# Yerçekimi
 - YÖNLENDİRME 
Yerçekimi (g ile gösterilir), kütleçekim (Dünya içindeki kütle dağılımından) ve merkezkaç kuvvetinin (Dünya'nın dönüşünden) birleşik etkisi nedeniyle nesnelere aktarılan net ivmedir. Yönü bir şakul topuzuyla çakışan, gücü veya büyüklüğü g=𝐠 normuyla temsil edilen vektörel bir niceliktir.
Bu vektör niceliğinin ivmesi SI birimlerinde metre bölü saniye kare (m/s2 veya m·s−2) veya eşdeğer olarak kilogram başına newton (N/kg veya N·kg−1) olarak ifade edilir. Dünya'nın yüzeyine yakın yerlerde, yer çekimi ivmesi yaklaşık olarak olup, hava direnci göz ardı edildiğinde serbest düşen bir nesnenin hızı her saniye yaklaşık olarak artar. Bu nicelik bazen gayri resmi olarak "küçük g" ile gösterilir (bunun tersine, kütleçekimi sabiti "büyük G" ile gösterilir).
Dünya'nın yer çekimi kuvvetinin kesin gücü konuma bağlı olarak değişir. Dünya'nın yüzeyindeki nominal "ortalama" değeri, standart yer çekimi olarak tanımlanır ve olarak belirlenmiştir. Bu nicelik; #YÖNLENDİRME , #YÖNLENDİRME (ancak bu bazen Dünya'daki normal ekvatoral değer anlamına gelir, ), #YÖNLENDİRME , gee veya basitçe g (bu aynı zamanda yerel değer değişkeni için de kullanılır) olarak çeşitli şekillerde gösterilir.
Bir nesnenin Dünya yüzeyindeki ağırlığı, Newton'un ikinci hareket yasası (#YÖNLENDİRME ("kuvvet" = "kütle" × "ivme")) ile belirtilen, o nesne üzerindeki aşağıya doğru kuvvettir. Kütleçekim ivmesi, toplam yer çekimi ivmesine katkıda bulunur, fakat Dünya'nın dönüşü gibi diğer faktörler de buna katkıda bulunur ve bu nedenle nesnenin ağırlığını etkiler. Yer çekimi, normalde gelgit etkileri olarak açıklanan Ay ve Güneş'in kütleçekim etkisini içermez.


## Büyüklükteki sapma.
Eşit kütle yoğunluğuna sahip veya yoğunluğu sadece merkezden uzaklığa bağlı olan (küresel simetri) dönmeyen mükemmel bir küre, yüzeyinin tüm noktalarında eşit büyüklükte bir kütleçekimi alanı üretecektir. Ancak, Dünya dönüyor ve küresel simetrisi yoktur. Kutuplarda biraz daha düzken, Ekvatordaki şişme nedeniyle basık küremsidir. Bu nedenle, yüzeyi boyunca kütleçekim büyüklüğünde hafif sapmalar oluşur. Dolayısıyla Ekvator ve çevresinde yer çekimi az, kutuplara doğru gidildikçe daha fazladır.
Dünya yüzeyindeki yer çekimi, Peru'daki Nevado Huascarán dağında 9,7639 m/s2'den, Kuzey Buz Denizi yüzeyinde 9,8337 m/s2'ye kadar yaklaşık olarak %0,7 oranında değişkenlik gösterir. Büyük şehirlerde, Kuala Lumpur, Meksiko ve Singapur'da 9,7806 ile Oslo ve Helsinki'de 9,825 aralığında değişir.


### Geleneksel değer.
1901'deki üçüncü Ölçüler ve Ağırlıklar Genel Konferansı'nda, Dünya'nın yüzeyi için standart bir yer çekimi ivmesi tanımlandı: "g"n = 9,80665 m/s2. Bu, 1888'de Paris yakınlarındaki Pavillon de Breteuil'de yapılan ölçümlere dayanıyordu ve deniz seviyesinde 45°'lik bir enleme dönüştürmek için teorik bir düzeltme uygulanmıştı. Dolayısıyla bu tanım, belirli bir yerin değeri veya dikkatlice hesaplanmış bir ortalama değil, daha iyi bir gerçek yerel değer bilinmiyorsa veya önemli değilse kullanılacak bir değer için oluşturulmuş mutabakattır. Aynı zamanda kilogram-kuvvet ve pound-kuvvet birimlerini tanımlamak için de kullanılır.
Dünya yüzeyindeki yer çekimi ivmesini; Dünya'nın ortalama yarıçapı (), deneysel olarak belirlenen kütleçekimi sabiti ve 5,9722 ×1024 kg'lık Dünya kütlesi kullanılarak hesaplamak, 9,80665 m/s2'lik standart yer çekiminden biraz daha büyük olan 9,8203 m/s2'lik bir ivme değerini verir. Standart yer çekiminin değeri, bir yarıçapta Dünya üzerindeki yer çekimine karşılık gelir.


### Enlem.
Dünya'nın yüzeyi döndüğü için, ivmesi olan bir referans çerçevesidir. Dünya'nın dönüşü tarafından üretilen dışa doğru merkezkaç kuvveti, Ekvatora yakın enlemlerde kutup enlemlerine göre daha büyüktür. Bu, düşen nesnelerin görünür aşağı ivmesini küçük bir derecede azaltarak (Ekvatorda maksimum %0,3'e kadar) Dünya yerçekimini dengeleyen bir etki yapar.
Farklı enlemlerdeki yerçekimi farkının ikinci büyük sebebi, Dünya'nın ekvatorda şişkin oluşunun (dönüşten kaynaklanan merkezkaç kuvvetinin neden olduğu) Ekvator'daki nesnelerin, kutuplarda bulunan nesnelere göre gezegenin merkezinden daha uzakta olmasına neden olmasıdır. İki cisim (Dünya ve tartılan cisim) arasındaki çekim kuvveti aralarındaki mesafenin karesiyle ters orantılı olduğundan, Ekvator'daki bir cisim, kutuplardan birindeki bir cisimden daha zayıf bir kütleçekime maruz kalır.
Kombine edildiğinde ekvator şişkinliği ve dönmeye bağlı yüzey merkezkaç kuvvetinin etkileri, Ekvatorda deniz seviyesindeki yer çekiminin yaklaşık olarak 9,780 m/s2'den, kutuplarda yaklaşık 9,832 m/s2'ye kadar artmasına neden olur. Bu nedenle bir nesne kutuplarda, Ekvatordan yaklaşık %0,5 oranında daha ağır olur.


### Yükseklik.
Yeryüzünden yükseldikçe yerçekimi azalır, çünkü daha yüksek bir irtifaya çıkıldıkça Dünya'nın merkezine olan uzaklık artar. Diğer tüm faktörler eşit olduğunda, deniz seviyesinden yüksekliğe çıkmanın ağırlık kaybı yaklaşık %0,29'dur. (Yüksekteki hava yoğunluğundaki azalma nesnenin kaldırma kuvvetini azalttığı için görünür ağırlığı etkileyen ek bir faktördür. Bu, 9.000 metre yükseklikteki bir kişinin görünen ağırlığını yaklaşık %0,08 arttırır.)
Yörüngede bulunan astronotların yerçekimsiz ortamda oldukları düşüncesi yaygın bir yanılgıdır, çünkü Dünya'nın yerçekiminden kaçmak için yeterince yüksekliktedirler. Aslında, ISS'nin tipik yörüngesi olan yükseklikte yerçekimi hala Dünya yüzeyindekinin yaklaşık %90'ı kadar güçlüdür. Ağırlıksızlık, yörüngede olan nesnelerin serbest düşüşte olmaları nedeniyle gerçekleşir.
Yer yüksekliğinin etkisi, yerin yoğunluğuna bağlıdır. Deniz seviyesinden yükseklikte dağların üzerinde uçan bir kişi, aynı yükseklikte deniz üzerinde uçan birinden daha fazla yerçekimi hissedecektir. Ancak, yer yüzeyinde duran bir kişi, yükseklik arttıkça daha az yerçekimi hisseder.
Aşağıdaki formül Dünya'nın yerçekimi değişimini yüksekliğe bağlı olarak yaklaşık hesaplar:
g_h=g_0(R_e/R_e+h)^2
  - YÖNLENDİRME deniz seviyesinden h yüksekliğindeki yerçekimi ivmesidir.
  - YÖNLENDİRME Dünya'nın ortalama yarıçapıdır.
  - YÖNLENDİRME standart yerçekimi ivmesidir.
Bu formül, Dünya'yı kütle dağılımı açısından radyal olarak simetrik bir mükemmel küre olarak ele alır; daha doğru matematiksel bir işlem aşağıda belirtilmiştir.


### Derinlik.
Yeryüzünün merkezinden r uzaklıktaki yerçekimi için yaklaşık bir değer, Dünya'nın yoğunluğunun küresel olarak simetrik olduğu varsayımıyla elde edilebilir. Yerçekimi, yarıçapı r olan kürenin içindeki kütleyle sınırlıdır. Dışarıdan yapılan tüm katkılar, yerçekiminin ters kare yasasının bir sonucu olarak iptal edilir. Başka bir sonuç, yerçekiminin tüm kütlenin merkezde yoğunlaşmış gibi aynı olmasıdır. Bu nedenle, bu yarıçapta yerçekimi ivmesi
g(r) = -GM(r)/r^2. olur.
Burada G kütleçekimi sabiti ve #YÖNLENDİRME , r yarıçapı içindeki toplam kütledir. Dünyanın sabit bir ρ yoğunluğu olsaydı, kütle #YÖNLENDİRME ve yerçekiminin derinliğe bağımlılığı
g(r) = 4π/3 G ρr. olurdu.
d derinliğindeki yerçekimi #YÖNLENDİRME , #YÖNLENDİRME şeklinde verilir; burada g, Dünya yüzeyindeki yerçekiminden kaynaklanan ivme, d derinlik ve R, Dünya'nın yarıçapıdır. Eğer yoğunluk, merkezdeki #YÖNLENDİRME yoğunluğundan yüzeydeki #YÖNLENDİRME yoğunluğuna kadar artan yarıçapla doğrusal olarak azalıyorsa, o zaman #YÖNLENDİRME ve bağımlılık
g(r) = 4π/3 G ρ_0 r - πG (ρ_0-ρ_1) r^2/r_e. olur.
Sismik seyahat sürelerinden çıkarılan gerçek yoğunluk ve yerçekimi derinlik bağımlılıkları (bkz. Adams-Williamson denklemi), aşağıdaki grafiklerde gösterilmiştir.


### Yerel topoğrafya ve jeoloji.
Dağların varlığı gibi yerel topoğrafya farklılıkları, civardaki kaya yoğunluğu gibi jeolojik faktörler ve daha derin tektonik yapılar, yerel ve bölgesel olarak Dünya'nın yerçekimi alanında farklılıklara neden olur. Bunlar yer yer oldukça yaygın olan kütleçekim anomalileri olarak bilinir ve deniz seviyesinde kabarmalara, sarkaçlı saatlerin senkronizasyon dışına çıkmasına neden olabilir.
Bu anomalilerin incelenmesi yerçekimi jeofiziğinin temelini oluşturur. Dalgalanmalar son derece hassas gravimetrelerle ölçülür, topoğrafya ve diğer bilinen faktörlerin etkisi elenir ve elde edilen verilerden sonuçlar çıkarılır. Bu teknikler, petrol ve mineral yataklarını bulmak için madenciler tarafından kullanılmaktadır. Daha yoğun kayalar (genellikle mineral cevherleri içeren) Dünya yüzeyinde normalden daha yüksek bölgesel yerçekimi alanlarına neden olur. Daha az yoğun tortul kayaçlar ise tam tersi etki gösterir.
NASA GRACE tarafından elde edilen Dünya'nın yerçekimi türevi haritası ile son zamanlardaki volkanik faaliyetlerin, dağ silsilesi yayılımının ve volkanların konumları arasında güçlü bir ilişki bulunmaktadır. Bu bölgeler, teorik tahminlerden daha güçlü bir çekime sahiptir.


### Diğer faktörler.
Hava veya su içinde, nesneler destekleyici bir kaldırma kuvvetiyle karşılaşırlar ve bu kuvvet, (bir nesnenin ağırlığı olarak ölçülen) yerçekimi kuvvetinin görünür etkisini azaltır. Bu etkinin büyüklüğü, sırasıyla hava yoğunluğuna (ve dolayısıyla hava basıncına) veya su yoğunluğuna bağlıdır.
Ay ve Güneş'in kütleçekim etkileri (aynı zamanda gelgitlerin nedeni olan) Dünya'nın yerçekimi kuvvetinin görünür gücü üzerinde çok küçük bir etkiye sahiptir ve bu etki, onların göreli konumlarına bağlıdır; tipik değişimler bir gün boyunca 2 µm/s2 (0,2 mGal) civarındadır.


## Yön.
Yerçekimi ivmesi, büyüklüğü yanı sıra yönü olan bir vektör niceliğidir. Küresel simetrik bir Dünya'da yerçekimi doğrudan kürenin merkezine yönelirdi. Ancak, Dünya'nın şekli hafifçe daha düz olduğundan, yerçekimi yönünde önemli sapmalar meydana gelir. Bu sapmalar, temel olarak jeodezik enlem ile jeosantrik enlem arasındaki farktır. Dağlar gibi yerel kütle anomalileri nedeniyle oluşan daha küçük sapmalar ise dikey sapma olarak adlandırılır.


## Dünya çapında karşılaştırmalı değerler.
Dünya genelinde çeşitli şehirlerde yerçekimi kuvvetinin hesaplanması için bazı kalıplar mevcuttur. Yüksek enlemli şehirlerdeki (Anchorage 9,826 m/s2, Helsinki 9,825 m/s2) yerçekimi kuvvetinin ekvatorda bulunan şehirlere (Kuala Lumpur 9,776 m/s2) göre yaklaşık %0,5 daha büyük olduğu açıkça görülebilir. Rakımın etkisi ise Meksiko (9,776 m/s2; rakım ) ve yaklaşık olarak 39° Kuzey'de bulunan Denver (9,798 m/s2; ) ile Washington, D.C. (9,801 m/s2; ) şehirlerinin karşılaştırılması ile görülebilir. Ölçülen değerler, T.M. Yarwood ve F. Castle'ın "Physical and Mathematical Tables" kitabından (Macmillan, revize edilmiş baskı 1970) elde edilebilir.


## Matematiksel modeller.
Arazi deniz seviyesindeyse, Jeodezik Referans Sistemi 1980 için, enlemi ϕ olan yerdeki g{ϕ} ivme tahmin edilebilir:
 g{ϕ} amp; = 9,780327 m·s^-2 (1 + 0,0053024 sin^2ϕ - 0,0000058 sin^2 2ϕ), 
 amp; = 9,780327 m·s^-2 (1 + 0,0052792 sin^2ϕ + 0,0000232 sin^4 ϕ), 
 amp; = 9,780327 m·s^-2 (1,0053024 - 0,0053256 cos^2ϕ + 0,0000232 cos^4 ϕ), 
 amp; = 9,780327 m·s^-2 (1,0026454 - 0,0026512 cos 2ϕ + 0,0000058 cos^2 2ϕ)
Bu, Uluslararası Yerçekimi Formülü 1967, 1967 Jeodezik Referans Sistemi Formülü, Helmert denklemi veya Clairaut'un formülüdür.
Enlemin bir fonksiyonu olarak "g" için alternatif bir formül, WGS (Dünya Jeodezik Sistemi) 84 Elipsoidal Yerçekimi Formülü'dür:
g{ϕ}= 𝔾_e[1+ksin^2ϕ/√(1-e^2sin^2ϕ)], 
Burada,
 - a, b sırasıyla ekvatoral ve kutupsal yarı eksenlerdir 
 - e^2 = 1 - (b/a)^2 küremsi eksantrikliğin karesidir 
 - 𝔾_e, 𝔾_p sırasıyla ekvatorda ve kutuplarda tanımlanan yerçekimidir 
 - k = b 𝔾_p - a 𝔾_e/a 𝔾_e (formül sabiti) 
Daha sonra, burada 𝔾_p = 9,8321849378 m·s^-2,
g{ϕ}= 9,7803253359 m·s^-2 [ 1 + 0,001931852652 sin^2ϕ/√(1 - 0,0066943799901 sin^2ϕ)] olarak kabul edilir.
Burada Dünya'nın yarı-eksenleri:
a = 6378137,0 
b = 6356752,314245 olarak kabul edilir.
WGS-84 formülü ile Helmert denklemi arasındaki fark 0,68 μm·s−2'den azdır.