Шимбирев Б.П. Теория фигуры Земли

Подождите немного. Документ загружается.

где а

(

и о

( +

! - азимуты лучей, ограничивающих ячейку; 1

и 4 + 1 — вну-

тренний и внешний радиусы зоны.

Положим, что (а

+ г

— а,) = 2п/п, где п — число ячеек в зоне. Считая,

что в пределах ячейки Я = сопз!., после интегрирования получим

Л*/ = [УИ

г + К - УЖ+Щ-]П1

г + (К+Л)

+ УИ+{К + Н)\

(УИ.И)

Если ячейка с номером г и точка А лежат на одной высоте над уровнем

моря, т. е. к

= 0, то

Л& = [4+1 - к + УЖ+Н*~ УИ+х + Я

]. (VII.12)

Поправка за влияние всех учитываемых топографических масс получится

как сумма влияний отдельных ячеек

Л? Л?;,

где знак суммы распространяется на все ячейки, на которые разбита местность.

Для описанного способа учета влияния топографических масс требуется

получить средние высоты в пределах определенным образом разбитых участков

местности. При всей простоте теоретических положений, лежащих в его основе,

он имеет ряд существенных недостатков. Даже при наличии специальных

палеток и таблиц объем вычислений относительно велик. Определение средних

значений высот в условиях сложного рельефа — очень трудоемкая операция.

Как показали специальные исследования, вследствие замены истинной

поверхности ячейки горизонтальной плоскостью, при больших положительных

углах наклона происходит завышение величины поправки, носящее система-

тический характер. Поэтому в таких районах можно рекомендовать другой

способ учета влияния топографических масс, предложенный В. М. Березкиным,

при котором предполагается, что высоты между точками по лучу изменяются

в соответствие с уравнением

Я2 62

Следовательно,

(VII.13)

Приняв в формуле (VII.10) к

= 0 и разложив подынтегральную функцию

по формуле бинома, будем иметь

1+1

к+1

И у^-ут+жт--)^-

Ограничиваясь в этом выражении первым членом разложения и заменяя Я

его значением (VII.13), найдем

/+1

к+1

Д&=/8 ^ Ах $ (-г-Т-*"

)

где

150'

В результате интегрирования получим

2л/6

где п — количество радиальных направлении.

Так как

12 12 > 12 12

к+1 'к 'й+1

то, подставив значения е

и Ъ

в выражение (VII.14), после некоторых преобра-

зований получим

2гс/6

к+1

—

)

п 2 {1

к+

\ +

1к)

Если обозначить

Ч , Ч

1к 1к+1

(VII.15)

Я - • р _

2л/б Я

Пк

2(1

к+1

)

п 1

то формулу (VI.

15)

можно представить

^ = Р

+ Р

к+г

. (VII. 16)

По формулам (VII.11), (VII.12) или (VII.16) вычисляют поправки за при-

тяжение плоских ячеек в районах со сложным характером рельефа.

В равнинной местности, где влияние неровностей рельефа будет меньше

точности, с которой должна вычисляться редукция, можно для всего учитыва-

емого района положить Н = сопзЪ. В этом случае притягивающие массы будут

иметь форму цилиндра, радиус основания которого равен а, а высота над уров-

нем моря Н (см. рис. 40).

Воспользовавшись формулой (VI 1.9) и положив к

= 0, вычислим значение

вертикальной составляющей притяжения цилиндра на точку, находящуюся

в центре его верхнего основания.

Будем иметь

2Я а

о о

и после интегрирования

ДёГ

= 2я/5(а + #-]/а

+ #

). (УИ.17)

Если Н — малая величина по сравнению с а, то по формуле бинома получим

А * = + №18)

Чтобы получить формулу для притяжения плоской пластины бесконечного

простирания (пластины Буге), положим в (VII.

18)

а -> оо. Тогда

Д# = 2я/8#. (VII.19)

Если в формулу (VII.19) подставить значения входящих в нее коэффи-

циентов, то будем иметь

= 0,0418 8Н,

где Н — выражено в метрах, а поправка в миллигалах.

151'

Поправка Д^ (VII.19) представляет собой упрощенную топографическую

редукцию. В табл. 5 дается сравнение притяжений плоской пластины

(цилиндра) радиуса а и пластины Буге (а = °о).

Таблица 5

ТГ

100

ОО

д 8а

8а = сэ

0,586

0,764

0,901

0,950

0,984

0,990

0,995 1,000

Из табл. 5 видно, что при а/Н = 10 различие между формулами (VII.18)

и (VII.19) составляет 5%. Следовательно, если местность можно считать пло-

ской в пределах радиуса а, то при а Эз 10Н топографическую редукцию можно

вычислять по более простой формуле (VII.19). Исходя из соотношения

+ №20)

Д*а-оо

2а

8й3

можно учесть поправку за ограничение радиуса интегрирования.

Если требуется определить притяжение масс в пределах меньшего радиуса

(а <^ 10Я), в этом случае приходится пользоваться формулой (VII.18).

Отметим, что топографические массы, заключенные между уровнем моря

и физической поверхностью Земли, принимаемой за плоскость, получили назва-

ние промежуточного слоя. Поэтому топографическая редукция, вычисленная

по формуле (VII.18), называется также поправкой за промежуточный слой.

§ 36. ВИДЫ ТОПОГРАФИЧЕСКИХ АНОМАЛИИ

СИЛЫ ТЯЖЕСТИ

При вычислении топографических аномалий наблюденное значение силы

тяжести исправленное за влияние топографических масс, сравнивается

с нормальным значением силы тяжести у. В зависимости от способа учета топо-

графических масс различают топографические аномалии:

а) в полной топографической редукции,

б) в неполной топографической редукции,

в) Буге.

При вычислении аномалий в полной топографической редукции в наблю-

денное значение силы тяжести вводится поправка за влияние топографических

масс всей Земли Д#

п т р

. После введения в значение силы тяжести в данной

точке полной топографической редукции получаем значение силы тяжести,

освобожденное от влияния всех топографических масс Земли. Поправка за

влияние топографических масс всегда вводится со знаком минус.

Таким образом, аномалия в полной топографической редукции вычисляется

по формуле

(8 — У)п.,.р = е — Д&1.Т.Р — V.

где

? = 7о

__0,3086Я^.

152'

Однако не во всех случаях надо учитывать влияние топографии всей Земли,

так как вычисление требует много труда и времени, а влияние топографических

масс, находящихся в далеких сферических зонах, незначительно и почти оди-

наково на все пункты данного района. Поэтому чаще вычисляют влияние не

всех топографических масс Земли, а лишь тех, которые находятся на сравни-

тельно небольшом расстоянии от наблюдаемой точки. Радиус последней учиты-

ваемой зоны устанавливается в зависимости от поставленной задачи.

В частности, ради удобства использования готовых таблиц радиус учиты-

ваемой области можно принять равным радиусу зоны О, т. е. 166,7 км.

Вычисление влияния топографических масс в указанной области произ-

водится по формулам (VII.И) или (VII.16), или по соответственно составленным

таблицам. Тогда поправка за влияние топографических масс называется не-

полной топографической редукцией

х р

ПоЗерхнс-стпь Земли

Для упрощения вычислительных операций представляется целесообразным

выделить главную часть этого влияния и небольшие к ней поправки.

За главную часть влияния топографических масс принимается вертикаль-

ная составляющая притяжения плоской пластины бесконечного простирания

и постоянной плотности (пластины Буге), толщина которой равна высоте данной

точки над уровнем моря.

Разность между точным значением притяжения топографических масс,

ограниченных окружностью радиуса г = 166,7 км и притяжением пластины

Буге, будет невелика.

Чтобы от притяжения пластины Буге перейти к притяжению топографи-

ческих масс, изображенных на рис. 42, необходимо ввести следующие неболь-

шие поправки:

1) Ал за притяжение той части пластины, которая лежит за пределами

окружности радиуса а = 166,7 км;

2) Д

за кривизну Земли;

3) А#

за влияние неровностей (с и д. на рис. 42) рельефа, называемую

поправкой за рельеф.

Поправка А

вычисляется как разность между притяжением пластины

Буге (VI 1.19) и притяжением цилиндра радиуса а (VI 1.18)

^•1

— ^ёа —

Л#а=оо

При Н = 1 км, а = 166,7 км и б = 2,6 А

= —0,3 мгл.

Также мала и поправка за кривизну Земли, которую можно получить

как разность притяжения сферической и плоской пластин радиуса а. Можно

сразу найти суммарный эффект поправок Д

+ А

, который может быть вы-

числен как разность притяжений сферической пластины радиуса а и пластины

153'

Буге. Эта поправка обычно называется поправкой Булларда (обозначим ее

буквой В) и вычисляется по формуле

Я = 2я/6#(вт-

г Я . Я2 Яз

• Ь

\-с—+ а —з-

г'г% г

-...), (VII.21)

где 0 — сферический радиус пластины; г = Я + Н\ К — средний радиус

Земли; Ь, с, й — некоторые коэффициенты, зависящие от 0:

1 + 3 зш2-

4 81П

5+3 31П2 -

24 зш-|-

31113

Значения поправки Булларда даны в табл. 6 для б = 2,67 и а = 166,7 км

(0 = 1° 29' 58").

Таблица 6

Я, м 0

500

1000

1500

2000 2500

3000

3500 4000

4500

5000

В, мгл

0,0

0,6 1,2

1,5

1,7

1,5

1,1

0,6

-0,2

—1,0

Рассмотрим теперь поправку за рельеф которая учитывает отступле-

ния физической поверхности Земли от горизонтальной плоскости Н = Н

= сопз!, проходящей через точку А (см. рис. 42).

Введение этой поправки в наблюденное значение силы тяжести § соответ-

ствует удалению всех масс, расположенных выше уровня точки наблюдения

(массы с на рис. 42), и заполнению всех впадин

(см. рис. 42) до уровня точки А.

Установим знак этой поправки. Поскольку вертикальная составляющая

притяжения масс, возвышающихся над' уровнем точки наблюдения, уменьшает

значение силы тяжести в точке А, то удаление этих притягивающих масс вы-

зовет соответствующее увеличение силы тяжести. Следовательно, поправка

за рельеф будет положительной. Наличие впадины (1 (см. рис. 42) уменьшает

силу тяжести в точке А и потому заполнение этой впадины притягивающими

массами приведет к увеличению силы тяжести, т. е. поправка за рельеф и в этом

случае будет положительной. Следует подчеркнуть отличие поправки за рельеф

от любого вида топографической поправки. После введения топографической

поправки получаем значение силы тяжести в данной точке, освобожденное

от влияния топографических масс, находящихся в выбранной нами области,

тогда как после введения поправки за рельеф получаем то значение силы тя-

жести, которое было бы в данной точке, если бы окружающая местность была бы

строго горизонтальной. Следует обратить внимание, что и знак поправки за

рельеф противоположен знаку поправки топографической редукции: топогра-

фическая редукция вводится в наблюденное значение силы тяжести § со знаком

минус, а поправка за рельеф — со знаком плюс.

Можно сказать, что исправленное поправкой за рельеф значение силы

тяжести § + соответствует притяжению однородной пластины толщи-

ной На- Возможна другая интерпретация.

В § 4 было доказано, что протяженный плоский материальный слой при-

тягивает точку с силой, не зависящей от расстояния точки до слоя, если это

154'

расстояние мало по сравнению с протяженностью слоя [формулы (1.60) и (1.61)].

Отсюда следует, что можно отдельные плоские слои приближать к точке А,

не меняя их действия. Пластину толщиной Н

можно разделить на отдельные

бесконечно тонкие слои и все их спрессовать в бесконечно тонкий плоский слой,

лежащий на уровне точки А. Действие полученного таким образом бесконечно

тонкого слоя на точку А будет таким же, как и действие пластины толщиной Н

Справедливость этого утверяедения следует также из формулы (VII. 19), которая

показывает, что поправка не изменится, если Я уменьшить в п раз, где п —

произвольное очень большое число, одновременно увеличив плотность б в га раз.

Таким образом, можно сказать, что введение поправки за рельеф соответ-

ствует конденсации топографических масс на поверхности Я — Н

= сопа!.

Для вычисления поправки за рельеф нужно иметь достаточно подробную

карту с горизонталями, на которой вся окружающая данную точку местность

делится рядом концентрических окружностей, имеющих центр в данной точке,

на кольцевые зоны, которые в свою очередь подразделяются диаметрами на

секторы.

В каждой полученной, таким образом, ячейке определяют среднюю вы-

соту Я

ср

и затем вычисляют разность между средней высотой и высотой Н

точки А, т. е. величина к — Я

ср

— Н

Для вычисления вертикальной составляющей притяжения г-ой ячейки

в точке А следует воспользоваться (VII. 12), заменив в ней II величиной к

= ^ [>! -1„+Уя+К - Уч^ +

й2

]

•

(

уп

Поправка за рельеф будет равна сумме влияний отдельных ячеек. Полагая

п — 8, получим

А^р = 0,005226 2

к+1

-1

Т/ЦЧ

- V

к+1

+ (УН.23)

где поправка получается в миллигалах, если I и к выражены в метрах.

Из формулы (VII.23) видно, что при малых значениях к по сравнению с I

поправка за рельеф становится небольшой. В горной же местности она может

достигать нескольких десятков мпллигал. Приведем несколько значений этой

поправки:

для Монблана Д^

= 123 мгл

» Этны Д^р = 52 мгл

» Инсбрука (Восточные Альпы) Д^

= 14 мгл.

Поправки за рельеф в СССР вводятся в случаях, когда их величины близки

к ошибкам гравиметрической съемки, т. е. практически всегда в горных рай-

онах. При вычислении этих поправок широкое применение получили таблицы

и номограммы П. И. Лукавченко и палетка В. М. Березкина.

Неполную топографическую аномалию удобно представить как

А^н.

= 6Я + А

—

А§

или

А^н. т.

= 2л/бЯ-[-5 —А^р.

Аномалия в неполной топографической редукции вычисляется по формуле

(ё — П. Т.р=Я — А^н.т.р — у.

Если в самом простом случае влияние топографических масс принять

равным притяжению плоской пластины бесконечного простирания и исправить

155'

этой поправкой (называемой редукцией Буге) наблюденное значение силы

тяжести то получим аномалию

{ё~ 7)б = ё~ 2л/ ЬН+А

ёр

- у,

которая называется аномалией Буге.

Отметим, что сумма поправок за свободный воздух и за рельеф называется

редукцией Фая

= 0,3086/7* +

Соответственно аномалия

(Я

—

У)р

= ё+^ёр~

Уо

получила название аномалии Фая.

Аномалия Фая отличается от аномалии в свободном воздухе поправкой

за рельеф

(ё — У)Р = (ё~

У)св. в

+ ^ёр.

В равнинной местности, где поправки за рельеф становятся пренебрегаем

малыми, аномалии Фая практически равны аномалиям в свободном воздухе.

По аномалиям силы тяжести составляют гравиметрические карты, на кото-

рых проводятся так называемые изоаномалы — линии, соединяющие пункты

с одинаковыми аномалиями. Обычно основой любой гравиметрической карты

служит топографическая карта соответствующего масштаба. Масштабы грави-

метрических карт могут быть самые различные: 1 : 100 ООО; 1 : 200 000,

1 : 300 000; 1 : 1 000 000 и др. Наиболее распространены карты с аномалиями

в свободном воздухе и с аномалиями Буге.

Аномалии в свободном воздухе применяются в исследованиях, связанных

с изучением фигуры Земли. В последние годы в СССР при геодезическом исполь-

зовании аномалий силы тяжести широкое применение получили аномалии Фая.

Аномалии Буге и аномалии в неполной топографической редукции исполь-

зуют для косвенной интерполяции аномалий в свободном воздухе и аномалий

Фая. В горных районах в СССР применяют исключительно аномалии в непол-

ной топографической редукции. При разведке полезных ископаемых основными

видами аномалий являются аномалии в неполной топографической редукции

и аномалии Буге. Последние, кроме того, применяют при сравнении значений

силы тяжести в двух или нескольких близких между собой пунктах.

§ 37. МЕТОДЫ КОСВЕННОЙ ИНТЕРПОЛЯЦИИ АНОМАЛИЙ

Выше уже указывалось, что интерполирование аномалий в свободном

воздухе приводит к неудовлетворительным результатам, поскольку аномалии

обнаруживают явную зависимость от высоты точки наблюдения. Покажем, что

в пределах небольшой территории аномалия в свободном воздухе прямо про-

порциональна высоте.

При вычислении аномалий в свободном воздухе предполагается, что вли-

яние всех масс, находящихся между физической поверхностью Земли и уровнем

моря, равно нулю, однако, несмотря на это предположение, эти массы факти-

чески оказывают свое влияние на значение силы тяжести. Поэтому если брать

две точки, находящиеся на разных высотах, но в плановом отношении близких

друг к другу, то аномалии в этих точках будут отличаться именно на величину

влияния масс, не учитываемых при применении редукции в свободном воздухе.

156'

Так как влияние этих масс определяется поправкой за промежуточный слой,,

то легко оценить порядок этого влияния. В самом деле, сравнивая аномалии

в свободном воздухе для двух близких точек А и В (рис. 43), получим

(ев

- У

в)

(ЁА

- У

А)

= ев-е

Цт?

- о,зов я*) -

(У

- о,зов

Н*) \.

Если точки А и В расположены близко одна от другой, то, пренебрегая

изменением нормального поля между ними, можно с достаточным приближением

положить, что

?о

=?о

тогда

(ев - У в) -

(ЁА

- У А) = ёв-ЁА + 0,308 (Я* - Я*).

Но наблюденное значение силы тяжести в пункте В отличается от соответ-

ствующего значения в пункте А на величину

ёв~ёА = -0,308 (Н

- Н

) + 0,04186 (Н

- Н

Поэтому

(ев -

Ув)

(ёА

- У А) = +0,04186 (НВ - НЛ). (VII.24)

Для наиболее употребительных значений плотности 6 коэффициент

0,04186 = 0,1 мгл/м.

Формула (VII.24) позволяет сделать вывод, что при изменении высоты

на п метров аномалия в свободном воздухе должна изменяться на п/10 мгл.

Пропорциональность, существующая между (§• — и Я в пределах не-

которого ограниченного района, приводит к тому, что карта изоаномал в сво-

бодном воздухе является как бы копией карты

высот этого района. Например, карта изоаномал

с сечением 5 мгл будет похожа на карту горизонта-

лей с сечением 50 м. Для получения гравиметриче-

ской карты в горных районах методом линейной

интерполяции необходимо принять меры к тому,

чтобы плотность гравиметрических пунктов была

бы такой же, как и плотность точек высотной съем-

ки для карты в том же масштабе с соответствующим

сечением горизонталей. Отсюда следует, что, напри-

мер, для масштаба 1 : 200 000 расстояние между

пунктами должно быть 0,5—1 км. Создание в гор-

ных районах в настоящее время гравиметрической

съемки такой плотности является трудно осуще-

ствимой задачей.

При расстояниях между гравиметрическими пунктами порядка 20—30 км

линейная интерполяция аномалий в свободном воздухе в горном районе, как

показали специальные исследования, приводит к ошибкам около 20—25 мгл.

Наиболее рациональным выходом из создавшегося положения является

разработка методов так называемой косвенной интерполяции аномалий, кото-

рые позволят, в известной степени, освободиться от влияния рельефа. Косвен-

ная интерполяция аномалий была предложена М. С. Молоденским.

Например, для подобной интерполяции целесообразно использовать ано-

малии Буге. Известно, что при вычислении аномалий Буге влияние масс, нахо-

дящихся между физической поверхностью Земли и уровнем моря, на значения

силы тяжести в значительной степени исключается и потому аномалии Буге

н«

Уровень

• моря

Рис. 43

157'

уже не в столь сильной степени зависят от высот пунктов наблюдения, как

аномалии в свободном воздухе.

Действительно, было замечено, что аномалии Буге в горных районах

изменяются более плавно.

Например, в северо-западной части Швейцарии, где высоты колеблются

в пределах от 300 до 1200 м, при небольших расстояниях между пунктами

интерполирование аномалий Буге производится с ошибкой ±3 мгл [33].

На территории Судет ошибка интерполяции аномалий Буге при рассто-

яниях между пунктами 5—10 км составляет ±2 мгл [26].

Косвенная интерполяция с применением аномалий Буге может произ-

водиться следующим образом.

В пунктах, в которых известны значения силы тяжести вычисляют

аномалии Буге. Затем путем линейной интерполяции определяют аномалии

Буге в промежуточных пунктах, где отсутствуют гравиметрические наблюде-

ния. Наконец, в этих пунктах совершают обратный переход от аномалий Буге

к аномалиям в свободном воздухе, используя соотношение

Ог-7)св.В = Ог-7)Б + 2я/8 Н. (УП.25)

Т. Хойницки (Польша) предлагает метод, названный им гипсографическим.

Так как в условиях Польши средняя плотность б = 2,39 г/см

и коэффициент

0,04186 = 0,1 мгл/м, то соотношение (VII.25) между аномалиями силы тяжести

Т. Хойницки пишет в виде

(*-Т)с..в = (*-?)в + 0,1#. (УП.26)

Второй член справа обусловливает линейную зависимость аномалии в сво-

бодном воздухе от высоты, что видно из сравнения

(VI 1.26)

(VI 1.24)

и потому

Т. Хойницки называет его высотной аномалией Фая

и обозначает

Ар — 0 ЛН. (VII.27)

Аномалию в свободном воздухе он представляет следующим образом:

(ё-У)с

.* = (ё-Ч)в + А7. (VII.28)

Метод построения карты аномалий в свободном воздухе, основанный на

применении формулы (VII.28), называется гипсографическим потому, что

аномалии рекомендуется получать путем использования гипсометрической

карты, трансформированной графически без каких-либо вычислительных опе-

раций.

В самом деле, из формулы (VII.27) видно, что карта горизонталей одно-

временно является картой высотных аномалий в единицах Ю

-1

. Накладывая ее

на карту аномалий Буге, можно сразу вычертить изоаномалы в свободном

воздухе, реализуя графически формулу (VII.28), основываясь на методе начер-

тательной геометрии.

Но в СССР, обычно, не применяют косвенную интерполяцию для составле-

ния карт аномалий в свободном воздухе, а в ближайших к исследуемой точке

зонах вычисляют отдельно влияние каждого из членов, входящих в формулу

(VI

1.25): влияние первого члена вычисляется по картам аномалий Буге, а вто-

рого — по топографическим картам, умножая результаты вычислений на коэф-

фициент 2я/б. Если при составлении карты аномалий Буге плотность породы б

Под аномалией Фая Т. Хойницки понимает аномалию в свободном воздухе.

158'

была принята равной 2,67 г/см

, то коэффициент 2я/6 = 0,1119, если же плот-

ность б была принята равной 2,3 г/см

, то 2я/6 = 0,0964. Высоту Н необходимо

выражать в метрах, чтобы член 2я/бЯ получить в миллигалах.

При вычислении влияния дальних зон получают, пользуясь формулой

(VII.25), средние аномалии в свободном воздухе по трапециям 5 X 7,5' (или

более крупным) и их используют в вычислениях. Это особенно выгодно, когда

применяют ЭВМ.

В горных районах, где поле аномалий Буге сложное, косвенная интер-

поляция аномалий в свободном воздухе выполняется с помощью аномалий

в неполной топографической редукции. Косвенная интерполяция аномалий

Фая выполняется через аномалии в неполной топографической редукции,

используя соотношение

(В-У)* = (е-Т)н. Т. р. + 2я/бН. (VII.29)

Влияние первого члена вычисляют по картам аномалий в неполной топо-

графической редукции, и второго — по топографическим картам.

При исследованиях гравитационного поля Земли и ее фигуры возникает

задача определения средних аномалий силы тяжести в свободном воздухе или

аномалий Фая для больших площадей по дискретным и зачастую неравномерно

распределенным наблюдениям силы тяжести.

Средняя аномалия силы тяжести — у) для некоторой области может

быть получена по формуле

(ё=У) = йсо. №30)

(3)

При определении (§ — у) область 8 разделяется на п элементарных равно-

великих участков, в каждом из которых значение (§ — 7) считается постоянным.

В этом случае

= (VII.31)

1=1

При получении средних аномалий силы тяжести для больших площадей

в качестве исходных используются средние аномалии для меньших площадей.

Минимальной областью, для которой средняя аномалия определяется непо-

средственно по значениям аномалий в гравиметрических пунктах или по грави-

метрическим картам, является трапеция размером 1° X 1°. Однако простое

осреднение по формулам (VII.30, VII.31) может дать неправильные результаты,

поскольку при этом не учитывается подтвержденная многими исследованиями

зависимость аномалии силы тяжести от высот пунктов наблюдений.

Можно указать многих ученых, занимавшихся этой проблемой: Б. В. Ду-

бовской (1938 г.), И. Д. Жонголович (1952 г.), Джеффрис (1941 г.), Каула

(1958—1959 г.), Уотила (1960 г.) и др.

Известно, что в пределах небольших участков, порядка трапеции 1° X 1°,

хороший результат дает косвенная интерполяция аномалий в свободном воздухе

(ё — ?)св. в через аномалии Буге.

В пределах таких участков коэффициент зависимости — •у)

св в

от высоты

пли глубины равен коэффициенту редукции Буге — 2я/б.

При увеличении площади участков, по которым проводится осреднение,

зависимость аномалии от высоты и глубины ослабляется. Лучше всего эта

зависимость может быть определена статистическим путем.

159'