شكل الأرض وأبعادها

تبلغ المساحة الإِجمالية للأرض نحو 510101×310كم2 ويصل حجمها إِلى 1083320×610كم3في حين تبلغ كتلتها 5.976×2710طن ومتوسط كثافتها يصل إِلى 5.52 وتقسم مساحة الأرض بين البحار والمحيطات واليابسة، إِذ تحتل البحار والمحيطات71٪ من المساحة العامة مقابل 29٪ لليابسة، وتتوزع هذه الأخيرة على نصفي الكرة على نحو غير متساوٍ، إِذ تصل نسبتها في نصف الكرة الشمالي إِلى 39.4٪ من مساحة هذا النصف الإِجمالية مقابل 18.6٪ فقط من مساحة نصف الكرة الجنوبي.
إِن للأرض شكلاً قريباً من شكل كرة مفلطحة. وكروية الأرض أصبحت قضية لا مجال للشك فيها ولاسيما بعد سلسلة الصور التي التقطتها الأقمار والمركبات الفضائية للكرة الأرضية، ولكن شكل الأرض هذا وعدم كرويتها المنتظمة ليست ناجمة عن تضاريس الأرض ذاتها، ذلك أن أكثر الجبال ارتفاعاً وأشد الحفر انخفاضاً لا يمثل أكثر من سمٍّ صغير على جسم برتقالة عادية. إِن عدم انتظام الشكل الكروي في الواقع ناجم بالدرجة الأولى عن دوران الأرض حول نفسها، وبهذا الدوران تتولد قوة مركزية طاردة تحاول دفع سطح الأرض بعيداً عن مركزها، وبعكس اتجاه الجاذبية. وهذه القوة الطاردة تكون ذات قيمة أعظمية في المنطقة الاستوائية (منطقة الاستواء تحديداً) وهذا ما أدى إِلى انتفاخ هذه المنطقة. ولتعويض هذا الانتفاخ، حدث تفلطح مكافئ في منطقتي القطبين حيث يكون تأثير القوة المركزية النابذة (الطاردة) في أدنى درجاته هنا وعلى عكس خط الاستواء تماماً. وعلى هذا يمكن القول بأن كل شيء يجري كما لو كانت الأرض كتلة كروية مطاطية شدت من منطقتها الاستوائية باتجاه الخارج فانضغطت أو تفلطحت المنطقة أو الجهة الرأسية ذات المحور المتعامد مع محور الشد لتعويض الانتفاخ أو الشد المذكور.
إِذن للأرض شكل إِهليلجي يبلغ طول نصف قطره الاستوائي (الكبير) 6378.245كم مقابل 6356.863كم لنصف القطر القطبي (الصغير)، وعلى هذا يكون مقدار التفلطح1: 298،30 وذلك وفق مايلي:
مقدار التفلطح = طول القطر الاستوائي – طول القطر القطبي
طول القطر الاستوائي
ومما يستدعي الانتباه هنا، هو أن الفارق بين طول نصفي القطرين (21.382كم) يساوي تقريباً الفارق بين أعلى نقاط الكرة الأرضية (قمة إِيفرست 8848م) وأخفض نقاطها (الهوة المحيطية مقابل ساحل الفيليبين وعمقها 11516م)، أي أن الفارق هو بحدود20.364كم، وربما يكون هذا التقارب بين الرقمين ناجماً عن قيمة محددة تنتج عن بنية الأرض ذاتها أو عن حركتها في الكون.
إِن دراسة شكل الأرض تستند على تحليل حقل أو مجال جاذبيتها، وهذه الدراسة تقدم في الوقت نفسه توزع قوى الجاذبية ذاتها مضافاً إِليها محصلة القوى النابذة الناجمة عن دوران الأرض حول محورها. إِن معدل التفلطح المذكور آنفاً يتفق مع تباين في الجاذبية قيمته 5 غال على مستوى البحر بين القطب وخط الاستواء (983 غال على القطب مقابل 978 غال على الاستواء) ومعروف أن الغال هو واحدة قياس تسارع الجاذبية وتعادل 10-2م/ثا2، وتتناقص الجاذبية مع الارتفاع بمعدل 0.3 غال لكل كيلو متر، كما تحدث تباينات محلية على مستوى الجاذبية تسببها بنية القارات ذاتها، فعلى مسافة بضع مئات الكيلو مترات يمكن أن تحصل تباينات في الجاذبية قيمتها 0.1-0.2 غال. إِن البنية الجيولوجية يمكن أن تسبب أيضاً بعض التباينات التي قد تصل إِلى 20-50 ميليغال milligal على طول مسافة تراوح بين10و20كم. إِضافة إِلى ثوابت الجاذبية هذه يجب أن لا ينسى أثر الشمس والقمر والكواكب الأخرى، وذلك أن قوى جذبها يدخل عاملاً متغيراً بصورة دورية، ومع أن قوة جذبها ضئيلة للغاية فإِنها تؤثر في كل أجزاء الكرة الأرضية مسببة وجود نوع من التشوه الذي يؤدي إِلى تعديل طول نصف الأرض بمقدار عدة ديسيميترات. وهذا التشوه يؤدي إِلى تعديل قيمة الجاذبية تعديلاً طفيفاً.


وبفرض إِمكان تمثيل السطح الذي يحمل تضاريس الأرض وانطلاقاً من المعطيات السابقة، فقد جرت محاولات عدة لتصوُّر الشكل الحقيقي للأرض ولرسمه، ولهذا الغرض كان لابد من معرفة أطوال أقواس مختلفة من الكرة الأرضية تحصر أو تحدد زوايا معروفة القيمة. والمرجع الأساسي الذي يمكن الاعتماد عليه هنا هو مراكز النجوم لأن اتجاهها بالمقارنة مع محاور ومستويات محددة على الأرض تتغير وذلك نتيجة حتمية لدوران الأرض حول نفسها. وعلى هذا مثلاً يلاحظ أن القطب ينخفض أو يتراجع في الأفق بالاقتراب من خط الاستواء. ومن هنا أمكن استخلاص الحقيقة الثابتة التي يمكن الاستناد إِليها وهي الاتجاه العمودي بالنسبة للمستوى الأفقي، وهذا الاتجاه يحدده اتجاه النواس على السطح السائل الحر الساكن واتجاه هذا الخيط هو الذي يحدد اتجاه الجاذبية طبعاً، والذي يدخل فيها أثر القوة النابذة حتماً. والحقيقة أن الاتجاه العمودي الذي يحدده خيط النواس لا يمر من مركز الأرض إِلا على القطب تماماً، حيث تنعدم القوة النابذة، وعلى خط الاستواء تماماً حيث القوة النابذة هنا تؤثر في نقاط دائرة كاملة بعدها عن محور الدوران واحد وثابت. وعلى هذا الأساس تم تخيّل أو تصوّر ما يعرف بالجيوئيد Geoide الذي يمكن تعريفه بأنه شكل كروي قريب جداً من شكل الكرة الهندسية من دون أن يكون كروياً تماماً، وتتعامد على نقاطه كافة محاور الثقالة أو الجاذبية الأرضية، ويعزى عدم الكروية الكاملة إِلى تباينات الجاذبية الناجمة هي أيضاً عن تباين طبيعة المواد المكونة للكرة الأرضية وتوزعها، ولتحديد شكل هذا الجيوئيد لابد من وجود أو من صنع «إهليلج مَرْجعْ» له محور مواز لمحور العالم، وهذا الإِهليلج يُرسم بطول القطرين القطبي والاستوائي بغية تحديد قيمة التفلطح أو مقداره، وبعدها يمكن الانتقال إِلى الجيوئيد (شكل الأرض الواقعي) (الشكل 7) الذي هو الشكل الكروي (تجاوزاً) الذي يمثل المسافات أو الفروق التي تفصل حدوده الخارجية عن حدود إِهليلج المرجع، وهذه المسافات تراوح عادة بين عشرات الأمتار وبضع مئات منها في أقصى نقاط التباعد عادة.
إِن أبعاد الجيوئيد تختلف قليلاً باختلاف قياسات إِهليلج المرجع الذي يُبنى على أساسه. وقيمة تفلطح إِهليلجات المرجع التي يمكن الاعتماد عليها لتحديد شكل الجيوئيد وأبعاده تختلف من بلد إِلى آخر مع أن هذه الاختلافات تبقى غير محسوسة عملياً، إِذ إِن تفاوت قيم التفلطح لاتزيد على 290:1 إِلى 300:1 أي إِنها تراوح بين 1/290و1/300 تقريباً. والواقع أن المصلحة العالمية فيما يخص دراسة الجيوئيد المذكور بشكله الكامل، أو تحديد شبكة الإِحداثيات الكاملة، تفترض وجود إِهليلج مرجع عالمي واحد يبنى عليه الجيوئيد، مع أن ذلك يتطلب القيام بإجراء حسابات وتعديلات وتصحيحات إِضافية لأن إِهليلجات المرجع المعروفة عالمياً متعددة.
إِن قضية توحيد هذا الإِهليلج أصبح حقيقة لا مفر منها بعد تطور وسائل التقنية الحديثة فيما يتعلق بعلم قياسات الأرض، وتطور علم الجيوديزية (علم مساحة الأرض) Geodesie ولاسيما بعد أن أصبح في متناول الجيوديزيين وسائل وطرائق بحث كونية يمكن مراقبة الأرض منها، وأهم إِهليلجات المرجع المعروفة:
إِهليلج كلارك R.Clark: وضع كلارك إِهليلجين أولهما عام 1866. وثانيهما، وهو المعدل، عام 1880، ولم يستخدم هذا الإِهليلج خارج الولايات المتحدة الأمريكية، أما قياسات هذا الإِهليلج فهي: طول نصف القطر الاستوائي 6378249.2م وقيمة تفلطحه 293.47:1- في بداية القرن العشرين وفي المؤتمر الجيوديزي العالمي، تم الاتفاق على استخدام إِهليلج هايفورد F.Hyford عالمياً، وقياساته هي: طول نصف القطر الاستوائي 6378388م ومقدار تفلطحه 297:1 وذلك استناداً إِلى القياسات المختلفة التي أجريت في مناطق متفرقة من الكرة الأرضية، ومع إِهليلج المرجع هذا عُرضت القاعدة التي يمكن بوساطتها استنتاج التبدلات النظرية (وفق خطوط العرض وبحسب الارتفاعات) لقيمة ج على الكرة الأرضية التي تتوزع موادها المختلفة ضمن كرة أرضية لها الأبعاد التي اقترحها هايفورد. وهذه القاعدة هي المستخدمة لإِعطاء التبدلات النظرية للجاذبية على مستوى الجيوئيد وفقاً لخطوط الع
(ج= 978.049(1+0.0052884 جب2 φ -0.0000059 جب2 φ)
ـ وفي عام 1942 اقترح كروسكي N. Krouski إِهليلج مرجع أبعاده هي: طول نصف القطر الاستوائي 6378245.00م ومقدار تفلطحه 298.3:1، وقد أخذت بهذا المرجع دول ما كان يعرف بالمنظومة الاشتراكية منذ ظهوره.
وفي اجتماع اتحاد الفلكيين العالمي الذي عقد في هامبورغ عام 1964، وبعد مراجعة كاملة لمجمل النظام، تم تبني هذه المعطيات مرجعاً جديداً جاء نتيجة لتطور المعطيات الجيوديزية التي توصل إِليها بمساعدة الأقمار الصنعية، وفي مؤتمر لوزان الذي عقد عام 1967 قامت جميعة الجيوديزيين العالمية بتبني المقترح السابق نفسه وأخذ به عالمياً، أما أبعاد هذا الإِهليلج أو قياساته فهي: طول نصف القطر الاستوائي 6378160.00م ومقدار تفلطحه 298.25:1.