ธรณีวิทยาเชิงกายภาพคือการศึกษาคุณสมบัติทางกายภาพของแรงโน้มถ่วงของโลกและสนามศักย์ ( ศักย์ธรณี ) โดยมีเป้าหมายเพื่อนำไปประยุกต์ใช้ในงาน ธรณีวิทยา

เครื่องมือวัดทางธรณีวิทยาแบบดั้งเดิม เช่นกล้องวัดมุม (theodolite)อาศัยสนามแรงโน้มถ่วงในการกำหนดแนวแกนตั้งให้ตรงกับเส้นดิ่งหรือทิศทางแนวตั้ง ในพื้นที่ โดยใช้ระดับน้ำ ช่วย จากนั้นจึง วัด มุม แนวตั้ง ( มุมเงยหรือมุมเงย ) เทียบกับแนวตั้งในพื้นที่ และมุมแนวนอนในระนาบของเส้นขอบฟ้าในพื้นที่ ซึ่งตั้งฉากกับแนวตั้ง

เครื่องมือ วัดระดับถูกนำมาใช้เพื่อหาความ แตกต่าง ของศักย์ธรณีระหว่างจุดต่างๆ บนพื้นผิวโลก จากนั้นจึงแปลงค่าเหล่านี้ให้เป็นความแตกต่างของ "ความสูง" โดยใช้หน่วยเมตริก

แรงโน้มถ่วงมักวัดในหน่วย m·s⁻² ⁽เมตรต่อวินาที² ) นอกจากนี้ยังสามารถแสดงได้ (โดยการคูณด้วยค่าคงที่แรงโน้มถ่วงGเพื่อเปลี่ยนหน่วย) ในหน่วยนิวตันต่อกิโลกรัมของมวลที่ถูกดึงดูด

ศักย์ไฟฟ้าแสดงในรูปของแรงโน้มถ่วงคูณระยะทาง หน่วยเป็น m² ^· s⁻² ^การเคลื่อนที่หนึ่งเมตรในทิศทางของเวกเตอร์แรงโน้มถ่วงที่มีความแรง 1 m·s⁻² ^จะทำให้ศักย์ไฟฟ้าของคุณเพิ่มขึ้น 1 m² ^· s⁻² ^โดยใช้ G เป็นตัวคูณ หน่วยสามารถเปลี่ยนเป็นจูลต่อกิโลกรัมของมวลที่ถูกดึงดูดได้

หน่วยที่สะดวกกว่าคือ GPU หรือหน่วยศักย์ทางภูมิศาสตร์: มีค่าเท่ากับ 10 m² ^· s⁻² ^{หมายความ}ว่า การเดินทาง 1 เมตรในทิศทางแนวตั้ง กล่าวคือ ทิศทางของแรงโน้มถ่วงแวดล้อม 9.8 m·s⁻² ^จะทำให้ ศักย์ของคุณเปลี่ยนแปลงไป ประมาณ 1 GPU ซึ่งหมายความว่า ความแตกต่างของศักย์ทางภูมิศาสตร์ (ในหน่วย GPU) ของจุดหนึ่งกับระดับน้ำทะเล สามารถใช้เป็นมาตรวัดความสูง "เหนือระดับน้ำทะเล" โดยประมาณในหน่วยเมตรได้

แรงโน้มถ่วงของโลกซึ่งแสดงด้วยgคือความเร่งสุทธิ ที่ส่งผลต่อวัตถุอันเนื่องมาจากผลรวมของแรงโน้มถ่วง (จากการกระจายมวลภายในโลก ) และแรงเหวี่ยงหนีศูนย์กลาง (จากการหมุนของโลก ) ^{[ 3 ] [ 4 ]} เป็น ปริมาณ เวกเตอร์ซึ่งทิศทางตรงกับลูกดิ่งและความแรงหรือขนาดจะกำหนดโดย นอร์ม${\displaystyle g=\|{\mathit {\mathbf {g} }}\|}$

ในหน่วย SIความเร่งนี้แสดงในหน่วยเมตรต่อวินาที² (ในสัญลักษณ์m / s ^²หรือ m·s^⁻²) หรือเทียบเท่าในหน่วยนิวตันต่อกิโลกรัม (N/kg หรือ N·kg ^⁻¹ ) ใกล้พื้นผิวโลก ความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง ซึ่งมีความแม่นยำถึง 2 ตัวเลขสำคัญคือ 9.8 m/s^² (32 ft/s^² ) ซึ่งหมายความว่า หากไม่คำนึงถึงผลกระทบของแรงต้านอากาศองค์ประกอบในแนวดิ่งของความเร็วของวัตถุที่ตกลงมาอย่างอิสระจะเพิ่มขึ้นในทิศทางลงประมาณ 9.8 เมตรต่อวินาที (32 ft/s) ทุกวินาที

ความแรงของแรงโน้มถ่วงของโลกนั้นแตกต่างกันไปตามแต่ละสถานที่ ค่าทั่วไปของแรงโน้มถ่วงมาตรฐานคือ9.806 65  m⋅s ^{−2 ‍ [5 ]}ตามคำจำกัดความเดิมที่CGPM นำมาใช้ ในปี พ.ศ. 2444 ^{[ 6 ] : 159} ปริมาณนี้แสดงด้วยสัญลักษณ์ต่างๆ เช่นg _n , g _e , g ₀หรือเพียงแค่g (ซึ่งใช้สำหรับค่าท้องถิ่นที่เปลี่ยนแปลงได้ด้วย)

น้ำหนักของวัตถุบนพื้นผิวโลกคือแรงที่กระทำต่อวัตถุนั้นลงมา ซึ่งกำหนดโดยกฎการเคลื่อนที่ข้อที่สองของนิวตันหรือ F = m a (แรง=มวล×ความเร่ง)ความเร่งโน้มถ่วงมีส่วนทำให้เกิดความเร่งโน้มถ่วงทั้งหมด แต่ปัจจัยอื่นๆ เช่น การหมุนของโลก ก็มีส่วนทำให้เกิดน้ำหนักของวัตถุด้วย โดยปกติแล้ว แรงโน้มถ่วงจะไม่รวมแรงดึงดูดของดวงจันทร์และดวงอาทิตย์ ซึ่งจะถูกพิจารณาในแง่ของผลกระทบจากน้ำขึ้นน้ำลง

เนื่องจากความไม่สม่ำเสมอของสนามแรงโน้มถ่วงที่แท้จริงของโลก รูปทรงสมดุลของน้ำทะเล หรือจีออยด์จึงมีรูปทรงที่ไม่สม่ำเสมอเช่นกัน ในบางแห่ง เช่น ทางตะวันตกของไอร์แลนด์จีออยด์—ระดับน้ำทะเลเฉลี่ยทางคณิตศาสตร์—จะสูงขึ้นถึง 100 เมตรเหนือทรงรีอ้างอิงแบบสมมาตรตามการหมุนของ GRS80 ในขณะที่บางแห่ง เช่น ใกล้กับศรีลังกาจีออยด์จะต่ำกว่าทรงรีอ้างอิงเกือบเท่ากัน การแยกตัวระหว่างจีออยด์กับทรงรีอ้างอิงเรียกว่าการกระเพื่อมของจีออยด์สัญลักษณ์ Δ ... ${\displaystyle N}$

จีออยด์ หรือพื้นผิวทะเลเฉลี่ยทางคณิตศาสตร์ ไม่ได้ถูกกำหนดไว้เฉพาะในทะเลเท่านั้น แต่ยังรวมถึงใต้พื้นดินด้วย มันคือพื้นผิวน้ำสมดุลที่จะเกิดขึ้นหากน้ำทะเลเคลื่อนที่ได้อย่างอิสระ (เช่น ผ่านอุโมงค์) ใต้พื้นดิน ในทางเทคนิคแล้ว มันคือพื้นผิวศักย์เท่ากันของศักย์ธรณีที่แท้จริง ซึ่งเลือกให้ตรงกับระดับน้ำทะเลเฉลี่ย (โดยเฉลี่ย)

เนื่องจากระดับน้ำทะเลเฉลี่ยได้รับการวัดจริงโดยใช้จุดอ้างอิงเครื่องวัดระดับน้ำทะเลตามชายฝั่งของประเทศและทวีปต่างๆ จึงทำให้เกิด "เส้นบอกระดับใกล้เคียง" ที่ไม่สอดคล้องกันเล็กน้อยจำนวนหนึ่ง โดยมีความแตกต่างกันตั้งแต่หลายเดซิเมตรไปจนถึงมากกว่าหนึ่งเมตร อันเนื่องมาจากลักษณะภูมิประเทศของพื้นผิวทะเลที่เปลี่ยนแปลงอยู่ตลอดเวลา เส้นบอกระดับ เหล่านี้เรียกว่าเส้นอ้างอิงแนวดิ่งหรือเส้นอ้างอิงความ สูง

สำหรับทุกจุดบนโลก ทิศทางแรงโน้มถ่วงในท้องถิ่นหรือทิศทางแนวดิ่งซึ่งแสดงออกมาด้วยลูกดิ่งจะตั้งฉากกับระนาบโลก (ดูการวัดระดับทางดาราศาสตร์ธรณีวิทยา )

ข้างต้นเราได้ใช้ค่าความผิดปกติของแรงโน้มถ่วงไป แล้ว ค่าเหล่านี้คำนวณได้จากความแตกต่างระหว่างแรงโน้มถ่วงจริง (ที่สังเกตได้) และแรงโน้มถ่วงที่คำนวณได้ (ปกติ) (นี่เป็นการทำให้ง่ายเกินไป ในทางปฏิบัติ ตำแหน่งในอวกาศที่ประเมินค่า γ จะแตกต่างจากตำแหน่งที่วัดค่า g เล็กน้อย) ดังนั้นเราจึงได้${\displaystyle \Delta g}$${\displaystyle g=\|{\vec {g}}\|}$${\displaystyle \gamma =\|{\vec {\gamma }}\|=\|\nabla U\|}$

${\displaystyle \Delta g=g-\gamma .\,}$

ความผิดปกติเหล่านี้เรียกว่าความผิดปกติในอากาศอิสระและเป็นความผิดปกติที่จะนำมาใช้ในสมการสโตกส์ข้างต้น

ในทางธรณีฟิสิกส์ความผิดปกติเหล่านี้มักจะลดลงไปอีกโดยการขจัดแรงดึงดูดของภูมิประเทศซึ่งสำหรับแผ่นระนาบแนวนอน ( แผ่นบูเกอร์ ) ที่มีความหนาHจะกำหนดโดย

${\displaystyle a_{B}=2\pi G\rho H,\,}$

การลดค่าบูเกอร์จะถูกนำมาใช้ดังต่อไปนี้:

${\displaystyle \Delta g_{B}=\Delta g_{FA}-a_{B},\,}$

สิ่งที่เรียกว่าความผิดปกติของบูเกอร์นี่ คือ ความผิดปกติในอากาศอิสระ ที่เราได้กล่าวถึงไปก่อนหน้า นี้${\displaystyle \Delta g_{FA}}$${\displaystyle \Delta g}$

ในกรณีที่ภูมิประเทศไม่ใช่แผ่นราบ (ซึ่งเป็นกรณีปกติ!) เราจะใช้ค่าความสูงของภูมิประเทศในพื้นที่เป็นHแต่จะทำการแก้ไขเพิ่มเติมที่เรียกว่า การ แก้ไข ภูมิประเทศ

• การเบี่ยงเบนของแนวดิ่ง
• ความสูงแบบไดนามิก
• ฟรีดริช โรเบิร์ต เฮลเมิร์ต
• ธรณีฟิสิกส์
• แรงโน้มถ่วงของโลก
• การวัดน้ำหนัก
• ลาจีโอส
• มิคาอิล โมโลเดนสกี
• ความสูงปกติ
• ความสูงตามการวัดแบบออร์โธเมตริก
• การสำรวจทางธรณีวิทยาด้วยดาวเทียม

• B. Hofmann-Wellenhof และ H. Moritz, Physical Geodesy, Springer-Verlag Wien, 2005. (ข้อความนี้เป็นฉบับปรับปรุงใหม่ของหนังสือคลาสสิกปี 1967 โดย WA Heiskanen และ H. Moritz)