Как называется наука изучающая гравитационное поле земли. Гравиметрия. Тонкие эффекты гравитации

Геология. Литология. Предмет и задачи этих наук.

Геология – наука о земле. Литология – наука, изучающая осадочные горные породы. Петрография – наука, изучающая магматические г.п. Главные задачи литологических исследований: 1) изучение особенностей и закономерностей пространственного распределения на Земле осадочных горных пород; 2) на основе выявленных закономерностей поиски месторождений полезных ископаемых генетически, парагенетически и пространственно связанных с осадочными породами. Задачей геологии является последовательность геологических событий.

Современные взгляды на происхождение Вселенной, Солнечной системы и Земли в ней.

Вселенная, которую мы сейчас наблюдаем, содержит лишь 1/9 от того вещества, из которого, согласно расчетам, должна быть образована масса Вселенной. Следовательно, от нас скрыто 8/9 массы ее вещества. В наблюдаемой форме Вселенной возникла около 20 млрд лет назад.

Теории: 1. «Разбегание» галактик и их скоплений. Доказательство этого явления связано с хорошо известными из физики эффектом Доплера, заключающимся в том, что спектральные линии поглощения в наблюдаемых спектрах удаляющегося от нас объекта всегда смещается в красную сторону, а приближающиеся в голубую. 2. Реликтовое излучение. Арно Пензиас и Роберт Вилсон с помощью рупорной антенны обнаружили фоновое электромагнитное излучение на длине волны 7,35 см, одинаковое по всем направлениям и не зависящее от времени суток. Это излучение эквивалентно излучению абсолютно черного тела с Т~2,75K. 3. Химический состав Вселенной составляет по массе ¾ водорода и ¼ гелия. Все остальные элементы не превышают в составе Вселенной даже 1%. В такой пропорции 3:1 H 2 и He образовались в самые первые минуты Большого Взрыва.

Форма и размеры Земли (геоид, трехосный эллипсоид).

Земля имеет форму двухосного эллипсоида. 1ое сжатие на полюсах. 2ое сжатие экваториальное. Длина экватора 40 075 км; Радиус 6377 км; Масса 5,9737* . Геоид – это некоторая воображаемая поверхность по отношению к которой сила тяжести направленна перпендекулярно.

Геофизические поля Земли (гравитационное, магнитное, электрическое, тепловое); их происхождение.

Гравитационное поле Земли - поле силы тяжести, обусловленное тяготением Земли и центробежной силой, вызванной её суточным вращением. Характеризуется пространственным распределением силы тяжести и гравитационного потенциала.

Магнитное поле Земли – магнитное поле, генерируемое токами в жидкой части ядра. Магнитные полюса не совпадают с географическими ни по знакам, ни по координатам. Дрейф магнитных полюсов происходит на протяжении всей геологической истории Земли. Магнитное склонение – это угол м/у направлением магнитной стрелки и направлением географического меридиана. Магнитное наклонение – угол, на который отклоняется стрелка под действием магнитного поля Земли в вертикальной плоскости. В северном полушарии указывающий на север конец стрелки отклоняется вниз, в южном - вверх. Типы магнитных полей: нормальное, переменное, аномальное.

Электрическое поле Земли. Ионосфера под действием радиационного поля солнца приобретает положительный заряд. Промежуточные слои м/у литосферой (-) и ионосферой (+) – изолятор. Поэтому возникают грозы и бьют сверху вниз (от + к -).

Тепловое поле земли. Источники: 1) тепло полученное от Солнца; 2) тепло из недр Земли (тепловой поток); 3) радиоактивный распад; 4) приливы и отливы; 5) движение плит. Геотермический градиент – это на сколько повышение температуры при погружении на единицу расстояния (м). Геотермическая ступень – это расстояние, на которое необходимо опуститься, чтобы температура повысилась на . Пояс постоянства температуры - та глубина, на которой температура равна среднегодовой (неизмен).

Гравиметрия (от лат. gravis - «тяжёлый» и греч. - «измеряю») - наука об измерении величин, характеризующих гравитационное поле Земли, Луны и других планет Солнечной системы: силы тяжести, ее потенциала и производных потенциала. Исторически гравиметрию принято считать астрономической дисциплиной. Однако гравиметрические данные находят применение не только в астрономии , но и в геодезии , геологии , физике Земли, навигации.

Гравиметрия занимается также задачами, связанными с изучением фигуры Земли. Поэтому появление гравиметрии как науки связано с работами И. Ньютона, доказавшего, что Земля представляет эллипсоид вращения. Основываясь на законе всемирного тяготения, он рассчитал сжатие Земли, предположив, что фигура Земли формируется под действием силы тяжести. В настоящее время одной из ключевых задач гравиметрии является уточнение параметров, так называемого, референц-эллипсоида, наилучшим образом представляющего форму и внешнее гравитационное поле Земли.

Методические основы

В середине 18-го века французский математик А. Клеро установил закон изменения силы тяжести с географической широтой в предположении, что масса Земли находится в состоянии гидростатического равновесия. Зависимость, которая связывает сжатие Земли с силой тяжести, получила название теоремы Клеро. Дж. Стокс в середине 19-го века обобщил вывод Клеро, показав, что если задать форму уровенной поверхности, направление оси и скорость суточного вращения Земли и общую массу, заключенную внутри уровенной поверхности с любым распределением плотности, то потенциал силы тяжести и его производные однозначно определяются во всем внешнем пространстве. Стокс решил также обратную задачу - определение уровенной поверхности Земли относительно принятого эллипсоида вращения при условии знания распределения силы тяжести по всей Земле. Такая уровненная поверхность, определяемая как поверхность, всюду нормальная направлению действия силы тяжести, получила название геоид.

Фигура Земли задается сжатием и большой полуосью референц-эллипсоида, высотами геоида над эллипсоидом и высотами физической поверхности Земли над геоидом. Все параметры, кроме большой полуоси, определяются только гравиметрическими методами или в комбинации с геодезическими методами.

Основной характеристикой гравитационного поля является его напряжённость (численно равная ускорению свободного падения g ), измеряемая во внесистемных единицах - галах (см/с 2), получивших название в честь Галилея, впервые измерившего силу тяжести. Для удобства вводятся также более мелкие единицы измерения: миллигал (10 -3 гала ) и микрогал (10 -6 гала ). На экваторе Земли напряжённость гравитационного поля равна примерно 978 гал, на полюсах - 982,5 гала.

Простой и точный способ измерения ускорения свободного падения g (маятниковый способ) был предложен после вывода Гюйгенсом формулы для периода колебаний маятника

Измерив длину маятника l и период колебания T , можно определить ускорение свободного падения g . Маятниковый способ на протяжении двух столетий был единственным способом измерения ускорения свободного падения и использовался вплоть до конца 19 века

В конце 19 века венгерский физик Этвеш сконструировал гравитационный вариометр - прибор, основанный на принципе крутильных весов. Этот прибор позволял измерять не само ускорение g , а его изменения в горизонтальной плоскости, т.е. вторые производные гравитационного потенциала. Появление нового прибора дало возможность использовать гравиметрию для изучения строения земной коры . Этот раздел гравиметрии, называемый гравиметрической разведкой, использует строгие математические методы и является мощным аппаратом для изучения недр нашей планеты.

Из-за того, что Земля неоднородна по плотности и имеет неправильную форму, её внешнее гравитационное поле не может быть описано простой формулой. Для решения различных задач удобно рассматривать гравитационное поле состоящим из двух частей: так называемого нормального, изменяющегося с широтой места по простому закону, и аномального - небольшого по величине, но сложного по распределению, обусловленного неоднородностями плотности пород в верхних слоях Земли. Нормальное гравитационное поле соответствует некоторой идеализированной простой по форме и внутреннему строению модели Земли (эллипсоиду). Разность между наблюдённой силой тяжести и нормальной, вычисленной по той или иной формуле и приведённой соответствующими поправками к принятому уровню высот, называется аномалией силы тяжести. На основании анализа аномалий силы тяжести делаются качественные заключения о положении масс, вызывающих аномалии, а при благоприятных условиях проводятся количественные расчёты. Гравиметрический метод помогает исследовать горизонты земной коры и верхней мантии, недоступные бурению и обычным геологическим наблюдениям.

Гравитационная разведка

По-видимому, первые работы по использованию гравиметрических методов для решения обратной задачи гравитационной разведки: нахождению масс, вызывающих аномалии, по измеренному полю, были выполнены директором Московской обсерватории Б.Я. Швейцером в середине 19 века. Он обратил внимание на значительные расхождения координат московских и подмосковных пунктов, полученных из астрономических наблюдений и геодезическим методом из триангуляции. Швейцер объяснил это явление, так называемое уклонение отвесных линий, наличием под Москвой значительной гравитационной аномалии, которая вызывалась наличием масс различной плотности. Позже работы Швейцера были продолжены П.К. Штернбергом.

В СССР возможности гравитационной разведки были продемонстрированы на территории Курской магнитной аномалии, где с помощью вариометров и маятниковых приборов была выполнена гравитационная съемка и затем была дана геологическая интерпретация полученных результатов.

Гравиметр

Значительно повысило производительность труда и точность измерений изобретение гравиметра. Идея гравиметра - прибора, в котором сила тяжести компенсируется упругостью газа или пружины, - была высказана еще М.В. Ломоносовым . Интересуясь проблемой тяготения, он указал и некоторые пути измерения силы тяжести. Он предложил так называемый «универсальный барометр», по существу, газовый гравиметр. Идея такого гравиметра возродилась через 180 лет и была воплощена в гравиметре Г. Галька в тридцатых годах ХХ в.

Большинство гравиметров представляют собой точные пружинные или крутильные весы. Изменение ускорения силы тяжести регистрируется по изменению деформации пружины или угла закручивания упругой нити, компенсирующих силу тяжести небольшого грузика. Основная трудность состоит в необходимости обеспечить точное измерение малых упругих деформаций. Для этого применяются оптические, фотоэлектрические, емкостные, индукционные и другие способы их регистрации. Чувствительность лучших гравиметров достигает нескольких микрогал.

Наибольшую точность обеспечивают относительные измерения, в которых сравниваются данные, полученные в исследуемой точке, со значением ускорения g в некоторой опорной точке. В 1971 году была создана единая мировая опорная гравиметрическая сеть (International Gravity Standardization Net 1971, IGSN 71), исходным пунктом для которой является немецкий город Потсдам. Мировая сеть охватывает различные регионы планеты, включая Мировой океан и Антарктику.

Для измерения абсолютного значения и вариаций ускорения силы тяжести g используются абсолютные гравиметры. Принцип действия такого гравиметра основан на баллистическом методе измерения абсолютного значения g , определяемом по результатам измерения пути и времени свободного падения оптического уголкового отражателя. Измерение пути, пройденного падающим телом, осуществляется лазерным интерферометром (мерой пути служит длина волны излучения лазера, стабилизированного по атомному реперу в спектре его излучения), а мерой интервалов времени являются сигналы атомного стандарта частоты.

Гравиметры устанавливаются на поверхности Земли, под её поверхностью (в шахтах и скважинах), а также на различных движущихся объектах (подводных и надводных судах, самолётах, спутниках). В последнем случае осуществляется непрерывная запись изменения ускорения силы тяжести по пути следования объекта. Такие измерения связаны с трудностью исключения из показаний приборов влияния возмущающих ускорений и наклонов основания прибора, связанных с движением объекта.

В связи с этим морская гравиметрия разрабатывает математический аппарат, который позволяет исключить влияние инерциальной помехи, во многие тысячи раз превышающей «полезный сигнал», т.е. измеряемые приращения силы тяжести. Морская гравиметрия возникла в 1929-30 гг., когда голландский учёный Ф.А. Венинг-Мейнес и советский учёный Л.В. Сорокин разработали маятниковый метод для гравиметрических измерений в условиях плавания на подводных лодках и осуществили первые экспедиции, пополнившие знания о геологии дна Мирового океана. Современные морские гравиметры в сочетании с компактными электронными средствами управления и методами обработки результатов наблюдений применяются для региональной и локальной гравиметрической съёмки Мирового океана с целью изучения геологического строения этих акваторий и гравитационной разведки нефтегазовых месторождений. Особенно актуальны эти работы сегодня, когда поставлена задача освоения ресурсов Арктики.

Изучение гравитационного поля Земли

Следующая важная задача, которую решает гравиметрия - это изучение гравитационного поля Земли. Изучается проблема: находится ли Земля в состоянии гидростатического равновесия, и каковы напряжения в теле Земли? Сравнивая наблюдаемые изменения силы тяжести под влиянием притяжения Луны и Солнца с их теоретическими значениями, вычисленными для абсолютно твёрдой Земли, можно сделать заключения о внутреннем строении и упругих свойствах Земли. Знание детального строения гравитационного поля Земли необходимо также и при расчёте орбит искусственных спутников Земли. При этом основное влияние оказывают неоднородности гравитационного поля, обусловленные сжатием Земли. Решается также и обратная задача: по наблюдениям возмущений в движении искусственных спутников вычисляются составляющие гравитационного поля. Теория и опыт показывают, что таким путём особенно уверенно определяются те особенности гравитационного поля, которые по гравиметрическим измерениям выводятся наименее точно. Поэтому для изучения фигуры Земли и её гравитационного поля совместно используются спутниковые и гравиметрические наблюдения, а также геодезические измерения Земли.

Спутниковая гравиметрия

Спутниковая гравиметрия появилась после запуска искусственных спутников Земли (ИСЗ). Уже первые ИСЗ дали ценный материал для уточнения параметров общего земного эллипсоида. Спутниковая альтиметрия позволила получить данные о форме поверхности уровня океана. Результатом работы миссий TOPEX/POSEIDON (США, Франция, 1992-2006 гг.), GEOSAT (США, 1985-86 гг.), ERS1, ERS2 (Европейское Космическое Агентство, 1991-2000 гг.) стали данные о региональном гравитационном поле Земли с пространственным разрешением в несколько угловых минут. Измерение взаимного расстояния и скоростей спутников GRACE и CHAMP (Германия, США, с 2000 года) позволило получить гравитационное поле с разрешением порядка градуса, а также вариации поля. Анализ возмущений в движении искусственных спутников Луны дал возможность обнаружить значительные гравитационные аномалии лунных морей и объяснить их наличием геологических структур, названных масконами. Для более детального изучения гравитационного поля Луны в ближайшем будущем планируется осуществление проекта, аналогичного GRACE.

Если мы имеем дело с гравитационным притяжением тела массы m к Земле (земная гравитация) , то на поверхности Земли g = (GM o /R о 2)r o ,где M o - масса Земли (М о = 5.976 . 10 24 кг), r o - единичный вектор, направленный от тела к центру Земли (любое тело на поверхности Земли всегда можно рассматривать как материальную точку из-за малости размеров любого тела по сравнению с размерами Земли), которая рассматривается в виде шара радиуса R o =6.371030 . 10 6 м. Подставив значения М о и R o в последнюю формулу, получим для модуля вектора g значение g»9.81м/с 2 . Эту величину принято называть ускорением свободного падения . Поскольку Земля не является идеальным шаром (у полюсов R o =6.356799 . 10 6 м, на экваторе R o =6.378164 . 10 6 м), то величина g несколько зависит от широты (она меняется от 9.780 до 9.832 м/с 2). Однако, в данном месте Земли ускорение свободного падения одинаково для всех тел (закон Галилея ).

На тело с массой m, находящееся на поверхности Земли, действует сила P = mg , которая называется силой тяжести. Если тело массы m находится на высоте h над поверхностью Земли, то P = m(GM o /(R o + h) 2 , иными словами, сила тяжести с удалением от поверхности Земли уменьшается .

Часто используется понятие - вес тела - сила J , с которой тело вследствие тяготения к Земле действует на опору (или подвес), удерживающую тело от свободного падения . Вес тела проявляется только в том случае, когда на тело кроме силы тяжести P (она сообщает телу ускорение g ), действует другая сила (которая сообщает телу ускорение а ) : J = mg - ma = m(g - a ). Очевидно, когда ускорения g иa равны по модулю и направлены в противоположные стороны, то вес тела равен нулю (состояние невесомости). Такая ситуация возникает, в частности, на космических спутниках Земли.

4.4.Космические скорости

Первой космической скоростью v 1 называют такую минимальную скорость, которую надо сообщить телу, чтобы оно могло двигаться вокруг Земли по круговой орбите (превратиться в искусственный спутник Земли) . На спутник, движущийся по круговой орбите радиуса r, действует сила тяготения Земли, сообщая ему нормальное ускорение v 1 2 /r. Согласно второму закону Ньютона GmM/r 2 = mv 1 2 /r и, следовательно, если спутник движется вблизи поверхности Земли (r = R - радиус Земли), имеем v 1 = = 7.9 км/с.

Второй космической скоростью v 2 называют ту наименьшую скорость, которую надо сообщить телу, чтобы оно могло преодолеть притяжение Земли и превратиться в спутник Солнца. Для преодоления земного притяжения кинетическая энергия тела должна быть равна работе, совершаемой против сил тяготения: mv 2 2 /2=(GmM/r 2)dr = GmM/R, откуда имеем v 2 = = 11.2 км/с.

Третьей космической скоростью v 3 называют скорость, которую необходимо сообщить телу а Земле, чтобы оно покинуло пределы Солнечной системы (v 3 = 16.7 км/с).

4.5.Неинерциальные системы отсчета. Силы инерции.

Законы Ньютона выполняются только в инерциальных системах отсчета. Системы отсчета, движущиеся относительно инерциальных систем с ускорением, называются неинерциальными . В неинерциальных системах законы Ньютона несправедливы. Однако законы динамики можно использовать и для неинерциальных систем, если, кроме сил F , обусловленных воздействием тел друг на друга, ввести в рассмотрение силы инерции F ин. Если учесть силы инерции, то второй закон Ньютона будет справедлив для любой системы отсчета: произведение массы тела на ускорение в рассматриваемой системе отсчета равно сумме всех сил, действующих на данное тело (включая и силы инерции). Силы инерции F ин при этом должны быть такими, чтобы вместе с силами F они сообщили телу ускорение а`, каким оно обладает в неинерциальных системах отсчета, т.е. ma` =F +F ин и поскольку F = ma (здесь a -ускорение тела в инерциальной системе отсчета), то ma` = ma +F ин.

Cилы инерции обусловлены ускоренным движением системы отсчета относительно измеряемой системы и поэтому в общем случае нужно учитывать следующие случаи проявления этих сил:

1.Силы инерции при ускоренном поступательном движении системы отсчета F п =ma o , здесь а о - ускорение поступательного движения системы отсчета.

2.Силы инерции, действующие на тело, покоящееся во вращающейся системе отсчета F ц =-mw 2 R, здесьw =const - угловая скорость системы в виде вращающегося диска радиуса R.

3.Силы инерции, действующие на тело, движущееся во вращающейся системе отсчета F к = 2m[v` w ] , где сила F к (сила Кориолиса) перпендикулярна векторам скорости тела v` и угловой скорости вращения w системы отсчета в соответствии с правилом правого винта.

В соответствии с этим, получим основной закон динамики для неинерциальных систем отсчета

ma` =F +F п +F ц +F к.

Существенно, что силы инерции вызываются не взаимодействием тел, а ускоренным движением системы отсчета . Поэтому эти силы не подчиняются третьему закону Ньютона , так как если на какое-либо тело действует сила инерции, то не существует противодействующей силы, приложенной к данному телу. Два основных положения механики, согласно которым ускорение всегда вызывается силой, а сила всегда обусловлена взаимодействием между телами, в системах, движущихся с ускорением, одновременно не выполняются. Таким образом, силы инерции не являются ньютоновскими силами .

Для любого тела, находящегося в неинерциальной системе отсчета, силы инерции являются внешними и, следовательно, здесь нет замкнутых систем - это означает, что в неинерциальных системах отсчета не выполняются законы сохранения импульса, энергии и момента импульса.

Аналогия между силами тяготения и силами инерции лежит в основе принципа эквивалентности гравитационных сил и сил инерции (принцип эквивалентности Эйнштейна) : все физические явления в поле тяготения происходят совершенно так же, как в соответствующем поле сил инерции, если напряженности обоих полей в соответствующих точках пространства совпадают. Этот принцип лежит в основе общей теории относительности.

О том, какая наука занимается изучением гравитационного поля Земли, Вы узнаете из этой статьи.

Наука изучающая гравитационное поле Земли

Человеку свойственно все изучать и гравитационное поле не стало тому исключением. Поэтому существует наука, занимающиеся данными вопросами. Это геодезия, древнейшая прикладная и фундаментальная наука, которая изучает всю нашу планету и ее физические поля.

Что такое геодезия?

Геодезия – это наука о Земле, фигуре, параметрах вращения Земли, гравитационном поле и изменениях во времени. Она тесно связана в сфере изучения прецессии с астрометрией и в сфере скорости вращения планеты и движения полюса Земли с нутацией.

Геодезия в своих методах опирается на большой спектр разнообразных достижений в области физики и математики. Наука изучает геометрические, кинематические и динамические свойства Земли, как в целом, так и отдельных ее участков.

Среди основных задач геодезии выделяют:

• Определение размеров, фигуры и гравитационного поля Земли.
• Распространение одной системы координат на территории отдельного государства, всего континента и Земли.
• Выполнение разного рода измерений на поверхности планеты.
• Изображение отдельных участков поверхности планеты на топографических планах и картах.
• Исследование глобальных и фундаментальных смещений блоков земной коры.

Также геодезия, как наука, подразделяется на такие дисциплины.

Гравитационное поле Земли – это материальная среда взаимодействия механических (физических) масс, определяемая общим механическим состоянием фигуры Земли. Для понимания физического смысла гравитационного поля вводится понятие силы тяжести , как равнодействие сил притяжения Земли и центробежной , в силу вращения.

В основе физического взаимодействия масс лежит закон всемирного тяготения Ньютона:

m 1 и m 2 – механические массы; r – расстояние между массами; f – гравитационная постепенная, равная 6,67*10 -8 см 3 / г*с 2 , в системе СИ =6,67*10 -11 м 3 / кг*с 2 .

Показатели гравитационного поля.

Если поместить в формуле (1) m 1 =1 и m 2 =M и принять M за массу Земли, то ускорение силы тяжести на поверхности Земли будет:

g – векторная величина, являющаяся равнодействием сил притяжения (F), центробежной силы (Р) и небесных тел.

В гравиметрии ускорение силы тяжести сокращённо называется «силой тяжести »: g среднее = 9,81 м/с 2 , g полюс = 9,83 м/с 2 , g экватор = 9,78 м/с 2 .

g h ватмосфере: g h =g , где h – высота, R – радиус Земли.

g внутри Земли изменяется по сложной закономерности от 9,82 м/с 2 — у поверхности и до 10,68 м/с 2 в основании нижней мантии на глубине 2900 км.

g в ядре уменьшается на глубине 6000 м до 1,26 м/с 2 , и в центре Земли до 0.

Для определения абсолютных значений g используют маятниковый метод и метод свободного падения тел. Для маятника:

Т = 2 , где Т — период колебания маятника, h – длина маятника.

В гравиметрии и гравиразведке в основном используются относительные измерения ускорения силы тяжести. Определяется приращения g по отношению к какому-либо значению. Используются маятниковые приборы и гравиметры.

Изостазия.

Неоднородность внешней оболочки Земли, обусловленная наличием суши и океанов – одна из главных её плотностных особенностей.

В силу этого, казалось бы, гравитационные аномалии на суше должны быть положительными и иметь более высокую напряжённость, чем в океанах. Однако гравитационные измерения на дневной поверхности и со спутников не подтверждают этого. Карта высот геоида показывает, что уклонения g от нормального поля не связаны с океанами и континентами.

Из этого теоретиками делается вывод, что континентальные области изостатически скомпенсированы: менее плотные материки плавают в более плотном подкоровом субстрате подобно гигантским айсбергам в полярных морях. (!?) То есть, концепция изостазии состоит в том, что лёгкая земная кора уравновешена на более тяжёлой мантии, притом, что верхний слой мантии жёсткий, а нижний пластичный. Жёсткомы слою мантии придумали название литосфера , а пластичному астеносфера .

Однако верхняя мантия не является жидкостью, т.к. через неё проходят поперечные волны. В то же время по масштабу времени (Т ) астеносфера ведёт себя на малых Т (часы, дни) как упругое тело, а на больших Т (десятки тысяч лет) как жидкость. Вязкость вещества астеносферы оценивается 10 20 Па*с (паскаль секунда).

Гипотезы изостазии предусматривают: 1) Упругая деформация земной коры, которая показана на схеме; 2) блоковое строение Земли и предполагает погружение этих блоков в нижележащий субстрат мантии на различную глубину.

Следует отметить, что, следуя математическому языку, вытекает вывод: существование изостатического равновесия земной коры является достаточным, но отнюдь необходимым условием для закономерной связи аномалий g и мощности коры, тем не менее, для региональных территорий эта связь существует.

Если выполнить гравитационные измерения через океан, то выступы океанической коры будут характеризоваться гравитационными минимумами, впадины – максимумами. Введение изостатической поправки Буге как бы делает территорию (регион) изостатически уравновешена.

Из рисунка следует, что интенсивность гравитационного поля в 2,5-3,0 раза больше в тех местах, где тоньше океаническая кора, т.е. в этих участках в большей мере проявляется дефект плотности нижележащего мантийного субстрата, в частности слоя поверхности Моха. Плотность этого подкорового слоя = 3,3 г/см 3 , и базальтового слоя = 2,9 г/см 3 .

Таким образом, существует прямая связь региональных гравитационных аномалий с мощностью земной коры. Эти исследования составляют второй уровень детальности в гравиметрии.

Третий уровень детальности связан непосредственно с азными поправками при гравиметрических съёмках с целью изучения локальных геологических объектов, в частности месторождений полезных ископаемых. Здесь все измерения проводятся к редукции Буге (разность наблюдений и теоретических полей) и предусматривают поправки за: 1) «свободный воздух», 2) промежуточный слой, 3) рельеф.

В общей и структурной геологии результаты гравиметрических наблюдений применяются для изучения тектонического районирования геосинклинальных и платформенных областей.

Структура гравитационного поля здесь разная.

В геосинклинальных областях к областям поднятий приурочены отрицательные аномалии g , а к впадинам – положительные. Такая закономерность связывается с историей развития земной коры вследствие инверсии геотектонических условий (перераспределение зон поднятия и опускания). В местах поднятий ранее был и сохранился изгиб границы Мохо.

На платформенных областях аномалии g связаны в основном с вещественно-петрографическим составом пород. Минимальными значениями g формируются зоны крупных размеров, из «лёгких» пород «граниты-рапакиви».

Вариации силы тяжести.

В общей структуре гравитационного поля Земли происходят периодические изменения силы тяжести, они вызываются приближением Луны и Солнца зависят от внутреннего строения Земли.

Наиболее заметным перемещением частиц геосфер в горизонтальном направлении являются морские приливы.

Под влиянием сил притяжения в большей мере Луны и в меньшей Солнца воды Мирового океана сгоняются к точкам Z и N (прилив), а в это время в точках А и В уровень воды Мирового океана понижается (отлив). Сферический слой Земли испытывает периодические колебания и, соответственно, ускорение силы тяжести. Во время колебаний этот слой принимает форму эллипсоида.

Вследствие суточного вращения Земли приливы (отливы) с периодом 24 часа («солнечные сутки») и 24 часа 50 мин. («лунные сутки»). Поэтому наблюдается два прилива и два отлива.

Под действием приливообразующих сил поверхность земной коры непрерывно пульсирует: два раза в сутки поднимается и опускается.

Изучение приливов и отливов в твёрдом теле Земли позволяет получить сведение о её плотности и внутреннем строении.

Аномалии гравитационного поля не велики. Их значения колеблются в пределах нескольких единиц 10-3 м/с 2 что составляет 0,05% полного значения силы тяжести и на порядок меньше нормального изменения её. Дифференциация плотностей в коре идёт как по вертикали, так и по горизонтали. Плотность с глубиной увеличивается от 1,9–2,3 г/см 3 на поверхности до 2,7–2,8 г/см 3 на уровне нижней границы коры и достигает 3,0–3,3 г/см 3 в области верхней мантии. Аномалии силы тяжести, ввиду их физической природы и применяемых способов их вычисления, позволяют одновременно изучать любые плотностные неоднородности Земли, где бы и на какой глубине они ни находились.

Роль и значение гравитационных данных в изучении глубинных недр Земли особенно возросли за последние годы, когда не только Кольская, но и другие глубокие и сверхглубокие скважины, в том числе зарубежные (Оберпфальц в Германии, Гравберг в Швеции и др.) не подтвердили результаты геологической интерпретации данных глубинной сейсмики, положенные в основу проектирования этих скважин.

Для геологического истолкования гравитационных аномалий геоморфологически резко различных регионов особую роль приобретает выбор наиболее обоснованной редукции силы тяжести так как, например, в горных областях аномалии Фая и Буге резко различаются не только по интенсивности, но даже и по знаку. Редукции Буге и гидротопографическая позволяют убрать влияние известных плотностных неоднородностей Земли и тем самым выделить более глубинные составляющие поля.

Раньше амплитуды и знаки гравитационных аномалий пытались объяснить лишь изменениями общей мощности земной коры и вычисляли для этой цели коэффициенты ее корреляционной связи с дневным рельефом либо с гравитационными аномалиями, то последующее все более детальное сейсмическое изучение земной коры и верхней мантии, применение методов сейсмической томографии показали, что латеральные сейсмические, а следовательно, и плотностные неоднородности свойственны всем уровням дифференциации глубинных масс Земли, т. е. не только земной коре, но и верхней, и нижней мантии, и даже ядру Земли. Поле аномалий силы тяжести изменяется на громадную величину - свыше 500 мГал - от –245 до +265 мГал, образуя систему разных по размерам и интенсивности глобальных, региональных и более локальных гравитационных аномалий, характеризующих собой коровые, коро-мантийные и собственно мантийные уровни латеральных плотностных неоднородностей Земли. Аномальное гравитационное поле отражает суммарное действие гравитирующих масс, расположенных на различных глубинах в земной коре и верхней мантии. Так, строение осадочных бассейнов лучше проявляется в аномальном гравитационном поле при наличии достаточной плотностной дифференциации в областях, где породы кристаллического фундамента залегают на больших глубинах. Гравитационный эффект осадочных пород в районах с неглубоким залеганием фундамента наблюдать значительно труднее, поскольку его затушёвывают влияния особенностей фундамента. Участки с большой мощностью «гранитного слоя» выделяются отрицательными аномалиями силы тяжести. Выходы гранитных массивов на поверхность характеризуются минимумами силы тяжести. В аномальном гравитационном поле зонами больших градиентов и полосовыми максимумами силы тяжести чётко вырисовываются границы отдельных блоков. В пределах платформ и складчатых областей выделяются более мелкие структуры, впадины, валы, краевые прогибы. Наиболее глобальные аномалии силы тяжести, характеризующие неоднородности собственно мантийного (астеносферного) уровня, столь велики, что лишь своими краевыми частями заходят в пределы рассматриваемой территории России, прослеживаясь далеко за ее пределы, где их интенсивность существенно возрастает. Единая зона Средиземноморского максимума силы тяжести совпадает с бассейном Средиземного моря и ограничена с севера небольшим Альпийским минимумом силы тяжести, а на востоке - единым очень интенсивным и громадным по площади Азиатским минимумом силы тяжести, соответствующим в целом Азиатскому мегавздутию Земли, охватывающему горные сооружения Средней и Высокой Азии от Забайкалья до Гималаев и, соответственно, от Тянь-Шаня до северо-восточной системы впадин внутреннего Китая (Ордосской, Сычуанской и др.). Этот глобальный Азиатский минимум силы тяжести уменьшается в своей интенсивности и прослеживается далее на территорию Северо-Востока России (горные сооружения Алтая, Забайкалья, Верхояно-Чукотской области), а его ответвление охватывает практически всю область активизированной в новейшее время Сибирской докембрийской платформы в виде в целом незначительно приподнятого (до 500–1000 м) Сибирского плоскогорья. Крайняя северная часть Эгейского максимума частично попадает в пределы территории России, где после небольшого пережима начинается новый максимум, косо пересекающий Русскую платформу, Урал, Западную Сибирь и уходящий на севере в Северный Ледовитый океан. На крайнем востоке и северо-востоке, также лишь частично заходя на территорию России, располагается еще один - Тихоокеанский гигантский максимум силы тяжести, краевая часть которого протягивается в виде интенсивной линейной зоны гравитационного градиента от Шантарских островов до Берингова пролива через всю окраину Евразийского континента и омывающие его моря. Находят логическое объяснение и разные знаки этих аномалий, если учесть, что зонная плавка, по мере подъема к поверхности астенолита, оставляет за собой на каждом уровне переплавленные породы, относительно более плотные, чем вмещающие их по латерали толщи. Поэтому в гравитационном поле вся сумма таких переплавленных пород создаёт единый суммарный максимум силы тяжести, и даже наличие в нем расплавленных “слоев” (зон инверсии скорости и плотности) не изменит общей его характеристики, как это и наблюдается в попадающих в пределы карты краевых частях Арктическо-Атлантического и Тихоокеанского глобальных максимумов силы тяжести. Аномальные массы, создающие Среднеазиатский глобальный минимум, вероятно, находятся на еще большой глубине, в результате чего образовавшаяся зона расплава привела к увеличению объема лишь глубинных масс и, соответственно, к образованию на поверхности единого гигантского Азиатского мегавздутия Земли, а наличие расплавленной линзы на глубине, видимо, обусловило небольшой по объемам и рассеянный по всей этой территории базальтоидный магматизм, мезозойские трубки взрыва в Тянь-Шане, потухшие четвертичные вулканы в Алтае-Саянской области, наконец, более интенсивный базальтоидный магматизм Байкало-Патомского нагорья, далеко уходящий за пределы самого Байкальского рифта.