где gm - среднее интегральное значение силы тяжести на отрезке АВ. Формула (1.12) имеет фундаментальное значение при опреде­ лении высоты в поле силы тяжести.

Выражения (1.4) и (1.7) определяют полный дифференциал потенциала W, поэтому разность потенциалов между удаленны­ ми точками можно найти, интегрируя по любому пути, соединя­ ющему эти точки

в	в
WA - WB = Jgcos(g,c//)// = ^gdh.		(М 3)
а	л

Положим, что точка А лежит на уровне моря, а точка В - произвольная точка поверхности Земли. Тогда WA = W0 и

в
W0 - W B =Jgdh.	d · 14)

А

Разность W0 - W потенциалов силы тяжести называется геопотенциальным числом или геопотенциальной величиной.

§ 2. ФИЗИЧЕСКАЯ ПОВЕРХНОСТЬ ЗЕМЛИ И ГЕОИД

Понятие «поверхность Земли» неоднозначно и допускает раз­ ные толкования. Под поверхностью Земли можно понимать по­ верхность ее твердой оболочки, т.е. поверхность суши и дна оке­ анов. Однако дно океана скрыто под толщей воды, а деятельность человека протекает, в основном, на поверхности суши и океана. К тому же эта поверхность является видимой границей Земли как физического тела, изображаемой на аэро- и космических снимках и картах. Поэтому под поверхностью Земли (или физической по­ верхностью Земли) в настоящее время понимают поверхность суши на материках и поверхность Мирового океана.

Мировой океан занимает большую часть (70,8%) поверхности Земли. Однако поверхность океана не постоянна во времени. Это связано с малой вязкостью и большой подвижностью водной тол­ щи, перемещающейся под воздействием многих сил. Колебания свободной поверхности океана многообразны и различны по пе­ риодам и амплитудам. Эти колебания делят на три группы: при­ ливные колебания; колебания атмосферного происхождения (гло­ бальные изменения климата, изменения атмосферного давления, ветры, атмосферные осадки); колебания, связанные с твердой Зем-

21

лей (неравномерное вращение Земли, геологические процессы, из­ меняющие объем океанических впадин, подводные извержения вулканов и землетрясения). Некоторые сведения о колебаниях поверхности океана приведены в таблице 1.1 [11].

Т а б л и ц а 1.1

Колебания поверхности океана

Причина колебания		Период	Амплитуда,	метр
Ветровые волны		От 1 до 20-30 секунд	30-40
Штормовые	нагоны	От 2 до 20 суток	1-5
Колебания	атмосферного	5-7 суток	Около	1
давления
Изменение положения		Месяцы	Около 1
и скорости океанических
течений
Изменение общей массы		Свыше года	до 100
воды в океане (климати­
ческие колебания уровня)
Приливные колебания		0,5-1 сутки	2
в открытом океане

Можно исключить ветровые волны, выполнив, например, ос­ реднение поверхности океана за значительный интервал времени. Поверхность океана, свободную от ветровых волн, называют мор­ ской топографической поверхностью (МТП). Положение морской топографической поверхности зависит от многих факторов, свя­ занных с физическими свойствами морской воды. Так, например, на поверхности океана обнаружены как бы холмы из воды. Счи­ тается, что это пресная вода, сохранившаяся после таяния айс­ бергов и вытесняемая более плотной морской водой.

Одним из основных факторов, формирующих поверхность океана, является плотность морской воды, зависящая от темпера­ туры и солености, а также сжимаемости морской воды ее вышеле­ жащими слоями; вследствие этого плотность зависит от глубины океана и формы океанического дна.

Для равновесия жидкости с плотностью δ в элементарном стол­ бе высотой dh необходимо, чтобы ее вес gSdh уравновешивался си­ лой выталкивания, равной изменению dp давления р в этом столбе,

gSdh + ф = 0.

22

Согласно выражению (1.7) произведение gdh равно разности потенциала

δ dW= dp.

(1.15)

Это дифференциальное уравнение Эйлера для жидкостей и га­ зов, находящихся в равновесии. Оно содержит полные дифферен­ циалы потенциала силы тяжести и давления и справедливо при перемещении в любом направлении. Поэтому, если при смещении в некотором направлении dp - 0, то dW - 0 и

W - const.

Таким образом, при равновесном состоянии воды и при по­ стоянном внешнем давлении поверхность моря и все внутренние поверхности равного давления будут уровенными поверхностями потенциала силы тяжести. Так как во всех точках уровенной по­ верхности сила тяжести направлена по нормали к ней, то, если бы океан находился в состоянии гидростатического равновесия, течения океанической воды отсутствовали бы.

Сила тяжести является основной силой, определяющей гло­ бальные особенности поверхности океана. Поэтому, хотя океан и не находится в гидростатическом равновесии, морская топогра­ фическая поверхность близка к уровенной поверхности поля силы тяжести; отличия между ними менее 3 метров.

Поверхность океана является естественной поверхностью, от которой отсчитывают высоты и глубины. Точнее счет высот ведут от некоторой уровенной поверхности потенциала силы тя­ жести.

Уровенную поверхность, близкую к морской топографической поверхности и проходящую через начало счета высот, называют

геоидом.

Поверхность океана не является уровенной, поэтому исход­ ные пункты счета высот, лежащие в разных точках побережья и тем более на разных континентах, располагаются на различных уровенных поверхностях. Следовательно, геоидом может считаться любая уровенная поверхность из семейства уровенных поверхно­ стей потенциала силы тяжести, пересекающих морскую топогра­ фическую поверхность. В настоящее время появилась реальная возможность определения разности потенциалов методами спут­ никовой геодезии и, тем самым, возможность приведения изоли­ рованных нивелирных сетей в единую систему высот с одним на­ чалом, а также выбора единой поверхности геоида.

23

Поверхность геоида используют для характеристики обобщен­ ной поверхности Земли как планеты. Установлено, что геоид бли­ зок к эллипсоиду вращения с параметрами

а = 6 378 137 м; Ь= 6 356 752 м\ а = (а - Ъ)/а = 1/298,257,

где а, b - большая и малая полуоси эллипсоида соответственно; а - полярное сжатие.

Средний радиус эллипсоида составляет 6 371 км. Отступле­ ния геоида от эллипсоида не превосходят 100 м. Характерно, что рельеф геоида не повторяет рельеф физической поверхности Зем­ ли и формируется под действием масс земной коры и верхней мантии.

Остановимся на краткой характеристике отступлений твердой поверхности Земли от геоида. Диапазон изменения высот и глу­ бин составляет 19 км: от - 11 034 м (Марианский желоб, западная часть Тихого океана) до 8 850 м (г. Эверест, Большие Гималаи). Однако площадь, занимаемая глубоководными впадинами и вы­ сокими горами, невелика, и свыше 95% поверхности Земли имеют высоты и глубины в интервале от -6 до +2 км. Около 21% площа­ ди земной поверхности заняты континентами с высотами до 1 км над уровнем моря и около 53% - океаническими впадинами с глу­ бинами от 3 до 6 км. Средняя высота континентальной части со­ ставляет 840 м, средняя глубина океана около 3 800 м. Рассмот­ рим гипсографическую кривую, отражающую основную особен­ ность рельефа Земли - деление его на континентальную и океаническую части (рис. 1.4).

Крупные формы рельефа обусловлены отличием в строении земной коры на суше и на море (рис. 1.5). Нижней границей земной коры явля­ ется поверхность Мохоровичича - поверхность, при пересечении кото­ рой скорость распространения упругих сейсмических волн меняется скачком. Континентальная кора состоит из гранитного и базальтового слоев и имеет мощность от 20-30 км в равнинных районах до 60-75 км в горах. Океаническая кора не имеет гранитного слоя, ее толщина со­ ставляет 6-10 км. Рельеф океанической коры резко отличается от рель­ ефа суши. Основными формами рельефа дна океана являются мелко­ водная зона океанов с глубинами от 0 до 200 м (материковая отмель, или шельф), материковый склон с глубинами 200-3000 м, ложе океана (абиссаль) с глубинами от 3 до 6 км, срединно-океанические хребты, возвышающиеся над ложем на Ъ-4 км, и глубоководные желобы (ульт­ раабиссаль) с глубинами свыше 6 км.

24

Площадь земной поверхности, Ю6км2

Рис. 1.4. Гистограмма площади поверхности твердой Земли для интервалов 1 км по высоте и гипсографическая кривая, показывающая площадь поверхности, находящуюся выше заданного уровня*. Пунктиром показаны средние уровни суши (840 м) и дна океана (-3800 м).

Горы

5 км

N \ Щ Р А

Vбазальтовый слой*.-.'**"

Ч _______

М АНТИЯ

Рис. 1.5. Схематической разрез земной коры;

_ _ _ _ поверхность Мохоровичича

* По книге Ф.Стейси Физика Земли. - М., Мир, 1972.

25

Срединно-океанические хребты образуют непрерывную глобальную цепь длиной около 75 тыс. км и занимают около трети площади океана. Система срединно-океанических хребтов показана на рис. 1.6

1771 1

0 2

Ш з

0 4

Рис. 1.6. Главные тектонические структуры океана:

1 - контуры срединно-океанических хребтов; 2 - рифтовые долины; 3 - поперечные разломы; 4 - глубоководные желобы. I - Тихоокеанско-

Антарктический хребет; II - Срединно-Атлантический хребет; III - Индийско-Атлантический хребет; IV - Марианская впадина

Срединно-океанические хребты имеют ширину до 2000 км, их скло­ ны и гребни сильно расчленены. Вдоль оси хребта простирается глубокая рифтовая долина - провал с крутыми стенами, на дне которого поверх­ ность Мохоровичича выходит на поверхность дна.

Срединно-океанические хребты расчленены многочисленными попе­ речными разломами (рис. 1.7). В отличие от горных хребтов на суше, сложенных, как правило, осадочными породами с проявлениями склад­ чатости, возникшей в результате сжатия, срединно-океанические хреб­ ты имеют преимущественно вулканическое происхождение и такие осо­ бенности структуры, которые можно объяснить растяжением.

Специфической формой океанической коры являются также глубо­ ководные желобы. Их ширина измеряется всего десятками километров, а длина - сотнями и тысячами километров. Глубоководные желобы рас­ положены, как правило, в окраинных частях океанов и отделены от континентов островными дугами. Над желобами наблюдается уменьше­ ние силы тяжести, что объясняется их заполнением водой, имеющей меньшую плотность в сравнении с плотностью земной коры.

26

Глубина,

Сейсмичная Медианная долина,

Расстояние, км

Рис. 1.7. Профиль Срединно-Атлантического хребта

Происхождение океанических хребтов и желобов объясняет гипоте­ за разрастания океанического дна. Согласно этой гипотезе, в мантии происходит непрерывное течение вещества, поднимающегося у рифтовых долин и погружающегося у желобов. Вследствие этого океани­ ческая кора перемещается от срединно-океанических хребтов к жело­ бам, где она погружается под континенты. Скорость течения вещества мантии составляет несколько сантиметров в год, поэтому для переме­ щения океанической коры от срединно-океанического хребта через весь океан на расстояние в тысячи километров потребуется около 200 млн. лет. Этим можно объяснить отсутствие на дне океана мощного слоя осадков, а также то, что на дне океана не находят пород древнее 150 млн. лет.

Что же касается физической поверхности Земли в целом, т.е. поверхности суши на континентах и морской топографической поверхности на океанах - то из приведенных сведений следует, что в глобальном масштабе она близка к уровенной поверхности потенциала силы тяжести; почти 93% ее площади имеют высоты до 1 км над уровнем моря; средняя высота физической поверхно­ сти составляет 230 м. На океанах наклоны морской топографи­ ческой поверхности относительно геоида не превышают 2" и в среднем составляют 0,1" - 0,2". В равнинных районах наклоны физической поверхности равны долям градуса. И только в гор­ ных районах, на 1,6% площади, высоты превышают 3 км, повер­ хность сильно расчленена и углы наклона могут превосходить 90°. Эти особенности земной поверхности приводят к необходимости разработки специфических методов ее исследования на океанах, в равнинных районах и в горах.

27

§3. ИЗМЕНЕНИЯ ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ

ИСИЛЫ ТЯЖЕСТИ ВО ВРЕМЕНИ. ЗЕМНЫЕ ПРИЛИВЫ

Поверхность Земли и сила тяжести не постоянны во времени. Это вызвано многими причинами, а основной является влияние ближайших небесных тел - Луны и Солнца. Притяжение Луны и Солнца изменяется во времени вместе с положением этих тел. Это служит причиной океанических приливов, возникающих из-за того, что свободная поверхность моря постоянно следует за уровенной поверхностью. Кроме того, поскольку Земля не является абсо­ лютно твердым телом, приливные силы деформируют всю ее толщу. Деформация в свою очередь меняет силу тяжести и, вместе с тем, приводит к смещению Земли относительно ее оси враще­ ния. Это явление, т.е. движение полюса и изменение угловой скорости вращения Земли, приводит к новым глобальным пере­ мещениям земных масс и изменениям поля силы тяжести. Этот очень сложный процесс является предметом изучения физики Зем­ ли. Ниже дается представление лишь о приливной силе абсолют­ но твердой Земли.

Будем считать небесное тело материальной точкой, Землю аб­ солютно твердым (недеформирующимся) телом. Построенная в таких предположениях теория приливов называется статической. Рассмотрим рис. 1.8.

Здесь приняты следующие обозначения: О - центр масс Земли; р - радиус-вектор произвольной точки Р земной поверхности; 0 { - небесное тело; Ζ - его геоцентрическое зенитное расстояние. Потенциал V (Р) притяжения, создаваемый телом О! в точке Р,

равен ЯШ	в центре О масс Земли - V(O) = ЯШ где G - постоян-
h	^

ная тяготения, т - масса небесного тела; I, 1Х- расстояния до

28

небесного тела. Из треугольника OOjP зависимость между расстояниями / и 1Х

i	i			2
-	=	-	+ 4 co sZ + -S-Ocos2 Z -1) +
/,		/	l2	2/3

можно получить такую

1ΣΙ £ Υ P„(cosZ),

/ и=0 / /

где Pn(cosZ) - основной полином Лежандра. Потенциал притяже­ ния небесных тел значительно меньше потенциала Земли, поэто­ му в предыдущем выражении оставляют только первые три чле­ на. Тогда потенциал притяжения небесного тела в точке Р будет равен

V(P) = V(O) + ^ р cosZ +		р 2(3cos2 Z -1).
Рассмотрим силу	притяжения небесного тела в точке Р.
	ΐ

Определим составляющие Fp и Fz этой силы вдоль радиуса-векто­ ра р и в перпендикулярном (горизонтальном) направлении:

		ЭУ(Р)	Gm	„	Gm	2 т ,,
	FP =	Эр	/	cosZ + ^ -p (3 c o s		Z -1),
					F
	„ Э К		Gm .		3 Gm .
	F, = —— =----z—sin Z -------— psin/Z .
	z	pdz	l2		2 /3 H
Первые слагаемые правых частей этих равенств соответству­
е т	„	в выражении для потенциала и являются со-
ют члену —— pcosZ
1				F0 —	Gm
ставляющими постоянной силы					притяжения небесного

тела в центре О масс Земли. Под действием этой постоянной силы Земля совершает поступательное перемещение без изменения вза­ имного положения масс. Силу тяжести и земную поверхность та­ кая сила изменить не может; обнаружить ее можно только по возмущениям земной орбиты. Постоянный потенциал V(0) не создает силового поля и не вызывает деформации Земли. В связи

сэтим в приливный потенциал П(Р) не включают члены нулевого

ипервого порядков и записывают его в виде

n(P ) = ^ ? p 2(3cos2Z - l),	(1.16)
2/3

29

а приливной силой SF называют разность силы F притяжения небесного тела в точке Р и центре Земли

5F = F - F 0.

На рис. 1.8 показано распределение приливной силы на по­ верхности Земли. Эта сила стремится растянуть Землю вдоль ли­ нии ОО]. Для абсолютно твердой Земли под действием прилив­ ной силы смещаются уровенные поверхности, а сила тяжести из­ меняется по величине и направлению.

Согласно выражению (1.8) смещение dh уровенной поверхнос­ ти определено потенциалом П(Р)

л - Ш . g

изменение 6g модуля силы тяжести равно составляющей прилив­

ной силы в направлении, противоположном радиусу-вектору, т.е.

Эр	= _Gm_L(3cos2 z -1),	(1.17)
	Г

а изменение δύ направления силы тяжести, т.е. направления от­ весной линии, определяется составляющей силы 5F в горизон­

тальном направлении

	G M	gpdz	2 g l3
		л/ - масса, R - средний радиус Земли, тогда
	Примем g = —
	R
	^	= ^ ^ | > T ( 3 c o s 2Z - l) .		(1-18)
		2М /3 [ R J
		t> = —— Г—Ί —sin2Z.		(119)
		2 М { 1 )	R

Оценим приливные изменения уровенной поверхности и силы тяжести. Расстояние / до небесного тела и его зенитное расстоя­ ние Z непрерывно изменяются. В таблице 1.2 приведены пределы изменения коэффициентов формул (1.17) - (1.19) в зависимости

от изменения расстояния / от Земли до Луны и Солнца. Согласно

30

средним значениям этих коэффициентов получаем, что при изме­ нении зенитного расстояния от 90 до 0° уровенная поверхность на Земле может подниматься на высоту 54 см из-за влияния Луны и на 24 см из-за влияния Солнца, а сила тяжести изменяться при­ мерно на 165 мкгал и 75 мкгал соответственно. Это максимально возможные на всей поверхности твердой Земли приливные коле­ бания уровенной поверхности и силы тяжести.

Т а б л и ц а 1.2

Влияние изменения расстояния до Луны и Солнца на приливные изменения уровенной поверхности и силы тяжести

Коэффи­	1 т R 4			мкгал	3 m R 3	с дуги
	-------- —, см		Gmf ’		-,
циент	2 М	/3			2 M 7
	min	max	min	max	min	max
Для Луны	15,06	20,94	46,42	64,54	0,015	0,020
Для Солнца	7,80	8,62	24,03	26,56	0,008	0,008

Приливные изменения силы тяжести обратно пропорциональ­ ны кубу расстояния до небесного тела и зависят от зенитного расстояния. Эти изменения в каждый момент времени различны в разных точках Земли и имеют два минимума при Ζ = 0° или 180°, т.е. когда небесное тело находится в зените и надире, максимум при Ζ = 90°, когда небесное тело находится на горизонте, и рав­ ны нулю при Ζ = 54,7°.

Зенитное расстояние зависит от координат небесного тела и точки поверхности Земли. Обратимся к рис. 1.9. Здесь Р и 0 { - проекции на небесную сферу точек поверхности Земли и небесно-

М Полюс

Рис. 1.9. Связь зенитного расстояния со склонением и широтой (параллактический треугольник)

31

го тела; М - полюс; t - часовой угол светила. Из треугольника PMOj находим

cosZ = sin<psin<5 + cos<pcos<5cost,

где φ - широта точки Р, δ - склонение светила. С учетом этого выражения формулу (1.16) можно преобразовать к виду

	П(Р) =
3 Gm 2 3 I sin2<5“	sin2 φ - ^ j+ costsin2<5sin2<p+cos21cos2 <5cos2 φ
' T T *

Три члена этого выражения соответствуют трем типам при­ ливных волн: независящим от часового угла долгопериодическим; суточным, содержащим множитель cost, полусуточным, содержа­ щим cos2/.

Рассмотрим долгопериодические волны. Используем средние значения переменных и положим

р = R, 1 = 1ср, 5 = 0 ,

где 1ср - среднее расстояние до небесного тела.

Тогда
π	3 G M R \ . 2	T	1	GMR2 P2(sin <p). (1-20)
0	4 /3	ψ 3	2	/3

Потенциал П0(Р) зависит только от широты точки Р и посто­ янен во времени, поэтому его называют постоянным приливным потенциалом.

Если бы Земля была абсолютно твердой, она не испытывала бы никаких деформаций. Если бы она была идеально упругой, то амплитуды приливных деформаций ее поверхности в точности соответствовали бы приведенным в таблице 1.2. Физические свой­ ства Земли лежат между этими двумя идеальными случаями. По­ этому наблюдаемые смещения уровенной поверхности относитель­ но физической поверхности и изменения силы тяжести деформи­ руемой Земли отличаются от приведенных. Если бы Земля была покрыта невесомой жидкостью, ее физическая поверхность следо­ вала бы за уровенной поверхностью, и смещения уровенной по­ верхности относительно поверхности жидкости были бы равны нулю, а потенциал на этой поверхности оставался постоянным.

32

Поэтому на континентах смещения уровенной поверхности будут меньше, чем указано в таблице 1.2, поскольку физическая поверх­ ность также смещается под воздействием приливной силы. На море высота прилива зависит от конфигурации берега и рельефа дна и может достигать у берегов десятков метров; так, в заливе Фанди на Атлантическом побережье Северной Америки приливы дости­ гают 18 м.

Изменения силы тяжести будут иметь, напротив, большие, чем приведенные в таблице 1.2 значения, так как приливная сила рас­ тягивает Землю в направлении на небесное тело, что вызывает уменьшение силы тяжести в точке А (см. рис. 1.8), которое скла­ дывается с приливной силой.

Наблюдения силы тяжести и наклонов физической поверхнос­ ти свидетельствуют, что наблюдаемые изменения силы тяжести примерно в 1,2 раза больше, а наклоны уровенной поверхности относительно физической поверхности Земли составляют около 0,7 от статического прилива. Отличие наблюдаемых приливов и наклонов от статических используют для изучения внутреннего строения и упругих свойств Земли.

Помимо действия приливной силы, изменения земной повер­ хности и силы тяжести вызываются нерегулярными движениями воздуха и воды, а также геотектоническими и антропогенными перемещениями масс в земной коре. Эти изменения носят локаль­ ный характер, поэтому их качественно легче описать.

Неприливные изменения поверхности Земли и поля силы тя­ жести характеризуют величиной и скоростью изменения силы тя­ жести, изменением направления отвесной линии или наклонами уровенной поверхности относительно физической поверхности Земли и деформациями физической поверхности. Последние обыч­ но раскладывают на составляющие вдоль отвесной линии, кото­ рые называют вертикальными движениями земной коры, и в пер­ пендикулярном направлении, называемые горизонтальными движе­ ниями земной коры.

Вариации поля силы тяжести и поверхности Земли взаимосвя­ заны сложным образом. Например, при региональных вертикаль­ ных перемещениях сила тяжести на поверхности Земли изменяет­ ся вследствие изменения высоты приблизительно на 0,3 мгл/м, хотя взаимное расположение масс в этом районе сохраняется. Углы между уровенной поверхностью и физической поверхностью Зем­ ли могут изменяться из-за наклона как уровенной, так физичес­ кой поверхности. В действительности при изменении формы ре­ льефа и перемещениях масс внутри Земли поле силы тяжести ме­

33

няется, а изменения силы тяжести вызывают новые деформации Земли.

Теоретические расчеты и экспериментальные данные дают та­ кие оценки неприливных изменений силы тяжести и поверхности Земли:

-глобальные явления, связанные с изменением параметров вращения Земли и смещениями центра масс, вызывают изменения силы тяжести, не превосходящие нескольких микрогалов в год;

-изменения, вызываемые тектоническими движениями, различ­ ны в активных и спокойных областях. В тектонически спокойных районах вертикальные движения не превышают нескольких мил­ лиметров в год, а изменения силы тяжести - нескольких микрога­ лов в год

-горизонтальные движения, вызванные взаимным смещением литосферных плит1, достигают нескольких сантиметров в год; пе­ рестройка земной коры на краю литосферных плит сопровожда­ ется вертикальными движениями со скоростью до сантиметров в год и изменениями силы тяжести до десятков микрогалов в год;

-в сейсмически активных районах после сильных землетрясе­ ний изменения поверхности Земли могут составить несколько мет­ ров, а изменения силы тяжести - десятые доли миллигалов.

Сезонные изменения в атмосфере вызывают изменения силы тяжести до 5 мкгал, уровенной поверхности до 0,5 см, наклона уровенной поверхности до 0,0015". Резкие колебания атмосфер­ ного давления могут вызвать изменения этих величин на порядок большие: до 25 мм в уровенной поверхности, до 20 мкгал в силе тяжести и до 0,01" в наклоне уровенной поверхности. Сезонные изменения уровенной поверхности за счет влияния снежного по­ крова могут достичь 1 см.

Пожалуй, наибольшими по величине являются техногенные изменения поверхности и поля силы тяжести Земли. Так, вслед­ ствие забора грунтовых вод происходят оседания поверхности Земли вблизи многих крупных городов; например, по этой при­ чине поверхность земли в Мехико (население свыше 9 млн. чел.) опустилась на 8,5 м. Эксплуатация нефтегазовых месторождений сопровождается опусканиями поверхности со скоростью до 10 см/ год и горизонтальными смещениями до 6 см/год. Изменения уров­

1Литосферная плита - крупный блок земной коры и части подстилаю­ щей мантии, перемещающийся как единое целое в соответствии с гипотезой глобальной тектоники плит. Земная кора состоит из 6-7 основных плит; гра­ ницами между ними являются, в частности, срединно-океанические хребты.

34

ня воды в водохранилищах крупных ГЭС приводят к вертикаль­ ным смещениям уровенных поверхностей в несколько сантимет­ ров и наклонам этих поверхностей до 0,001" и изменениям силы тяжести до 10 мкгал. Правда, техногенные изменения поверхнос­ ти Земли всегда охватывают небольшую территорию и не оказы­ вают существенного влияния на поверхность и поле силы тяжес­ ти всей Земли.

Обобщая сказанное, заключаем, что для предельных величин неприливных изменений поверхности и поля Земли можно при­ нять значения 1 м для вертикальных и горизонтальных смещений относительно центра масс Земли, 100 мкгал для изменений силы тяжести и 0,02" или 10_7 радиана для наклона уровенной поверх­ ности. Изменения пространственного положения точки и измене­ ния силы тяжести в сравнении с радиусом R = 6,4 · 106 м Земли и силой тяжести g = 9,8 мс~2 составляет (1-2)10-7. Это означает, что поверхность и поле силы тяжести можно считать неизменными во времени, если точность геодезических измерений не превышает ΙΟ^-ΙΟ-7. Дальнейшее повышение точности измерений поверхно­ сти Земли и силы тяжести требует учитывать их изменения для получения правильного решения.