Понятие о фигуре и размерах Земли.

Земля - третья (от Солнца) планета Солнечной системы. Объём Земли составляет 1.083 х 10²¹ м³, масса - 5.973 х 10²⁴ кг, средняя плотность - 5515 кг/м³.

Земля вращается вокруг Солнца по эллиптической орбите, большая полуось которой имеет длину 149.6 х 10⁶ км. Время, за которое Земля совершает полный оборот вокруг Солнца, называется периодом обращения и составляет примерно год (365.256 суток или 3.1558 х 10⁷ сек.).

Одновременно с этим Земля вращается вокруг своей оси с угловой скоростью 7.29 х 10^-5рад/сек. Время, за которое Земля совершает полный оборот вокруг своей оси, называется периодом вращения. и составляет примерно сутки (23.94 часа или 8.6189 х 10⁴ сек.). в самом грубом приближении Земля представляет собой сферу со средним радиусом 6 371 км. Однако вращение Земли обусловливает её сжатие у полюсов или неравенство полярного и экваториального радиусов на величину порядка 23 км, что по отношению к экваториальному радиусу составляет приблизительно 1/300.

Земля вращается неравномерно, вызывая изменение продолжительности суток. Наблюдаются три вида изменений в величине скорости вращения Земли:

- вековое замедление;

- периодические сезонные колебания;

- нерегулярные скачкообразные изменения.

Вековое замедление вращения Земли обусловлено действием приливных сил притяжения Луны и Солнца. В настоящее время считают, что продолжительность суток увеличивалась за последние 2000 лет в среднем на 0.0023 сек в столетие. Вековое торможение вращения Земли подтверждается данными палеонтологии. Изучение кораллов обнаружило в их строении кольца нарастания. Подсчёт их показал, что в девоне (345-400 млн. лет назад) в году было 400 дней, т.е. длительность суток была 22 часа. Можно полагать, что замедление вращения Земли происходило приблизительно на 18 сек. в 1 млн. лет. Однако одновременно с этим имеет место и увеличение скорости вращения Земли на 0.001 сек. в столетие из-за изменения момента инерции Земли.

Периодические годичные и полугодичные колебания скорости вращения Земли объясняются периодическими изменениями момента инерции Земли из-за сезонной динамики атмосферы и планетарного распределения атмосферных осадков. По современным данным продолжительность суток в течение года меняется на ±0.001 сек. Вращение Земли быстрее всего в июле-августе, медленнее в марте.

Через неравномерные промежутки времени, почти равные 11 годам, происходят случайные изменения скорости вращения Земли, природа которых мало изучена. Повидимому они связаны с особенностями взаимодействия глубинных слоёв Земли на уровне «мантия-ядро» и возникновением импульсных моментов.

Фигура и размеры Земли не остаются постоянными, а колеблются под воздействием различных факторов. Амплитуда и частота этих колебаний зависит от свойств (в первую очередь, вязкости) слагающих её слоёв, включая атмосферу, гидросферу и твёрдые горные породы.

Например, хорошо известные приливы и отливы есть не что иное, как короткопериодные (в основном) колебания гидросферы под влиянием притяжения спутника Земли - Луны. Эта же причина вызывает и приливные явления в теле твёрдой Земли, но поскольку вязкость твёрдых оболочек Земли гораздо выше, чем, скажем, для гидросферы и атмосферы, амплитуды колебаний для них намного меньше, а периоды намного больше.

Колебания фигуры и размеров Земли являются взаимосвязанными с изменением её скорости вращения как под влиянием внешних планетарных причин (изменений во взаимодействии планет Солнечной системы). так и в силу воздействия внутренних причин, например, автономного вращения внутренних слоёв - ядра и мантии Земли.

Упомянутое выше сжатие Земли у полюсов вызывает ещё одно явление, а именно прецессию земной оси вращения, которое заключается в колебании оси вращения в пространстве под воздействием притяжения Солнца и Луны. В результате ось вращения Земли описывает в пространстве коническую поверхность, а отсюда меняют своё положение и полюса.

Поскольку, практически все явления на земной поверхности и образование самой поверхности имеют глубинную связь с процессами, происходящими в недрах Земли, рассмотрим в общих чертах современные представления о внутреннем строении нашей планеты.

Сопоставляя величину среднего значения плотности Земли (5.5 т/м³) с диапазоном значений для горных пород (2.3 - 3.3 т/м³) уже можно сделать вывод о том, что внутреннее строение Земли неоднородно. Выделяются три главных оболочки - кора, мантия и ядро, разделённые двумя поверхностями глобального распространения.

Верхняя граница, разделяющая кору и мантию, находится на глубине от 5 до 50 км от поверхности Земли. Она называется границей Мохоровичича. На этой границе скорость упругих волн скачком возрастает до примерно постоянной величины, равной 8 км/с.

Нижняя граница на глубине 2900 км, называемая границей Гутенберга, отделяет мантию Земли от её ядра. На этой границе перестают прослеживаться поперечные упругие волны, из чего следует, что по крайней мере внешняя часть ядра находится в жидком состоянии.

Земная кора - это самый верхний слой Земли. Существуют два основных типа коры - континентальный и океанический. Сами эти названия отнюдь не означают место нахождения и распространения этих типов в океанах или на материках.

Континентальная кора имеет трёхслойное строение и состоит из верхнего слоя - слоя осадков со средней мощностью 3 км; "гранитного" слоя средней мощностью около 20 км и "базальтового" слоя со средней мощностью 15 км. Термины "гранитный" и "базальтовый" (особенно последний) являются геофизическими абстракциями, в них не следует вкладывать сколько-нибудь строгий геохимический или петрографический смысл.

Иначе выглядит типичный разрез океанической коры. Её верхний слой представлен рыхлыми осадками со средней мощностью 0.5 км, а главные особенности океанической коры заключаются в отсутствии "гранитного" слоя и постоянстве её мощности 5-7 км в пределах всего Мирового океана за исключением аномальных участков (гребней срединно-океанических хребтов, подводных гор и вулканических островов).

Между двумя крайними типами земной коры - континентальным и океаническим существуют разнообразные переходы, для обозначения которых часто используют термины "субконтинентальный" или "субокеанический".

Мантия захватывает область между границей Мохоровичича и внешним ядром и разделяется на слои верхней и нижней мантии, между которыми находится астеносфера - слой частичного плавления вещества и потому обладающий пониженной вязкостью.

Ядро также разделяется на два слоя - внешнее и внутреннее, первый из которых, судя по прохождению упругих волн, находится в жидком состоянии, а второй является твёрдым телом, состояние которого близко к плавлению.

Все приведенные данные о мощностях отдельных слоёв Земли получены, главным образом, на основании анализа распространения сейсмических волн естественного (от землетрясений) или искусственного (от взрывов) происхождения. Непосредственное проникновение человека в недра сопровождается значительными техническими трудностями и представляет до сих пор малоразрешимую проблему. Наибольшая глубина, достигнутая горными работами, к настоящему времени составляет 3.5 км - Южноафриканские рудники, добывающие золото; буровыми скважинами - 12.5 км - наша Сверхглубокая скважина СГ-3, пробуренная в период 1970-84 г.г. в районе г.Заполярный. Сопоставляя эти цифры с радиусом Земли (6370 км), можно видеть, что глубина проникновения человека в недра составляет всего лишь 1/500 часть земного радиуса.

Общая площадь поверхности Земли составляет 510 млн. км². Из них 71% приходится на дно морей и океанов и 29% - на сушу. В отличие от материков, водная оболочка Земли образует непрерывное пространство, которое содержит 1370 ^.10⁶ км³ воды, т.е. почти 94% всех вод гидросферы нашей планеты.

В российской литературе принято деление Мирового океана на четыре океана - Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. Однако, в последнее время всё чаще часть Мирового океана, окружающая Антарктиду, выделяется под названием Южного или Антарктического океана. В каждом океане выделяются моря, а более мелкими подразделениями являются проливы, заливы, лагуны, фиорды и бухты.

Материки и, как показали исследования последних десятилетий, дно океанов, имеют весьма сложный рельеф. В некоторых местах глубина мирового океана достигает более 10 км. В Марианском глубоководном желобе Тихого океана советским исследовательским судном "Витязь" в 1957 г. была зафиксирована наибольшая глубина Мирового океана - 11054 м. Вместе с тем отдельные районы суши достигают высоты 7-8 тыс. м. Так высшая точка поверхности Земли - г. Джомолунгма (Эверест) имеет высоту почти 9000 м.

Анализ статистических данных о степени распределения различных глубин Мирового океана и высот суши показывает, что существует два максимума. Один из них соответствует высоте 100 м над уровнем океана, другой - глубине около 4500 м. Другими словами земная поверхность состоит из двух резко отличных морфологических элементов - материков с преобладающей высотой 100 м и океанов с преобладающей глубиной 4500 м, при этом естественная граница между ними располагается на глубине около 1500 м ниже уровня океанов.

В настоящее время все формы рельефа суши и дна Мирового океана принято подразделять на три основных типа в соответствии с их размерами и происхождением:

- геотектуры, к которым относятся материки и океанические впадины, т.е. величайшие положительные и отрицательные формы рельефа, а также крупные горные системы, платформенные равнины, впадины морей;

- морфоструктуры, к которым относят тектонические образования меньшего порядка по сравнению с геотектурами, т.е. горные хребты, кряжи, плато, возвышенности, низменности, впадины;

- морфоскульптуры, представляющие собой более мелкие формы, возникшие в результате геологической и рельефообразующей деятельности.

По характеру рельефа поверхность суши нашей планеты может быть подразделена на три категории - равнинную, холмистую и горную.

Равнинная местность отличается более или менее ровной или слабо волнистой поверхностью с очень пологими скатами, не превышающими обычно 2-3 , и с незначительными колебаниями высот, редко превосходящими 20-30 м. Наиболее типичными для равнин положительными (возвышающимися) формами рельефа являются слабо выраженные, весьма пологие холмы, увалы и плоские междуречья. Однако равнины нередко бывают изрезаны руслами рек, оврагами и балками. Чаще всего этим отличаются возвышенные равнины, особенно плоскогорья, причём тем сильнее и глубже, чем выше расположена равнина.

Холмистая местность имеет резко выраженную волнообразную поверхность, образованную холмами, увалами с их ответвлениями и разделяющими их долинами, лощинами и балками. Холмистый рельеф отличается округлыми и пологими формами, крутизна скатов которых не превышает 5 , а относительная высота - нескольких десятков метров. Однако в ряде случаев, например в сильнопересечённых предгорных районах, колебания высот могут достигать 100 м и более.

Горная местность отличается наибольшей сложностью и разнообразием рельефа.

Горный рельеф обычно представляет собой систему хребтов и их отрогов, перемежающихся с глубокими продольными и поперечными долинами. Горные хребты чаще всего располагаются в несколько рядов или же расходятся веерообразно от горных узлов. Иногда встречаются горные массивы, одинаково развитые как в длину, так и в ширину. Пониженные участки среди гор нередко представляют обширные приподнятые равнины - горные плато.

Различают низкие горы, возвышающиеся над окружающей местностью не более, чем на 500 м и с преобладающей крутизной скатов 5-10 , средневысокие горы, возвышающиеся до 1000 м с крутизной скатов 10-25  и высокие горы, выше 1000 м с крутизной скатов более 25 .

Для горной местности характерно ограниченное количество дорог, населённых пунктов, большое разнообразие климатических условий и растительности.

Для большинства гор, за исключением горно-пустынных районов, бедных водой, типично обилие сравнительно узких, но бурных и зачастую труднопроходимых рек. Горные реки отличаются высокими обрывистыми берегами и каменистыми руслами, сплошь усеянными крупными валунами и галькой. Для этих рек характерны частые и резкие подъёмы воды - паводки. Причём помимо обычных весенних половодий горным рекам, питающимся талыми водами снегов и ледников, свойственны ещё два паводковых периода - в середине лета (от интенсивного таяния ледников) и осенью (от обильного выпадения осадков).

Результаты исследований последних десятилетий свидетельствуют, что рельеф дна океанов и морей характеризуется такой же сложностью и многообразием форм, как и рельеф суши. В общем облике рельефа дна океанов главную роль играют морфоструктуры, а морфоскульптуры занимают подчинённое положение. Исключение составляют лишь участки, иногда большой протяжённости, где структурные формы скрыты осадочным чехлом.

На дне океанов имеются горные массивы с сильно расчленённым рельефом, глубокие впадины, плато и равнины. Для значительных площадей дна характерен тектонический и вулканический рельеф, практически лишённый осадочного чехла. На больших глубинах находятся участки с отчётливо выраженными следами размыва. На пологих склонах широко развито сползание осадков и накопление у их подножий обширных осадочных шлейфов.

При этом типу земной коры - континентальному, субконтинентальному или океаническому в пределах Мирового океана соответствуют три основных категории рельефа дна: материковый шельф (подводная окраина материка), переходная зона (материковый склон и островные дуги), ложе Мирового океана.

Материковый шельф, или как его часто называют, материковая отмель, занимает около 8% всей площади Мирового океана. Со стороны материков шельф оконтуривается береговой линией, а внешней границей его является участок дна, где отмечается резкое увеличение углов наклона, свидетельствующее о переходе к материковому склону. Обычно это происходит на глубинах порядка 200 м и потому 200-метровую изобату принимают в качестве внешней границы шельфа. Однако в отдельных районах этот переход от шельфа к континентальному склону наблюдается на значительно больших глубинах (Баренцево море - 400 м, Охотское море - 1000 м).

Превалирующей формой в рельефе шельфа является равнина, полого спускающаяся в сторону океана, которая в некоторых случаях осложняется резкими поднятиями, скалами, подводными долинами - продолжениями наземных рек, моренными нагромождениями, песчаными грядами.

Переходная зона (материковый склон) является подводным цоколем материков, он занимает около 15% всей площади Мирового океана. Верхняя граница его совпадает с внешней границей шельфа, а в качестве нижней границы принимается участок дна, где наблюдается резкое изменение угла наклона, но уже в сторону выположения при переходе к поверхности ложа океана. Обычно этот переход соответствует глубине 3000 м. Ширина материкового склона в среднем около 90 км, угол наклона его поверхности обычно составляет 3-20 , а у берегов вулканических и коралловых островов, а также вблизи берегов, сложенных коренными породами, достигает 40-45 .

Мощность земной коры в зоне континентального склона уменьшается по мере удаления от шельфа и достигает минимального значения 8 км (4 км в Тихом океане). С уменьшением земной коры наблюдается выклинивание "гранитного" слоя. Признаки, характерные для континентального типа земной коры постепенно утрачиваются в направлении центральной части океанической впадины, а черты, присущие океаническому типу земной коры, проявляются более отчётливо.

В морфоструктурном отношении зона континентального склона подразделяется на два типа:

- зону относительно простого строения, в которой средняя часть осложнена формами глыбового дробления, ступенями, параллельными и поперечными хребтами;

- сложно построенную зону, охватывающую островные дуги, подводные хребты и котловины окраинных морей.

Поверхность материковых склонов пересекают подводные каньоны, долины и многочисленные уступы. Часто верховья каньонов располагаются против устьев современных крупных рек, их образование связывают как с тектонической деятельностью, так и с эрозионной деятельностью в периоды значительных снижений уровня Мирового океана.

Ложе Мирового океана располагается в среднем на глубине порядка 5 км и занимает 77% площади Мирового океана, что соответствует почти 55% всей поверхности Земли.

Наиболее крупными формами рельефа океанического ложа являются абиссальные равнины, океанические плато, срединные океанические хребты, валы и глубоководные желоба.

Абиссальная равнина - область океанического ложа, залегающая практически горизонтально (уклон не превышает 0.001). Эти области распространены повсеместно и располагаются у основания материкового склона. Повидимому такие поверхности были сформированы в результате длительного отложения суспензионных потоков, т.е. в результате седиментации.

Более удалённые от континентов участки абиссальных равнин, называемые часто холмистыми абиссальными равнинами, имеют сильно расчленённую поверхность. Здесь коренной рельеф выражен гораздо более чётко, а его характерные формы образуют вулканические конусы со срезанными вершинами - гайоты. Горы вулканического происхождения часто возвышаются над поверхностью океана, образуя острова. Отмечаются также области с исключительно сильной расчленённостью рельефа - зоны глыбово-вулканического рельефа. Такие участки ложа океана получили название "подводных холмов". Их происхождение связывают с совремёнными тектоническими движениями и вулканизмом.

Океанические плато представляют собой форму рельефа, возвышающуюся над окружающим дном на несколько сотен метров и имеющую размеры в плане до нескольких сотен километров. Как правило, плато имеют глубины около 2500 м. Выровненная поверхность плато нарушается уступами, оконтуривающими их по тектоническим швам и отделяющими их от абиссального дна.

Срединные океанические хребты - поднятия земной коры, полностью сложенные вулканическими породами (базальтами). Их оси приурочены к срединным линиям океанов, а протяжённость составляет несколько тысяч километров при ширине до тысячи и амплитуде расчленённости до 3-4 км. Срединноокеанические хребты имеются во всех океанах. Они образуют единую планетарную систему протяжённостью 60 000 км (с ответвлениями - 80 000 км).

Главным элементом системы срединных океанических хребтов являются поднятия, рассечённые в гребневой части продольными расщелинами - рифтовыми долинами глубиной до 4 км и шириной до 30-40 км. Плавное протяжение срединных хребтов нарушается поперечными разломами, получивших название трансформных. Наличие их обусловливает зигзагообразное строение хребтов, в результате чего последние представляются состоящими из множества коротких отрезков, ступенчато смещённых относительно друг друга.

Валы - это срединные поднятия, представляющие собой широкие своды с пологими склонами, вершины которых осложнены разрывами и конусами многочисленных вулканов. К гребневым частям валов приурочены эпицентры землетрясений. Характерным примером описываемых форм рельефа является Гавайский вал с вулканической надстройкой, поднимающейся над поверхностью океана в виде островов.

Глубоководные желоба или абиссальные впадины, имеют глубину 7-11 км, ширина их не превышает 20 км, а протяжённость может достигать 1000 км. Эти морфоструктурные элементы океанического дна располагаются в основном по периферии ложа океанов и являются его естественной границей с переходной зоной - основанием материкового склона. В плане глубоководные желоба представляются в виде узких, сильно вытянутых депрессий с плоским дном, покрытым мощным слоем осадков, и крутыми сильно расчленёнными склонами. В поперечном сечении они, как правило, асимметричны. Со стороны ложа глубоководные желоба ограничены краевыми валами с насаженными на их широкие своды конусами вулканов. Расположение желобов почти повсеместно связано с островными дугами, в пределах которых активно проявляются вулканическая деятельность и сейсмичность.

Описанные морфоструктуры океанического дна осложнены разнообразными по форме и происхождению морфоскульптурными элементами, которые создаются в результате динамики вод и накопления осадков, выпадающих из водных потоков. Среди них выделяют морфоскульптуры абразионного, аккумулятивного и деструкционно-аккумулятивного типов.

К первому типу относят морфоскульптуры, возникшие в результате абразионной (размывающей) деятельности волн в зоне мелководья.

Второй тип, имеющий наибольшее распространение, связан с накоплением (аккумуляцией) осадочных толщ в условиях нормального осаждения частиц под действием гравитационных сил. Основными морфоскульптурами такого типа являются подводные равнины, в пределах которых осадочные толщи скрывают подстилающие структурные формы.

Для третьего типа характерно сочетание аккумулятивных форм рельефа с формами, образовавшимися в условиях размыва и удаления материала.

Все сказанное свидетельствует, что поверхность Земли является весьма сложной и, естественно, для отыскания законов её математического описания необходимо принимать какие-то допущения.

В качестве первого естественного допущения было принято не учитывать неровности рельефа, поскольку по отношению к величине радиуса Земли (как уже указывалось, более 6000 км) даже экстремальные их значения являются пренебрежимо малыми.

Другое, тоже весьма естественное допущение, принять в качестве общей фигуры Земли поверхность воды Мирового океана в спокойном состоянии. Такая поверхность была названа уровенной и её основное свойство заключается в том, что касательная в каждой точке этой поверхности перпендикулярна к отвесной линии. Другими словами, величина потенциала силы тяжести во всех точках одной и той же уровенной поверхности есть величина постоянная. Или, по другому, касательная плоскость в любой точке уровенной поверхности - горизонтальна.

В общем случае можно провести бесчисленное множество уровенных поверхностей, все они будут концентрическими, т.е. будут располагаться на разных расстояниях (уровнях) от центра Земли. Однако та из них, которая совпадает с поверхностью Мирового океана в состоянии полного покоя и равновесия называется средней уровенной поверхностью. Если её мысленно продолжить под материками, то получившуюся фигуру в геодезии принимают за общую фигуру Земли. Фигура Земли, образованная средней уровенной поверхностью, называется геоид.

Направления отвесных линий (т.е. линии, которую принимает нить с подвешенным грузиком в состоянии покоя) зависят от распределения плотностей масс в земной коре, которые в общем случае распределяются неравномерно, отсюда поверхность геоида принципиально геометрически неправильна. Так при помощи спутников удалось установить, что Земля имеет грушевидную форму: Южный полюс на 44 м 70 см ближе к центру, чем Северный. Кроме того, у Земли отчетливо прослеживаются отдельные "вмятины" и "выступы". Крупнейшие "вмятины" расположены к юго-западу от Индии (глубиной 59 м) и около Антарктиды (30 м). Наиболее значительные "выступы" у Папуа-Новой Гвинеи (57 м) и во Франции (35 м). Установлена также разница в "диаметрах" экватора порядка 200 м. И, наконец, весьма существенно, что размеры геоида не остаются постоянными во времени.

Указанная неправильность. геоида заставила отказаться от его использования для геодезических вычислений, а искать какие-либо правильные математические поверхности. Наиболее близко к поверхности геоида подходит эллипсоид вращения или сфероид, получаемый вращением эллипса вокруг его малой вертикальной оси. В этом случае в вертикальных сечениях плоскостями, проходящими через ось вращения, образуются эллипсы - меридианы, а в сечениях горизонтальными плоскостями образуются окружности - параллели. Параллель, проходящая через центр сфероида, называется экватором. Его радиус - большая полуось сфероида. Малая полуось сфероида - малая полуось вращаемого эллипса. Относительная разница между ними называется сжатием сфероида:

a - b

a=------------ , (1)

a

где а,b - соответственно большая и малая полуоси сфероида.

Прежде, чем перейти к рассмотрению конкретных размеров эллипсоида, принятого в геодезии в качестве математической фигуры Земли, остановимся на некоторых очень существенных определениях.

1.Земной осью называется воображаемая линия, вокруг которой Земля совершает своё суточное вращение. Считается, что земная ось совпадает с малой осью земного эллипсоида и пересекает поверхность Земли в двух точках - полюсах, северном и южном. Продолжение земной оси в мировое пространство своим северным концом проходит вблизи Полярной звезды.

2. Линия, идущая по направлению силы тяжести в данной точке земной поверхности, называется вертикальной. или отвесной линией. Если бы Земля была бы точным шаром, состоящим из совершенно однородного материала, то все отвесные линии должны были бы пересекаться в центре Земли, но вследствие того, что Земля не шар, а ближе соответствует эллипсоиду и к тому же состав и строение Земли не однородны, отвесные линии не пересекаются в одной точке.

Вместе с тем, благодаря небольшому сжатию Земли во многих случаях геодезической практики можно принимать, что отвесные линии пересекаются в центре шара, и, кроме того, учитывая большие размеры среднего радиуса Земли (6371 км), можно считать, с известными допущениями, что отвесные линии близких точек параллельны между собой. Например, для двух точек земной поверхности, находящихся в 14 км друг от друга , линии отвеса составляют угол в 7.5', чем часто можно пренебречь и считать их параллельными.

Продолжение линии отвеса кверху даёт на небесном своде точку Z - зенит, а продолжение в противоположную сторону, через центр Земли, - точку Z₁ - надир.

3. Плоскость, перпендикулярная к линии отвеса и касательная к уровенной поверхности в данной точке, называется горизонтальной плоскостью или горизонтом этой точки.

Проекцию какой-либо линии на горизонтальную плоскость называют горизонтальным проложением линии. Угол, который образует линия со своим горизонтальным проложением называется углом наклона линии к горизонту, а угол между линией и вертикальным направлением - зенитным расстоянием.

4. Истинными или географическими меридианами точек земной поверхности называются дуги эллипсов, которые образуются при пересечении поверхности Земли плоскостями, проходящими через данные точки и ось Земли.

5. Экватором. называется окружность большого круга на земной поверхности, образующаяся от пересечения поверхности Земли плоскостью, перпендикулярной к земной оси и проходящей через центр Земли.

6. Параллелями называются окружности малых кругов на земной поверхности, образующиеся при пересечении земной поверхности плоскостями, параллельными плоскости экватора.

7. Вертикальной. плоскостью называется плоскость, проходящая через данную точку на земной поверхности и через зенит. Вертикальная плоскость вмещает линию отвеса в данной точке.

8. Угол между двумя вертикальными плоскостями, проектируемый и измеряемый в горизонтальной плоскости данной точки, называется горизонтальным углом.