Гравитационное поле Земли - это по­ле силы тяжести. Сила тяжести действует по­всюду на Земле и направлена по отвесу к по­верхности геоида, уменьшаясь по величине от полюсов к экватору.

У Земли было бы нормальное гравита­ционное поле при условии наличия у нее фи­гуры эллипсоида вращения и равномерного распределения в нем масс. Однако Земля та­ким телом не является. Разницу между напря­женностью реального гравитационного поля и теоретического (нормального) поля называют аномалией силы тяжести. Эти аномалии бы­вают вызваны как различным вещественным составом и плотностью горных пород, так и видимыми неровностями земной поверхности (рельефом). Однако далеко не всегда горы вы­зывают увеличение силы тяжести (положи­тельную аномалию), а океанические впади­ны - их недостаток (отрицательную анома­лию). Такое положение объясняется изо-стазией (от греч. isostasios - равный по

весу) - уравновешиванием твердых и отно­сительно легких верхних горизонтов Земли на более тяжелой верхней мантии, находящейся в пластичном состоянии в слое астеносферы. По современным геофизическим представле­ниям, в недрах Земли на определенной глу­бине (глубине компенсации) происходит гори­зонтальное растекание подкоровых масс ве­щества из мест их избытка на поверхности (в виде гор и т. д.) к периферии и выравни­вание давления вышележащих слоев. Сущест­вование астеносферных течений - необходи­мое условие изостатического равновесия зем­ной коры.

При появлении или исчезновении леднико­вой нагрузки в областях древних и современ­ных ледников тоже нарушается изостатичес-кое равновесие. При нарастании массы льда покровных ледников земная кора прогибает­ся, при стаивании льда происходит ее подня­тие. Такие вертикальные движения земной ко­ры называются гляц иоизостазией (от лат.

glacies - лед). Гляциоизостатические опуска­ния наиболее резко выражены под централь­ными частями современных ледниковых щи­тов - Антарктиды и Гренландии, где ложе ледников местами прогнуто ниже уровня мо­ря. Поднятия особенно интенсивны в облас­тях, недавно освободившихся от материковых льдов (например, в Скандинавии, Канаде), где их суммарные значения за послеледниковое время достигают нескольких десятков метров. Современные скорости поднятия по инстру­ментальным измерениям местами доходят до 1 м в столетие, например на шведском побе­режье Ботнического залива.

Значение силы тяжести исключительно ве­лико. Она определяет истинную фигуру Зем­ли – геоид. Подкоровые течения в астено­сфере вызывают тектонические деформации и движения литосферных плит, создавая круп­ные формы рельефа Земли. Сила тяжести обус­ловливает гравитационные рельефообразующие процессы: эрозию, оползни, осыпи, обвалы, селевые потоки, движение ледников в горах и т. д. Сила тяжести определяет макси­мальную высоту гор на Земле. Она удержи­вает атмосферу и гидросферу, ей подчиняется перемещение воздуха и водных масс. Сила тя­жести помогает людям и многим животным удерживать вертикальное положение. Геотро­пизм - ростовые движения органов расте­ний под влиянием силы земного тяготения - обусловливает вертикальное направление стеблей и первичного корня. Недаром грави­тационная биология, возникшая в эпоху, ког­да человек начал обживать мир без тяжес­ти - Космос, включает растения в число сво­их экспериментальных объектов. Силу тяжести необходимо учитывать при рассмотрении бук­вально всех процессов в географической обо­лочке. Без учета силы тяжести нельзя рассчи­тать исходные данные для запусков ракет и космических кораблей, невозможна гравимет­рическая разведка рудных полезных ископае­мых и нефтегазоносных структур.

Г.П.З.,стр17-18 поле силы тяжести; силовое поле, обусловленное притяжением (тяготением) Земли и центробежной силой, вызванной её суточным вращением. Зависит также (незначительно) от притяжения Луны, Солнца и др. небесных тел и масс земной атмосферы. Гравитационное поле Земли характеризуется силой тяжести (F т; Р=F пр +F цб), потенциалом силы тяжести и различными производными от него. Потенциал имеет размерность см 2 .сек –2 . За единицу измерения первых производных потенциала, в том числе силы тяжести, в гравиметрии принимается миллигал (мгл ), равный 10 –3 см .сек -2 , а вторых производных - этвеш (Е ), равный 10 –9 сек –2 , кот. характеризует изменение силы тяжести на 0,1 мГал на расстоянии 1 км. Часть потенциала силы тяжести, обусловленная только притяжением масс Земли, называется потенциалом земного притяжения, или геопотенциалом. Потенциал силы тяжести используется при изучении фигуры Земли, близкой к уровенной поверхности Г.П.З. (уровенной называется поверхность, во всех точках которой потенциал имеет одинаковое значение; сила тяжести направлена к ней по нормали). Одна из уровенных поверхностей, которая совпадает с невозмущённой средней поверхностью океанов, называется геоидом.

F=G*m 1 m 2 /r 2

G-гравитационная постоянная =66,7*10 -12 м 3 /(кг*с 2); По физическому смыслу гравитационная постоянная-сила, действующая между двумя единичными массами, находящимися на расстоянии одного метра; m 1 -масса Земли; m 2 -масса другого тела; в предположении, что r = 1 м. Сила тяжести и сила притяжения, различные понятия. На полюсе сила тяжести больше, чем на экваторе.

На рисунке представлены составляющие силы тяжести, где Fцб – центробежная сила, возникающая в результате вращения Земли вокруг своей оси, направлена по нормали r к оси вращения и равна: Fцб=ω 2 r=v 2 /r, где ω=2πТ-угловая скорость вращения (Т-период вращения Земли); r-расстояние от точки А до оси вращения,

2. Сила тяжести и ее составляющие.стр 7, 12, 13 Силу, с которой тело притягивается к Земле под действием поля тяготения Земли, называют силой тяжести. Это основная величина измеряемая в гравиразведке. Действие силы тяжести проявля­ется в том, что тело единичной массы m=1 притягивается Землей с силой P = mg,где g -ускорение свободного падения.Сила Р представляет равнодействующую силы притяжения Fп и центробежной силы Fц, т. е. Р = Fп + Fц, где мacca Земли М = 5,974*10 24 кг, полярный ра­диус b = 6357 км, экваториальный ра­диус а = 6378 км, коэффициент сжатия а =(а - b)/а= 1/298,25, средний радиус Земли R =6,371 км. На рисунке представлены составляющие силы тяжести, где Fцб – центробежная сила, возникающая в результате вращения Земли вокруг своей оси, направлена по нормали r к оси вращения и равна: Fцб=ω 2 r=v 2 /r, где ω=2πТ-угловая скорость вращения (Т-период вращения Земли); r-расстояние от точки А до оси вращения,

v= ωr-линейная скорость на поверхности Земли. Период вращения Земли (астрономические сутки) составляет Т=86164 с, линейная скорость вращения максимальна на экваторе (v э =460 м/с) и равна нулю на географических полюсах. Р-сила тяжести, на поверхности в точке А представляет равнодействующую двух сил-силы притяжения и центробежной силы. Р= Fп+ Fцб; Fп-сила притяжения между двумя точечными массами, находящимися на расстоянии R.

Как видно на рис, в общем случае сила тяжести не направлена точно к центру Земли, отклонение зависит прежде всего от величины центробежной силы.

По закону всемирного тяготения на поверхности Земли (или вблизи этой поверхности) на тело массой m действует сила тяжести F т =GMm/R 2 ,где М - масса Земли; R - радиус Земли.
Если на тело действует только сила тяжести, а все другие силы взаимно уравновешены, тело совершает свободное падение. Согласно второму закону Ньютона и формуле F т =GMm/R 2 модуль ускорения свободного падения g находят по формуле g=F т /m=GM/R 2 . Из формулы g=F т /m=GM/R 2 следует, что ускорение свободного падения не зависит от массы m падающего тела, т.е. для всех тел в данном месте Земли оно одинаково. Из формулы g=F т /m=GM/R 2 следует, что Fт = mg. В векторном виде F т =mg . Поскольку Земля не шар, а эллипсоид вращения, ее полярный радиус меньше экваториального. Из формулы F т =GMm/R 2 видно, что по этой причине сила тяжести и вызываемое ею ускорение свободного падения на полюсе больше, чем на экваторе. Сила тяжести действует на все тела, находящиеся в поле тяготения Земли, однако не все тела падают на Землю. Это объясняется тем, что движению многих тел препятствуют другие тела.

Из закона всемирного тяготения следует, что сила тяжести и вызываемое ею ускорение свободного падения уменьшаются при увеличении расстояния от Земли. На высоте h от поверхности Земли модуль ускорения свободного падения определяют по формуле

3. Сила притяжения и ее потенциал.стр 8-11 Сила притяжения F п, действующая между двумя массами, вычисляется согласно закону гравитационного притяжения Ньютона и направлена приблизи­тельно к центру Земли. Для точечных масс m 1 и m 2 , находящихся друг от друга на расстоянии r (r=1м), сила притяжения F п =Gm 1 *m 2 /p 2 и направлена по прямой, соединяющей эти массы. Константа G наз-ся гравитационной постоянной. G=6,67*10 -11 м3/кг*с2. За точечные массы можно принять только однородные или однородно-слоистые сферы конечных размеров, во всех других случаях размеры масс должны быть бесконечно малы по срав­нению с расстояниями между их центрами. Естественно, что земной сфероид за точечную массу принять нельзя. Для вычис­ления силы притяжения земного сфероида его необходимо раз­бить на массы бесконечно малых объемов dQ (точечные массы). Притяжение всего земного сфероида равно интегральной сумме притяжений каждой из помещенных внутри его точечных масс. Но мы не можем просумми­ровать арифметически полученные результаты, поскольку направления действия эле­ментарных сил притяжения разных точечных масс оказываются различными. Такое суммирование можно выполнять только раз­дельно для составляющих силы притяжения по осям х, у, z. Функция V(x,y,z) обладает свойством, что ее производные по x,y,z равны составляющим силы притяжения по соответствующим осям координат, называется потенциалом притяжения.Частная производная от потенциала притяжения по любому произвольному направлению s равна проекции силы притяжения на это направление:

В качестве примера притяжения масс в пространстве рассмотрим рисунок, где Р-произвольная точка находящаяся на поверхности земного сфероида, начало координат в центре Земли, ось z совмещена с осью вращения, а оси х, у находятся в плоскости экватора. Согласно закону Ньютона, если одну из точечных масс в точке Р на поверхности земного сфероида считать единичной массой, то другая точечная масса dm, представляющая совокупность масс Земли с постоянной плотностью, будет притягивать эту единичную массу с силой dF=Gdm/ρ 2 , где ρ-расстояние между точечными массами. Итак, dm-точечная масса -координаты её центра.

4. Сила тяжести и ее потенциал.стр 13-14 Силой тяжести () называют равнодействующую двух сил - силы ньютоновского притяжения всей массой Земли () и центробежной силы, возникающей вследствие суточного вращения Земли (). Отнесенные к единице массы, эти силы характеризуются ускорениями силы тяжести g=F/m , ньютоновского притяжения f=F н /m и центробежным P=P/m . Ускорение силы тяжести равно геометрической сумме ускорения притяжения и центробежного ускорения.Сила притяжения какой-либо массы () всей массой Земли () определяется законом всемирного тяготения Ньютона: F=G*m 1 m 2 /r 2 Где r- расстояние между центрами масс m и M, т.е. радиус Земли; g - гравитационная постоянная, равная G =6,67*10 -11 м 3 /кг*с 2 . Величина P изменяется от нуля на полюсе (R=0 ) до максимума на экваторе. сила тяжести почти целиком определяется силой притяжения. Разная величина радиуса Земли на полюсе и экваторе наряду с изменением центробежной силы приводит к увеличению g на полюсе по сравнению с g на экваторе.

Потенциал силы тяж (W) -это интегральная функция, которая является мерой энергии затрачиваемой на перемещение единичной массы из каждой точки поля в бесконечность. g=-dW/dr , т.е. сила тяжести есть производная потенциала силы тяжести по направлению к центру Земли. Поэтому гравитационное поле можно представить в виде набора бесконечного числа поверхностей, на которых потенциал остается постоянным, а ускорение силы тяжести направлено перпендикулярно этой поверхности. Такие поверхности называют эквипотенциальными или уровенными. У Земли есть одна уровенная поверхность, которая совпадает с невозмущенной волнениями поверхностью океанов. Она называется геоидом. геоид - это условная уровенная поверхность, которая совпадает со средним уровнем океанов и открытых морей, проходит под сушей и по определению везде горизонтальна, а ускорение силы тяжести к ней перпендикулярно.

сила тяжести представ­ляет геометрическую сумму силы притяжения и центробежной силы, ее проекции на оси координат

Wх = Vх+ Uх, Wу = Vу+ Uу, W z = V z (Uz=0), где

W = V+ U

На уровенной поверхности действует только нормальная (вертикальная) составляющая силы тяжести и не действуют горизонтальные составляющие.

Сила тяжести, в отличие от потенциала силы тяжести, в различных точках уроненной поверхности не одна и та же, а только направлена к ней по нормали.

5. Вторые производные потенциала силы тяжести, их физический смысл и геологоразведочное значение. Производные потенциала силы тяжести по трем координатным осям g x =∂W/∂x; g y =∂W/∂y; g z =∂W/∂z; однозначно определяют его полный вектор. В частности, если ось z направить к центру Земли, то ∂W/∂x=∂W/∂y=0; а g=∂W/∂x. В гравиметрии кроме первых производных изучаются вторые производные потенциала или их разности: ∂ 2 W/∂x∂y; ∂ 2 W/∂x∂z; ∂ 2 W/∂y∂z; ∂ 2 W/∂x 2 ; ∂ 2 W/∂y 2 ; ∂ 2 W/∂z 2 ; ∂ 2 W/∂x 2 – ∂ 2 W/∂y 2 . Те производные, кот имеют dz, наз. Градиентами сил тяжести и применяются для разведочных целей в гравиразведке; Остальные прим-ся для изучения фигуры (формы) Земли. Фигуру земли можно изучать только по гравитационному полю. Физический смысл этих выражений легко получить, если иметь в виду, что g=∂W/∂z. Так вторая производная ∂ 2 W/∂x∂z=∂g/∂x указывает на скорость изменения силы тяжести по оси х , т.е. является гори-зонтальным градиентом силы тяжести. Полный горизонтальный градиент силы тяжести это квадратный корень из W г =W 2 xz +W 2 yz Аналогичный смысл имеют вторые производные ∂ 2 W/∂x∂z и ∂ 2 W/∂z 2

Практической единицей измерения градиента силы тяжести принимается 1 этвеш(Е ), что соответствует изменению силы тяжести в 0,1 мГал на 1 км. Вторые производные потенциала силы тяжести применяются при решении геологоразведочных и геодезических задач. Аномальная часть вторых произ-водных потенциала позволяет судить о плотностных неоднородностях в верхних частях земной коры.

6. Нормальные значения силы тяжести. Стр18 Нормальным значением силы тяжести (γ 0) называется сила тяжести, обусловленная суточным вращением и притяжением Земли, в предположении, что она состоит из однородных по плотности концентрических слоев. Принимая Землю за сфероид, Клеро получил следующую приближенную формулу для ее расчета: γ= γ э (1+βsin 2 φ), где γ э - сила тяжести на экваторе; φ- географическая широта пункта наблюдения; β- коэффициент, зависящий от угловой скорости вращения и сжатия сфероида. Коэффициент β ~ 1/189 характеризует относительное увели­чение силы тяжести у полюсов по сравнению с ее значением на экваторе. Формула Клеро отражает распределение силы тяжести на поверхности Земли лишь в грубом приближении. Ее нельзя использовать при вычислении аномалий силы тяжести, по­скольку допущенные при этом погрешности значительно превос­ходят величину аномалий, создаваемых изучаемыми геологиче­скими структурами. Поэтому в гравиразведке используется более точная формула, которая дает распределение силы тяже­сти на поверхности однородного земного сфероида и нормальные значения силы тяжести для его поверхности рассчитываются по формуле:гама γ= γ э (1+β 1 sin 2 φ- β 2 sin 2 2φ)-формула нормального значения силы тяжести; Коэффициенты β, β 1 зависят от формы Земли, ее угловой скорости вращения, распределения масс. Имеется несколько вариантов формулы нормального значе­ния силы тяжести, которые отличаются друг от друга значе­ниями коэффициентов γ э, β 1 и β 2

Коэффициенты по формуле Гельмерта(мГал)

Коэффициенты по формуле Кассиниса (в мГал)

Коэффициенты разные, так как наблюдается расхождение в зависимости от широты.

7. Редукции и аномалии силы тяжести. В наблюденные значения силы тяжести вводятся поправки (редукции). Введение поправок необходимо потому, что нормальные значения относятся к поверхности геоида, которая совпадает с уровнем океана, а измеренные значения относятся к действительной (реальной) земной поверхности. Для того, чтобы все наблюдения силы тяжести были сопоставимы, их приводят к одной поверхности - уровню геоида, т.е. как бы опускают точку наблюдения на этот уровень. Это осуществляется путем введения поправок за высоту, за притяжение промежуточного слоя и окружающий рельеф. Поправки называются редукциями. Основными из них являются: поправка за высоту, за притяжение промежуточного слоя, за рельеф. Для приведения измеренного значения g н к уровню океана вводят поправку за высоту(∆g). Эту поправку называют поправкой за "свободный воздух" или поправкой Фая. Эта поправка должна прибавляться к измеренной силе тяжести, если точка наблюдений находится выше уровня геоида, и вычитаться, если ниже. При введении поправки за притяжение промежуточного слоя (∆g 2) вычисляется притяжение масс слоем между уровнем океана и данной точкой. Для учета бокового притяжения рельефа местности, окружающего пункт наблюдения, при съемке в горных районах вводятся топографические поправки (∆g 3). В геодезической гравиметрии под аномалией силы тяжести понимают разность между наблюденным значением (g н) и нормальным (γ 0) с учетом поправки Фая, она рассчитывается по формуле ∆g ф ~g н -γ 0 +g 1 и называется аномалией Фая. Основной аномалией в гравиразведке является аномалия Буге: ∆g Б =g н -γ 0 + ∆g 1 + ∆g 2 +∆g 3 = g н -g теор; в которую вводятся все поправки.

К вычислению поправок за высоту и промежуточный слой представлен рисунок, где g н –наблюденное значение поля, σ- плотность слоя лежащего над уровнем моря, верхняя граница которого определяется рельефом местности, а точка наблюдений на поверхности находится на высоте h относительно уровня моря.Для вычисления аномалий силы тяжести нужно, чтобы нормальное поле силы тяжести соответствовало уровню пункта наблюдений и условиям наблюдения. Поэтому в нормальные значения силы тяжести ɤ вводится поправка или редукция за высоту точки наблюдения, снимающая эти расхождения и приводящая вычисленные нормальные значения к уровню пункта наблюдений, а из наблюдённого значения поля g н вычитают влияние масс, залегающих выше уровня моря.

8. Аномалии силы тяжести Бугэ.стр 21 Суммарная поправка за высоту, промежуточный слой и рельеф на­зывается поправкой Буге, при наблюдениях выше уровня моря она будет равна:

аномалии Буге:

Аномалию Буге обязательно используют при гравиразведочных работах.

Профили и карты аномалий силы тяжести в редукции Буге являются основным материалом для последующей интерпретации гравиразведочных данных.

аномалия Буге: ∆g Б =g н -γ 0 + ∆g 1 + ∆g 2 +∆g 3 = g н -g теор; в которую вводятся все поправки. Под g теор понимается суммарная поправка в наблюденные значения, которая может быть определена до проведения работ, поскольку в ней имеются лишь топографические координаты точек наблюдения (φ,Н). Ее рассчитывают с помощью ЭВМ. При вычислении аномалий Буге следует различать два случая: 1) точка наблюдения расположена на суше; 2) точка наблюдения расположена на море. В первом случае для точек 1, 2, 5, 6, расположенных на суше, аномалия Буге вычисляется по формуле: Для точек 3 и 4, расположенных на море, поправка за влияние промежуточного слоя вычисляется по формуле: Аномалия Буге в этом случае вычисляется по формулам с учетом , вычисленной по формуле

9. Геологические факторы, формирующие аномалии Буге.стр 25 Аномалию Буге вычисляют как разность между наблюденным и нормальным значениями силы тяжести с введением суммарной поправки за высоту, промежуточный слой и рельеф. При наблюдениях выше уровня моря она будет равна:

Выражение для аномального значения силы тяжести, получило название аномалии Буге:

После вычитания из наблюденного поля нормального значения силы тяжести и поправки Буге оставшаяся его часть-аномалия силы тяжести- характеризует влияние залегающих внутри Земли плотностных неоднородностей. Изучив распределение аномалий на поверхности Земли, можно получить информацию о ее внутреннем строении. Большую роль при вычислении аномалии Буге играет выбор плотности промежуточного слоя: если плотность принять слишком малой, то возможна прямая корреляционная зависимость значений аномалий от рельефа физической поверхности; если же плотность слоя сильно завышена, то будет наблюдаться отрицательная корреляционная зависимость. При вычислении аномалий силы тяжести за одно из значений плотности промежуточного слоя берут среднее значение плотности земной коры-2,67 г/см 3 . Для геологической интерпретации рекомендуется вычислять аномалии Буге с истинной (реальной) плотностью промежуточного слоя, полученной в условиях естественного залегания горных пород. Местоположение на местности контуров нуле-ных значений аномалий Буге зависит от того, по какой фор­муле были вычислены нормальные значения силы тяжести (Гельмерта или Кассиниса), а также от значения плотности промежуточного слоя в поправке Буге.

10. Способы трансформации гравитационного поля и их сущность.стр55-56 Наблюденное гравитационное поле представляет сумму аномалий, созданных различными возмущающими массами: , где ∆ k g a – аномалия, обусловленная одной из возмущающих масс. Для обнаружения в суммарном гравитационном поле аномалии от интересующей геологической структуры нужно, чтобы ее интенсивность преобладала над интенсивностью аномалий от всех других возмущающих масс. Решение подобной задачи возможно только в том случае, если аномалии различаются по своим свойствам, что может быть вызвано различными глубинами залегания и формами возмущающих масс и другими особенностями. Операции по разделению гравитационных аномалий можно разделить на 3 класса: 1. аналитическое продолжение наблюденного поля аномалий. Трансформации основаны на том, что аномалии от мелких и неглубоко залегающих объектов при пересчете поля вверх сглаживаются быстрее, чем аномалии от крупных и относительно глубоко залегающих масс, и наоборот: при пересчете поля вниз, аномалия начинает лучше соответствовать форме объекта, в то время как для удаленных объектов аномалии продолжают оставаться нечеткими. Примером служит задача перевычисления аномалий силы тяжести в верхнее полупространство на новый уровень z 0 сводится к вычислению интеграла Пуассона:

2. Усреднение аномального поля. Используется для нахождения региональных аномалий. Осуществляется с помощью усреднения значений ∆g a на некотором участке. 3. Вычисление высших производных потенциала силы тяжести (вертикальных и горизонтальных). Применение высших производных потенциала силы притяжения позволяет в ряде случаев выявить локальные аномалии, обусловленные малоамплитудными структурами в осадочной толще, а при благоприятных условиях – и крупные нефтегазовые залежи.

Рисунок отображает частотные характеристики различных трансформаций гравитационного поля, где 1 - усреднения; 2- аналитического продолжения в верхнее полупространство; 3 - аналитического продолжения в нижнее полупространство; 4 - вычисления высших производных; 5- аналитического продолжения высших производных в верхнее полупространство.

11. Качественная и количественная интерпретация данных гравиразведки.стр52-55 Качественная интерпретация. Интерпретация данных гравиразведки подразделяется на качественную и количественную. Первым этапом интерпретации результатов гравиразведки является качественная интерпретация.

Качественная интерпретация заключается в анализе особен­ностей наблюденного аномального поля, в результате которого получают сведения об источниках аномалий. Она основана на применении метода аналогий и сопоставлении данных гравиразведки с другими геофизическими методами и бурением. По результатам качественной интерпретации составляют схему рас­пределения аномалий силы тяжести, которую затем используют дли тектонического районирования изучаемого района. При качественной интерпретации дается визуальное описание характера аномалий силы тяжести по картам и профилям, т.е. отклонений от средних (фоновых) значений ∆g Б. Устанавливается связь гравитационных аномалий с геологическим строением, выделяются региональные аномалии, связанные со строением земной коры и локальные. Региональные обусловлены крупными поднятиями и прогибами земной коры, а так же неоднородными по петрографическому составу блоками кристаллического фундамента. Локальные аномалии, часто представляющие большой разведочный интерес, располагаются в пределах региональных аномальных зон и нередко связаны с локальными структурами в осадочном чехле или с зонами тектонических нарушений. Выделение региональных аномалий от локальных называется снятием регионального фона. Оно производится, как правило, графическим путем.

Количественная интерпретация. Количественная интерпретация данных гравиразведки за­ключается в решении прямой и обратной задач. Общие положения. Определение глубины, формы, размеров и точного местоположения геологических тел, создающих наблюденные аномалии, составляет основную цель количественной (расчетной) интерпретации, основанной на методах решения обратной задачи гравиразведки. Решение обратной задачи неоднозначно, так как одинаковые аномалии силы тяжести могут быть созданы геологическими объектами разной формы, размеров и плотности. Методы решения обратной задачи гравиразведки принято подразделять на прямые, в которых элементы залегания гравитирующих масс определяются непосредственно по картам и графикам (или вторых производных потенциала), и косвенные, когда наблюденные аномалии сравниваются с набором теоретически рассчитанных аномалий над определенными объектами, и методом последовательных приближений добиваются наилучшего совпадения полей. Прямая и обратная задачи могут решаться для шара, для горизонтального круглого цилиндра, для вертикальной ступени, для контактной поверхности, для объектов произвольной формы.

Если мы имеем дело с гравитационным притяжением тела массы m к Земле (земная гравитация) , то на поверхности Земли g = (GM o /R о 2)r o ,где M o - масса Земли (М о = 5.976 . 10 24 кг), r o - единичный вектор, направленный от тела к центру Земли (любое тело на поверхности Земли всегда можно рассматривать как материальную точку из-за малости размеров любого тела по сравнению с размерами Земли), которая рассматривается в виде шара радиуса R o =6.371030 . 10 6 м. Подставив значения М о и R o в последнюю формулу, получим для модуля вектора g значение g»9.81м/с 2 . Эту величину принято называть ускорением свободного падения . Поскольку Земля не является идеальным шаром (у полюсов R o =6.356799 . 10 6 м, на экваторе R o =6.378164 . 10 6 м), то величина g несколько зависит от широты (она меняется от 9.780 до 9.832 м/с 2). Однако, в данном месте Земли ускорение свободного падения одинаково для всех тел (закон Галилея ).

На тело с массой m, находящееся на поверхности Земли, действует сила P = mg , которая называется силой тяжести. Если тело массы m находится на высоте h над поверхностью Земли, то P = m(GM o /(R o + h) 2 , иными словами, сила тяжести с удалением от поверхности Земли уменьшается .

Часто используется понятие - вес тела - сила J , с которой тело вследствие тяготения к Земле действует на опору (или подвес), удерживающую тело от свободного падения . Вес тела проявляется только в том случае, когда на тело кроме силы тяжести P (она сообщает телу ускорение g ), действует другая сила (которая сообщает телу ускорение а ) : J = mg - ma = m(g - a ). Очевидно, когда ускорения g иa равны по модулю и направлены в противоположные стороны, то вес тела равен нулю (состояние невесомости). Такая ситуация возникает, в частности, на космических спутниках Земли.

4.4.Космические скорости

Первой космической скоростью v 1 называют такую минимальную скорость, которую надо сообщить телу, чтобы оно могло двигаться вокруг Земли по круговой орбите (превратиться в искусственный спутник Земли) . На спутник, движущийся по круговой орбите радиуса r, действует сила тяготения Земли, сообщая ему нормальное ускорение v 1 2 /r. Согласно второму закону Ньютона GmM/r 2 = mv 1 2 /r и, следовательно, если спутник движется вблизи поверхности Земли (r = R - радиус Земли), имеем v 1 = = 7.9 км/с.

Второй космической скоростью v 2 называют ту наименьшую скорость, которую надо сообщить телу, чтобы оно могло преодолеть притяжение Земли и превратиться в спутник Солнца. Для преодоления земного притяжения кинетическая энергия тела должна быть равна работе, совершаемой против сил тяготения: mv 2 2 /2=(GmM/r 2)dr = GmM/R, откуда имеем v 2 = = 11.2 км/с.

Третьей космической скоростью v 3 называют скорость, которую необходимо сообщить телу а Земле, чтобы оно покинуло пределы Солнечной системы (v 3 = 16.7 км/с).

4.5.Неинерциальные системы отсчета. Силы инерции.

Законы Ньютона выполняются только в инерциальных системах отсчета. Системы отсчета, движущиеся относительно инерциальных систем с ускорением, называются неинерциальными . В неинерциальных системах законы Ньютона несправедливы. Однако законы динамики можно использовать и для неинерциальных систем, если, кроме сил F , обусловленных воздействием тел друг на друга, ввести в рассмотрение силы инерции F ин. Если учесть силы инерции, то второй закон Ньютона будет справедлив для любой системы отсчета: произведение массы тела на ускорение в рассматриваемой системе отсчета равно сумме всех сил, действующих на данное тело (включая и силы инерции). Силы инерции F ин при этом должны быть такими, чтобы вместе с силами F они сообщили телу ускорение а`, каким оно обладает в неинерциальных системах отсчета, т.е. ma` =F +F ин и поскольку F = ma (здесь a -ускорение тела в инерциальной системе отсчета), то ma` = ma +F ин.

Cилы инерции обусловлены ускоренным движением системы отсчета относительно измеряемой системы и поэтому в общем случае нужно учитывать следующие случаи проявления этих сил:

1.Силы инерции при ускоренном поступательном движении системы отсчета F п =ma o , здесь а о - ускорение поступательного движения системы отсчета.

2.Силы инерции, действующие на тело, покоящееся во вращающейся системе отсчета F ц =-mw 2 R, здесьw =const - угловая скорость системы в виде вращающегося диска радиуса R.

3.Силы инерции, действующие на тело, движущееся во вращающейся системе отсчета F к = 2m[v` w ] , где сила F к (сила Кориолиса) перпендикулярна векторам скорости тела v` и угловой скорости вращения w системы отсчета в соответствии с правилом правого винта.

В соответствии с этим, получим основной закон динамики для неинерциальных систем отсчета

ma` =F +F п +F ц +F к.

Существенно, что силы инерции вызываются не взаимодействием тел, а ускоренным движением системы отсчета . Поэтому эти силы не подчиняются третьему закону Ньютона , так как если на какое-либо тело действует сила инерции, то не существует противодействующей силы, приложенной к данному телу. Два основных положения механики, согласно которым ускорение всегда вызывается силой, а сила всегда обусловлена взаимодействием между телами, в системах, движущихся с ускорением, одновременно не выполняются. Таким образом, силы инерции не являются ньютоновскими силами .

Для любого тела, находящегося в неинерциальной системе отсчета, силы инерции являются внешними и, следовательно, здесь нет замкнутых систем - это означает, что в неинерциальных системах отсчета не выполняются законы сохранения импульса, энергии и момента импульса.

Аналогия между силами тяготения и силами инерции лежит в основе принципа эквивалентности гравитационных сил и сил инерции (принцип эквивалентности Эйнштейна) : все физические явления в поле тяготения происходят совершенно так же, как в соответствующем поле сил инерции, если напряженности обоих полей в соответствующих точках пространства совпадают. Этот принцип лежит в основе общей теории относительности.

Вокруг Земли существует поле тяготения, обусловлено ее массой. Это поле называется гравитационным. Сила притяжения присуща как малым, так и большим телам. Чем больше масса тела, тем мощнее его гравитационное поле. У поверхности Земли его среднее значение составляет около 9,8 м / с 2. С высотой напряженность поля уменьшается. Теоретически гравитационное поле Земли распространяется до бесконечности. Ближе к поверхности Земли сила притяжения приобретает несколько иной характер. Здесь проявляются силы, которые не только привлекают, а и отталкивают тела, находящиеся на поверхности Земли. Отталкивающая сила обусловлена вращением Земли вокруг своей оси и называется центробежной. Равнодействующая двух сил - гравитационной и центробежной - называется силой тяжести. Определяется сила притяжения массой тел. Масса, собственно, и есть сила, с которой тела притягиваются в направлении к центру Земли. Сила притяжения удерживает тела и предметы на поверхности Земли, а гравитационное поле удерживает на расстоянии спутник Земли Луну.

Распределение величины силы тяжести на поверхности Земли зависит от географической широты: с увеличением широты она растет. Уменьшение силы тяжести в направлении экватора объясняется двумя причинами: увеличением в этом направлении центробежной силы и увеличением расстояния от центра планеты, а также особенностями ее внутреннего строения. Если бы Земля была правильной неподвижной пулей, по составу однородной от поверхности до центра, то ее сила притяжения везде была бы одинаковой и направленной к центру планеты.

На полюсах, где центробежная сила практически отсутствует, а расстояние до центра Земли наименьшая, сила притяжения наибольшая и составляет 9,83 м / с 2. На экваторе центробежная сила и расстояние самые, поэтому сила притяжения наименьшая - 9,78 м / с 2.

Влияние гравитационного поля на развитие планеты и ее географическую оболочку огромен. Сила притяжения определяет истинную форму земной поверхности - геоида, приводит движения земной коры. ПОД ее влиянием происходит перемещение рыхлых горных пород, масс воды, льда, воздуха. Гравитационное поле Земли является одной из причин круговоротов в литосфере, атмосфере и гидросфере.

Само же гравитационное поле обусловлено, как уже было отмечено, массой Земли. Подсчитано, что полная масса Земли (F) составляет 5,976 · десять двадцать-семь г. Непосредственно эту массу измерить невозможно, но рассчитать ее сравнительно просто по формуле гравитационного притяжения:

где k e - гравитационная постоянная, равная 6,67 · +10 +8; m 1, m 2 - массы тел, привлекаемых, г d - расстояние между центрами тел, см.

Объем сферической Земли также легко примерно подсчитать, поскольку измерений дуг ее круга известен радиус. Найденные таким образом объем нашей планеты составляет 1,083 · десять две +7 см 3.

Зная массу и объем Земли, можно найти ее среднюю плотность. Она составляет 5,52 г / см 3, то есть вдвое больше плотность гранита "

Установлено, что земная кора имеет среднюю плотность 2,7 г / см 3. Таким образом, чтобы средняя плотность Земли равна 5,52 г / см 3, внутренняя часть Земли должна быть плотная, чем внешняя. Увеличение плотности с глубиной можно объяснить различиями в химическом составе и той огромной силой, с которой внешние части Земли давят на внутренние. Предполагается, что внутреннее ядро имеет плотность около 13 г / см 3.

Земной магнетизм

Земля - это огромный сферический магнит. Хотя о наличии у планеты магнетизма людям стало известно давно, а изучением его свойств занимаются ученые различных стран мира, в природе ее магнитного поля много еще остается невыясненным. Известно, что среди металлов только железо и никель могут быть постоянными магнитами. Эти материалы называются ферромагнитными. Но ферромагнитные вещества перестают быть магнитом, если их нагреть выше точки Кюри (770 ° С для железа и 358 ° C для никеля). Поскольку температура в недрах Земли значительно выше эти величины, земное ядро, состоящее главным образом из железа и никеля, не может быть ферромагнитным из-за отсутствия для этого соответствующих условий.

Из многих теорий, которые были выдвинуты для объяснения происхождения магнитного поля Земли, наиболее популярной в настоящее время является теория динамо. Согласно ей Земля является скорее электромагнитом, чем постоянным магнитом: электрический ток, каким образом обусловленные турбулентной конвекции в жидком ядре, образует вокруг себя поле однородного намагничивания, или постоянное поле. Невыясненным остается вопрос об источнике энергии, вызывает конвекцию в земном ядре, где очень мало или совсем нет радиоактивных элементов. Допускают три варианта: 1) на границе между внутренним и внешним ядром происходит постепенная кристаллизация железа с выделением тепла; 2) вследствие опускания железа из мантии вниз высвобождается гравитационная энергия; 3) тепло выделяется при фазовых изменениях веществ, происходящих в результате гипотетического расширения Земли.

Магнитное поле Земли достигает высоты 80-90 тыс. Км от ее поверхности. До высоты 44 тыс. Км магнитное поле постоянно, его величина уменьшается с удалением от земной поверхности постепенно. На высоте от 44 до 90 тыс. Км магнитное поле переменное, в зависимости от знака оно захватывает и удерживает электроны или протоны. Сфера околоземного пространства, в котором находятся заряженные части, захваченные магнитным полем Земли, называется магнитосферы.

Строение магнитосферы Земли, то есть окружающего пространства, физические свойства которого определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с потоком заряженных частиц солнечного ветра, в прошлом представлялась достаточно простой. Считалось, что магнитосфера образует симметричный диполь. Но уже первые прямые измерения магнитных полей, которые были сделаны непосредственно в космосе, не подтвердили эту гипотезу. Оказалось, что магнитосфера Земли крайне асимметрична: со стороны Солнца магнитное поле сильно сжато, а с противоположной стороны - наоборот, очень вытянутое и образует длинный, до 1 млн км, магнитосферный хвост (рис. 5). Это является следствием обтекания магнитосферы солнечным ветром. При этом здесь, в зависимости от давления солнечного ветра, граница магнитосферы со стороны Солнца - магнитопауза - то приближается к Земле (при росте давления), то удаляется (при его ослаблены). Плазма солнечного ветра обтекает магнитосферу Земли со сверхзвуковой скоростью, в результате чего перед магнитосферой образуется ударная волна, которая отделена от магнитопаузы переходной областью.

Рис. 5.

Силовые линии геомагнитного поля, отходят назад под действием солнечного ветра, образуют хвост, или "шлейф" магнитосферы. Он разделен магнитно-нейтральным слоем на два сектора - северный и южный. Магнитные силовые линии секторов связанные с полярными областями Земли. В магнитно-нейтральном слое концентрируется плотная и горячая плазма с температурой около миллиона градусов, которая своим давлением препятствует аннигиляции силовых линий противоположных направлений в секторах "шлейфа".

Внутри магнитосферы расположены радиационные пояса. Они состоят из заряженных частиц протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли из потока солнечного ветра. Радиационные пояса образуют в атмосфере слой ионосферы и считаются областью захваченной радиации, они бы магнитными ловушками для заряженных частиц космоса.

Магнитное поле наглядно проявляется при работе с компасом: магнитная стрелка в любой точке земной поверхности устанавливается в определенном направлении. Угол, который образуют магнитный и географический меридианы, называется магнитным склонением. Оно вычисляется по северным концом стрелки компаса и может быть западным или восточным (рис. 6).

Рис. 6.

Линии, соединяющие точки с одинаковым склонением, называются изогон. Нулевая изогон - это линия, которая соединяет точки, в которых стрелка компаса направлена одновременно на магнитный и географический полюса. Она делит земной шар на две части. Сейчас линия нулевого склонения проходит через средние части Северной и Южной Америки, а в Евразии делает очень извилистый путь из Скандинавии через Центральную Европу в Египет, далее в Сомали и через Гималаи выходит в море Лаптевых, откуда снова поворачивает на юг (см. Рис. 7). С целью характеристики земного магнетизма определяют также магнитное наклонение, то есть угол, образованный магнитной стрелкой и горизонтальной плоскостью. Свободно подвешена магнитная стрелка сохраняет горизонтальное положение только на линии магнитного экватора, который не совпадает с географическим. К северу и к югу от магнитного экватора стрелка наклоняется к земной поверхности, причем тем больше, чем выше широта. Линии, соединяющие точки с одинаковым наклонением, называются изоклин. Поскольку магнитные полюса не совпадают с географическими, изоклины также не совпадают с параллелями.

Рис. 7.

Магнитные полюса меняют свое положение из года в год. Сейчас северный магнитный полюс находится среди островов Канады и имеет координаты 77 ° с. ш. и сто второй зап. д., а южный магнитный полюс располагается в Антарктиде около 65 ° ю. ш. и 139 ° в. д. Считается доказанным, что 300 млн лет назад магнитные полюса находились в современной экваториальной области.

Магнитное поле у поверхности Земли характеризуется также величиной напряжения земного магнетизма. Она определяется количеством колебаний магнитной стрелки за единицу времени, или периодом ее колебания, подобно тому, как сила тяжести определяется периодом колебания маятника. Напряжение магнетизма на полюсах больше, чем на экваторе. Места наибольшего напряжения магнитного поля называются полюсами напряжения.

Как показывают результаты измерений, на поверхности планеты часто наблюдаются магнитные аномалии. Они проявляются в отклонении значений элементов земного магнетизма от их средних величин для данного места. Различают региональные и локальные магнитные аномалии. Региональные охватывают большие площади, они вызваны глубинными процессами. Примером региональной аномалии является Восточносибирская аномалия, где имеет место западное склонение вместо восточного. Локальные магнитные аномалии связаны с местными особенностями строения земной коры (например, с залежами железных руд), как, например, в Курске, Харькове.

Магнитное поле испытывает периодических и непериодических колебаний. Наиболее сильные периодические магнитные колебания получили название магнитных бурь. Они обусловлены изменениями электрических токов в атмосфере под влиянием солнечного ветра.

Магнетизм имеет большое практическое значение. С помощью магнитной стрелки определяют направления сторон горизонта. На установлении связей магнитных элементов с геологическими структурами базируются магнитометрические методы поисков полезных ископаемых. Исследование палеомагнетизма Земли позволяет воссоздать историю развития земной коры. Магнитосфера защищает географическую оболочку Земли от прямого воздействия солнечного ветра, от проникновения в нижние слои атмосферы электронов и протонов высоких энергий, а следовательно, изменяет влияние космоса на живую природу.

Изучение гравитационного поля Земли имеет не только научное, но и большое практическое значение для многих отраслей народного хозяйства России. Являясь самостоятельным научным направлением, гравиметрия одновременно входит составной частью в другие комплексные науки о Земле, такие, как физика Земли, геология, геодезия и космонавтика, океанография и навигация, сейсмология и прогноз .

Все исходные понятия гравиметрии основываются на положениях классической ньютоновой механики. Под действием силы тяжести все испытывают ускорение g Обычно имеют дело не с силой тяжести, а с её ускорением, численно равным напряженности поля в данной точке. Изменения силы тяжести зависят от распределения масс в Земле. Под действием этой силы создалась современная форма (фигура) Земли и продолжается ее дифференциация на разные по составу и плотности геосферы. Это явление используется в гравиметрии для изучения геологического . Изменения силы тяжести, связанные с неоднородностями земной коры, не имеющие явной, видимой закономерности и обусловливающие отклонение значений силы тяжести от нормального, называются аномалиями силы тяжести. Аномалии эти не велики. Их значения колеблются в пределах нескольких единиц 10-3 м/с 2 что составляет 0,05% полного значения силы тяжести и на порядок меньше нормального изменения её. Однако именно эти изменения представляют интерес для изучения земной коры и для поиска .

Гравитационные аномалии вызываются как выступающими на поверхность массами (горами), так и различием плотностей масс внутри Земли. Влияние внешних видимых масс рассчитывается исключением из полученных аномалий поправок на . Изменение плотностей может происходить как за счёт поднятия и опускания слоёв, так и за счёт изменения плотностей внутри самих слоёв. Поэтому в аномалиях силы тяжести отражаются как структурные формы, так и петрографический состав пород различных слоёв земной коры. Дифференциация плотностей в коре идёт как по вертикали, так и по горизонтали. Плотность с глубиной увеличивается от 1,9–2,3 г/см 3 на поверхности до 2,7–2,8 г/см 3 на уровне нижней границы коры и достигает 3,0–3,3 г/см 3 в области верхней мантии.

Особо важную роль приобретает интерпретация аномалий силы тяжести в геологии. Прямо или косвенно сила тяжести участвует во всех . Наконец, аномалии силы тяжести, ввиду их физической природы и применяемых способов их вычисления, позволяют одновременно изучать любые плотностные неоднородности Земли, где бы и на какой глубине они ни находились. Это обусловливает возможность использования гравитационных данных для решения весьма разнообразных по масштабам и глубинности геологических задач. Гравиметрическая съёмка широко применяется при поисках и разведке рудных месторождений и нефтегазоносных структур.

Роль и значение гравитационных данных в изучении глубинных особенно возросли за последние годы, когда не только Кольская, но и другие глубокие и сверхглубокие скважины, в том числе зарубежные (Оберпфальц в , Гравберг в и др.) не подтвердили результаты геологической интерпретации данных глубинной сейсмики, положенные в основу проектирования этих скважин.

Для геологического истолкования гравитационных аномалий геоморфологически резко различных регионов особую роль приобретает выбор наиболее обоснованной редукции силы тяжести так как, например, в горных областях аномалии Фая и Буге резко различаются не только по интенсивности, но даже и по знаку. Для континентальных территорий наиболее признанной является редукция Буге с плотностью промежуточного слоя 2,67 г/см 3 и с поправкой на влияние рельефа поверхности в радиусе 200 км

Превышения земной поверхности, а также глубины дна морей и океанов измеряются от поверхности квазигеоида (уровня моря). Поэтому для полного учета гравитационного влияния формы Земли необходимо вводить две поправки: поправку Брунса за отклонения фигуры Земли от нормального земного эллипсоида либо сфероида вращения, а также топографическую и гидротопографическую поправки за отклонения твердой земной поверхности от уровня моря.

Аномалии силы тяжести широко используются при решении разнообразных геологических задач. Представления о глубинной геологической природе гравитационных аномалий столь большой и разнородной по территории России будут во многом меняться в зависимости от того, какие теоретические концепции образования и тектонической эволюции Земли были положены в их основу. Отчетливая связь гравитационных аномалий в редукциях Буге и гидротопографической с дневным рельефом и с глубинами моря, когда горным сооружениям соответствуют интенсивные минимумы, а морям - максимумы силы тяжести, давно уже отмечалась исследователями и широко применялась для изучения изостазии, корреляции гравитационных аномалий с данными глубинного сейсмического зондирования и использования ее для вычисления “мощности” земной коры на сейсмически не изученных территориях. Редукции Буге и гидротопографическая позволяют убрать влияние известных плотностных неоднородностей Земли и тем самым выделить более глубинные составляющие поля. Наблюдаемая корреляционная связь с дневным рельефом аномалий силы тяжести подчеркивает, что именно изостазия как физическое явление и служит причиной того, что не только рельеф, но и все плотностные неоднородности Земли взаимно уравновешены в виде зон относительно повышенной и пониженной плотности, часто неоднократно чере-дующихся с глубиной и взаимно компенсирующих друг друга. Современные данные о реологических свойствах Земли с ее лито- и астеносферой, резко различных по своей упругости и, соответственно, подвижности, а также тектоническая расслоенность зем-ной коры, с возможным наличием в ней многоярусной конвекции глубинного вещества Земли, свидетельствуют о геологически мгновенной релаксации нагрузок. Поэтому в Земле как сейчас, так и раньше все аномальные массы любых размеров и глубины залегания были и продолжают оставаться изостатически скомпенсированными, независимо от того, где бы они ни находились и в какой бы форме ни проявлялись. И если раньше амплитуды и знаки гравитационных аномалий пытались объяснить лишь изменениями общей мощности земной коры и вычисляли для этой цели коэффициенты ее корреляционной связи с дневным рельефом либо с гравитационными аномалиями, то последующее все более детальное сейсмическое изучение земной коры и верхней мантии, применение методов сейсмической томографии показали, что латеральные сейсмические, а следовательно, и плотностные неоднородности свойственны всем уровням дифференциации глубинных масс Земли, т. е. не только земной коре, но и верхней, и нижней мантии, и даже ядру Земли.

Поле аномалий силы тяжести изменяется на громадную величину - свыше 500 мГал - от –245 до +265 мГал, образуя систему разных по размерам и интенсивности глобальных, региональных и более локальных гравитационных аномалий, характеризующих собой коровые, коро-мантийные и собственно мантийные уровни латеральных плотностных неоднородностей Земли. Аномальное гравитационное поле отражает суммарное действие гравитирующих масс, расположенных на различных глубинах и верхней мантии. Так, строение осадочных бассейнов лучше проявляется в аномальном гравитационном поле при наличии достаточной плотностной дифференциации в областях, где породы кристаллического фундамента залегают на больших глубинах. Гравитационный эффект осадочных пород в районах с неглубоким залеганием фундамента наблюдать значительно труднее, поскольку его затушёвывают влияния особенностей фундамента. Участки с большой мощностью «гранитного слоя» выделяются отрицательными аномалиями силы тяжести. Выходы гранитных массивов на поверхность характеризуются минимумами силы тяжести. В аномальном гравитационном поле зонами больших градиентов и полосовыми максимумами силы тяжести чётко вырисовываются границы отдельных блоков. В пределах платформ и складчатых областей выделяются более мелкие структуры, валы, краевые прогибы.

Наиболее глобальные аномалии силы тяжести, характеризующие неоднородности собственно мантийного (астеносферного) уровня, столь велики, что лишь своими краевыми частями заходят в пределы рассматриваемой территории России, прослеживаясь далеко за ее пределы, где их интенсивность существенно возрастает. Единая зона Средиземноморского максимума силы тяжести совпадает с бассейном и ограничена с севера небольшим Альпийским минимумом силы тяжести, а на востоке - единым очень интенсивным и громадным по площади Азиатским минимумом силы тяжести, соответствующим в целом Азиатскому мегавздутию Земли, охватывающему горные сооружения Средней и Высокой Азии от до и, соответственно, от Тянь-Шаня до северо-восточной системы впадин внутреннего (Ордосской, Сычуанской и др.). Этот глобальный Азиатский минимум силы тяжести уменьшается в своей интенсивности и прослеживается далее на территорию Северо-Востока России (горные сооружения , Забайкалья, Верхояно-Чукотской области), а его ответвление охватывает практически всю область активизированной в новейшее время Сибирской докембрийской платформы в виде в целом незначительно приподнятого (до 500–1000 м) Сибирского плоскогорья.

Находят логическое объяснение и разные знаки этих аномалий, если учесть, что зонная плавка, по мере подъема к поверхности астенолита, оставляет за собой на каждом уровне переплавленные породы, относительно более плотные, чем вмещающие их по латерали толщи. Поэтому в гравитационном поле вся сумма таких переплавленных пород создаёт единый суммарный максимум силы тяжести, и даже наличие в нем расплавленных “слоев” (зон инверсии скорости и плотности) не изменит общей его характеристики, как это и наблюдается в попадающих в пределы карты краевых частях Арктическо-Атлантического и Тихоокеанского глобальных максимумов силы тяжести.

Аномальные массы, создающие Среднеазиатский глобальный минимум, вероятно, находятся на еще большой глубине, в результате чего образовавшаяся зона расплава привела к увеличению объема лишь глубинных масс и, соответственно, к образованию на поверхности единого гигантского Азиатского мегавздутия Земли, а наличие расплавленной линзы на глубине, видимо, обусловило небольшой по объемам и рассеянный по всей этой территории базальтоидный магматизм, мезозойские трубки взрыва в , потухшие четвертичные вулканы в Алтае-Саянской области, наконец, более интенсивный базальтоидный магматизм Байкало-Патомского нагорья, далеко уходящий за пределы самого Байкальского рифта.

Большая глубинность глобальных максимумов и минимумов силы тяжести, попадающих в пределы территории России, находит свое подтверждение и при интерпретации высот геоида.