geofísica marina

La geofísica marina moderna, al igual que la mayoría de los estudios oceanográficos realizados con buques de investigación, utiliza satélites del Sistema de Posicionamiento Global (GPS) , ya sea la red estadounidense GPS o la rusa GLONASS, para la navegación de los buques. Los instrumentos geofísicos remolcados cerca del lecho marino suelen utilizar redes de sonar de navegación con transpondedores acústicos .

La profundidad del lecho marino se mide mediante ecosonda , un método de sonar desarrollado durante el siglo XX y perfeccionado durante la Segunda Guerra Mundial . Las variantes comunes se basan en el ancho del haz del sonar y el número de haces, como se utiliza en el sonar multihaz o en el mapeo de franjas, que se perfeccionó hacia la segunda mitad del siglo XX. ^{[ 1 ]}

El espesor y el tipo de sedimentos que cubren la corteza oceánica se estiman utilizando la técnica de reflexión sísmica . Este método fue altamente desarrollado por las compañías de exploración petrolera en alta mar . El método emplea una fuente de sonido en el barco con frecuencias mucho más bajas que la ecosonda, y una matriz de hidrófonos remolcados por el barco, que registran los ecos de la estructura interna de la cubierta sedimentaria y la corteza debajo del sedimento. En algunos casos, se pueden detectar reflexiones de la estructura interna de la corteza oceánica. ^{[ 2 ]} Las ecosondas que utilizan frecuencias más bajas cerca de 3,5 kHz se utilizan para detectar tanto el fondo marino como la estructura superficial debajo del fondo marino.  El sonar de visión lateral , donde los haces de sonar apuntan justo por debajo de la horizontal, se utiliza para mapear la textura del fondo marino en rangos de decenas de metros a un kilómetro o más, dependiendo del dispositivo.

Cuando la fuente de sonido o energía se encuentra separada de los dispositivos de registro por distancias de varios kilómetros o más, se miden las ondas sísmicas refractadas . Su tiempo de propagación puede utilizarse para determinar la estructura interna de la corteza oceánica, y a partir de las velocidades sísmicas determinadas mediante este método, se puede estimar el tipo de roca cortical. ^{[ 3 ]}   Los dispositivos de registro incluyen hidrófonos en la superficie del océano y también sismógrafos en el fondo marino. Los experimentos de refracción han detectado anisotropía en la velocidad de las ondas sísmicas en el manto superior oceánico. ^{[ 4 ]}

El método habitual para medir el campo magnético terrestre en la superficie del mar consiste en remolcar un magnetómetro de precesión de protones de campo total varios cientos de metros detrás de un buque de prospección. ^{[ 5 ]} En prospecciones más limitadas, se han remolcado magnetómetros a una profundidad cercana al fondo marino o se han acoplado a sumergibles profundos . ^{[ 6 ]}  Los gravímetros que utilizan la tecnología de resorte de longitud cero se montan en la ubicación más estable de un buque; generalmente hacia el centro y en la parte inferior. Están especialmente diseñados para separar la aceleración del buque de los cambios en la aceleración de la gravedad terrestre, o anomalías gravitatorias , que son varios miles de veces menores. En casos limitados, se han realizado mediciones de gravedad en el fondo marino desde sumergibles profundos. ^{[ 7 ]}

El gradiente geotérmico se mide utilizando una sonda de temperatura de 2 metros de longitud o con termistores acoplados a tubos de extracción de sedimentos. Las temperaturas medidas, combinadas con la conductividad térmica del sedimento, proporcionan una medida del flujo de calor conductivo a través del lecho marino. ^{[ 8 ]}

La conductividad eléctrica , o la resistividad inversa, puede relacionarse con el tipo de roca, la presencia de fluidos en grietas y poros, la presencia de magma y depósitos minerales como sulfuros en el fondo marino. ^{[ 9 ]} Los estudios pueden realizarse en la superficie o el fondo marino, o en ambos, utilizando fuentes de corriente activas o corrientes eléctricas terrestres naturales, conocidas como corrientes telúricas . ^{[ 10 ]}

En casos especiales, se han realizado mediciones de radiación gamma natural de depósitos minerales del fondo marino utilizando centelleómetros remolcados cerca del fondo marino. ^{[ 11 ]}

El sondeo ecosistémico se utilizó para refinar los límites de las dorsales oceánicas conocidas y para descubrir otras nuevas. ^{[ 12 ] [ 13 ]} Sondeos posteriores mapearon zonas de fractura lineales del fondo marino que son casi ortogonales a las tendencias de las dorsales. ^{[ 14 ] [ 15 ]}  Más tarde, al determinar las ubicaciones de los terremotos en el océano profundo, se descubrió que los sismos se restringen a las crestas de las dorsales oceánicas y a tramos de zonas de fractura que unen un segmento de una dorsal con otro. Estas ahora se conocen como fallas transformantes , una de las tres clases de límites de placas. ^{[ 16 ]}  El sondeo ecosistémico se utilizó para mapear las fosas profundas de los océanos y se observó que las ubicaciones de los terremotos se encontraban dentro y debajo de las fosas. ^{[ 17 ]} Los datos de experimentos de refracción sísmica marina definieron una corteza oceánica delgada, de aproximadamente 6 a 8 kilómetros de espesor, dividida en tres capas. ^{[ 18 ] [ 19 ]} Las mediciones de reflexión sísmica realizadas sobre las dorsales oceánicas encontraron que carecen de sedimentos en la cresta, pero están cubiertas por capas de sedimentos cada vez más gruesas a medida que aumenta la distancia desde la cresta de la dorsal. ^{[ 20 ]} Esta observación implicaba que las crestas de las dorsales son más jóvenes que los flancos de las dorsales.

Los estudios magnéticos descubrieron anomalías magnéticas lineales que, en muchas áreas, discurrían paralelas a la cresta de una dorsal oceánica y mostraban un patrón simétrico especular centrado en las crestas de las dorsales. ^{[ 21 ]} La correlación de las anomalías con la historia de las inversiones del campo magnético terrestre permitió estimar la edad del fondo marino. ^{[ 22 ]} Esta conexión se interpretó como la expansión del fondo marino desde las crestas de las dorsales. ^{[ 23 ] [ 22 ]} La vinculación de los centros de expansión y las fallas transformantes a una causa común ayudó a desarrollar el concepto de tectónica de placas. ^{[ 24 ]}

Cuando se comparó la edad de la corteza oceánica determinada mediante anomalías magnéticas o muestras de perforaciones con la profundidad del océano, se observó que la profundidad y la edad están directamente relacionadas en una relación profundidad-edad del fondo marino . ^{[ 25 ]} Esta relación se explicó por el enfriamiento y la contracción de una placa oceánica a medida que se aleja de la cresta de una dorsal. ^{[ 26 ]}

Los datos de reflexión sísmica combinados con perforaciones en aguas profundas en algunos lugares han identificado discordancias generalizadas y reflectores sísmicos distintivos en el registro sedimentario de aguas profundas. ^{[ 27 ] [ 28 ]} Estos se han interpretado como evidencia de eventos pasados ​​de cambio climático global. Los estudios de reflexión sísmica realizados en plataformas continentales polares han identificado características sedimentarias enterradas debido al avance y retroceso de las capas de hielo continentales. ^{[ 29 ] [ 30 ]} El mapeo con sonar de barrido ha revelado las huellas de erosión cortadas por las capas de hielo al atravesar las plataformas continentales polares en el pasado. ^{[ 31 ]}

El flujo de calor medido en las cuencas oceánicas reveló que el flujo de calor conductivo disminuía con el aumento de la profundidad y la edad de la corteza en los flancos de las dorsales oceánicas. ^{[ 26 ] [ 25 ]} Sin embargo, en la cresta de la dorsal, se encontró que el flujo de calor conductivo era inesperadamente bajo para una ubicación donde el vulcanismo activo acompaña la expansión del fondo marino. ^{[ 32 ]} Esta anomalía se explicó por la posible transferencia de calor por la emisión hidrotermal del agua de mar que circula en fisuras profundas en la corteza en los centros de expansión de la cresta de la dorsal. Esta hipótesis se confirmó a finales del siglo XX cuando las investigaciones realizadas por sumergibles profundos descubrieron fuentes hidrotermales en los centros de expansión. ^{[ 33 ] [ 34 ] [ 35 ]}

Los perfiles de gravedad marina realizados a través de las dorsales oceánicas mostraron una falta de anomalía gravitatoria; la anomalía de aire libre es pequeña o cercana a cero cuando se promedia sobre un área amplia. ^{[ 36 ] [ 37 ]} Esto sugiere que, aunque las dorsales alcanzan una altura en su cresta de dos kilómetros o más sobre las cuencas oceánicas profundas, esa masa adicional no está relacionada con un aumento de la gravedad en la dorsal de la magnitud que se esperaría. Las dorsales están isostáticamente compensadas, lo que significa que la masa total por debajo de cierta profundidad de referencia en el manto debajo de la dorsal es aproximadamente la misma en todas partes. Esto requiere un manto de menor densidad debajo de la cresta de la dorsal y los flancos superiores de la dorsal. ^{[ 36 ]} Los datos de estudios sísmicos revelaron velocidades más bajas debajo de las dorsales, lo que sugiere que partes del manto debajo de las crestas son roca fundida de menor densidad. ^{[ 38 ]} Esto es consistente con las teorías de expansión del fondo oceánico y tectónica de placas.