زمین دارای میدان گرانشی بزرگی می باشد که...
مفاهیم
پتانسیل گرانشی در یک نقطه P از انرژی بالقوه، به دلیل جاذبه گرانشی زمین، یک واحد جرم واقع در P. به عبارت دیگر، V به کار انجام شده برابر است که یک جرم واحد از بی نهایت به نقطه به ارمغان آورد P تحت تاثیر میدان گرانشی زمین است.عبارت ریاضی است با ادغام بیش از زمین فرمول برای پتانسیل جرم نقطه به دست آمده، اما این بیان تقریبا برای کاربرد عملی بی فایده است. برای پتانسیل در خارج از زمین، توسعه را به یک سری نامتناهی (هارمونیک کروی، بعد از آن در این مقاله مورد بحث) مفید است. اصطلاح اصلی این سری GM / r است. این اصطلاح، که در آن G ثابت گرانش نیوتنی (6.67 × 10-8 M3 کیلوگرم-1 S-2) است، M جرم کل زمین است، و r فاصله از P از مرکز زمین جرم است، نشان دهنده به طور رسمی جذب زمین متقارن کروی. در نظر گرفتن این مدت تنها است، نه به طور کلی، کافی است.F نیروی گرانش در یک توده واحد بردار گرادیان V، F = V گراد است. است که، اجزاء F می باشد (∂V / ∂x، ∂V / ∂y، ∂V / ∂z).
گرانش و جاذبه
حاصل گرانش (جاذبه خالص) و نیروی گریز از مرکز است که به نام جاذبه. جاذبه نیرویی است که در بدن در حالت استراحت با توجه به زمین عمل می کند از اثرات جاذبه و نیروی گریز از مرکز نمی تواند به دلیل هم ارزی جرم گرانشی و اینرسیایی از هم جدا است. در نتیجه گرانش تعیین وزن بدن است.W پتانسیل گرانش مجموع V پتانسیل گرانشی و پتانسیل نیروی گریز از مرکز، که توسط یک عبارت تحلیلی ساده داده می شود و ممکن است در نظر گرفته شود به عنوان شناخته شده است.
بدن در حال حرکت با توجه به زمین نیز توسط نیروی کوریولیس است. مانند نیروی گریز از مرکز، نیروی کوریولیس نیروی اینرسی با توجه به چرخش زمین است، اما بر خلاف نیروی گریز از مرکز، آن دارای یک پتانسیل و از این رو نمی توان به راحتی به میدان جاذبه گنجانیده شده است. بنابراین نیروی Coriolis در چارچوب گرانش زمینی در نظر گرفته نشده است. این کاملا کافی از این نیرو صفر برای بدن در حالت استراحت با توجه به زمین می باشد، و سیستم تقریبا در تمام اندازه گیری در حالت استراحت می باشد. همچنین نگاه کنید به: شتاب کوریولیس. گرانش
بردار جاذبه
بردار جاذبه گرم نشان دهنده نیروی جاذبه در واحد جرم است. این بردار گرادیان پتانسیل جاذبه است، گرم = گراد W. بزرگی بردار جاذبه شدت گرانش، و یا به طور خلاصه، گرانش گرم است. بعد از گرم نیرو در واحد جرم، و یا شتاب است. واحد SI متر · S-2 است. واحد CGS گهل (1 گهل = 1 سانتی متر · S-2)، پس از گالیله به نام، هنوز هم استفاده می شود، به خصوص milligal (1 mgal = 10-3 گهل = 10-5 متر · S-2). جاذبه گرم در سطح زمین از حدود 978 دهید در خط استوا به حدود 983 دهید در قطب متفاوت است. جهت بردار جاذبه خط عمودی، و یا بطور عمودی تعریف می کند.
سطوح پتانسیل گرانش ثابت، W = به طور که سطوح هم پتاسیل و یا سطح صاف نامیده می شود.سطح دریاچه آرام بخشی از یک سطح به سطح است. بنابراین سطح اقیانوس ها، بعد از آرمان روشن است. تمام سطح سطح تا تعریف شده است geoid نامیده می شود. پس از CF گاوس، geoid به عنوان سطح ریاضی از زمین در نظر گرفته شده، به عنوان به سطح توپوگرافی قابل مشاهده مخالف است. خطوط لوله کشی کردن یکدیگر را قطع میکنند سطح صاف orthogonally (شکل 1). آنها بسیار سر راست است اما بسیار کمی خمیده نیست.
شکل. 1 سطح به سطح و خطوط لوله کشی کردن. فلش را می دهد که جهت گرم بردار گرانش در نقطه P. W است پتانسیل جاذبه.
اندازه گیری
مقدار است که اغلب اندازه گیری گرم گرانش است. تعیین گرم به عنوان مثل است اندازه گیری گرانش مطلق نامیده می شود. معمولا تنها اندازه گیری جاذبه های مربوطه انجام، تعیین تفاوت بین، و یا خارج قسمت، مقادیر گرانش در دو نقطه متفاوت است.جهت بردار جاذبه، می دهد که خط سرب در فضا، با استفاده از روش نجومی اندازه گیری شد. تفاوت در وزن W بالقوه توسط تسطیح نقشه برداری به دست آمده. در نهایت، مشتقات خاصی از گرم و مشابه مقدار توسط ابزار مانند تعادل چرخش اندازه گیری شد.
روش ماهواره ای شده اند بسیار بهبود دانش از میدان گرانش است. در آینده، فن آوری های ماهواره ای جدید را اندازه گیری های مربوط به گرانش، به همراه اندازه گیری های کلاسیک نظری، که به طور کامل حفظ خواهد اهمیت خود را مورد مطالعه قرار پیشبرد. همچنین نگاه کنید به: جاذبه
اندازه گیری گرانش کلاسیک
اندازه گیری گرانش مطلق در حال حاضر به طور انحصاری توسط ابزار در حال سقوط، بدن، که با استفاده از این واقعیت است که سقوط آزاد از جسم آزمون متناسب با گرانش گرم است انجام: اگر یک بدن، در اصل در حالت استراحت، در خلاء کاهش یافته است، فاصله عمودی در طول تحت پوشش زمان t از معادله ارائه شده است. (1)، می دهد که معادله. (2).
از آنجا که s و t را می توان به دقت اندازه گیری، وزن گرم است با دقت نسبی 10-8 به 10-9 به دست آمده. هر دو ابزار ثابت و متحرک به طور معمول استفاده می شود.
استفاده سابق دستگاه آونگ برای اندازه گیری گرم مطلق 10-6 فقط دقت نسبی داد و در حال حاضر به طور کامل منسوخ شده.
اندازه گیری نسبی گرانش توسط gravimeters بهار، که در قانون هوک بر انجام: بازدید کنندگان گسترش بهار الاستیک متناسب با نیروی جاذبه است، به طوری که تفاوت از گرم گرانش بین دو نقطه P1 و P2 است که توسط معادله داده شده است. (3)،
که در آن k ضریب تناسب است. اصل همان است که در شتاب سنج استفاده می شود. دقت سازگار با آن اندازه گیری گرانش مطلق مدرن است. همچنین نگاه کنید به: شتاب سنج. جاذبه متر
از آنجا که اندازه گیری گرانش نسبی بسیار ساده تر، تعیین مطلق گرانش تنها در نقاط نسبتا کمی در سطح زمین انجام می شود. در نقاط دیگر، گرانش نسبی مصمم به این ایستگاه مطلق است. اندازه گیری نسبی گرانش توسط pendulums یا gravimeters ساخته شده است.
در واقع، یک ابزار است که گرانش (یک سنسور گرانش) اندازه گیری چیزی جز یک نوع خاصی از شتاب سنج می باشد. اصل تعادل بهار نیز برای شتاب سنج استفاده و معکوس شتاب سنج ارتعاشی رشته به عنوان سنسور جاذبه ارائه شده است از فرکانس یک رشته ارتعاشی لود تابعی از g است. شتاب داده شده است به خصوص برای استفاده در gradiometers پیشنهاد، همانطور که در بخش زیر در شیب گرانش بحث شده است.
جهت بردار گرانش
این جهت، شاقول، با دو زاویه تعریف شده است؛ φ، عرض جغرافیایی، و λ، طول جغرافیایی (شکل 2). این زاویه با روش های نجومی با دقت 0.1 ثانیه قوس یا بهتر تعیین می شود. اگر گرم، φ، λ و شناخته شده است، و سپس بردار جاذبه گرم به طور کامل مشخص می شود.
شکل. 2 جهت شاقول توسط مختصات جغرافیایی φ و λ تعریف شده است. واحد حوزه اغلب برای نمایش جهت فضایی استفاده می شود.
.
اختلاف پتانسیل
تفاوت در W بالقوه نیز می تواند اندازه گیری شود. اگر DN فاصله بین دو سطح صاف همسایه از اختلاف پتانسیل DW، سپس DW = -G DN، به طوری که معادله است. (4)
عملیات نقشه برداری از درست (درست روح یا درست دیفرانسیل) تعیین DN.افزایش تسطیح DN شده توسط گرانش گرم multipled و خلاصه در امتداد خط تراز می شود و استفاده نقطه A و B. به این ترتیب اختلاف پتانسیل بین W و B تعیین می شود.
شیب گرانش
گرادیان جاذبه در جهت های خاص، ∂s ∂g /، جزء از گرم گراد بردار در امتداد این مسیر است. ابزار اندازه گیری شیب گرانش می gradiometers نامیده می شود.
شیب افقی (شیب در امتداد هر جهت افقی) بر اساس استفاده از تعادل پیچشی توسط R. ایتوویوس در مورد 1900. اختراع این دستگاه شامل اساسا از یک سیم پیچ خوردگی به صورت عمودی به حالت تعلیق در حمل یک پرتو نور افقی که در آن دو برابر توده ها در ارتفاع های مختلف به حالت تعلیق به دست آمده . تعادل چرخش می دهد افقی شیب گرم و، علاوه بر این، ویژگی های خاصی از انحنای سطوح هم نیرو.
کاربرد عملی تعادل چرخش است از رقابت gravimeters مدرن رنج می برد، اما علاقه به gradiometers احیا شده است چون آنها را می توان برای اندازه گیری های گرانشی روی یک ماهواره مصنوعی استفاده می شود (gravimeter را در این مورد به طور مداوم نشان می دهد گرم = 0!) .
شیب پیما به طور کلی ممکن است به عنوان ترکیبی از دو حسگر گرانش هم جدا شده توسط یک فاصله کوچک مشاهده شده. تفاوت در خوانش خود، تقسیم بر فاصله، می دهد گرادیان جاذبه. استفاده از سنسورهای ارتعاشی رشته، که در بالا ذکر شده است، برای این منظور ارائه شده است.قدرت کامل از این روش خواهد شد gradiometry های ماهواره ای به دست آورد.
گرانشی
میدان گرانشی یک بیضی مرجع از انقلاب که از نزدیک واقعی زمین نزدیک شود و از زمین طبیعی نامیده می شود. تفاوت بین زمینه واقعی و زمینه طبیعی است زمینه عادی نامیده می شود.
میدان عادی
از آنجا که زمین بسیار نزدیک به بیضی، زمینه گرانش یک بیضی مناسب از انقلاب یک تقریب خوب به میدان گرانش زمین است و در نتیجه می تواند به عنوان یک میدان گرانش زمینی طبیعی در نظر گرفته شود. پتانسیل جاذبه طبیعی توسط U. نشان داده می شود از انقلاب مرجع بیضی-است که نزدیک به geoid تعریف می شود یک سطح هم نیرو در این زمینه طبیعی است، که در آن U = U0 = ثابت بیضی.
جاذبه عادی
جاذبه در چنین "بیضی سطح" است که به نام γ جاذبه طبیعی، آن است که توسط فرمول گرانش، معادله داده شده است. (5)،
که در آن γe جاذبه طبیعی در خط استوا است، φ عرض جغرافیایی است، و ε ثابت بسیار کوچک است (برای مقادیر عددی زیر را ببینید).
ثابت دیگر، β، به مسطح هندسی از بیضی زمینی مربوط، ج = (- ب) / (که در آن یک = محور semimajor و b = semiminor محور) با استفاده از فرمول AC Clairaut است، معادله. (6)،
که در آن m = نیروی گریز از مرکز در خط استوا / گرانش در استوا، که در آن شرایط از مرتبه دوم در ج صرفنظر. این رابطه قابل توجه اجازه تعیین مسطح ج زمین از اندازه گیری گرانش.
بیضی سطح و میدان گرانش آن توسط چهار ثابت تعریف شده است، به عنوان مثال، مجموعه ای (، GM، J2، ω). در اینجا و GM معرفی شده اند قبل از. J2 فاکتور فرم های دینامیکی و یا ellipticity دینامیکی زمین، تعریف شده به عنوان است J2 = (C - A) / Ma2، که در آن C و لحظات اصلی زمین اینرسی می باشد. و ω سرعت چرخش زاویه ای زمین است.
ثابت ج، β، و γe به این ثابت مربوط، به منظور برای اولین بار در ج، توسط فرمول (7)، (8) و (9).
(7)
(8)
مجموعه ای از مقادیر داده شده در زیر خط اقصر این سیستم سال 1980 تصویب شده توسط اتحادیه بین المللی ژئودزی و ژئوفیزیک تعریف می کند.
.
(10)
خارجی و عرصه داخلی
جاذبه بالای بیضی با توجه به فرمول (11) کاهش می یابد،
که در آن γh گرانش در ارتفاع h و φ عرض جغرافیایی است، و γ وزن در همان عرض جغرافیایی در سطح بیضی است. γh و γ در اندازه دهید، و ساعت در کیلومتر اندازه گیری شد.
همانطور که برای حوزه داخلی، سطح صاف داخلی حدود ellipsoids که بیشتر و بیشتر کروی با عمق افزایش است. تئوری عرصه داخلی است که توسط یک معادله دیفرانسیل با Clairaut در 1743. منتشر شده این معادله مربوط به مسطح شدن سطح صاف به تراکم با فرض تعادل هیدرواستاتیک اداره می شود. راه حل این معادله امکان محاسبه مسطح شدن زمین از ثابت سبقت نجومی، که کاملا دقیق شناخته شده ارائه می دهد. ارزش برای f در این راه و ارزش ها از تجزیه و تحلیل مدار های ماهواره ای به دست آمده به طور مستقیم به دست آمده، از J2 [نگاه کنید به معادله. (10)]، اختلاف نشان می دهد که هنوز به طور کامل توضیح داده شده است.
ناهنجاری های میدان گرانشی
میدان بیضی شکل طبیعی دارای قسمت اصلی میدان گرانشی زمین است. تفاوت بین زمینه واقعی و زمینه طبیعی است زمینه عادی نامیده می شود.T بالقوه غیر عادی تفاوت بین گرانش واقعی بالقوه W و U. پتانسیل جاذبه طبیعی است (شرایط که نماد T قبلا استفاده می شود به معنی دوره نوسان آونگ هیچ سردرگمی می شود.)
سایر مقادیر این رشته غیر عادی هستند که گرانش ناهنجاری و انحراف از شاقول. هر دو به راحتی در دسترس به مشاهده از T بالقوه غیر عادی، و آنها ممکن است برای تعیین T. استفاده می شود
ناهنجاری جاذبه
- γ = Δg گرم: جاذبه ناهنجاری Δg به عنوان تفاوت بین گرانش در سطح دریا، گرم، و وزن نرمال در بیضی مرجع، γ تعریف شده است. از آنجا که اندازه گیری های به طور کلی در سطح دریا ساخته شده است، ارزش گرانش اندازه گیری باید از سطح زمین به سطح دریا کاهش می یابد، که شده است، به geoid. بسته به روشی که در آن این است به دست آورد، از انواع مختلف اختلالات گرانش به دست آمده است.
این کاهش ممکن است بدون در نظر گرفتن توده زیر ایستگاه مشاهده انجام می شود. که شده است، گرم است که اگر این توده ها وجود نداشت کاهش می یابد و ایستگاه بود "در هوای آزاد." این کاهش بدون هوا است. مقدار این کاهش، به وزن اندازه گیری شده اضافه شده است، با استفاده از فرمول (14) mgals حدود 0.309h، که در آن h ارتفاع در متر است.
در این روند از کاهش جاذبه، توده ها در بالای geoid نیز ممکن است محاسباتی برداشته شود. این کاهش Bouguer است. مقدار به گرانش اندازه گیری اضافه شده است در حال حاضر 0.197h، واحد بودن همان است که قبل از. این رقم در تراکم سنگ از 2.67 گرم / cm3 را بر اساس.
به جای به طور کامل از بین بردن توده در بالای geoid، آنها ممکن است محاسباتی را به داخل آن به گونه ای تغییر عنوان به یک پوسته همگن سطح با توجه به برخی از نظریه isostasy (بخش بعد از این مقاله مراجعه کنید). این کاهش isostatic است. همچنین تعدادی از دیگر کاهش گرانش وجود دارد.
تغییر شکل از شاقول
انحراف از شاقول، یا انحراف عمودی، انحراف از خط عمودی واقعی از نرمال به بیضی استفاده می شود. این است که توسط دو مولفه، ξ جزء در جهت شمال و η جزء در جهت شرقی مشخص می شود. اگر φn و λn هستند طبیعی (بیضی) مختصات، به عنوان همتایان φ و λ واقعی خود را مخالف، پس از آن ξ و η توسط روابط داده شده است. (12) و (13).
.
مشاهدات نجومی را φ و λ، در حالی که φn و λn ممکن است از کار نقشه برداری مانند مثلث به دست آمده.ξ و η تا تعیین می شود تغییر شکل astrogeodetic از عمودی نامیده می شود.
پتانسیل غیر عادی و geoid
ارتفاع این geoid بالا بیضی مرجع، ارتفاع geoidal N، رابطه ی تنگاتنگی به T بالقوه غیر عادی با استفاده از فرمول برونز را، T = γN، که در آن γ جاذبه طبیعی است. بنابراین، تعیین T معادل تعیین geoid است.
تعیین نسبی را می توان با استفاده از روش astrogeodetic ساخته شده است. تفاوت TB - TA یا NB - NA هستند با ادغام تغییر شکل astrogeodetic از عمودی در امتداد یک خط اتصال نقاط A و B. با این روش ممکن است برای تعیین geoid در یک منطقه محدود از داده ها (تغییر شکل سرب خط) در دست آمده این منطقه تنها. روش astrogeodetic furnishes نقشه geoidal بسیار دقیق و دقیق (و یا نقشه از T بالقوه) در مناطق که در آن داده astrogeodetic خوب در دسترس هستند. با این حال، از آنجا که این روش فقط نسبی است، موقعیت geoid بدست آمده است تنها به غیر از تغییر ناشناخته با توجه به مرکز کره زمین از توده تعیین می شود. استفاده از روش astrogeodetic محدود شده است به مناطق زمین به این دلیل که اطلاعات لازم را نمی توان در دریا به دست آمده باشد.
تعیین مطلق از پتانسیل غیر عادی و یا ارتفاع geoidal را می توان از گرانش به دست آورد ناهنجاری Δg. این است که با فرمول انتگرال به دلیل استوکس (1849) انجام می شود. فرمول استوکس "تعیین geoid کاملا. که شده است، ارتفاع geoidal بدست آمده به یک بیضی است که مرکز همزمان با مرکز کره زمین از توده مراجعه کنید. از آن نیاز به ناهنجاری گرانش به سراسر زمین داده شده است؛ این عملی است که به دلیل گرانش را می توان در دریا و همچنین در مناطق زمین اندازه گیری شد. مناطق به طور کامل بزرگ، به ویژه در اقیانوس ها شده اند رضایت بخش gravimetrically بررسی نیست. این به ارمغان می آورد در مورد محدودیت های خاصی در کاربرد عملی از روش وزن سنجی. با این حال آن را تا به نتایج مهم داده شده است. شکل 3 بخشی از "کلمبوس Geoid،" یک نقطه عطف تاریخی محاسبه در دانشگاه ایالتی اوهایو نشان می دهد.
شکل. 3 geoid وزن سنجی از اروپا، 1957. ارتفاع Geoidal در متر (1 متر = 3.3 فوت)، با اشاره به بیضی از صاف 1/297.
تجزیه و تحلیل هارمونیک
تابع متناوب را می توان به سری فوریه گسترش. این تجزیه و تحلیل هارمونیک نامیده می شود. تجزیه و تحلیل هارمونیک را به توابع از بیش از یک متغیر، مانند T و یا Δg عمومی. در عوض از سری فوریه وجود دارد این است که در این مورد خاص، مجموعه ای از هارمونیک های به اصطلاح کروی. چنین مجموعه ای نیز در علوم دیگر مانند نیروی جاذبه زمین استفاده شود.
مجموعه ای از هارمونیک های کروی بی نهایت است. در عمل، معمولا محدودیت برای سری بعد از لحاظ درجه پایین تر کوتاه وجود دارد. شرایط درجه بالاتر نمی تواند به درستی مشخص شود و باید نادیده گرفته شود. در این روش ویژگی های عمومی گسترده ای از تابع گسترش حفظ شده، هر چند جزئیات ریز از دست داد.
گسترش کروی-هارمونیک T به آسانی به دست آمده اگر چنین گسترش Δg در دسترس است. استفاده کاربردی از این روش است، دوباره با فقدان اطلاعات جاذبه در بخش هایی از سطح زمین دارند، اما این اشکال را می توان تا حد زیادی با ترکیبی از داده های زمینی و ماهواره ای جبران می شود.
حرکت ماهواره مصنوعی در میدان گرانشی زمین است به شدت توسط هارمونیک از درجه پایین تر است. بنابراین مشاهده ماهواره ای ارزش های درجه پایین تر هارمونیک کروی از پتانسیل است، که به تصویر کیفی خوبی از رفتار به طور کلی از میدان گرانش زمینی را فراهم کند و، به ویژه، از ویژگی های بزرگ از geoid (شکل 4) می دهد. همچنین نگاه کنید به: هارمونیک های توپ
شکل. 4 Geoid از مشاهدات ماهواره ای همراه با اندازه گیری گرانش زمینی (EGM96-360). ارتفاع Geoidal در متر (1 متر = 3.3 فوت)، با اشاره به سیستم متشکل از سطوح هندسی مرجع 1980.
.
استفاده کاربردی از گسترش کروی-هارمونیک برای نمایندگی از حوزه جاذبه زمین است که معمولا در شرایط geoid بیان می شود، و از اهمیت اساسی است.گسترش معمولا با ترکیبی از ماهواره و گرانش اطلاعات به دست آمده. ماهواره ای در مدار داده را توسعه واقع بینانه به درجه مورد N = 30، با دقت geoidal از 5 مورد ± متر (16 فوت) و یک قطعنامه است که می تواند به شرح زیر برآورد شده است. یک درجه از قوس مربوط به حدود 100 کیلومتر (61 مایل) فاصله از سطح زمین است.گسترش کروی-هارمونیک به درجه N = 30، معادله. (14)
می دهد حدود 180 ° / 30 = 6 درجه = 600 کیلومتر (37 مایل) که همراه با یک خطای مؤثر (rms) در حدود δN = ± 5 متر (16 فوت) است بسیار رضایت بخش نیست. این دولت از هنر در آغاز دوره های ماهواره ای بود، از سال های 1965.
امروزه، مدل جاذبه زمین (EGM) ترکیب داده های ماهواره ای با جاذبه های زمینی و به درجه کروی-هارمونیک N = 360. محاسبه این را بهبود می بخشد قطعنامه توسط معادله. (14) به 0.5 ° = 50 کیلومتر (30 مایل) [از لحاظ نظری، دقت و صحت بودن حدود 1 متر (3.3 فوت) یا بهتر است. مدل های کنونی حتی استفاده از N = 720 با دقت واقعی همان از همان داده ها استفاده می شود.
حتی N = 1000 است که پیش بینی است، اما بدون نوع به طور قابل توجهی جدیدی از اندازه گیری های دشوار است که واقعا بهبود وضعیت. چنین تکنیک های جدید می باشد ماهواره به ماهواره ردیابی (SST) و gradiometry گرانش ماهواره ای (SGG)، همراه با سیستم تعیین موقعیت جهانی (GPS). این روش ها در زیر ذکر شده (altimetry های ماهواره ای در حال حاضر به حساب در N = 360 و 720 مدل های گرفته شده).
.
altimetry ماهواره ای
تعیین مستقیم از geoid اقیانوسی با اندازه گیری ارتفاع ماهواره از سطح دریا ممکن تبدیل شده است. این است که با رعایت زمان سفر از سیگنال رادار یا لیزر ساطع شده از یک ماهواره و منعکس شده توسط سطح اقیانوس انجام می شود. اگر مدار های ماهواره ای است با توجه به بیضی مرجع شناخته شده است، ارتفاع geoidal شرح زیر است. دستیابی به موفقیت در درک geoid اقیانوس های ماهواره altimetry GEOS 3، 1975-1977، و Seasat، 1978 به دست آمد.
ماهواره به ماهواره ردیابی
فاصله بین دو ماهواره به دلیل بی نظمی های میدان گرانش تغییر محل در فضا. اگر به طور مداوم و با دقت نظارت، اطلاعات از میدان نامنظم ممکن است به دست آمده. تقریبا، N = 100 منجر خواهد شد. پیاده سازی به زودی پس از سال 2000 خواهد آمد.
gradiometry جاذبه
این نرم افزار از اصل gradiometry زمینی در بالا ذکر شد به یک شیب پیما ساخته شده را به یک ماهواره می باشد. قطعنامه های دست یافتنی است بالاتر از با ماهواره به ماهواره ردیابی: N = 250 است که امکان در نظر گرفته شده. در ترکیب با دیگر ماهواره ای و تکنیک های زمینی، N واقعی = 720-1000 مدل با دقت در دستور چند سانتی متر به نظر می رسد ممکن است. کاربرد عملی این است که کمی پس از ماهواره به ماهواره ردیابی.
سیستم تعیین موقعیت جهانی
GPS و همتای روسی خود، GLONASS، صرفا هندسی و در نتیجه (تقریبا) مستقل از میدان گرانش است. با تجهیز موقعیت دقیق، آنها را ممکن است جدایی از اثرات گرانشی و هندسی. به طور خاص، GPS می دهد شتاب اینرسی (مشتقات دوم موقعیت) و در نتیجه آنها را از نیروهای گرانشی واقعا جدا می کند. این اجازه می دهد قرار دادن gravimeters و gradiometers به یک هواپیما که موقعیت توسط GPS مانیتور شده است. حداقل، gravimetry موجود در هوا در حال حاضر یک واقعیت عملا اعمال می شود.
هر کدام از این روش astrogeodetic، GPS، وزن سنجی و تکنیک های دارای ماهواره های مختلف محاسن و کاستی های خاص خود را. از بسیاری جهات، آنها مکمل یکدیگر. با ترکیب مناسب از این داده ها، یک میدان گرانش بسیار دقیق، فرموله شده از نظر "سانتیمتر geoid،" ممکن است تبدیل به یک واقعیت در آینده نزدیک.
تغییرات زمانی
برای بسیاری از اهداف، میدان گرانشی زمین ممکن است ثابت در زمان در نظر گرفته شده. با این حال، آن است که موضوع را به تغییرات دوره ای بسیار کوچک به دلیل اثرات جزر و مدی. اینها توسط جاذبه خورشید و ماه ایجاد می شود. جاذبه را به طور مستقیم عمل می کند با قرار خود را بر روی جاذبه زمین. و آن را عمل می کند به طور غیر مستقیم توسط کمی به زخم بستر زمین و تغییر آب های اقیانوس ها، به طوری که توده های زمینی را جذب خود می تغییر یافتهاست.
اثر ماه بر جاذبه برسد حداکثر 0.20 mgal، و اثر خورشیدی، حداکثر 0.09 mgal. هر دو به خوبی در دقت و صحت اندازه گیری از gravimeters مدرن است. نتایج gravimeters ثابت ضبط تغییرات گرانش ممکن است به نتیجه گیری به عنوان به رفتار الاستیک از زمین تحت تاثیر تنش های جزر و مدی استفاده می شود. همچنین نگاه کنید به: جزر و مد زمین
روابط به دیگر تحقیقات
عیین میدان گرانشی زمین بستگی به مطالعات دیگر، مانند تعیین نجومی شاقول و کاربرد در جستجو برای ذخایر معدنی و غیره.
ژئوفیزیک و زمین شناسی
ناهنجاری های میدان گرانشی زمینی توسط بی نظمی توده ایجاد می شود. این ممکن است بی نظمی قابل مشاهده از توپوگرافی مانند کوه. و یا آنها ممکن است نامرئی ناهنجاری تراکم زیر سطحی. به همین دلیل ممکن است به استفاده از اندازه گیری های گرانشی برای بررسی ساختار زیر زمینی از پوسته زمین است. بنابراین تجزیه و تحلیل گرانش توسط متخصصین ژئوفیزیک و زمین شناسان برای مطالعه ویژگی های کلی از پوسته استفاده می شود، و توسط متخصصین ژئوفیزیک اکتشافی برای جستجوی بی نظمی چگالی کم عمق که ممکن است وجود ذخایر معدنی نشان می دهد.
اگر کوه ها به سادگی بر روی پوسته اساسا همگن منطبق شد و اگر دچار افسردگی اقیانوس به سادگی از چنین پوسته توخالی و پوکی شد، بی نظمی میدان جاذبه می شود تقریبا 10 برابر بزرگتر از آنچه که واقعا هستند. این نشان می دهد که اختلالات توده قابل مشاهده است، مانند کوه و یا افسردگی اقیانوس، تا حد زیادی جبران عبارتند از: چگالی پوسته در زیر کوه کوچکتر از حد طبیعی است، و در زیر اقیانوس ها، بیشتر از طبیعی است.
نظریه های isostasy توسط JH پرات و روح GB توسعه یافته بودند، هر دو در مورد 1850. با توجه به پرات، کوه ها از زیر زمین تا حدودی مانند یک خمیر تخمیر (شکل 5) افزایش یافته است. با توجه به روح، کوه شناور در گدازه سیال تراکم بالاتر، تا حدودی مانند یک کوه یخ در آب، به طوری که بالاتر از کوه های عمیق تر فرو .
پرات از طریق بررسی تغییر شکل astrogeodetic از عمودی در هیمالیا جبران isostatic آگاه شد. در یکی از حوزههای او را از توده ها قابل مشاهده محاسبه انحراف از 28 ثانیه قوس، در حالی که ارزش مشاهده شده، تنها 5 ثانیه قوس بود.
Isostasy نیز دلیلی برای رفتار آشکار از ناهنجاری های Bouguer در مناطق کوهستانی. در اینجا آنها سیستماتیک منفی است و افزایش در اندازه به طور متوسط حدود 100 mgals / 1000 متر از متوسط ارتفاع.
اگر جبران isostatic کامل، و سپس ناهنجاری گرانش isostatic بود همانطور که در بالا تعریف می شود صفر است. به طور کلی، آنها کوچک هستند و در نوسان است هموار در اطراف صفر. این خاصیت باعث می شود آنها به خصوص به خوبی برای الحاق و برون یابی به مناطق ضعیف مشاهده شده در برنامه های کاربردی نقشه برداری مناسب است. سیستماتیک ناهنجاری isostatic غیر صفر نشان می دهد انحراف از تعادل isostatic. ناهنجاری گرانش بنابراین isostatic، و ناهنجاریهای همچنین Bouguer، به بررسی میزان و نحوه جبران خسارت isostatic استفاده می شود. به نظر می رسد که پوسته زمین است isostatically در مورد 90percnt جبران؛ جبران به نظر می رسد به طور کلی به نوع روح و نه از نوع پرات باشد. همچنین نگاه کنید به: زمین
ژئوفیزیک اکتشافی
ناهنجاری های توده محلی در عمق کم عمق، که ممکن است به ذخایر معدنی مربوط، توسط یک نظرسنجی که گرانش بسیار متراکم و دقیق محلی با استفاده از gravimeters کشف شده است. Bouguer ناهنجاری های محاسبه برای از بین بردن تا آنجا که ممکن اثر توده قابل مشاهده است، و تکنیک های مختلف فیلتر می شوند به کار به منظور جداسازی و ترجمه و بومی سازی اختلالات. همچنین نگاه کنید به: اکتشافات ژئوفیزیکی
ژئودزی
ابزار جیودیزیکی استخدام سطوح روح و دستگاه های دیگر به آنها جهت با توجه به افقی یا، چه مقدار به همان چیزی که، به شاقول. از آنجا که شاقول توسط میدان گرانشی تعریف شده است، می توان آن را درک چرا این زمینه وارد اساسا به تقریبا تمام اندازه گیری های نقشه برداری، حتی به آنهایی که ظاهرا کاملا هندسی. در عوض، تکنیک های نقشه برداری از جمله ابزارهای کارآمد ترین برای تعیین میدان جاذبه می باشد."شکل ریاضی از زمین" با هدف geodesists، geoid است، به عنوان یک سطح ثابت بالقوه W. "ارتفاعات بالاتر از سطح دریا به" ارتفاعات بالاتر از geoid است تعریف شده است؛ عزم خود را فیزیکی و مشکل هندسی است بنابراین. (نظریه های متشکل از سطوح هندسی توسعه داده شده است که تنها مقدار مراجعه کننده به سطح توپوگرافی زمین را بکار اما در اینجا میدان گرانشی وارد در راه حتی پیچیده تر است.) بنابراین علم مساحی اساسا با میدان گرانشی زمین و عزم و اراده خود را نگران. تئوری شکل از زمین است تا حد زیادی معادل نظریه گرانش زمینی. همچنین نگاه کنید به: ژئودزی
نجوم و ماهواره ای دینامیک
مشاهدات نجومی برای تعیین شاقول، که جهت بردار جاذبه را تعریف می کند ضروری است. پارامترهای میدان گرانشی زمین مانند γe گرانش استوایی استفاده می شود به بیان در کیلومتر به واحد اساسی نجومی، میانگین فاصله از خورشید و زمین است. زمین های استوایی شعاع، که به مقیاس از geoid، نیز به عنوان یک ثابت اولیه نجومی استفاده می شود. همچنین نگاه کنید به: واحد نجومی. چرخش زمین و حرکت مداری
گرانش زمینی حرکت ماه و از ماهواره های مصنوعی را تحت تاثیر قرار. با مشاهده این ماهواره ها، آن است بنابراین ممکن است برای تعیین پارامترهای اساسی از میدان گرانشی، مانند زمینی گرانشی ثابت GM، که محصول در ثابت گرانش نیوتنی و جرم زمین است.J2 ellipticity دینامیکی بالا تعریف شده، و دیگر ضرایب درجه پایین تر از گسترش کروی هماهنگ از پتانسیل گرانشی، نیز ممکن است در این راه تعیین می شود. GM و J2 ضرایب درجه صفر و دو نفر از این گسترش می باشد. همچنین نگاه کنید به: ماهواره ای (فضاپیما)
۱۳۶۳۰۶۳۰