. Airy, ambos hacia 1850. Según Pratt, las montañas se han levantado del subsuelo como una masa en fermentación. Según Airy, las montañas flotan sobre una lava fluida de mayor densidad, algo así como un iceberg sobre el agua, de modo que cuanto más alta es la montaña más se hunde.

Pratt se dio cuenta de la compensación isostática al investigar las desviaciones astrogeodésicas de la vertical en el Himalaya.Entre las Líneas En una estación, calculó a partir de las masas visibles una desviación de 28 segundos de arco, mientras que el valor observado era de sólo 5 segundos de arco.

La isostasia es también la razón de un comportamiento llamativo de las anomalías de Bouguer en las zonas montañosas. Aquí son sistemáticamente negativas y aumentan en magnitud por término medio unos 100 mgals/1000 m de elevación media.

Si la compensación isostática fuera completa, las anomalías gravitatorias isostáticas definidas anteriormente serían nulas.Entre las Líneas En general, son pequeñas y fluctúan suavemente en torno a cero; esta propiedad las hace especialmente adecuadas para la interpolación y extrapolación a zonas mal observadas en aplicaciones geodésicas. Las anomalías isostáticas sistemáticamente distintas de cero indican una desviación del equilibrio isostático. Por lo tanto, las anomalías gravitatorias isostáticas, y también las anomalías de Bouguer, se utilizan para investigar el grado y el modo de compensación isostática. Parece que la corteza terrestre está compensada isostáticamente en un 90% aproximadamente.Entre las Líneas En general, la compensación parece ser de tipo Airy y no de tipo Pratt. Véase también: Tierra

Geofísica de exploración

Las anomalías locales de masa a poca profundidad, que podrían estar relacionadas con depósitos minerales, se descubren mediante un estudio local de gravedad muy denso y preciso por medio de gravímetros. Las anomalías de Bouguer se calculan para eliminar en la medida de lo posible el efecto de las masas visibles, y se emplean diversas técnicas de filtrado para aislar y localizar las perturbaciones. Véase también: Exploración geofísica

Geodesia

Los instrumentos geodésicos emplean niveles de burbuja y otros dispositivos para orientarlos con respecto a la horizontal o, lo que es lo mismo, a la plomada. Dado que la línea de plomada está definida por el campo gravitatorio, se puede entender que este campo entre esencialmente en casi todas las mediciones geodésicas, incluso en las aparentemente puramente geométricas. Como contrapartida, las técnicas geodésicas son uno de los medios más eficaces para determinar el campo gravitatorio. La “figura matemática de la Tierra” para los geodestas, el geoide, se define como una superficie de potencial constante W. Las “alturas sobre el nivel del mar” son alturas sobre el geoide; su determinación es, pues, un problema tanto físico como geométrico. (Se han desarrollado teorías geodésicas que sólo emplean cantidades referidas a la superficie topográfica de la Tierra; pero aquí el campo gravitatorio entra de forma aún más complicada). Así, la geodesia se ocupa esencialmente del campo gravitatorio de la Tierra y de su determinación; la teoría de la figura de la Tierra equivale en gran medida a la teoría de la gravitación terrestre. Véase también: Geodesia

Astronomía y dinámica de satélites

Las observaciones astronómicas son indispensables para determinar la línea de plomada, que define la dirección del vector gravedad. Los parámetros del campo gravitatorio terrestre, como la gravedad ecuatorial γe, se utilizan para expresar en kilómetros la unidad astronómica fundamental, la distancia media del Sol y la Tierra. El radio ecuatorial de la Tierra a, que da la escala del geoide, también se utiliza como constante astronómica básica. Véase también: Unidad astronómica; rotación de la Tierra y movimiento orbital

La gravitación terrestre afecta al movimiento de la Luna y de los satélites artificiales. La observación de estos satélites permite determinar parámetros esenciales del campo gravitatorio, como la constante gravitatoria geocéntrica GM, que es el producto de la constante gravitatoria newtoniana por la masa de la Tierra. La elipticidad dinámica J2 definida anteriormente, y otros coeficientes de grado inferior de la expansión esfero-armónica del potencial gravitatorio, también pueden determinarse de esta manera. GM y J2 son los coeficientes de grado cero y dos de esta expansión. Véase también: Satélite (nave espacial)

Datos verificados por: Thompson
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Recursos

Notas y Referencias

Véase También

Forma de la Tierra
Geopotencial
Figura de la Tierra
Modelo geopotencial
Gravedad (Gravitación)
Anomalía de la gravedad, anomalía de Bouguer
Gravitación de la Luna
Aceleración gravitatoria
Ley de gravitación universal de Newton
Desviación vertical
Gravimetría
Gravedad (Gravitación)
Anomalía gravitatoria, Anomalía de Bouguer
Gravity Field y Steady-State Ocean Circulation Explorer
Gravity Recovery and Climate Experiment
Gravitación de la luna
Aceleración gravitacional
Ley de Newton de la gravitación universal
Desviación vertical
Empirismo, Espacio Exterior, Estrellas, Mecánica de precisión, Geografía Física, Historia de la Astronomía, Sistema Solar, Geofísica, Ciencias de la Tierra

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