Что Rасается влияния уRлонений отЕесной линии и учета действительного гравитационного поля Земли в инженерно-rеодезичесних работах, то надо иметь в виду, что быстрое развитие науни и техники, наблюдающееся в совре менный период, резRо изменило масштабы инженерно-строительных сооруже ний и обусловило повышенные требования R точности и объему геодезических
работ, необходимых для проектирования и строительства этих сооружений. И если при прежних формах, масштабах и габаритах сооружений инженерно геодезические работы представляли собой измерительные действия, напра
вленные, по существу, на решение чрезвычайно прос1ых по идее, чисто геометри ческих задач, притом обычно на плоскости, то сейчас становится необходимым в ряде случаев, при строительстве современных крупных сооружений, учиты
вать влияние соответствующих элементов гравитационного поля Земли.
Современное строи1ельство больших гидротехничесних сооружений, свя
зс1.нных с созданием или использованием водоемов большого протяжения,
требует учета непараллельности уровеввых поверхностей. При выполнении геодезических работ, связанных с nроложением тоннелей значительного про тяжения в горных районах, необходимо учитывать аномальные влияния, вы званные притяжением масс горного рельефа. В последнее время выявилась необходимость достижения точности конечных результатов инженерно-геодези ческих работ на один порядок выше, чем ранее, например при установке магни
тов при строительстве больших ускорителей (синхрофазотронов). При опре
деленных условиях некоторые редунции, считавшиеся ранее пренебрегаемыми,
уже должны учитываться.
Общее указание по учету гравитационного поля Земли при выполнении
точных инженерно-геодезических работ состоит в том, что необходимо анали зировать величины реду1щий и учи'Iывать их, сообразуясь с условиями задания,_
особенностями техники исполнения изме:рений и, конечно, гравиметрической
характеристикой района работ.
В среднем для всей Земли уклонения отвесных линий составляют величину
порядка ± 4 ". Однако в отдельных районах и при не вполне удачно выбранном референц-эллипсоиде они достигают нескольних десятков секунд. Значитель
ные уклонения отвеса наблюдаются не тольно на территориях горного типа,.
но и в районах со спокойным и равнинным характером рельефа. Это надо учи
тывать при использовании астрономических пунктов в качестве опорных точек
для топографических съемон.
§ 70. Тоnог11афичесние и топографо-изостатические. уRлонения отвесной линии
Изложенный выше метод позволяет с необходимой точностью вычислять
уклонения отвесной линии по результатам измерений; при этом ошибки опре
деления зависят от полноты и точности самих измерений. Но может оказаться,
что один из видов измерений, например гравиметрические определения соот
ветствующего радиуса в районе геодезических работ, отсутствует. В этом случае,
поскольку уклонения отвесных линий вызываются неравномерным распре делением масс в наружном слое Земли, естественно предположить, что непосред
ственная причина у:клонений - притяжение избыточных масс на материках и недостаточность притягивающих масс в о:кеанах. Но изменчивость внешних форм Земли - не главная причина у:клонений отвесной линии; та:ковой является
изменение плотностей пород, образующих земную :кору. Тем не менее формы
наружноrо рельефа Земли о:казывают известное -елияние на зна:к и величину
310
}рлонений отвеса. Поэтому первоначально получим формулы для вычислений
,;.t уклонений отвесной линии, вызванных влиянием только внешнего топографи
ческого рельефа, предполагая плотность вещества его одинаковой.
, Пусть имеем некоторую точку А на земной поверхности. Если бы окружа-
:ющая ее местность по рельефу совпадала с уровенной поверхностью точки А
(равнина, плоскогорье),·. то, очевидно, влияние топографического рельефа
_) отсутствовало бы.
· Но т~чку А окружают некоторые формы рельефа, не совпадающие с уро-
венной поверхностью, например горы, имеющие значительные высоты над
уровнем океана, или впадины, имеющие отрицательные высоты. Притяжение атих масс сказывается на направление отвесной линии. Определим величину
этого влияния.
- Возьмем в окружающем точку А рельефе в некоторой точке В элементарный объем d-r:, имеющий плотность б (рис. 129). Тогда элементарная масса dm этого
объема получится |
(70.1) |
dm =8 dт. |
|
Сила притяжения dF в точке А, вызванная массой dm, будет |
|
dF =f о dт |
(70.2) |
r2 |
|
Горизонтальная составляющая силы dF O определится |
|
fo dт |
(70.3) |
dFO = dF cos v = ~ cos v. |
|
Проекция горизонтальной составляющей dF O на меридиан |
выразится |
о dт |
(70.4) |
dFх = f -,,- cos v cos А, |
|
r- |
|
rде А - азимут направления с точки А на точку В. Принимая во внимание, что
r2 = r~ + h2
и
h |
|
|
|
tg v= - |
|
|
|
ro |
|
|
|
выражение (70.4) примет вид |
|
|
" |
о dт |
/ |
г |
|
|
r ~ |
||
dFx=f---11 |
|
° cosA. |
|
r~ +h2 |
V |
|
r~ +h2 |
Составляющая силы притяжения рельефа в меридиане получится
|
|
|
cos А |
r |
dr |
dA dh |
|
|
|
|
2 |
1 h2 |
о |
о |
|
|
= fб jil JJcos А |
ro |
т |
|
|
|
|
или |
|
|
|
|
|
||
F |
|
dr 0 dA dh |
|
||||
х |
r |
о |
( |
|
h2 |
) з/ 2 |
• |
|
|
|
1+- |
|
|
||
|
|
|
|
|
r2 |
|
|
|
|
|
|
|
о |
|
|
(70.5)
(70.6)
(70.7)
(70.8)
(70.9)
311
При h малом по сравнению с r 0 можно принять |
h |
= О и последнее выра |
-, |
||
жение примет вид |
|
|
Fх= fб ss5~:0 cos AidA dh. |
|
(70.10), |
Вычисление Fx по формуле (70.9) или (70.10) производят методом числен
ного интегрирования. Для этого вообразим вокруг точки А (рис. 130) вер
тикальные цилиндрические поверхности |
разных |
радиусов А Ь, Ас, Ad и т. д. |
и вертикальные плоскости Аа1, Аа2, Аа3 |
и т. д., |
составляющие с направлением |
меридиана азимуты А 1 , А 2 , А 3 и т. д. Таким образом, окружающая точку А
:местность разобьется на призмы. Высоту h каждой призмы будем считать по стоянной. Для определения притяжения какой-либо призмы, например а, В,
у, б, очевидно необходимо вычислить ин- |
:с |
|
|||
теграл (70.9) или (70.10) при |
пределах |
|
|
||
интегрирования |
Ап_ 1 и |
Ап, |
соответ |
|
|
ствующих азимутам направлений Аа2 и |
к |
|
|||
Аа3 и ri и rk, соответствующих |
радиусам |
|
|||
|
|
||||
окружностей ii |
и kk. |
|
|
|
|
|
|
в |
|
|
|
|
r |
dr |
|
|
|
А~ |
|
|
|
||
_.,/ |
Го |
|
У1 |
bcde f g '7 |
k |
|
Рис. 129 |
|
|
Рис. 130 |
|
В результате интегрирования (70.9) получим притяжение Fx взятой призмы
(70.11)
Интегрируя (70.10), получаем
Fx=fбh(sinAп-sinAп-1)ln ;: • |
(70:12) |
Продолжим вывод, взяв за исходное выражение (70.10).
Подберем азимуты радиальных плоскостей и радиусы цилиндрических
поверхностей таким образом, чтобы
(sin Ап - sin Ап_1) =пост.= L }
ln .!.!!:.._=пост. = К |
(70.13) |
· |
|
ri |
|
Тогда выражение для Fx примет вид
(70.14)
312
Составляющая притяжения, располагающаяся в плоскости меридиана
лежащих к северу от точки А, которую обозначим FГ], будет
(70.15)
тде ~hп - сумма высот всех призм, лежащих к:северу от точки А.
(( Аналогичное действие F~ призм, лежащих к югу от точки А, будет
|
|
(70.16) |
|
· .:J•де ~ hs - сумма высот призм, лежащих |
к югу от точки |
А. |
|
.. J;;; Суммарное притяжение в плоскости меридиана вы |
Уро!Jен· |
||
r~вится так: |
|
||
А |
(,,5 ная |
||
1 |
|||
(70.17) |
по!Jерх- |
||
1-1ость |
|||
FNs = f8oKL {~ hN- ~ hs) f. |
|
|
От притяжения в меридиональном направлении F N s
окружающего точку А рельефа перейдем к составляющей
;;'уклонения отвесной линии в плоскости меридиана, вы
·iванной |
этим |
притяжением. |
Обозначим |
|
это |
уклонение |
|
|
|||||||||
ntepeз S1· |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
'fi. На рис. 131: AN - |
прое1щия на плоскость меридиана |
|
|
||||||||||||||
ваправления отвесной линии без учета влияния топогра |
|
|
|||||||||||||||
фического рельефа. Это влияние представляет собой до |
|
|
|||||||||||||||
полнительную |
горизонтальную |
слагающую |
уклонения |
|
|
||||||||||||
:i)Твесной |
линии в меридиане, |
которая |
очень мала по |
N |
N1 |
||||||||||||
rfРавнению |
с |
влиянием |
притяжения всей |
Земли. |
Под |
||||||||||||
'влиянием |
силы FNs, |
направление |
отвесной |
линии |
А /v |
Рис. 131 |
|||||||||||
JIВМенится и |
пойдет |
по |
равнодействующей AN 1 |
. -Угол |
|
|
|||||||||||
NAN 1 = |
s1 |
и |
будет выражать влияние топографичеl;кого |
рельефа на |
укло- |
||||||||||||
ееиио отвесной линии в меридиане в точке А. |
|
|
|
|
|
||||||||||||
Притяжение Земли F O выражается формул(jй |
|
|
|
|
|
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
4 |
fR з |
. /_; о |
|
4 |
/ 1·. |
|
R |
о, |
|
(70.18) |
|
|
|
|
|
|
F о = 3 |
Jt |
о |
-::Z =-- |
3 |
}оЛ |
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
/, о |
|
|
|
|
|
|
|
|
rце R 0 - |
радиус Земли в километрах, D0 - |
средняя плотность Земли. |
|
||||||||||||||
Тогда по малости угла s1 |
имеем |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
'i:"__ |
р |
р" |
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
NS |
|
|
|
|
|
(70.19) |
||||
|
|
|
|
|
|
|
<:,1 --- |
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ро |
|
|
|
|
|
|
|
|
' 1J1.ли, принимая во внимание (70.17) |
и (70.18), |
|
|
|
|
|
|
||||||||||
|
|
|
|
|
s~= fбoKLJ~h-~--~h8} |
|
р" |
|
(70.20) |
||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
Т fDonRo |
|
|
|
|
|
|
|||
i'йли |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(70.21) |
313
так как 43 :Ro" = 0,00773. Формулу -для [влияния рельефа на слагающую
в первом вертикале получим аналогично
|
(70.22) |
где |
|
L1 == пост.= cos Ап - cos Ап-1, |
(70.23) |
~ hE и ~ hw - суммы высот призм, расположенных соответственно в восточ
ной и западной частях от меридиана точки А.
Для вычисления влияний масс рельефа на уклонения отвесных лию1й по
формулам (70.21) и (70.22) используется специальная диаграмма - палетка
и выполняется численное интегрирование, подробно разобранное в § 66. При
вычислениях плотность земной коры в среднем можно положить с\ = 2,7; плотность Земли D O = 5,52.
Значения h для возвышенностей будут положительными, а для впадин
(например, морей) - отрицат~зльными. В последнем случае необходимо учиты
вать и массу воды.
Полученные формулы (70.21) и (70.22) соответствуют случаю, когда h
мало по сравнению с r. При определении влияния ближайшего к точке А рель ефа, при наличии значительных возвышений и обрывов в районе расположения точки А следует исходить из формулы (70.11). В этом случае влияние отдельной призмы на составляющие отвесной линии выр:1зится для s
|
|
|
|
3 |
60 |
h |
. |
. |
|
|
rk+Vr:+h2 |
|||
|
|
Лs =тт-л!l(sшАп-SШАп-1)ln |
v-- |
|||||||||||
|
|
|
|
|
о |
о |
|
|
|
|
ri+ |
r;+h2 |
||
и аналогично для 'У) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
___ |
||||
|
|
Л'У)=-- D - R (cosAп-cosAn_1)ln |
v-- |
|||||||||||
|
|
|
|
3 |
60 |
h |
|
|
|
|
rk+ Vr:+h 2 |
|||
|
|
|
|
4 |
o л |
о |
|
|
|
|
r. , |
r2 |
, |
h') |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
i т |
i |
-, |
~ |
или, полагая в (70.19) |
F O = у, |
|
|
|
|
|
|
l |
|
|
||||
Лs |
,, |
"р" |
/ hб0 |
. |
|
. |
|
rk+Vr:+h2 |
|
|
||||
|
= - |
'\' |
(sш А п - |
sш А11_1) ln ---------- |
|
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
ri+Vr; +h2 |
}. |
|
|
|||
ЛУ)" =- - |
р" |
jh80 ( cos |
А11- |
cos An- 1 ) ln |
rk-t-Vr:+h2 1 |
|
|
|||||||
'У |
ri + |
v-- |
1 |
|
|
|||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
rf + h2 |
J |
|
|
)
1
1
(70.24)
t
J
(70. 25)
Но попытки применить формулы вида (70.25) для вычислений уклоненпn
отвеса не дали ожидаемого результата. Выявилось, что вычисляемые по внеш
нему рельефу Земли уклонения отвеса в районах с крупным горным рельефом.
в несколь:ко раз больше уклонений, получаемых по результатам измерений. Впервые с этим фактом столкнулись англичане при обработке материалов. астрономо-геодезических измерений в Индии. Можно было ожидать, что в Ин
дии, на севере которой расположены массивы мощной и обширной системы Ги
малайских гор, а на юге находится Индийский океан с большими глубинамиr должны быть большие уклонения отвесной, линии. Но в действительности это
предположение не подтвердилось. Так, например, на пункте Rалиана, распо
ложеппом на севере Индии, вблизи подножия Гималайского хребта, аетроно-
314
·::мо-rеодезич:еское уклонение, полученное из измерений как ер - В, оказалось
равным ±5,2"; значение же уклонения отвеса за притяжения Гималайских гор, -вычисленное по формулам (70.25), оказалось ±27,9". Еще более это несоответ- -ствие проявляется вдоль береговых линий океанов, если к ним примыкают
. районы с горным рельефом. Если, например, на берегу океана расположены горные образования с высотами -800 м, а глубина океанического дна равна 4000 м, то для такого внешнего рельефа Земли для береговой полосы по форму лам (70.25) получаются уклонения отвеса величиной порядка 30-40", в то
JJремя как фактически, по данным измерений, его величина, как правило, ко
леблется в пределах 5-8". :Картина изменений уклонений отвеса в общем хотя
и соответствует рельефу, но получается сильно сглаженной. Для объяснения
А
s
Рпс. 132
:этого явления была выдвинута г и п о т е з а и з о с т а т и ч е с к о й к о м -
11- е нс а ц и и, ил и г и п от е з а из о ст а з и и* (рис. 132).
Схем гипотез изостазии несколько; изложим в общих чертах гипотезу,
предложенную в середине XIX в. англичанином Джоном Праттом.
~огласно этой гипотезе, масса вертикальных блоков земной коры с равными
основаниями одинакова и постоянна в любой части Земли. Блоки, и меющие
:меньший объем и соответствующие впадинам земной поверхности, должны иметь
-большую плотность и, наоборот, блоки, имеющие большой объем и соответ
,ствующие возвышенностям на материках, должны иметь меньшую плотность.
Иначе говоря, р а з л и ч и е |
в о б ъ е м а х таких блоков к о м п е н - |
,с и Р У е т с я соответствующим |
и з м е н е н и е м п л о т н о с т е й в е - |
1Ц ест в а, из которого они состоят.
Подобная компенсация происходит в пределах постоянной глубины зем
ной коры Т, ниже которой располагаются слои одинаковой плотности. Поверх
&ость, выше которой происходит указанная компенсация и давление на которую
Расположенных выше слоев |
одинаково и постоянно, называется n о в е р х - |
в о с т ь ю и з о с т а з и и, |
или n о в е р х н о с т ь ю и з о с т а т и ч е - |
· е R ой к ом пен с а ц и и. |
Очевидно, веса столбов наружного слоя Земли |
над поверхностью изостазии, имеющих равные основания, одинаковы и по
стоянны.
На рис. 132 показаны три столба А, В, В, имеющие в основании одинаковую
площадь. Столб А соответствует некоторому району, в котором поверхность
геоида проходит вблизи земной поверхности; столбы В и В - океанической
• Изоставия - греческое слово, означающее равновеспе.
315
впадине и возвышенности на материке. По гипотезе изостазии столбы А, В, В,
расположенные выше поверхности изостазии S S, должны иметь одинаковую
массу. Разница в объемах этих столбов номпенсируется t:,~:()ту~nтствующим раз
личием плотностей пород. составляющих эти столбы. Если плотность cтo:1f5::i А,.
имеющего некоторый средний объем, обозначить через б, то плотность столбов:
Б и В будет б + Лб и б - Лб соответственно.
Следовательно, основное уравнение гипотезы Пратта для всех частей
земной коры имеет вид |
l\ (Т + hi) =пост.= а, |
(70.26} |
|||
где hi - высота точRи |
|||||
i. |
|
|
|
||
Если взять два· столба 1 |
и 2, то |
|
|||
|
|
61 |
т+h2 |
(70.27}' |
|
|
|
°6; = |
T+h1 |
||
|
|
|
|||
Следовательно, согласно |
данной |
гипотезе, п л о т н о с т ь |
о т д е л ъ - |
||
ных участков |
земной |
коры обратно пропорцио |
н а л ь н а и х т о л щ и н е.
Для определения постоянной в уравнении (70.26) возьмем точку, имеющую h = о.
Тогда |
(',0.28) |
б0Т =пост.= а. |
|
По геофизическим данным, бO - средняя плотность земной |
коры равна |
2,67. Поэтому |
(70.29;• |
а= 2,67Т. |
Глубина изостатической поверхности должна быть получена из опытных
данных. Поясним в самых общих чертах путь ее определения. Принципиально
I |
П |
Ш |
он состоит в выборе такой глубины компенсации |
|
а'"""..,.,.,.,..,.,.,,,.,. |
|
Т, при которой наилучшим обра3ом согласовы- |
||
h |
|
|
вались бы непосредственные наблюдения с ре- |
|
Ь l'"""-'-'"'"+--r----.:~~-=-=:r-т- |
зультатами вычислений, |
основанных на гипотезе |
||
|
|
t |
изостатической компенсации. |
|
8 |
|
J;C-----+-<- |
Допустим, что в каком-либо районе имеются |
|
т |
8 |
совмещенные астрономические и геодезические |
||
|
пункты, для которых, следовательно, легко вы |
|||
|
|
|
||
|
|
|
числить уклонения отвесной линии. Теперь, при- |
|
|
|
|
нимая гипотезу изостазии, вычисляем уклонения |
|
с |
|
|
отвесных линий для этих пунктов при ра3ных |
|
|
Рис. 133 |
|
глубинах изостатичес:кой |
компенсации Т. Оче |
видно, 3а глубину поверхности изоста3ии следует
принять то 3начение, при котором вычисленные уклонения отвесных линий
окажутся наиболее близкими :к определенному их значению из астроном:о-гео
дезических измерений. Аналогично можно определить глубину поверхности
изостазии, если известны для ряда пунктов измеренные значения силы тяжести.
Определяемая таким путем величина Т получается равной примерно 100 км.
При выводе размеров эллипсоида R.расовсRого для части астрономо-геодезиче ской сети уклонения отвесной линии определялись на основе гипотезы изоста
зии Пратта; при этом глубина изостатической компенсации принята 96 :км.
Применение изостатического метода для вывода уклонений отвеса в этом случае было вызвано отсутствием веобходимых гравиметрических данных.
316
Изложим один из методов вывода уклонений отвесных линий, основанныw
использовании гипотезы изостазии Пратта.
Представим себе три столба, имеющие одинаковую площадь в основании
1
·и построенные между поверхностью изостатической компенсации и физической
веиной поверхностью (рис. 133). Первый столб соответствует материку, второй
.поверхности, для которой высота h равна нулю, и третий - океанической
JJiадиве.
Положим, что плотность пород, расположенных над уровнем моря, везде
одинакова и равна б O = 2,67. Тем самым принимаем, что массы гор компенси
руются только в той части столба, которая расположена ниже уровня моря,
т. е. от Ь до с. Такое исходное положение гипотезы соответствует следующей
ф:р:зической трактовке: те массы, которые возвышаются над уровнем моря,
в~винуты из глубины Немли; они образуют излишек, который в точности равен
ведостатку, образовавшемуся внизу - ниже уровня моря. Поэтому вес стол
бов остается прежним и земная кора находится в равновесии.
, В таком случае основное уравнение гипотезы изостазии примет несколько,
ийой вид, чем в (70.28), т. е.
|
|
|
бТ +б0h =пост.= а, |
(70.30) |
rде |
б - плотность |
пород и столба ниже поверхности, для которой h = О. |
||
|
Заменяя а, согласно |
(70.28), получаем |
|
|
|
|
|
бТ+б0h = о0Т, |
(70. 31) |
откуда |
|
|
(70.32} |
|
|
|
|
|
|
,_ |
Обозначим (6 0 - |
б) через -Л; очевидно, это будет недостаток |
плотности |
|
в~кной коры, компенсирующий верхние массы в высоте столба от а до Ь. |
||||
|
Перепишем (70.30), |
положив |
|
|
|
|
|
6 = 60 -(<\-б) = б0+ Л, |
(70.33) |
|
|
|
б0Т+б0h +ЛТ =пост.= а. |
(70.34) |
Первые два члена полученного выражения соответствуют некомпенсиро-
. вав:ной земной коре. Поэтому изостатичеоки уравновеm~нную земную кору
можно рассматривать как однородную массу плотности б 0 , в которой дополни
_тельно равномерно размещено (ниже уровня моря) вещество отрицательной
~щотности Л. |
|
|
|
|
Заменяя в (70.34) постоянную а, |
согласно (70.28), |
получаем |
|
h |
h |
(70.35) |
|
Л=-т<\=-2,67у• |
||
|
Последнее выражение определяет плотность этой добавочной отрицатель |
||
lJОЙ |
массы. |
|
|
|
Для третьего столба - океанической впадины - |
уравнение изоставии. |
|
lllleeт вид |
|
|
|
|
б (Т- t) +1,03t = б0Т, |
(70.36) |
|
rде t - глубина океана, 1,03 - плотность морской воды. |
|||
1. |
Ив (70.36) получаем |
|
|
б = боТ-1,ОЗt |
(70.37) |
|
T-t - • |
||
|
317
Разноеть (б - б0) = Л выражается |
|
|
Л=О-Оо= (оо-1.ОЗ)t~ = |
1.64t • |
(70.38) |
T -t |
T - t |
|
Из уравнения (70.37) можем написать |
|
|
00 (T-t) + 1,03t + (б-б0)t(Т-t) = б0Т, |
(70.39) |
·откуда следует, что компенсированную земную кору под океаном можем рас
сматривать как вещество, имеющее нормальную плотность б0 , к которому при
бавлено вещество с массой Л = б - бо·
Из изложенного следует, что для вычисления изостатического уклонения
отвесной линии необходимо вычислить влияние на уклонение отвесной линии:
а) топографического рельефа по формулам (70.25),
б) компенсирующих масс части земной коры, расположенной между уров
нем океана и поверхностью изостатической компенсации.
Сумма полученных таким образом величин и будет изостатическим уклоне
нием отвеса.
Влияние некоторой призмы топографического рельефа на уклонение отвес-
ной линии, согласно (70.24), выражается формулой (при ;~ = О).
't" |
3 |
р"оо |
h ( . |
А |
. |
|
А |
n-l |
) l |
rk |
(70.40) |
л1::,r,=- - RD- |
Slll |
|
п-Slll |
|
|
n - . |
|||||
|
4 :rt |
О О |
|
|
|
|
|
|
|
Ti |
|
Аналогично можно вычислить и влияние компенсирующих масс, если |
|||||||||||
вместо h взять величину глубины компенсации |
|
Т (для океанов - |
расстояние |
||||||||
от дна до изостатичес'Кой поверхности - |
( Т - |
t) ), |
а вместо б - плотность до |
бавочной компенсирующей массы Л. Вследствие значительности Т для вычисле |
|||||||
ния влияния компенсирующей массы Л sc |
следует принять полную формулу |
||||||
(70.24) как более точную, в данном случае принимающую вид |
|
||||||
з |
r" |
лт . |
. |
|
rp+Vrk+т; |
(70.41) |
|
Лsс = -г -Г ~ (sш А п |
- sш Ап-~) ln -----:===- • |
||||||
с* п о |
|
о |
|
|
r i +Vr i +т2 |
|
|
Но, согласно (70.35), |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ЛТ=-hб0, |
|
|
||
:поэтому |
|
|
|
|
|
|
|
3 |
р" |
о |
h (sin Ап |
-sin Ап_1) ln |
rk+ Vr:+ Т2 |
(70.42) |
|
Лsс = - 4 |
пR |
Doo |
ri+Vr;+т2 |
||||
Из сопоставления (70.42) |
и (70.40) |
|
|
|
|||
получаем |
|
|
rk+ Vrk+т2 ln---~~~~~
ri+ Vr; +т2
(70.43)
Обозначая
(70.44)
.318
1
1·
получаем окончательное выражение для влияния на уклонение отвесной ли-·
нии колонны I, как суммы влияний топе, графического рельефа и внутренних
компенсированных масс ее |
|
Л~изост = л~т +Лsс = F ЛsТ• |
(70.45) |
Суммируя влияние отдельных блоков, как это сделано при выводе формул (70.20), получаем значение изостатического уклонения отвесной линии в ме
. рид:иане 6изост•
'Уклонение отвесной линии в плоскости первого вертикала вычисляется
аналогично.
Если бы принятая схема гипотезы соответствовала действительности, то
·вычисленное значение |
sи~ост было бы равным реальному уклонению |
отвеса |
в данной точке. |
|
|
Гипотеза изостазии, |
следуя примерно тому же ходу рассуждений, |
может |
быть использована и для вычисления изостатических аномалий силы тяжести.
Как видно, гипотеза Пратта чрезвычайно проста, что делает ее наиболее
удобной для вычислений. Этим объясняется, по-видимому, тот факт, что глав
ным образом гипотеза Пратта использовалась в задачах геодезии.
Гипотеза изостазии, особенно простейшая схема ее, изложенная выше,
вызывает и некоторые критические замечания и возражения. Так, например" она чрезвычайно схематична, в ней игнорируются значения сил сцепления и тре ния; существует ряд районов, где изостатическая компенсация отсутствует
:и т. д.
Имеются более сложные схемы построения гипотезы изостазии, в которых исключаются отдельные возражения. Так, например, в гипотезе Эри, появи вшейся почти одновременно с гипотезой Пратта, предполагается, что земная кора всюду имеет одинаковую плотность. Отдельные части земной коры плавают
в мантии и погружены в нее тем больше, чем больше их высота над уровнем
·океана. Погруженная в мантию каждая rлыба по закону Архимеда вытесняет массу мантии, равную массе всей этой глыбы.
По гипотезе Венинг-Мейнеса, земная кора имеет двусторонние прогибы
'в горных районах (вверх и вниз), вследствие чего изостатическая компенсация осуществляется в региональном масштабе в пределах всего района, а не на от дельных малых частях, как это должно быть по гипотезе Пратта.
Однако при использовании различных гипотез в геодезических целях не
получается существенных изменений во влиянии на результаты геодезических
,измерений. Это естественно, так как при любой схеме гипотезы сохраняется ее о~новное условие - постоянство массы в вертикальных колоннах земной коры выше поверхности изостатической компенсации. По существу, предложенные разными учеными гипотезы изостазии отличаются между собой допускаемыми закономерностями в распределении притягивающих масс земной коры в отдель
ных ее вертикальных колоннах.
В настоящее время считается, что гипотеза изостазии в большинстве гео
логических районов согласуется с выполненными геодезическими и гравимет рическими измерениями, что компенсация плотностей вещества в вертикальных
Столбах земной коры в целом существует, а давление земной коры на некоторой rлубине в большинстве исследованных районов примерно постоянно. Иначе rоворя, имеющиеся фактические данные подтверждают в целом существование изостазии, т. е. равновесия масс в земной коре.
В связи с большим развитием, которое получили гравиметрические работы, rиnотеза изостазии перестает играть существенную роль в решении задач
319