Geoid

Erdschwerefeld: Lotlinie durch Oberflächenpunkt P, Äquipotentialflächen V_i und das Geoid (Potential V = V_o) als Fortsetzung des mittleren Meeresniveaus.

Das Geoid ist eine wichtige Bezugsfläche im Schwerefeld der Erde. Es dient zur Definition von Höhen sowie zur Vermessung und Beschreibung der Erdfigur. In guter Näherung wird das Geoid durch den mittleren Meeresspiegel der Weltmeere repräsentiert und ist damit außerhalb der Landmassen direkt in seiner Form sichtbar.

Das Schwerepotential ist an jedem Ort der Geoidfläche gleich. Die natürliche Lotrichtung und das Geoid stehen in jedem Punkt senkrecht zueinander. Daher kann das Geoid durch Messung der Erdbeschleunigung bestimmt werden. Zwei beliebige Punkte auf dem Geoid haben das gleiche Schwerepotential und deshalb die gleiche dynamische Höhe.

Im Gegensatz zum Schwerepotential ist die Schwerebeschleunigung g auf dem Geoid nicht konstant, sondern sinkt aufgrund der vom Pol zum Äquator ansteigenden Zentrifugalbeschleunigung vom Pol zum Äquator von 9,83 auf 9,78 m/s².

Das Geoid ist ein physikalisches Modell der Erdfigur, das 1828 von Carl Friedrich Gauß entwickelt wurde – im Gegensatz zum geometrischen Modell des Erdellipsoids. Die Bezeichnung „Geoid“ geht auf Johann Benedict Listing zurück, der es 1871 als Fläche gleichen Schwerepotentials beschrieb.

Erdfigur und Geoid

Der Meeresspiegel ist – abgesehen von Strömungen und Gezeiten – eine sogenannte Niveaufläche, auf der das Schwerepotential konstant ist, weil sie überall senkrecht auf die Lotrichtung steht. Zwar gibt es unendlich viele solcher Äquipotentialflächen, die wie Zwiebelschalen um den Erdmittelpunkt verlaufen. Der Meeresspiegel hat jedoch die Besonderheit, dass er erdumspannend durch Pegelbeobachtung zu beobachten ist und sich daher als weltweite Bezugsfläche für Höhenmessungen und Schweremessungen eignet. Zu diesem Zweck haben einige europäische Länder schon vor etwa 200 Jahren Pegel an verschiedenen Küstenorten eingerichtet und vermessen, beispielsweise den Amsterdamer Pegel oder die Pegelstationen in Triest, Genua, Marseille und St.Petersburg. Ihre durch Höhennetze mögliche Verbindung über Land hätte sich zur Bestimmung des kontinentalen Geoids geeignet, was aber aus politischen Gründen erst mit den Europanetzen des 20. Jahrhunderts erfolgte.

Die regionale Bestimmung der Geoidfläche erfolgte anfangs durch astrogeodätische Bestimmung der Lotrichtung auf einzelnen Vermessungspunkten und ab den 1930er-Jahren durch profil- oder rasterartig angelegte Schweremessungen mit Gravimetern. Von den Ämtern der Landesvermessung wurden die Astrogeoide und die gravimetrische Geoidbestimmung seit etwa 1970 durch starke Verdichtung der Lotabweichungs- bzw. Schwerenetze merklich verbessert, während die globale Genauigkeit durch jahrelange Satellitenaltimetrie der Meeresoberfläche gesteigert wurde.

Heute dominieren die automatisierten Verfahren der Satellitengeodäsie die Bestimmung des Erdschwerefeldes. Sie zeigen das Geoid als eine unregelmäßige Fläche mit vielen Beulen und Dellen, die aber nur etwa 0,001 Prozent des Erdradius ausmachen. Diese wellenartigen Geoidformen werden durch Schwereanomalien der Gebirge und ungleichmäßige Massenverteilung im Erdinnern verursacht.

Wegen seiner unregelmäßigen Form ist das Geoid mathematisch sehr schwer zu beschreiben, wogegen die praktische Landesvermessung, die Kartografie und die GPS-Ortsbestimmung eine einfacher definierte Erdfigur benötigen. Solche Bezugsflächen für Berechnungen und Kartenabbildungen sind meist Ellipsoide, die das Geoid auf etwa 50 Meter genau approximieren. Diese streng mathematischen Flächen können aber nicht direkt durch Messen physikalischer Größen bestimmt werden.

Deshalb muss für die praktische Handhabung die Abweichung zwischen der physikalischen Erdfigur (Geoid) und ihrem mathematischen, für Berechnungen geeigneten Pendant (Rotationsellipsoid) durch systematische Messungen bestimmt werden. Die Abweichungen des Geoids von einem Referenzellipsoid (z.B. WGS84, GRS 80, Internationales Ellipsoid 1924) werden als Geoidundulation bzw. Geoidhöhe bezeichnet und können bis 100 m ausmachen und variieren auf 1000 km um etwa ± 30 Meter:

Geoidundulation N=h-H

, mit ellipsoidischer (geometrischer) Höhe und orthometrischer (physikalischer) Höhe

Geoid-Näherungen mit Kugelfunktionen

Birnenform als Näherung der Erdfigur im Vergleich zum elliptischen Querschnitt (schwarze Linie).

Veranschaulichung der Schwerevariation entlang des Äquators, bezogen auf eine kreisförmige Referenzfläche (schwarz).

In nullter Näherung ist das Geoid unter Vernachlässigung des Potentials der Zentrifugalkraft U_z eine Äquipotentialfläche im Gravitationsfeld eines Massepunktes: U(r) = G·M/r + U_z (G: Gravitationskonstante, M: Masse der Erde, r: Abstand vom Mittelpunkt der Erde). Für viele Rechnungen in Himmelsmechanik und Raumfahrt liefert diese Vereinfachung brauchbare Ergebnisse. Das Geoid ist eine Kugel mit einem Parameter R≈6373 km für den Radius.

Abweichungen von der Kugelform lassen sich durch Legendre-Polynome P_n(cos(θ)) beschreiben (θ: Breitenwinkel, R: mittlerer Erdradius, J_n: Entwicklungskoeffizienten):

$U(r, \theta) = \frac{G M}{r} \sum_{n = 0, 1, \dots} \left(\left(\frac{R}{r}\right)^n J_n \cdot P_n \left(\cos(\theta)\right)\right) + U_\mathrm{z}$

mit den Koeffizienten:

J₀ = 1; Kugelnäherung

J₁ = 0; kein Dipolmoment, Nord- und Südhalbkugel gleich schwer

J₂ = 1082,6·10^-6; genäherte Erdfigur als Rotationsellipsoid mit gleich großen Äquator-Halbachsen a=b≈6378 km und c≈6357 km als Polarachse. J2 berücksichtigt die sogenannte Massefunktion zweiter Ordnung, die von der Erdabplattung herrührt

J₃ = 2,51·10^-6; Aufsetzen einer birnenähnlichen Struktur auf das Ellipsoid (siehe Zeichnung)

J₄ = 1,60·10^-6

Die Massefunktionen J₃ und J₄ bewirken geometrische Abweichungen vom mittleren Erdellipsoid, die weniger als 20 m betragen. Die starke Überhöhung in der Zeichnung links veranschaulicht, warum die Erde manchesmal als "birnenförmig" beschrieben wird.

Eine verbesserte Näherung führt weitere Kugelfunktions-Koeffizienten ein, die einige Abhängigkeiten des Geoids von der geografischen Länge berücksichtigen. Die Schemazeichnung rechts macht deutlich, dass Schwereabweichungen im Längengrad vorliegen, die einem Höhenunterschied von 170 m entsprechen. Sie sind die Ursache dafür, dass es für geostationäre Satelliten nur zwei stabile und zwei labile Bahnpositionen gibt.

Geoidbestimmung

Gemessene Abweichungen des Schwerefelds der Erde vom Rotationsellipsoid.

→ Hauptartikel: Geoidbestimmung

Die bisher genaueste Bestimmung des gesamten Geoids erfolgte durch das Projekt GRACE. Es besteht aus zwei Satelliten die mit etwa 200 km Abstand in gleicher Höhe die Erde umkreisen. Der Abstand der beiden Satelliten wird ständig mit hoher Genauigkeit vermessen. Aus der Änderung dieses Abstands schließt man dann auf die Form des Geoids.

Die Geoidbestimmung kann außerdem mit Methoden der Astrogeodäsie oder gravimetrisch erfolgen; beide liefern die Detailformen des Geoids genauer als die Satelliten, sind aber aufwendiger. Die Bestimmung des Astrogeoids (Messung der Lotabweichung) wurde schon vor 100 Jahren erprobt und ist bis heute das genaueste Verfahren, erfordert aber ein Vermessungsnetz und klare Nächte zur Sternbeobachtung. Das dafür optimale Instrument der Astrogeodäsie ist die Zenitkamera: mit ihrer Hilfe kann durch Foto-Aufnahmen des zenitalen Sternfeldes die Lotrichtung in einem Messpunkt hochgenau und teilweise automatisiert bestimmt werden. Diese Lotrichtungen beziehen sich auf das Schwerefeld und damit auf das Geoid. Um aus Lotabweichungen die Neigung des Geoids gegenüber dem Referenzellipsoid zu bestimmen, ist die Kenntnis der ellipsoidischen Koordinaten des Messpunktes erforderlich. Diese können aus der Landesvermessung oder mit GNSS-Navigationssatelliten bestimmt werden.

Bei der Gravimetrie wird das Geoid durch rasterförmige Messung der Erdbeschleunigung bestimmt. Für eine globale Geoidbestimmung durch hinreichend dichte Verteilung der Messpunkte ist das Verfahren allerdings zu aufwändig. Zur Geoid-Interpolation zwischen den Messpunkten ist im Gebirge – ebenso wie beim Astrogeoid – ein digitales Geländemodell vorteilhaft.

Im Juni 2011 veröffentlichte das Deutsches GeoForschungsZentrum (GFZ) das Schweremodell "EIGEN-6C". Dieses globale Modell wurde aus den kombinierten Daten verschiedener Sat-Messungen von LAGEOS, GRACE, GOCE und anderen Messmethoden erstellt und hat eine räumliche Auflösung von ca. 12 km. siehe Erde-Figur

Ursachen der Geoidundulationen

Dichteanomalien im Erdmantel aufgrund von Mantelkonvektion und mit ihnen verbundenen Topografievariationen sind die Ursache für den Hauptteil der beobachteten Geoid-Undulationen.

Die Ursachen für die langwelligen Geoidschwankungen (Geoidundulationen) liegen in großräumigen Dichtevariationen im Erdmantel und zu geringerem Maße auch in der Erdkruste. Eine anomal höhere Gesteinsdichte erzeugt eine zusätzliche Gravitationsbeschleunigung und beult somit das Geoid aus, geringere Dichten führen zu „Dellen“ im Geoid. Aber auch die Topografie selbst stellt eine lateral variable Massenvariation dar (Hebung (Geologie) und führt zu Undulationen. Die Ursache für Dichtevariationen im Erdmantel liegt in der Mantelkonvektion: Heiße Mantelregionen sind weniger dicht und steigen auf (Plume (Geologie)); kalte, dichte Regionen sinken ab.
Man würde nun also über aufsteigenden Konvektionsströmen „Dellen“ im Geoid erwarten, über abtauchenden Konvektionsströmen (z.B. über Subduktionszonen) „Beulen“, was für den Westpazifik im Großen und Ganzen auch tatsächlich mit den Beobachtungen übereinstimmt. Die Sache wird jedoch dadurch komplizierter, dass aufsteigende Konvektionsströme auch die Erdoberfläche selbst anheben können (Bsp.: Island, Hawaii). Die so erzeugte Topografie bezeichnet man als „dynamische Topografie“. Hierdurch wird die eigentliche negative Geoid-Undulation abgeschwächt und teils sogar in den positiven Bereich umgekehrt (wofür Island ein Beispiel zu sein scheint). – Des Weiteren hängt der Effekt der dynamischen Topografie auch von der Viskosität des Erdmantels ab und ist schwierig zu quantifizieren.

Heute greift man auf Erkenntnisse insbesondere aus der Seismologie zurück, um Dichten im Mantel abzuschätzen und das Geoid sowie die dynamische Topographie zu berechnen. Aus dem Vergleich mit dem beobachteten Geoid lassen sich so Rückschlüsse auf die Mantelviskosität ziehen.

Moderne Geoidlösungen

Bis etwa 1970 konnten genaue Geoidbestimmungen fast ausschließlich auf dem Festland durchgeführt werden, weshalb sie bisweilen Regionales Geoid genannt werden:

Als Astrogeoid auf Basis von Lotabweichungen, gewonnen aus einer Kombination astronomischer und geodätischer Methoden,
andrerseits als gravimetrisches Geoid mittels rasterförmigen Schweremessungen, wie sie auch für geodätische Präzisionsnivellements und in der Geophysik erforderlich sind
oder (seit den 1970ern) vereinzelt als kombiniert "astro-gravimetrisches Geoid".

Bei Methode (1) betrugen die Abstände der Messpunkte je nach angestrebter Genauigkeit (5 cm bis 50 cm) zwischen etwa 10 km und 50 km, bei (2, 3) etwa 3 bis 15 km. Seit etwa 1995 strebt man das sogenannte Zentimeter-Geoid an und hat heute in einigen Ländern Mitteleuropas bereits 2–3 cm Genauigkeit erreicht.

Mit zunehmenden Erfolgen der Satellitengeodäsie trugen auch

Modelle des Geopotentials (Schwerefeld im Außenraum der Erde) zur Geoidbestimmung bei. Aus den von Geoid und Erdinnerem verursachten Bahnstörungen wurden hochgradige Potentialentwicklungen mit Kugelflächenfunktionen berechnet, die anfänglich etwa 20 Breiten- und Längengrad Auflösung hatten (etwa 1 000 × 1 000 km), heute hingegen bis herab zu 0,5° (rund 50 km).

Die ersten Kugelfunktionsentwicklungen hatten globale Genauigkeiten von etwa 10 Meter, die sich heute auf weit unter 1 Meter verbessert hat (das sind etwa 0,00001 % des Erdradius). Im Gegensatz zu obgenannten Methoden können sie zwar keine Details auflösen, wohl jedoch ein regional Geoid nach außen hin stützen und den Zusammenschluss zu kontinentalen Lösungen ermöglichen. Als neueste Methode dient heute

das Satellite-to-Satellite-Tracking (STS)

Basierend auf einem Artikel in:

Wikipedia.de