GNGTS 2013 - Atti del 32° Convegno Nazionale

(3) dove è la densità media della Terra. A partire dai coefficienti viene stimata una griglia geografica di attraverso una sintesi armonica (quarta fase); la profondità della Moho viene quindi calcolata dividendo tale griglia per il contrasto di densità (quinta fase). Per maggiori dettagli sull’algoritmo di inversione e sulla stima dei corrispondenti errori il lettore può fare riferimento a Reguzzoni et al. (2013). Stima della Moho: Considerando le osservazioni GOCE, il principale input per l’algoritmo di inversione è rappresentato da una griglia di derivate seconde radiali del potenziale gravitazionale alla quota media del satellite (circa 250 km). Tale griglia è calcolata utilizzando tutti i gradienti di gravità osservati lungo l’orbita attraverso il cosiddetto approccio space-wise (Reguzzoni e Tselfes 2009; Migliaccio et al. , 2011). Come indicato nel paragrafo precedente, prima di applicare l’algoritmo di inversione è necessario rimuovere dalle osservazioni il segnale di tutte le masse anomale a parte quelle dovute all’ondulazione della Moho. Per questo viene dapprima sottratto dalle osservazioni GOCE il contributo del potenziale normale. Il segnale residuo può essere quindi considerato come l’effetto di anomalie di densità all’interno di ogni strato e l’effetto di confini non ellissoidali tra strati contigui (Fig. 1). È importante sottolineare che, poiché non conosciamo la distribuzione di densità che genera il potenziale normale (il potenziale normale può essere infatti interpretato come l’effetto di infiniti modelli di Terra con strati ellissoidali), una volta che i dati sono ridotti non è più possibile stimare la profondità media della Moho. Il contributo gravitazionale di qualsiasi massa anomala, dalla topografia (comprese le calotte glaciali) ad una superficie di riferimento nel mantello superiore, è quindi ulteriormente rimosso dai dati: (4) dove: è la derivata seconda radiale del potenziale anomalo alla quota media del satellite, è l’effetto delle calotte glaciali assumendo una densità costante del ghiaccio e la geometria delle calotte da ETOPO1 (Amante e Eakins, 2009), è l’effetto delle masse oceaniche supponendo una densità dell’acqua costante e prendendo la batimetria da ETOPO1, è l’effetto dei sedimenti assumendo una densità , con confini e densità tratti dal modello sviluppato da Laske e Master (1997), Fig. 1 – Schematizzazione della riduzione del segnale gravitazionale espresso in termini di potenziale; unità [mE]. 207 GNGTS 2013 S essione 3.3