Tyngdeakselerasjon

**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&deg;, er tyngdeakselerasjonen 9.819 m/s2.

Symbolet *g*0 brukes som en måleenhet for akselerasjon hvor 1*g*0 er definert som 9.80665&nbsp;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&thinsp;m/s2.  Men i mange praktiske sammenhenger benyttes ofte fremdeles den eldre enheten  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&thinsp;m/s2.

## Tyngdeakselerasjon på Jorden

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

:  g_e = {GM\over R^2} 

hvor *G* er gravitasjonskonstanten og man ser bort fra jordrotasjonen. Dette er da også verdien til tyngdeakselerasjonen på jordoverflaten. Setter man her inn  og , får man resultatet  som tilfeldigvis er den målte verdien i Oslo.

I en høyde *h* over havet gir Newtons lov at tyngdeakselerasjonen er redusert til . Så lenge , kan den derfor skrives som

:  g_h = g_e\Big( 1 - {2h\over R}\Big)  

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

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 *&rho;*. Ved å bruke Newtons skallteorem er da tyngdeakselerasjonen i en avstand *r&thinsp;* fra Jordens sentrum gitt som  hvor   er massen innenfor en kuleflate med denne radius. Det gir direkte 

:  g_r = g_e {r\over R}  

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.

### Bidrag fra rotasjonen
Tyngdeakselerasjonen på Jorden som skyldes dens masse, er en vektor **g***N*&thinsp; 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 **g***s*&thinsp; som skyldes jordrotasjonen 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  hvor  er vinkelfrekvensen og  er avstanden til aksen hvis stedet på jordoverflaten har breddegrad *&lambda;*. Den totale tyngdeakselerasjonen  har da en komponent med størrelse

:  g_\lambda = {GM\over R^2} - \omega^2 R\cos^2\!\lambda 

rettet inn mot sentrum, mens den andre komponenten  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  og gir resultatet

:  g_\lambda = (9.79 + 0.03\sin^2\!\lambda)\;\text{m}/\text{s}^2 

Ved ekvator *&lambda;* = 0&deg; reduserer Jordens rotasjon derfor tyngdeakselerasjonen til  Mer nøyaktige verdier oppnås 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

Begge bidragene til tyngedeakselerasjon på Jorden kan kombineres og skrives som  hvor  er det totale gravitasjonspotensialet som virker. Jordens overflate vil være en ekvipotensialflate gitt ved ligningen &Phi; = konstant. Den kan løses og gi  som beskriver formen til overflaten. Tyngdeakselerasjonen **g** vil da stå overalt vinkelrett på denne.

De to komponentene til sentrifugalakselerasjonen **g***s* følger fra potensialet

:  \Phi_s = - {1\over 2}\omega^2r^2\cos^2\lambda 

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

:  \Phi_N = - {GM\over r} + {GMa^2J_2\over 2r^3}(3\sin^2\lambda - 1)  

hvor lengden *a* er definert som Jordens radius ved ekvator og *J*2 er en dimensjonsløs parameter som beskriver avviket fra en eksakt sfærisk symmetrisk massefordeling. Den kan uttrykkes ved treghetsmomentene til Jorden som

:   J_2 Ma^2 = C - A 

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

Formen til Jorden er nå bestemt ut fra kravet at det totale potensialet &Phi;(*r,&lambda;*) = &Phi;*N* + &Phi;*s* skal være konstant på overflaten. Mens *a* er radius ved ekvator, kan radius til en av polene kalles *c*. Da må  = . Det relative forholdet mellom disse to lengdene uttrykkes ved flattrykningen

:  f = 1 - {c\over a} 

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

:  r = a (1 - f\sin^2\lambda) 

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

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

:  f = {3\over 2} J_2 + {1\over 2}m   

hvor forholdet  = 3.46&times;10-3 . Da verdien til flattrykningen *f* er kjent, kan herav asymmetrien til massefordelingen *J*2 finnes.

### Nøyaktigere tyngdeakselerasjon

Tyngdeakselerasjonen som er gitt ved gradienten , vil ha to komponenter hvorav den radielle - &part;&Phi;/&part;*r* er dominerende. Den har en størrelse gitt ved

:  g = {GM\over r^2} - {3GMa^2J_2\over 2r^3}(3\sin^2\lambda - 1) - \omega^2r^2\cos^2\lambda 

Ved å benytte her ligningen  for rotasjonsellipsoiden, finner man formelen for tyngdeakselerasjonen. Til laveste orden i de små størrelsene *f*, *m* og *J*2  kan den skrives som

:  g(\lambda) = {GM\over a^2}\left(1 + {3\over 2}J_2 - m \right) \left[1 + \Big( 2m - {3\over 2}J_2\Big) \sin^2\lambda\right] 

Setter man inn de numeriske verdiene, gir den resultatet

:  g(\lambda) = (9.780 + 0.052\sin^2\!\lambda)\;\text{m}/\text{s}^2 

Mens verdien ved ekvator er blitt redusert til 9.780&nbsp;m/s2, er den øket til 9.832&nbsp;m/s2 ved polene. Det kan forstås 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

Tyngdeakselerasjonen på hvert sted er avhengig av rotasjonshastigheten *&omega;* 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 *&rho;*.  Med en bestemt form gitt ved ellipseaksene *a* og *c* = *a*&thinsp;(1 - *f*&thinsp;), er da dens masse gitt som

:  M = {4\over 3}\pi\rho a^2c ,

mens de to treghetsmomentene er

:  A = {4\over 15}\pi \rho a^2c(a^2 + c^2) \;   \;   \;  \text{og} \;   \;   \; C = {8\over 15}\pi \rho a^4c . 

Denne massefordelingen gir dermed asymmetriparameteren 

:  J_2 = {C - A\over Ma^2} = {1\over 5}\Big(1 - {c^2\over a^2}\Big) 

Siden flattrykningen *f* 2 = 2*f*&thinsp;/5 som igjen betyr at  rotasjonsparameteren *m* =  4*f*&thinsp;/5. Dette stemmer ikke helt med de observerte verdiene, og man må konkludere at massetettheten i Jorden er mer komplisert.

## Referanser