г мүндағы to R  со  cos  ф

Бүл формула бойынша жердің сыгылу коэффициент! 
а
  —1/298 2-ге 
тең эллипсоидқа сәйкес келеді. Қазірде, жаңа Потсдам жүйесіне бай­
ланысты бүл формулаға (-14-10 s 
м /с2)
 түзету енгізілді.
1930 жылы Стокгольмде болған Халықаралық геодезиялық кон-
гресте жердің қадыпты өрісін сипатгайтьт халықаралық формула регін- 
де Кассинис формуласы кдбылданды
у„ ~
 978,049(1+0,0052884 
sin2$
 - 0,0000059 
sin2
2ф) 
(3.10)
1971 жылы Мөскеу қаласыңда өтхен XV Халықаралық геофизика
жэне геодезия одағы ассамблеясында қалыпты ауырлық күшін анықгау 
үшін жаңа формула үсыныдды:
Уо=
 978,0318 (1+0,0053024 
sin2
ф + 0,0000059 
sin22$)
 
(3.11)
Ауырлық күпгі потенциалы. Геоңд. Ауырлық күшін таргылыс күшІ
мен ортацан тепкіш күштердің геометриялық қосындысы деп алсак, 
онда оның координаталар өстеріне проекциялары төмендегідей бей-
неленеді
J
'V*=UX+VX; 
fVy=  Uy+ Vy; 
1VX=  Uz+ Vz,
 
(3.12)
мүнда 
W
 ауырлық  күшінің  потенциалы, 
U
  -   тартылыс  күшінің
потенциалы немесе гравитациялық потенциал, 
V —
 тепкіш күштің 
потенциалы.
1 
ту 
» 
г 
dSl
 
f
* » V )
(3.13)
V 
2
 (w2jc2 
+й)2у 2)
  -  центрден те main куш потенциалы
c  d a
Ш
-р 
I   р  
~
 тартылыс күші потенциалы.
Мүңда 
к
 -  гравИтациялық түрақты; р  — координаталары (|, rj, £)-ке 
тең жер койнауында бөлініп алынған нүктелік масса орталыгынан 
координаталары 
(х, у, г)-ке
 тең жер бетівдегі 
Р
  нүктесіне дейінгі ара- 
лык; 
ciQ
 -  нүктелік масса көлемі; 
а
 — жердің тьпыздьпы; со — жердің 
бүрьшгшқ айналуының жыдцамдығы.
Еқці  “деңгейлік беткей”  (уровенная  поверхность)  деген  түсінік 
енгізейік. Бүл түсінік математикалық түрғыдан ауырлық күші потен- 
ииалдары бірдей беткей болып саналады, яғни 
W - C ,
 мүнда 
С —
 тү- 
рақты шама. Басқаша айтканда, ауырлық күшін деңгейлік беткейге 
сыртқы нормаль бойымен туынды ретінде қарастыруға болады, яғни
63

I
<2 =
dW 
dn
беткейге  ауырлық  күшінің
эсер етеді (кедценең қүраушысы өсер етпейді). Енде, осы Сбеткейше 
өр түрлі мөндерді бере отырып, өр түрлі деңгейлік беткейлер табуға 
болады.  Сол табылған деңгейлік беткейлер арасьшда, мүхиттар мен 
теңіздердің  тынық  кезіндегі  су  деңгейімен  сәйкес  келетін  беткей
геологияда жер бегінің теориялық фигурасы ретівде қабылданған, оньі
грек
жер,  оид
терминді
жылы И . Листинг
Енді осы терминге толыгырақ тоқталайық.
М үхит беті тынық кезде  (жел немесе су агыны жоқ делік),  оған
ешбір көлденең күштер эсер етпейді. Сондықтан, оның күйі тек қана 
тік төмен багытгалган ауырлық күшінің өсерімен анықталады. Олай 
болса,  су беті деңгейлік беткей болып  саналады,  дөлірек айтқанда 
жоғарыда көрсетілген беткейлердің бірі болып табыладь
Қүрлықта бүл деңгейлік
теңіз
іеген мағынаны
бетіндегі нүктелердің биікпп осы деңгеиден ©лшенеді.
Ал, математикалық түргыдан бүл беткей, жоғарыда айтылгандай, ауыр- 
лық күші потенциалдарының түрақтылығын көрсетеді.
Енді,  геоидтың  қүрлықтағы  жайына  тоқталайық.  Ол  үшін  көз 
алдымызға жер  бетіндегі мүхиттарды  енсіз  (тар)  каналдар  арқылы
қостық деп елестетейік. Каналдар мүхит суларымен толганнан кейш, 
белгілі бір деңгейде тоқталады.  Міне,  осы деңгей геоид беткейімен
сөйкес келеді.
Жер фигурасын дөл анықтауда геоид деген түсінік эллипсоидтан 
кейінгі  келесі  жуықтау  (приближение)  дөрежесі  болып  саналады. 
Сферадан  эллипсоидка  көшу  жердің  нақты  мүсініне  жуықтаудың 
алгашқы сатысы болып саналады (бүл жуықтау нәтижесінде жердің 
полярлық жөне экваторлық жартылай өстері айырымы 20 км шама- 
сында).  Бүл жуықтау нәтижесінде ең кәп  айырмашылық жүздегён 
метр  немесе  километрді  қүрайды.  Келесі  жуықтау  (эллипосидтан
геоидқа кешу) осы жер бедері айырмашылығын түзетуге бағытталған. 
Қазіргі мағлүматгар бойынша геоидтың эллипосидтан ондаган тана 
метрге (100 метрге дейін) айырмашылыты бар. Олай болса, геоидтың 
нақты  жер  фигурасынан  айырмашылыгы,  шамамен,  100  метрден
аспайды (3.2-сурет).
Сонымен,  жердің  нақты  фигурасына  жуықтауда  эллипсоидтан
кейінгі геоид мүхитта жердің физикалық беткейімен сөйкес келеді.
Ал, қүрылықта, өкінішке орай, эллипсоидтан геоидқа көшу барысында
мүндай жуықтау дөрежесі орындалмай отыр. Дегенмен, геоид тылыми
64

жөне практикалық маңызы  зор түсінік.  Бүгінгі таңда жер бетіндегі 
пункттің биіктігін тек қана геоид арқылы анықтауға болады. Өйткені, 
жер бетіндегі  биіктікті  эллипсоид арқылы  өлшеу  мүмкін емес; тек 
қана геоидтың эллштсоидтан айътрымын, сонан соң ғана жердің фияи- 
калық беткейінің  биіктігін геоид арқылы табуға боады. Сондықтан, 
геондтың жердің накты фигурасын анықтуда маңызы зор.
Луырлык күшініц градиенті.  Гравибарлау бармсында жүргізіпетін 
вариометрлік түсірімнің физикалық жөне геометриялық машиасын 
білу үшін, аддымен гравитациялық потенциалдардың еюнигі туындысы 
туралы түсінікпен таныс болған жөн.
3.2-сурет.
 Жер пішіншщ сызбасы 
а
 және 
б
 -   эллипсоидтың экваторлык және  полярлық жартылай өстері; 
A  -
  step бетіндегі (жердің фиэикалық беткейіндегі)  нүкте; 
гА
 —
 геоидқа 
тік багыт; 
еА  —
 эллипсоидқа тік бағыт; |  —
 тіктеуіштің (отвес) ауытқуы; 
АВ
 -  геоид устіндегі 
А
  нүктесінің биіктігі; 
АС -
  эллипсоид үстіндегі 
А
  иүктесінің биіктігі, 
ВС —
 геоидтың эллипсоидқа қарағанда биіктігі.
Физика курсынан белгілі, егер дененің жылжу жылдэащығы түрақты 
бачса, онда 
v = s / t ,
 мүнда s — дененің / уақытьшда өтетін турасызықты 
жолвшъщ кесіндісі.
Егер жылдамдық түрақты болмаса, онда дененің тек қана орташа 
жыддамдығы немесе дененің белгілі бір уақыт ішіндегі жыддамдыгы 
жайлы айтуға болады.
65

I
3.3-cypem.
 Экватор бойымен геоидтың эллилсоидтан
айырмашылығы
v=/;mAt->0*L =   —
At
 
*
(3.14)
Бүл формула жолдың уақыт бойынша (пути во времени) бірінші
туындысы деп аталады.
Осьшдай жолмен удеуда де қарастыруга болады. Егер, дене түрақты 
үдеумен жылжыйтын болса, онда бүл түрақты үдеу
Дг?
мүндғыу жөне  v, дененің 
t
 жене /,  уақытгарындағы жылдамдықтары, 
A v =v,-v — дененін 
A t - t - t
 —  уақыт аралығындағы жылдамдығының 
өзгерісі. 
1
Егер, дене қозғалысының үдеуі уақыт бойынша түрақты болмаса,
Аі> 
.
онда  ——  шамасы 
(t.—t)
 уақыт аралыгындагы орташа үдеуді сипат-
A 
t 
1 
я
тайды, яғни
Бүл формула жылдамдықтың уақыт бойынша бірінші ретті туын­
дысы. Ал, жылдамдықтың өзі жолдың уақыт бойынша бірінші туын­
дысы екендігін еске алсақ (3.14 формула), онда
t . - t  
At
 ’
(3.15)
d v
(3.16)
66

, _ r f l 9  
[ d t   ) _ d \ i
 
(3 .1 7 )
J 
dt 
dt 
dt2 
жолдың уақыт бойынша екінші туындысы деп
болады
Ауырлық күші потенциалының 
х, у, г
 координаталары
бірінпіі  ретгі  туындылары  деп  ауырлық  күші
проекпияларын айтады. Гравибарлауда ауырлық күшінің екшші ретп
туындылары да кеңінен пайдаланылады.
А
у ьтш ты к
 
күші потенциалынын (
W )
 алты екінші туьгадылары оар:
Ш
d 2W 
d 2W 
d 2W  d 2W 
_ d 2W 
d 2W  _ d  W  d   W _ d   W
~dP
~’ 
dy2
  ’ 
d z 2 ' dxdy  ~ dydx
 ’ 
dxdz 
dzdx’ dydz 
dzdy
изикалық магнасы бойынша бүл екінші туывдыларды гравибар-
і
 ауырлық күші градиентгері деп атайды,
>авибарлауда 
градиент
 деп  ауырлық  күші  тік  қүраушысының 
ііс жылдамдығын сипаттайтьш шаманы айтады.
%
X
dxdz 
dx\  dz  I 
dx
_ d 2W _  d j  dW
V2 
dydz  dy\  dy
r  
\
/
_ dg; 
dy
Як 
(3.18)
a  
d 7w 
d ( d W \   dgz
W
y
,
  M
 
—
1  
------------- --------------------------------- --------------
dz1 
d\  dz
dz
zz
-IL
l
.
 -  jq 
жөне  "7х  1 $  
градиенттері  ауырлық  күші  тік  қүра^-
dx
 
** 
dy
шысынын 
х
 жөне 
у
 өстері бойымен өзгеріс жылдамдығын сипаттап
dgz
 
д і
ауырлық  күшіні 
көлденең  градиенттері
  деп  аталады.  Ал,  ^  
# 
ауырлыіГкүші тік қүрастырушысының тік бағытга өзгеріс жылдам
дығын сипаттап, ауырлық күші 
тік градиенті
 деп аталады.
/G /= 
yjw гхг  + W 2yz
 
і   ауырлық  күішнщ толық  көлдеж 
диенті модулі, ал 
a   — arctg
 ^  
оның бағыты деп аталады
• 
Х2
67

Толық горизонталь градиент 
G
 деп 
хоу
 горизонталь жазықтығын
даты 
g
 ауырлық күшінің барынша өсу векторын айтады (CGS жүйе
сінде 
б 
үл үзыңцық өлшемін бідціреді). 
1
G
  =
dg
ds
мүңда
ауырлық күшінің 
хоу
 горизонталь жазықтыгыңдагы
. өсу бағыты.
Ауырлық күші градиентінің өлшем бірлігі этвеш 
(Е)
 деп атала,
Бүл өл
ім
 осы өдістің негізін салушы,  венгер галымы 
аталган.  1 
Е
 
ауырлық күшінің 1 км қашықтық
өзгерісше тең.
/S /
CM
Со
деп  алсақ 
/ с
 / =  /
- f - /  =
as
1
Ауырлық күші градиентгерін ауырлық күші мөндері арқы.
теуге немесе арнаулы 
градиентометр
 жөне 
вариометр
 аспаш 
көмегімен тікелей өлшеуге болады. Анықталған градиенттер 
ауырлық күші өсімшесін табуга болады. Мэселен, 
і
жөне 
Р2
  нүкте-
лерінде толық көлденең градиенттер 
Gi
 және 
G7
 белгілі болса, онда 
ауырлық күші әсімшесін градиенттерді сол нүктелерді (Р,, 
Р2)
 қосатын 
түзу сызыққа  проекдиялап,  сол  багытгагы  орташа  градиентгі табу 
арқылы есептеуте болады (3.4-сурет), ягни
G,
G.cos  a.
  + G2 cos 
a
2
Екі нүкте (пункт) арасындағы ауырлық күші есімшесі
8
8
1
Gs  •  S  ( S —
 екі нүкте ара қашықтыгы)
3.4~сурет.
3.5-сурет
68

Ауырлық купи өсімшесін 
Gt
 және 
G2
 градиенттері
арқылы есептеу
Ауьфлык күшшщ уақытпен өзгерісі. Жер бетіндегі ауырлық күші 
уақыт өткен сайьш түрақты шама емес. Бүл жер қойнауындағы болып 
жатқан геологиялық жөне геофизикалық процестерге, жердің іипсі 
массаларының қайта болінуіне, Жердің Күн мен Айға жөне де басқа 
аспан денелеріне қарағанда орналасу жағдайына байланысты болады.
Ауырлық күшінің жер бетшдегі өзгерісін екі түрге белуге болады:
-  
мерзшдік
 (периодические), жердің өз өсін айналу барысында оның 
бетіндегі нүктелердің Айға,  Күнге жене де басқа аспан денелеріне 
Караганда 
орналасуының өзгерісіне байланысты;
-  
гасырлық
 (непериодические), ішкі геологиялық жене геофизи­
калык процестерге байланысты.
Ауырлық күшінщ ғасырлық немесе баяу өзгерісі қазіргі гравиметрия 
Саласыңцағы маңызды мәселелердің бірі. Бүл өзгерісгің табиғатын тек қяня 
теорияяық түрғьщан болжауга болады, тәжірибе жүзінде бүл елі дөлел- 
денбеген қүбылыс. Кейінгі 40-50 жылдар бойы бүл салада көптеген 
төжірибе жұмыстары жүргізілуіне қарамастан, баяу езгерісгер аймақтық 
немесе  жергілікті  деңгейде  әлі  де  болса  накты  анықталмай  огьф. 
Fалымдар пікірінше, мүның негізгі себебі гравиметриялық өлшеу дел- 
дігі алі де болса жогары емес және де ауырлық күнгі өзгерісі аймақтық 
тектоникалық ерекшеліктерге байланыстьшығы байқалып огыр. Міне, 
осы мөселелер бүл проблеманы шешуге ез кедергілерін тигізуде.
Ауырлық кушінің мерзімдік толқуы негізінен Жер мен ғарьшітық
(негізінен Жер мен Айдың, ал Жер
Ауырлық
Т1ПТ1
лады. Бүл толқудың шығу тегін түсіндіру үшін жерді абсолют қатты 
дене деп алайык. Онда аспан шырагының тартылыс күші жердің өрбір 
масса элементіне өсер етеді. Жердің Айға айналған бетіңдегі нүкте- 
лердің тартылысы, оның қарсы бетіңдегі нүктелерге қарағанда көбірек. 
Ал, негижелік тартылыс күші жердің ауырлық орталығына түсіп, ол 
Айга багытгалады.  Ауырлық центріне барлық уақытга бірдей тартылыс 
күпхі  всер  етеді,  ал  Жер  бетіңдегі  екі  нүктеде  (Айға  қараған  жөне 
карама-карсы бетінлегі) ауырлық күші ең аз болады. Сонымен, төулік 
ішінде  жер  бетіндегі  әрбір  нүктедр  ауырлық  күші  екі  рет  кемиді. 
Айдың немесе Күннің айналыс орбитасының эллипстік (шеңбер емес) 
болуы ауырлық күші өзгерісіне өз есерін тигізеді.
Шындығында, жер абсолют қатты дене емес, совдықтан ол серпімді 
дене ретінде тартылыс күшінің өзгерісіне байланысты деформация-
69

ланады,  яғни жер  бетіндегі барлық нүктелер Айға қарай  ығысады. 
Айға жақын жатқан нүктедер көбірек, ал қарсы беіінде жагқан нүктелер 
аз ығысып, жер бетіңде дөңес (выпуклость) яғни көтерілу толқыны 
пайда болады. Жердің Күнге қараған беті созылып, оған пергтиндикуляр 
беті сығылады, яғни жерде үздіксіз көтерілу толқыны таралады. Эсіресе, 
мүвдай процестер мүхиттарда айқын көрінеді.
Есептеулерге қарағанда, Айдың өсерінен болатын ауырлық күшінін 
өзгерісі шамамен 0,25* 10‘5 м /с2,  Күннің 0,Ы 0-5 м/с2,  яғни  олардын 
біріккен өсері  0,3-10 s м /с2. 
Щ
Төмеңде, 3.6-суретге ауырлық күшінің Айдың фазасына байланысты 
өр түрлі ендікте орналасқан күңцердегі озгерісі бейнеленген. Айдың 
бүл төулікгік озгерісіне арнайы түзетулер еіпізу үшін арнайы кесте- 
лерді қолданады. 
I
Күвлср, сагаггар
3.6-сурет.  Әр түрлі  ендікте  орналасқая  байқау  пунктерівдегі 
(Айдың  өр  түрлі  фазасында)  теулік  ішіндегі  ауырлық
күшінің  өзгерісі
3.3.  Ауырлық  күпііяіц  редукциялары
Гравиметриялық түсірім нөтижесін геологиялық жөне геодезиялық
мақсатгарға пайдалану барысывда, ө;ппенген ауырлык күші мөңцерін 
бір-бірімен  салыстыру  қажет  болады.  Бүл  шамаларды  тікелей 
салыстыру мүмкін емес, өйткені, өлшенген шамаға жер қойнауьпшң 
геологиялық ерекшеліктерімен қатар, бақылау нүктесінің географнялық 
орны, биіктігі жөне төңіректегі жер бедері эсер етеді.
70

I
I
Әдетте
н  ауырлық  күшінің  толық 
(Де) қажет, яғни
Ag 
- g
 -  %,
мүнда % — ауырлық күшініц қалыпты мөні.
Ауырлық күші g арнайы аспаптармен (гравиметрмен) жер бетінде 
Г 
өлшенсе, 
қалышы іравятацкялық өріс ү0 эллипсоид беткейіне сөйкес 
I  
кеіст
  Олай  болса,  ауырлык  күшінің  аномалиясын  A
g
 1
қалыпты
гравіггациялық epic ү0 мөнін жер бетіне келтіру керек.  Бүл мөселе 
жер бетіңце елшенген ауырлық күші маніне өр түрлі түзетулер енгізу 
арқыяы шешіледі, ал оны 
ауырлық күшін редукциялау
  немесе 
ауырлық
кушін келтіру
 деп атайды.
Геологиялық практикада түзетудің бірнеше түрлері пайдаланылады 
жене оган байланысты әр түрлі редукциялардың түрлері бар.
1
. 
Биіктік үшін түзету -
 
бақылау нүктесіндегі қалыпты ауырлық 
күшінің мәнін табу үшін олшенген ауырлық күшіне енгізілетін түзету. 
Б
ул
  кезде  бакылау пункті  мен теңіз деңгейі  аралығында тартылыс
м асс 
ал ары жоқ деп есептейміз. Өйткені, қалыпты гравитациялық epic 
сфероид беткейінде есептелінеді, ал онын сыртында еыгбір тартылыс 
массалары жоқ деп ойлаймыз. Бүл түзетуді 
біріңгай ауадагы редукция 
(редукция в свободном воздухе) немесе 
Фая редукциясы
 деп атайды.
2. 
Арашқ қабат үшін түзету -
 бакылау нүктесі мен теңіз деңгейі 
араіығындығы массалардың тартылысы үшін түзету. Бүл түзету осы| 
екі  арадағы  массалардың  әсерін  жояды.  Осы  түзетумен  жоғарыда 
айтылган биіктік үшін түзету қосындысын 
Буге редук цинсы
 деп атайды.
3. 
Айналадагы. окер бедері әсері үшін түзету
 (топографиялық түзету) Н 
бакьшау  ауданы  тоңірегіндегі  жер  бедері  күрделі  (гаулы)  болған 
жағдяйда ғана  енгізіледі.  Бүл  түзетуді  ентізу  нәтижесінде  бақылау' 
нүктесіңдегі өлшенген ауырлық күші мэні тегістікке келтіріледі.
4. 
Прея түзетуі
 ~ олшенген ауырлық күші монін геоид беткейіне 
келтіру.  Бүл түзету су асты  гравиметриялық түсірімдер барысында 
алшенген ауырлық күші мәнін су массасын еске ала отыр ып, су бетіне
келтіру үшін қолданылады. 
J
Граниметриялық практикада жоғарьща 
аталған 
редукциялардан оасқа
да түзетулер бар, Оларды енгізудің басты мақсаты  Жер қойнауындағы 
массалардың гравитациялық өсерін яғни бүрмалауіпы гравитациялық
эсерлерді азайту немесе жою. Мөселен, изостазиялық редукциясьш 
алайық. Изостазия теориясы бойынша геоид беткейінен жоғарьщагы 
аргық массаларға, осы аргық массалар астьгңда орналасқан массалардың 
жетіспеушілігі  (кемшгі)  сәйкес  келеді.  Олай  болса,  литосфераның
71

жоғарғы бөлігіңдегі массалардың таралу заңдылыгыи болжай отырыіг, 
егер сол сыртқы массаларды геоид беткейінің төменгі жағына таратсақ, 
бақылау пунктіндегі ауырлық күшінің өзгерісін есептеуге болады.
Әр түрлі редукцияларды қодцана отырып, мвлшері өр түрлі ауырлық
күшінің аномалияяарын есептеуге болады. Қолданған редукцияларға 
байланысты табылған аномалиялар да әр түрлі болып аталады: бірінғай 
ауадагы аномалия,  Буге аномалиясы жөне т.б.  Эрине,  геологиялық 
мақсаттар үпіін бүрмалаушы факторлардьщ өсерлерін жойып, жер қой- 
науындағы геологиялық объектіге қатысы бар гравитациялық әсерді
дұрыс анықтайтын түзетулер енгізілу қажет. Бұл талаптарды қанағат-
тыңцыратын Буге редукциясы болып саналады. Сондықтан да гравимет-
риялық карталар жасау үпгін негізінен Буге аномалиясы пайдаланылады.
Жер  фигурасына  қатысты  мөселелерді  шешу  барысьтада редук-
циялардың басқа да түрлері пайдаланылады. Бұл редукцияларды пай-
далану барысьщца Жер фшурасы теориясының негізгі шартшры бүзыл-
мау керек. Мұңдай редукциялар қатарына изостазиялық және біріңғай 
ауадығы редукциялар жатады. 
*
Енді, аталған түзетулерге және оларға байланысты редукцияларға 
толығырақ тоқтал айық. 
j
Б ақш ау нуктесінің  биіктігі  ушін  тузету  жэне бірыңгай  ауадагы 
редукция.
 Бірыңғай ауадагы редукция деп бақылау нүктесі мен теңіз 
деңгейі арасында тартылыс жасайтын массалар жоқ деп қарастырып,
ауырлық күшінщ қалыпты мөнін бақылау нүктесіне келтіруді айтады. 
Ауьфлық күші 
g
 теңіз деңгейінен (геоидтан) 
Һ
 биіктікге 
В
 нүктесіңде
анықталды делік (3.7-сурет). Ауырлық күшінің теңіз деңгейінде орна- 
ласқан 
B t
 нүктесіндегі 
(В
 нүктесінің  теңіз беткейіндегі проекциясы) 
қалыпты мөні үо-ге тең. Осы үо — мәнін 
һ
 биіктікте орналасқан 
В
 нүк- 
тесіне келтіру керек.
8 ~~У0
 айырымы аз болғандықтан, геоид беткейіндегі ауырлық күші
шамамен 
*
Үо 
-   к ~
 
(3.22)
R
2
(3.22)
 формуласындағы 
а
  радиусы (жартылай өс) жердің орташа 
R 
радиусымен ауыстырылған, бүл  жерді шар төрізді деп қараумен бірдей. 
Ал, бақылау нүктесінің биіктігі 
һ
 жердің орташа радиусынан 
R
 өлде- 
қайда аз болуына байланысты,  түзетуді  (3.22)  формуласын диффе- 
ренциялдап, АЛ-ді 
һ
 мәнімен ауыстру арқылы табуға болады.
dh 
dR 
R 3 
R
72

I
' V .
I
3.7-cypem.
 Бірыңгай ауадағы редукция 
биіктік үшін түзету төмендегі формуламен табылады:
(3.24)
8g
/ R ) h
Жер шары үшін ү0-дін; орташа моні 980 ■
 Ю2 лг/с^ге тең, ал

жүктеу/скачать 22 Mb.

Достарыңызбен бөлісу: