|
* از دیگر کاربردهای ژئودزی، کاربردهای ژئوفیزیکی آن است. میدان ثقل زمین رابطه‌ی تنگاتنگی با موقعیت و جابهجایی در فضای اطراف زمین دارد از این رو است که در ژئودزی از اهمیت ویژهای برخوردار میباشد. در ژئودزی از دیدگاههای مختلف ریاضی به بررسی این میدان زمین میپردازیم. لذا یکی از کاربردهای تئوریهای ژئودزی در بحث های پردازشهای مشاهدات ثقل برای اهداف اکشافی است. مشاهدات ثقل در مطالعات ژئوفیزیکی میدانهای نفتی و گازی و معادن کاربرد بسیار فراوان دارد.
* زئودزی کاربردهای فراوان دیگری همچون: تعریف سطوح مبنای مختصاتی (مانند: بیضوی مسطحاتی و ژئوئید)، تعیین تغییرات سطح آبهای زیرزمینی، تعیین لایههای اتمسفر (یونسفر، تروپسفر،...) و ... را دار میباشد.
تعریف ژئودزی
- ژئودزی، علم اندازه‌گیری و نمایش (Mapping) سطح زمین است (هلمرت، 1880 – پدر علم ژئودزی.(
- ژئودزی، علم اندازه‌گیری و نمایش زمین و میدان ثقل آن، در یك‌فضای سه‌بُعدی متغیر با زمان است (Vanícek and Krakiwsky,1986).
این‌تعاریف، میدان ثقل خارجی زمین، و سطح كف اقیانوس‌ها را نیز شامل‌می‌شود.
با این‌تعاریف، ژئودزی در رده‌ي علوم زمین (Geosciences)و علوم مهندسی قرارمی‌گیرد.
با پیشرفت علوم و اكتشافات فضایی، این‌شاخه از علم نیز در ارتباط با علوم دیگر درصدد تعیین سطوح سایر اجرام سماوی مانند ماه و سایر سیارات برآمده‌است كه در این‌حالت به‌آن ژئودزی سیاره‌ای (Selenodesy) می‌گویند.
شاخه‌های ژئودزی:
1. ژئودزی جهانی
2. نقشه‌برداری ژئودتیك ملی
3. نقشه‌برداری مسطحاتی
در ژئودزی جهانی (Global Geodesy)، شکل زمین و میدان ثقل خارجی آن تعیین‌می‌شود.
نقشه‌برداری ژئودتیک ملي(National Geodetic Surveying)، پایه‌ها و زیرساخت‌های لازم برای تعیین سطح زمین و میدان ثقل آن‌را در مقیاس ملی فراهم‌می‌نماید. این‌کار با ایجاد‌شبکه‌های ژئودزی، ترازیابی، گراني‌سنجي (گراویمتریGravimetery-) و GPS در کل کشور انجام‌می‌‌گيرد. در ایجاد‌این‌شبکه‌ها انحناي سطح زمین و میدان ثقل آن درنظرگرفته‌می‌شود. در نقشه‌برداری ژئودتیک از یک‌سطح مبنای بیضوی برای تعیین موقعیت مسطحاتی استفاده‌می‌شود.
در نقشه‌برداری مسطحاتی (Planymetrtic Surveying) (شامل نقشه‌برداری توپورسمی، کاداستر، نقشه‌برداری کارگاهی و . . .) جزئیات سطح زمین اندازه‌گیری و نمایش‌داده‌می‌شود. در نقشه‌برداری مسطحاتی، از سطح افق به‌عنوان سطح مبنای تعیین موقعیت مسطحاتی استفاده‌می‌شود.
موضوع ژئودزی
موضوع ژئودزی تعیین شكل زمین و میدان ثقل خارجی زمین و سایر اجرام سماوی به‌صورت تابعی از زمان، و نیز تعیین بیضوی متوسط زمین از روی مشاهدات انجام‌شده در سطح خارجی زمین است.
پس، موضوع ژئودزی حل یك‌مسئله‌ي مرزی به‌صورت هندسی (شكل زمین) و فیزیكی(میدان ثقل) است.
سطح فیزیكی زمین مرز جدایی بین جسم صلب زمین با اتمسفر است.
سطح نامنظم صلب زمین قابل بیان به‌صورت یك‌رابطه‌ی ریاضی بسته نيست؛ بنابراین به‌صورت نقطه‌به‌نقطه و با مختصات نقاط كنترل نمایش‌داده‌می‌شود.
70 درصد از سطح زمین را آب اقیانوس‌ها پوشانده‌است. این‌سطح را می‌توان یك‌سطح تراز (سطح هم پتانسیل) از میدان ثقل زمین دانست. فرض‌می‌شود كه این‌سطح در زیر قسمت صلب زمین امتدادمی‌یابد، پس آن‌را به‌عنوان شكل ریاضی زمین تعریف‌می‌كنند كه به‌آن ژئويید (Geoid) می‌گویند.
تاریخچه‌ي ژئودزی
بحث درباره‌ي شکل زمین در یونان قدیم، موضوع داغ روز بوده‌است.
تالس (547 پيش از میلاد) زمین را به‌صورت جسمي دیسک‌مانند و شناور در اقیانوس بی‌کران می‌دانست.
آناگزماند (545 پ. م.) باورداشت که زمین مسطح است ولی شکلي استوانه‌ای دارد که محور آن در امتداد شرقي-غربي است.
شاگردان آناگزماندر نظریه‌ي تالس را تغییر‌دادند و زمین را به‌صورت جسمي شناور در دریای محدود، که با هوای فشرده در فضا نگه‌داشته‌شده، فرض‌کردند.
فیلولاس (اواسط قرن پنجم پ. م.) خورشید را مرکز عالم معرفی‌کرد.
اولین نقشه‌های دنیا را هگاتوس در قرن ششم پيش از میلاد ترسیم‌كرد.
آدوکسیس (355 پ. م.) طول سال خورشیدی را 25/365 روز می‌دانست.
اولین اشاره به‌وجود جاذبه‌در زمین را ارسطو (322 پ. م.) مطرح‌كرد و دلیلی برای کرویت زمین ارائه‌داد.
دیکارچیس سامانه‌ی مختصات کروی را در اواسط قرن سوم پ. م. معرفی‌کرد.
کیدینو، از بابل (250 پ. م.) وجودپرسیشن را در محور دَوَران زمین حدس‌زد.
اراتستن (194 پ. م.) مایل‌بودن محور دَوَران زمین را عنوان‌کرد.
کوپرنیک (1473تا 1543 م.) نظریه‌ي زمین‌مرکز بطلیموس را به‌نظریه‌ي خورشید‌مرکز منظومه‌ي شمسی تغییرداد.
کپلر (1571تا 1630م.) قوانین حرکت سیارات را کشف‌کرد و گالیله (1564تا 1642م.) قوانین مربوط به‌سقوط آزاد اجسام و حرکت پاندول را بیان‌نمود.
در سال 1666 کاسینی فرو رفتگی را در قطبین مشتری مشاهده‌نمود.
نیوتن (1727-1642م.) تئوری جاذبه‌ی‌زمین را کشف‌كرد.
ریچر در سال 1672 تغییرات جاذبه‌در اثر تغییر مکان در روی نصف‌النهار (تغییر عرض جغرافیایی) را از روی زمان تغییر پریود حرکت آونگ بیان‌کرد و از این‌مسئله و قوانین حرکت آونگ دریافت که جاذبه‌از استوا به‌سمت قطب‌ها افزایش‌مي‌يابد.
نیوتن و کریستین هویگنس (1629 تا 1695م.) نظریه پَخ و فرورفته‌بودن زمین در اثر دَوَران حول محور خود در قطبین به‌صورت یک‌بیضوی دَوَرانی حول قطر فرعی را بیان‌کردند.
مدل کروی زمین
مشاهدات زیر باعث تقویت نظریه‌ي کروی‌بودن زمین گردید:
● دریانوردان قدیم دریافته‌بودند که هنگامی‌که کشتی که از دور به‌طرف ساحل حرکت‌می‌کند، از مسافت بسیاردور قسمت‌های بالائی کشتی را می‌توان در ساحل دید.
● مسافران هنگام مسافرت به‌سمت شمال ملاحظه‌می‌کردند که زاویه‌ي ارتفاعی ستاره‌ي قطبی به‌تدریج افزایش پیدا‌می‌کند.
● هم‌چنین مسافران در هنگام سفر به‌سمت شمال درمی‌یافتند که سایه‌ي بدن آن‌ها در هنگام ظهر‌هرچه به‌سمت شمال می‌روند بلندترمی‌شود.
- با اين‌مشاهدات پی‌بردند که زمین منحنی‌شکل است و نظریه‌ي کروی‌بودن زمین قابل قبول به‌نظر می‌رسید. به‌دلیل مقبولیت بیش‌تر کروی‌بودن زمین در یونان، تلاش‌هایی در اندازه‌گیری ابعاد زمین در آن‌زمان صورت‌گرفت. افلاطون (347 تا 427پ. م.) محیط دایره‌ي زمین را 40،000 مایل و ارشمیدس (212 تا287پ. م.) آن‌را 30،000 مایل تعیین‌کردند.
- در مصر، اراتستن (194تا 267پ. م.) شعاع زمین را با استفاده از تفاوت عرض جغرافیایی بین دوشهر‌آسوان و اسکندریه و فاصله‌ي بین آن‌دو، 267'6 کیلومتر اندازه‌گیری‌کرد. تفاوت این‌مقدار با شعاع کروی متوسط زمین (371'6 کیلومتر)، در حد 2 درصد است و دقیق‌ترین اندازه‌گیری در زمان قدیم محسوب‌می‌شود.
اراتستن را پایه‌گذار ژئودزی علمی می‌دانند.
- اراتستن دریافت که در زمان انقلاب تابستانی، شعاع‌های نور خورشید در آسوان به‌صورت قائم می‌تابند. درحالی‌‌كه در همان زمان در اسکندریه که با آسوان تقریباً در روی یک‌نصف‌النهار واقع‌اند شعاع‌های نور خورشید نسبت به‌امتداد شاقول زاویه‌دار‌اند. از روی اندازه‌ي سایه‌ي یک‌شاخص قائم بر روی زمین، او توانست اندازه‌ي زاویه‌ي مرکزی را محاسبه‌نماید. او اندازه‌ي این‌زاویه را 50/1 یک‌دایره‌ي کامل، معادل با ´12˚7 تعیین‌نمود. او اندازه‌ي فاصله‌ي بین آسوان و اسکندریه، ، را با استفاده از فاصله‌ای که کاروان‌های شتر در یک‌روز طی‌می‌نمایند به‌دست‌آورد و از روی این‌فاصله و زاویه‌ي مرکزی شعاع کره‌ي زمین را 267'6کیلومتر تعیین‌نمود.
- طی قرون وسطا در اروپا مسئله‌ي تعیین شکل و ابعاد زمین به‌فراموشی سپرده‌شد. در این‌سال‌ها در بین مسلمانان شعاع کره‌ي زمین را مامون عباسی و ابوریحان بیرونی اندازه‌گیری‌كردند که تفاوت آن با شعاع متوسط زمین بیش از10درصد بود.
- در قرن شانزدهم میلادی (در سال 1525) فرنل زاویه‌ي عرض جغرافیایی را در روی نصف‌النهار گذرنده از پاریس و امینز در شمال فرانسه، و طول جغرافیايی را با استفاده از یک‌کوادرانت (سکستانت) اندازه‌گیری‌كرد و فاصله‌ي بین اين‌دوشهر‌نیز با استفاده از تعداد دَوَرانهای چرخ یک‌واگن قطار به‌دست‌آورد. از روی این‌مقادیر او توانست شعاع زمین را با تفاوت يك‌دهم درصد (1/0%+ ) به‌دست‌آوَرَد.
- پیکارد فرانسوی در سال 70-1669 یک‌اندازه‌گیری قوس در روی نصف‌النهار گذرنده از پاریس بین مالواسین و امینز با استفاده از یک‌شبکه‌ي مثلث‌بندی انجام‌داد و شعاع زمین را با تفاوت يك‌صدم درصد (01/0%+ ) به‌دست‌آورد که این‌مقدار نیوتن را در به‌دست‌آوردن قانون جاذبه‌کمک‌نمود. پیکارد اولین‌کسی بود که تارهای متقاطع (تار رتیکول) در تلسکوپ را مورد استفاده قرارداد.
- روش دیگر به‌دست‌آوردن زاویه‌ي مرکزی قوس با استفاده از اندازه‌گیری دوطرفه و هم‌زمان زاویه‌ي زنیتی را در ایتالیا گریمالدی و ریکسولی در سال 1645 (م.) ابداع‌كردند. مقدار زاویه‌ي مرکزی در این‌روش از رابطه‌ی بهدستمیآید. استفاده از این‌روش به‌دلیل نبود دقت کافی در تعیین انحنای منحنی اشعه‌ي نور به‌نتایج مطلوب منجرنمی‌شود.
مدل بیضوی زمین
نیوتن و کریستین هویگنس (1629تا 1695م.) نظریه پَخ و فرو رفته‌بودن زمین در اثر دَوَران حول محور خود در قطب‌ها به‌صورت یک‌بیضوی دَوَرانی حول قطر فرعی را بیان‌کردند. در فرانسه نیز کاسینی نظریه‌ي کشیده‌بودن زمین در قطب‌ها به‌صورت یک‌بیضوی دَوَرانی حول محور اصلی آن‌را بیان‌کرد. در نهایت، آکادمی علوم فرانسه با ارسال دوگروه به‌پرو و لاپلند در شمال سوئد، و اندازه‌گیری دو قوس نصف‌النهاری نظریه‌ي نیوتن را تائیدکرد. علاوه‌براین، واحد اندازه‌گیری طول (متر) را نیز به‌صورت یک‌ده‌میلیونیم ربع محیط زمین تعریف‌كرد. از روی این‌اندازه‌گیری‌ها مقدار فشردگی برابر با 210/1f = برآوردشد.
نیوتن بر مبنای قانون جاذبه‌ي عمومی یک‌شکل بیضوی دَوَرانی برای زمین مایع هموژن درحال دَوَران را به‌دست‌آورد. فشردگی این‌بیضی، f، از رابطه‌ي زیر بهدستمیآید:
که در آن، a نیم‌قطر اصلی بیضی، و b نیم‌قطر فرعی بیضی، و مقدار تقریبي f برابر با 230/1 است.
برای تشخیص هندسی مدل بیضوی زمین، به‌اندازه‌گیری دو قوس در عرض‌های جغرافیایی متفاوت نياز است. طول یک‌قوس نصف‌النهاری یک‌درجه (دو سر قوس با تفاوت عرض جغرافیایی یک‌درجه) در حالتی که قطبین پَخ باشند از سمت قطب به‌استوا درحال افزایش خواهد‌بود. پارامترهای a و b یا a و f را می‌توان از روی اندازه‌ي طول این‌دو قوس محاسبه‌نمود.
ژئوئید و بیضوی
لاپلاس (1802 م.)، گوس (1837 م.) و بسل (1837 م.) و تعدادی دیگر دریافتند که فرضیه‌ي بیضوی‌بودن زمین زمانی‌که مشاهدات دقیق‌تری درنظرباشد زیاد قابل دفاع نيست. به‌عبارت دیگر نمی‌توان از زاویه‌ي انحراف قائم خط شاقولی فیزیکی، که مشاهدات در روی زمین نسبت به‌آن انجام‌می‌گیرد، با نرمال بر بیضوی صرف‌نظرکرد.
تعریف ژئويید برای مدت 70 سال (1880تا 1950م.) هدف عمده‌ي ژئودزی بوده‌است. بعد از سال 1945 (م.) با توسعه‌ي روش‌های مستقیم تعیین سطح فیزیکی زمین، از اهمیت این‌موضوع کاسته‌شد ولی هنوز هم تعیین ژئويید یکي از مسائل اساسی در ژئودزی است. در واقع با ایجادسامانه‌های سه‌بُعدی جهانی و نیازهای ژئودزی دریایی، اهمیت ژئويید دوباره افزایش‌یافته‌است.
چهارم اکتبر 1957،كه اتحاد جماهیر شوروی (سابق) اولين ماهواره‌ي مصنوعی ( اسپوتنیک 1)را به‌فضا فرستاد، عصر فضا آغاز شد و فن‌آوری ماهواره‌ای به‌تدریج روش‌های اندازه‌گیری در ژئودزی را متحول‌کرد.
<ref>کتاب ژئودزی و نجوم ژئودزی: دکتر محمدرضا عاصی</ref>
== نشریات ==
* [http://www.jqjacobs.net/astro/geodesy.html دربارهٔ ژئودزی]
ژئودزی :تالیف مهندس بهنام عیوض زاده - مقدمه
ژئودزی و نجوم ژئودزی: دکتر محمدرضا عاصی
== پیوند به بیرون ==
| 