6. Нормальное гравитационное поле земли и его анамалии

Гравитационное поле Земли имеет сложную структуру, обусловленную неоднородностью вещества земной коры и мантии. Поэтому его принято разделять на две части: нормальное гравитационное поле и остаточное аномальное поле.

Земной эллипсоид наилучшим образом аппроксимирует основную уровенную поверхность Земли – геоид. Этот эллипсоид наз. уровенным эллипсоидом (нормальной Землей). По его параметрам определяют нормальную силу тяжести g₀ , нормальный потенциал и другие характеристики нормального гравитационного поля.

Реальные значения силы тяжести g, наблюдаемые в различных частях земной поверхности, отличаются от нормального ее значения g_0. Разность g_a =g – g₀ в пункте наблюдений называют аномалией силы тяжести g_a (гравитационной аномалией). Величина g_a обусловлена залеганием на глубине тяжелых или легких горных пород и руд. Аномалии бывают положительными (“избыток масс”), обычно присущими глубоководным впадинам океанов, и отрицательными – в высокогорных областях материков и в районах залегания легких горных пород и руд.

Обычно на поверхности Земли значение g_a составляет несколько десятых долей 1см/с², достигая иногда и целых единиц в горах и глубоководных впадинах. Так, аномалии силы тяжести в Марианской впадине на глубине 8740 м g_a = - 0,244 см/с², а в свободном воздухе г. Мауна-Кеа (о.Гавайи) для высоты z = 4214 м составляет +0,669 см/с². Обычно значения g_a отражают изменения гравитационного поля при переходе от одного типа земной коры к другому; они не коррелируют с положением материков и океанов; знак g_a не меняется на протяжении тысяч км. Чаще всего наблюдается неравенство g g_a над морскими и океаническими пространствами, а над материками g g_a . Подобные соотношения между реальными (g) и теоретическими (g₀) значениями ускорения свободного падения объясняются тем, что сравнительно малая масса воды океанов и морей компенсируется массой горных пород большой плотности (базальт, перидотит, имеющих плотность около 3,310³ кг/м³). На материках под горными хребтами залегают, видимо, породы малой плотности. Все это означает, что на изменение g влияет геологическое строение района, т.е. неравномерное распределение плотностей масс внутри Земли.

Распределение аномалий силы тяжести по всей Земле дается на специальных картах. Наиболее мощная аномалия расположена в северной части Индийского океана вблизи полуострова Индостан. Здесь же располагается минимум геоида.

Ускорение силы тяжести обычно считают направленным к центру Земли по радиусу. Однако над местами сосредоточения аномальных масс вещества в недрах планеты наблюдается отклонение величины g от указанного направления. Для их выявления измеряют вертикальную и горизонтальную составляющие вектора g по меньшей мере в двух точках, а его направление определяют по изменению силы тяжести и отклонению отвеса. Точка пересечения таких векторов является центром возмущающих масс. Если тело имеет сферическую форму, то его центр располагается точно в точке пересечения векторов, а при сплюснутой форме – выше точки.

Такие исследования важны прежде всего в морской съемке, поскольку основные аномалии геоида располагаются в толще океана. Исследователи считают, что массы, вызывающие океанические аномалии, обусловлены неоднородностями, расположенными на глубинах 400 – 900 км. Так, отрицательная аномалия Индийского океана связана с разуплотнением масс вещества мантии, обусловленного перемещением полуострова Индостан в процессе дрейфа материков. Продвигаясь на север, он оставил под собой вещество, менее плотное, по сравнению с составляющим соседние регионы. В результате и возникла здесь самая мощная аномалия.

При продвижении в глубь Земли сила тяжести изменяется и в центре Земли уменьшается до нуля. Изменение силы притяжения с глубиной z можно описать формулой F = 0,3086z – 0,0838z,

из которой следует, изменение силы притяжения под земной поверхностью материков происходит пропорционально не только глубине, но и плотности среды . При этом в слоях небольшой плотности (  2,2 г/см³) первый член этого выражения больше второго, и потому при углублении примерно до 3000 км (граница мантии и железистого ядра) сила тяжести возрастает (g достигает максимума =10,68 м/с²). Но по мере дальнейшего роста z плотность ядра  плавно увеличивается и вследствие этого уменьшается сила тяжести. В центре земного шара сила притяжения по всем радиусам одинакова и g = 0.