Un geoid este ce?

Un geoid este un model al figurii Pământului (adică dimensiunea și forma analogică a acestuia), care coincide cu nivelul mediu al mării, iar în regiunile continentale este determinat de nivelul alcoolului. Serveste ca suprafata de baza din care sunt masurate inaltimile topografice si adancimile oceanului. Disciplina științifică privind forma exactă a Pământului (geoid), definiția și semnificația sa se numește geodezie. Mai multe informații despre acest lucru sunt furnizate în articol.

Constanța potențialului

Geoidul este peste tot perpendicular pe direcția gravitației și, în formă, se apropie de un sferoid oblic obișnuit. Cu toate acestea, acest lucru nu este întotdeauna cazul, datorită concentrațiilor locale ale masei acumulate (abateri de la omogenitate în profunzime) și datorită diferențelor de înălțime între continente și fundul mării. Din punct de vedere matematic, un geoid este o suprafață echipotențială, adică caracterizată de constanța funcției potențiale. Acesta descrie efectele combinate ale atracția gravitațională a repulsiei în masă și centrifuge Pământului cauzată de rotația planetei în jurul axei sale.

Modele simplificate

Geoid din cauza distribuției inegale a masei și a rezultatelor anomalii gravitationale nu este o simplă suprafață matematică. Nu se potrivește destul de bine cu standardul figurii geometrice a Pământului. Pentru aceasta (dar nu pentru topografie), aproximările sunt pur și simplu utilizate. În majoritatea cazurilor, o reprezentare geometrică suficientă a Pământului este o sferă pentru care trebuie indicată numai raza. Atunci când este necesară o aproximare mai precisă, se utilizează un elipsoid de rotație. Aceasta este suprafața creată prin rotirea elipsei cu 360 ° față de axa ei minoră. Elipsoidul folosit în calculele geodezice pentru reprezentarea Pământului este numit cel de referință. Această formă este adesea folosită ca o suprafață de bază simplă.

Elipsoidul de rotație este dat de doi parametri: axa semi-majoră (raza ecuatorică a Pământului) și axa semi-majoră (raza polară). Compactarea f este definită ca diferența dintre semiaxele majore și cele minore, împărțită la f = (a - b) / a mai mare. Semi-axele Pământului diferă aproximativ cu 21 km, iar elipticitatea este de aproximativ 1/300. Abaterile de elipsoid geoid de rotație nu depășesc 100 m. Diferența dintre cele două semi-axele elipsei în cazul ecuatoriali modelului elipsoidală triaxial al Pământului este de numai aproximativ 80 m.

Conceptul de geoid

Nivelul mării, chiar și în absența efectelor valurilor, vânturilor, curenților și valurilor, nu formează o simplă figură matematică. Suprafața neperturată a oceanului trebuie să fie o suprafață echipotențială a câmpului gravitațional și, din moment ce aceasta reflectă neomogenitatea densității din interiorul Pământului, aceasta se aplică și equipotențială. O parte a geoidului este suprafața echipotențială a oceanelor, care coincide cu nivelul marii medii neperturbate. Sub continente, geoidul nu este direct accesibil. Mai degrabă, acesta reprezintă nivelul la care crește apa, dacă pe continentele de la ocean până la ocean se fac canale înguste. Direcția locală a forței de gravitație perpendiculară pe suprafața geoidului, iar unghiul dintre direcția și normala la elipsoidul numita abatere de la verticală.

abateri

Se poate părea că geoidul este un concept teoretic care nu are valoare practică, mai ales în ceea ce privește punctele de pe suprafața continentală a continentului, dar nu este așa. Înălțimile punctelor de pe teren sunt determinate prin nivelarea geodezică, în care nivelul de alcool este setat tangent la suprafețele echipotențiale și calibrate folosind repere plumb aliniate. În consecință, diferențele de înălțime sunt determinate în raport cu echipotențialul și, prin urmare, foarte apropiate de geoid. Astfel, determinarea 3 puncte coordonate pe suprafața continentală metode clasice necesită cunoașterea 4 variabile: latitudine, longitudine, înălțimea deasupra geoidul pământului și devierea elipsoid în această locație. Abaterea verticală a jucat un rol important, deoarece componentele sale în direcțiile ortogonale au introdus aceleași erori ca și în definițiile astronomice ale latitudinii și longitudinii.

Deși triangularea geodezică a furnizat poziții relative orizontale cu o precizie ridicată, rețelele de triangulare din fiecare țară sau continent au început cu puncte cu posibile poziții astronomice. Singura posibilitate de a combina aceste rețele în sistemul global a fost de a calcula abaterile la toate punctele de plecare. Metodele moderne de poziționare geodezică au schimbat această abordare, însă geoidul rămâne un concept important care are o utilitate practică.

Determinarea formei

Un geoid este, în esență, o suprafață echipotențială a unui câmp gravitațional real. În vecinătatea excesului local de masă, care adaugă potențial Delta-U la potențialul normal al Pământului într-un punct care să mențină un potențial constant, suprafața trebuie să fie deformată spre exterior. Valul este dat de formula N = Delta-U / g, unde g este valoarea locală a accelerației datorată gravitației. Efectul de masă asupra geoidului complică o imagine simplă. Acest lucru poate fi rezolvat în practică, dar este convenabil să se ia în considerare punctul la nivelul mării. Prima problemă este de a determina N nu prin Delta-U, care nu este măsurată, ci prin devierea lui g de la valoarea normală. Diferența dintre gravitația locală și cea teoretică la aceeași latitudine a unui Pământ elipsoidal fără modificări de densitate este Delta-g. Această anomalie apare din două motive. În primul rând, datorită atragerii de masă excesivă, a cărei influență asupra gravitației este determinată de derivatul radial negativ -part- (Delta-U) / part-r. În al doilea rând, datorită efectului de altitudine N, deoarece gravitatea este măsurată pe un geoid, iar valoarea teoretică se referă la un elipsoid. Gradientul vertical g la nivelul mării este -2g / a, unde a este raza Pământului, deci efectul de înălțime este determinat de expresia (-2g / a) N = -2 Delta-U / a. Astfel, prin combinarea ambelor expresii, Delta-g = partea-r / partea-r (Delta-U) - 2 Delta-U / a.

Formal, ecuația stabilește relația dintre Delta-U și o valoare măsurabilă Delta-g și după determinare Ecuația Delta-U N = Delta-U / g va da înălțimea. Cu toate acestea, din moment ce Delta-g și Delta-U conțin efectele anomaliilor de masă de-a lungul unei zone incerte a Pământului, și nu doar sub gară, ultima ecuație nu poate fi rezolvată în același punct fără a face referire la ceilalți.

Problema lui N și Delta-g a fost decis de fizicianul britanic și matematicianul Sir George Gabriel Stokes în 1849. A obținut o ecuație integrală pentru N conținând valorile Delta-g cu funcția distanței lor sferice de la stație. Înainte de lansarea sateliților în 1957, formula Stokes a fost principala metodă pentru determinarea formei geoidului, însă aplicarea lui a prezentat mari dificultăți. Funcția distanță sferică conținută în integrantul, converge foarte lent atunci când se încearcă să se calculeze N în orice moment (chiar și în acele țări unde g au fost măsurate pe o scară mai mare) apare din cauza zonelor neexplorate de prezență incertitudine, care poate fi la distanțe considerabile de stație.

Contribuția sateliților

Apariția de sateliți artificiali care poate fi văzut de pe Pământ, a revoluționat complet calculul formei planetei și câmpul gravitațional său. La câteva săptămâni după lansarea primului satelit sovietic în 1957, sa obținut valoarea elipticității, care a înlocuit toate cele anterioare. De atunci, oamenii de știință au specificat în mod repetat programele de geoid de observare de pe orbita pământului apropiat.

Primul satelit geodezic a fost Lageos, lansat de Statele Unite la 4 mai 1976, într-o orbită aproape circulară la o altitudine de aproximativ 6000 km. A fost o sferă de aluminiu cu un diametru de 60 cm cu 426 de reflectori de raze laser.

Forma Pământului a fost stabilită datorită unei combinații de observații ale măsurătorilor de suprafață "Lageos" ale gravitației. Deviațiile geoidului de la elipsoid ajung la 100 m, iar cea mai pronunțată deformare internă este situată în partea de sud a Indiei. Nu există o corelație directă evidentă între continente și oceane, dar există o legătură cu unele dintre principalele caracteristici ale tectonicii globale.

Radiometru

Geoidul Pământului deasupra oceanelor coincide cu nivelul mediu al mării, cu condiția să nu existe efecte dinamice ale acțiunii vânturilor, mareelor ​​și curenților. Apa reflectă undele radar, astfel încât un satelit echipat cu un radar altimetru poate fi folosit pentru a măsura distanța până la suprafața mărilor și a oceanelor. Primul astfel de satelit a fost Seasat 1, lansat de Statele Unite la 26 iunie 1978. Pe baza datelor obținute, a fost compilată o hartă. Abaterile de la rezultatul calculelor efectuate prin metoda anterioară nu depășesc 1 m.