重力测量查看源代码讨论查看历史
| 重力测量 |
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中文名；重力测量 外文名；gravimetric survey 使用仪器；测力计 提出时间；1673年 相对重力测量；1887年 公式；G=mg 比例系数；g=9.8N/kg |
测定地球表面的重力加速度值。测定重力值可以利用与重力有关的物理现象，例如在重力作用下的自由落体运动、摆的摆动、弹簧伸缩、弦振动等。由此重力测量方法分为两类：动力法，它是根据物体受力后运动状态的改变测定重力；静力法，它是根据物体受力后的平衡状态测定重力。[1]
释义
重力测量是根据不同的目的和要求，使用重力仪测量地面某点的重力加速度。重力值的大小可通过重力测量方法求得，而其方向则需通过天文测量方法确定。重力测量分绝对重力测量和相对重力测量。测定重力值可以利用与重力有关的许多物理现象，例如在重力作用下的自由落体、摆的摆动、弹簧伸缩、弦振动，等等。由此，重力测量方法分为两类：一类是动力法，它是根据物体受力后的运动状态测定重力；另一类是静力法，它是根据物体受力后的平衡状态测定重力。
绝对重力测量
测定重力场中一点的绝对重力值，一般采用动力法。主要利用两种原理，一种是自由落体原理，这是伽利略在1590年进行世界上第一次重力测量时所提出的原理；另一种是摆的原理，这是荷兰物理学家惠更(C.Huygens)在1673年提出的。这两种原理一直沿用至今。虽然自由落体原理发现较早，但为测定长度和时间的技术水平所限，首先得到发展的是利用摆的原理进行绝对重力测量的方法。为了观测摆的周期，早在1735年就出现了时间观测的符合法，并于1792年第一次用于摆的实际观测。1826～1827年，德国大地测量学家F.W.贝塞尔，利用结构近似于数学摆的线摆进行了比较完整的绝对重力测量。但是线摆并非理想的数学摆。为了解决精确测定摆长的问题，1817年英国物理学家凯特（H.Kater）创造了可倒摆，并用它进行了绝对重力测量。直到20世纪中期，可倒摆一直是绝对重力测量的主要仪器。但由于影响测量精度的许多干扰因素不易消除，到现在这种方法几乎已弃置不用。与此同时，自由落体的方法开始有了迅速的发展。1950年前后，一些国家开始采用摄影方法记录自由落体的下落距离和时间，并用长度量测仪测量距离，以此测定绝对重力。但测定精度仍受到一定限制。近几年来由于激光干涉系统和高稳定度频率标准的出现，使自由落体下落距离和时间的测定精度大大提高，所以许多国家又采用激光绝对重力仪进行绝对重力测量，其测定精度可达几个微伽。
相对重力测量
测定两点的重力差值，可采用动力法和静力法。最早的相对重力测量是奥地利测量学家施特内克(R.V.Sterneck)于1887年采用动力法的摆仪进行的。此法是用长度不变的摆在两个待测点上观测摆动周期，根据两点的周期差求重力差。从而避免了精确测量摆长的困难。此后，欧洲各国都采用这种摆仪来进行相对重力测量。以后在仪器结构和观测方法上虽作了不少改进，但测定精度只能达到毫伽级，加上摆仪观测既费时又麻烦，所以已很少采用。现在普遍采用静力法的弹簧重力仪测定重力差值。国际上对这种仪器研究甚多，发展很快，不论是测定精度还是使用的方便程度都已达到很高水平。一般精度可达几十微伽，甚至几微伽。野外工作时，在一个测站只需几分钟就可观测完毕。为了克服弹性重力仪因弹性疲劳而引起的零点漂移，1968年又出现了超导重力仪。这种重力仪对重力变化具有很高的分辨力，零点漂移极小，所以特别适合于固定台站上的潮汐和非潮汐重力变化观测。
海洋重力测量
地球表面约有71%的海洋，为了获得全球重力资料，必须进行海洋重力测量。通常有两种途径：一是将重力仪沉入海底进行遥测，这同陆地上的相对重力测量相似；二是将摆仪或重力仪安置在潜水艇或海面船上进行观测。由于测量船的运动，重力观测值受到多种扰动影响，这些影响可以达到几十伽至几百伽的量级。所以海洋重力测量必须根据这些扰动影响的性质、测量仪器的结构、测量船的大小以及海洋和大气状况等，增设一些附属设备，采取措施，消除扰动影响。
航空重力测量
在沙漠、冰川、沼泽、崇山峻岭和原始森林等交通不便、人迹难到的地区进行重力测量，需采用航空重力测量方法。即将重力仪安置在飞机上测定重力。航空重力测量会受到飞机运动所产生的各种扰动的影响，这些影响的性质和海洋重力测量相似，但其数量级要大得多，因而用于消除扰动影响的附属设备和措施也复杂得多。航空重力测量的结果经过归算至海面后，只代表某一面积内的平均观测值。
参考来源