Hva er en geoid?

Han Geoid O Jordens figur er den teoretiske overflaten på planeten vår, bestemt av havets gjennomsnittlige nivå og med en ganske uregelmessig form. Matematisk er det definert som utstyrsoverflaten på jordens effektive gravitasjonspotensial, ved havnivå.

Siden det er en imaginær (ikke -materiell) overflate, krysser den kontinenter og fjell, som om alle havene var forbundet med vannkanaler som passerer gjennom landmassene.

Figur 1. Geoidet. Kilde: Det.

Jorden er ikke en perfekt sfære, siden rotasjonen rundt dens akse gjør den til en slags ballbitt av stolpene, med daler og fjell. Det er grunnen til at sfæroidformen fremdeles er unøyaktig.

Den samme rotasjonen tilfører en sentrifugal kraft, hvis resulterende eller effektiv kraft ikke peker på jordens sentrum, men har et visst gravitasjonspotensial assosiert.

I tillegg til disse geografiske ulykker skaper uregelmessigheter i tetthet, og derfor slutter kraft av gravitasjonsattraksjon på noen områder å være sentral.

Det er grunnen til at forskere starter med C. F. Gauss, som utviklet den opprinnelige geoiden i 1828, skapte en geometrisk og matematisk modell for å representere jordoverflaten med større presisjon.

For dette er et hav ment å hvile, uten tidevann eller havstrømmer og konstant tetthet, hvis høyde fungerer som referanse. Da anses det at overflaten på jorden bølger forsiktig, stiger på steder der lokal tyngdekraft er større og synker når den avtar.

Under disse forholdene, la oss gjøre akselerasjonen av effektiv tyngdekraft alltid vinkelrett på overflaten hvis punkter er på samme potensial og resultatet er geoid, som er uregelmessig siden utstyret ikke er symmetrisk.

[TOC]

Geoid Physical Foundation

For å bestemme formen på geoiden, som er blitt foredlet over tid, har forskere utført mange tiltak, tatt hensyn til to faktorer:

Kan tjene deg: Hva er nettokraften? (Med eksempler)

- Den første er at verdien av g, Terrestrisk gravitasjonsfelt tilsvarer akselerasjonen av tyngdekraften, Det avhenger av breddegrad: det er maksimalt i polene og minimum i Ecuador.

- Det andre er at jordens tetthet, som vi sa før, ikke er homogen. Det er steder der det øker fordi steinene er tettere, det er en ansamling av magma eller det er mye land på overflaten, for eksempel et fjell for eksempel.

Hvor tettheten er større, g Det er også. Noter det g Det er en vektor, og det er derfor han er betegnet med fet skrift.

Landets gravitasjonspotensial

For å definere geoiden er potensialet nødvendig på grunn av tyngdekraften, som gravitasjonsfeltet må defineres som gravitasjonskraft per masseenhet.

Hvis en testmasse m Det er plassert i dette feltet, kraften utøvd av jorden er dens vekt P = mg, derfor er størrelsen på feltet:

Styrke / masse = p / m = g

Vi vet allerede gjennomsnittsverdien: 9.8 m/s² Og hvis jorden var sfærisk, ville den bli rettet mot sentrum. Tilsvarende, i henhold til Newtons universelle gravitasjonslov:

P = gm m /r²

Hvor m er jordens masse og g er konstanten av universell gravitasjon. Deretter størrelsen på gravitasjonsfeltet g er:

g = gm/r²

Det ser mye ut som et elektrostatisk felt, slik at du kan definere et gravitasjonspotensial som er analog med det elektrostatiske:

V = -gm/r

Den konstante G er den universelle gravitasjonskonstanten. Vel, overflatene som gravitasjonspotensialet alltid har samme verdi, kalles Equipotensial overflater og g er alltid vinkelrett på dem, som sagt før.

For denne spesielle typen potensial er utstyrsflater konsentriske kuler. Arbeidet som kreves for å flytte en masse på dem er null, fordi styrken alltid er vinkelrett på enhver vei over teamet.

Lateral komponent av akselerasjonen av tyngdekraften

Siden jorden ikke er sfærisk, må akselerasjonen av tyngdekraften ha en sidekomponent g_l På grunn av sentrifugal akselerasjon, forårsaket av planetens rotasjonsbevegelse rundt dens akse.

Kan tjene deg: paramagnetisme

I den følgende figuren er denne komponenten vist i grønt, hvis størrelse er:

g_l = Ω²til

Figur 2. Effektiv tyngdekraftsakselerasjon. Kilde: Wikimedia Commons. Hightemplar / Public Domain.

I denne ligningen Ω Det er den vinkelhastigheten av rotasjonen på jorden og til Det er avstanden mellom punktet på jorden, til en viss breddegrad og aksen.

Og i rødt er komponenten som skyldes planetarisk gravitasjonsattraksjon:

g_enten = Gm/r²

Som et resultat ved å legge til vektorly g_enten + g_l, En resulterende akselerasjon stammer g (i blått) Det er den virkelige akselerasjonen av jordens tyngdekraft (eller effektiv akselerasjon), og som vi ser ikke peker nøyaktig på sentrum.

I tillegg avhenger sidekomponenten av breddegrad: den er null i polene, og det er grunnen til at gravitasjonsfeltet er maksimalt. I Ecuador er han imot gravitasjonsattraksjon, og reduserer effektiv tyngdekraft, hvis størrelse gjenstår:

g = gm/r² - Ω²R

Med r = ekvatorial radio på jorden.

Det er nå forstått at jordens utstyrsflater ikke er sfæriske, men at de tar i bruk en slik måte at g er alltid vinkelrett på dem på hvert punkt.

Forskjeller mellom geoid og ellipsoid

Her er den andre faktoren som påvirker variasjonen av landets gravitasjonsfelt: de lokale tyngdekraften. Det er steder der tyngdekraften øker fordi det er mer masse, for eksempel i bakken i figur A).

Figur 3. Sammenligning mellom geoid og ellipsoid. Kilde: Lowrie, W.

Eller det er en akkumulering eller overflødig masse under overflaten, som i B). I begge tilfeller er det en forhøyning i geoid fordi jo større masse, større intensitet av gravitasjonsfeltet.

I stedet på havet er tettheten lavere, og som en konsekvens synker geoid, som vi ser til venstre for figur A), over havet.

Kan tjene deg: Fysisk optikk: Historie, hyppige vilkår, lover, applikasjoner

Fra figur B) bemerkes det også at lokal tyngdekraft, indikert med piler, alltid er vinkelrett på geoidoverflaten, som vi har sagt. Dette skjer ikke alltid med referansen ellipsoid.

Geoid bølger

I figuren er det også indikert, med en toveispil, høydeforskjellen mellom geoid og ellipsoid, som kalles bølgen Og det er betegnet som n. Positive bølger er relatert til overflødig masse og negative defekter.

Undulasjoner overstiger nesten aldri 200 m. Faktisk avhenger verdiene av hvordan havnivået som fungerer som en referanse velges, siden noen land velger forskjellige i henhold til deres regionale egenskaper.

Fordeler med å representere jorden som en geoid

-På geoid det effektive potensialet, resultatet av potensialet på grunn av tyngdekraften og sentrifugalpotensialet, er det konstant.

-Tyngdekraften virker alltid vinkelrett på geoiden, og horisonten er alltid tangentiell for ham.

-Geoid tilbyr en referanse for gode presisjonskartografiske applikasjoner.

-Gjennom geoid seismologer kan oppdage dybden som jordskjelv oppstår.

-Posisjonering av GPS avhenger av geoiden som skal brukes som referanse.

-Havoverflaten er også parallell med geoiden.

-Hevingene og utforkjenne i geoidet indikerer overskudd eller massedefekter, som er Gravimetriske anomalier. Når en anomali oppdages og avhengig av dens verdi, er det mulig å utlede den geologiske strukturen i undergrunnen, i det minste til og med visse dybder.

Dette er grunnlaget for gravimetriske metoder i geofysikk. En gravimetrisk anomali kan indikere ansamlinger av visse mineraler, strukturer begravet under jorden eller også tomme rom. Saltkuppler i undergrunnen, påviselig ved gravimetriske metoder, er i noen tilfeller indikative av tilstedeværelsen av olje.

Referanser

1. AT. Euronews. Gravity's grep om jorden. Gjenopprettet fra: YouTube.com.
2. GLEDE. Geoid. Gjenopprettet fra: YouTube.com.
3. Grieme-Klee, s. Gruveutforskninger: gravimetri. Gjenopprettet fra: Geovirtual2.Cl.
4. Lowrie, w. 2007. Grunnleggende geofysikk. 2. Utgave. Cambridge University Press.
5. NOAA. Hva er geoid?. Gjenopprettet fra: Geodesy.NOAA.Gov.
6. Sheriff, r. 1990. Bruk geofysikk. 2. Utgave. Cambridge University Press.