Эта статья в значительной степени или полностью основана на одном источнике . ( июль 2014 г. ) |
Геопотенциальный является потенциалом Земля «s поля силы тяжести . Для удобства его часто определяют как отрицательное значение потенциальной энергии на единицу массы , так что вектор гравитации получается как градиент этого потенциала без отрицания.
Концепция [ править ]
Для геофизических приложений гравитация отличается от гравитации . Гравитация определяется как результат гравитации и центробежной силы, вызванной вращением Земли . Средняя глобальная морская поверхность близка к одной из эквипотенциальных поверхностей геопотенциала тяжести . Эта эквипотенциальная поверхность или поверхность постоянного геопотенциала называется геоидом . [1]Как гравитационная сила и центробежная сила складываются в силу, ортогональную геоиду, показано на рисунке (не в масштабе). На широте 50 градусов смещение между силой тяжести (красная линия на рисунке) и местной вертикалью (зеленая линия на рисунке) фактически составляет 0,098 градуса. Для движущейся материальной точки (атмосферы) центробежная сила больше не соответствует гравитационной, а векторная сумма не совсем ортогональна поверхности Земли. Это причина эффекта Кориолиса для атмосферного движения.
.
Геоид представляет собой слегка волнистую поверхность из-за неравномерного распределения массы внутри Земли; однако его можно аппроксимировать эллипсоидом вращения, называемым опорным эллипсоидом . В настоящее время наиболее широко используются опорным эллипсоид, что в геодезической системе отсчета 1980 ( GRS80 ) аппроксимирует геоид с точностью чуть более ± 100 м. Можно построить простую модель геопотенциала, которая имеет в качестве одной из эквипотенциальных поверхностей этот опорный эллипсоид с тем же потенциалом модели, что и истинный потенциал геоида; эта модель называется нормальным потенциалом . Разница называется мешающим потенциалом.. Многие наблюдаемые величины гравитационного поля, такие как гравитационные аномалии и отклонения отвеса, могут быть выражены в этом возмущающем потенциале.
В практических наземных работах, например при нивелировании, используется альтернативный вариант геопотенциала, называемый числом геопотенциала , который отсчитывается от геоида вверх:
- ,
где - геопотенциал геоида.
Математическая формула [ править ]
Для целей механики орбиты спутников геопотенциал обычно описывается разложением в ряд по сферическим гармоникам ( спектральное представление). В этом контексте геопотенциал принимается как потенциал гравитационного поля Земли, то есть без учета центробежного потенциала.
Решение для геопотенциала (Φ) в простом случае сферы:
Интегрируйте, чтобы получить
куда:
- G = 6,673x10 −11 Нм 2 / кг 2 - гравитационная постоянная,
- m = 5,975х10 24 кг - масса земли,
- а = 6,378х10 6 м - средний радиус земли,
- z - геометрическая высота в метрах
- Φ - геопотенциал на высоте z, который выражается в единицах [м 2 / с 2 ] или [Дж / кг].
См. Также [ править ]
- Геоид
- Физическая геодезия
- Геопотенциальная высота
- Геопотенциальная модель
Ссылки [ править ]
- ^ Heiskanen, Weikko Aleksanteri ; Мориц, Гельмут (1967). Физическая геодезия . WH Freeman . ISBN 0-7167-0233-9.
- ^ Холтон, Джеймс Р. (2004). Введение в динамическую метеорологию (4-е изд.). Берлингтон: Эльзевир . ISBN 0-12-354015-1.