الجيود هو نموذج لشكل الأرض (أي نظيره في الحجم والشكل) ، والذي يتطابق مع متوسط مستوى سطح البحر ، ويتم تحديده في المناطق القارية من خلال مستوى الروح. يعمل كسطح مرجعي تُقاس منه الارتفاعات الطبوغرافية وأعماق المحيطات. يسمى الانضباط العلمي حول الشكل الدقيق للأرض (الجيود) وتعريفه وأهميته بالجيوديسيا. يتم توفير مزيد من المعلومات حول هذا في المقالة.
ثبات الإمكانات
يكون الجيود في كل مكان عموديًا على اتجاه الجاذبية وفي الشكل يقترب من كروي مفلطح منتظم. ومع ذلك ، ليس هذا هو الحال في كل مكان بسبب التركيزات المحلية للكتلة المتراكمة (الانحرافات عن التوحيد في العمق) وبسبب اختلافات الارتفاع بين القارات وقاع البحر. من الناحية الرياضية ، فإن الجيود هو سطح متساوي الجهد ، أي يتميز بثبات الوظيفة المحتملة. يصف التأثيرات المجمعة لسحب الجاذبية لكتلة الأرض والتنافر الناجم عن دوران الكوكب حول محوره.
نماذج مبسطة
الجيود ، بسبب التوزيع غير المتكافئ للكتلة والشذوذ الثقالي الناتج ، لاهو سطح رياضي بسيط. إنها ليست مناسبة تمامًا لمعيار الشكل الهندسي للأرض. لهذا (ولكن ليس للطبوغرافيا) ، يتم استخدام التقريبات ببساطة. في معظم الحالات ، تكون الكرة تمثيلًا هندسيًا كافيًا للأرض ، والتي يجب تحديد نصف قطرها فقط. عند الحاجة إلى تقريب أكثر دقة ، يتم استخدام شكل بيضاوي للثورة. هذا هو السطح الذي تم إنشاؤه عن طريق تدوير شكل بيضاوي 360 درجة حول محوره الثانوي. يُطلق على الشكل الإهليلجي المستخدم في الحسابات الجيوديسية لتمثيل الأرض الاسم الإهليلجي المرجعي. غالبًا ما يستخدم هذا الشكل كسطح قاعدة بسيط.
يُعطى الشكل الإهليلجي للثورة بواسطة معلمتين: المحور شبه الرئيسي (نصف القطر الاستوائي للأرض) والمحور شبه الصغير (نصف القطر القطبي). يتم تعريف التسطيح f على أنه الفرق بين نصف المحاور الرئيسية والثانوية مقسومًا على f=(a - b) / a. تختلف أنصاف محاور الأرض بحوالي 21 كيلومترًا ، ويبلغ مقدار الإهليلجيه حوالي 1/300. لا تتجاوز انحرافات الجيود عن المجسم الإهليلجي للثورة 100 متر.الفرق بين محوري نصف الخط الاستوائي في حالة النموذج الإهليلجي ثلاثي المحاور للأرض هو حوالي 80 مترًا فقط.
مفهوم الجيود
مستوى سطح البحر ، حتى في غياب تأثيرات الأمواج والرياح والتيارات والمد والجزر ، لا يشكل رقمًا رياضيًا بسيطًا. يجب أن يكون سطح المحيط غير المضطرب هو السطح متساوي الجهد لحقل الجاذبية ، وبما أن الأخير يعكس عدم تجانس الكثافة داخل الأرض ، فإن الأمر نفسه ينطبق على تساوي الجهد. جزء من الجيود هو متساوي الجهدسطح المحيطات ، والذي يتزامن مع متوسط مستوى سطح البحر غير المضطرب. تحت القارات ، لا يمكن الوصول إلى الجيود مباشرة. بل إنه يمثل المستوى الذي سيرتفع إليه الماء إذا تم إنشاء قنوات ضيقة عبر القارات من المحيط إلى المحيط. الاتجاه المحلي للجاذبية هو عمودي على سطح الجيود ، والزاوية بين هذا الاتجاه والخط العمودي للقطع الناقص تسمى الانحراف عن العمودي.
الانحرافات
قد يبدو الجيود كمفهوم نظري ذو قيمة عملية قليلة ، خاصة فيما يتعلق بالنقاط على أسطح اليابسة في القارات ، لكنه ليس كذلك. يتم تحديد ارتفاعات النقاط على الأرض من خلال المحاذاة الجيوديسية ، حيث يتم تعيين الظل للسطح متساوي الجهد بمستوى روح ، ويتم محاذاة الأعمدة المُعايرة بخط راسيا. لذلك ، يتم تحديد الاختلافات في الارتفاع فيما يتعلق بالتساوي وبالتالي قريبة جدًا من الجيود. وبالتالي ، فإن تحديد 3 إحداثيات لنقطة على السطح القاري بالطرق الكلاسيكية يتطلب معرفة 4 كميات: خط العرض وخط الطول والارتفاع فوق الأرض الجيولوجية والانحراف عن الشكل الإهليلجي في هذا المكان. لعب الانحراف العمودي دورًا كبيرًا ، لأن مكوناته في الاتجاهات المتعامدة قدمت نفس الأخطاء كما في التحديدات الفلكية لخطوط الطول والعرض.
على الرغم من أن التثليث الجيوديسي قدم مواقع أفقية نسبية بدقة عالية ، إلا أن شبكات التثليث في كل بلد أو قارة بدأت من نقاط ذات قيمة مقدرةالمواقف الفلكية. كانت الطريقة الوحيدة لدمج هذه الشبكات في نظام عالمي هي حساب الانحرافات في جميع نقاط البداية. لقد غيرت الأساليب الحديثة لتحديد المواقع الجيوديسية هذا النهج ، لكن الجيود يظل مفهومًا مهمًا له بعض الفوائد العملية.
تعريف الشكل
الجيود ، في جوهره ، سطح متساوي الجهد لحقل جاذبية حقيقي. على مقربة من الكتلة الزائدة المحلية ، والتي تضيف إمكانية ΔU إلى الإمكانات الطبيعية للأرض عند هذه النقطة ، من أجل الحفاظ على إمكانات ثابتة ، يجب أن يتشوه السطح خارجيًا. تُعطى الموجة بالصيغة N=ΔU / g ، حيث g هي القيمة المحلية لعجلة الجاذبية. تأثير الكتلة على الجيود يعقد الصورة البسيطة. يمكن حل هذا في الممارسة العملية ، ولكن من الملائم النظر في نقطة عند مستوى سطح البحر. تتمثل المشكلة الأولى في تحديد N ليس بدلالة ΔU ، والتي لا تُقاس ، ولكن من حيث انحراف g عن القيمة العادية. الفرق بين الجاذبية المحلية والنظرية على نفس خط العرض لأرض إهليلجية خالية من تغيرات الكثافة هو ميكروغرام. يحدث هذا الشذوذ لسببين. أولاً ، نظرًا لجاذبية الكتلة الزائدة ، يتم تحديد تأثيرها على الجاذبية من خلال المشتق الشعاعي السالب- (ΔU) / ∂r. ثانيًا ، نظرًا لتأثير الارتفاع N ، حيث يتم قياس الجاذبية على الجيود ، وتشير القيمة النظرية إلى الشكل الإهليلجي. التدرج العمودي g عند مستوى سطح البحر هو -2g / a ، حيث يمثل a نصف قطر الأرض ، وبالتالي فإن تأثير الارتفاعيتحدد بالتعبير (-2g / a) N=-2 ΔU / a. وبالتالي ، فإن الجمع بين كلا التعبيرين ، Δg=-/ ∂r (ΔU) - 2ΔU / a.
بشكل رسمي ، تحدد المعادلة العلاقة بين ΔU والقيمة القابلة للقياس Δg ، وبعد تحديد ΔU ، ستعطي المعادلة N=ΔU / g الارتفاع. ومع ذلك ، نظرًا لأن Δg و ΔU يحتويان على تأثيرات الانحرافات الجماعية في جميع أنحاء منطقة غير محددة من الأرض ، وليس فقط تحت المحطة ، فلا يمكن حل المعادلة الأخيرة في نقطة واحدة دون الرجوع إلى الآخرين.
تم حل مشكلة العلاقة بين N و g من قبل الفيزيائي البريطاني وعالم الرياضيات السير جورج غابرييل ستوكس في عام 1849. حصل على معادلة متكاملة لـ N تحتوي على قيم Δg كدالة للمسافة الكروية. من محطة. حتى إطلاق الأقمار الصناعية في عام 1957 ، كانت معادلة ستوكس هي الطريقة الرئيسية لتحديد شكل الجيود ، لكن تطبيقها مثل صعوبات كبيرة. تتقارب وظيفة المسافة الكروية الموجودة في التكاملاند ببطء شديد ، وعند محاولة حساب N في أي نقطة (حتى في البلدان التي تم فيها قياس g على نطاق واسع) ، ينشأ عدم اليقين بسبب وجود مناطق غير مستكشفة قد تكون بدرجة كبيرة مسافات من المحطة
مساهمة الأقمار الصناعية
أحدث ظهور الأقمار الصناعية التي يمكن رصد مداراتها من الأرض ثورة كاملة في حساب شكل الكوكب ومجال الجاذبية الخاص به. بعد أسابيع قليلة من إطلاق أول قمر صناعي سوفيتي في عام 1957 ، كانت القيمةالاهليلجيه ، التي حلت محل كل السابق. منذ ذلك الوقت ، صقل العلماء بشكل متكرر الجيود ببرامج المراقبة من مدار أرضي منخفض.
أول قمر جيوديسي كان Lageos ، الذي أطلقته الولايات المتحدة في 4 مايو 1976 ، في مدار دائري تقريبًا على ارتفاع حوالي 6000 كيلومتر. كان عبارة عن كرة ألمنيوم بقطر 60 سم مع 426 عاكس لأشعة الليزر.
تم إنشاء شكل الأرض من خلال مجموعة من ملاحظات Lageos وقياسات سطح الجاذبية. تصل انحرافات الجيود عن المجسم الإهليلجي إلى 100 متر ، والتشوه الداخلي الأكثر وضوحًا يقع جنوب الهند. لا توجد علاقة مباشرة واضحة بين القارات والمحيطات ، ولكن هناك ارتباط مع بعض السمات الأساسية للتكتونية العالمية.
قياس الارتفاع بالرادار
يتطابق جيود الأرض فوق المحيطات مع متوسط مستوى سطح البحر ، بشرط عدم وجود تأثيرات ديناميكية للرياح والمد والجزر والتيارات. يعكس الماء موجات الرادار ، لذلك يمكن استخدام قمر صناعي مزود بمقياس ارتفاع رادار لقياس المسافة إلى سطح البحار والمحيطات. كان أول قمر صناعي من هذا القبيل هو Seasat 1 الذي أطلقته الولايات المتحدة في 26 يونيو 1978. بناءً على البيانات التي تم الحصول عليها ، تم تجميع الخريطة. الانحرافات عن نتيجة الحسابات بالطريقة السابقة لا تتجاوز 1 م