Геоид е какво?

Геоидът е модел на фигурата на Земята (аналогичен по размер и форма), който съвпада със средното ниво на морското равнище, а в континенталните райони се определя от нивото на алкохола. Подпомага като основна повърхност, от която се измерват топографските височини и дълбочините на океана. Научната дисциплина за точната форма на Земята (геоида), нейното определение и значение се нарича геодезия. Повече информация за това е предоставена в статията.

Константа на потенциала

Геоидът е навсякъде, перпендикулярен на посоката на гравитацията, и във формата си се доближава до обикновен облостен сфероид. Това обаче не винаги се случва поради местните концентрации на натрупаната маса (отклонения от хомогенността на дълбочина) и поради разликите в надморската височина между континентите и морското дъно. Математически казано, геоидът е еквипотенциална повърхност, която се характеризира с постоянството на потенциалната функция. Той описва комбинираните ефекти от гравитационното привличане на земната маса и центробежното отблъскване, причинено от въртенето на планетата около нейната ос.

Опростени модели

Геоид поради неравномерното разпределение на масата и резултата гравитационни аномалии не е просто математическа повърхност. Тя не отговаря напълно на стандарта на геометричната фигура на Земята. За това (но не за топографията) просто се използват приближения. В повечето случаи достатъчно геометрично представяне на Земята е сфера, за която трябва да се посочи само радиусът. Когато се изисква по-точно приближение, се използва елипсоида на въртене. Това е повърхността, създадена чрез завъртане на елипсата 360 ° по отношение на нейната второстепенна ос. Елипсоидът, използван в геодезическите изчисления за представяне на Земята, се нарича референтна. Тази форма често се използва като обикновена основна повърхност.

Елипсоид на въртене, определена от два параметъра: главната ос (екваториален радиус на земята) малката ос (полярен радиус). Уплътнението f се дефинира като разликата между основната и второстепенната полуаксия, разделена на по-големия f = (a - b) / a. Полу-осите на Земята се различават приблизително с 21 км, а елиптиката е около 1/300. Отклонения от геоид елипсоида на въртене не надвишават 100 m. Разликата между двете полу-оси на елипсата в случая на най-голямото напречно триосно елипсовидна модел на земята е само около 80 м.

Концепцията за геоида

Нивото на морското пространство, дори при отсъствието на въздействие от вълни, ветрове, течения и приливи и отливи, не образува обикновена математическа фигура. Необезпокоявани на морската повърхност трябва да е еквипотенциална повърхност на гравитационното поле и тъй като последният отразява нееднородност на плътността на Земята, същото важи и за еквипотенциалните. Част от геоида е еквипотенциалната повърхност на океаните, която съвпада с непрекъснатата средна морска височина. Под континентите geoid не е пряко достъпен. По-скоро представлява нивото, на което се издига водата, ако през континентите от океана до океана се правят тесни канали. Локалното направление на тежестта е перпендикулярно на повърхността на геоида, а ъгълът между тази посока и нормалната към елипсоида се нарича отклонение от вертикалата.

отклонения

Може да изглежда, че геоидът е теоретична концепция, която има малка практическа стойност, особено по отношение на точките на земната повърхност на континентите, но това не е така. Височините на точките на земята се определят от геодезическото подравняване, при което нивото на алкохола установява тангенс на еквипотенциалната повърхност и калибрираните точки се изравняват с олово. Следователно разликите във височината се определят по отношение на еквипотенциалния и следователно много близък до геоида. Следователно, определянето на 3-точков координати на континентален повърхността класическите методи изискват познаване на 4 променливи: ширина, дължина, височина над геоида на земята и отклонението на елипсоида на това място. Отклонението на вертикалата играеше голяма роля, тъй като нейните компоненти в ортогоналните посоки въведоха същите грешки като в астрономическите определения за географска ширина и дължина.

Въпреки че геодезическата триангулация осигурява относително хоризонтални позиции с висока точност, триангулационните мрежи във всяка страна или континент започват с точки с предполагаеми астрономически позиции. Единствената възможност да се комбинират тези мрежи в глобалната система беше да се изчислят отклоненията във всички изходни точки. Съвременните методи на геодезично позициониране променят този подход, но геоидът остава важна концепция, която има някаква практическа полза.

Определяне на формата

Геоидът е по същество еквипотенциална повърхност на истинско гравитационно поле. В близост до местния излишък на маса, което добавя потенциал Delta-U към нормалния потенциал на Земята в точка, за да поддържа постоянен потенциал, повърхността трябва да се деформира навън. Вълната се дава по формулата N = Delta-U / g, където g е локалната стойност на ускорението, дължащо се на гравитацията. Масовият ефект върху геоида усложнява простата картина. Това може да бъде решено на практика, но е удобно да се разгледа точката на морското равнище. Първият проблем е да се определи N не чрез Delta-U, която не се измерва, но с отклонение на g от нормалната стойност. Разликата между локалната и теоретичната гравитация на същата географска ширина на елипсоидална Земя без изменение на плътността е Delta-г. Тази аномалия възниква по две причини. Първо, поради привличането на излишната маса, чието влияние върху гравитацията се определя от отрицателното радиално производно - част (Delta-U) / част-R. На второ място, поради ефекта на височината N, тъй като гравитацията се измерва на геоид, а теоретичната стойност се отнася до елипсоида. Вертикалният градиент g на морското равнище е -2g / a, където a е радиусът на Земята, така че ефектът на височината се определя от израза (-2g / a) N = -2 Delta-U / a. По този начин, като комбинираме и двата израза, Delta-g = част / част-r (Delta-U) - 2 Delta-U / a.

Формално уравнението установява връзката между Delta-U и измерима стойност Delta-g и след определяне Делта-У уравнението N = Делта-U / g ще даде височината. Въпреки това, тъй като Delta-g и Делта-У съдържа ефекти от масови аномалии в цялата несигурна област на Земята, а не само под станцията, последното уравнение не може да бъде решено в един момент без да се споменава друго.

Проблемът на N и Delta-g беше решен от английския физик и математик сър Георгиос Габриел Стокес през 1849 г. Той получи неразделна уравнение за N, съдържащ стойностите Delta-g с функцията на тяхното сферично разстояние от станцията. Преди пускането на сателитите през 1957 г., Stokes формула е основният метод за определяне на формата на геоида, но употребата му е много трудно. функция сферична разстояние съдържа в подинтегрален много бавно клони, когато се опитват да се изчисли N във всяка точка (дори в тези страни, където грам бяха измерени в голям мащаб) възниква поради неизследвани области присъствие несигурност, която може да бъде най-значителни разстояния от станция.

Принос на спътниците

Появата на изкуствени сателити, чиито орбити могат да се наблюдават от Земята, напълно революционизира изчисляването на формата на планетата и нейното гравитационно поле. Няколко седмици след старта на първия съветски сателит през 1957 г. се получи стойността на елиптиката, която замести всички предишни. Оттогава насам учените многократно са уточнявали геоидните програми за наблюдение от близкоземната орбита.

Първият геодезически сателит беше Лагеос, стартиран от Съединените щати на 4 май 1976 г., в почти кръгова орбита на надморска височина от около 6000 км. Това беше алуминиева сфера с диаметър 60 см с 426-ия рефлектор на лазерни лъчи.

Формата на Земята е установена благодарение на комбинация от наблюдения на "Lageos" и повърхностни измервания на гравитацията. Отклоненията на геоида от елипсоида достигат 100 м, а най-ярката вътрешна деформация се намира на юг от Индия. Няма явна пряка връзка между континентите и океаните, но има връзка с някои от основните характеристики на глобалната тектоника.

Радиална алметрия

Геоидът на Земята над океаните съвпада със средното ниво на морското равнище, при условие че няма динамични ефекти от действието на ветровете, приливите и теченията. Водата отразява радарни вълни, така че сателит, оборудван с радар с висотомер, може да се използва за измерване на разстоянието до повърхността на моретата и океаните. Първият такъв сателит беше Seasat 1, стартиран от Съединените щати на 26 юни 1978 г. Въз основа на получените данни е съставена карта. Отклоненията от резултата от изчисленията, направени по предходния метод, не надвишават 1 м.