Козырев, А. А. Введение в геофизику : [учебное пособие для геофизических и горно-геологических специальностей вузов] / А. А. Козырев, Я. А. Сахаров, Н. В. Шаров ; Рос. акад. наук, Кол. науч. центр, Петрозав. гос. ун-т, Кол. фил.

полюсах С=0. Для оценки соотношения силы тяжести и центробежной силы положим ф=0 (условия экватора) и, с учетом (2.4) и (2.5), запишем отношение 8 = g = j M = _ fM _ (26) С CR (02R 3 Подставив в отношение (2.6) численные параметры, приведенные в разд.2.1, получим С=3.4х10‘2 м/с2 и 8=288.4. Следовательно, даже на экваторе, где центробежная сила максимальна, она не превосходит 0.4% силы тяжести Земли. Приведенные выше формулы получены для сферической Земли. Более строго ее фигура, как было показано в разд.2.1, описывается референц-эллипсоидом, полярная ось которого на 21 км короче экваториальной. Референц-эллипсоид наилучшим образом аппроксимирует одну из бесконечного множества эквипотенииальных поверхностей силы тяжести, совпадающую с невозмущенным уровнем Мирового океана и называемую геоидом. Гравитационное поле референц-эллипсоида у называется нормальным полем Земли. Реальное поле g на поверхности Земли отличается от нормального на величину гравитационной аномалии Ag Ag = g-y. (2.7) Гравитационные аномалии порождаются рельефом поверхности Земли и неоднородной плотностью ее недр. Из измерений значения ускорения силы тяжести в данной точке поверхности Земли вычитают нормальное поле, рассчитанное для геоида. Отклонения измеренных значений от значений нормального поля называются гравитационными аномалиями. Аномалии могут быть положительными (при повышении измеренных значений над нормальным полем) или отрицательными. Гравитационные аномалии тесно связаны с распределением плотностей. Положительные аномалии свидетельствуют о приближении к поверхности пород с повышенной по сравнению с окружающими породами плотностью, а отрицательные - о дефиците масс, т.е. распространение пород с низкой плотностью. В результате съемки строятся гравиметрические карты, на которых в виде изолиний показаны форма и интенсивность аномалий. В пределах одного геологического района ускорение свободного падения меняется не более чем на 500 мГал. Сплюснутая форма Земли обуславливает зависимость нормального гравитационного поля от географической широты ср У= Уо(1 + С[ sin2cp+ С2sin22ф, где уо - значение нормального поля на экваторе, а коэффициенты С, и С2 определяются принятой моделью референц- эллипсоида. Чтобы понять, как будет изменяться сила тяжести g внутри Земли, примем за основу ее плотностную модель, описанную в разд.2.2. Представим Землю сферической, состоящей из произвольного числа оболочек с однородной плотностью. Сила тяжести внутри Земли вычисляется интегрированием по каждой оболочке от ее внутреннего R, до внешнего R2радиуса 68