Page 142 - 61

Реальні значення сили тяжіння g , що спостерігаються в
різних частинах земної поверхні, відрізняються від нормаль-
ного її значення g . Різницю g  g в пункті спостережень
0
0
називають аномалією сили тяжіння g (гравітаційною анома-
a
лією). Величина g зумовлена заляганням на глибині важких
a
або легких гірських порід і руд. Аномалії бувають додатними
(“має надлишок”), зазвичай притаманні глибоководним запа-
динам океанів, і від’ємними – у високогірних областях мате-
риків і в районах залягання легких гірських порід і руд. При
точних обчисленнях g значення g визначають за формулою
0
(3.17). Тоді так звана аномалія у вільному повітрі
g  g  g  0 ,0003086 Z . (3.19)
a
0
Зазвичай на поверхні Землі значення g становить декі-
a
2
2
лька десятих частки сантиметра на 1 с (0,5 см/с )=500 мГал,
досягаючи іноді цілих одиниць в горах і глибоководних запа-
динах. На нашій планеті прискорення вільного падіння зміню-
2 2
ється від 983 Гал (9,83 м/с ) на полюсі до 978 Гал (9,78 м/с )
на екваторі. Так, аномалії сили тяжіння у вільному повітрі м.
2
Майна-Кеа (о. Гавайї) для z 4214 м складає +0,669 см/с , а в
2
Маріанській западині на глибині 8740м g   0, 244 см/с . За-
a
звичай значення g відображають зміну гравітаційного поля
a
при переході від одного типу земної кори до другого (рис.
3.2), вони не корелюють з положенням материків і океанів,
знак g не змінюються протягом тисяч кілометрів. Найчасті-
a
ше спостерігається нерівність g  g над морськими і океані-
0
чними просторами, а над материками g  g . Подібні співвід-
0
ношення між реальними ( g ) і теоретичними ( g ) значеннями
0
прискорення вільного падіння пояснюється тим, що порівняно
мала маса води океанів і морів компенсується масою гірських
порід великої густини, що існує ізостазія в континентальних
масштабах.
Ізостазія (від ізо і грець. Stasis – стан)(ізостатична рівно-
вага), рівноваговий стан земної кори і мантії, викликаний дією
гравітаційних сил, при яких земна кора нібито плаває на більш

508