الانحراف الرأسي

الانحراف الرأسي ( VD ) أو انحراف الخط الرأسي ( DoV )، المعروف أيضًا بانحراف خط الشاقول والانحراف الجيوديسي الفلكي ، هو مقياس لمدى دوران اتجاه الجاذبية عند نقطة معينة بفعل شذوذات كتلية محلية كالجبال القريبة. ويُستخدم على نطاق واسع في الجيوديسيا ، لمسح الشبكات، ولأغراض جيوفيزيائية .

الانحراف الرأسي هو المكونات الزاوية بين منحنى سمت الرأس الحقيقي - سمت النظير ( خط الشاقول ) وخط المماس والمتجه العمودي على سطح القطع الناقص المرجعي (المختار لتقريب سطح مستوى سطح البحر للأرض ). وينتج الانحراف الرأسي عن الجبال والتضاريس الجيولوجية تحت سطح الأرض . وعادةً ما تكون قيم الزاوية أقل من 10 ثوانٍ قوسية في المناطق المسطحة، أو تصل إلى دقيقة قوسية واحدة في المناطق الجبلية . ^{[ 1 ]}

للانحراف الرأسي مركبة شمالية-جنوبية ξ ( xi ) ومركبة شرقية -غربية η ( eta ). قيمة ξ هي الفرق بين خط العرض الفلكي وخط العرض الجيوديسي (مع اعتبار خطوط العرض الشمالية موجبة والجنوبية سالبة)؛ ويُحسب الأخير عادةً باستخدام إحداثيات الشبكة الجيوديسية . أما قيمة η فهي حاصل ضرب جيب تمام خط العرض في الفرق بين خط الطول الفلكي وخط الطول (مع اعتبار خطوط الطول الشرقية موجبة والغربية سالبة). عند استبدال مرجع خرائطي جديد بالمرجع القديم، مع خطوط عرض وطول جيوديسية جديدة على سطح إهليلجي جديد، ستتغير الانحرافات الرأسية المحسوبة أيضًا. 

تعكس الانحرافات تموج الجيود وشذوذات الجاذبية ، لأنها تعتمد على مجال الجاذبية وعدم تجانسه.

تُحدد الانحرافات الرأسية عادةً فلكيًا. يُرصد سمت الرأس الحقيقي فلكيًا بالنسبة للنجوم ، بينما يُحسب سمت الرأس الإهليلجي (الرأسي النظري) باستخدام شبكة جيوديسية، والتي تُجرى دائمًا على سطح إهليلجي مرجعي . إضافةً إلى ذلك، يمكن حساب التغيرات المحلية الدقيقة للانحراف الرأسي من بيانات المسح الجاذبي وباستخدام نماذج التضاريس الرقمية ، وذلك بالاعتماد على نظرية طورها فينينغ-ماينز .

تُستخدم الانحرافات الرأسية في التسوية الجيوديسية الفلكية : حيث يصف الانحراف الرأسي الفرق بين الاتجاه الرأسي للجيود والاتجاه العمودي للإهليلج، وهو يمثل التدرج المكاني الأفقي لتموجات الجيود ، أي ميل الجيود أو الانحدار بين الجيود والإهليلج المرجعي. ^{[ 2 ]}

عمليًا، تُرصد الانحرافات عند نقاط محددة بمسافات تتراوح بين 20 و50 كيلومترًا. ويتم تكثيف البيانات باستخدام مزيج من نماذج الارتفاع الرقمية وقياس الجاذبية السطحية . تتميز قياسات الانحراف الرأسي الدقيقة بدقة تصل إلى ±0.2 ثانية قوسية (±0.5 ثانية قوسية في الجبال العالية)، بينما تبلغ القيم المحسوبة حوالي 1-2 ثانية قوسية.

يبدو أن أقصى انحراف رأسي في أوروبا الوسطى يقع بالقرب من غروسغلوكنر (3798  مترًا)، أعلى قمة في جبال الألب النمساوية . القيم التقريبية هي ξ = +50″ و η = −30″. في منطقة الهيمالايا ، قد تصل الانحرافات الرأسية للقمم غير المتناظرة إلى 100″ (0.03°). أما في المنطقة المسطحة نسبيًا بين فيينا والمجر ، فتقل القيم عن 15″، لكنها تتفاوت بمقدار ±10″ نتيجةً لاختلاف كثافة الصخور في باطن الأرض.

وفي الآونة الأخيرة، تم استخدام مزيج من الكاميرا الرقمية ومقياس الميل ، انظر كاميرا سمت الرأس . ^{[ 3 ]}

تُستخدم الانحرافات الرأسية بشكل أساسي في أربعة أمور:

1. لإجراء حسابات دقيقة لشبكات المسح ، تُوجّه أجهزة قياس الزوايا الجيوديسية وأجهزة التسوية بالنسبة للخط الرأسي الحقيقي ، إلا أن انحرافها يتجاوز دقة القياس الجيوديسي بمعامل يتراوح بين 5 و50. لذا، يجب تصحيح البيانات بدقة بالنسبة للقطع الناقص العالمي. وبدون هذه التصحيحات، قد تتشوه المسوحات ببضعة سنتيمترات أو حتى ديسيمترات لكل كيلومتر.
2. لتحديد الجيود (مستوى سطح البحر المتوسط) وللتحويل الدقيق للارتفاعات . تبلغ التموجات الجيودية العالمية 50-100  متر، وقيمها الإقليمية 10-50  متر. وهي مناسبة لتكاملات مركبات VD ξ وη، وبالتالي يمكن حسابها بدقة سنتيمترية على مسافات تصل إلى عدة كيلومترات.
3. في مسوحات نظام تحديد المواقع العالمي (GPS )، تشير قياسات الأقمار الصناعية إلى نظام هندسي بحت (عادةً ما يكون الإهليلج WGS84 )، بينما تشير الارتفاعات الأرضية إلى الجيود. نحتاج إلى بيانات جيود دقيقة لدمج أنواع القياسات المختلفة.
4. في مجال الجيوفيزياء ، ونظرًا لتأثر بيانات قياسات السرعة والعمق بالبنية الفيزيائية لقشرة الأرض ووشاحها، يعمل الجيوديسيون على تطوير نماذج لتحسين فهمنا لباطن الأرض. إضافةً إلى ذلك، وكما هو الحال في الجيوفيزياء التطبيقية ، يمكن لبيانات قياسات السرعة والعمق أن تدعم عمليات التنقيب المستقبلية عن المواد الخام والنفط والغاز والخامات .

استُخدمت الانحرافات الرأسية لقياس كثافة الأرض في تجربة شيهاليون .

الانحراف الرأسي هو السبب في أن خط الزوال الرئيسي الحديث يمر على بعد أكثر من 100  متر شرق خط الزوال الرئيسي الفلكي التاريخي في غرينتش. ^{[ 4 ]}

تأثر قياس قوس خط الزوال الذي أجراه نيكولاس لويس دي لاكايل شمال كيب تاون عام 1752 (قياس قوس دي لاكايل) بالانحراف الرأسي. [ 5 ] ولم يُفسَّر التباين الناتج مع ^{قياسات نصف الكرة} الشمالي إلا بعد زيارة جورج إيفرست للمنطقة عام 1820؛ حيث أكدت إعادة مسح قياس قوس ماكلير في نهاية المطاف فرضية إيفرست. ^{[ 6 ]}

كانت الأخطاء في تحديد قوس خط الزوال لديلامبر وميشان ، والتي أثرت على التعريف الأصلي للمتر ، [ ^{7 ] معروفة} منذ فترة طويلة بأنها ناجمة بشكل رئيسي عن تحديد غير دقيق لخط عرض برشلونة ، والذي تم تفسيره لاحقًا بالانحراف الرأسي. ^{[ 8 ] [ 9 ] [ 10 ]} عندما تم الاعتراف ببعض الأخطاء التي تؤثر على طول المتر في عام 1866، ^{[ 11 ]} أصبح من الضروري المضي قدمًا في قياس جديد للقوس الفرنسي بين دونكيرك وبربينيان. لم تكتمل العمليات المتعلقة بمراجعة القوس الفرنسي المرتبط بالتثليث الإسباني إلا في عام 1896. في غضون ذلك، أنجز الجيوديسيون الفرنسيون في عام 1879 ربط الجزائر بإسبانيا، بمساعدة الجيوديسيين في معهد مدريد برئاسة الراحل كارلوس إيبانيز دي إيبيرو (1825-1891). ^{[ أ ]}

حتى تم حساب إهليلج هايفورد في عام 1910، كانت الانحرافات الرأسية تُعتبر أخطاءً عشوائية . ^{[ 13 ]} وقد حدد جان لو رون دالمبير انحرافات خط الشاقول كمصدر مهم للخطأ في المسوحات الجيوديسية في وقت مبكر من عام 1756. وبعد بضع سنوات، في عام 1828، اقترح كارل فريدريش غاوس مفهوم الجيود . ^{[ 14 ] [ 15 ]}

• مسح الانحراف
• شذوذ الجاذبية
• التوازن الداخلي
• الاتجاه الرأسي
• زينيث

• يوفر موقع NGS الإلكتروني معلومات عن الانحراف الرأسي في أي مكان في الولايات المتحدة هنا وهنا .