Шимбирев Б.П. Теория фигуры Земли

Подождите немного. Документ загружается.

И. Д. Жонголович учитывал зависимость аномалий в свободном воздухе

от высоты (или глубины) при переходе от одноградусной трапеции к трапеция!:

10° X 10° следующим образом.

Для каждой десятиградусной трапеции при наличии в ней гравиметри-

ческих пунктов составлялись условные уравнения типа:

а + кЩ

= (^)

а + кЩ

= (8-у)

где — 7) — среднее значение аномалии силы тяжести в одноградусной тра-

пеции; Щр — соответствующая средняя высота трапеции 1° X 1° (или Р

ср

—

средняя глубина); а, к — коэффициенты; п — число одноградусных трапеций

в десятиградусной, обеспеченных гравиметрическими данными.

Коэффициенты а и к находились по способу наименьших квадратов для

каждой десятиградусной трапеции. Всего, таким образом, удалось определить

коэффициенты для суши в 76 трапециях и для моря — в 69. Средние значения

из полученных коэффициентов оказались:

для суши к = +0,046 мгл/м,

для моря

= —0,020 мгл/м.

Недостатком примененного ^Конголовичем способа приведения аномалий

к средней высоте трапеции 10° X 10° является то, что коэффициенты зависи-

мости аномалий от высоты определялись эмпирически отдельно для каждой

десятиградусной трапеции, независимо от качества и количества имеющегося

материала наблюдений, и получались наиболее неуверенно в плохо изученных

трапециях, т. е. как раз там, где точные значения коэффициентов наиболее

необходимы.

В ЦНИИГАиК пошли по другому пути, полагая, что лучше считать коэф-

фициенты зависимости аномалии от высоты и глубины постоянными для всех

однотипных десятиградусных трапеций и определять их только по хорошо

изученным трапециям.

Для определения средних значений коэффициентов к я

при осреднении

данных на трапециях 1° X '1°, входящих в трапецию 10° X 10°, были выбраны

хорошо изученные районы с большим диапазоном изменения высот или глубин.

Для каждого из этих районов графически была определена зависимость ано-

малии в свободном воздухе от высоты или глубины. Средний коэффициент

оказался равным 0,070±0,006 мгл/м для суши и 0,025±0,004 мгл/м для моря.

Эти коэффициенты принимались как постоянные для приведения аномалий

к средней высоте или глубине трапеций 10° X 10°.

В дальнейшем, чтобы свести к минимуму ошибки, связанные с учетом рель-

ефа при различной плотности съемки и с изменением зависимости аномалии

с высотой при различной степени осреднения, переход от трапеции 1° X 1"

к трапециям 10° X 10° стал осуществляться следующим образом.

Для трапеций размером 1° X 1° определение средних аномалий в свободном

воздухе производилось методом косвенной интерполяции через аномалии Буге:

определение средних аномалий Фая для тех же трапеций производилось мето-

дом косвенной интерполяции через аномалии в неполной топографической

редукции.

160'

Переход к трапециям больших размеров осуществлялся в три этапа: 1) пере-

ход от аномалий трапеций 1° X 1° к аномалиям трапеций 2° X 2°; 2) переход

от трапеций 2° X 2° к трапециям 4° X 4°, 3) переход от трапеций 4° X 4°

к трапециям 10° X 10°.

Вычисление средних аномалий в свободном воздухе для материковых

трапеций на 1, 2 и 3 этапах осреднения производилось по формуле

(ё ~

Т)ев. В

= (8 ~ Т)ср + (Ш - Щ

), (VI 1.32)

где (д — у)

ср

, — среднее значение аномалии в свободном воздухе и средняя

высота в трапециях, имеющих гравиметрические наблюдения; Я

— средняя

высота всей трапеции; к

— коэффициент зависимости аномалии в свободном

воздухе от высоты на г-м этапе осреднения.

Средние аномалии для морских трапеций вычислялись по формуле

(ё ~ 7)св. в = (8~ У)ср + Ь

(Р — Р

ср

), (УН.ЗЗ)

где Р и Р

— соответствующие глубины, а — коэффициент зависимости

аномалии в свободном воздухе от глубины на г-м этапе осреднения.

Коэффициенты и Ь

{

вычислялись по способу наименьших квадратов.

Так, например, при переходе от трапеций 1° х 1° и трапециям 2° х 2° при-

менялись формулы

7. _ и _ [Агр] тТЯ4^

где Ад — значение аномалии в трапеции 1° х 1°, а/гир - отклонение высоты

или глубины гравиметрически изученной трапеции 1° х 1° от высоты или глу-

бины трапеции 2° х 2°, полученной как среднее из высот или глубин трапеций

1° X 1°, имеющих гравиметрические наблюдения.

Аналогичные формулы применялись и на других этапах осреднения. Для

вычисления коэффициентов к или

использовались районы, достаточно хорошо

изученные в гравиметрическом отношении, с большим диапазоном изменения

высоты или глубины.

При вычислении средних аномалий Фая применялись формулы, аналогич-

ные формулам (VII.32), (VII.33) и (VII.34), заменяя в них (д — у)

св

на

(д — у)р и коэффициенты к на к'. Полученные результаты приведены в табл. 7.

Таблица 7

Коэффициенты к и к' зависимости аномалий силы тяжести

от высоты

Среднее

значение

коэффициента

Для трапеций

Среднее

значение

коэффициента

1° X

1° 2° X 2° 4°

4°

10° X10°

к'

0,094

0,111

0,054

0,059

0,026

0,032

0,0124

0,0165

На основании исследований, проведенных в ЦНИИГАиК под руководством

Л. П. Пеллинена, можно сделать вывод, что если для небольших трапеций

площадью порядка 1° X 1° хороший результат дает интерполирование через

топографические аномалии, то при переходе к трапециям больших размеров

зависимость аномалии от рельефа заметно ослабевает.

11 Заказ 1379

161

§ 38. ВЛИЯНИЕ ТОПОГРАФИЧЕСКИХ МАСС

НА УКЛОНЕНИЯ ОТВЕСА

В горных районах возникает необходимость вычисления уклонений отвес;

путем непосредственного учета влияния притягивающих масс. Это влияние

учитывается и при инженерно-геодезических работах, например при созданпг

искусственных водных бассейнов и гидротехнических сооружений больших

объемов, при прокладывании в горах тоннелей значительного протяжения и др.

Для вычисления составляющих уклонения отвеса и т)

, обусловленных

действием топографических масс, вся местность вокруг исследуемой точки

делится системой концентрических окружностей и радиальных плоскостей

(рис. 44) на отдельные призмы таким образом, чтобы высоту каждой призмы

можно было бы считать величиной постоянной.

Проекции Р

и Р

горизонтальной составляющей притяжения каждой

такой призмы на оси хну, направленные соответственно на север и восток,

получаются путем элементарного расчета. Величина влияния призмы на соста-

вляющие уклонения отвеса определится по формулам

Суммируя влияние всех призм на составляющие уклонения отвеса, можно

определить угол, на который отклонится отвес от направления касательной

к силовой линии нормального поля под влиянием наружного рельефа.

Для вывода соответствующих формул выделим внутри призмы

СЮЕР6НТК (см. рис. 44) элементарную массу йт. В цилиндрической системе

координат, где г — радиус-вектор, А — азимут,

— высота, получим

Рис. 44

— Ел

81111"

А г]" Ь-ъг.

'узшГ

йт = 8г йг йА йх.

Сила, с которой элементарная масса йт притягивает точку М

162'

Обозначим через угол наклона. Поскольку соз Р =

, проек-

у /-2 -(- 22

пия притяжения элементарной массы на ось х получается равной

йР'

= /8 соз А ЛА

ггага

=/6 соз АЛА

аЫг

Поскольку (5 = -у, получаем, что при постоянном г

г а р

йг=

С032 Р '

Учитывая, что 1 + =

сов2

^ , найдем

= /б соз Л

сЫ

йг соз

Интегрирование этого выражения по переменной р в пределах от р = О

(что соответствует 2 = 0) до р = агсзш - ^ ^ (что соответствует т. = к

даст нам проекцию притяжения элементарной призмы высотой к на ось х

АР

1б

соз Л ЙЛ-=!=-.

Интегрируя последнее выражение сначала по г в пределах от г до г

а затем по А, получим действие всей призмы, обозначенное через Р

При вычислении Г

Лг

используем подстановку

^ /Л2 + Г2

= г +

уь*

+л

откуда

йг

Аг

йу —йт-

Й2 -|_

|/й2+

2 *

Следовательно,

йг йу

/А2+Т-2 ~~ г/

В результате получим, считая для данной призмы к = сопз1,

ГЬ

+ УгЪ+к*

= }8к (зт А( — зш

1п •

ГА-1+у +

Аналогично определим проекцию притяжения призмы на ось т/. Влияние

дельной призмы на составляющие уклонения отвеса вычисляется по формулам

п" 1

гь

+ У

\ +

= (зт А

- зт А ,.г) 1

8 л

Л-

о" 1 г

+У +

№

(VII. 35)

"" "1-1

ГЛ-1+

И Г|_

+ А

И* 163

где М — модуль перехода от натуральных логарифмов к десятичным; р" =

= 206 265; к — разность между средней высотой призмы и высотой данного

пункта; А

и А

— азимуты радиусов, ограничивающих призму; г

и —

внешний и внутренний радиусы зоны.

В случаях, когда к мало по сравнению с г, выражения (VII.35) могут быть

заменены следующими:

= - Т-Ж1

8к

з1п А

' -

8[п

Ат

}"= -Т'

дк (С08

^ -

008

Л[)

)

Если пользоваться палеткой В. Ф. Еремеева, то по формулам (VII.35)

учитывается влияние рельефа первых пяти зон (от г

= 5 км до г

= 33,6 км),

а по формулам (VII.36) — всех последующих (от г

= 33,6 км до г

х1п

- 305,4 км).

Для вычисления влияния рельефа центральной зоны (радиуса 5 км) на

составляющие уклонения отвеса имеем

Г о 2я г

2Я

0 0 0 0

где г

- 5 км (радиус центральной зоны).

Формула для Ат)

получается путем замены в приведенной выше формуле

соз А на зт А .

Разделив центральную зону на 8 секторов и применяя формулу Гаусса

с тремя ординатами, получим

8 8 8

е г V к

совА

„ Н

соз А

п п

соз А

/тгтт

С1 2

Т/,2,,.2 Т/,2,,.2 '(

УП

)

п=1 V

п^

1 п=1

2 п=1 ' "п"Г

где

= 4,08974,

т-у

= 563,5 м,

= 6,54358, г

= 2500 м,

= 4,08974, г

= 4436,6 м.

§ 39. ГИПОТЕЗА ИЗОСТАЗИИ И ИЗОСТАТИЧЕСКИЕ

РЕДУКЦИИ

Изучение гравитационного поля Земли и выяснение основных законо-

мерностей в распределении аномалий силы тяжести приводит к важным выводам

относительно строения земной коры. Наличие двух типов коры — океанической

и континентальной, отличных по мощности и по плотности, — являющееся

прямым нарушением идеального строения Земли (в соответствии с которым

Земля состоит из однородных концентрических слоев), должно приводить

к соответствующим изменениям гравитационного поля.

В самом деле, по формуле для притяжения бесконечно плоской пластины

подсчитаем, насколько аномалии в свободном воздухе на континентах под

влиянием этого слоя были бы больше, чем на океанах:

у) = +2я/ бН = +0,04186/7 (на суше) |

($—V) = —2я/(б —1,03)Р = —0,0418^(6 —1,03)Р (на море) (

У11

164'

Ш1.36)

где б — средняя плотность земной коры; Н — высота континента; Р — глу-

бина моря; 1,03 — плотность морской воды.

Вычисления по формулам (VII.38), при б = 2,67 г/см

, показывают, что

пределы изменений аномалий в свободном воздухе должны быть от —350 мгл

(для океана глубиной 5 км) до +450 мгл (для плоскогорья высотой 4 км).

Аномалии Буге должны равняться нулю.

Однако оказалось, что результаты наблюдений противоречат этой теоре-

тической зависимости. Аномалии в свободном воздухе почти не выходят за

пределы ±50 мгл, а огромное большинство аномалий вообще близко к нулю.

В то же время аномалии Буге в горных районах оказываются, как правило,

отрицательными и довольно значительными по величине. Так, в западном

Тибете, Памире, Куэнь-Луне аномалии

Буге колеблются в пределах от —250

до —550 мгл, в Мексиканском нагорье до-

стигают —200 мгл, в Альпах —150 мгл.

Напротив, в Атлантическом и Тихом

океанах они имеют положительные зна-

чения от 300 до 400 мгл.

Эти обстоятельства наводят на мысль,

что на некоторой глубине под континен-

тами находятся аномальные массы пони-

женной плотности, которые компенсируют

влияние наружного рельефа и, напротив,

под дном океана лежат массы повышенной плотности,, притяжение которых

нейтрализует недостаток масс в океаническом слое воды.

Можно привести еще одно соображение, подтверждающее существование

компенсации в нижних слоях земной коры.

Пользуясь экспериментальными данными о скоростях распространения

продольных сейсмических волн, можно принять схемы распределения плот-

ностей в континентальной и океанической частях земной коры, приведенные

на рис. 45, где К — толщина слоя, б — плотность. Пользуясь формулой при-

тяжения бесконечно плоской пластины (VII.19), находим, что притяжение слоев

континентальной коры толщиной 35 км составит 4267 мгл, а притяжение оке-

анической коры той же толщины 4276 мгл, т. е. в пределах точности принятых

параметров гравитационный эффект обоих типов коры одинаков. Это означает,

что суммарная масса всех слоев в обеих колонках (см. рис. 45) одинакова, что

может иметь место лишь в случае, если избыток (или недостаток) масс, слага-

ющих внешний рельеф, компенсируется недостатком (избытком) масс на некото-

рой глубине.

Сопоставление аномалий Буге и аномалий в свободном воздухе позволяет

сделать вывод о степени соблюдения компенсации в земной коре: при полной

компенсации аномалии в свободном воздухе должны быть равны нулю; при

отсутствии компенсации должны обращаться в нуль аномалии Буге. Факти-

чески аномалии в свободном воздухе примерно в 10 раз меньше аномалий

Пуге, т. е. компенсация в среднем осуществляется с точностью по-

рядка 10%.

Деттон (С. Е. БиМоп, 1889 г.) впервые ввел термин «изостазия», означа-

ющий, что земная кора ниже некоторой определенной глубины находится

з состоянии гидростатического равновесия. Уровенная поверхность, ближайшая

к поверхности Земли, на которой достигается состояние изостатического равно-

весия, называется поверхностью изостатической компенсации.

Уровень моря

Континент Океан \

Г!,хм (Г,г/см

км

(Р,г/см\

г,а

3,0 20

1,03

уг.з

3,0

3,4-

Рис. 45

165'

Представим себе земную кору разрезанной на отдельные участки равного

сечения принимаемого равным единице. Для существования гидростатического

равновесия необходимо, чтобы давление земной коры на подстилающую среду

во всех точках нижней поверхности земной коры было одинаково. Поэтому

для каждого участка должно выполняться следующее условие:

где гI, г

— соответственно расстояния от центра Земли до поверхности изо-

статической компенсации и до поверхности Земли; б — плотность участка:

§ — ускорение силы тяжести.

Поскольку изменение § с высотой незначительно, то условие (VII.39}

можно заменить более простым

означающим, что каждый из участков, на которые разбита земная кора, имеет

одинаковую массу над поверхностью изостатической компенсации. Состояние

компенсации может быть достигнуто различными способами. Так, учеными

предложены разные модели компенсации. Почти одновременно в декабре 1854

— январе 1855 гг. появились две оригинальные гипотезы изостазии, разработан-

ные Праттом и Эри. Как гипотеза Пратта, так и гипотеза Эри предложены для

объяснения особенностей строения Гималайского хребта. Считалось несомнен-

ным, что в Индии, на севере которой возвышается огромный горный массив

Гималаев, а на юге расположены глубины Индийского океана, должны

наблюдаться и большие уклонения отвеса.

Непосредственное вычисление действия топографических масс на уклоне-

ния отвеса, произведенное Праттом, подтвердило это. Так, для пункта Калиана,

находящегося на севере Индии вблизи Гималайского хребта, уклонение отвеса,

вычисленное Праттом, оказалось 27,9", а для пункта Дамаргида, в центре

Индии, - 6,9".

Уклонения отвеса также были получены в результате обработки градусных

измерений по формулам (VI.5)

они оказались в несколько раз меньше значений, вычисленных Праттом. Так.

для пункта Калиана астрономо-геодезическое уклонение отвеса составило

всего 5,2", а для пункта Дамаргида — 3,8".

Очевидно, что причина столь большого различия заключается в более

слабом притяжении Гималайских гор, чем то, которое следовало бы ожидать

при наличии видимых наружных масс. Поэтому вполне естественно допущение,

что действие возвышающихся над уровнем моря притягивающих масс ком-

пенсируется недостатком масс в лежащих ниже слоях земной коры. Пратт

пришел к выводу, что земная кора под Гималаями должна быть менее плотной,

чем на равнине Ганга.

Согласно гипотезе Пратта земная кора всюду имеет одинаковую толщину

и простирается до поверхности изостатической компенсации. Схема строения

^ 8§ йг = соп81,

(VII.39]

(VII.40)

166'

земной коры по Пратту. дана на рис. 46. Условие изостатического равновесия

по Пратту, согласно (VII.40), имеет вид

(Н+Т) = 8

(Т - Р) + 1,03Р = сопз*, (VII.41)

где Н — высота участка над уровнем моря; Т — глубина поверхности изоста-

тической компенсации; Р — глубина моря; б

и 6

— плотности континенталь-

ного и морского участков земной коры. Уравнение (VII.41) можно представить

как

Т+Н

+ -Й1'

т. е. плотности двух участков земной коры обратно пропорциональны их тол-

щине.

Для определения постоянной величины (сопа!) формулы (VII.41) положим

Н = 0. Тогда

Г = сопз!;.

Плотность 8

обычно принимают равной 2,67, тогда сопзЪ = 2,67Г. Что

касается глубины поверхности изостатической компенсации Т, то она под-

бирается путем проб, суть которых заключает-

ся в следующем.

Для всех пунктов с известными значе-

ниями силы тяжести § при помощи специаль-

ных таблиц вычисляют так называемые изо-

статические редукции. Сначала из наблюден-

ной силы тяжести вычитают значение верти-

кальной составляющей притяжения всех

топографических масс, возвышающихся над

поверхностью моря, т. е. вводят полную

топографическую редукцию. Затем учитывают

притяжение компенсирующих масс, т. е.

удаленные в первом случае массы распреде-

ляют равномерно по вертикали между по-

верхностью моря и поверхностью изостати-

ческой компенсации. Если бы строение земной коры строго соответство-

вало гипотезе изостазии, то в результате описанного перераспределения

притягивающих масс получилось бы совершенно равномерное распределение

масс и все уклонения § от нормального значения, обусловленные вли-

янием аномальных масс, должны были бы обратиться в нуль. Но, как известно,

в аномалии (§• — 7) входят также ошибки наблюдений и ошибки в определении

параметров принятой формулы для 7

и Т. Поэтому, если определить пара-

метры формулы нормальной силы тяжести по изостатическим аномалиям в соот-

ветствии со способом наименьших квадратов, то при строгом выполнении изо-

стазии остаточные члены будут обусловлены лишь ошибками наблюдений и по-

грешностью принятой глубины компенсации Т. Изменением значения Т можно

добиться минимальных остаточных уклонений. Такой же прием применялся

при обработке градусных измерений. В этом случае минимизировались укло-

нения отвесных линий.

Вероятнейшим будет то значение глубины компенсации Т, при котором

соответствующие уклонения будут минимальны. Гипотеза Пратта получила

широкое применение при обработке результатов геодезических измерений

Горы

Море

Уровень моря

Горы \

<Г<<Г„

Поверхность изостатической.

компенсации

Рис. 46

167'

в США в работах Хейфорда. Однако в отличие от Пратта Хейфорд принимает,

что плотность тех частей земной коры, которые выдаются над уровнем моря,

повсюду одинакова и равна б

= 2,67 г/см

, массы же гор компенсируются

уменьшением плотности только в той части земпой коры, которая лежит ниже

уровня моря. Следовательно, основное уравнение по Хейфорду для суши будет;

иметь вид |

б Г + б

Я = б

Г. (УИ.42)

Положив

б = б

+ б\

где б' — дефект плотности, получим

Отсюда

6Т = —б

Я.

б' = -

= — 2,67

(VII.43)

Для поверхности моря уравнение Хейфорда аналогично уравнению Пратта

(VII.41)

. _ б

Г — 1,03Р

т-Р

Обозначив избыток плотности под морским дном через

б' =

—б

—1,03) Р _ , 1.64Р

получим

6':

Т — Р

Т — Р '

(VI 1.44)

В формуле (VII.43) б' — отрицательное, поскольку плотность столбов

возвышающихся над уровнем моря, меньше нормальной (б •< 2,67 г/см

), а в фор-

муле (VII.44) — положительное, ибо зем-

ная кора под дном океана имеет плотность

больше нормальной (б > 2,67 г/см

По гипотезе Эри предполагается, что

отдельные глыбы земной - коры плавают

на более тяжелом субстрате и погружены

в него тем глубже, чем выше они подни-

маются над его поверхностью (рис. 47).

Эри полагает, что земная кора всюду имеет

УроВень моря

Поверхность

азостатическои ком-

пенсации.

Рис. 47

одинаковую плотность 6

= 2,67 г/см

плотность субстрата б = 3,27 г/см

, сле-

довательно, разность плотностей б' =

= б — б

= 0,6 г/см

По закону Архимеда погруженная

часть глыбы вытесняет массу субстрата,

равную массе всей глыбы.

В соответствии с этим, на континентах избыточная масса б

Я, возвыша-

ющаяся над уровнем моря, компенсируется тем, что ниже нормальной глубины

земной коры Т (за нормальную глубину земной коры в гипотезе Эри прини-

мается глубина тех ее участков, для которых Я = 0) лежит слой толщиной I,

плотность которого 2,67 г/см

вместо плотности субстрата 3,27 г/см

. Таким

образом,

б"* = б

Я или 0,62=2,67Я,

168 '

откуда

= 4,45 Н.

Следовательно, компенсирующий дефект плотности лежит между глу-

бинами Т и Т + 4,45#.

Под дном океана компенсация достигается тем, что в слое толщиной {

земная кора вытеснена субстратом. Если глубина океана Р, то дефект масс

(2,67—1,03) Р компенсируется избытком, равным б'^. Таким образом, находим

б'I = 1,64Р, откуда

= 2,73Р.

Из этого следует, что компенсация океана достигается слоем с избыточной

плотностью порядка 0,6 г/см

, лежащим между глубинами Т — 2,73Р и Т.

В гипотезе Эри давление на равных глубинах в подкоровом слое одинаково,

так что согласно этой гипотезе поверхность изостатической компенсации можно»

провести как касательную через наиболее глубокие корни гор. Поэтому гипо-

тезы Пратта и Эри, различаясь по способу размещения массы в земной коре,

одинаково удовлетворяют условию равенства давлений на некоторой глубине.

Для вычисления редукций в системе Эри имеются таблицы, составленные Хей-

сканеном при четырех предположениях относительно нормальной толщины

земной коры Т, соответствующей Н = 0 (Т = 20, 30, 40 и 60 км). Хейсканен

отмечал, что эта редукция не является слишком чувствительной к вариациям

значений Т. Для примера укажем, что изостатическая редукция горизонталь-

ного плато высотой 2 км и радиусом 166,7 км при Т — 20 км равна +184,7 мгл,

тогда как при Т = 30 км она равняется +181,2 мгл. Гипотезы Пратта и Эри

допускают существование локальной изостатической компенсации, которая

означает, что компенсирующие массы расположены прямо под компенсирован-

ными топографическими массами. Это допущение, однако, не совсем правильно,

ибо в земной коре существуют известные силы сцепления и для произвольно

малой поверхности закон равенства масс (VI 1.40) не соответствует действитель-

ности. Соотношение (VI

1.40)

выдерживается лишь приближенно для больших

участков земной поверхности, имеющих площадь нескольких сотен или даже

тысяч квадратных километров. Учитывая это, Венинг-Мейнее несколько усо-

вершенствовал изостатическую гипотезу Эри, разработав теорию региональной

пзостазии. Он исходил из допущения, что земная кора ведет себя подобно гиб-

кой пластине, которая прогибается под тяжестью топографических масс. При;

этом, поскольку земная кора обладает известной прочностью, она будет проги-

баться под действием лишь значительных нагрузок, тогда как сравнительно

небольшие топографические массы (например, горы Гарца в Германии или Га-

вайские острова в Тихом океане) не могут вызвать ее вертикальных перемеще-

ний. Изостатические поправки, вычисляемые по теории Венинг-Мейнеса, в чис-

ловом выражении мало отличаются от поправок, вычисляемых по гипотезе

Эрп. Это обстоятельство объясняется близостью в физическом смысле этих

двух гипотез, ибо в них принимается, что под материками земная кора глубже

погружается в субстрат, чем под дном океанов. Необходимость вычисления

изостатических поправок возникает в целом ряде случаев при изучении стро-

ения Земли, а также в отдельных случаях при косвенной интерполяции и экс-

траполяции аномалий силы тяжести.

В настоящее время для вычисления изостатических поправок применяют

в основном три изостатические модели:

169'