Kaj je geoid?

Geoid je model Zemljinega števila (to je njen analogni po velikosti in obliki), ki sovpada s srednjim nivojem morja, v kontinentalnih regijah pa je določena raven alkohola. Služi kot osnovna površina, iz katere se merijo topografske višine in globine oceana. Znanstvena disciplina natančne oblike Zemlje (geoid), njegove definicije in pomena se imenuje geodezija. Več informacij o tem je na voljo v članku.

Konstantnost potenciala

Geoid je povsod pravokoten na smer gravitacije in se v obliki približuje redni obrobni sferoid. Vendar to ni vedno tako zaradi lokalnih koncentracij akumulirane mase (odstopanja od homogenosti na globini) in zaradi razlik v nadmorski višini med celinami in morskim dnom. Matematično gledano, geoid je ekvipotencialna površina, ki jo označuje konstantnost potencialne funkcije. Opisuje skupne učinke gravitacijske privlačnosti Zemljine mase in centrifugalne odbojnosti, ki jo povzroča vrtenje planeta okoli svoje osi.

Poenostavljeni modeli

Geoid zaradi neenakomerne porazdelitve mase in rezultatov gravitacijske anomalije ni preprosta matematična površina. Ne ustreza standardu geometrijske figure Zemlje. Za to (vendar ne za topografijo) se preprosto uporabljajo približki. V večini primerov je zadostna geometrijska predstavitev Zemlje krogla, za katero je treba navesti le polmer. Ko je potreben natančnejši približek, se uporabi elipsoid rotacije. To je površina, ki jo ustvarimo z obračanjem elipse 360 ​​° glede na svojo manjšo os. Elipsoid, uporabljen pri geodetskih izračunih za predstavitev Zemlje, se imenuje referenčni. Ta oblika se pogosto uporablja kot preprosta osnovna površina.

Rotacijski elipsoid je podan z dvema parametroma: polmorska os (ekvatorialni polmer Zemlje) in polmorska os (polarni radij). Kompaktnost f je opredeljena kot razlika med glavnimi in manjšimi semialami, deljena z večjim f = (a-b) / a. Polovične osi Zemlje se razlikujejo približno za 21 km, eliptičnost pa okoli 1/300. Odstopanja geoida iz rotacijskega elipsoida ne presegajo 100 m. Razlika med dvema polmeroma ekvatorialne elipse v primeru triosnega elipsoidnega modela Zemlje je le približno 80 m.

Koncept geoida

Raven morja, tudi če ni učinka valov, vetrov, tokov in plimovanja, ni preprosta matematična številka. Nenasičena površina oceana mora biti izenačilna površina gravitacijskega polja, in ker slednja odraža nehomogenost gostote znotraj Zemlje, velja tudi za ekvipotenciale. Del geoida je ekvipotencialna površina oceanov, ki sovpada z nespremenjenim srednjim nivojem morja. Pod celinami geoid ni neposredno dostopen. Namesto tega predstavlja stopnjo, do katere se voda dvigne, če skozi celine od oceana do oceana naredi ozke kanale. Lokalna smer gravitacije je pravokotna na površino geoida in kot med to smerjo in normalno do elipsoida se imenuje odstopanje od navpičnice.

Odstopanja

Morda se zdi, da je geoid teoretični koncept, ki ima malo praktične vrednosti, zlasti glede točk na kopenskih površinah kontinentov, vendar to ni tako. Višine točk na tleh so določene z geodetsko poravnavo, pri kateri raven alkohola določi tangento na ekvipotencialni površini, in umerjene točke se izravnajo z vodo. Zato se razlike v višini določajo glede na izenačitev in zato zelo blizu geoidu. Tako je določitev tritočkovnih koordinat na kontinentalni površini s klasičnimi metodami zahtevala poznavanje 4 vrednosti: zemljepisne širine, zemljepisne dolžine, višine nad geoidom zemlje in odstopanja od elipsoida na tem mestu. Odstopanje navpičnice je imelo veliko vlogo, saj so njene komponente v pravokotnih smereh uvajale enake napake kot pri astronomskih opredelitvah zemljepisne širine in dolžine.

Čeprav je geodetska triangulacija zagotavljala relativno horizontalne položaje z visoko natančnostjo, so triangulacijske mreže v vsaki državi ali celini začele s točkami z domnevnimi astronomskimi položaji. Edina možnost združevanja teh omrežij v globalnem sistemu je bila izračunati odstopanja na vseh izhodiščih. Sodobni načini geodetskega pozicioniranja so spremenili ta pristop, vendar geoid ostaja pomemben koncept, ki ima nekaj praktičnega uporabnosti.

Določitev oblike

Geoid je v bistvu ekipotencialna površina realnega gravitacijskega polja. V bližini lokalnega presežka mase, ki doda potencial Delta-U na normalni potencial Zemlje v točki, ki ohranja stalen potencial, mora biti površina deformirana navzven. Val je podan s formulo N = Delta-U / g, kjer je g lokalna vrednost pospeška zaradi gravitacije. Masovni učinek na geoidu otežuje preprosto sliko. To se lahko reši v praksi, vendar je priročno upoštevati točko na ravni morja. Prva težava je določiti N ne skozi Delta-U, ki se ne meri, ampak z odstopanjem g od normalne vrednosti. Razlika med lokalno in teoretsko težo na isti širini elipsoidne Zemlje brez sprememb gostote je Delta-g. Ta anomalija izhaja iz dveh razlogov. Prvič, zaradi privlačnosti presežne mase, katere vpliv na gravitacijo določa negativni radialni derivat -part- (Delta-U) / del-r. Drugič, zaradi vpliva višine N, ker se gravitacija meri na geoidu, teoretična vrednost pa se nanaša na elipsoid. Vertikalni gradient g na nivoju morja je -2g / a, pri čemer je a polmer Zemlje, tako da je višinski učinek določen z izrazom (-2g / a) N = -2 Delta-U / a. Tako, če združimo oba izraza, Delta-g = -part- / del-r (Delta-U) -Delta-U / a.

Formalno, enačba določa razmerje med Delta-U in izmerljiva vrednost Delta-g in po določitvi Delta-U enačba N = Delta-U / g bo dala višino. Vendar, ker Delta-g in Delta-U vsebuje učinke masnih anomalij skozi celotno negotovo regijo Zemlje, in ne le pod postajo, slednje enačbe v eni točki ni mogoče rešiti brez sklicevanja na druge.

Problem N in Delta-g je odločil britanski fizik in matematik Sir George Gabriel Stokes leta 1849. Dobil je integralno enačbo za N, ki vsebuje vrednosti Delta-g s funkcijo njihove kroglaste razdalje od postaje. Pred začetkom satelitov leta 1957, je Stokesov formulo glavna metoda določanja obliko geoida, vendar je njegova uporaba je zelo težko. sferični funkcija razdalje vsebuje integrand, zelo počasi konvergira pri poskusu izračun N kadarkoli (tudi v državah, kjer so g, merjeno v velikem obsegu) nastane negotovost zaradi neraziskana področja prisotnosti, ki je lahko v precejšnji oddaljenosti od postaja.

Prispevek satelitov

Pojav umetnih satelitov, katerih tirnice je mogoče opazovati z Zemlje, je popolnoma spremenilo izračun oblike planeta in njegovega gravitacijskega polja. Nekaj ​​tednov po uvedbi prvega sovjetskega satelita leta 1957 je bila pridobljena vrednost eliptičnosti, ki je nadomestila vse prejšnje. Od takrat so znanstveniki že večkrat določili geoidne programe opazovanja z bližnje zemeljske orbite.

Prvi geodetski satelit je bil Lageos, ki so ga Združene države uvedle 4. maja 1976, na skoraj krožno orbito na nadmorski višini približno 6000 km. Bila je aluminijasta krogla s premerom 60 cm z 426-imi reflektorji laserskih žarkov.

Oblika Zemlje je bila ugotovljena zaradi kombinacije opazovanj "Lageos" in površinskih meritev gravitacije. Odstopanja geoida iz elipsoida dosežejo 100 m, najbolj izrazita notranja deformacija pa se nahaja na jugu Indije. Ni očitne neposredne povezave med celinami in oceani, vendar obstaja povezava z nekaterimi glavnimi značilnostmi globalne tektonike.

Radarska altimetrija

Geoid Zemlje nad oceani sovpada s povprečnim nivojem morja, če ni dinamičnih vplivov delovanja vetrov, plimovanja in tokov. Voda odraža radarske valove, zato se lahko za merjenje razdalje do površine morij in oceanov uporablja satelit, opremljen z radarskim altimetrom. Prvi tak satelit je bil Seasat 1, ki so ga 26. junija 1978 začeli Združene države. Na podlagi pridobljenih podatkov je bil izdelan zemljevid. Odstopanja od rezultata izračunov prejšnje metode ne presegajo 1 m.