Tyngdeakselerasjon

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til navigering Hopp til søk
Tyngdeakselerasjon er svært merkbar ved hopp i fallskjerm der den blir motvirket av luftmotstanden.

Tyngdeakselerasjonen er den akselerasjonen et legeme i fritt fall får i et gravitasjonsfelt. Vanligvis skyldes dette gravitasjonen skapt av Jordens masse og dens rotasjon. På andre planeter og måner har tyngdeakselerasjonen derfor forskjellig verdier bestemt av deres tilsvarende egenskaper.

Ekvivalensprinsippet sier at tyngdeakselerasjonen i hvert punkt er lik med gravitasjonsfeltet i samme punkt. Begge er vektorfelt og betegnes vanligvis ved det samme symbolet g. På Jorden vil størrelsen variere med breddegrad og høyde over havet. Ved polene er tyngdeakselerasjonen 9.832 m/s2, mens den har verdien 9.780 m/s2 ved ekvator. Oslo som ligger på breddegrad 60°, er tyngdeakselerasjonen 9.819 m/s2.

Symbolet g0 brukes som en måleenhet for akselerasjon hvor 1g0 er definert som 9.80665 m/s2. Verdien er valgt som en tilnærmet gjennomsnittsverdi for tyngdeakselerasjonen på havoverflaten ved 45.5° bredde.

I SI-systemet måles tyngdeakselerasjon i enheter av 1 m/s2. Men i mange praktiske sammenhenger benyttes ofte fremdeles den eldre enheten Gal = 1 cm/s2 = 0.01 m/s2 fra det tidligere CGS-systemet. Den er oppkalt etter Galileo Galilei som var den første som målte tyngdeakselerasjoen på Jorden. Slike målinger omtales som gravimetri og kan i dag bestemme tyngdeakselerasjoner med en nøyaktighet ned til 10-8 m/s2.

Tyngdeakselerasjon på Jorden[rediger | rediger kilde]

Variasjon av tyngdeakselerasjon med avstanden fra Jordens sentrum. For dens indre er resultatet av forskjellige modellberegninger vist.

I den enkleste beskrivelse av tyngdeakselerasjonen på Jorden, antar man at den er kuleformet med radius R og masse M. Newtons gravitasjonslov gir da direkte størrelsen til gravitasjonsfeltet på Jordens overflate som

hvor G er gravitasjonskonstanten og man ser bort fra jordrotasjonen. Dette er da også verdien til tyngdeakselerasjonen på jordoverflaten. Setter man her inn M = 5.97×1024 kg og R = 6.37×103 km, får man resultatet ge = 9.82 m/s2 som tilfeldigvis er den målte verdien i Oslo.[1]

I en høyde h over havet gir Newtons lov at tyngdeakselerasjonen er redusert til GM/(R + h)2. Så lenge h << R, kan den derfor skrives som

og avtar forholdsvis langsomt. Først i en høyde av 300 km er den blitt 10 % mindre. I denne høyden beveger mange kunstige satellitter seg.[2]

For å beregne tyngdeakselerasjonen inni Jorden, behøver man å vite mer om dens indre oppbygning. I det enkleste tilfellet kan man anta at den har en uniform massetetthet ρ. Ved å bruke Newtons skallteorem er da tyngdeakselerasjonen i en avstand r  fra Jordens sentrum gitt som gr = GMr /r2 hvor Mr = (4/3)πρr3 er massen innenfor en kuleflate med denne radius. Det gir direkte

slik at i denne modellen øker tyngdeakselerasjonen proporsjonalt med avstanden fra sentrum hvor den er null. Mer nøyaktig kjennskap til Jordens indre vil gi et noe annet resultat.[3]

Bidrag fra rotasjonen[rediger | rediger kilde]

Tyngdeakselerasjonen på Jorden som skyldes dens masse, er en vektor gN som er rettet mot dens sentrum og en størrelse som er gitt ved Newtons gravitasjonslov, under antagelsen at massen er kuleformet. Men i tillegg kommer et bidrag gs som skyldes Jordens rotasjon som skjer rundt en nord-syd akse med periode T = 24 timer. Dette bidraget tilsvarer sentrifugalkraften i et roterende referansesystem og er rettet utover vinkelrett på denne aksen. Størrelsen er gitt som gs = ω2s hvor ω = 2π /T er vinkelfrekvensen og s = R cosλ er avstanden til aksen hvis stedet på jordoverflaten har breddegrad λ.[2] Den totale tyngdeakselerasjonen g = gN + gs har da en komponent med størrelse

rettet inn mot sentrum, mens den andre komponenten ω2R cosλ sinλ er parallel til overflaten og peker mot ekvator. Den medfører at Jordens masse forskyves i denne retningen slik at den her vil bli litt videre og tilsvarende sammentrykt ved polene. Den får samme form som en oblat sfæroide.

Det er den første komponenten som oppleves som tyngdeakselerasjon. Den har en variasjon med breddegraden som er bestemt av forholdet ω2R 3/GM = 0.00346 og gir resultatet

Ved ekvator λ = 0° reduserer Jordens rotasjon derfor tyngdeakselerasjonen til g = 9.79 m/s2. Mer nøyaktige verdier oppnåes ved å ta hensyn til at den samme rotasjonen også vil gi et bidrag til det newtonske gravitasjonsfeltet som ikke lenger skyldes en kuleformet massefordeling.

Jordens form[rediger | rediger kilde]

Begge bidragene til tyngedeakselerasjon på Jorden kan kombineres og skrives som g = -  Φ hvor Φ = Φ(r,λ)  er det totale gravitasjonspotensialet som virker. Jordens overflate vil være en ekvipotensialflate gitt ved ligningen Φ = konstant. Den kan løses og gi r = r(λ) som beskriver formen til overflaten. Tyngdeakselerasjonen g vil da stå overalt vinkelrett på denne.

De to komponentene til sentrifugalakselerasjonen gs følger fra potensialet

og avtar når avstanden r øker. Det tilsvarer at den virker utover. Mer komplisert er det å finne det newtonske gravitasjonspotensialet som ikke lenger kan antas å ha kulesymmetri. Men da avviket skyldes rotasjonen, vil det ha aksial symmetri. Potensialet kan beregnes ved en multipolutvikling hvor de første leddene vil gi de nødvendige korreksjonene til Newtons gravitasjonslov. Når man videre antar at massefordelingen er symmetrisk om ekvatorialplanet, vil ikke dipolleddet bidra. Den viktigste korreksjonen kommer da fra kvadrupolleddet. Denne delen av gravitasjonspotensialet blir dermed

hvor lengden a er definert som Jordens radius ved ekvator og J2 er en dimensjonsløs parameter som beskriver avviket fra en eksakt sfærisk symmetrisk massefordeling. Den kan uttrykkes ved treghetsmomentene til Jorden som

hvor C er treghetsmomentet rundt rotasjonsaksen og A om en akse normalt på denne gjennom sentrum.

En flattrykt rotasjonsellipsoide med akser a og b.

Formen til Jorden er nå bestemt ut fra kravet at det totale potensialet Φ(r,λ) = ΦN + Φs skal være konstant på overflaten. Mens a er radius ved ekvator, kan radius til en av polene kalles c. Da må Φ(r = a, λ = 0°) = Φ(r = c, λ = 90°). Det relative forholdet mellom disse to lengdene uttrykkes ved flattrykningen

som for Jorden er observert å være f = 3.35×10-3 = 1/298. Formen til overflaten er en flattrykt rotasjonsellipsoide gitt ved ligningen

Denne ligger til grunn for «referanseellipsoiden» som brukes i World Geodetic System.[3]

Kravet om konstant potensial på overflaten gir nå til laveste orden at

hvor forholdet m = ω2a 3/GM = 3.46×10-3 . Da verdien til flattrykningen f er kjent, kan herav asymmetrien til massefordelingen J2 finnes.[3]

Nøyaktigere tyngdeakselerasjon[rediger | rediger kilde]

Tyngdeakselerasjonen som er gitt ved gradienten g = -  Φ, vil ha to komponenter hvorav den radielle - ∂Φ/∂r er dominerende. Den har en størrelse gitt ved

Ved å benytte her ligningen r = r(λ) for rotasjonsellipsoiden, finner man formelen for tyngdeakselerasjonen. Til laveste orden i de små størrelsene f, m og J2 kan den skrives som

Setter man inn de numeriske verdiene, gir den resultatet

Mens verdien ved ekvator er blitt redusert til 9.780 m/s2, er den øket til 9.832 m/s2 ved polene. Det kan forståes ved at punkt langs ekvator er kommet litt lenger bort fra Jordens sentrum, mens polene er kommet tilsvarende nærmere. Enda nøyaktigere formler kan utledes ved å ta med høyere ordens ledd i denne beregningen.

Konstant massetetthet[rediger | rediger kilde]

Tyngdeakselerasjonen på hvert sted er avhengig av rotasjonshastigheten ω og massefordelingen til Jorden. Disse to størrelsene er generelt ikke uavhengig av hverandre. I det enkleste tilfellet kan man tenke seg at den har en konstant massetetthet ρ. Med en bestemt form gitt ved ellipseaksene a og c = a (1 - f ), er da dens masse gitt som

,

mens de to treghetsmomentene er

Denne massefordelingen gir dermed asymmetriparameteren

Siden flattrykningen f << 1, har man derfor at J2 = 2f /5 som igjen betyr at rotasjonsparameteren m = 4f /5. Dette stemmer ikke helt med de observerte verdiene, og man må konkludere at massetettheten i Jorden er mer komplisert.

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ P. Jerstad og B. Sletbak, Rom Stoff Tid, 3FY, J.W. Cappelens Forlag, Oslo (1998). ISBN 82-02-17155-5.
  2. ^ a b J.R. Lien og G. Løvhøyden, Generell fysikk for universiteter og høgskoler, Bind 1, Universitetsforlaget, Oslo (2001). ISBN 978-8-2150-0005-3.
  3. ^ a b c D. Turcotte and G. Schubert, Geodynamics, Cambridge University Press, England (2002). ISBN 978-0-521-18623-0.