Geoid ialah model rajah Bumi (iaitu, analognya dalam saiz dan bentuk), yang bertepatan dengan purata paras laut, dan di kawasan benua ditentukan oleh aras semangat. Berfungsi sebagai permukaan rujukan dari mana ketinggian topografi dan kedalaman lautan diukur. Disiplin saintifik tentang bentuk sebenar Bumi (geoid), definisi dan kepentingannya dipanggil geodesi. Maklumat lanjut tentang perkara ini disediakan dalam artikel.
Ketekalan potensi
Geoid berada di mana-mana berserenjang dengan arah graviti dan dalam bentuk menghampiri sferoid oblat biasa. Walau bagaimanapun, ini tidak berlaku di mana-mana kerana kepekatan tempatan jisim terkumpul (penyimpangan daripada keseragaman pada kedalaman) dan disebabkan perbezaan ketinggian antara benua dan dasar laut. Secara matematik, geoid ialah permukaan yang sama, iaitu, dicirikan oleh ketekalan fungsi potensi. Ia menerangkan kesan gabungan tarikan graviti jisim Bumi dan tolakan emparan yang disebabkan oleh putaran planet pada paksinya.
Model ringkas
Geoid, disebabkan oleh pengagihan jisim yang tidak sekata dan anomali graviti yang terhasil, tidakialah permukaan matematik yang mudah. Ia tidak begitu sesuai untuk piawaian angka geometri Bumi. Untuk ini (tetapi bukan untuk topografi), anggaran hanya digunakan. Dalam kebanyakan kes, sfera ialah perwakilan geometri Bumi yang mencukupi, yang hanya jejarinya harus ditentukan. Apabila anggaran yang lebih tepat diperlukan, ellipsoid revolusi digunakan. Ini ialah permukaan yang dicipta dengan memutarkan elips 360° pada paksi kecilnya. Ellipsoid yang digunakan dalam pengiraan geodetik untuk mewakili Bumi dipanggil ellipsoid rujukan. Bentuk ini selalunya digunakan sebagai permukaan asas yang ringkas.
Elipsoid revolusi diberikan oleh dua parameter: paksi separuh utama (jejari Khatulistiwa Bumi) dan paksi separuh kecil (jejari kutub). F meratakan ditakrifkan sebagai perbezaan antara semiax major dan minor dibahagikan dengan major f=(a - b) / a. Separa paksi Bumi berbeza kira-kira 21 km, dan eliptik adalah kira-kira 1/300. Sisihan geoid daripada elipsoid revolusi tidak melebihi 100 m. Perbezaan antara dua paksi separuh elips khatulistiwa dalam kes model elipsoid tiga paksi Bumi hanya kira-kira 80 m.
Konsep Geoid
Aras laut, walaupun tanpa kesan ombak, angin, arus dan pasang surut, tidak membentuk angka matematik yang mudah. Permukaan lautan yang tidak terganggu haruslah permukaan ekuipotensi medan graviti, dan memandangkan yang terakhir mencerminkan ketidakhomogenan ketumpatan di dalam Bumi, perkara yang sama berlaku untuk ekuipotensi. Sebahagian daripada geoid ialah equipotentialpermukaan lautan, yang bertepatan dengan purata paras laut yang tidak terganggu. Di bawah benua, geoid tidak boleh diakses secara langsung. Sebaliknya, ia mewakili tahap air akan naik jika saluran sempit dibuat merentasi benua dari lautan ke lautan. Arah graviti tempatan adalah berserenjang dengan permukaan geoid, dan sudut antara arah ini dan normal kepada ellipsoid dipanggil sisihan daripada menegak.
Penyimpangan
Geoid mungkin kelihatan seperti konsep teori dengan sedikit nilai praktikal, terutamanya berkaitan dengan titik di permukaan daratan benua, tetapi sebenarnya tidak. Ketinggian titik di atas tanah ditentukan oleh penjajaran geodetik, di mana tangen pada permukaan sama potensi ditetapkan dengan aras semangat, dan tiang yang ditentukur dijajarkan dengan garis paip. Oleh itu, perbezaan ketinggian ditentukan berkenaan dengan equipotential dan oleh itu sangat hampir dengan geoid. Oleh itu, penentuan 3 koordinat titik di permukaan benua dengan kaedah klasik memerlukan pengetahuan 4 kuantiti: latitud, longitud, ketinggian di atas geoid Bumi dan sisihan daripada elips di tempat ini. Sisihan menegak memainkan peranan yang besar, kerana komponennya dalam arah ortogon memperkenalkan ralat yang sama seperti dalam penentuan astronomi latitud dan longitud.
Walaupun triangulasi geodetik memberikan kedudukan mendatar relatif dengan ketepatan yang tinggi, rangkaian triangulasi di setiap negara atau benua bermula dari titik dengan anggarankedudukan astronomi. Satu-satunya cara untuk menggabungkan rangkaian ini ke dalam sistem global adalah dengan mengira sisihan di semua titik permulaan. Kaedah penentududukan geodetik moden telah mengubah pendekatan ini, tetapi geoid kekal sebagai konsep penting dengan beberapa faedah praktikal.
Takrifan bentuk
Geoid, pada dasarnya, adalah permukaan yang sama dengan medan graviti sebenar. Di sekitar lebihan jisim tempatan, yang menambah potensi ΔU kepada potensi normal Bumi pada titik itu, untuk mengekalkan potensi malar, permukaan mesti berubah bentuk secara luaran. Gelombang diberikan oleh formula N=ΔU/g, di mana g ialah nilai setempat bagi pecutan graviti. Kesan jisim ke atas geoid merumitkan gambar mudah. Ini boleh diselesaikan dalam amalan, tetapi adalah mudah untuk mempertimbangkan titik di paras laut. Masalah pertama adalah untuk menentukan N bukan dari segi ΔU, yang tidak diukur, tetapi dari segi sisihan g daripada nilai normal. Perbezaan antara graviti tempatan dan teori pada latitud yang sama bagi Bumi ellipsoidal yang bebas daripada perubahan ketumpatan ialah Δg. Anomali ini berlaku kerana dua sebab. Pertama, disebabkan oleh tarikan jisim berlebihan, kesannya terhadap graviti ditentukan oleh terbitan jejari negatif -∂(ΔU) / ∂r. Kedua, disebabkan oleh kesan ketinggian N, kerana graviti diukur pada geoid, dan nilai teori merujuk kepada ellipsoid. Kecerunan menegak g di aras laut ialah -2g/a, dengan a ialah jejari Bumi, jadi kesan ketinggianditentukan oleh ungkapan (-2g/a) N=-2 ΔU/a. Oleh itu, menggabungkan kedua-dua ungkapan, Δg=-∂/∂r(ΔU) - 2ΔU/a.
Secara formal, persamaan mewujudkan hubungan antara ΔU dan nilai boleh diukur Δg, dan selepas menentukan ΔU, persamaan N=ΔU/g akan memberikan ketinggian. Walau bagaimanapun, memandangkan Δg dan ΔU mengandungi kesan anomali jisim di seluruh kawasan Bumi yang tidak ditentukan, dan bukan hanya di bawah stesen, persamaan terakhir tidak boleh diselesaikan pada satu titik tanpa merujuk kepada yang lain.
Masalah hubungan antara N dan Δg telah diselesaikan oleh ahli fizik dan matematik British Sir George Gabriel Stokes pada tahun 1849. Beliau memperoleh persamaan kamiran untuk N yang mengandungi nilai Δg sebagai fungsi jarak sfera mereka dari stesen. Sehingga pelancaran satelit pada tahun 1957, formula Stokes adalah kaedah utama untuk menentukan bentuk geoid, tetapi penggunaannya memberikan kesukaran yang besar. Fungsi jarak sfera yang terkandung dalam integrasi dan menumpu dengan sangat perlahan, dan apabila cuba mengira N pada mana-mana titik (walaupun di negara di mana g telah diukur pada skala besar), ketidakpastian timbul disebabkan oleh kehadiran kawasan yang belum diterokai yang mungkin berada pada tahap yang agak besar. jarak dari stesen.
Sumbangan satelit
Kedatangan satelit buatan yang orbitnya boleh diperhatikan dari Bumi telah merevolusikan sepenuhnya pengiraan bentuk planet dan medan gravitinya. Beberapa minggu selepas pelancaran satelit Soviet pertama pada tahun 1957, nilaieliptik, yang menggantikan semua yang sebelumnya. Sejak masa itu, saintis telah berulang kali memperhalusi geoid dengan program pemerhatian dari orbit Bumi rendah.
Satelit geodetik pertama ialah Lageos, yang dilancarkan oleh Amerika Syarikat pada 4 Mei 1976, ke orbit hampir bulat pada ketinggian kira-kira 6,000 km. Ia adalah sfera aluminium dengan diameter 60 cm dengan 426 pemantul pancaran laser.
Bentuk Bumi dibentuk melalui gabungan pemerhatian Lageos dan ukuran graviti permukaan. Penyimpangan geoid dari ellipsoid mencapai 100 m, dan ubah bentuk dalaman yang paling ketara terletak di selatan India. Tiada korelasi langsung yang jelas antara benua dan lautan, tetapi terdapat kaitan dengan beberapa ciri asas tektonik global.
Altimetri radar
Geoid Bumi di atas lautan bertepatan dengan purata paras laut, dengan syarat tiada kesan dinamik angin, pasang surut dan arus. Air memantulkan gelombang radar, jadi satelit yang dilengkapi dengan altimeter radar boleh digunakan untuk mengukur jarak ke permukaan laut dan lautan. Satelit pertama seumpama itu ialah Seasat 1 yang dilancarkan oleh Amerika Syarikat pada 26 Jun 1978. Berdasarkan data yang diperoleh, satu peta telah disusun. Penyimpangan daripada hasil pengiraan yang dibuat oleh kaedah sebelumnya tidak melebihi 1 m.
