Гравіметрія (від латів.(латинський) gravis — важкий і ...метрія ), розділ науки про вимір величин, що характеризують гравітаційне поле Землі і про використання їх для визначення фігури Землі, вивчення її загальної внутрішньої будови, геологічної будови її верхніх частин, вирішення деяких завдань навігації і ін. У перспективі перед Р. коштує завдання вивчення Місяця і планет по їх гравітаційному полю. У Р. гравітаційне поле Землі задається зазвичай полемо сили тяжіння (або чисельно рівного нею прискорення сили тяжіння), яка є результуючою двох основних сил: сили тяжіння (тяжіння ) Землі і відцентрової сили, викликаної її добовим обертанням. Відцентрова сила, направлена від осі обертання, зменшує силу тяжіння, причому найбільшою мірою на екваторі. Зменшення сили тяжіння від полюсів до екватора обумовлене також і стискуванням Землі. В результаті дії обох причин сила тяжіння на екваторі приблизно на 0,5% менше, ніж на полюсах. Зміна сили тягарю унаслідок тяжіння Місяця і Сонця не перевершує декількох десятимільйонних її доль. Ще менше зміни із-за переміщень мас в надрах Землі і мас повітря. Величини сили тяжіння на земній поверхні залежать від фігури і розподілу щільності усередині Землі. Тому вивчення гравітаційного поля Землі доставляє коштовний матеріал для думок про її фігуру і внутрішню будову, зокрема для розвідки корисних копалини (див. Гравіметрична розвідка ).
Визначення сили тяжіння виробляються відносним методом шляхом виміру за допомогою гравіметрів і маятникових приладів різниці сили тяжіння в пунктах, що вивчаються і опорних. Мережа ж опорних гравіметричних пунктів на всій Землі пов'язана зрештою з пунктом в Потсдамі (ГДР), де оборотними маятниками на початку 20 ст було визначено абсолютне значення прискорення сили тяжіння (981 274 мгл ; див.(дивися) Гал ). Абсолютні визначення сили тяжіння зв'язані із значними труднощами, і їх точність нижча за відносні виміри. Нові абсолютні виміри, вироблювані більш ніж в 10 пунктах Землі, показують, що приведене значення прискорення сили тяжіння в Потсдамі перевищене, мабуть, на 13—14 мгл . Після завершення цих робіт буде здійснений перехід на нову гравіметричну систему. Проте в багатьох завданнях Р. ця помилка не має істотного значення, оскільки для їх вирішення використовуються не самі абсолютні величини, а їх різниці. Найбільш точне абсолютне значення сили тяжіння визначається з дослідів з вільним падінням тіл у вакуумній камері. Успіху дослідів сприяє прогрес в техніці вимірів часу і відстаней.
Відносні визначення сили тягарі виробляються маятниковими приладами з точністю до декількох сотих доль мгл . Гравіметри забезпечують декілька велику точність вимірів, чим маятникові прилади, портативні і прості в обігу. Існує спеціальна гравіметрична апаратура для вимірів сили тяжіння з рухомих об'єктів (підводних і надводних кораблів, літаків). У приладах здійснюється безперервний запис зміни прискорення сили тяжіння по шляху корабля або літака. Такі виміри пов'язані з трудністю виключення зі свідчень приладів впливу обурюючих прискорень і нахилів підстави приладу, що викликаються хитавицею. Є спеціальні гравіметри для вимірів на дні мілководих басейнів, в бурових свердловинах. Другі похідні потенціалу сили тяжіння вимірюються за допомогою гравітаційних варіометрів .
Основний круг завдань Р. вирішується дорогою вивчення стаціонарного просторового гравітаційного поля. Для вивчення пружних властивостей Землі виробляється безперервна реєстрація варіацій сили тяжіння в часі. Унаслідок того, що Земля неоднорідна по щільності і має неправильну форму, її зовнішнє гравітаційне поле характеризується складною будовою. Для вирішення різних завдань зручно розглядати гравітаційне поле таким, що складається з двох частин: основного — званого нормальним, місця, що змінюється з широтою, по простому закону, і аномального — невеликого по величині, але складного по розподілу, обумовленого неоднородностямі щільності порід у верхніх шарах Землі. Нормальне гравітаційне поле відповідає такою, що деякою ідеалізується простій формою і внутрішній будові моделі Землі (еліпсоїду або близькому до нього сфероїду). Різниця між наблюденной силою тяжіння і нормальною, обчисленою по тій або іншій формулі розподілу нормальної сили тяжіння і приведеною відповідними поправками до прийнятого рівня висот, називається аномалією сили тяжіння. Якщо при такому приведенні береться до уваги лише нормальний вертикальний градієнт сили тяжіння, рівний 3086 етвеш (тобто в припущенні, що між пунктом спостереження і рівнем приведення немає жодних мас), то отримані таким шляхом аномалії називаються аномаліями у вільному повітрі. Обчислені так аномалії найчастіше застосовуються при вивченні фігури Землі. Якщо при приведенні враховується ще і тяжіння що вважається однорідним шару мас між рівнями спостереження і приведення, то виходять аномалії, звані аномаліями Буге. Вони відображають неоднорідності в щільності верхніх частин Землі і використовуються при вирішенні геологорозвідувальних завдань. У Р. розглядаються також ізостатичні аномалії, які спеціальним чином враховують вплив мас між земною поверхнею і рівнем поверхні на глибині, на яку вищерозміщені маси чинять однаковий тиск (див. Ізостазія ). Окрім цих аномалій, в Р. обчислюється ряд інших (Пріючи, модифіковані Буге і ін.). На підставі гравіметричних вимірів будуються гравіметричні карти з ізолініями аномалій сили тяжіння. Аномалії других похідних потенціалу сили тяжіння визначаються аналогічно як різниці наблюденного значення (заздалегідь виправленого за рельєф місцевості) і нормального значення. Такі аномалії в основному використовуються для розвідки корисних копалини.
В завданнях, зв'язаних з використанням гравіметричних вимірів для вивчення фігури Землі, зазвичай ведуться пошуки еліпсоїда, що щонайкраще представляє геометричну форму і зовнішнє гравітаційне поле Землі. В середині 18 ст франц.(французький) учений А. Клеро з'ясував закон загальної зміни сили тягарю g з географічною широтою j в припущенні, що маса усередині Землі знаходиться в стані гідростатичної рівноваги:
де g e — сила тяжіння на екваторі ¾ відношення відцентрової сили до сили тяжіння на екваторі, а — стискування земного еліпсоїда, w —кутова швидкість добового обертання Землі, а — велика піввісь Землі. Визначивши w і а з астрономічних і геодезичних спостережень і вимірявши силу тяжіння на різних широтах, на основі приведених формул виводиться стискування Землі а. Англійський учений Дж. Стокс в середині 19 ст узагальнив виведення Клеро, показавши, що якщо задати форму уровенной поверхні, напрям осі і швидкість добового обертання Землі і загальну масу, увязнену усередині уровенной поверхні з будь-яким розподілом щільності, то потенціал сили тяжіння і його похідні однозначно визначаються у всьому зовнішньому просторі. Для вирішення зворотного завдання — по заданому полю сили тяжіння визначити уровенную поверхню, окремим випадком якої є геоїд, — Стокс вивів формулу, що дозволяє обчислювати висоти геоїда відносно еліпсоїда за умови знання розподілу сили тяжіння по всій Землі. Теорія і досвід показують, що геоїд близький до еліпсоїда, його відступи не перевищують десятків метрів. Голландський учений Ф. Венінг-Мейнес вивів формулу для визначення відхилень схилу по аномаліях сили тяжіння. На зміну теоріям Клеро і Стоксу в середині 40-х рр. 20 ст прийшла теорія фізичної поверхні Землі, ідея якої вперше була сформульована сов.(радянський) вченим М. С. Молоденським. Його теорія вільна від гіпотез про розподіл мас під поверхнею спостереження. Вона дозволяє обчислювати елементи гравітаційного поля Землі, що цікавлять, з будь-якою необхідною точністю, визначуваною лише точністю вимірів, що проводяться на земній поверхні. Замість геоїда використовується близька до нього допоміжна поверхня, звана квазігеоїдом.
Гравіметричні виміри використовуються для вивчення неоднородностей щільності у верхніх частинах Землі з геологорозвідувальними цілями. На підставі аналізу аномалій сили тяжіння робляться якісні висновки про положення мас, що викликають аномалії, а за сприятливих умов проводяться кількісні розрахунки. Гравіметричний метод дозволяє раціональніше направити буріння і геологорозвідувальні роботи. Він допомагає досліджувати горизонти земної кори і верхньої мантії, недоступні бурінню і звичайним геологічним спостереженням. На основі вивчення гравітаційного поля Землі вивчається проблема: чи знаходиться Земля в стані гідростатичної рівноваги і які напруги в телі Землі? Порівнюючи спостережувані зміни сили тягарю під впливом тяжіння Місяця і Сонця з їх теоретичними значеннями, обчисленими для абсолютно твердої Землі, роблять висновки про внутрішню будову і пружні властивості Землі. Знання детальної будови гравітаційного поля Землі необхідне також і при розрахунку орбіт штучних супутників Землі. При цьому основний вплив роблять неоднорідності гравітаційного поля, обумовлені стискуванням Землі. Вирішується також і зворотне завдання: за спостереженнями обурень в русі штучних супутників обчислюються складові гравітаційного поля. Теорія і досвід показують, що таким дорогою особливо упевнено визначаються ті особливості гравітаційного поля, які по гравіметричних вимірах виводяться найменш точно. Тому для вивчення фігури Землі і її гравітаційного поля спільно використовуються супутникові і гравіметричні спостереження, а також геодезичні виміри Землі (див. Геодезична гравіметрія ).
Літ.: Шокин П. Ф., Гравіметрія, М., 1960; Бровар Ст Ст, Магніцкий Ст А., Шимбірев Би. П., Теорія фігури Землі, М., 1961; Грушинський Н. П., Теорія фігури Землі, М., 1963; Каула Ст М., Космічна геодезія, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1966; Веселов До. Е., Сагитов М. В., Гравіметрична розвідка, М., 1968.
