Geoid adalah model sosok Bumi (yaitu analog dalam ukuran dan bentuk), yang bertepatan dengan permukaan laut rata-rata, dan di wilayah benua ditentukan oleh tingkat semangat. Berfungsi sebagai permukaan referensi dari mana ketinggian topografi dan kedalaman laut diukur. Disiplin ilmiah tentang bentuk bumi yang tepat (geoid), definisi dan maknanya disebut geodesi. Informasi lebih lanjut tentang ini disediakan di artikel.
Keteguhan potensi
Geoid di mana-mana tegak lurus terhadap arah gravitasi dan bentuknya mendekati spheroid oblate biasa. Namun, ini tidak terjadi di mana-mana karena konsentrasi lokal dari akumulasi massa (penyimpangan dari keseragaman di kedalaman) dan karena perbedaan ketinggian antara benua dan dasar laut. Secara matematis, geoid adalah permukaan ekuipotensial, yaitu, dicirikan oleh keteguhan fungsi potensial. Ini menjelaskan efek gabungan dari tarikan gravitasi massa bumi dan gaya tolak sentrifugal yang disebabkan oleh rotasi planet pada porosnya.
Model yang disederhanakan
Geoid, karena distribusi massa yang tidak merata dan anomali gravitasi yang dihasilkan, tidakadalah permukaan matematika sederhana. Ini tidak cukup cocok untuk standar sosok geometris Bumi. Untuk ini (tetapi tidak untuk topografi), aproksimasi hanya digunakan. Dalam kebanyakan kasus, bola adalah representasi geometris yang cukup dari Bumi, yang hanya jari-jarinya yang harus ditentukan. Ketika pendekatan yang lebih akurat diperlukan, ellipsoid revolusi digunakan. Ini adalah permukaan yang dibuat dengan memutar elips 360° terhadap sumbu minornya. Ellipsoid yang digunakan dalam perhitungan geodetik untuk mewakili Bumi disebut ellipsoid referensi. Bentuk ini sering digunakan sebagai permukaan dasar sederhana.
Sebuah elipsoid revolusi diberikan oleh dua parameter: sumbu semi-mayor (jari-jari Khatulistiwa Bumi) dan sumbu semi-minor (jari-jari kutub). Perataan f didefinisikan sebagai selisih antara sumbu mayor dan minor dibagi dengan f mayor=(a - b) / a. Semi-sumbu Bumi berbeda sekitar 21 km, dan elipsnya sekitar 1/300. Penyimpangan geoid dari ellipsoid revolusi tidak melebihi 100 m. Selisih antara dua setengah sumbu elips ekuator dalam kasus model elipsoid tiga sumbu Bumi hanya sekitar 80 m.
Konsep Geoid
Permukaan laut, bahkan tanpa pengaruh gelombang, angin, arus, dan pasang surut, tidak membentuk angka matematika sederhana. Permukaan laut yang tidak terganggu harus menjadi permukaan ekipotensial medan gravitasi, dan karena medan gravitasi yang terakhir mencerminkan ketidakhomogenan kerapatan di dalam Bumi, hal yang sama berlaku untuk ekipotensial. Bagian dari geoid adalah ekuipotensialpermukaan laut, yang bertepatan dengan permukaan laut rata-rata yang tidak terganggu. Di bawah benua, geoid tidak dapat diakses secara langsung. Sebaliknya, itu mewakili tingkat di mana air akan naik jika saluran sempit dibuat melintasi benua dari samudra ke samudra. Arah gravitasi lokal tegak lurus terhadap permukaan geoid, dan sudut antara arah ini dan normal terhadap ellipsoid disebut deviasi dari vertikal.
Penyimpangan
Geoid mungkin tampak seperti konsep teoretis dengan sedikit nilai praktis, terutama dalam kaitannya dengan titik-titik di permukaan daratan benua, tetapi sebenarnya tidak. Ketinggian titik di tanah ditentukan oleh penyelarasan geodetik, di mana garis singgung permukaan ekuipotensial diatur dengan tingkat semangat, dan kutub yang dikalibrasi disejajarkan dengan garis tegak lurus. Oleh karena itu, perbedaan ketinggian ditentukan sehubungan dengan ekuipotensial dan karena itu sangat dekat dengan geoid. Dengan demikian, penentuan 3 koordinat suatu titik di permukaan benua dengan metode klasik memerlukan pengetahuan tentang 4 besaran: lintang, bujur, ketinggian di atas geoid bumi dan deviasi dari ellipsoid di tempat ini. Deviasi vertikal memainkan peran besar, karena komponennya dalam arah ortogonal menimbulkan kesalahan yang sama seperti dalam penentuan astronomis lintang dan bujur.
Meskipun triangulasi geodetik memberikan posisi horizontal relatif dengan akurasi tinggi, jaringan triangulasi di setiap negara atau benua dimulai dari titik-titik dengan perkiraanposisi astronomi. Satu-satunya cara untuk menggabungkan jaringan ini ke dalam sistem global adalah dengan menghitung penyimpangan di semua titik awal. Metode modern penentuan posisi geodetik telah mengubah pendekatan ini, tetapi geoid tetap menjadi konsep penting dengan beberapa manfaat praktis.
Definisi bentuk
Geoid, pada dasarnya, adalah permukaan ekuipotensial dari medan gravitasi nyata. Di sekitar kelebihan massa lokal, yang menambahkan potensi U ke potensi normal Bumi pada titik tersebut, untuk mempertahankan potensi konstan, permukaan harus berubah bentuk ke luar. Gelombang diberikan oleh rumus N=U/g, di mana g adalah nilai lokal percepatan gravitasi. Efek massa di atas geoid memperumit gambaran sederhana. Ini dapat diselesaikan dalam praktik, tetapi lebih mudah untuk mempertimbangkan titik di permukaan laut. Masalah pertama adalah menentukan N bukan dalam istilah U, yang tidak diukur, tetapi dalam hal deviasi g dari nilai normal. Perbedaan antara gravitasi lokal dan teoretis pada garis lintang yang sama dari Bumi berbentuk elips yang bebas dari perubahan kerapatan adalah g. Anomali ini terjadi karena dua alasan. Pertama, karena tarikan massa berlebih, yang efeknya pada gravitasi ditentukan oleh turunan radial negatif -∂(ΔU) / r. Kedua, karena pengaruh ketinggian N, karena gravitasi diukur pada geoid, dan nilai teoritis mengacu pada ellipsoid. Gradien vertikal g di permukaan laut adalah -2g/a, di mana a adalah jari-jari Bumi, jadi efek ketinggianditentukan oleh ekspresi (-2g/a) N=-2 U/a. Jadi, menggabungkan kedua ekspresi, g=-∂/∂r(ΔU) - 2ΔU/a.
Secara formal, persamaan menetapkan hubungan antara U dan nilai terukur g, dan setelah menentukan U, persamaan N=U/g akan memberikan tinggi. Namun, karena g dan U mengandung efek anomali massa di seluruh wilayah Bumi yang tidak ditentukan, dan tidak hanya di bawah stasiun, persamaan terakhir tidak dapat diselesaikan pada satu titik tanpa referensi ke titik lain.
Masalah hubungan antara N dan g diselesaikan oleh fisikawan dan matematikawan Inggris Sir George Gabriel Stokes pada tahun 1849. Ia memperoleh persamaan integral untuk N yang memuat nilai-nilai g sebagai fungsi jarak bolanya dari stasiun. Sampai peluncuran satelit pada tahun 1957, rumus Stokes adalah metode utama untuk menentukan bentuk geoid, tetapi penerapannya menimbulkan kesulitan besar. Fungsi jarak sferis yang terkandung dalam integran konvergen sangat lambat, dan ketika mencoba menghitung N di sembarang titik (bahkan di negara-negara di mana g telah diukur dalam skala besar), ketidakpastian muncul karena adanya area yang belum dijelajahi yang mungkin cukup luas. jarak dari stasiun.
Kontribusi satelit
Munculnya satelit buatan yang orbitnya dapat diamati dari Bumi telah sepenuhnya merevolusi perhitungan bentuk planet dan medan gravitasinya. Beberapa minggu setelah peluncuran satelit Soviet pertama pada tahun 1957, nilainyaeliptisitas, yang menggantikan semua yang sebelumnya. Sejak saat itu, para ilmuwan telah berulang kali menyempurnakan geoid dengan program pengamatan dari orbit rendah Bumi.
Satelit geodetik pertama adalah Lageos, diluncurkan oleh Amerika Serikat pada tanggal 4 Mei 1976, ke orbit yang hampir berbentuk lingkaran pada ketinggian sekitar 6.000 km. Itu adalah bola aluminium dengan diameter 60 cm dengan 426 reflektor sinar laser.
Bentuk Bumi ditentukan melalui kombinasi pengamatan Lageos dan pengukuran gravitasi permukaan. Penyimpangan geoid dari ellipsoid mencapai 100 m, dan deformasi internal yang paling menonjol terletak di selatan India. Tidak ada korelasi langsung yang jelas antara benua dan lautan, tetapi ada hubungan dengan beberapa fitur dasar tektonik global.
altimetri radar
Geoid Bumi di atas lautan bertepatan dengan permukaan laut rata-rata, asalkan tidak ada efek dinamis dari angin, pasang surut, dan arus. Air memantulkan gelombang radar, sehingga satelit yang dilengkapi dengan radar altimeter dapat digunakan untuk mengukur jarak ke permukaan laut dan samudera. Satelit pertama adalah Seasat 1 yang diluncurkan oleh Amerika Serikat pada 26 Juni 1978. Berdasarkan data yang diperoleh, peta disusun. Penyimpangan dari hasil perhitungan yang dilakukan dengan metode sebelumnya tidak melebihi 1 m.
