重力测量

重力测量
什么叫重力基准点？
指绝对重力值已知的重力点，作为相对重力测量（两点间重力差的重力测量）的起始点。

中国于1956~1957年建立了全国范围的第一个国家重力基准，称为1957年国家重力基本网，该网由21个基本点和82个一等点组成。

1985年，中国重新建立了国家重力基准。

它由6个基准重力点，46个基本重力点和5个因点组成，称为1985年国家重力基本网。

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。

50年代中期，我国建立了由27个基本重力点和80个一等重力点构成的第一个重力控制网，该网是以苏联的阿拉木图、伊尔库茨克和赤塔为起始点，其绝对值为国际波茨坦系统。

1981年，国家测绘总局在福州市溪口省测绘局外业大队北楼室内，埋设了重力基准点，根据中意科技文化合作协定，由国家测绘总局与意大利都灵计量研究所合作，用该所研制的可移动式绝对重力仪，测定了该点的绝对重力值，重力成果达到了微伽级的高精度。

它是按照国务院1978年84号文件《关于重建我国高精度重力控制网的决定》而建立的“85国家重力基本网”的6个基准点之一(另5个是北京、广州、南宁、昆明、青岛)。

该网还包括64个基本重力点和5个引点，充分利用全球的重力测量成果，同国际重力测量委员会建立的“1971年国际重力系统”进行了北京—日本，北京—巴黎的国际联测和北京—香港联测，联测精度为15～20微伽，平差后点重力值精度为±8微伽，新网建立后，代替了原来采用的具有较大系统误差的波茨坦重力系统。

zhongli celiang
重力测量
gravimetric survey
测定重力加速度值的工作。

重力测量结果广泛地用于测绘、地质勘探、地球物理研究以及空间科学技术等方面。

重力作用在地球表面任一质点的重力□是引力□和惯性离心力□的合力（见图地球重力示意图）。

根据牛顿万有引力定律，整个地球质量产生引力，地球自转则产生惯性离心力。

引力的方向指向地球质心，惯性离心力的方向垂直于地球自转轴向外，而重力的方向则为两者合力的方向，即垂线的方向。

惯性离心力最大约为重力的1/300,因此地球的引力方向和重力方向非常接近。

作用在单位质点上的重力称为该点的重力场强度,它同重力加速度在数值上相等。

在重力测量中，重力加速度是实际所要测定的基本物理量，通常又将重力加速度简称为重力。

在MKS制中,重力的单位为米/秒2;在CGS制中,则为厘米/秒2。

为了纪念世界上第一个测定重力的意大利物理学家伽利略(G.Galilei)，将重力的单位厘米／秒2称为伽(Gal)，千分之一伽称为毫伽(mGal)，千分之一毫伽称为微伽(μGal)。

由于地球表面形状不规则和地球内部质量分布不均匀，地球表面各点的引力是不同的。

惯性离心力的大小又与作用点至地球自转轴的距离有关，一般在地球赤道上惯性离心力最大，在地球两极惯性离心力最小，所以，地球表面上各点的重力不是一个常数，它的数值变化约从978伽到983伽，由赤道向两极增大。

重力还随时间变化，这主要是由于日、月对地球的引力变化和地球内部物理过程引起的。

此外，地球周围的大气层质量同样产生引力作用，在高精度重力测量中，应当考虑这些因素。

测量方法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斯
(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，所以目前已很少采用。

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。

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。

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。

重力测量基准绝对重力值为已知的重力点，可以作为相对重力测量的基准点，由它可以递推出各重力点的绝对重力值。

历史上曾经有过两个国际重力基准点:一是维也纳系统，这是1900年在巴黎举行的国际大地测量学协会会议上通过的;另一是波茨坦系统,这是1909年在伦敦举行的国际大地测量学协会会议上通过的。

后者一直被世界各国使用至今。

波茨坦系统以德国波茨坦大地测量研究所摆仪厅的重力值作为基准,重力值□=981.274±0.003伽。

几十年来,许多国家的绝对重力测量结果表明,波茨坦绝对重力值大了14毫伽左右,所以1971年在莫斯科举行的国际大地测量学和地球物理学联合会第15届大会上决定采用1971年国际重力基准网(ISGN-71)。

与其相应的波茨坦基准点的新重力值□=981260.19±0.017毫伽。

国际重力基准网除了作为相对重力测量的起始数据外，还用作重力仪格值标定的比较基线。

因此它具有较高的精度。

中国从1895年在上海徐家汇观象台测定第一个重力值起,到1949年全国总共测定了200多个重力点。

其误差约为5～10毫伽。

1949年以后,开始用摆仪和重力仪在部分地区进行相对重力测量。

为了建立各种用途的相对重力测量基准和为有关学科提供重力资料，1956～1957年在全国范围内建立了第一个国家重力控制网，该网由21个基本点和82个一等点组成。

1981年又在全国测定了10多个高精度绝对重力点，精度约为±10微伽。

1983年起开始重建全国重力基本网，其中基本点约40个，一等点约百余个。

测定精度基本点高于±25微伽，一等点高于±40微伽。

1984年又和香港、日本、法国进行了重力国际联测。

地球的重力场
指地球的表面及周围重力用的空间。

其中任意一点既受地球质量的引力作用，也受地球自转里心里的作用,它们的合力就是重力.以为重力所做的功与路径无关,所以具有位场的性质,可以通过一个标量来叙述,即重力位.重力位相等的面称为等位面.重力的方向与等位面垂直.
如果将地球看成是理想的旋转椭球面,相应的重力场称为正常重力场。

地球上任一点重力场与正常重力场场之间的差异称为重力异常场。

地球质量分布不均匀是引起重力异常的原因。

正常的重力等位面是椭球面，也就是水准面。

其中与平均海平面重合的面就是大地水准面。

因此，重力场的研究从中可以求得平均地椭球的形状，并建立水准网。

在空间轨道中，可根据重力场校正空间飞行器的轨道。

研究重力异常与矿产分布之间的关系可以用于矿产勘查。

重力测量
对地球重力加速度的测量。

作用在单位质量上的重力称为重力场强度，数值上等于该重力的加速度。

常用的单位是微伽和毫伽。

相应的测量仪器就是重力仪。

重力测量又分为绝对测量和相对测量两类。

前者根据自由落体或摆动的原理测量自由落体加速度或摆动的周期来换算加速度。

后者是测量两点的重力差，先进都用弹簧重力仪观测。

其精度在几十或几个微伽。

根据观测重力场的空间位置，又可分为地面重力测量以及海洋和航空重力测量。

绝对重力值和一直的重力点可作为相对测量的基准点，由此可建立全国和国际的重力基准网。

它不仅可作为相对测量的计算标准，因此要求更高的精度。

由于地球是椭球面，从赤道向两极，重力值逐渐增加。

此外地球与日、月间互相引力的影响，是地球发生周期性形变，因此重力值随时间也发生一定的变化，这就是固体潮。

重力勘探
根据重力异常寻找矿产或研究地址构造的方法成为重力勘探。

他是在物理测量学的基础上发展起来的，是应用地球物理中的重要方法之一。

进行重力勘探是，需要在测区内建立基准点，并布置一定密度的测网。

所有各点的重力值都与基准点相比。

各点的重力观测值除了与矿体和围岩的密度差有关外，还和密度、高程、地形异常，需要作相应的，以消除这些因素的影响。

重力异常中包含区域异常和局部异常。

为此要对重力异常图作进一步的特殊处理。

重力勘探的结果在于确定地质体的空间单位置、大小、形状等，通过资料反映可实现此目的。

现代重力勘探可在陆地、海洋、空中及井下进行。

重力勘探成本低、效率高，特别适用于区域普查。

它能解释多种地质问题，如区域构造单地划分、研究沉积盆地、寻找油气构造。

寻找致密的矿体等。

重力异常
地球上一点实测的重力值与正常重力值之间的差，也称重力值引起的重力变化，成为重力异常。

均衡改正，是指消除因地壳均衡作用而早成的地壳内部质量过剩和
亏损而作的改正。

固体潮改正是消除日、月引力而造成的影响。

作了上述改正后便得到重力异常。

它是由于地球内部质量分布不均匀所造成的。

分析重力异常的原因，对研究地球内部构造、组成以及寻找矿产资源具有重要意义。