кінцевому підсумку з пунктом в Потсдамі (Німеччина), де оборотними маятниками на початку 20 століття було визначено абсолютне значення прискорення сили тяжіння (+981274 мгл; див. Гал). Абсолютні визначення сили тяжіння пов'язані зі значними труднощами, і їх точність нижча відносних вимірювань. Нові абсолютні вимірювання, вироблені більш ніж в 10 пунктах Землі, показують, що наведене значення прискорення сили тяжіння в Потсдамі перевищене, мабуть, на 13-14 мгл. Після завершення цих робіт буде здійснено перехід на нову гравіметричну систему. Однак у багатьох завданнях гравіметрії ця помилка не має істотного значення, тому для їх вирішення використовуються не самі абсолютні величини, а їх різниці. Найбільш точно абсолютне значення сили тяжіння визначається з дослідів з вільним падінням тіл у вакуумній камері. Відносні визначення сили тяжкості виробляються маятниковими приладами з точністю до декількох сотих часток мгл. Гравіметри забезпечують кілька більшу точність вимірів, чим маятникові прилади, портативні і прості в обігу. Існує спеціальна гравіметрична апаратура для вимірів сили тяжіння з рухомих об'єктів (підводних і надводних кораблів, літаків). У приладах здійснюється безперервний запис зміни прискорення сили тяжіння по шляху корабля або літака. Такі вимірювання пов'язані з трудністю виключення зі свідчень приладів впливу збурюючих прискорень і нахилів підстави приладу, що викликаються хитавицею. Є спеціальні гравіметри для вимірювань на дні мілководних басейнів, у свердловинах. Другі похідні потенціалу сили тяжіння вимірюються за допомогою гравітаційних варіометрів.
Основне коло завдань гравіметрії вирішується шляхом вивчення стаціонарного просторового гравітаційного поля. Для вивчення пружних властивостей Землі виробляється безперервна реєстрація варіацій сили тяжіння в часі. Внаслідок того, що Земля неоднорідна по щільності і має неправильну форму, її зовнішнє гравітаційне поле характеризується складною будовою. Для вирішення різних завдань зручно розглядати гравітаційне поле складається з двох частин: основного - званого нормальним, що змінюється з широтою місця по простому закону, і аномального - невеликого по величині, але складного по розподілу, обумовленого неоднородностями щільності порід у верхніх шарах Землі. Нормальне гравітаційне поле відповідає деякої ідеалізованої простий за формою і внутрішньою будовою моделі Землі (еліпсоїда або близькій до нього сфероїду). Різниця між наблюденной силою тяжіння і нормальною, обчисленої з тієї чи іншої формулою розподілу нормальної сили тяжіння і наведеної відповідними поправками до прийнятого рівню висот, називається аномалією сили тяжіння. Якщо при такому приведенні береться до уваги тільки нормальний вертикальний градієнт сили тяжіння, рівний 3 086 етвеш (т. Е. В припущенні, що між пунктом спостереження і рівнем приведення немає ніяких мас), то отримані таким шляхом аномалії називаються аномаліями у вільному повітрі. Обчислені так аномалії найчастіше застосовуються при вивченні фігури Землі. Якщо при приведенні враховується ще і тяжіння що вважається однорідним шару мас між рівнями спостереження і приведення, то виходять аномалії, звані аномаліями Бузі. Вони відображають неоднорідності в щільності верхніх частин Землі і використовуються при вирішенні геологорозвідувальних завдань. У гравіметрії розглядаються також ізостатичні аномалії, які спеціальним чином враховують вплив мас між земною поверхнею і рівнем поверхні на глибині, на яку вищерозміщені маси чинять однаковий тиск. Крім цих аномалій обчислюється ряд інших (прея, модифіковані Бузі та ін.). На підставі гравіметричних вимірів будуються гравіметричні карти з ізолініями аномалій сили тяжіння. Аномалії других похідних потенціалу сили тяжіння визначаються аналогічно як різниці наблюденного значення (попередньо виправленого за рельєф місцевості) і нормального значення. Такі аномалії в основному використовуються для розвідки корисних копалин.
У завданнях, пов'язаних з використанням гравіметричних вимірів для вивчення фігури Землі, зазвичай ведуться пошуки еліпсоїда, найкращим чином представляє геометричну форму і зовнішнє гравітаційне поле Землі. [8]
3.2 Визначення загального земної сфероїд
Позначимо велику піввісь сфероїда (екваторіальний радіус) через a, малу (полярний радіус) - через b; відношення (ab)/a називається стисненням земної сфероїд?. На величину a впливає не тільки швидкість обертання планети на своїй осі, але і характер (ступінь однорідності) внутрішньої будови планети. Найбільш правильно і точно представляє загальну фігуру Землі в цілому еліпсоїд, обчислений Ф. Н. Красовським і його співробітниками на підставі нових даних, отриманих при обробці градусних вимірів СРСР, Західної Європи та США. Отже, екваторіальний діаметр Землі дорівнює 12756,5 км, довжина земної осі 12713,7 км, а полярний радіус коротше екваторіального всього н...
