Лекция 3. Как оказывать помощь другим?

Как оказывать помощь другим?

К. Роджерс считал, что можно говорить о существовании нескольких типичных реакций помогающего на рассказ человека о существующих у него личностных проблемах или затруднениях. За каждой из них — определенная позиция, взгляд на собеседни­ка. Первый тип реакций — оценочные. Своими репликами собе­седник оценивает услышанное с точки зрения его сложности, важности, глубины. Проблеме как бы выставляется некоторый диагноз (иногда — приговор). Второй тип реакций — интерпре­тирующие. Поиск изначального смысла, значения высказанной проблемы: «На самом деле у тебя...». Третий тип — проявление поддержки. Выражается предложение успокоиться, не придавать значения... Четвертый тип реакций — исследовательские. Пригла­шение к дальнейшему анализу, разбору, часто — препарированию проблемы, несмотря на болезненные переживания человека, вы­сказавшего проблему: «А как еще разобраться!» Пятый тип — ре­акции понимания. Используя техники активного слушания, помо­гающий находит общий язык со своим партнером в едином пони­мании, чувствовании проблемы. По частоте встречаемости все эти реакции идут в том же порядке, что здесь. Между тем и сам Роджерс, и его последователи наиболее универсальной считают реакцию понимания.

Вспомните какую-то реальную ситуацию, значимую для вас, в которой вы выступали в качестве лица, оказывающего по­мощь. Какую реакцию помощи вы продемонстрировали? На­сколько она вообще типична для вас?

Гравитационное поле Земли. Основные характеристики и методы их измерения. Гравитационные аномалии

Тяготение – неотъемлемое свойство материи. Сила притяжения между двумя частицами с массами m₁ и m₂ выражается формулой

где r – расстояние между центрами масс m₁ и m₂;

G – гравитационная постоянная, в системе СИ G = 6,67 × 10^-11 м³/кг с².

Гравитационное поле Земли (ГПЗ) – это силовое поле, обусловленное притяжением Земли и центробежной силой. Как любое физическое поле ГПЗ характеризуется напряженностью g (это сила, с которой оно действует на единичную массу или ускорение, которое получает единичная масса под ее действием).

Так как на единичную массу, жестко связанную с Землей, действует еще и центробежная сила I и сила притяжения со стороны небесных тел F,¢ то

Если принять Землю за шар, который состоит из концентрических слоев одинаковой плотности, то

где w - угловая скорость вращения Земли; r – радиус малого круга, по которому происходит вращение.

I_max = 3,4 Гал – на экваторе; I_min = 0 – на полюсах (1 Гал = 1 см/с²).

F¢ - все время меняется и определяется по специальным таблицам.

Потенциал или потенциальная функция для силы тяжести состоит из двух частей: из гравитационного и центробежного потенциалов. (U = U₁+U₂)

где М и R масса и радиус Земли.

Значение потенциала центробежной силы много меньше, чем гравитационного, поэтому в большинстве задач им пренебрегают.

Для реальной Земли величина g зависит сложным образом от ее фигуры и распределения плотности внутри Земли. Поскольку Земля из-за осевого вращения имеет форму эллипсоида, то за счет полярного сжатия, которое в настоящее время оценивается величиной а = 1/298.25, ускорение силы тяжести на экваторе меньше, чем на полюсах. Влияние полярного сжатия на g оценивается величиной 1,6 Гал. В результате совместного влияния центробежного ускорения и сжатия g_п = 9.83 м/с², g_э = 9.78 м/с².

Потенциал реальной Земли определяется по формуле

U = G ∫dM/R_i

Знание ГПЗ позволяет определить ее фигуру, внутреннее строение (разведка полезных ископаемых), используется при решении практических задач геодезии.

Измеряемыми элементами ГПЗ являются 1-ая и 2-ая производные потенциала U. По определению потенциальной функции частные производные этой функции по осям координат равны проекции силы (ускорения) на эти оси:

Если ось z совместить с направлением силы g, а x и y направить в плоскости горизонта на север и восток, то g_x = g_y = 0; g_z = g = dU/dz. Отсюда

Это вертикальный градиент силы тяжести.

При изучении ГПЗ для удобства принято выделять из потенциала главную часть, соответствующую «идеальной» Земле сравнения, имеющей простую форму уровенной поверхности (эллипсоид вращения или уровенный эллипсоид – геоид). В каждой точке поверхности геоида g перпендикулярно этой поверхности, а U = const, т.е. это эквипотенциальная поверхность (с постоянным значением потенциала U(x,y,z) = const).

ГП такой Земли – нормальное ГП. Из полного измеренного в данной точке значения g выделяют часть g_н, соответствующую нормальному полю, а значение g_а, равное разности g - g_н, называют аномалией силы тяжести на уровенной поверхности.

Для того, чтобы расчеты гравитационных аномалий, проводимые разными авторами, можно было сравнивать, необходим единый подход к оценке нормальных значений силы тяжести. В 1971 г. Международный Геофизический союз утвердил следующую формулу:

g_н = g_э(1 + 0.0053024 sin²φ – 0.0000059 sin² 2φ). В качестве «нормальной» Земли принят земной эллипсоид с фиксированными значениями радиуса, угловой скорости вращения, момента инерции и коэффициента полярного сжатия.

Аномалии g обычно не превышают нескольких десятков мГал. Среднеквадратическая вариация их около 20 мГал. Большая изменчивость g в целом характерна для Северного полушария, меньшая – для Южного; максимальная - +600 мГал наблюдается в районе Гавайских островов, минимальная - -380 мГал – в желобе Пуэрто-Рико. Это сотые доли процента от g. Поэтому точность приборов должна быть очень высокой на уровне сотых долей мГал или даже МкГал. Первые измерения в 1813 г. в Потсдаме.

Для измерения g применяют гравиметры различной конструкции (струнные, маятниковые, баллистические и др.). Строят гравикарты.

Изменение ускорения силы тяжести по высоте в атмосфере и глубине в земных недрах

Оценим, как изменяется g при удалении от поверхности Земли вверх. Обозначим через g_o – ускорение силы тяжести на поверхности Земли; g₁ – в некоторой точке, находящейся на расстоянии R₁ от ее поверхности (R₁> R₀, где R₀ - радиус Земли; разность R₁ - R₀ обозначим DН. Ускорение свободного падения в соответствующих точках:

Тогда

Имея в виду, что Н мало по сравнению с R₀, можно принять R₁ = R₀ = R и

Если измерять в 10^-5 м/с²[мГал], а в метрах, то = - 0,3086 .

Таким образом, если высота увеличится на 100 м, сила тяжести уменьшится на 30,9 мГал. Этот закон дифференциальный, он действует на малых превышениях в непосредственной близости от Земли в пределах нескольких километров.

При удалении от Земли величина коэффициента при DH убывает. Так, для DH = 6 тыс. км этот коэффициент уменьшится ~` в 8 раз. На высоте около 40 тыс. км сила притяжения становится равной центробежной силе, и напряженность поля силы тяжести обращается в нуль. Правда, этот факт практического значения не имеет, т.к. предметы, удаленные от Земли, не участвуют в общем с ней вращении, а движутся по законам притяжения вокруг Земли.

По мере продвижения вглубь Земли изменение ускорения силы тяжести носит сложный характер. Причиной этого является скачкообразное возрастание плотности вещества Земли с глубиной. При перемещении точки внутри планеты к ее центру будет уменьшаться расстояние между взаимодействующими массами, что приводит к увеличению g. В то же время будет сокращаться масса планеты (т.к. верхние слои на перемещающуюся точку не действуют): сначала (в пределах земной коры) медленно, на границе мантии и земной коры – быстрее. По сейсмическим данным изменение g с глубиной имеет следующий характер: 0-10 400 600-800 2885 3200 5000 5600

9.82 9.97 10-9.99 10.68 9.98 4.85 2.80

В центре Земли g = 0.

Изменение g во времени

Ускорение силы тяжести изменяется и во времени в зависимости от положения небесных тел, мгновенной оси вращения в теле Земли, от вариации скорости вращения, от перемещения масс Земли и деформации ее поверхности. Различают вековые, периодические и непериодические изменения. Непериодические – вулканическая деятельность, землетрясения, перемещение вещества мантии и деятельность человека. Периодические – приливные, вызванные влиянием Луны и Солнца (0.006 g).

Дата добавления: 2014-01-20