Gundlagen zur Erdrotation
Die folgenden Informationen basieren auf der Veröffentlichung von Schuh et al. (2003):
Schuh, H., Dill, R., Greiner-Mai, H., Kutterer, H., Müller, J., Nothnagel, A., Richter, B., Rothacher, M., Schreiber, U., & Soffel, M. (2003): Erdrotation und globale dynamische Prozesse. Mitteilungen des Bundesamtes für Kartographie und Geodäsie Band 32, Frankfurt a. M.
Inhaltsverzeichnis
2 Das System Erde und seine Komponenten
2.1 Die Erde und ihr planetares Umfeld
2.2 Komponenten des Systems Erde
2.2.5 Biosphäre und Anthroposphäre
2.3 Wechselwirkungen im System Erde mit Einfluss auf die Erdrotation
2.4 Rotation, Deformation und Schwerefeld der Erde
3 Grundlegende Formalismen zur Beschreibung der Erdrotation
3.2 Euler-Theorie des starren Kreisels
3.3.1 Euler-Liouvillesche Gleichung und Anregungsfunktionen
3.5 Relativistische Formalismen
4 Referenzsysteme und ihre Realisierung
4.1 Definitionen und Konventionen
4.1.1 Raumfeste Referenzsysteme
4.1.2 Erdfeste Referenzsysteme
4.1.4 Transformationen zwischen raumfesten und erdfesten Referenzsystemen
4.2.1 Realisierung von raumfesten Referenzsystemen
4.2.2 Realisierungen von erdfesten Referenzsystemen
4.2.3 Realisierung von Zeitsystemen
4.2.4 Erdorientierungsparameter
5 Moderne Verfahren zur Bestimmung der Erdrotation
5.1.1 Radiointerferometrie auf langen Basislinien (VLBI)
5.1.3 Satellitenentfernungsmessungen (SLR und LLR)
5.1.4 Global Positioning System (GPS), GLONASS, Galileo
5.1.5 Détermination d'Orbite et Radiopositionnement Intégrés par Satellite (DORIS)
5.1.6 Lokale Rotationssensoren
5.3 Kombination und Integration
6 Analyse zeitlich und räumlich verteilter Daten
6.1.3 Signalapproximation nach der Methode der kleinsten Quadrate
6.2.2 Parameterschätzung mit stochastischer Vorinformation
7 Gegenwärtiger Stand der Modellierung
7.1 Modellierung von Erdrotationsschwankungen
7.1.1 Polbewegung und Tageslängenschwankungen
7.2 Anregung der Erdrotationsschwankungen
7.2.1 Lunisolare und planetare Anregung
7.2.2 Geophysikalische Anregung
7.3 Vergleich von Modellierung und Messung der Erdrotationsschwankungen
7.4 Erdrotation und Schwerefeld
8 Identifikation von Forschungszielen
9 Forschungsaufgaben zum Erreichen der Ziele
9.1.2 Konsistente und integrale Modellierung
9.1.3 Zeitliche Schwankungen der Erdrotation und des Gravitationsfeldes
9.1.4 Anthropogene Beeinflussung der Erdrotation
9.1.5 Entwicklung eines universellen Erdrotations-Informationssystems (ERIS)
9.2.1 Steigerung der Messgenauigkeit
9.2.2 Kontinuierliche Messungen
9.2.3 Steigerung der zeitlichen Auflösung
9.2.4 Redundanz und Komplementarität
9.2.5 Integrität und Langzeitstabilität
9.2.6 Neue technologische Entwicklungen und zukünftige Messmethoden
9.3 Auswertung der Messungen und Ergebnisanalyse
9.3.1 Verbesserte Auswertemodelle
9.3.2 Automation der Vorverarbeitung und Parameterschätzung
9.3.4 Kombination und Integration
10 Zusammenfassung und Ausblick
1 Einleitung
Die Erdrotationsforschung leistet nicht nur wesentliche Beiträge für die Geodäsie, sondern ist auch für eine Reihe von Nachbardisziplinen aus dem Bereich der Geowissenschaften von besonderer Bedeutung. Aufgrund des globalen Charakters der zu Grunde liegenden Phänomene ist die Erdrotation Gegenstand vielfältiger internationaler Forschungsaktivitäten. Die Internationale Assoziation für Geodäsie (IAG) berücksichtigt dies beispielsweise in ihrer neuen Struktur (seit 2003) dadurch, dass eine ihrer vier Kommissionen dem Themenbereich „Earth Rotation and Geodynamics“ gewidmet ist.
Die Deutsche Forschungsgemeinschaft (DFG) hat seit mehr als zwölf Jahren sehr erfolgreich Forschungsvorhaben zum Thema „Rotation der Erde“ in Form von Paketanträgen (abgestimmte Vorhaben in Normalverfahren) gefördert, deren Ergebnisse international und interdisziplinär große Anerkennung gefunden haben. In diesem Zeitraum wurden vier DFG-Rundgespräche veranstaltet, die eine weite Resonanz fanden:
1. DFG-Rundgespräch 25.-26. Oktober 1993
Thema: Erfassung der Kinematik der Erdrotation Modellierung und Simulation der Erdrotation Validierung der Modelle und Prognosen
2. DFG-Rundgespräch 08.-09.
Juni 1995
Thema: Systemmodelle zur Darstellung der Rotation der Erde
3. DFG-Rundgespräch 29.-30. April 1998
Thema: Bezugssysteme
4. DFG-Rundgespräch 08.-09. März 2001
Thema: Wechselwirkungen im System Erde
Beim vierten Rundgespräch, das zugleich als Abschluss der bisherigen Forschungsvorhaben zur Erdrotation angesehen wurde, zeigte sich sehr deutlich, dass noch ein großer Forschungsbedarf besteht, insbesondere, wenn die Erdrotation in ihrer Wechselbeziehung zu anderen geodynamischen Prozessen im System Erde betrachtet wird.
Aus diesem Grund wurde eine Arbeitsgruppe mit dem Ziel gebildet, die aktuelle Stellung der Erdrotation im wissenschaftlichen Umfeld zu beschreiben, Zusammenhänge mit anderen Phänomenen aufzuzeigen und den aktuellen Stand der Forschung in der Erdrotation, einschließlich der Verknüpfung zu den Nachbardisziplinen, darzustellen. Die Gruppe hat sich von Sommer 2001 bis Frühjahr 2003 insgesamt sechsmal zu Sitzungen getroffen, um die Vorgehensweise, die Gliederung und den Aufbau des Papiers sowie Fragen der Terminologie zu klären und viele weitere Vereinbarungen zu treffen. Nach der Einteilung in Untergruppen wurden die meisten weiteren Diskussionen per Email geführt und die Zwischenversionen des Papiers über das Internet ausgetauscht. Als Ergebnis liegt nun das Papier „Erdrotation und globale dynamische Prozesse“ vor.
Wissenschaftliche Zielsetzung
Die wissenschaftliche Zielsetzung und der Argumentationsaufbau des Papiers sollen hier kurz beschrieben werden. Im folgenden Kapitel werden das System Erde als Ganzes, seine einzelnen Komponenten (feste Erde, Atmosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre, Anthroposphäre ...) und deren Wechselwirkungen phänomenologisch beschrieben. Es schließt sich ein Kapitel über die grundlegenden Formalismen an, die benötigt werden, um die Erdrotation zu modellieren. Untrennbar von der Erdrotation sind die Bezugssysteme und ihre Realisierung sowie die Transformationen zwischen ihnen. Hier spielen die neuen IAU-Resolutionen (2000), die die Transformationsvorschriften neu festlegen, aber auch die Zeitsysteme, die ja eng an die Koordinatensysteme gekoppelt sind, eine bedeutende Rolle. Es folgt ein Kapitel über die Beobachtungsverfahren zur Bestimmung der Erdrotation, wobei bewährte Techniken (VLBI, GPS, SLR/LLR ...) und neue Verfahren wie z.B. der Ringlaser erläutert werden. Nach der Darstellung verschiedener Methoden zur Analyse zeitlich und räumlich verteilter Daten folgt das zentrale Kapitel 7 über den aktuellen Stand der Modellierung. Hier werden insbesondere die gebräuchlichen Formalismen diskutiert, aber vor allem auch die Anregungsprozesse durch die verschiedenen Komponenten des Systems Erde. Wesentlich ist weiterhin der Vergleich zwischen Modellierung und Messung und die Herausarbeitung der bestehenden Mängel bzw. des Forschungsbedarfs. Im Hinblick auf die Forschungsziele wurden von der Gruppe folgende wichtige Aspekte diskutiert:
- Festlegung und Einordnung der Ziele
- Wo steht die Erdrotationsforschung im Umfeld der aktuellen wissenschaftlichen Entwicklungen in der Geodäsie?
- Was sind die Stärken der deutschen Erdrotationsforschung und wie können ihre Ergebnisse über einen engeren Kreis hinaus verbreitet werden?
- Was ist ihr originärer und unverzichtbarer Beitrag im internationalen Kontext?
- Was ist an den formulierten Zielen wirklich neu und was ist relevant im Hinblick auf die mittelfristige Entwicklung in der Geodäsie?
- Weshalb wurden ähnlich lautende, früher formulierte Ziele nicht erreicht?
- Blick über die eigentliche Erdrotationsforschung hinaus
- Inwieweit ist eine Einbettung der Arbeiten und Ergebnisse in das wissenschaftliche Umfeld beabsichtigt und realisierbar?
- Welche Daten sind – über die klassischen Beobachtungen hinaus – für die Erdrotationsforschung relevant (Satellitenmissionen: Schwerefeld, Magnetfeld, InSAR, Atmospheric Sounding ...)?
- Kann man den Beitrag und den Nutzen dieser Daten abschätzen und bewerten?
- Realisierbarkeit der Ziele
- Welche Voraussetzungen müssen zum Erreichen der Ziele geschaffen werden?
- Welche Möglichkeiten hat die deutsche Erdrotationsforschung, um auf internationale Beobachtungsprogramme wie z.B. die Dienste der IAG Einfluss nehmen zu können?
Fast zwangsläufig ergeben sich aus diesen grundlegenden Überlegungen und den einführenden Kapiteln des Papiers die notwendigen Forschungsziele (Kapitel 8) und die dazu erforderlichen Forschungsaufgaben (Kapitel 9), die sich wiederum untergliedern in Anforderungen an die Beobachtung, die Auswertung und die Modellierung. Die wichtigsten identifizierten Forschungsziele sind:
1. Eine übergreifende, konsistente Modellierung der Erdrotation
2. Hochfrequente und episodische Vorgänge der Erdrotation
3. Dekadische und säkulare Veränderungen der Erdrotation
4. Erdrotation als Indikator für Klimaschwankungen
5. Beitrag zu einem integrierten globalen geodätischen Beobachtungssystem
6. Verbesserung der Datensituation.
Das Papier und der darin aufgezeigte Forschungsbedarf sollen als Basis dienen, die Erdrotationsforschung in Deutschland in den kommenden Jahren thematisch und organisatorisch zu koordinieren, sie mit den benachbarten Forschungsgebieten zu verzahnen und international neu zu positionieren.
2 Das System Erde und seine Komponenten
Die Betrachtung der Erde als System, das aus einer Reihe relevanter Komponenten sowie deren Kopplungen und Wechselwirkungen besteht, ist eine wesentliche Voraussetzung für das Verständnis und die mathematisch-physikalische Beschreibung der Prozesse innerhalb und außerhalb der Erde, die mit der Rotation der Erde verbunden sind. Diesen Prozessen stehen Zustände und zeitliche Variationen von Parametern gegenüber, die als physikalische Signale mit (weltraum-) geodätischen Verfahren beobachtet werden können.
Üblicherweise betrachtet man bei der Beschreibung der Erdrotation zwei Parametergruppen. Die Änderung der Richtung der Rotationsachse der Erde äußert sich in bezug auf ein himmelsfestes System als Präzessions- und Nutationsbewegung; in bezug auf ein erdfestes System als Polbewegung. Hinzu kommt die Änderung der Rotationsperiode der Erde (∆UT1, Abweichung der Weltzeit von einer Atomzeitskala). Anstelle von ∆UT1 wird häufig als deren reziproke zeitliche Ableitung die sog. Tageslänge (length of day, LOD) betrachtet. Man bezeichnet die Gesamtheit der zugeordneten Parameter als Erdorientierungsparameter (EOP), die auf die Polbewegung und die Weltzeit beschränkte Untergruppe oft auch als Erdrotationsparameter (ERP) (s. Abschnitt 4.1.4.1).
Die folgenden Abschnitte 2.1 und 2.2 sind der Darstellung derjenigen Komponenten des Systems Erde und seines planetaren Umfelds gewidmet, die einen signifikanten Beitrag zum Rotationsverhalten der Erde leisten. In Abb. 2.1 sind diese graphisch dargestellt. Primär wird unterschieden zwischen einer festen Komponente (Erdkörper), einer flüssigen (Hydrosphäre) und einer gasförmigen (Atmosphäre). Diese Teilsysteme sind verknüpft durch den Wasserkreislauf mit verschiedenen Phasen und Speicherungsformen (Kryosphäre, Ozeanosphäre und kontinentale Hydrosphäre, Biosphäre und Anthroposphäre). Die folgenden Abbildungen enthalten eine Übersicht über die wichtigsten geophysikalischen Einflüsse auf die Polbewegung (Abb. 2.2) und die Rotationsgeschwindigkeit ausgedrückt durch die Weltzeit UT1 (Abb. 2.3), aufgetragen nach Periodenbereichen und ihre jeweiligen Größenordnungen. Die Polbewegung und Rotation der Erde werden seit über 100 Jahren regelmäßig beobachtet, früher mittels astronomischer Verfahren, heute mit den modernen geodätischen Weltraumverfahren. Dies ermöglicht die Untersuchung säkularer Änderungen, z.B. in bezug auf die Gezeitenreibung und die Wirkung der postglazialen Landhebung, aber auch die Erfassung der sog. dekadischen Fluktuationen. Seit Anfang der 80er Jahre erfolgt eine regelmäßige Beobachtung der Erdorientierungsparameter mittels geodätischer Weltraumverfahren, die heutzutage die EOP in großer Genauigkeit und hoher zeitlicher Auflösung liefern. Dies ermöglicht die Untersuchung kleiner kurzperiodischer Signale, die bis in den subtäglichen Periodenbereich gehen. In Abschnitt 2.3 werden die Kopplungen zwischen den Systemkomponenten und die aus ihnen resultierenden Wechselwirkungen beschrieben. Der aktuelle Stand der Modellbildung wird in Kapitel 7 gegeben und diskutiert.
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Abb. 2.1 System Erde und seine Komponenten |
Die angesprochene Wechselbeziehung zwischen der Betrachtung der Erde als System und den Beobachtungsverfahren ist bivalent: Ein besseres Verständnis der physikalischen Zusammenhänge verbessert die Erklärung der Beobachtungswerte, präzisere Messergebnisse erfordern im Gegenzug verfeinerte Modelle und können zur Modellvalidierung verwendet werden.
Die Komponenten des Systems Erde und ihre Wechselwirkungen verursachen Auswirkungen in den EOP, die sich aufteilen lassen in direkte Effekte, die zu einer unmittelbaren Änderung des Drehimpulsvektors führen, und indirekte Effekte durch Rückkopplungen in Folge der Deformation des Erdkörpers. Abb. 2.4 veranschaulicht die für die Beschreibung der Erdrotation wesentlichen Einflussgrößen und deren Wechselbeziehungen. Die Primäreffekte, die sich in den Zeitreihen der Erdrotationsparameter zeigen, ergeben sich aus der Dynamik der festen Erde, der Atmosphäre und den Ozeanen. Die anderen genannten Effekte sind von sekundärer Bedeutung.
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Abb. 2.2 Einflüsse auf die Polbewegung - Größenordnungen und Zeitskalen in logarithmischer Achsskalierung (Quelle: ftp://gemini.gsfc.nasa.gov/pub/core/fig2.ps ; modifiziert). Eine herausragende Bedeutung für nahezu alle Zeitskalen kommt der Atmosphäre und den Ozeanen zu. Im subtäglichen Bereich überlagern sich verschiedene Effekte. Die dominanten Signale in der Polbewegung sind der sog. Chandler-Wobble (CW) bei ungefähr 435 Tagen, die jahresperiodische Bewegung sowie die Polwanderung (säkulare Drift). Beim Chandler-Wobble, der Free Core Nutation (FCN, auch als Near Diurnal Free Wobble NDFW bekannt) und der Free Inner Core Nutation (FICN) handelt es sich um freie Nutationen. Der retrograde Beitrag der Gezeiten der festen Erde mit Perioden von ~24h wird durch langperiodische Nutationsterme dargestellt. |
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Abb. 2.3 Einflüsse auf die Weltzeit UT1 - Größenordnungen und Zeitskalen in logarithmischer Achsskalierung (Quelle: ftp://gemini.gsfc.nasa.gov/pub/core/fig1.ps; modifiziert). Die Einflüsse der Atmosphäre und Ozeane wirken im Bereich von mehreren Tagen bis zu Dekaden. Im Bereich bis zu einem Jahr kommen Gezeiteneffekte der festen Erde und der Ozeane hinzu. Die wichtigsten Variationen der Weltzeit besitzen Perioden im jährlichen und halbjährlichen sowie im monatlichen und halbmonatlichen Bereich. Weiterhin gibt es signifikante dekadische Variationen. |
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Abb. 2.4 Komponenten und Einflüsse im System Erde (nach Schuh und Haas, 1995; modifiziert). Die direkten Effekte sind mittels durchgezogener Linien veranschaulicht, die Einflüsse und Effekte im Zusammenhang mit der Deformation der Erde (indirekter Effekt) mittels gestrichelter Linien. |
2.1 Die Erde und ihr planetares Umfeld
Die translatorische Bewegung der Erde im Raum resultiert aus ihrer gravitativen Wechselwirkung mit den anderen Körpern des Sonnensystems (Sonne, Mond und Planeten). Die Rotationsbewegung der Erde im Raum (Präzession und Nutation) wird durch die entsprechenden gravitativen Drehmomente dominiert. Da die Erde eine freie Bewegung beschreibt, wirken im System Erde nur gravitative Beschleunigungsdifferenzen relativ zum Geozentrum, die sogenannten Gezeitenbeschleunigungen. Diese führen zu den Ozeangezeiten, atmosphärischen Gezeiten und - aufgrund der Deformierbarkeit des Erdkörpers - zu den Erdgezeiten. Die letzt genannten können Amplituden bis zu 30 cm aufweisen. Die Deformationen zeigen säkulare und periodische Anteile, die sich aus der Überlagerung der täglichen Erddrehung und der Bewegung von Sonne, Mond und Planeten relativ zur Erde ergeben. Sie sind mit Änderungen des Trägheitstensors der Erde und damit mit Drehimpulsvariationen verknüpft, die auf die Erdrotation wirken (Abb. 2.4). Darüber hinaus führen die Massenverlagerungen durch Auflasten zu weiteren Deformationen, die ebenfalls die Erdrotation beeinflussen. Durch die von den Himmelskörpern verursachten Massenverlagerungen kommt es neben den genannten Erdrotationsschwankungen zu zeitlichen Variationen des Erdschwerefeldes.
Heute sind die für die Modellierung der äußeren Masseneinflüsse benötigten Parameter (z.B. G×Mi-Werte; Produkte der Gravitationskonstanten G mit den Massen Mi der Himmelskörper) und die Ephemeriden des Sonnensystems gut bekannt. Hierzu haben neben historischen Daten und erdgebundenen optischen Messungen (z.B. Transitmessungen) vor allem die modernen Radarmessungen zu Planeten wie Mars oder Venus, Radarmessungen mit Hilfe von Raumsonden (Mariner, Pioneer, Viking) sowie LLR- und VLBI-Daten beigetragen. Die vom Jet Propulsion Laboratory (JPL, Pasadena, USA) berechneten Ephemeriden (DE 200, 102, 403, 404, ...) stellen den international anerkannten Standard dar ([1]).
Um die Auswirkung auf die Erdrotation einschätzen zu können, ist es nützlich, sich die Größenordnung verschiedener Beiträge zur Gezeitenbeschleunigung zu verdeutlichen. Das Gezeitenpotential wird nach Kugelflächenfunktionen entwickelt - selbst im Falle einer Punktmassenapproximation für die Erde und die gezeitenerzeugenden Körper. Dabei werden die verschiedenen Anteile durch den entsprechenden Grad l charakterisiert. Maximalwerte der Gezeitenbeschleunigung an der Erdoberfläche in ngal [10-11 m/s2], induziert durch die Mondmasse, lauten (Hartmann 1996): 1·105 (l = 2), 4·103 (l = 3), 90 (l = 4) und 2 (l = 5). Die Sonnenmasse führt zu einer Beschleunigung von 5·104 (l = 2) und 3 (l = 3), die Planetenmassen zu 6 (l = 2, Venus) und 0,6 (l = 2, Jupiter); alle anderen sind kleiner. Die Abplattung des Mondes (J2M ≅ 2·10-4) liefert hier nur einen Beitrag von 4·10-3 ngal, der für das Problem der Erdrotation ebenso vernachlässigt werden kann wie derjenige der Sonnenabplattung (J2S ≅ 2·10-7).
2.2 Komponenten des Systems Erde
2.2.1 Feste Erde
Der Begriff der festen Erde bzw. des Erdkörpers umfasst in der Erdrotationstheorie den Erdmantel (inkl. Erdkruste), den Außen- und den Innenkern. Die Oberfläche des Erdkörpers trennt ihn von der Atmosphäre, Hydrosphäre und Kryosphäre. Diese Aufteilung ist aufgrund der unterschiedlichen dynamischen Eigenschaften der Komponenten zweckmäßig.
Der Erdmantel umfasst 68% der Gesamtmasse und verursacht 89% des Gesamtträgheitsmoments der Erde. Aus globaler geophysikalischer Sicht ist der Mantel ein deformierbarer Körper, der sich im Kurzzeitbereich nahezu elastisch, in größeren Zeiträumen viskoelastisch und in sehr langen Zeiträumen flüssig verhält. Er ist unter externen oder internen Kräften zu Schwingungen und Relaxationsbewegungen anregbar, die sich auf Erdrotation und Polbewegung auswirken. Deren Änderungen rufen selbst auch Verschiebungen (z.B. Polgezeiten, Figuränderungen) hervor. Externe Kräfte sind sowohl die Gezeitenkräfte als auch die Luft-, Wasser- und Eisauflasten, die z.B. mit klimatischen Veränderungen oder deren Folgen (postglaziale Hebungen) einhergehen (anelastische Reaktionen). Interne Kräfte, wie z.B. der Konvektionsschub, machen sich u.a. durch Plattenbewegungen und Erdbeben bemerkbar. Bei den Erdbeben kommt es auch zu impulsartigen Anregungen von Eigenschwingungen des Mantels (elastische Reaktionen). Laterale Dichteinhomogenitäten, wie z.B. zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste, können aus seismischen Untersuchungen abgeleitet werden. Sie spielen bei der Modellierung des Schwerefeldes und des Trägheitstensors der Erde und ihrer langzeitlichen Änderungen, z.B. durch Konvektion, eine Rolle ([2]).
Durch die hohe Leitfähigkeit und Bewegung der Schmelze im flüssigen Außenkern (AK) wird ein Dynamoprozess angeregt, der das geomagnetische Feld erzeugt. Diesem nahezu stationären Prozess sind Strömungen nahe der Kernoberfläche überlagert, die die sog. Säkularvariationen des geomagnetischen Feldes erzeugen, die mit den dekadischen Erdrotationsvariationen korreliert sind. Der Mechanismus, mit dem diese Korrelation erklärt werden kann, ist die Kern-Mantel-Kopplung (KMK), die im elektromagnetischen Fall über Lorentz-Drehmomente erfolgt, im topographischen Fall über Druckdrehmomente. Wesentlich für diese Kopplungsarten ist der Aufbau der Kern-Mantel-Übergangszone im Hinblick auf elektrische Leitfähigkeit und Topographie, wofür es noch keine umfassende Theorie gibt. Relevant für die Erdrotation sind nur Bewegungen im AK mit nichtverschwindendem integralem Drehimpuls.
Nach neuesten Erkenntnissen besitzt der Innenkern (IK) eine kompliziertere Figur als die eines starren Rotationsellipsoids, und es gibt Hinweise auf eine viskoelastische Rheologie. Aufgrund der Figur des IK ist eine gravitative Kopplung zum Erdmantel und damit ein Einfluss auf die Rotation der Erde möglich. Der IK hat etwa dieselbe Leitfähigkeit wie der AK und ist dadurch elektromagnetisch an die benachbarten Flüssigkeitsbewegungen im AK gekoppelt. Deshalb ist er in der axialen Drehimpulsbilanz zu berücksichtigen. Führt diese Kopplung zu einer nichtaxialen Bewegung der Figurenachse des IK, so ändert sich entsprechend auch die Massenverteilung im Erdkern und damit der Trägheitstensor der Erde, wodurch bestimmte dekadische Polbewegungsvariationen angeregt werden können. ([3])
2.2.2 Atmosphäre
Die Atmosphäre repräsentiert die gasförmige Komponente des Systems Erde mit flüssigen (Wasserwolken) und festen Anteilen (Eiswolken, Aerosole). Wegen der speziellen Absorptionseigenschaften der Beimischungen Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon (und weiterer Spurengase) für elektromagnetische Strahlung im Wellenlängenbereich von 0,5 bis 400 μm und der Phasenübergänge des Wassers spielt die Atmosphäre eine besondere Rolle im System Erde. Ihre untere Grenzfläche ist durch die feste Erde, modifiziert durch die Vegetation, sowie die Oberflächengewässer gegeben. Ihre vertikale Ausdehnung beträgt bis zu 1000 km. Aufgrund der nach oben abnehmenden Dichte sind für Wetter- und Klimaprozesse vor allem die unteren Bereiche bis etwa 80 km (Troposphäre, Stratosphäre und Mesosphäre) von Interesse. Als Grundlagenliteratur für die Ausführungen in diesem Abschnitt sei Kraus (2000) genannt.
Die Atmosphäre ist ein Subsystem des Klimasystems. Sie ist mit dessen weiteren Komponenten (Hydrosphäre, Kryosphäre, Geosphäre, Biosphäre und bei der Betrachtung der sozioökonomischen Einflüsse und Auswirkungen auch der Anthroposphäre) durch die Kreisläufe für Energie, Wassermasse, Drehimpuls und Partialmassen wie z.B. dem Kohlenstoff verbunden. Diese Kreisläufe sind nicht unabhängig, sondern stehen in gegenseitiger Wechselwirkung. Die Wasserdampfmenge muss wegen der Phasenübergänge als latente Wärme im Energiekreislauf berücksichtigt werden, Partialmassen wie der Kohlenstoff im Kohlendioxid beeinflussen die Strahlungsenergie im Energiekreislauf, der Drehimpuls ist mit der kinetischen Energie der atmosphärischen Strömung verbunden. Die Kreisläufe werden durch externe Faktoren wie die solare Einstrahlung, Vulkanausbrüche, die Rotationsrate der festen Erde, die Land-Meer-Verteilung und die Orographie beeinflusst. Diese Zusammenhänge werden in den folgenden Abschnitten dargelegt. Mathematisch werden die Kreisläufe durch Erhaltungsgleichungen beschrieben und sind somit die Grundlage für die Modellierung des Klimasystems im Allgemeinen und der Atmosphäre im Speziellen.
Aufgrund der variablen Einstrahlung der Sonne zwischen Äquator und Pol, der Drehimpulserhaltung und des in sehr guter Näherung geltenden hydrostatischen Gleichgewichts zwischen Druck und Dichte entsteht in der Atmosphäre eine Strömung von West nach Ost (Westwind) in den mittleren Breiten sowie von Ost nach West (Ostwindband) in den äquatorialen Breiten. In longitudinaler Richtung werden dieser Strömung durch Orographie und Land-Meer-Kontraste Modulationen aufgeprägt (vgl. Abb. 2.5). Diese Strömungen sind nicht stationär. Zum einen unterliegen sie wegen der jahreszeitlich variablen Einstrahlung einer zyklischen Änderung, zum anderen sind sie hydrodynamisch instabil. In den mittleren Breiten sind dies im wesentlichen die baroklinen Instabilitäten, aus denen sich die Wettervariationen (Rossbywellen) der Hoch- und Tiefdruckgebiete entwickeln. Die Instabilitäten der tropischen Breiten sind komplexer Natur und beinhalten Wechselwirkungen, die von der Skala einer Gewitterwolke über den tropischen Wirbelsturm bis hin zu den Monsunstörungen von planetarem Ausmaß reichen.
Aufgrund dieser Instabilitäten ist die Atmosphäre ein turbulentes Medium auf Skalen zwischen Zentimetern und 10000 km, dessen Eigenschaften nur mit stochastisch-dynamischen Mitteln adäquat beschrieben werden kann. Die hyperbolischen Anteile der Erhaltungssätze beschreiben Wellenprozesse in der Atmosphäre, die sich in einem mittleren Zustand wie in Abb. 2.5 nicht wiederfinden. Die Spektren dieser Prozesse sind nicht durch diskrete Perioden ausgezeichnet, sondern durch breite Frequenzbänder bis hin zu roten oder weißen kontinuierlichen Spektren. So finden sich im Periodenbereich zwischen 5 Tagen und mehreren Wochen die Rossbywellen der mittleren Breiten, im Periodenbereich 30 bis 60 Tage die Madden-Julian-Oszillation der tropischen Troposphäre, bei etwa 26 - 28 Monaten die quasi-zweijährige Schwankung des Windfeldes der tropischen Stratosphäre, bei 3 ‑ 7 Jahren die El Nino-Southern Oscillation (ENSO) und schließlich mit praktisch weißem Spektrum die Nordatlantische Oszillation NAO.
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Abb. 2.5 Zonales Windfeld in der Höhe der Jetstream-Schichten: Primärer Beitrag zum atmosphärischen Drehimpuls und zu den Änderungen der Tageslänge (Quelle: www.aer.com |
Diese Bewegungsvorgänge in der Atmosphäre sind mit Massenverlagerungen verbunden, die sich aus der Massenerhaltung der atmosphärischen Strömung ergeben. Diese Massenverlagerungen bewirken Änderungen des Trägheitstensors des Systems Erde (Massenterme oder Druckterme), Massenbewegungen relativ zum Bezugssystem eine Änderung des relativen Drehimpulses (Bewegungsterme oder Windterme, siehe Abb. 2.5). Die konkrete Wirkung der atmosphärischen Dynamik auf die EOP ist unterschiedlich für Massenterme und Bewegungsterme. Die Massenverlagerungen beeinflussen primär die Polbewegung, die Windterme hingegen die Tageslänge. In dem reichhaltigen Spektrum der Schwankungen des Erdrotationsvektors spielt die Atmosphäre eine herausragende Rolle, vor allem auf den Zeitskalen zwischen wenigen Tagen und mehreren Jahren; siehe die Abb. 2.2 und Abb. 2.3. Alle oben erwähnten Prozesse in der Atmosphäre finden sich in den Variationen der EOP wieder. Die atmosphärischen Variationen wirken zudem indirekt auf die Erdrotation, indem sie Deformationen der festen Erde und des Ozeans bewirken (vgl. Abb. 2.4).
Einen kleinen, aber dennoch inzwischen messbaren Einfluss auf die Erdrotation üben die atmosphärischen Gezeiten aus, die zum einen wie die Gezeiten der festen Erde und der Ozeane durch die lunisolare Gravitation erzeugt werden, zum anderen thermisch durch solare Strahlung angeregt werden (Lambeck 1980; Kertz 1989).
2.2.3 Hydrosphäre
Die Hydrosphäre im engeren Sinne umfasst den mit Wasser bedeckten Teil der Erdoberfläche, zu dem neben den Ozeanen einschließlich ihrer Rand- und Nebenmeere (siehe Abschnitt 2.2.3.1) auch die kontinentalen Gewässer wie Flüsse und Seen (siehe Abschnitt 2.2.3.2) gehören. Im weiteren Sinne – so auch in der Erdrotationstheorie – werden zur Hydrosphäre auch die Bereiche des Untergrundes gezählt, in denen die Hohlräume zwischen den Partikeln vollständig (Grundwasser, gesättigte Bodenzone) beziehungsweise zeit- oder teilweise (Bodenwasser, ungesättigte Bodenzone) mit Wasser in flüssiger Phase gefüllt sind.Zusätzlich wird kontinentales Wasser auch in der Biosphäre (Vegetation) saisonal gespeichert (siehe Abschnitt 2.2.5). Die durch Wasser in fester Phase eingenommenen Zonen – wie Schneedecken, Gletscher und Eisschilde – werden der Kryosphäre (siehe Abschnitt 2.2.4), der in gasförmiger Phase erfüllte Bereich der Atmosphäre (siehe Abschnitt 2.2.2) zugeordnet.
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Abb. 2.6 Prinzipdarstellung des Wasserkreislaufs |
Verlagerungen von Wassermassen in und zwischen den einzelnen Teilbereichen der Hydrosphäre sowie Stoff-, Impuls- und Energieübertragungen von und zu den benachbarten Teilsystemen wie Atmosphäre und Kryosphäre induzieren Bewegungsprozesse innerhalb der Hydrosphäre. Diese ziehen Veränderungen des Trägheitstensors des Gesamtsystems Erde sowie des relativen Drehimpulses nach sich. Die Austauschprozesse zwischen den einzelnen Komponenten der Hydrosphäre und den angrenzenden Teilsystemen werden im vereinfachenden Modell des globalen Wasserkreislaufs zusammengefasst (vgl. Abb. 2.6), der – von der solaren Energie getrieben – hinsichtlich des Massentransportes als geschlossen betrachtet werden kann. Durch Prozesse wie Verdunstung, Kondensation, Sublimation, Niederschlag, Transpiration, Schmelze, festländischer Abfluss und Grundwasserströme sind – bei wechselndem Aggregatzustand – stets Wasserteilchen in diesem endlosen Zyklus in Bewegung.
Allein über den Weltmeeren verdunsten jährlich etwa 425000 km3 Wasser, wovon ein Großteil direkt in die Ozeane rezirkuliert und nur knapp ein Zehntel über die Atmosphäre den Kontinentalflächen zugeführt wird. Der Wasserkreislauf über den Landflächen teilt sich in eine Vielzahl von sowohl räumlich als auch zeitlich variablen Einzelkreisläufen und Teilprozessen (siehe Abschnitt 2.2.3.2).
Im Folgenden werden daher die Prozesse und Phänomene in den Ozeanen und in der kontinentalen Hydrosphäre getrennt behandelt. Neben diesen für die Erdrotation hauptsächlichen Wassermassen sind noch solche zu nennen, die durch menschliche Eingriffe verlagert werden. Diese sind jedoch von untergeordneter Bedeutung; siehe dazu Abschnitt 2.2.5 .
2.2.3.1 Ozeanosphäre
Auf die mehr als 70% der Erdoberfläche bedeckenden Weltozeane entfallen über 97% des gesamten Wasservorrates der Erde mit einem Volumen von über 1300 Millionen km3. Einfluss auf die Erdrotation nehmen die Ozeane nicht nur infolge ihrer Rolle am Wassermassenumsatz im oben beschriebenen globalen Wasserkreislauf, sondern in deutlicherem Maße über interne Bewegungsvorgänge und damit verbundene Massenverlagerungen, die zu Änderungen des Drehimpulses führen und somit Variationen der Erdrotationsparameter anregen. Grundlagenliteratur sind Pond und Pickard (1991), Knauss (1997) und Thurman und Trujillo (1999).
Das großskalige ozeanische Bewegungsfeld lässt sich in erster Näherung aufteilen in das durch die Gravitationskräfte von Sonne und Mond erzeugte Gezeitenfeld und die durch die Atmosphäre angeregte allgemeine, d.h. dichte-, wind- und druckgetriebene Zirkulation.
Da die Gezeitenkräfte als Körperkräfte das Wasser in allen Höhen erfassen, führen sie zu Horizontalströmungen, die in der Vertikalen nahezu homogen sind. Damit gehen Verlagerungen von Wassermassen einher. Neben diesen dominierenden, von der Wasserdichte unabhängigen, sog. barotropen Gezeitenerscheinungen werden zudem dichteabhängige (barokline) angeregt, die sich beispielsweise in Schwingungen von Dichtesprungschichten äußern und folglich ebenfalls den ozeanischen Drehimpulshaushalt beeinflussen.
Aus der gemeinsamen Wirkung von Wind, Niederschlag und Verdunstung, Änderungen des Atmosphärendruckes in Meereshöhe, Wärmeübertragungen an der Grenzfläche zur Atmosphäre sowie Frischwassereinträge durch festländischen Abfluss resultiert das System der dreidimensionalen allgemeinen ozeanischen Zirkulation. Diesem überlagern sich die thermischen Expansionen des Wassers, die mit klimatischen Veränderungen im Zusammenhang stehen. Gemeinsam mit dem Masseneintrag infolge von Eisschmelzprozessen führen sie zu Veränderungen nicht nur des mittleren Meeresspiegels, sondern auch der Meeresoberflächentopographie und somit der ozeanischen Massenverteilung.
Mit der Raum-Zeit-Variabilität der gezeiten- und zirkulationsbedingten Strömungs- und Massenverteilung im Ozean geht eine Änderung des ozeanischen Drehimpulses einher, die gemäß dem Prinzip der Erhaltung des Gesamt-Drehimpulses eine Beeinflussung entsprechender Komponenten des Erdrotationsvektors impliziert. Der Gesamtdrehimpuls des Ozeans folgt aus der linearen Überlagerung der Anteile infolge von Relativbewegungen („motion term“) und den mit dem Massenfeld korrelierten Trägheitstensoränderungen („mass term“ oder „matter term“).
Sämtliche Änderungen im Massenaufbau des Wassers spiegeln sich in variablen ozeanischen Bodendruckfeldern an der Grenze zur festen Erde wider und äußern sich in Deformationen des Geoids sowie Variationen des ozeanischen Gravitationsfeldes.
Entsprechend dem gezeitenerzeugenden Potential reichen die von den ozeanischen Tiden verursachten Einflüsse auf Rotation und Schwerefeld der Erde von Perioden im Bereich weniger Stunden bis hin zu mehreren Jahren. Das Spektrum zirkulationsbedingter Änderungen ist hingegen analog dem der Atmosphäre weitgehend kontinuierlich; ausgezeichnete Perioden finden sich lediglich auf täglichen und saisonalen Zeitskalen sowie im mehrjährigen Bereich, wie beispielsweise nahe der El Nino Southern Oscillation.
Die Beiträge von Gezeiten und Zirkulation zur Anregung von Erdrotationsschwankungen werden modifiziert durch die bislang häufig als sekundär eingestuften Effekte von Auflast und Selbstgravitation der Wassermassen. Außerdem beeinflussen die Gezeiten der festen Erde das Resonanzverhalten der Ozeane, und es existieren nichtlineare Wechselwirkungen zwischen Zirkulation und Gezeiten. Letztere treten insbesondere bei Perioden auf, die sowohl für das Zirkulations- als auch das Gezeitenfeld charakteristisch sind, also vornehmlich nahe täglicher und jährlicher Perioden.
Die Bedeutung der aus dichtebedingten Expansionsprozessen, den sog. sterischen Effekten, resultierenden Einflüsse auf den ozeanischen Trägheitstensor wird in jüngerer Zeit zunehmend diskutiert. Dies gilt auch für die Reaktion der Meeresoberfläche auf atmosphärische Druckanomalien, die sich einerseits auf die Übertragung des atmosphärischen Drucksignals zur festen Erde auswirkt, andererseits auf druckinduzierte ozeanische Anregungsbeiträge von Erdrotationsschwankungen (vgl. Abschnitt 2.3).
Eine Quantifizierung der weltozeanischen Zustandsgrößen und damit der ozeanischen Anregungsbeiträge zu Erdrotationsschwankungen mittels Beobachtung ist nur sehr begrenzt möglich. Die atmosphärischen Zustandsgrößen werden aufgrund der schon frühzeitig erkannten weitreichenden Bedeutung für alltägliche und wirtschaftliche Belange von den Wetterdiensten seit langem operationell erfasst, so dass für die integralen Größen relevante konsistente Globalfelder berechnet werden können. Dagegen ist eine äquivalente Bestimmung des dynamischen Zustandes des Ozeans zwar denkbar, die räumliche Ausdehnung der Weltmeere und die damit verbundenen immensen Kosten verhindern jedoch eine umfassende dreidimensionale in-situ-Beobachtung.
Methoden der Fernerkundung liefern seit einigen Jahrzehnten und mit fortschreitender Genauigkeit nahezu lückenlose Informationen über physikalische Größen an der Meeresoberfläche. Besondere Bedeutung haben hier vor allem die Altimetermissionen TOPEX/Poseidon und die Folgemission JASON erlangt, die eine Bestimmung der zeitlich variablen Meeresoberflächentopographie erlauben. Aussagen hinsichtlich des physikalischen Zustands des Ozeans in einer Tiefe von mehr als einigen Zentimetern sind jedoch bislang aus den mit Satelliten erhobenen Daten nur unter Zuhilfenahme stark vereinfachender Annahmen möglich. So ist beispielsweise eine Ableitung des ozeanischen Massenfeldes aus den Altimeterdaten stets mit Unsicherheiten behaftet, da Oberflächenauslenkungen und interne Dichteschichtung sich aus Stabilitätsgründen teilweise kompensieren. Eine alternative Möglichkeit zur Beschreibung der dreidimensionalen transienten ozeanischen Dynamik bietet die Modellbildung auf der Basis der hydrodynamisch-numerischen Methode (siehe Abschnitt 7.2.2.3).
2.2.3.2 Kontinentale Hydrosphäre
Neben den Ozeanen und der Atmosphäre bilden die Kontinente das drittgrößte Reservoir für Wassermassen. Sie sind in den globalen Wasserkreislauf durch Niederschlag, Verdunstung und die großen Flusssysteme eingebunden. Auf die Erdrotation wirken sich vor allem die unterschiedlichen Grundwassermassen sowie Schnee- und Eisbedeckungen (siehe Abschnitt 2.2.4) aus. In einer globalen Betrachtung, wie sie für die Erdrotation notwendig ist, beschreibt man meist nur die Änderung der Summe aller Wasserformen auf den Kontinenten. In diesem Fall betrachtet man die Summe aus Grundwasser, Bodenfeuchte, Schnee, Eis, Oberflächenwasser und Vegetation. Dies hat den Vorteil, dass man relativ einfache Bilanzgleichungen aufstellen kann: Aus der Differenz von Niederschlag und der Summe von Verdunstung und Abfluss erhält man sofort die Veränderung des kontinentalen Wasserhaushalts; diese unterliegt hauptsächlich den durch die Jahreszeiten vorgegebenen Zyklen. Sie dient auch als Bindeglied zwischen Ozean und Atmosphäre in globalen Klimamodellen. Anthropogene Eingriffe in die kontinentale Hydrosphäre, z.B. in Form von großen Stauseen, werden in Abschnitt 2.2.5 diskutiert. Während die Verdunstung schlecht berechen- und messbar ist, gibt es zur Bodenfeuchtigkeit bereits Datenbanken mit Messwerten.
2.2.4 Kryosphäre
Da die Schnee- und Eisbedeckungen (Kryosphäre) eines der größten Reservoire im globalen terrestrischen Wasserkreislauf bilden, ist die Kryosphäre ein wichtiges Bindeglied im Verständnis globaler Wassermassenbilanzen. Variationen in der Eisbedeckung haben wesentlich längere Zyklen als die im vorangehenden Abschnitt genannten, denn sie werden durch langfristige klimatologische Veränderungen verursacht. Im Gegensatz zu saisonalen Variationen des Grundwassers, die die Schwankungen der Schneebedeckung enthalten, führen langsame Änderungen von Eis- und Schneeauflasten nicht nur zu einer allmählichen Massenumverteilung, sondern verursachen auch anelastische Deformationen, welche die Rotation der Erde über einen sehr langen Zeitraum hinweg beeinflussen. Beispielsweise waren im Quartär große Teile Nordeuropas durch das Gewicht der Eismassen auf ein Niveau unter dem heutigen Meeresspiegel gedrückt worden. Weil das Gletschereis große Wassermengen gebunden hatte, lag aber auch der Meeresspiegel tiefer (Eustasie).
Nach dem Abschmelzen der Eismassen blieben große Anteile der Deformation erhalten, da die Erdkruste in geologischen Zeiträumen nicht mehr rein elastisch reagiert (siehe Abschnitt 2.2.1). Bis heute hält ein isostatischer Ausgleichsprozess an, der die kontinentale Kruste aufgrund ihrer geringeren Dichte gegenüber dem oberen Mantel nach oben in seine ursprüngliche Position hebt. Eiszeiten und die postglaziale Landhebung haben also einen doppelten Einfluss (Isostasie und Eustasie) auf die Massenverteilung der Erde. Durch die extrem langen Perioden und die unregelmäßige Verteilung der eisbedeckten Landmassen ergeben sich charakteristische Signale in der Polbewegung wie in der Tageslängenschwankung. Es wird angenommen, dass die Kryosphäre durch die postglaziale Landhebung den Hauptbeitrag zur säkularen Polbewegung liefert.
2.2.5 Biosphäre und Anthroposphäre
Die Verlagerung von Wassermassen in Pflanzen infolge von Vegetationszyklen, also ein Prozess, der sich in der Biosphäre abspielt, besitzt eine Bedeutung für die Erdrotation. Demnach steigen insbesondere im Frühling Wassermassen in die Pflanzen auf und verlassen diese wieder im Herbst. Die damit verbundenen Massentransporte sind hoch komplex und für die Modellierung der Erdrotation nicht ausreichend untersucht. Ihre Größenordnung ist aber klein.
Wichtiger ist die Beschreibung des Kohlenstoffkreislaufes, der ähnlich dem Wasserkreislauf aus terrestrischen, ozeanischen und atmosphärischen Teilbereichen besteht. Der Kohlenstoff ist das am häufigsten zu findende organische Element. Ähnlich dem Wasserkreislauf besteht der Kohlenstoffkreislauf aus terrestrischen, ozeanischen und atmosphärischen Teilbereichen. In der Atmosphäre kommt Kohlenstoff hauptsächlich als Gas in Form von Kohlendioxid CO2 und Methan CH4 vor. Durch die Photosynthese wird Kohlenstoff aus der Atmosphäre in der Biosphäre gebunden. Die Ozeane speichern ebenfalls große Mengen an Kohlenstoff, abhängig von ihrer Wassertemperatur. Insgesamt befinden sich 0,7·1015 kg von 43·1015 kg Kohlenstoff, also 1,7%, in ständigem Umlauf. Das entspricht mehr als dem 30-fachen der Masse des durch den Drei-Schluchten-Staudamm (siehe unten) aufgestauten Wassers. Bisher gibt es weder globale Modellansätze, um diese Massenverlagerungen zu simulieren, noch gibt es geeignete Messungen. Allein an der Größe der umgesetzten Massen lässt sich jedoch erkennen, dass von diesen Massentransporten eine nicht zu vernachlässigende Auswirkung auf die Rotation der Erde zu erwarten ist.
Die Anthroposphäre umfasst alle menschlichen Aktivitäten, also auch die vielfältigen Eingriffe des Menschen in die Vorgänge der Natur. Durch diese verändert er natürliche Kreisläufe und Massenbilanzen. So wird der oben angesprochene Kohlenstoffkreislauf durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe infolge der Industrialisierung mit der Bildung von Kohlendioxid und Kohlenwasserstoffen beeinflusst. Eine Folge ist der Anstieg der mittleren Meerestemperatur, der für die Erdrotationsforschung zunächst nicht von unmittelbarem Interesse ist, sich im Falle von daraus resultierenden Massenverlagerungen sowie veränderten Strömungsverhältnissen jedoch mittelbar auswirken wird.
Weiterhin bilden die weltgrößten Stauseen, die in der Mehrheit in den mittleren nördlichen Breiten liegen und deren Volumenschwankungen sich an den jährlichen Niederschlagszyklen orientieren, in der Summe ein nicht zu vernachlässigendes Wasserreservoir (Chao 1988a, 1995). Der in Bau befindliche größte Staudamm der Welt, der Drei-Schluchten-Staudamm in China, wird im Endzustand eine Kapazität von 45·109 m3 haben, von der mindestens 25·109 m3 für die jährliche Flutregulierung genutzt wird. Die damit verbundenen Rotationsschwankungen der Erde liegen unterhalb der heute erreichbaren Messgenauigkeiten (Dill 2002).
Noch größere Wassermassen werden beeinflusst, wenn der Mensch die natürlichen Zu- und Abflüsse von Binnengewässern umleitet. Zur Bewässerung der im Ferghana-Tal in Kasachstan gelegenen Baumwollplantagen wird seit über 45 Jahren den zwei großen Zuläufen des Aralsees über Kanäle Wasser entzogen, wodurch der Aralsee seit 1950 über die Hälfte seiner Fläche verloren hat. Die Küstenlinie ging um 100-150 km zurück, und der Wasserspiegel sank bis 1995 um mehr als 19 m. Schätzungen ergeben einen Volumenverlust von mehr als 1,2·1012 m3 Wasser. In weiteren 15 Jahren könnte der See völlig ausgetrocknet sein. In Gegensatz zu den vorwiegend jahreszeitlich bedingten Grundwasser- oder Stauseevariationen handelt es sich hierbei um eine sehr langsame Verlagerung der Wassermassen in die globalen Reservoire Ozean und Atmosphäre. Zum Ausgleich des regionalen Massenverlustes in der Drehimpulsbilanz ist eine langsame Verlagerung des Nordpols in Richtung des Aralsees zu erwarten.
2.3 Wechselwirkungen im System Erde mit Einfluss auf die Erdrotation
Essentiell für die Beschreibung der Variationen der Erdrotationsparameter, aber auch der zeitlichen Variationen des Erdschwerefeldes, ist neben der Kenntnis der Systemkomponenten das Verständnis ihrer Kopplungen und der daraus resultierenden Wechselwirkungen. Übersichtsdarstellungen zu diesem Thema findet man bei Dehant et al. (1997) und Chao et al. (2000). Cushman-Roisin (1994) befasst sich mit den geophysikalischen Fluiden.
Für die Erdrotation wichtige Kopplungen zwischen Systemkomponenten sind: die zwischen Erdkern und Erdmantel sowie diejenigen von Atmosphäre, Ozeanen und fester Erde. Sie beruhen ursächlich auf Stoff-, Impuls- und Energieaustausch zwischen den Teilsystemen. Bei den Stoffkreisläufen sind vor allem der Wasserkreislauf und der Kohlenstoffkreislauf zu nennen. Eine Drehimpulsübertragung wird ermöglicht durch Drehmomente aufgrund von
- Reibung („friction torque“) an den Grenzflächen der Systemkomponenten,
- auf die Topographie ausgeübtem Druck („pressure torque“, „mountain torque“),
- gravitativen Effekten an Dichteanomalien („gravitational torque“) sowie
- elektromagnetischen Effekten („magnetic torque“) im Kern-Mantel-Bereich.
Eine weitere Kopplung ist durch die Übertragung von Energie zwischen Systemkomponenten gegeben wie z.B. durch den atmosphärischen Druckantrieb des Ozeans.
Erdkern und -mantel sind miteinander durch mehrere Arten von Drehmomenten gekoppelt. Darauf weisen Korrelationen der Variationen der Erdrotation und des geomagnetischen Feldes hin, insbesondere im dekadischen Periodenbereich. Die elektromagnetischen Kopplungsdrehmomente basieren auf der Lorentzkraft, die aus elektrischen Strömen und dem Magnetfeld gebildet wird. Die Ströme entstehen in den leitfähigen Gebieten des Kerns und des Mantels infolge des Dynamoprozesses und der Variationen des geomagnetischen Feldes (siehe Abschnitt 2.2.1 und Kapitel 7). Die topographischen Kopplungsdrehmomente werden von Strömungen flüssigen Kernmaterials gegen die Ausbeulungen der Kern-Mantel-Grenze erzeugt. Bei der gravitativen Kopplung, die i.d.R. nur zwischen Innenkern und Mantel wirkt, dreht sich z.B. ein nicht sphärischer Innenkern derart relativ zum Mantel, dass die Potentialdifferenz minimal wird. Ein elektromagnetisches Drehmoment könnte dieser Drehung entgegen wirken. Die Kopplung aufgrund von Reibung wird als vernachlässigbar klein angesehen.
Interne Wechselwirkungen auf Paläozeitskalen sind mit der Konvektion und deren Folgen verbunden, wie z.B. der Entmischung des Kerns, den „Mantle Plumes“ oder der Plattenbewegung. Ihr Einfluss auf die Rotation der Erde ist auf kurzen bis mittleren Zeitskalen von untergeordneter Bedeutung und somit erst über einen langen Zeitraum detektierbar.
Nicht nur die Kopplungen und Wechselwirkungen im Erdinneren sind von Bedeutung, sondern auch diejenigen der geophysikalischen Fluide nahe der Erdoberfläche, die durch Stoff-, Impuls-, und Energieübertragungen miteinander in Verbindung stehen (Gill 1982; Kraus und Businger 1994). In Abschnitt 2.2.3 wurden die dem globalen Wasserkreislauf unterliegenden Prozesse veranschaulicht, durch die stetig Wassermassen zwischen den einzelnen hydrosphärischen Komponenten ausgetauscht werden. Die mit ihnen verbundenen Massenverlagerungen und Relativbewegungen führen direkt zu Änderungen des Trägheitstensors und des Relativdrehimpulses der Erde. Indirekt induziert der im Wasserkreislauf stattfindende Stoffaustausch Dichtegradienten im Zusammenhang mit thermischen Flüssen, die sich insbesondere in der Atmosphäre und im Ozean in Form von Wind und thermohaliner Strömung bemerkbar machen.
Energie- und Impulsflüsse zwischen deformierbaren Teilsystemen vermögen darüber hinaus die in Wechselwirkung stehenden geophysikalischen Fluide zu Schwingungen anzuregen, die sich im zeitlich variablen Trägheitstensor der Erde widerspiegeln. Populäre Beispiele sind die aus der dynamischen Kopplung von Atmosphäre und Ozean resultierende El Niño Southern Oscillation (ENSO) sowie die Nordatlantische Oszillation (NAO), vgl. Abschnitt 2.2.2.
Der Drehimpulsaustausch zwischen den einzelnen oberflächennahen Systemkomponenten wird ermöglicht durch Drehmomente, die durch Relativbewegungen, Reibung, Druck und den Einfluss der Gravitation an der Grenzfläche benachbarter Medien verursacht werden. Reibungsdrehmomente infolge von Windschubspannungen greifen an Land- sowie Meeresoberflächen an, durch bodennahe ozeanische Strömungen entstehen Reibungsdrehmomente an der Grenzfläche zwischen Ozean und festem Erdkörper. Atmosphärische und ozeanische Druckgradienten führen zu Druckdrehmomenten an den Grenzflächen zwischen Atmosphäre und Land sowie zwischen Ozean und fester Erde. Inwieweit das atmosphärische Drucksignal an der Meeresoberfläche zum Meeresboden übertragen wird, hängt entscheidend davon ab, ob sich die Meeresoberfläche invers-barometrisch verhält (Erklärung hierzu siehe Kapitel 7).
Durch Gravitationswechselwirkung wird von Sonne und Mond einerseits ein Drehmoment ausgeübt, das auch im Falle einer starren Erde nicht verschwände; andererseits verursachen die lunisolaren Anziehungskräfte zeitabhängige Variationen des Trägheitstensors als Folge einer viskoelastischen Rheologie des Erdkörpers. Durch gezeiten- und auflastbedingte Deformationen der Grenzfläche zwischen fester Erde und Ozeanosphäre werden zudem die Resonanzbedingungen ozeanischer Becken und folglich die ozeaninterne Dynamik modifiziert, weshalb Auflast- und Gezeitendeformationen schließlich auch indirekt den Drehimpulstransfer zwischen Ozean und fester Erde beeinflussen.
Schließlich wirken sich Dichteveränderungen oder Verschiebungen von Randflächen, die Massen begrenzen, auf das Rotationsverhalten dadurch aus, dass sie den Trägheitstensor ändern.
2.4 Rotation, Deformation und Schwerefeld der Erde
Die bisherigen Ausführungen zeigen deutlich, dass die Betrachtung der Erde als System mit interagierenden dynamischen Komponenten ein Grundbestandteil der heutigen Erdrotationsforschung ist. Die EOP und ihre Variationen sind dabei globale und integrale Indikatoren der Dynamik der Erde sowohl für Massenverlagerungen als auch für Massenbewegungen wie Winde und Meeresströmungen. Betrachtet man die Rotation der Erde vor dem Hintergrund der geodätischen Beobachtungsverfahren und Modellbildung, so wird deutlich, dass weitere physikalische Phänomene, die in der Geodäsie unabhängig bestimmt werden, mit den EOP in Verbindung stehen und mit diesen auf gemeinsame physikalische Ursachen hinweisen (vgl. hierzu auch Abschnitt 5.3 ).
Dies sind zum einen die Deformationen des Erdkörpers, die durch lunisolare und planetare Gezeitenkräfte (Abschnitt 2.1), durch geophysikalische Vorgänge im Innern und an der Oberfläche der Erde (Abschnitt 2.2.1), atmosphärische (Abschnitt 2.2.2) und ozeanische (Abschnitt 2.2.3) Einwirkungen und die postglaziale Entlastung (Abschnitt 2.2.4) verursacht werden. Sie werden punktuell mit den in Kapitel 5 beschriebenen geometrischen geodätischen Weltraumverfahren wie VLBI oder GPS sowie gravimetrisch beobachtet. Flächenhafte Ergebnisse liefert die InSAR-Technik (Interferometric Sythetic Aperture Radar) von Satelliten und Flugzeugen aus.
Zum anderen handelt es sich um das Erdschwerefeld mit seinen zeitlichen Variationen infolge von Massenverlagerungen einschließlich deren indirekter Auswirkung über Deformationen (s.o.) auf den Erdkörper. Das Schwerefeld kann mit Hilfe aktueller und künftiger Satellitenmissionen wie CHAMP, GRACE und GOCE mit hoher homogener Genauigkeit bis in den kurzwelligen Bereich hinein ermittelt werden. Die beiden erstgenannten Missionen liefern zudem die zeitlichen Variationen des Schwerefeldes mit monatlicher Auflösung. Weitere geodätische Beiträge zu Schwerefeld und Geometrie kommen von Satellitenaltimetern wie TOPEX/Poseidon, JASON oder ENVISAT, mit denen der Meeresspiegel beobachtet wird, sowie von den geplanten Missionen ICESAT und CRYOSAT für die Eisüberwachung.
Da die Parameter der Rotation, der Geometrie und des Schwerefeldes der Erde unterschiedlich sensitiv sind in bezug auf die ursächlichen Vorgänge im System Erde, können diese zumindest teilweise separiert werden, wenn genügend unabhängige Informationen zur Verfügung stehen. So zeigen sich in der Erdrotation ausschließlich globale Auswirkungen (auch regionaler und lokaler Effekte) sowie Bewegungen relativ zum erdfesten Referenzsystem wie Strömungen in Ozeanen und Atmosphäre, im Schwerefeld hingegen nur Massenverlagerungen, diese aber global und regional.
3 Grundlegende Formalismen zur Beschreibung der Erdrotation
3.1 Newtonsche Theorien
Bis zum heutigen Tage werden in der Regel Newtonsche Theorien zur Beschreibung der Erdrotation verwendet. Die Newtonsche Theorie hat die bemerkenswerte Eigenschaft, dass globale Inertialkoordinaten (t, x) existieren, in denen die Bewegungsgleichungen besonders einfach werden. Für einzelne Körper im gravitativen N-Körperproblem können entsprechende mit dem Körper mitbewegte Quasi-Inertialkoordinaten eingeführt werden.
Sei ρ die Dichte innerhalb eines Körpers, x und v die Position und Geschwindigkeit eines Massenelementes, dann ist der Drehimpuls eines Körpers K über
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(3.1) |
definiert. Dessen zeitliche Änderung ist das Drehmoment D
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(3.2) |
mit
|
(3.3) |
wenn a die Beschleunigung des Massenelementes bezeichnet.
3.2 Euler-Theorie des starren Kreisels
Im Rahmen der Newtonschen Theorie ist die Einführung eines starren Körpers mit einem lokalen Geschwindigkeitsfeld
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(3.4) |
auf konsistente Art und Weise möglich und der Drehimpuls als Produkt von Trägheitstensor und Winkelgeschwindigkeit ω darstellbar:
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(3.5) |
wobei
|
(3.6) |
die Komponenten des Trägheitstensors bezeichnen. Nun existieren Hauptträgheitsachsen mit assoziierten Koordinaten derart, dass Iij = diag(A, B, C) wird. Der Zusammenhang zwischen dem Quasi-Inertialsystem und dem Hauptachsensystem kann durch drei Euler-Winkel (Ψ, Θ, Φ) beschrieben werden, deren zeitliche Änderungen die Rotationsbewegung des Körpers beschreiben.
Zur Beschreibung der Polbewegung und der Tageslängenschwankungen transformiert man die dynamische Gleichung (3.2) in ein körperfestes mit ω rotierendes System ( . = ∂ / ∂t)
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(3.7) |
worin sie dann gelöst wird. Oft ist die Einführung einer Lagrange-Funktion ℒ = T -Upot bzw. einer Hamilton-Funktion ℋ = T +U pot zweckmäßig. Hierin ist T die kinetische Energie des Kreisels, der als Modell des rotierenden Systems dient,
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(3.8) |
wobei die Komponenten der Winkelgeschwindigkeit durch die Euler-Winkel und deren zeitliche Änderungen ausgedrückt werden können (kinematische Euler-Gleichungen). Upot ist die potentielle Energie des Kreisels, die aus dem Gezeitenpotential Utidal berechnet werden kann (Moritz und Müller 1988).
Im Falle der Hamilton-Dynamik müssen kanonische Variable, wie etwa die Andoyer-Variablen qi =(l, g, h) und pi =(L, G, H) (Moritz und Müller 1988) verwendet werden. Die Dynamik ergibt sich dann aus den Hamiltonschen Bewegungs-Gleichungen. Ein Vorteil der Hamilton-Dynamik liegt darin, dass ein störungstheoretischer Formalismus beliebiger Ordnung, der sogenannte Lie-Reihen-Formalismus, zur Verfügung steht. Dieser ist Grundlage der Theorie von Souchay und Kinoshita (1996, 1997a) zur Beschreibung der Rotation einer starren Erde. Die gegenwärtig genaueste Nutationstheorie einer starren Erde, SMART97 von Bretagnon et al. (1997, 1998), beruht hingegen nicht auf einem kanonischen Formalismus.
Im Rahmen des klassischen Newtonschen Formalismus existieren zwei unterschiedliche Klassen von Theorien zur Beschreibung der Erdrotation und assoziierter Problematiken: lokale Theorien und Schichtentheorien. Diese sollen im Folgenden diskutiert werden.
3.3 Schichtentheorien
Die Schichtentheorien basieren auf integralen Größen, die sich auf gewisse Schichten der Erde beziehen. Üblicherweise nehmen Drehimpulse einzelner Schichten hier eine zentrale Rolle ein.
Die Formulierung von Schichtentheorien mit einem elastischen Erdmantel, einem flüssigen äußeren Kern und einem elastischen inneren Erdkern hat eine lange Tradition. Neuere Theorien bauen auf Arbeiten von Molodensky (1961) sowie von Sasao, Okubo und Saito (1980) auf.
Der gegenwärtige Stand ist durch die neueren Arbeiten von Mathews et al. (2002) sowie von Getino und Ferrandiz (2000) gegeben.
3.3.1 Euler-Liouvillesche Gleichung und Anregungsfunktionen
Im Falle eines elastisch deformierbaren Körpers geht man von Gleichung (3.7) aus, wobei ω zunächst unbestimmt ist, und schreibt
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(3.9) |
ℓ bezeichnet hierbei einen Relativdrehimpuls in Bezug auf ein mit ω rotierendes System. Mit ℓ = 0 werden sogenannte Tisserand-Achsen ausgewählt und die Winkelgeschwindigkeit festgelegt. Zeitliche Schwankungen der Erdrotation werden gegenüber einem gleichmäßig mit der konstanten Winkelgeschwindigkeit Ω rotierenden geozentrischen Referenzsystem betrachtet. Dessen z-Achse, um die die Rotation erfolgt, zeige genähert in die Richtung des größten Hauptträgheitsmomentes C der Erde. Für die Winkelgeschwindigkeit dieses Nutationssystems gilt daher ω0 = (0, 0, Ω)T.
Man macht den Ansatz
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(3.10) |
mit
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(3.11) |
Für den Trägheitstensor setzt man an
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(3.12) |
mit
|
In der Regel werden nun die Größen mi und cij als klein von erster Ordnung angesehen und die Gleichungen in diesen Größen linearisiert. Darüber hinaus wird oft A = B gesetzt. Es ergeben sich dann die Euler-Liouvilleschen Gleichungen
|
(3.13) |
bzw. mit
die Gleichungen
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(3.14) |
mit den Anregungsfunktionen
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(3.15) |
Die Gleichungen für m1 und m2 beschreiben die Polbewegung, diejenige für m3 den Betrag der Rotationsgeschwindigkeit. Mit Ψ ≡ Ψ1 +i Ψ2 und m ≡ m1 +i m2 lauten die beiden Polbewegungsgleichungen einfach
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(3.16) |
Formal wird diese Gleichung durch
|
(3.17) |
gelöst (z.B. Moritz und Mueller, 1988).
Oft wird in der Praxis mit den äquatorialen Drehimpulsfunktionen
|
(3.18) |
und der axialen Drehimpulsfunktion
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(3.19) |
gearbeitet.
Ohne die äußeren Drehmomente lauten die Euler-Liouvilleschen Gleichungen dann
(
)
|
(3.20) |
In der Regel werden die Drehimpulsfunktionen χi zerlegt in cij -abhängige Massenterme und li -abhängige Bewegungsterme, d.h.
|
(3.21) |
Betrachten wir als Beispiel die
Drehimpulsfunktionen der Atmosphäre in einem geeignet gewählten geografischen
Koordinatensystem mit
.
Die Massenterme resultieren hier wegen der hydrostatischen Grundbeziehung
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(3.22) |
wenn g die Erdschwerebeschleunigung p den Druck bezeichnen, aus den
Luftdruckschwankungen. Die Bewegungsterme resultieren wegen 
aus dem
Windgeschwindigkeitsfeld v im gewählten Koordinatensystem.
Mit
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(3.23) |
(ek : Einheitsvektor in die durch k ∊ {Ost, Nord, Vert} bestimmte Richtung) ergibt sich (a : geeignet gewählter Erdradius)
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(3.24) |
und
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(3.25) |
wenn ps den Oberflächendruck bezeichnet.
Analoge Formeln für die Drehimpulsfunktionen der Ozeane erhält man durch Substitution von ps bzw. des Integrals über den Druck durch g ρ H, wenn H die Gesamtmeereshöhe bezeichnet. In diesem Falle wurden barotrope Verhältnisse angenommen, bei denen die gesamte Wassersäule, die durch gleiche Dichte- und Druckverhältnisse charakterisiert ist, sich mit der gleichen Strömungsgeschwindigkeit v bewegt.
Für die Erde kann man die Ausdrücke für die Anregungsfunktionen aufgrund der elastischen Eigenschaften der Erde heuristisch verbessern. Hier kommen Effekte wie Gezeitendeformation und Rotationsdeformation der Erde sowie Auflasteffekte ins Spiel. Ist Udef ein die Erde deformierendes Potential, also das Gezeitenpotential oder das Zentrifugalpotential, so wird angenommen, dass die Änderung δU des Gravitationspotentials der Erde in ihrem Außenraum durch
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(3.26) |
gegeben ist. Wird Udef nach Kugelflächenfunktionen entwickelt, schreibt man
|
(3.27) |
Auf analoge Art und Weise werden die Lovesche Auflastzahlen k'l eingeführt. Ist UlLast das Gravitationspotential einer Auflast vom Grade l, so schreibt man entsprechend
|
(3.28) |
Um anelastisches, d.h. dissipatives Verhalten von Materie mathematisch ausdrücken zu können, werden Lovesche Zahlen oft mit einem entsprechenden Imaginärteil versehen.
Bezeichnet X einen geozentrischen Ortsvektor, so ist das Gezeitenpotential UGez hervorgerufen durch einen astronomischen Körper A, durch
|
(3.29) |
gegeben. Hier bezeichnet UA das durch A induzierte Newtonsche Gravitationspotential und zE die baryzentrische Position des Geozentrums. In der Praxis wird man das Gezeitenpotential entweder mit Hilfe numerischer Ephemeriden des Sonnensystems (DE200, DE403) berechnen oder auf eine Tidenreihe zurückgreifen. Die derzeit genaueste Tidenreihe stammt von Hartmann und Wenzel (1995).
Die durch die elastische Verformung der Erde resultierenden Änderungen des Trägheitstensors (c13, c23, c12) können mit Hilfe der Relationen mit den Potentialkoeffizienten (Clm, Slm) berechnet werden. Allgemein gilt (z.B. Chao, 1994; Zharkov et al., 1996)
|
|
und |
(3.30) |
|
Unter Berücksichtigung dieser Effekte kann man die Euler-Frequenz σE durch die Chandler-Frequenz σC ersetzen, die dann direkt an Beobachtungsdaten angepasst werden kann. Man schreibt
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(3.31) |
wobei TC∼433 Tage die beobachtete Chandler-Periode und Q=30...200 eine dimensionslose Dämpfungskonstante beschreibt. Für eine kompakte Schreibweise ist es zweckmäßig, effektive Drehimpulsfunktionen χeff und χ3eff einzuführen (z.B. Farell 1972):
|
(3.32) |
und
|
(3.33) |
wobei
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(3.34) |
säkulare Lovesche Zahl genannt wird.
3.3.2 Drehmomente
Die Drehmomente der externen astronomischen Körper berechnen sich aus Gleichung (3.3) mit der gravitativen Beschleunigung durch diese Körper. Im allgemeinen Falle sind Ausdrücke dafür in Gleixner (1982) und Ilk (1983) abgeleitet worden. In der Praxis reicht es jedoch aus, Sonne, Mond und Planeten als punktförmig anzunehmen, was diese Ausdrücke drastisch vereinfacht. Details hierzu findet man in Bretagnon et al. (1997).
Geophysikalische Drehmomente spielen eine Rolle, wenn man sich auf das System der festen Erde konzentriert und Atmosphäre und / oder Ozeane als äußere Elemente betrachtet. In diesem Fall kommt es zur Drehimpulsübertragung durch wirkende Drehmomente. Derartige Drehmomente werden durch Reibung und Druck induziert. Die Windschubspannungen über den Ozeanen und Landmassen hängen von mehreren Faktoren ab, etwa der Windgeschwindigkeit und der Rauhigkeit der unterliegenden Fläche, welche die Reibung bestimmt. Theoretisch kann man diese Drehmomente dadurch ableiten, dass man für die Beschleunigung a eines Massenelementes den Ausdruck aus der Euler-Gleichung der Hydrodynamik einsetzt:
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(3.35) |
wobei p den Druck bezeichnet, US das (positive) Schwerepotential (Gravitationspotential plus Zentrifugalpotential) und F eine Reibungsbeschleunigung. Danach lässt sich das Drehmoment aus (3.3) in zwei Teile zerlegen:
|
(3.36) |
Hierin bezeichnet
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(3.37) |
den „Mountain Torque“. Im Falle eines durch Druck induzierten Drehmomentes wird Drehimpuls nämlich durch horizontale Druckvariationen entlang topografischer Merkmale, wie etwa Bergketten („Mountain Torque“) ausgetauscht. Der durch F induzierte Anteil
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(3.38) |
wird „Friction Torque“ genannt. In der Regel wird er in der Form
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(3.39) |
mit
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(3.40) |
geschrieben. Im Falle des atmosphärisch induzierten Drehmomentes ist ρ die Atmosphärendichte, v die Windgeschwindigkeit in der Nähe der Erdoberfläche, CD ein vom Untergrund abhängiger Reibungskoeffizient und dS das Oberflächenelement.
3.4 Lokale Theorien
In den lokalen Theorien wird von einem einzelnen isolierten Körper (Erde) in einem einfachen relaxierten Zustand, dem sogenannten Grundzustand, ausgegangen. In der Regel wird der Grundzustand durch eine mit konstanter Winkelgeschwindigkeit rotierende Gleichgewichtskonfiguration beschrieben. Man identifiziert die verschiedenen materiellen Elemente des Körpers und betrachtet die Verschiebungen dieser Elemente unter den Einwirkungen von Störungen wie Gezeitenkräften oder elastischen Verformungen etc. In diesem Sinne werden die lokalen Theorien mit Hilfe eines Verschiebungsvektorfeldes ς (t, x) formuliert.
Die Newtonsche Gleichung für ς lautet in einem mit Ω rotierenden System (z.B. Moritz und Mueller 1988)
|
(3.41) |
wobei nur Größen erster Ordnung im Verschiebungsfeld berücksichtigt werden und das Komma die partielle Ableitung bezeichnet, also z.B. A, j ≡ ∂A/∂xj. Hier ist pijstress der nicht hydrostatische Anteil des Drucktensors, der durch die Lamé-Konstanten λ und μ beschrieben wird, und für die Euler-Variation des Gravitationspotentials δU gilt
|
(3.42) |
Diese Gleichungen bilden die Grundlage der mikroskopischen Beschreibung der Nutationsbewegung der Erde. Zusammen mit einem realistischen Modell für den Aufbau der Erde kann man diese dann benutzen, um die sogenannten Transferfunktionen abzuleiten. Die Transferfunktionen beschreiben das Verhältnis von Nutationsamplituden für die realistische (elastische) Erde und für die starre Erde als Funktion der Frequenz.
Eine populäre Methode unter den verschiedenen Methoden der Berechnung von Transferfunktionen ist diejenige von Wahr (1982 a, b), die auf einer Entwicklung des Verschiebungsvektorfeldes nach Vektor-Kugelfunktionen basiert. Diese Methode ist von Schastok (1997) und Dehant und Defraigne (1997) weiterentwickelt worden.
3.5 Relativistische Formalismen
Relativistische Formalismen der Erdrotation basieren auf der Einsteinschen Gravitationstheorie, in der Zeit und Raum keine absoluten Größen mehr darstellen und keine Koordinaten mit direkter physikalischer Bedeutung mehr existieren. Die gewählten Koordinaten erhalten erst über eine konkrete Lösung der Einsteinschen Feldgleichungen
|
(3.43) |
eine Bedeutung. Hier sind Eμν die Komponenten des Einstein-Tensors, der sich aus dem metrischen Tensor gμν sowie dessen erster und zweiter partieller Ableitung nach den Raum-Zeit-Koordinaten ergibt und κ = 8πG/c4. Der Energie-Impuls Tensor Tμν enthält die felderzeugenden Größen wie z.B. die Massendichte. Die Indizes μ und ν nehmen dabei die Werte 0 für die Zeitkoordinate sowie 1, 2, 3 für die drei Raumkoordinaten an. Nun sind die dimensionslosen Bahngeschwindigkeiten astronomischer Körper (v/c) sowie die dimensionslosen Gravitationspotentiale U/c2 im Sonnensystem sehr klein, so dass die sogenannte post-Newtonsche Näherung Verwendung finden kann.
Selbst bei dieser Näherung müssen zumindest zwei astronomische Himmelsreferenzsysteme eingeführt werden: das baryzentrische BCRS (Barycentric Celestial Reference System) mit Koordinaten (t, x) und das geozentrische GCRS (Geocentric Celestial Reference System) mit Koordinaten (T, X). Hier steht t für die baryzentrische Koordinatenzeit TCB, T dagegen für die geozentrische Koordinatenzeit TCG. In der Newtonschen Theorie hat man wegen T = t, X = x - xE, wenn xE die baryzentrische Koordinatenposition der Erde bezeichnet, für das Problem der Erdrotation quasi nur ein einziges Himmelsreferenzsystem, in der Relativitätstheorie unterscheiden sich BCRS and GCRS jedoch wesentlich voneinander. Die Ephemeriden im Sonnensystem, welche insbesondere zur Berechnung der Gezeitenkräfte und der externen Drehmomente benötigt werden, liegen üblicherweise im BCRS vor, das auch das grundlegende astrometrische System darstellt. Es kann im Sinne des ICRS (International Celestial Reference System) orientiert werden. Diejenigen Winkel, welche die Erdrotation beschreiben, sollten dagegen im GCRS definiert werden, ebenso wie die physikalischen Wechselwirkungen innerhalb bzw. in unmittelbarer Nachbarschaft des Erdkörpers. So muss etwa das intermediäre astronomische System, gegeben durch den intermediären Himmelspol (CIP) und den Ephemeridenursprung (CEO), im GCRS definiert werden.
Konkrete post-Newtonsche Erdrotationsmodelle existieren bislang nicht. Zwar kann ein post-Newtonscher Eigendrehimpuls L der Erde definiert werden (Damour et al., 1991) und die entsprechende dynamische Gleichung im GCRS
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(3.44) |
abgeleitet werden, aber wie damit dann weiter umgegangen werden soll, ist nach wie vor unklar. In (3.44) ist ΩGPN die Winkelgeschwindigkeit der geodätischen Präzession / Nutation und D ist das im GCRS wirkende Drehmoment.
In jüngster Zeit wurde in erster post-Newtonscher Näherung ein Verschiebungsvektorfeld definiert und dessen dynamische Gleichung in erster Ordnung des Verschiebungsfeldes abgeleitet (Xu et al., 2001). Auch hier ist noch nicht geklärt, wie damit Probleme der Erdrotation behandelt werden können. In der Praxis werden nach wie vor sogenannte relativistische Korrekturen an den hergeleiteten Newtonschen Modellen angebracht.
4 Referenzsysteme und ihre Realisierung
Heute wird ein ganz klarer Unterschied zwischen der Definition von räumlichen und zeitlichen Referenzsystemen, den so genannten „reference systems“ (Referenzsysteme), und deren Realisierung, den so genannten „reference frames“ (Referenzrahmen) gemacht.
Ein Referenzsystem wird definiert basierend auf abstrakten Prinzipien, wie z.B. Ursprung im Massenschwerpunkt der Erde, Konventionen (z.B. Stationskoordinaten, die sich auf „tide free surface“ oder „mean tide surface“ beziehen) und Modellen (relativistischen Verzögerung im Gravitationsfeld der Erde, Werte der Loveschen Zahlen, etc.). Man spricht deshalb auch von einem konventionellen Referenzsystem. Dem gegenüber bezeichnet ein (konventioneller) Referenzrahmen die Materialisierung oder konkrete Realisierung eines Referenzsystems mittels einer Anzahl von Punkten (materielle Objekte wie Stationen, Sterne oder Quasare) mit ihren ggf. zeitabhängigen Koordinaten, wobei die Koordinaten unter Berücksichtigung der Konventionen und Modelle des entsprechenden Referenzsystems gewonnen wurden.
Zur Dimensionierung und Skalierung der Referenzsysteme ist auch ein wohldefinierter Satz von Fundamental-Konstanten erforderlich (Groten 2000).
Im ersten Teil dieses Kapitels (Abschnitt 4.1) sollen die den Referenzsystemen zu Grunde liegenden Definitionen und Konventionen erörtert werden, während der zweite Teil (Abschnitt 4.2) den jeweiligen Realisierungen dieser Systeme gewidmet ist.
4.1 Definitionen und Konventionen
Bevor in diesem Abschnitt die Definitionen und Konventionen der verschiedenartigen Referenz- und Zeitsysteme dargelegt werden, soll betont werden, dass heute Raum und Zeit nicht mehr als unabhängig zu definierende Größen betrachtet werden, sondern im Sinne der Einsteinschen Relativitätstheorie zur 4-dimensionalen Raumzeit zusammengefasst werden. Entsprechend werden Transformationen zwischen Raumzeitsystemen durch 4-dimensionale Lorentztransformationen beschrieben (siehe z.B. IAU-Resolutionen 2000). Im vorliegenden Papier soll jedoch für die Beschreibung der gängigen Referenz- und Zeitsysteme die Aufteilung in Raum und Zeit beibehalten und bei Bedarf auf die Verknüpfungen hingewiesen werden.
4.1.1 Raumfeste Referenzsysteme
Raumfeste Referenzsysteme haben die Aufgabe, einen Referenzrahmen zu definieren, in dem Objekte am Himmel und die Bewegung eines terrestrischen, mit dem Erdkörper fest verbundenen Referenzsystems im Raum beschrieben werden können. In diesen Inertialsystemen weisen die physikalischen Gesetze eine besonders einfache Form auf. Sie sind deshalb auch für die Berechnung der Bahnen von Himmelskörpern und Satelliten von zentraler Bedeutung. Raumfeste Referenzsysteme lassen sich im Rahmen der Newtonschen Theorie auf einfache Weise theoretisch konzipieren, da nach Newton globale, d.h. die ganze Raumzeit überdeckende Inertialsysteme existieren und die Zeit absoluten Charakter aufweist. Stellen (t,x) derartige baryzentrische „raumfeste“ Inertialkoordinaten dar, so lassen sich entsprechende raumfeste Koordinaten (T,X) mit dem Geozentrum als Ursprung einfach durch
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(4.1) |
definieren, wenn zE die zeitabhängige baryzentrische Position des Geozentrums darstellt.
In der Einsteinschen Gravitationstheorie besitzt die Zeit keinen absoluten Charakter mehr. Man muss daher zwischen einer baryzentrischen Koordinatenzeit t und einer geozentrischen Koordinatenzeit T unterscheiden. Auch globale Inertialsysteme existieren in der Einsteinschen Theorie nicht mehr; sie können nur noch in einer kleinen Umgebung eines beliebigen Punktes, wie z.B. dem Geozentrum, definiert werden. Die Eigenschaften eines Referenzsystems werden durch den metrischen Tensor festgelegt. Dieser liefert auch alle Informationen über das Gravitationsfeld, den Gang hochgenauer Uhren (die Eigenzeiten anzeigen, die sich von den Koordinatenzeiten unterscheiden), sowie die Bewegungsgleichungen für Lichtstrahlen und astronomische Körper.
Mit der Wahl eines geeigneten metrischen Tensors (vgl. IAU-Resolutionen 2000, Johnston et al., 2001) wird das baryzentrische Himmelsreferenzsystem BCRS (Barycentric Celestial Reference System) mit Koordinaten (t, x) theoretisch definiert. Die baryzentrische Koordinatenzeit t wird TCB genannt (siehe auch Abschnitt 4.1.3). Die Lage der räumlichen Koordinaten x ist durch das International Celestial Reference System (ICRS) gegeben, das entsprechend den IAU-Resolutionen heute das konventionelle raumfeste Referenzsystem darstellt. Es handelt sich dabei um ein kinematisches Referenzsystem – im Gegensatz zu einem dynamischen, dem die Bewegungsgleichungen der Planeten, des Mondes und der künstlichen Erdsatelliten zu Grunde liegen – da es durch die Positionen von Quasaren (im Optischen durch die Positionen von Sternen) definiert wird. Im Baryzentrum des Sonnensystems als Ursprung gelagert und relativistisch modelliert, stimmen seine Achsen näherungsweise mit denen des Fünften Fundamentalkatalogs (FK5) zum Zeitpunkt J2000.0 überein.
Mit der geeigneten Wahl eines geozentrischen metrischen Tensors wird ein mit dem Geozentrum mitbewegtes geozentrisches Himmelsreferenzsystem GCRS (Geocentric Celestial Reference System) mit Koordinaten (T, X) definiert. Die hier auftretende geozentrische Koordinatenzeit T wird TCG (Temps Coordonné Geocentrique) genannt (siehe auch Abschnitt 4.1.3). Der Zusammenhang zwischen den baryzentrischen und geozentrischen Koordinaten, (t, x) und (T, X), ist durch komplizierte Raumzeittransformationen gegeben, welche die Koordinatengeschwindigkeit des Geozentrums sowie die Gravitationspotentiale involvieren (verallgemeinerte Lorentz-Transformationen; Johnston et al., 2001). Gemäß den Empfehlungen der IAU sind die geozentrischen Raumkoordinaten X kinematisch nicht-rotierend bezüglich der baryzentrischen Koordinaten x, d.h. sie weisen stets in die gleiche Richtung. Erst diese Bedingung verknüpft das GCRS mit dem ICRS. Eine Folge ist, dass im GCRS (relativistische) Trägheitskräfte auftreten, da lokal inertiale Koordinaten bzgl. der GCRS-Koordinaten mit einer Winkelgeschwindigkeit von 2''/Jhd. präzedieren (geodätische Präzession).
Das baryzentrische Himmelsreferenzsystem BCRS dient der Beschreibung von astrometrischen Messungen an entfernten kosmischen Objekten wie den Quasaren (VLBI) sowie der Dynamik des Sonnensystems. Messungen, die auf den nahen Erdraum beschränkt sind, wie etwa SLR, Gravimetrie oder Schwerefeldbestimmungen mittels Satelliten, müssen zunächst im GCRS beschrieben werden, bevor sie durch raumzeitliche Koordinatentransformationen in ein baryzentrisches System gebracht werden können.
4.1.2 Erdfeste Referenzsysteme
Erdfeste Referenzsysteme werden verwendet, um die Positionen und Bewegungen von Objekten oder Punkten zu beschreiben, die sich auf oder in der Nähe der Erdoberfläche befinden und an der Rotation der Erde teilnehmen. Für die Realisierung von erdfesten Referenzsystemen werden deshalb Referenzpunkte gewählt, die möglichst fest mit der Erde verbunden sind. Da die Erde kein starrer Körper ist und sich auf Grund von äußeren und inneren Kräften und Vorgängen andauernd deformiert, muss die Definition und Realisierung eines erdfesten Systems auf ein quasi ruhendes Referenzsystem bezogen werden. Dazu müssen sämtliche zeitlich variablen Deformationen und Verschiebungen, denen die Referenzpunkte unterworfen sind, so genau wie möglich modelliert werden. Mittels geeigneter Definitionen und Konventionen, die die Modellierung der Bewegungen der Punkte und die Parameter dieser Modelle betreffen, wird dann ein Referenzsystem auf den sich verformenden Erdkörper abgebildet, das man als konventionelles terrestrisches Referenzsystem bezeichnet.
Das wichtigste globale konventionelle erdfeste Referenzsystem ist das International Terrestrial Reference System (ITRS). Dieses System ist wie folgt definiert:
- Der Ursprung liegt im Massenzentrum der Erde (inklusive Ozeane und Atmosphäre).
- Die Längeneinheit ist das SI-Meter. Die Skalierung des Systems muss im Einklang mit der Allgemeinen Relativitätstheorie erfolgen.
- Die Orientierung der Achsen ist gegeben durch die Orientierung des BIH-Systems zur Epoche 1984 (BIH: Bureau International de l'Heure). Dies soll die Kompartibilität zu früheren Realisierungen sicherstellen.
- Die zeitliche Entwicklung der Orientierung des Systems soll so gegeben sein, dass die Achsen gegenüber der Erdkruste im Mittel keine Drehungen aufweisen (No-Net-Rotation Bedingung).
Der Pol des ITRS wird als konventioneller terrestrischer Pol (Conventional Terrestrial Pole - CTP) oder auch als IERS Reference Pole (IRP) bezeichnet und entspricht innerhalb der Realisierungsgenauigkeit der mittleren Richtung der Rotationsachse der Erde während der Jahre 1900-1905. Auf diesen Pol wird die Polbewegung bezogen.
4.1.3 Zeitsysteme
Zeitskalen wurden ursprünglich vor allem zur Epochenfestlegung und zur Verknüpfung zwischen dem raumfesten und dem erdfesten System benötigt. Heute hat die Zeit in der Geodäsie eine weitere Bedeutung, da die Messgenauigkeiten und Anforderungen so stark gestiegen sind, dass die zeitlichen Änderungen vieler geodätischer Größen (z.B. Stationskoordinaten oder Gravitationsfeldkoeffizienten) beobachtbar sind. Während die Zeit in der Newtonschen Theorie den Charakter einer absoluten Größe hat, ist sie in der Einsteinschen Theorie als eine der vier Koordinaten in der vierdimensionalen Raumzeit zu betrachten und als solche abhängig von der Wahl des jeweiligen Referenzsystems. Mit der Festlegung des Referenzsystems (z.B. raumfest, terrestrisch) ist eindeutig auch das zugehörige Zeitsystem definiert. Die Zusammenhänge zwischen den Zeitsystemen sind durch entsprechende Transformationsgleichungen gegeben (siehe z.B. die IAU-Resolutionen 2000). Dabei spielen Geschwindigkeit und Gravitationspotential am Ort der „Uhr“ eine entscheidende Rolle. Dies führt zum Konzept der sogenannten Eigenzeit an einem bestimmten Ort in einem Koordinatensystem, die man wieder streng in eine Koordinatenzeit transformieren kann, um verschiedene Eigenzeitskalen miteinander vergleichen zu können. Je nach Zielsetzung (z.B. bei der Analyse von Beobachtungen geodätischer Raumverfahren) müssen weitere Zeitskalen wie die Atomzeit TAI (Temps Atomique International) oder die mit der Erdrotation zusammenhängenden Zeitskalen, z.B. die mittlere Sternzeit GMST (Greenwich Mean Sidereal Time) und die Sonnenzeit UT1 (Universial Time), berücksichtigt werden. Dabei sind manche Zeitskalen wie UT1 durch die historische Entwicklung begründet und haben heute eher den Charakter eines Orientierungsparameters, den man für die Transformation zwischen den Referenzsystemen benötigt.
Die Zusammenhänge einiger wichtiger bzw. oft verwendeter Zeitskalen sind in Abb. 4.1 aufgezeigt. Der rechte Block gibt verschiedene relativistische Zeitsysteme an. Je nachdem in welchem Referenzsystem sie gelten, tragen sie unterschiedliche Bezeichnungen, z.B. baryzentrische, geozentrische oder lokale Zeit. Die geozentrische Koordinatenzeit TCG (Temps Coordonné Geocentrique) entspricht der Zeitkoordinate des im Massenmittelpunkt der Erde gelagerten Referenzsystems, das ohne Einbeziehung des Gravitationspotentials der Erde abgeleitet wird. Die baryzentrische Koordinatenzeit TCB (Temps Coordonné Barycentrique) repräsentiert die Zeitkoordinate des im Baryzentrum des Sonnensystems gelagerten Referenzsystems. Die dynamisch-terrestrische Zeit TDT (Temps Dynamique Terrestre) war ursprünglich als diejenige Zeit definiert, die eine auf dem Geoid befindliche Atomuhr messen würde; sie wurde umbenannt in TT. Heute ist TT durch eine feste Gangrate gegenüber TCG definiert (IAU-Resolutionen 2000). Die dynamisch-baryzentrische Zeit TDB (Temps Dynamique Barycentrique) wurde entsprechend in TB umbenannt. Sie ist festgelegt durch eine feste Gangrate, die sie von der baryzentrischen Koordinatenzeit TCB unterscheidet. Für die Transformation zwischen den Zeitsystemen sind wohldefinierte Gleichungen verfügbar (siehe z.B. Müller 1999 oder die IAU-Resolutionen 2000 mit ihren Referenzen). Wie angedeutet, unterscheiden sich TT und TCG lediglich um eine Drift (= Gangrate), ebenso wie TB und TCB. Die raumfesten Koordinaten (z.B. ICRF) sind mit TCB verbunden; allerdings erfolgt die Berechnung der Ephemeriden der größeren Körper im Sonnensystem aus traditionellen Gründen mit einer Zeitkoordinate teph , die sich von TCB um eine konstante Gangrate unterscheidet; die früheren Ephemeriden (z.B. DE400) wurden im TB-System berechnet. Im geozentrischen System (z.B. ITRF97) gilt TCG, wobei Stationskoordinaten, die mit Hilfe der geodätischen Raumverfahren bestimmt werden, oft auch mit TT verwendet werden (erstaunlicherweise ist auch das ITRF2000 im TT-System realisiert). TT-Koordinaten unterscheiden sich von TCG-Koordinaten im Maßstab (~ 0,7 ppb).
Den Zusammenhang zwischen den von der Erdrotation abgeleiteten Zeitskalen (GMST und UT1) und den physikalischen Zeitsystemen erhält man über die internationale Atomzeit TAI, die sich durch eine Konstante (= 32.184 s) von TT unterscheidet. TAI ist durch Definition festgelegt und liefert eine gleichmäßige Zeitskala. Die Verbindung zwischen Atomzeit und UT1 erfolgt über die koordinierte Weltzeit UTC (Universal Time Coordinated). Sie kann in bekannter Weise in Jahren, Monaten, Tagen, Stunden, Minuten und Sekunden angegeben werden. Der Gang wird von der Atomzeit (TAI) abgeleitet; der Stand wird der Erdrotationsphase UT1 angepasst, indem man Schaltsekunden einführt (Sekundensprünge). UTC liefert quasi die Zeitreferenz für Epochenangaben auf den Beobachtungsstationen. Direkt aus UTC ergeben sich die Zonenzeiten, z.B. die Mitteleuropäische Zeit MEZ. Das Julianische Datum (JD) ist definiert durch eine fortlaufende Zählung der Tage (Länge 86400 s), die am 1.1.4713 vor Christus, 12 h mittags begann. Der 1.1.2000 nach Christus, 12 h entspricht z.B. dem Julianischen Datum 2451545,0. Das JD wird benutzt, wenn man über einen längeren Zeitraum eine kontinuierliche Skala benötigt.
Weitere Details zu den Zeitskalen und den Transformationen zwischen ihnen finden sich in Müller (1999); die neuen Festlegungen und Empfehlungen zu den physikalischen Zeiten sind in den IAU-Resolutionen 2000 gegeben.
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Abb. 4.1 Zusammenhang einiger Zeitskalen |
4.1.4 Transformationen zwischen raumfesten und erdfesten Referenzsystemen
Das verbindende Element zwischen raumfesten und erdfesten Referenzsystemen ist die Erdrotation, d.h. die Transformation zwischen dem raumfesten System (ICRS) und dem erdfesten System (ITRS) wird durch die Erdorientierungsparameter (EOP) beschrieben. Da es sich bei raumfesten und erdfesten Referenzsystemen um dreidimensionale kartesische Koordinatensysteme handelt, könnten sie im Prinzip durch eine orthogonale Transformation (drei Translationen und drei Rotationen) ineinander überführt werden. Im Fall von geozentrischen Systemen (Ursprung im Massenschwerpunkt der Erde) entfällt die Translation, und die Transformation wird auf eine beliebige räumliche Drehung reduziert, die prinzipiell durch drei zeitabhängige Winkel (z.B. die Eulerschen Winkel) charakterisiert werden kann. Da sich diese Winkel zeitlich sehr schnell ändern würden, wird diese Transformation jedoch gewöhnlich durch eine ganze Folge von Rotationsmatrizen beschrieben. Im Folgenden sollen die zwei wichtigsten Darstellungsformen, die Transformation basierend auf Äquator und Ekliptik und die Transformation gemäss den neuen IAU-Resolutionen 2000, kurz beschrieben werden.
4.1.4.1 Transformation basierend auf Ekliptik und Äquator
In dieser Darstellung wird die Transformation zwischen dem raumfesten und dem erdfesten Referenzsystem durch die folgende Serie von Drehmatrizen dargestellt:
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(4.2) |
mit
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(4.3) |
Dabei bedeuten
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t |
Beobachtungszeitpunkt in TT (Terrestrial Time) |
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xi (t) |
Vektor im raumfesten (inertialen) System zur Zeit t |
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xe (t) |
Vektor im erdfesten System zur Zeit t |
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P (t) |
Präzessionsmatrix zur Zeit t |
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N (t) |
Nutationmatrix zur Zeit t |
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Ri (α) |
Drehmatrix mit dem Winkel α um die Achse i |
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θ (t) |
Wahre Sternzeit von Greenwich zur Zeit t |
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xp (t), yp (t) |
Koordinaten des Celestial Ephemeris Pole (CEP) im erdfesten Referenzsystem (ITRS) zur Zeit t |
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εA |
Schiefe der Ekliptik zur Zeit t |
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Δε, Δψ |
Nutation in Schiefe und Länge zur Zeit t |
Die Präzessionsmatrix P(t) und die Nutationsmatrix N(t) beschreiben zusammen die Richtungsänderung der Erdachse im Raum, die Sternzeitmatrix R3 (-θ) stellt die eigentlich Rotation der Erde dar, und die Polschwankung W = R1 ( yp ) R2 ( xp ) gibt die Stellung der Erdachse gegenüber dem erdfesten Referenzsystem an. Der Celestial Ephemeris Pole (CEP) – die Achse also, um die die tägliche Erddrehung mit Hilfe der Sternzeitmatrix R3 (-θ) ausgeführt wird – entspricht nicht exakt der Stellung der momentanen Rotationsachse der Erde, sondern unterscheidet sich von dieser durch quasi-tägliche Terme mit Amplituden kleiner als 0,01'' (Seidelmann 1992), auch Oppolzerterme oder „(forced) diurnal polar motion“ genannt. Der CEP ist also so definiert worden, dass weder im raumfesten noch im erdfesten System solche quasi-täglichen Terme auftreten sollen. Die neuen IAU-Resolutionen gehen in der Exaktheit dieser Definition noch einen Schritt weiter und definieren anstelle des CEP nun den Celestial Intermediate Pole (CIP) (siehe Abschnitt 4.1.4.2).
Die eigentliche Rotation der Erde um ihre Achse wird in der Sternzeitmatrix R3 (-θ), genauer durch die wahre Sternzeit von Greenwich θ (GAST: Greenwich Apparent Sidereal Time), beschrieben. Die wahre Sternzeit ergibt sich aus der mittleren Sternzeit von Greenwich (GMST) unter Berücksichtigung von Nutationskorrekturen. Liegt eine Zeitangabe in UTC vor, so muss zuerst die Zeitdifferenz, abgeleitet aus den Beobachtungen der geodätischen Raumverfahren, angebracht werden (siehe Abschnitt 4.1.3). Die dann erhaltene Weltzeit UT1 kann durch eine exakte Formel in GMST umgerechnet werden.
Die Bewegung der Erdachse gegenüber dem erdfesten System (ITRS) wird als Polbewegung bezeichnet und durch die Polkoordinaten xp und yp beschrieben. Dabei wird die x-Komponente vom Referenzpol (IRP) aus in Richtung des Meridiaus von Greenwich, die y-Komponente in Richtung λ = 90° gemessen.
Die fünf Größen xp, yp, UT1-UTC, Δε und Δψ werden zusammen als Erdorientierungsparameter (EOP) bezeichnet. Die Untermenge {xp, yp, UT1-UTC} nennen wir Erdrotationsparameter (ERP). Genaue Definitionen dieser fünf Größen findet man beispielsweise in den IERS Conventions 2000 (2003).
Es soll hier noch angemerkt werden, dass beim Vergleich der aus der Theorie abgeleiteten EOP mit Werten, die mit Hilfe der geodätischen Raumverfahren bestimmt werden, darauf geachtet werden muss, dass sich die zu vergleichenden Größen jeweils auf den CEP beziehen. Deshalb wird jeweils eine Transformation von der in der Theorie gebräuchlichen momentanen Rotationsachse - z.B. in den Eulerschen Kreiselgleichungen auftretend - auf den CEP vorgenommen (z.B. Gross 1992). Bei der Bestimmung der EOP mit geodätischen Raumverfahren (insbesondere VLBI) wird die vom Schätzverfahren her nicht eindeutige Aufteilung in Polschwankung und Nutation - es werden ja drei unabhängige Winkel durch fünf EOP dargestellt - dadurch erreicht, dass bei gleichzeitiger Schätzung von Nutationsoffsets und Polkoordinaten diese Parameter für ein Zeitintervall von möglichst 24 Stunden bestimmt werden. Bei subtäglicher Auflösung der ERP müssen die Nutationsoffsets fixiert oder mit zusätzlichen Zwängen versehen werden.
4.1.4.2 Transformation nach IAU-Resolutionen 2000
In der neuen Darstellung der Transformation zwischen dem raumfesten und dem erdfesten Referenzsystem, so wie sie in den IAU-Resolutionen 2000 beschrieben wird (siehe Capitaine et al., 2002, IAU Resolutionen 2000), tritt anstelle von (Gl. 4.2) eine andere Folge von Rotationsmatrizen, nämlich:
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(4.4) |
Dabei bedeuten:
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t |
Beobachtungszeitpunkt in TT (Terrestrial Time) |
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xi (t) |
Vektor im raumfesten (inertialen) System zur Zeit t |
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xe (t) |
Vektor im erdfesten System zur Zeit t |
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Q |
Präzessions-Nutations-Matrix zur Zeit t |
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X (t), Y (t) |
Koordinaten des Celestial Intermediate Pole (CIP) im raumfesten System (ICRS) zur Zeit t |
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Ri (α) |
Drehmatrix mit dem Winkel α um die Achse i |
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s (t), s' (t) |
Korrekturwinkel (siehe unten) |
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θ' (t) |
Erdrotationswinkel (Earth rotation angle) zur Zeit t |
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xp (t), yp (t) |
Koordinaten des CIP im erdfesten Referenzsystem (ITRS) zur Zeit t |
Gleich zu Beginn dieser Erläuterungen soll betont werden, dass die „alte“, auf Äquator und Ekliptik beruhende Transformation (Gl. 4.2) in Abschnitt 4.1.4.1 und die „neue“ Formulierung (Gl. 4.4) bei korrekter Anwendung absolut identische Resultate liefern.
Präzession und Nutation sind in der neuen Darstellung zusammengefasst worden. Dies ist sinnvoll, da beide Phänomene auf dieselbe physikalische Ursache (Drehmomente von Sonne und Mond auf die abgeplattete Erde) zurückgehen. Die neue Darstellung ist symmetrisch angelegt in Bezug auf das raumfeste und erdfeste Referenzsystem: X und Y sind die Koordinaten des CIP im raumfesten System, wohingegen xp und yp die Bewegung des CIP im erdfesten System beschreiben. Genauer ausgedrückt beschreiben die Parameter X, Y und s die Transformation zwischen dem GCRS (siehe Abschnitt 4.1.1) und dem Celestial Intermediate Reference System (definiert durch den CIP und den Celestial Ephemeris Origin (CEO; Richtung der x-Achse dieses Systems)) und die Parameter xp, yp und s' die Transformation zwischen dem Terrestrial Intermediate Reference System (definiert durch den CIP und den Terrestrial Ephemeris Origin (TEO; Richtung der x-Achse dieses Systems)) und dem ITRS. Der Winkel zwischen CEO und TEO entlang des durch den CIP definierten Äquators wird als „Earth rotation angle“ θ' (t) bezeichnet. Dieser Winkel ersetzt GAST und ist wesentlich einfacher mit UT1 verknüpft: θ' (t) wächst linear mit UT1. Die exakte Definition der Richtungen CEO und TEO hängt mit dem abstrakten Begriff des „Non-rotating Origin“ zusammen, den wir hier nicht weiter erörtern wollen (Capitaine et al., 2002).
Der Winkel s lässt sich elementar aus X, Y und den astronomischen Fundamentalargumenten mit einer Genauigkeit von 0,5μas berechnen; der sehr kleine Winkel s' ist von der Polschwankung abhängig (Chandler- und jährliche Amplitude) und nimmt mit etwa – 47μas / Jhd. zu (s' = 0 für J2000,0).
Somit werden nach dem neuen Transformationsschema die EOPs { xp, yp, UT1-UTC, Δε, Δψ} durch die Größen { xp, yp, UT1-UTC, X, Y} ersetzt. Obschon bereits seit Januar 2003 die neuen Winkelgrößen X und Y vom IERS als Serien publiziert werden, wird es sicher noch lange dauern, bis die Softwarepakete, die die Messdaten der geodätischen Raumverfahren verarbeiten, auf die neue Darstellung umgestellt sein werden; dies insbesondere deshalb, weil die Größen X und Y in Δε und Δψ umgerechnet werden können und umgekehrt.
4.2 Realisierungen
4.2.1 Realisierung von raumfesten Referenzsystemen
Das raumfeste Referenzsystem ICRS wird realisiert durch die Positionen von derzeit 212 Radioquellen, die als Definitionsquellen den Referenzrahmen mit der Bezeichnung International Celestial Reference Frame (ICRF) festlegen (Ma et al., 1998). Eine Erweiterung der Liste führt zum ICRF-Ext. 1 mit weiteren 59 Definitionsquellen (Ma 2001). Die ausgewählten Radioquellen zeichnen sich dadurch aus, dass sie im Laufe der letzten 20 Jahre in einer Vielzahl von interkontinentalen VLBI-Messungen mit hoher Sensitivität für Radioquellenpositionen beobachtet wurden. Im Rahmen der Messgenauigkeit erscheinen diese Quellen weitgehend punktförmig, ohne Eigenbewegungen und mit geringen Intensitätsschwankungen. Ihre Genauigkeit wird im Durchschnitt mit 0,4 marcsec in Rektaszension und 0,5 marcsec in Deklination angegeben, wobei ein systematischer Fehleranteil von 0,25 marcsec in Ansatz gebracht wurde. Die Genauigkeit ist heute insbesondere durch die Struktur der Radioquellen beschränkt. Große Defizite in Bezug auf Anzahl und Verteilung der Radioquellen bestehen nach wie vor in der südlichen Hemisphäre.
Im optischen Bereich wird das ICRS mittels der Richtungen (Rektaszension und Deklination) zu Sternen realisiert. Der Hipparcos-Sternkatalog gilt heute als optische Materialisierung des ICRS. Er wurde mit astrometrischen Methoden mit einer Genauigkeit von 0,0006'' zur Epoche 1991,25 und einer Unsicherheit in der zeitlichen Entwicklung von 0,00025''/Jahr mit dem ICRF in Übereinstimmung gebracht. Um die Konsistenz mit der früheren Definition des konventionellen CRS zu wahren, wurde zudem darauf geachtet, dass der ICRF-Pol mit dem FK5-Pol (innerhalb der Genauigkeit der Realisierung des FK5-Pols von ca. 50 marcsec) übereinstimmt (Arias et al., 1995). Dasselbe gilt für den Rektaszensionsnullpunkt des ICRF und des FK5 (mit einer Unsicherheit von ca. ± 80 marcsec).
Mit Planetenbeobachtungen und Messungen zum Mond oder zu künstlichen Erdsatelliten lassen sich dynamische Varianten des ICRS realisieren. Der Referenzrahmen wird hier durch die Bahnen dieser Objekte gegeben. Ein Referenzrahmen, basierend auf Lunar Laser Ranging (LLR) Beobachtungen, kann heute mit einer Genauigkeit von etwa 0,01'' festgelegt werden. Dagegen sind Referenzrahmen aufgrund von SLR-, GPS- oder DORIS-Messungen nur über sehr kurze Zeitintervalle als stabil zu betrachten (z.B. ein paar Tage im Falle von GPS).
4.2.2 Realisierungen von erdfesten Referenzsystemen
Eine Realisierung des ITRS wird als International Terrestrial Reference Frame (ITRF) bezeichnet. Eine solche Realisierung besteht aus einem Satz von geozentrischen, rechtwinkligen Koordinaten und Geschwindigkeiten für ein globales Netz von Beobachtungsstationen. Diese Stationen mit ihren Koordinaten definieren so implizit den CTP (Richtung der z-Achse) und den Nullmeridian durch Greenwich (x-Achse).
In Abständen von einigen Jahren wird mit Hilfe der neuesten Resultate der geodätischen Raumverfahren ein neues ITRF realisiert (z.B. ITRF97, ITRF2000, siehe Altamimi et al., 2000). Diese Realisierungen unterscheiden sich gewöhnlich nicht in der Definition des Systems – eine Ausnahme bildet der ITRF93 und der Übergang von TCG zu TT beim Wechsel von ITRF 97 nach ITRF 2000 – sondern nur in der Anzahl der beteiligten Stationen und in der Qualität der Stationskoordinaten und -geschwindigkeiten.
Die Lösungen für die Stationskoordinaten und -geschwindigkeiten der einzelnen Raumverfahren, bzw. mehrere Lösungen verschiedener Analysezentren für ein Verfahren, werden mitsamt den entsprechenden Varianz-Kovarianz-Matrizen kombiniert. Dabei werden die Gewichte der einzelnen Lösungen mit Hilfe einer Varianz-Komponenten-Schätzung bestimmt. In diese Gesamtlösung fließen auch die Resultate der lokalen Vermessungen der Exzentrizitäten ein, falls sich auf einer Fundamentalstation mehrere Beobachtungstechniken befinden (wie z.B. in Wettzell).
Für VLBI und SLR liegen die längsten Beobachtungsreihen vor, sie tragen damit entscheidend zur Langzeitstabilität des Systems bei. VLBI- und SLR-Lösungen definieren gemeinsam die Skalierung des ITRF; auf Grund der SLR-Lösungen erfolgt die geozentrische Lagerung. GPS liefert ein dichtes globales Netz und ist vor allem für die regionale Verdichtung des globalen Netzes geeignet. DORIS steuert Punkte in entlegenen Gebieten bei. Erst die Kombination der Techniken erlaubt eine richtige Einschätzung der Genauigkeit der einzelnen Verfahren.
Die neueste Realisierung des ITRS, das ITRF2000, umfasst ungefähr 500 Stationen. Dabei sind 70 Stationen mit zwei Beobachtungstechniken am selben Ort ausgestattet, 25 Stationen mit drei und sechs Stationen mit vier Techniken. Die Genauigkeit der Stationspositionen und der -geschwindigkeiten, aufgeschlüsselt nach den verschiedenen Beobachtungstechniken, sind den Abbildungen 4.2 und 4.3 zu entnehmen. Man sieht anhand der Qualität der einzelnen Lösungen, dass heute das globale Referenzsystem mit einer Positionsgenauigkeit von etwa 1 cm und einer Geschwindigkeitsgenauigkeit von etwa 1 mm/Jahr realisiert werden kann. Die Realisierungsgenauigkeit eines solchen terrestrischen Referenzsystems hängt dabei sowohl von der Güte der physikalischen Modelle und den gewählten Definitionen und Konventionen als auch von der Genauigkeit der auf den Punkten installierten Beobachtungsinstrumente ab.
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4.2.3 Realisierung von Zeitsystemen
Die verschiedenen Zeitsysteme werden entweder durch Atomuhren realisiert oder durch die Analyse astronomischer und geodätischer Beobachtungen, die z.B. mit den geodätischen Raumverfahren durchgeführt wurden.
Die Zeitskala UT1, die ja - als Winkel betrachtet - die Rotationsphase der Erde angibt, wird aus den Beobachtungen der geodätischen Raumverfahren, vor allem VLBI, bestimmt. Die Sternzeit GMST kann aus astronomischen Messungen oder indirekt ebenfalls aus VLBI-Daten abgeleitet werden.
Die Atomzeit TAI wurde so festgelegt, dass sie - bis auf eine Konstante - der Eigenzeit TT auf dem Geoid entspricht. Dadurch wird die physikalische Zeit realisiert, wie sie aus der Einsteinschen Theorie folgt. Die weiteren relativistischen Zeitsysteme sind durch Transformationsgleichungen eindeutig zugänglich.
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Die Realisierung der internationalen Atomzeit selbst erfolgt durch die gewichtete Mittelung der Ablesungen verschiedener Atomuhren, nachdem die Messungen auf das Geoid reduziert wurden. Enthalten ist die ganze Problematik, die mit Uhrensynchronisation, Uhrentransport, Zeitübertragung, spezifischem Verhalten der einzelnen Uhren usw. zusammenhängt. Die internationale Atomzeit wird vom Bureau International de Poids et Mesures (BIPM) zur Verfügung gestellt. Ein Beispiel für eine weitere, gebräuchliche Atomzeit ist die GPS-Zeit TGPS. Die Gangrate entspricht TAI bzw. UTC. An der GPS-Zeitskala werden keine Sekundensprünge angebracht (UTC und TGPS waren im Jahr 1980 gleich, seit 1.1.1999 beträgt die Differenz 13 sec).
Die Einführung von Schaltsekunden zur Anpassung von UTC an UT1 wird durch den IERS vorgenommen, wenn absehbar ist, dass andernfalls die Differenz zwischen UT1 und UTC größer als 0,9 sec wird.
Die Differenz UT1-UTC wird den Nutzern neben anderen Orientierungsparametern vom IERS zur Verfügung gestellt.
Vor kurzem wurde eine IAU-Arbeitsgruppe eingerichtet, die die Möglichkeit einer Neudefinition von UTC untersuchen soll, mit dem Ziel, die unregelmäßige Einführung von Schaltsekunden abzuschaffen.
4.2.4 Erdorientierungsparameter (EOP)
Die in Abschnitt 4.1.4 definierten EOP (xp, yp, UT1-UTC, Δε und Δψ) oder (xp, yp, UT1-UTC, X und Y) zeigen eine Vielfalt von zeitlichen Variationen, die auf eine große Zahl verschiedener Phänomene zurückgehen. Diese durch die Interaktionen innerhalb des Systems Erde und durch äußere Wechselwirkungen verursachten zeitlichen Änderungen werden in Kapitel 7 eingehend erörtert. Hier soll kurz beschrieben werden, wie die EOP-Serien zustande kommen und welche Beobachtungstechniken auf welche Weise an der Realisierung dieser Serien beteiligt sind. Die Beobachtungsverfahren selbst werden in Kapitel 5 ausführlich beschrieben.
Ein wesentlicher Unterschied zwischen den geodätischen Raumverfahren in Bezug auf die Bestimmung von EOP besteht darin, ob das geodätische Raumverfahren Satelliten oder Quasare (resp. Sterne) beobachtet. Wegen der Notwendigkeit, gleichzeitig mit den EOP auch die Bahnelemente der Satelliten bestimmen zu müssen, ist es den Satellitentechniken nicht möglich, direkt UT1 und Nutationsoffsets zu bestimmen. Die zeitlichen Änderungen dieser Größen, d.h. die Tageslängen (LOD) und Nutationsraten, lassen sich jedoch durchaus schätzen, wobei allerdings Probleme mit der Bahnmodellierung zu deutlichen systematischen Fehlern führen können (siehe Rothacher et al., 1999).
Mit VLBI können jedoch wegen der direkten Anbindung an das ICRF problemlos Nutationskorrekturen bestimmt werden. VLBI liefert damit einen wichtigen Beitrag zur Überprüfung und Verbesserung der komplexen Präzessions-Nutations-Modelle und damit zum Verständnis des inneren Aufbaus der Erde. Da ein durch Satelliten-Messungen realisiertes dynamisches Referenzsystem nur über kurze Zeit stabil bleibt, können z.B. mit GPS nur sehr kurzperiodische Nutationsterme bestimmt werden (Perioden < 20 Tage). Mit LLR-Beobachtungen sind Beiträge zur Nutation auch im langperiodischen Bereich möglich. Die Mondbahn kann über viele Jahrzehnte hinweg äußerst genau numerisch integriert werden, da keine nicht-konservativen Kräfte wie bei den künstlichen Erdsatelliten auftreten.
Im Gegensatz dazu hängt die Genauigkeit der Resultate für die Polbewegung maßgeblich von der globalen Verteilung der Beobachtungsstationen und der zeitlichen Dichte der Beobachtungen ab. In dieser Hinsicht hat GPS mit dem dichten globalen IGS-Netz einen Vorteil gegenüber VLBI (kleine Anzahl Stationen) und SLR (kleine Anzahl Stationen und wetterabhängig). Für die Bestimmung von Polkoordinaten mit sub-täglicher Auflösung sind zurzeit nur VLBI und GPS geeignet.
Aus den EOP-Serien der individuellen Beobachtungstechniken und Analysezentren werden vom IERS EOP-Produktzentrum des IERS am Observatoire de Paris und vom Rapid Service / Prediction Center am USNO kombinierte Zeitreihen erstellt und auch prädiziert. Die wichtigsten zwei Serien sind die Serie C04 und die in den Bulletins A und B publizierten Werte. Diese Serien haben heute eine Genauigkeit von ca. 0,15 marcsec für die Polbewegung, 20 μs für UT1-UTC und 0,3 marcsec für die Nutationskorrekturen.
Zusätzlich gibt es weitere Serien, die zeitlich weit zurückliegende Jahre abdecken, insbesondere die Zeiträume, in denen es „nur“ optische Beobachtungen gab (z.B. die C01-Serie mit Polkoordinaten ab 1846). Detaillierte Informationen dazu findet man im Internet [4].
Leider werden im IERS derzeit die EOP-Serien immer noch unabhängig von den Stationskoordinaten der globalen Beobachtungsnetze kombiniert, so dass Inkonsistenzen zwischen der Orientierung des ITRF und den EOP nicht zu vermeiden sind.
Zur Zeit laufen intensive Voruntersuchungen, die ITRF Stationskoordinaten und -geschwindigkeiten, die EOP und die Quasarkoordinaten (ICRF) mit rigorosen Methoden zu kombinieren und damit Inkonsistenzen zu vermeiden. Dies dürfte insbesondere der äußeren und inneren Genauigkeit und der Stabilität der EOP-Serien zugute kommen. Die dabei auftretenden Kombinationsaspekte werden in Abschnitt 5.3 näher beschrieben.
Es ist abzusehen, dass es in naher Zukunft zusätzliche IERS-Produkte im Bereich der EOP geben wird, darunter sicher Polbewegungs- und UT1-UTC-Serien mit sub-täglicher zeitlicher Auflösung (Kombination aus VLBI- und GPS-Resultaten; siehe Rothacher et al., 2001) sowie aus VLBI und GPS kombinierte Nutationskorrekturen (Korrekturen zum a priori Nutationsmodell).
5 Moderne Verfahren zur Bestimmung der Erdrotation
Die geodätischen Raumverfahren liefern heute mit ihren Beobachtungen die Grundlage sowohl für die Realisierungen des raumfesten (CRF) und des erdfesten (TRF) Referenzrahmens als auch für die Bestimmung der Erdrotation. Alle Verfahren basieren darauf, dass die Positionen der Beobachtungsstationen im erdfesten System und die der Beobachtungsobjekte (Quasare, Satelliten usw.) in einem raumfesten System beschrieben werden. In den notwendigen Transformationen erfolgen Rotationen um die Erdorientierungsparameter, die folglich als Unbekannte berechnet werden können.
Gyroskope hingegen sind erdfest gelagert und benötigen keine externen Beobachtungsobjekte. Durch ie Erdrotation werden Änderungen von Kreisellagen oder Interferenzerscheinungen verursacht, die direkt auf der Erde abgegriffen werden können. Dies steht im Gegensatz zu den geodätischen Raumverfahren, die Informationen über die globale Transformationsmatrix (siehe Gl. 4.2 oder 4.4) und den momentanen Erdrotationsvektor ω (siehe Gl. 3.9) liefern. Eine Zusammenstellung der Verfahren ist in Tabelle 5.1 gegeben.
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|
Verfahren |
terrestrische Instrumente |
Signalübertragung |
primäre |
|
Weltraum- verfahren |
Very Long Baseline Interferometry (VLBI) |
Radioteleskope |
Radiostrahlung |
Quasare, |
|
Satellite Laser Ranging (SLR) |
Laserteleskope |
sichtbares Licht |
passive |
|
|
Lunar Laser Ranging (LLR) |
Reflektoren auf dem Mond |
|||
|
GPS GLONASS Galileo |
Radiofrequenzempfänger
|
modulierte Radiostrahlung |
aktive |
|
|
DORIS |
Radiofrequenzsender |
|||
|
Optische Richtungsmessungen |
CCD-Kameras, Interferometer |
sichtbares Licht |
Sterne |
|
|
Terrestrische Verfahren |
Gyroskope |
Laserkreisel |
intern |
inertiale |
|
Heliumkreisel |
Die Aktivitäten der einzelnen Beobachtungsverfahren sind seit einigen Jahren in internationalen Diensten (siehe Abschnitt 5.4) organisiert. Diese sind für die Konsistenz der Resultate der jeweiligen Beobachtungsmethode zuständig und liefern ihre meist durch Kombination von Einzellösungen entstandenen Ergebnisse als sog. Produkte (Stationskoordinaten, Erdorientierungsparameter, Satellitenbahnparameter, Radioquellenpositionen) an den IERS.
5.1 Beobachtungsverfahren
5.1.1 Radiointerferometrie auf langen Basislinien (VLBI)
Bei der Radiointerferometrie auf langen Basislinien, auch VLBI (Very Long Baseline Interferometry) genannt, beobachten zwei oder mehr Radioteleskope gleichzeitig die Strahlung extragalaktischer Radioquellen, wie z.B. Quasare und Radiogalaxien. Die Differenz der Ankunftszeiten der Signale an den beiden Stationen (Laufzeitunterschied) ist die primäre Beobachtungsgröße, die mit Hilfe eines zentralen VLBI-Korrelators bestimmt wird. Die Abstände zwischen den Radioteleskopen können dabei bis zum doppelten Erdradius betragen, wobei in der Praxis selten 10 000 km überschritten werden. Durch die Beobachtungen von Quasaren am Rande des Universums wird ein direkter Bezug zum quasi-inertialen Referenzsystem der Radioquellen hergestellt. Die Anbindung an ein solches Referenzsystem erlaubt die hypothesenfreie Bestimmung aller Erdorientierungsparameter, ohne weitere Informationen von anderen Beobachtungsverfahren zu benötigen.
Zur Durchführung von VLBI-Messungen wird das Rauschsignal der Radioquellen an den Radioteleskopen simultan digitalisiert und zusammen mit hochgenauen Zeitmarken auf Magnetbändern oder -platten zur Zwischenspeicherung aufgezeichnet. Pro Basislinie werden bis zu 200 Einzelbeobachtungen verschiedener Radioquellen in einem Zeitraum von 24 Stunden registriert. Nach dem Transport der Datenträger zu einem der „Korrelatoren“ werden die Signalströme in einem Korrelator kreuzkorreliert und solange gegeneinander verschoben, bis das Korrelationsmaximum gefunden und somit der Aufnahmezustand wiederhergestellt ist. Entsprechend der raschen technologischen Entwicklung der Breitbandkommunikation und der damit in Verbindung stehenden wirtschaftlichen Realisierungsmöglichkeit soll der Transport der Daten in absehbarer Zukunft auch durch Glasfasernetze in Echtzeit bzw. asynchron durchgeführt werden. Erste Tests sind bereits erfolgt.
Zur regelmäßigen Bestimmung von Erdorientierungsparametern werden zur Zeit verschiedene Netze von fünf und mehr Radioteleskopen gebildet, die gemeinsam mehrmals pro Woche über normalerweise 24 Stunden VLBI-Messungen durchführen. Je ausgedehnter die Netze sind, desto sensitiver sind sie prinzipiell für die Bestimmung der Erdorientierungsparameter. Die Genauigkeit der mit diesen Netzen gemessenen Nutationsoffsets, Polbewegungskomponenten und Differenzen UT1-UTC beträgt bei einer Beobachtungsdauer von 24 Stunden ca. 0,1 marcsec. Wird die zeitliche Auflösung der Polbewegung und der Rotationsphase UT1 von täglichen Werten auf wenige Stunden erhöht, steigt der formale Fehler dieser Werte um das Zwei- bis Dreifache.
Die Nutzung verschiedener Netze in wechselnder Konfiguration ist bedingt durch die Notwendigkeit, die Inanspruchnahme der Radioteleskope gleichmäßig zu verteilen, wobei einige Radioteleskope nur zeitweise für geodätische Anwendungen zur Verfügung stehen. Aufgrund logistischer und wirtschaftlicher Gesichtspunkte ist zur Zeit im International VLBI Service for Geodesy and Astrometry (IVS) noch kein kontinuierliches Monitoring der Erdrotation mit VLBI möglich. Da dennoch ein sehr großes praktisches Interesse an täglichen Messergebnissen der Rotationsphase UT1 besteht, wird diese werktäglich mit ungefähr 2 Stunden dauernden Messungen auf einer einzelnen Basislinie (Wettzell - Kokee Park (Hawaii)) bestimmt. Parallelmessungen auf einer weiteren Basislinie zwischen Wettzell und Tsukuba (Japan) sind in Vorbereitung.
5.1.2 Optische Verfahren
5.1.2.1 Optische Sterninterferometrie
Die optische Sterninterferometrie entspricht dem Verfahren der Radiointerferometrie. Da die Wellenlängen im optischen Bereich bedeutend kürzer als im X- bzw. S-Band sind, wird in der optischen Interferometrie mit einem lokalen Instrument und einer Basislinie von 100 m Länge bereits eine Winkelauflösung von 1 marcsec für Richtungsmessungen erreicht. Hochauflösende optische Sterninterferometer befinden sich noch im Entwicklungsstadium und werden heutzutage vorwiegend für die Untersuchung der Struktur von Sternsystemen verwendet. Es ist jedoch beabsichtigt, einige Geräte für die Astrometrie zu nutzen (Armstrong et al., 1995). Einige bedeutende Interferometer sind:
- das "Cambridge University Project" in England (Haniff et al., 1987),
- das "GI2T Project" in Frankreich (Mourard et al., 1994),
- das "Sydney University Stellar Interferometer" in Australien (Davis et al., 1998),
- das "Naval Prototype Optical Interferometer" in USA (Armstrong et al., 1998).
Aufgrund ihrer Eigenschaft, lokal einen Anschluss an das Referenzsystem der Fixsterne herzustellen, sind optische Interferometer grundsätzlich in der Lage, lokale Rotationssensoren wie Ringlaser, Atomwelleninterferometer und Heliumgyroskope (vgl. Abschnitt 5.1.6) bezüglich eines Fixsternkataloges zu orientieren. Ferner könnten sie auch für hochgenaue Richtungsmessungen zu Satelliten in Betracht kommen.
5.1.2.2 Photometrische Richtungsmessungen und CCD-Kameras
Durch photometrische Richtungsmessungen zu Sternen ist der direkte Bezug zwischen einem raumfesten System und der Orientierung des erdfesten Systems gegeben. Seit Mitte des 19. Jahrhunderts haben astronomische Beobachtungen einen bedeutenden Beitrag zur Erdrotationsforschung geliefert. Heutzutage werden kaum noch aktuelle Messdaten gewonnen, da photometrische Messungen aufgrund der sehr aufwendigen Beobachtungs- und Datenreduktionsverfahren (Dunkelkammer, langwierige Plattenausmessung, Rekonstruktion der äußeren und inneren Orientierung der Aufnahme) kaum noch durchgeführt werden. Angesichts der für die Jahre 2010 – 2015 zu erwartenden Astrometrie-Mission GAIA und anderer Astrometrie-Satelliten, die neben einem sehr umfassenden Sternkatalog mit Positionsgenauigkeiten von 0,015 marcsec auch genaue Angaben über die Eigenbewegungen der helleren Sterne bereitstellen werden, sollte diese Technik auch von der Erde aus in moderner Ausführung mittels CCD-Kameras wieder aufgegriffen werden. Insbesondere wegen der Fähigkeit, die ansonsten nur mittels VLBI beobachtbaren Werte UT1-UTC unabhängig messen zu können, haben optische Richtungsmessungen eine große Bedeutung, da sie als Kontrolle eingesetzt werden könnten.
5.1.3 Satellitenentfernungsmessungen (SLR und LLR)
Das Messprinzip einer reinen Laufzeitmessung von Laserpulsen ist heute die bedeutendste optische Messtechnik der geodätischen Raumverfahren (Satellite Laser Ranging - SLR). Sehr kurze Laserpulse werden in Richtung auf einen Satelliten abgestrahlt. Der von dort reflektierte Teil des Laserpulses wird vom Empfangsteleskop der Bodenstation aufgenommen und von einem Photodetektor registriert. Auf seinem Hin- und Rückweg erfährt der abgestrahlte Laserpuls eine Schwächung um 12 Größenordnungen; die technischen Anforderungen an die Beobachtungsstation sind daher sehr hoch. Aus der Messung erhält man die Distanz zwischen Station und Satellit zum Zeitpunkt der Messung. Optische Signale werden durch die Ionosphäre mit ihren variablen dielektrischen Eigenschaften nicht beeinflusst, und auch der troposphärische Einfluss auf die Streckenmessung zeigt bedeutend weniger Variationen und ist genauer erfassbar als bei den Mikrowellenverfahren. Der Hauptanteil der Refraktionskorrektion einer Streckenmessung entspricht der Dichte der Atmosphäre und lässt sich über Luftdruckmessungen am Ort der Beobachtungsstation sehr gut modellieren. Die wegen ihrer unregelmäßigen und stark variablen Vertikalprofile vergleichsweise schlechter zugänglichen Parameter wie Temperatur und Wasserdampfgehalt tragen nur wenig zur Streckenkorrektur bei.
Mehr als 40 Satelliten werden derzeit mit SLR beobachtet. Die für geodätische Zwecke wichtigsten Ziele sind die Satelliten LAGEOS 1 und LAGEOS 2 mit einem Durchmesser von 60 cm und einem Bahnradius von ca. 12600 km. Die rohen Entfernungsmessungen werden zuerst zu „normal points“ (NP) zusammengefasst und gehen dann in eine Parameterschätzung ein, um Parameter der Satellitenbahn, Koeffizienten des Erdschwerefeldes, Stationspositionen und -geschwindigkeiten und Erdorientierungsparameter zu bestimmen. Von den erwähnten geodätischen Raumverfahren erlaubt SLR die genaueste Bestimmung des Massenmittelpunktes der Erde gegenüber dem Netz der Beobachtungsstationen. Als optisches Beobachtungsverfahren hat die Laserentfernungsmessung allerdings den Nachteil, dass sie nur bei klarem Himmel eingesetzt werden kann. Ferner stehen aufgrund der technischen Komplexität der Anlagen insgesamt weltweit nur ca. 30 Observatorien in inhomogener Verteilung zur Verfügung.
Lunar Laser Ranging (LLR) entspricht vom Konzept her dem SLR, nur dass als Ziel Reflektoren auf dem Mond dienen, die während der amerikanischen Apollo-Missionen und unbemannter sowjetischer Missionen abgesetzt wurden. Wegen der großen Entfernung des Mondes können nur wenige Laserstationen bis zum Mond messen. eute sind es noch drei Stationen, die in unregelmäßigen Abständen Laserentfernungsmessungen zum Mond ausführen: Grasse (Frankreich), McDonald (USA) und Wettzell (Deutschland). Mit den LLR-Messungen können ebenfalls Stationskoordinaten und Erdorientierungsparameter bestimmt und mit anderen, unabhängigen Verfahren verglichen werden (siehe ILRS Annual Reports 1999, 2000, 2001 und die darin enthaltenen Beiträge von J. Müller), wobei LLR-Ergebnisse ihren großen Nutzen über längere Zeiträume aufweisen, da sie über eine hohe Langzeitstabilität verfügen. Mit Beobachtungen seit über 30 Jahren sind die EOP-Reihen aus LLR die längsten aller mit geodätischen Raumverfahren beobachteten Reihen. Heute erreicht man für die stationsabhängige Größe UT0 eine Genauigkeit von ungefähr ± 0,06 ms, für VOL (eine Kombination der Polkoordinaten) ± 0,5 marcsec und für die langwelligen Anteile in den Nutationsparametern ± 0,5 marcsec. Zusätzlich können zahlreiche Parameter des Erde-Mond-Systems (z.B. Mondbewegung und -gravitationsfeld oder die säkulare Gezeitenbeschleunigung) bestimmt werden. Von besonderer Bedeutung sind Tests der Einsteinschen Relativitätstheorie (z.B. die Gültigkeit des Äquivalenzprinzips oder eine mögliche zeitliche Variation der Gravitationskonstanten). Ferner ermöglicht LLR auch Aussagen zur Struktur des Mondes.
Eine eingehende Diskussion der technischen Realisierung der Satellitenentfernungsmessung ist in Degnan (1993) gegeben. Seit ihren Anfängen gegen Ende der sechziger Jahre wurde die SLR/LLR-Messtechnik erheblich verbessert. Lag der Messfehler am Anfang noch im Bereich einiger Meter, so hat die innere Genauigkeit heute ein Niveau von wenigen Millimetern erreicht. Die gegenwärtig laufende Entwicklung der automatisch arbeitenden Mess-Systeme SLR-2000 (Degnan 1999) und die fortlaufenden technischen Entwicklungen an den einzelnen Stationen (Schreiber et al., 1999) lassen weitere Verbesserungen der Laserentfernungsmessungen zu Satelliten und zum Mond auch in Zukunft erwarten.
5.1.4 Global Positioning System (GPS), GLONASS, Galileo
Von den aktiv sendenden Satellitensystemen ist das NAVSTAR Global Positioning System (GPS) das weltweit bekannteste System zur globalen Positionsbestimmung. Parallel dazu ist das russische GLONASS (Global’naya Navigatsionnaya Sputnikowaya Sistema) zu nennen, das mit vergleichbarer Zielsetzung aufgebaut wurde. Auf der Basis einer primär europäischen Zusammenarbeit ist im Jahre 2002 entschieden worden, mit Galileo ein weiteres aktives Europäisches Satellitennavigationssystem aufzubauen.
Das militärisch entwickelte GPS ist ein witterungsunabhängiges, jederzeit verfügbares globales Satellitennavigationssystem. Es besteht zur Zeit aus 28 Satelliten (Grundkonfiguration von 24 Satelliten) in 6 Bahnebenen mit nahezu kreisförmigen Bahnen, einem Bahnradius von rund 26600 km und einer Umlaufzeit von 12 h. Die Bahnneigung beträgt rund 55°. Auf die von den Satelliten auf zwei Frequenzen (ca. 1,575 und 1,227 GHz) ausgesandten Trägerwellen sind langperiodische Codes aufmoduliert. Mit Hilfe der beiden Beobachtungstypen, Codephasen- und Trägerphasen-Beobachtungen, lassen sich prinzipiell die Entfernungen zwischen Satellit und Empfangsstation bestimmen. Allerdings verhindern Empfängeruhr- und Satellitenuhrfehler sowie Phasenmehrdeutigkeiten eine eindeutige Messung, so dass nur von Pseudo-Entfernungen gesprochen werden kann. Die Pseudo-Entfernungen sind die primären Observablen, aus denen die Zielparameter wie Stationspositionen, Satellitenbahnparameter und Erdorientierungsparameter ermittelt werden können.
Für die Realisierung eines hochgenauen Referenzsystems und für die Bestimmung von Erdorientierungsparametern werden allerdings fast ausschließlich die viel genaueren Phasenbeobachtungen (Phasenmessgenauigkeit von ±1 bis ±2 mm, Codegenauigkeit rund ±0,5 bis ±2 m) verwendet. In vielen Ansätzen werden Fehlereinflüsse dadurch reduziert, dass Differenzen zwischen den Beobachtungen zweier Stationen oder/und zweiter Satelliten gebildet werden. Die Polbewegung kann mit GPS mit einer Genauigkeit von ±0,05 bis ±0,07 marcsec bestimmt werden. Diese hohe Messgenauigkeit wird vor allem dadurch erreicht, dass die GPS-Satelliten mit hochgenauen Atomuhren (Cäsium- oder Rubidiumuhren) ausgerüstet sind. Aus diesem Grund eignen sich die GPS-Signale auch in idealer Weise für die Zeitübertragung über große Entfernungen.
GPS hat gegenüber VLBI und SLR den Vorteil, dass es kostengünstig ist (wenn man nur die Empfänger in die Rechnung einbezieht), außerdem leicht transportierbar und einfach im Betrieb ist. Das globale GPS-Permanentnetz des International GPS Service (IGS) (vgl. Abschnitt 5.4) umfasst derzeit etwa 200 Stationen.
Das System GLONASS ist im Aufbau und der Signalstruktur dem GPS sehr ähnlich, nur dass die einzelnen GLONASS-Satelliten Signale in unterschiedlichen Frequenzen aussenden, aber alle denselben Code verwenden. (Bei GPS benutzt jeder Satellit dieselben zwei Frequenzen, aber jeder Satellit hat seine eigene Code-Sequenz). GLONASS-Satelliten haben eine Umlaufzeit von etwa 11 h 16 min und sind daher nicht in Resonanz mit der Erdrotation, wie es bei GPS der Fall ist. Außerdem haben die GLONASS-Satelliten mit i = 64,8° eine andere Bahnneigung als die GPS-Satelliten, was für die Auftrennung von Bahnfehlern und Variationen in der Rotationsgeschwindigkeit der Erde von Bedeutung ist.Durch die gemeinsame Auswertung von simultanen GPS- und GLONASS-Messungen lässt sich die Anzahl der gleichzeitig sichtbaren Satelliten vergrößern und damit die Beobachtungsgeometrie verbessern.
Das System Galileo soll als primär ziviles Navigationssystem die Abhängigkeit von den militärisch dominierten Systemen GPS und GLONASS aufheben. Zusätzlich soll der Funktionsumfang erheblich erweitert werden, so dass neben der reinen Positionierung und Navigation verschiedene weitere Dienste angeboten werden können. Galileo soll bis 2008 realisiert werden.
5.1.5 Détermination d'Orbite et Radiopositionnement Intégrés par Satellite (DORIS)
Das System DORIS (Détermination d'orbite et radiopositionnement intégrés par satellite) ist ein in Frankreich entwickeltes System mit globaler Stationsverteilung. Allerdings besteht das Raumsegment nur aus wenigen Satelliten. Es basiert auf dem Prinzip der Dopplermessungen und arbeitet als Zweifrequenzsystem mit den Beobachtungsfrequenzen 2,03 und 0,40 GHz. DORIS ist primär für die präzise Bahnbestimmung von Altimetrie- und Fernerkundungssatelliten ausgelegt. Im Gegensatz zu den meisten anderen gebräuchlichen Satellitensystem für Positionierungs- und Navigationsaufgaben verwendet DORIS aktive Bodenstationen, die ihre Signale kontinuierlich abstrahlen. Die Doppler-Beobachtungsdaten werden vom Empfänger an Bord des Satelliten gespeichert und bei Überflug an das Betriebszentrum übermittelt. Einige Altimetrie- und Erderkundungssatelliten wie SPOT, TOPEX/Poseidon, JASON und ENVISAT sind in der Lage, diese Signale zu empfangen und an die Kommunikations-, Steuer- und Auswertezentrale in Toulouse weiterzuleiten. Das DORIS-System zeichnet sich dadurch aus, dass die Bodenstationen nach rein geometrischen Gesichtspunkten ausgewählt werden konnten und so eine optimale globale Verteilung realisiert wurde. Aufgrund der geometrischen Anordnung und des Messaufbaus lässt sich die Polbewegung mit DORIS bei einer Beobachtungsdauer von 24 Stunden mit einer Genauigkeit von ±1 marcsec bestimmen.
5.1.6 Lokale Rotationssensoren
Rotationssensoren messen auf der Basis des Sagnac-Effektes Drehungen absolut. Wie ein Trägheitskompass messen sie die Rotation der Erde gegenüber dem lokalen Inertialsystem. Gegenwärtig gibt es vier Realisierungsformen für hochauflösende lokale Rotationssensoren. Diese sind:
- Ringlaser,
- Atomwellen-Interferometer,
- Heliumgyroskope,
- Passive optische Sagnac-Interferometer.
Erläuterung zum Funktionsprinzip von Ringlasern: läuft Licht einer gegebenen Wellenlänge über ein Spiegelsystem entlang eines geschlossenen Weges (zum Beispiel in der Form eines Quadrates) gegensinnig in beiden Richtungen, so ergibt sich eine Phasenverschiebung, wenn diese Fläche gegen das lokale Inertialsystem rotiert. Diese Phasenverschiebung zwischen den beiden Umlaufsinnen ist proportional zur Rotationsgeschwindigkeit des Gerätes und verschwindet, wenn die Drehrate gleich Null wird. Diese Eigenschaft wurde von G. Sagnac 1913 experimentell beobachtet und heißt seitdem Sagnac-Effekt. Fügt man in den das Quadrat umschließenden Strahlengang ein optisches Verstärkungsmedium (z.B. ein Gasgemisch aus Helium und Neon) ein, erhält man einen Laseroszillator mit quadratischem Resonator und die messtechnisch schlecht bestimmbare Phasendifferenz des passiven Sagnac-Interferometers wird zu einer Frequenzdifferenz gemäß der Ringlasergleichung
|
(5.1) |
wobei L der Umfang und A die Fläche des „Ringes“ und λ = 633 nm die Wellenlänge des HeNe Lasers ist. Ωe bezeichnet den Rotationsvektor und n den Normalvektor der Ringlaserebene. Die Frequenzdifferenz ∆ f enthält insgesamt drei Beiträge: den Skalenfaktor (A / λL), die Orientierung (erhalten aus dem Skalarprodukt von Flächennormale und Rotationsvektor) und die Eingangsdrehrate (hier eine Komponente des Rotationsvektors Ωe). Möchte man Variationen der Erdrotationsgeschwindigkeit messen, so müssen der Skalenfaktor und die Orientierung des Ringlasers entweder stabilisiert oder in ihrer zeitlichen Veränderung miterfasst werden.
Neben dem apparativen Auflösungsvermögen der Gyroskope kommt es bei der Bestimmung der Erdrotationsgeschwindigkeit auf die messtechnisch erreichbare Stabilität der Instrumente im Langzeitbereich und ihre Ankoppelung an die Erde an.
Abb. 5.1 zeigt ein Beispiel für die relative Allan Standardabweichung des "G"- Ringlasers (Wettzell), ausgedrückt als Auflösungsvermögen bezüglich der Bestimmung der Tageslänge für eine 24 h-Messreihe. Ab einem Mittelungszeitraum von ungefähr einer Stunde zeigen sich Abweichungen zwischen der Messung und der prinzipiellen apparativen Auflösungsgrenze. Als Ursache für diese Abweichungen kommen sowohl Drifterscheinungen in der Apparatur als auch eine unzureichende Modellierung der geophysikalischen Effekte in Frage.
Obwohl große Ringlaser durch die Platzierung in optimierten Laborräumen im Kurzzeitbereich von bis zu drei Tagen mit relativen Messfehlern von weniger als 2·10-8 betrieben werden können, besteht weiterer Entwicklungsbedarf. Große Ringlaser werden zur Zeit einzig in Zusammenarbeit von der Technischen Universität München, dem Bundesamt für Kartographie und Geodäsie und der University of Canterbury (Christchurch, New Zealand) gebaut und erprobt. Gegenwärtig können Ringlasermessungen für die absolute Bestimmung der Erdrotationsgeschwindigkeit allerdings noch nicht eingesetzt werden. Abbildung 5.1 zeigt den aktuellen Stand für die kleinste noch messbare Eingangsdrehrate von Ringlasern. Von den genannten Rotationssensoren sind zur Zeit nur die Ringlaser in der Lage, kontinuierliche Zeitreihen der Erdrotationsgeschwindigkeit und ihrer Variationen über einen Zeitraum von einigen Wochen und Monaten hinweg zu liefern (Schreiber 1999).
 |
|
Abb. 5.1 Darstellung der Allan-Standardabweichung des G-Ringlasers für eine 24h-Messung vom 6.5.2002. Der Datensatz wurde um geophysikalische Beiträge wie Erdgezeiten und tägliche Polbewegung reduziert. Die gestrichelte Linie zeigt die apparativ bedingte Quantenrauschgrenze des Sensors. |
Als Vergleich beträgt das Auflösungsvermögen des Atom-Interferometers von Yale
6·10-10 
(Kasevich 2002). Aus
technischen Gründen können Atominterferometer zur Zeit noch nicht über längere
Zeiträume hinweg betrieben werden.
|
Fläche |
fSagnac |
Auflösungsvermögen |
rel Stabilität |
Drift |
|
1 |
79,4 |
4·10-10 |
7,5·10-6 |
112·10-6 |
|
16 |
348,6 |
9,1·10-11 |
1,8·10-8 |
1,8·10-6 |
|
366 |
1512,8 |
7,3·10-12 |
6,6·10-7 |
10·10-6 |
Faserkreisel als passive optische Sagnac-Interferometer spielen in diesem Auflösungs-
und Stabilitätsbereich keine nennenswerte Rolle. Ein Faserkreisel der Firma Photonetics, der für die
Orientierung von Teleskopen auf einer bewegten Plattform (Flugzeug) entwickelt wurde, weist für eine 24 h-Messung
eine relative Stabilität von ca. 10-4 entsprechend 8,6 Sekunden bezogen auf die Tageslänge auf,
während das Auflösungsvermögen im Bereich von 10-8 anzusiedeln ist.
Das derzeit genaueste 3He-Gyroskop (Mukharsky et al., 2002) hat ein
Auflösungsvermögen von 1,4·10-7
über einen Zeitraum von 9 Stunden. Mit Verbesserungen ist in nächster Zeit zu rechnen (Schreiber et al., 2000).
5.2 Auswertung
Bei allen vorgestellten Verfahren ist meist eine komplexe Auswertung der Rohmessungen notwendig, um die EOP zu ermitteln. Dabei werden alle bekannten geometrischen und physikalischen Einflussfaktoren berechnet sowie eine Ausgleichung der Beobachtungen durchgeführt, meist nach der Methode der kleinsten Quadrate. Oft ist eine aufwändige Vorverarbeitung der Messungen notwendig, verbunden mit einer mehrstufigen Vorgehensweise. Zu nennen sind die Laufzeit-Normalpunkte („normal points“) bei SLR, die GPS-Phasendifferenzen („single, double differences“) oder die Gewinnung von Laufzeitunterschieden aus Korrelationskoeffizienten („fringe fitting“) bei VLBI. Bevor die Erdorientierungsparameter geschätzt werden können, müssen Mehrdeutigkeiten in den VLBI Observablen bereinigt werden.
Für die endgültige Ausgleichung, zum Teil aber auch schon bei den Vorausgleichungen, sind Korrektionen an den Beobachtungen anzubringen, die sich aus der Kinematik der Beobachtungsstationen aufgrund von Deformationen des Erdkörpers ergeben. Ähnliches gilt für die extra-terrestrischen Messkomponenten wie Sterne, Radioquellen und Satelliten. Schließlich muss auch die Störung der Signale auf dem Weg von den Sendern zu den Empfängern berücksichtigt werden. Alle Korrektionen werden so genau wie möglich berechnet; die Modelle entsprechen dem momentanen Stand der Forschung.
Bei der Veröffentlichung der Ergebnisse werden in aller Regel auch die Modelle angegeben, die zur Berechnung der Korrektionen herangezogen wurden. Zur besseren Vergleichbarkeit der Ergebnisse und zur Vereinfachung der Dokumentation werden geeignete Modelle vom IERS in den IERS Conventions (IERS 2002) empfohlen.
Die funktionalen Modelle der einzelnen Beobachtungsverfahren sind jeweils auf die Observablen (Laufzeiten, Laufzeitunterschiede, Dopplercounts, Trägerwellenphasen) abgestimmt. Bei allen Verfahren werden dabei die Stationskoordinaten und die Positionen der extraterrestrischen Ziele bzw. Sender mittels der Erdorientierungsparameter miteinander in Beziehung gesetzt. Bei Satellitenverfahren lassen sich allerdings die aufsteigenden Knoten der Satellitenbahnen nicht von der Rotationsphase der Erde (UT1) trennen. Deswegen werden gewöhnlich nur die Polbewegung und die Tageslänge als Zielparameter eingeführt. Die Rotationsphase UT1 muss zu regelmäßigen Stützzeitpunkten aus VLBI-Messungen herangezogen werden (siehe Tabelle 5.3).
Die stochastischen Modelle aller Verfahren beschränken sich heutzutage bei Routineauswertungen noch darauf, die Beobachtungen als physikalisch unkorreliert in die Ausgleichung einzuführen. Dadurch werden nachweislich vorhandene Abhängigkeiten vernachlässigt. Detaillierte Untersuchungen hierzu erfolgten von Schuh und Wilkin (1990), Howind et al. (1999), Schuh und Tesmer (2000) und Wang et al. (2002).
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Zielgrößen |
VLBI |
GPS, GLONASS |
DORIS |
SLR |
LLR |
|
Quasarpositonen |
X |
|
|
|
|
|
Satellitenbahnparameter |
|
X |
X |
X |
|
|
Mondbahnparameter |
|
|
|
|
X |
|
Nutation |
X |
(X) |
|
|
(X) |
|
Polbewegung |
X |
X |
X |
X |
X |
|
UT1 |
X |
|
|
|
X |
|
Tageslänge (ΔLOD) |
X |
X |
X |
X |
|
|
Stationskoordinaten, Stationsgeschwindigkeiten |
X |
X |
X |
X |
X |
5.3 Kombination und Integration
Die in diesem Abschnitt behandelten geodätischen Raumverfahren bilden heute das Fundament für die Beobachtung des Systems Erde und damit auch der Erdrotation. Sie werden durch weitere Beobachtungstechniken wie Interferometric Synthetic Aperture Radar (InSAR), Satelliten-Altimetrie und die neuen Schwerefeld-Satellitenmissionen (CHAMP, GRACE, GOCE) unterstützt.
Da jedes dieser Beobachtungsverfahren seine Stärken und Schwächen hat, und die jeweils erreichbare Genauigkeit durch systematische Fehler begrenzt wird, können die Konsistenz und die Qualität der Resultate nur durch detaillierte Vergleiche und eine rigorose Integration der unterschiedlichen Techniken wesentlich gesteigert werden (Rothacher 2000; Rothacher 2002; Angermann 2002). Die Stärken der einzelnen Verfahren sind insbesondere:
- VLBI: Bezug zum Inertialsystem und Sicherung der Langzeitstabilität,
- SLR: Bezug zum Gravitationsfeld der Erde (langwelliger Anteil, Massenmittelpunkt),
- GPS: Verdichtung des terrestrischen Referenzsystemsdurch massenhafte Punktbestimmung,
- DORIS: Homogene globale Stationsverteilung,
- Altimetrie: Bestimmung von Geometrie und der zeitlichen Änderung des Meeresspiegels,
- Schwerefeld-Missionen (CHAMP, GRACE, GOCE): Verdichtung des Gravitationsfeldes durch Erfassung räumlich und zeitlich hochaufgelöster Anteile.
Die Integration kann dabei auf vier unterschiedlichen Ebenen stattfinden, deren erste zwei vor allem die Instrumentierung (Hardware) und deren letzte zwei die Berechnungen (Software) betreffen:
1. Verknüpfung der Verfahren auf den Beobachtungsstationen
Die Verknüpfung der einzelnen Beobachtungsverfahren wird durch die Kollokation auf einer Station erreicht. Sind mehrere Verfahren auf einer Station vorhanden, spricht man von Fundamentalstationen (wie z.B. Wettzell), weil sie für die Konsistenz der Referenzrahmen und die Langzeitstabilität von größter Bedeutung sind. Die Genauigkeit der lokalen Exzentrizitäten ist bereits jetzt einer der limitierenden Faktoren für die Realisierungsgenauigkeit eines gemeinsamen Referenzrahmens. Ohne sehr genau gemessene Exzentrizitäten zwischen den Beobachtungsinstrumenten einer Fundamentalstation geht der Integrationsaspekt weitgehend verloren.
2. Beobachtung von Satelliten mit unterschiedlichen Verfahren
Eine Verknüpfung der Beobachtungsverfahren ist auch auf Satelliten möglich. Auch hier müssen die Exzentrizitäten der Zielpunkte (GPS-Antennenphasenzentrum, SLR-Reflektor, DORIS-Antenne, Altimeter) genau bekannt sein. Das Beispiel TOPEX/Poseidon mit unterschiedlichen aktiven und passiven Mess-Systemen auf dem Satelliten hat gezeigt, wie fruchtbar diese Art der Verknüpfung für die hochgenaue Bahnbestimmung und die Erfassung systematischer Effekte ist. Die Beobachtung von GPS-Satelliten mit VLBI-Radioteleskopen würde ebenfalls in diese Kategorie fallen.
3. Modellierung der Beobachtungen („Standards“)
Damit Parameter kombiniert werden können, die von mehreren Raumverfahren bestimmt werden (z.B. Stationskoordinaten und EOP), müssen bei der Auswertung der unterschiedlichen Beobachtungstypen einheitliche physikalische Modelle verwendet werden (z.B. für die Erdgezeiten, die ozeanischen Auflasteffekte oder die subtäglichen Erdrotationsschwankungen). Die in Abschnitt 5.2 erwähnten IERS Conventions 2000 (IERS 2003) bilden hier eine wichtige Grundlage.
4. Parametrisierung
Eine sinnvolle Kombination von gemeinsamen Parametern (vgl. Tabelle 5.3) ist zudem nur dann möglich, wenn bei den verschiedenen Auswerteprogrammen die Parameter in gleicher Weise mit der gleichen zeitlichen Darstellung und Auflösung definiert wurden. Dies erfordert neben der Übereinstimmung in den verwendeten Modellen auch einen Konsens über eine sinnvolle Parametrisierung. Als Beispiel seien hier die zeitliche Auflösung von troposphärischen Laufzeitverzögerungen und Gradienten genannt, sowie die eingeführten Zwänge („constraints“) genannt.
Auch die internationalen Organisationen und Dienste wie die IUGG, die IAG, die CSTG und der IERS bewegen sich in Richtung einer immer stärkeren und konsequenteren Integration und Kombination der geodätischen Raumverfahren hin zu einem „Integrated Global Geodetic Observing System (IGGOS)“ (Rummel 2002). Während vor ein paar Jahren bei ITRF-Realisierungen die Stationskoordinaten und -geschwindigkeiten noch getrennt und ohne Varianz-Kovarianz-Matrizen berechnet worden sind, wird heute eine korrekte Kombination einschließlich einer Varianzkomponenten-Schätzung durchgeführt. Die Kombination der Resultate innerhalb der einzelnen Beobachtungsverfahren ist Aufgabe der Dienste IGS, IVS, ILRS und IDS (vgl. Abschnitt 5.4). So werden z.B. im Rahmen des IGS bereits Bahnen, Stationskoordinaten, Erdorientierungsparameter und Troposphärenparameter zu konsistenten Produkten kombiniert. Diese Produkte bilden in Zukunft die Basis für eine umfassende Kombination der Resultate der geodätischen Raumverfahren. Als Datenformat hat sich für den Austausch von Lösungen (Normalgleichungen) das Format SINEX 2.0 (Software Independent Exchange Format) des IERS-Analysekoordinators durchgesetzt (siehe z.B.[5]).
In Zukunft wird angestrebt, nicht nur Stationskoordinaten, Stationsgeschwindigkeiten und Erdorientierungsparameter der verschiedenen Verfahren, sondern generell alle Parametertypen, die in mehr als einem Beobachtungsverfahren vertreten sind, korrekt zu kombinieren. Dies umfasst neben den Parametern des ITRF und der Erdorientierung auch atmosphärische Parameter (Troposphäre und Ionosphäre), Gezeitenparameter und schließlich das Gravitationsfeld der Erde. Neben der Kombination der Techniken auf der Ebene des Parameterraumes (Normalgleichungen) wird die Kombination auf der Stufe der Beobachtungen eine immer wichtigere Rolle spielen.
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Abb. 5.2 Interaktionen mit Bezug zur Erdrotation |
Abbildung 5.2 zeigt die Verbindung zwischen dem System Erde und den geodätischen Raumverfahren. Der Kombination der Beobachtungsverfahren auf der linken Seite steht dabei eine entsprechende „Kombination“ der Komponenten des Systems Erde auf der rechten Seite gegenüber, insbesondere eine einheitliche, konsistente Modellierung der verschiedenen sog. globalen geophysikalischen Fluide (global geophysical fluids). Die Messungen mit Hilfe der genannten Beobachtungsverfahren liefern Informationen über die Geometrie, die Erdrotation und das Gravitationsfeld der Erde – die drei Hauptpfeiler der Geodäsie – einschließlich der zeitlichen Veränderungen und damit eine Beobachtung der Komponenten des Systems Erde und deren Wechselwirkungen. Andererseits soll aus den Modellen für das System Erde auch die Modellierung der Beobachtungen verbessert werden. Beispiele hierzu sind aus Altimetrie berechnete Modelle für die sub-täglichen Erdrotationsschwankungen oder aus meteorologischen, ozeanischen und hydrologischen Daten und Modellen generierte Serien von Auflastdeformationen (verursacht durch Atmosphäre, Ozeane und Hydrologie) für das globale Netz von Bodenstationen.
Aktivitäten zur Kombination erfordern zudem eine Integration im Bereich der Datenaufbereitung, Bereitstellung, Dokumentation und Verfügbarkeit. Dies betrifft sowohl die Beobachtungsdaten der geodätischen Raumverfahren (Abb. 5.2, links), die eigentlichen geodätischen Ergebnisse (Abb. 5.2, Mitte) als auch was die globalen geophysikalischen Fluide (Abb. 5.2, rechts) betrifft.
5.4 Internationale Dienste
Für die geodätischen Raumverfahren wurden in den letzten Jahren internationale Dienste eingerichtet, die koordinierende Funktionen übernommen haben. Dies ist aus der Notwendigkeit erwachsen, dass für die Ergebnisse der geodätischen Raumverfahren einheitliche Referenzrahmen notwendig sind, wie z. B.
- der erdfeste Referenzrahmen,
- der raumfeste Referenzrahmen
und die Erdorientierungsparameter zur Verknüpfung der beiden.
Auf internationaler Ebene zielt man bei der Erfassung der Erdrotationsschwankungen vor allem auf immer kürzere Zeitspannen für die Verfügbarkeit der aktuellen Rotationsparameter (Polkoordinaten und UT1). Da die Richtung und der Betrag des momentanen Rotationsvektors bezüglich eines vereinbarten terrestrischen Referenzrahmens die Verbindung zwischen Beobachtungen von Himmelsobjekten (Raumpunkten) und Stationskoordinaten herstellt, ist deren Kenntnis in genäherter Echtzeit („real time“) sowohl bei der schnellen stationären als auch bei der kinematischen Positionierung (präzise Navigation) unabdingbar. Die internationalen Dienste arbeiten für diese Zielsetzung. Jeder Dienst hat als Grundlage der internationalen Zusammenarbeit vorgegebene Regeln (Terms of Reference).
Unabhängig von den speziellen Anforderungen an die Beobachtungsverfahren haben alle Dienste gemeinsam:
- das Netz der Beobachtungsstationen für die jeweilige Beobachtungstechnik zu koordinieren und durch fortlaufende Überprüfung und Standardisierung eine hohe Datenqualität zu erzielen,
- den Datenfluss zu optimieren, um Beobachtungsdaten schnellstmöglich für Analyseaufgaben in Datenbanken verfügbar zu haben,
- die Datenanalyse zu koordinieren und durch Qualitätskontrollen abzusichern,
- regelmäßig vergleichbare Produktserien zu erzeugen und für die Nutzer bereitzustellen,
- die technologische Entwicklung voranzutreiben.
Die Funktionen innerhalb jedes Dienstes wurden öffentlich ausgeschrieben, so dass sich Institutionen darum bewerben konnten. Die Bewerbungen wurden von internationalen Fachgremien begutachtet.
Die beteiligten Institutionen verpflichten sich, ihren Beitrag regelmäßig und zuverlässig zu leisten. Erst dadurch ist ein Dienst befähigt, die Produkte des jeweiligen Raumverfahrens mit hoher, gleichmäßiger Qualität und Zuverlässigkeit zu liefern.
Im Jahre 1992 wurde als erster auf Messverfahren bezogener Dienst der „International GPS Service“ (IGS) ins Leben gerufen, im September 1998 der „International Laser Ranging Service“ (ILRS) und im Jahre 1999 der „International VLBI Service for Geodesy and Astrometry“ (IVS). Ein Service zur Nutzung der DORIS-Daten ist im Aufbau begriffen.
Während die drei Dienste IGS, ILRS und IVS jeweils ein Raumverfahren repräsentieren und darauf bezogene Produkte liefern, gibt es einen weiteren Dienst, den “International Earth rotation and Reference systems Service“ (IERS), der im Rahmen seiner Produktzentren die Ergebnisse der verfügbaren Raumverfahren nutzt und aus allen Teilergebnissen die kombinierten Produkte, wie
- den internationalen erdfesten Referenzrahmen (ITRF),
- den internationalen raumfesten Referenzrahmen (ICRF),
- die Erdorientierungsparameter (EOP)
erzeugt und veröffentlicht. Der IERS hatte sich bereits Mitte der 80er Jahre als Nachfolgeeinrichtung des International Polar Motion Service (IPMS) und des Bureau Internationale de l’Heure (BIH) etabliert, wobei die Erkenntnisse der Kampagne MERIT (Monitoring the Earth Rotation and Intercompare the Techniques) eingeflossen sind. Ende der 90er Jahre wurde der IERS neu strukturiert und den modernen Anforderungen angepasst. Hierbei wurden die früheren „Subbureaus“ in Produktzentren umgewandelt. Sie besitzen klar umrissene Verantwortlichkeiten und Aufgaben in Bezug auf die zu generierenden Produkte.
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Abb. 5.3 Organigramm des IERS (http://www.iers.org ) nach Umstrukturierung im Jahr 2000 |
Wie aus dem Organigramm des IERS (Abb. 5.3) ersichtlich ist, sind die technischen Dienste IGS, ILRS, IVS, IDS als externe Dienste dem IERS angegliedert und mit je zwei Stimmen im Directing Board vertreten. Weitere neue Elemente des IERS sind im Koordinations- und Entwicklungsbereich eingeführt worden. Die Koordination und Produktkontrolle innerhalb des IERS wird in Abstimmung mit dem Directing Board durch den Analysekoordinator und das Zentralbüro durchgeführt, und neue Kombinations- und Testverfahren werden in den Combination Research Centres (CRC) und den ITRF Combination Centres (ITRF CC) entwickelt. Die einzelnen Komponenten des IERS wurden weltweit ausgeschrieben und eine internationale Jury hat die Bewerbungen ausgewertet. Deutsche Institute und Institutionen sind aufgrund ihrer Expertise vielfältig in den Internationalen Diensten vertreten (Tabelle 5.4). Die internationalen Dienste IERS, IGS, ILRS, IVS haben ähnliche Organisationsstrukturen. Details wie z.B. die „Terms of Reference“, Produkte etc. können unter den nachfolgenden WEB – Adressen nachgelesen werden:
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IERS – www.iers.org , |
IGS – igs.jpl.nasa.gov , |
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ILRS – ilrs.gsfc.nasa.gov , |
IVS – ivs.gsfc.nasa.gov . |
Die Produkte der internationalen Dienste sind zusammenfassend in der Tabelle 5.5 zusammengestellt.
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Internationaler Dienst |
Deutsche Institutionen |
Internationaler Dienst |
Deutsche Institutionen |
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IERS |
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ILRS |
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Analyse-Koordinator |
Forschungseinrichtung Satellitengeodäsie (FESG) der Technischen Universität München |
Analysezentrum |
DGFI, München |
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Zentralbüro |
Bundesamt für Kartographie und Geodäsie (BKG), Frankfurt am Main |
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BKG, Frankfurt am Main |
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ITRF Combination Centre |
Deutsches Geodätisches Forschungsinstitut (DGFI), München |
Datenzentrum |
DGFI, München |
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Combination Research Centre |
DGFI, München |
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FESG, TU München |
IVS |
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GeoForschungsZentrum (GFZ), Potsdam |
Analysekoordinator |
Geodätisches Institut der Universität Bonn |
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Analysezentrum |
BKG, Frankfurt am Main |
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IGS |
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Geodätisches Institut der Universität Bonn |
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Analysezentrum |
GFZ, Potsdam |
Operations- und Korrelatorzentrum |
Geodätisches Institut der Universität Bonn |
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Regionales Datenzentrum |
BKG, Frankfurt am Main |
Datenzentrum |
BKG, Frankfurt am Main |
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IGS |
ILRS |
IVS |
IERS |
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seit: |
1992 |
1998 |
1999 |
1987 / 2000 |
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im Rahmen: |
IAG, FAGS |
IAG |
IAG, IAU, FAGS |
IAG, IAU, FAGS |
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Produkte: |
Hochgenaue GPS-Bahnen
Erdrotationsparameter
Polbewegung
Stationskoordinaten
Bewegungsvektoren der Stationen
Uhrenkorrektionen der Satelliten, der Beobachtungs-stationen
Ionosphären-
Troposphären- |
Hochgenaue Satellitenbahnen
Erdrotationsparameter
Polbewegung
Stationskoordinaten
Bewegungsvektoren der Stationen
Troposphären-
Schwerefeld- Geozentrum Mondephemeriden + Libration |
Definition des ICRS und Realisierung des ICRF
Erdrotationsparameter (UT1, LOD) Nutation/Präzession (Celestial Pole) Polbewegung
Stationskoordinaten
Bewegungsvektoren der Stationen
Uhrenkorrektionen der Beobachtungs-stationen
Ionosphären
Troposphären
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Kombination und Herausgabe des ICRF und des ITRF
Kombination der Erdrotationsparameter (monatlich), Rapid Service, Prädiktion
Stationskoordinaten
Bewegungsvektoren
Zeitdifferenz (UT1- UTC), Schaltsekunden
Produkte bezogen auf globale geophysikal. Fluide (Drehimpuls- änderungen)
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Komponenten: |
230 Netzstationen
3 globale Datenzentren 6 regionale Datenzentren 8 globale Analysezentren 2 regionale Analysezentren |
40 Tracking-Stationen
2 globale Datenzentren
3 globale Analysezentren 18 assoziierte Analysezentren 4 LLR Analysezentren |
30 Netzstationen 3 Operationszentren 7 Korrelationszentren 6 Datenzentren
19 Analysezentren
9 Technologiezentren
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Produktzentren - Erdrotation - Rapid Service (EOP) - Konventionen - ICRS - ITRS - Kombinationen - Globale geophys. Fluide - Combination Research Centres |
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Organisation: |
Central Bureau Governing Board Analysis Coordinator Network Coordinator
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Central Bureau Governing Board Analysis Coordinator
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Coordinating Centre Directing Board Analysis Coordinator Network Coordinator Technology Coordinator |
Central Bureau Directing Board Analysis Coordinator
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6 Analyse zeitlich und räumlich verteilter Daten
Daten, die mit Hilfe der geodätischen Raumverfahren ermittelt (siehe Kapitel 5) oder aus Modellrechnungen abgeleitet (siehe Kapitel 7) werden, liegen in mehr oder weniger kontinuierlicher zeitlicher bzw. räumlicher Abfolge vor. Beispielhaft seien Zeitreihen für Erdrotationsdaten, Stationspositionen oder Gravitationsfelddarstellungen genannt. Im Folgenden soll vor allem ein Überblick über die Verfahren gegeben werden, die in der Erdrotationsforschung und ihrem wissenschaftlichen Kontext als Standard zu betrachten sind (Fourieranalyse, Waveletanalyse, Signalapproximation nach kleinsten Quadraten, Hauptkomponentenanalyse). Daneben werden neuartige bzw. bislang nicht berücksichtigte Ansätze (globale Optimierung, Soft Computing, Bayes-Verfahren) zur Verbesserung der Analyse angesprochen.
Bei der Datenanalyse werden die in den Daten enthaltenen zeitlichen bzw. räumlichen Signale üblicherweise in einen langfristigen oder periodischen Anteil und in einen irregulären, eventuell zufälligen Residualanteil („Rauschen“) zerlegt. Diese Aufteilung ist a priori nicht eindeutig und wird in der Praxis je nach Fragestellung erfolgen. In der Regel werden die ermittelten Signalkomponenten auf Basis einer physikalischen Modellbildung interpretiert. Als Beispiel sei die Chandler-Periode von etwa 435 Tagen genannt, die als Signal in der Zeitreihe der Polkoordinaten enthalten ist.
Je nach Verständnis der Datenreihen und je nach Zielsetzung bei der Datenanalyse kommen unterschiedliche mathematische Ansätze zur Anwendung. Prinzipiell wird unterschieden zwischen deterministischen Signalen, die streng vorhersagbar sind, und stochastischen Signalen, die nicht vorhersagbar sind und als zufällig im Sinne der Wahrscheinlichkeitstheorie betrachtet werden. Im ersten Fall, einer Approximationsaufgabe in geeignet angesetzten Funktionenräumen, soll das physikalische Verhalten funktional möglichst gut dargestellt bzw. approximiert werden. Im zweiten Fall soll die residuale Zeitreihe zudem statistisch analysiert und beurteilt werden. Für eine Vielzahl von Fragestellungen genügt die rein deterministische Sichtweise. Dennoch bietet sie u.U. bei der Prädiktion von Zeitreihenwerten keine hinreichende Genauigkeit, da sie stochastische Restsignale, die sich in variablen Varianzen sowie in nicht verschwindenden Kovarianzen der Residuen ausdrücken können, nicht berücksichtigt.
Das langfristige zeitliche Verhalten der Zeitreihenwerte (Trend) kann in der Regel vor der eigentlichen Datenanalyse bestimmt und beseitigt werden. Mathematisch kann es als Polynom niederen Grades (Trendkurve, zumeist Gerade) beschrieben und mit Hilfe der Methode der kleinsten Quadrate ermittelt werden. Ein Verfahren zur Elimination irregulärer sowie bestimmter zyklischer Variationen ist der gleitende Durchschnitt, der bei geeigneter Ordnung die Analyse nicht relevanter Muster in den Daten gestattet. Nicht interessierende zyklische Anteile in Form von mittel- bis längerfristigen Schwankungen um die Trendkurve können bei Bedarf direkt durch Differenzenoperatoren extrahiert werden. Sind Korrelationen zwischen den verschiedenen Komponenten bekannt, so sollten diese bei der Rechnung berücksichtigt werden.
Das hauptsächliche Interesse bei der Analyse von Erdrotationsdaten besteht in der Detektion von Signalanteilen auf allen relevanten Zeitskalen. Aufgrund des heutzutage vorliegenden physikalischen Verständnisses der Erdrotation weiß man, dass die periodisch auftretenden Signalanteile infolge der Variabilität ihrer Ursachen eine variable Amplitude und Periode/Frequenz besitzen können. So kommt zum primären Problem der Frequenzbestimmung das Problem der Zeitlokalisierung, dem die Analyseverfahren Rechnung tragen müssen.
Wenn die Analyseergebnisse bewertet werden sollen, sind verschiedene Aspekte zu beachten, um Fehlinterpretationen zu vermeiden. Zum einen müssen die Rahmenbedingungen der jeweiligen Analysemethoden bekannt sein und berücksichtigt werden. Zum anderen werden die Erdrotationsdaten aus Beobachtungen abgeleitet und weisen somit einen stochastischen Anteil auf, der die Einschätzung der statistischen Signifikanz einer Signalkomponente ermöglicht und quasi erfordert. Schließlich muss geklärt werden, ob die angesetzte funktionale Gestalt der Signalanteile physikalisch plausibel ist.
6.1 Deterministische Signale
Unter einem deterministischen Signal versteht man eine mathematische Funktion, die sich vollständig in Abhängigkeit einer oder mehrerer unabhängiger Variablen beschreiben lässt, also vorhersagbar ist (Koch und Schmidt, 1994). Man unterscheidet zwischen ein- und mehrdimensionalen Signalen. Bei eindimensionalen Signalen ist die unabhängige Variable in der Regel durch die Zeit gegeben, bei mehrdimensionalen Signalen durch die Position und evtl. außerdem durch die Zeit.
6.1.1 Fourier-Verfahren
Die Fourier-Analyse unter Anwendung der Fourier-Transformation ist ein klassisches Verfahren der Signalanalyse. Bei der Fourier-Transformation transformiert man ein eindimensionales, kontinuierliches Signal vom Zeitbereich in den Frequenzbereich. Im Falle additiv überlagerter diskreter Sinussignale (Harmonische einer Grundschwingung) arbeitet man mit Fourier-Reihen und erhält ein diskretes Frequenzspektrum, im Falle aperiodischer Signale mit Fourier-Integralen, die ein kontinuierliches Spektrum liefern. Mit der inversen Fourier-Transformation transformiert man umgekehrt vom Frequenz- in den Zeitbereich. Bei diskreten Signalwerten verwendet man die diskrete Fourier-Transformation. Eine wegen ihrer rechentechnischen Effizienz häufig verwendete Form der diskreten Fourier-Transformation ist die schnelle Fourier-Transformation (Fast Fourier Transform, FFT) mit der entsprechenden inversen Transformation. In Bezug auf die Bestimmung des Frequenzinhalts von Signalen ist die Fourier-Analyse optimal und damit im Falle amplituden- und phasenkonstanter Sinussignale die beste Wahl.
Viele Phänomene der Erdrotation sind periodisch und lassen sich in guter Näherung durch Sinusfunktionen beschreiben, deren Amplituden und Phasen jedoch zeitabhängig sind. Dies kann durch die Erweiterung der klassischen Fourier-Transformation um ein Zeitfenster berücksichtigt werden, das durch eine geeignete Fensterfunktion beschrieben wird, in der die Fourier-Analyse durchgeführt wird (Short-Time-Fourier-Transformation, Windowed-Fourier-Transformation). Optimal ist die Verwendung der Gauß-Funktion als Fensterfunktion (Gabor-Transformation). Die feste Gestalt des Fensters im Phasenraum, der von der Zeit und der Kreisfrequenz aufgespannt wird, ist jedoch ein genereller Nachteil dieser Verfahren, da sie sich dadurch für langperiodische Signale weniger eignen.
Die im Eindimensionalen definierten Begriffe und Methoden lassen sich konsistent auf den mehrdimensionalen Fall verallgemeinern. In der Praxis ist bislang vor allem der zweidimensionale Ortsbereich von Interesse, bei dem entweder von einer Ebene (2D-Fourier-Transformation) oder von einer Kugel mit konstantem Radius (sphärische Fourier-Transformation) in den Frequenzbereich transformiert wird. Höhere Dimensionen werden erreicht, wenn das betrachtete Phänomen sowohl von seiner Position als auch von der Zeit abhängt.
Heutzutage wird im Falle amplituden- bzw. phasenvariabler Signale bevorzugt die in Abschnitt 6.1.2 beschriebene Wavelet-Analyse eingesetzt. Aufgrund ihrer prinzipiellen Fähigkeit zur Zeit- und Frequenzlokalisierung bei variabler und somit adaptiver Fenstergestalt kann die Wavelet-Analyse auch als Verallgemeinerung der Fourier-Analyse betrachtet werden.
6.1.2 Wavelet-Verfahren
Soll eine Zeit-Frequenz-Analyse einer Datenreihe durchgeführt werden, kann dies aufgrund der Zeit-Frequenz-Unschärferelation nicht gleichermaßen optimal erreicht werden: Eine Verbesserung der Frequenzlokalisierung verschlechtert die Zeitlokalisierung und umgekehrt. Zur Lösung der Aufgabe bietet sich die Wavelet-Analyse an. Sie umfasst den kompletten Bereich zwischen optimaler Frequenzlokalisierung, die der klassischen Fourier-Analyse entspricht, und optimaler Zeitlokalisierung beim Dirac-Impuls. Als Verallgemeinerung der Fourier-Transformation gestattet die Wavelet-Transformation, für die jeweiligen Fenster eine eigene (damit zeitabhängige) Amplitude und Phase zu bestimmen. Abb. 6.1 veranschaulicht am Beispiel eines abrupten Wechsels der Signalfrequenz die gegenüber der Fourier-Transformation verbesserten Analysemöglichkeiten der Wavelet-Transformation. Anstelle des Frequenzspektrums wird bei der Wavelet-Analyse das Wavelet-Skalogramm bestimmt, bei dem nach rechts die Zeit und nach oben die Skala bzw. Periode aufgetragen werden. In Verbindung mit der Schwerefeldmodellierung mit Hilfe von Wavelets sind Freeden et al. (1998), Michel (1999), Beth (2000), Klees und Haagmans (2000), Schmidt (2001) sowie Nutz (2002) zu nennen. Schmidt (2001) neben vielen anderen beschäftigt sich zudem mit der Wavelet-Analyse von Zeitreihen der EOP.
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Abb. 6.1 Oben: Zeitreihe, deren Frequenz sich nach zehn Zyklen abrupt halbiert. Unten links: Normiertes Fourier-Spektrum bei kontinuierlicher Fourier-Transformation. Die beiden enthaltenen Frequenzen werden zwar lokalisiert, lassen sich jedoch nicht einzelnen Zeitbereichen zuordnen (unten Mitte: Fourier-Spektrum, aufgetragen über der Zeit). Unten rechts: Wavelet-Skalogramm als Ergebnis der kontinuierlichen Wavelet-Transformation. Die beiden Frequenzen sind deutlich erkennbar, ebenso die zugeordneten Zeitbereiche (nach M. Schmidt 2001, modifiziert). |
Die Zeit-Frequenz-Lokalisierung ist verbunden mit der im vorangehenden Abschnitt bereits angesprochenen Anpassung der Gestalt des Fensters an den zu analysierenden Signalanteil bei unveränderter Fenstergröße. Häufig wird die Morlet-Funktion, eine exponentiell abklingende komplexe Schwingung, angesetzt, die sich durch eine minimale Fenstergröße (identisch der Gabor-Transformation), aber variable Fenstergestalt auszeichnet. Das Fenster selbst ist rechteckig, die Fensterlängen werden durch einen Skalierungsparameter und einen Gestaltparameter gesteuert. Allgemein gilt, dass eine Funktion, die einen kompakten Träger im Zeitbereich besitzt, im Frequenzbereich äußerst ausgedehnt ist und umgekehrt. Dies beeinträchtigt die jeweiligen Lokalisierungseigenschaften. Eine Exponentialfunktion wie die Morlet-Funktion ist zwar sowohl im Zeit- als auch im Frequenzbereich unendlich ausgedehnt, aber faktisch (quasi-)kompakt; sie weist in beiden Bereichen gemeinsame optimale Lokalisierungseigenschaften auf. Je nach Fragestellung (z.B. Asymmetrien) können jedoch andere Wavelet-Funktionen günstiger sein.
Die inverse Wavelet-Transformation ermöglicht die Filterung von Zeitreihen: Zunächst wird die Zeitreihe vom Zeitbereich in den Zeit-Frequenzbereich transformiert (Signalanalyse), wo sie je nach Ziel der Filterung manipuliert (Signalextraktion) und schließlich in den Zeitbereich zurücktransformiert wird (Signalsynthese). Auf diese Weise lassen sich z.B. die beiden periodischen Hauptsignale in der Polbewegung (Chandler-Bewegung, jahresperiodische Bewegung) mit Wavelet-Verfahren aus den Zeitreihen der Polkoordinaten bestimmen.
Die diskrete Wavelet-Transformation ist von besonderer Bedeutung für die Repräsentation und Kompression von Daten. Der Begriff „diskret“ bezieht sich auf die Diskretisierung des Skalierungs- und des Verschiebungsparameters. Unter bestimmten Voraussetzungen ist es möglich, das zu analysierende Signal exakt durch eine Reihe in Basisfunktionen darzustellen, die durch eine geeignete Wavelet-Funktion erzeugt werden. Die Koeffizienten dieser Reihe sind dann die Ergebnisse der zugeordneten diskreten Wavelet-Transformation. Diese Vorgehensweise wird auch als Multiskalen-Repräsentation des Signals bezeichnet. Viele dieser Koeffizienten besitzen aufgrund der Lokalisierungseigenschaften einen sehr kleinen Zahlenwert. Deshalb kann man, wenn man sie vernachlässigt, eine gute Kompressionsrate der Daten bei gleichzeitig hohem Approximationsgrad an das Ausgangssignal erhalten.
Wenn die Werte der Datenreihe aus Beobachtungen mit geodätischen Raumverfahren geschätzt wurden, so sind die enthaltenen Signale stochastisch überlagert. Die Varianz-Kovarianz-Matrix der Datenreihe kann mittels Varianzfortpflanzung auf die Skalogrammwerte übertragen werden, wodurch insbesondere Signifikanztests möglich werden. Eliminiert man nichtsignifikante Skalogrammwerte, so erhält man nach Anwendung der inversen Wavelet-Transformation eine Datenreihe, die nur die signifikanten Signalkomponenten enthält (Schmidt 2002).
Analog zu den Fourier-Verfahren lassen sich auch die Wavelet-Verfahren auf höherdimensionale Räume verallgemeinern, insbesondere ins Zweidimensionale mit ebenen oder sphärischen Koordinaten als Parametern. Die sphärischen Wavelet-Verfahren werden in der Geodäsie insbesondere zur Darstellung des hochfrequenten Anteils des Gravitationspotentials vorgeschlagen (Freeden et al., 1998).
6.1.3 Signalapproximation nach der Methode der kleinsten Quadrate
Bei konkreten Vorstellungen hinsichtlich der mathematischen Gestalt der Signalkomponenten können die relevanten Parameter – im Falle von additiv überlagerten Sinusfunktionen deren Amplituden, Phasen und Frequenzen – nach der Methode der kleinsten Quadrate bestimmt werden. Dabei werden alle nichtmodellierten Signalanteile als kleine additive Fehler betrachtet, deren Quadratsumme zur Bestimmung der unbekannten Parameter minimiert wird. Im Standardfall wird ein deterministisches Ausgleichungsmodell angesetzt mit unbekannten, aber nicht-stochastischen Parametern.
Kennt man die in den Daten zu erwartenden Frequenzen aus der physikalischen Modellbildung bzw. aus der Anschauung der Zeitreihen, so lässt sich ein lineares Ausgleichungsmodell formulieren, das direkt und eindeutig lösbar ist. In diese Betrachtungsweise fügt sich auch die Bestimmung der Koeffizienten der Fourier- bzw. der Wavelet-Reihen ein, da man diese durch Minimierung einer quadratischen Residuennorm erhält. Neben der Methode der kleinsten Quadrate findet man in der Literatur weitere Approximationsprinzipien wie das der Minimierung der Absolutsumme der Residuen (L1-Norm) oder des Residuums mit dem größten Betrag (L∞-Norm).
Sollen gleichzeitig alle drei Parameter (Amplitude, Phase und Frequenz) als unbekannt angesetzt werden, lässt sich kein lineares Modell formulieren. Dann ist nicht gesichert, dass die nach der Methode der kleinsten Quadrate bestimmten Parameter dem globalen Minimum der Verbesserungsquadratsumme entsprechen. Vielmehr kann es neben dem globalen Minimum eine Vielzahl lokaler Minima geben. Weitere stationäre Punkte repräsentieren Sattel- oder Maximumpunkte. Mautz (2001) beschreibt verschiedene Verfahren, die sich zur Bestimmung des globalen Minimums eignen (globale Optimierung). Die üblichen numerischen Verfahren arbeiten lokal und iterativ. Sie benötigen gute Näherungswerte, um das globale Minimum zu finden. Zur Suche nach dem globalen Minimum werden bei der globalen Optimierung heuristische Verfahren eingesetzt, die durch Variation der Näherungswerte das globale Minimum sukzessive annähern. Bei Terminierung des Algorithmus liegt das globale Minimum zwar nicht gesichert vor, man erhält jedoch eine gute Annäherung, die sicher besser ist als bei rein lokaler Optimierung. Die Verfahren der globalen Optimierung sind rechenintensiv; ihre Akzeptanz bei der Datenanalyse wird mit der Verbesserung der Rechnerleistung weiter zunehmen.
6.1.4 Weitere Verfahren
Die Fourier- und Wavelet-Verfahren wie auch die Approximation nach kleinsten Quadraten können als Standardverfahren der geodätischen Analyse deterministischer Signale betrachtet werden. Die dabei erforderlichen „harten“ Vorgaben in Bezug auf die Signalcharakteristiken, wie die häufig angesetzte Sinusform der erwarteten Signale, können jedoch, wenn sie nicht streng zutreffen, die Interpretation der Analyseergebnisse beeinflussen und verfälschen. Neuere Methoden zur Modellierung und Analyse bietet der Bereich des Soft Computing, zu dem vor allem die Künstlichen Neuronalen Netze (Artificial Neural Networks, ANN) und die Verfahren der Fuzzy-Logik zu rechnen sind. Die Methoden des Soft Computing gestatten den Umgang mit Unsicherheit in den Daten bzw. über Modelle, insbesondere auch aufgrund von unvollständiger Kenntnis. Die Eignung von Künstlichen Neuronalen Netzen zur Prädiktion von Erdrotationsparametern zeigen Schuh et al. (2002).
6.2 Stochastische Signale
In der Natur trifft man häufig auf physikalische Größen, deren Signale ihrem Wesen nach zumindest teilweise zufällig erscheinen und nicht durch mathematische Funktionen beschreibbar sind. Sie sind im Gegensatz zu rein deterministischen Signalen nicht vorhersagbar. Man unterscheidet bei stochastischen Signalen oft zwischen einem deterministischen Anteil, der aus den Signalen extrahiert werden kann, und einem stochastischen Residualanteil – dem stochastischen Signal im engeren Sinne, das mit den Methoden der Wahrscheinlichkeitstheorie und Statistik beschrieben und analysiert werden kann. Grundlegend ist der Begriff des stochastischen Prozesses, unter dem man eine Familie von Zufallsvariablen versteht, die von einem oder mehreren Parametern abhängen. Wie bei den deterministischen Signalen wird zwischen dem eindimensionalen Fall (Abhängigkeit von genau einem Parameter, oft der Zeit) und dem n-dimensionalen Fall (Abhängigkeit von n Parametern, häufig zwei Positionen) unterschieden.
6.2.1 Zeitreihenanalyse
Unter einer Zeitreihe (im Sinne der Stochastik) versteht man einen eindimensionalen stochastischen Prozess, der die Zeit als Parameter hat. Ihre Realisierungen, wie sie z.B. in Form der EOP-Reihen vom IERS bereit gestellt werden, bezeichnet man als Pfade des Prozesses. Von besonderer Bedeutung sind stationäre Prozesse, die sich dadurch auszeichnen, dass ihre Erwartungswertfunktion konstant ist und ihre Kovarianzfunktion nur vom Abstand zwischen zwei Zeitpunkten abhängt, jedoch nicht von den Zeitpunkten selbst, woraus eine konstante Varianz für alle Zeitpunkte folgt. Als Beispiel sei der White-Noise-Prozess („Weißes Rauschen“) genannt, bei dem die Kovarianz zwischen unterschiedlichen Zeitpunkten verschwindet. Im Falle ergodischer Prozesse können alle statistischen Eigenschaften des Prozesses aus einer einzelnen Realisierung geschätzt werden (Koch und Schmidt 1994).
Eine typische Vorgehensweise bei der Analyse von Zeitreihen ist, von einer gegebenen Zeitreihe eine eventuell enthaltene deterministische Komponente (Trend und gegebenenfalls zyklische Komponenten, siehe hierzu Abschnitt 6.1) abzuspalten, um eine stationäre Residualzeitreihe zu erhalten. In der Regel werden deren (zeitunabhängiger) Erwartungswert und Kovarianzfunktion geschätzt. Anschließend kann der Prozess durch Schätzung der Prozessparameter identifiziert werden, wobei häufig von einem ARMA-Prozess (Auto Regressive Moving Average) mit festzulegender Ordnung ausgegangen wird. Somit kann das zeitliche Verhalten des Prozesses unter Verwendung aller Komponenten prädiziert werden.
Lässt sich ein verbleibender Trend nicht ausschließen, so bieten sich z.B. in Erweiterung der ARMA-Prozesse die sog. ARIMA-Prozesse (Auto Regressive Integrated Moving Average) an, bei denen davon ausgegangen wird, dass vorhandene Trends durch Differenzbildung (vgl. Abschnitt 6.1) so eliminiert werden, dass die dann verbleibende Zeitreihe stationär ist (Brockwell und Davis 1991). Malkin und Skurikhina (1996) nutzen ARIMA-Modelle zur Prädiktion von EOP.
Eine wesentliche Aufgabe in Verbindung mit der Zeitreihenanalyse besteht in der statistischen Prüfung der Verteilungsannahme für den stochastischen Prozess. Problematisch ist dabei die Trennung zwischen deterministischer und stochastischer Komponente, da letztlich alles, was nicht durch ein deterministisches Modell extrahiert wird, der stochastischen Komponente zugeordnet wird.
6.2.2 Parameterschätzung mit stochastischer Vorinformation
Ähnlich wie bei der in 6.1 beschriebenen Trendbestimmung bzw. der in 6.1.3 beschriebenen Signalapproximation kann man auch bei stochastischer Vorinformation in Form von Erwartungswerten und Varianzen sowie Kovarianzen der gesuchten Parameter vorgehen. In diesem Falle kann die Vorinformation entweder mittels Pseudobeobachtungen oder direkt über stochastische Parameter angesetzt werden. Man führt dann auf der Basis eines Gauß-Markov-Modells bzw. eines Gauß-Helmert-Modells eine Parameterschätzung nach der Methode der kleinsten Quadrate durch. Liegt die Vorinformation über die Parameter in Form von Wahrscheinlichkeitsverteilungen vor, so sind Schätzungen auf der Grundlage der Bayesschen Theorie durchzuführen, die man auch als Verallgemeinerung der klassischen Schätztheorie betrachten kann (Koch 1997, 2000).
Auf der Theorie der stochastischen Prozesse kann die Kollokation nach kleinsten Quadraten begründet werden, bei der vor allem positionsabhängige, in der Regel zweidimensionale Prozesse in der Ebene bzw. auf der Kugel betrachtet werden. Ihre wesentlichen Bestandteile sind die Schätzung einer deterministischen Modellkomponente (deterministische Parameter), die Filterung eines stochastischen Anteils (stochastische Parameter) und die Prädiktion von unbekannten bzw. unzugänglichen Werten. Die Struktur der Varianz-Kovarianz-Matrix der stochastischen Parameter wird dabei üblicherweise vereinfacht als homogen-isotrop angenommen, d.h. orts- und richtungsunabhängig (Meier und Keller, 1990).
6.2.3 Multivariate Statistik
Bei der multivariaten Statistik betrachtet man Gruppen von (i.A. abhängigen) Zufallsvariablen, deren zentrale Momente (in erster Linie Erwartungswertvektor und Varianz-Kovarianz-Matrix) geschätzt und deren gemeinsame Charakteristiken abgeleitet werden sollen. Im Gegensatz zur univariaten Statistik werden die Stichprobenwerte gleichzeitig für alle beteiligten Zufallsvariablen erhoben. Die Hauptkomponentenanalyse (englisch: principal component analysis, PCA), die eine häufig verwendete Methode der multivariaten Statistik ist, soll im Folgenden kurz erläutert werden.
Kann man einzelne Zufallsvariable noch einfach beschreiben, so ist dies bei Gruppen von Zufallsvariablen in der Regel nicht möglich. Man kann aber diejenigen gemeinsamen Anteile in den Stichproben bestimmen, die allgemein großen Variationen und häufig starken periodischen Signalen zuzuordnen sind, und von denen trennen, die vernachlässigbar variieren. Zu diesem Zweck führt man eine lineare Parametertransformation durch, die unkorrelierte Zufallsvariable liefert, deren Varianz maximal ist. Dies wird durch die spektrale Zerlegung der empirischen Varianz-Kovarianz-Matrix der Stichprobenwerte nach Eigenwerten und Eigenvektoren geleistet, wozu ein spezielles Eigenwertproblem gelöst wird. Man bezeichnet die in die Basis der Eigenvektoren transformierten Zufallsvariablen als Hauptkomponenten. Die jeweiligen Eigenwerte geben die Varianz der Hauptkomponenten an.
In den Anwendungen gibt es oftmals eine oder mehrere Hauptkomponenten, die nahezu die komplette Varianz in sich vereinigen. Die Mehrzahl der Hauptkomponenten leistet hingegen nur einen vernachlässigbaren Beitrag zur Gesamtvarianz. Durch das Abspalten der transformierten Zufallsvariablen mit kleiner Varianz wird die Darstellung auf die wesentlichen Beiträge reduziert.
Die PCA wird in der Geodäsie primär bei der Analyse von zeit- und ortsabhängigen stochastischen Feldern eingesetzt. Bosch (2001) nutzt diese Methodik zur Analyse von Meeresspiegelschwankungen; er verwendet den synonymen Begriff der Empirischen Orthogonalfunktionen (EOF). Bei einer einzelnen Zeitreihe kann die PCA in der beschriebenen Weise nicht eingesetzt werden, da die Schätzung der zentralen Momente nicht möglich ist. Liegt jedoch eine theoretische Varianz-Kovarianz-Matrix für die Zeitreihenwerte vor, z.B. aufgrund der Schätzung der Zeitreihenwerte aus geodätischen Raumverfahren, dann kann die PCA auch auf einzelne Zeitreihen angewendet werden.
7 Gegenwärtiger Stand der Modellierung
Die Variationen der Erdrotation sind das Ergebnis der integralen Wirkung aller planetaren und geophysikalischen Kräfte, die ein Drehmoment am Erdkörper ausüben und dadurch den Drehimpuls ändern. Die Modellierung der Erdrotation verfolgt zwei Ziele: Zum einen möchte man die geodätisch beobachtbaren Erdrotationsschwankungen auch mit Hilfe von Modellen möglichst genau beschreiben, zum Beispiel für die Prädiktion. Zum anderen sollen durch die Modellierung der Erdorientierungsparameter (EOP) geophysikalische Prozesse und Zusammenhänge erforscht werden, die direkt oder indirekt die Erdrotation beeinflussen. Ist der Beitrag eines Teilsystems der Erde zu den Erdrotationsschwankungen bekannt, so kann mittels geeigneter Analyseverfahren aus dem Vergleich der modellierten mit den beobachteten EOP auf noch unbekannte Anregungsmechanismen in anderen Teilsystemen geschlossen werden.
Die Modellierung der Erdrotationsschwankungen gliedert sich in zwei Schritte. Als erstes muss ein Formalismus entwickelt werden, der, abgeleitet aus den Bewegungsgleichungen, die Rotation des Systems Erde hinreichend genau beschreibt. Eine allgemeine Herleitung und Lösung der Bewegungsgleichungen sowie verschiedene mathematische Ansätze zur Formulierung der physikalischen Fragestellungen sind in Kapitel 3 zusammengestellt. Im zweiten Schritt der Modellierung geht es dann darum, diese Theorien auf das rotierende Gesamtsystem Erde mit seinen in Kapitel 2 vorgestellten Teilsystemen anzuwenden. Der zweite Abschnitt dieses Kapitels befasst sich daher mit der Modellierung von Anregungsfunktionen zu den verschiedenen Teilsystemen. Dabei wird unterschieden zwischen der lunisolaren und planetaren Anregung einerseits und der geophysikalischen Anregung andererseits. Oft überlappen sich die möglichen Anregungsperioden der unterschiedlichen geophysikalischen Prozesse einzelner Teilsysteme und lassen sich beim Vergleich mit den geodätischen Beobachtungen nur schwer identifizieren.
Von besonderer Bedeutung sind die vielfältigen Kopplungsmechanismen zwischen den einzelnen Teilsystemen. Die zahlreichen Wechselwirkungen verändern die Drehmomente und führen zu Auflastdeformationen und Massenaustausch. Es genügt deswegen nicht, die Teilsysteme als unabhängige Anregungskomponenten zu modellieren; vielmehr müssen in einer konsistenten Beschreibung der Erdrotationsvariationen sämtliche Interaktionen zwischen den einzelnen Prozessen berücksichtigt werden. Dies erfordert eine Verknüpfung und ein Zusammenwirken vieler naturwissenschaftlicher Teildisziplinen im Sinne einer integralen Untersuchung des Gesamtsystems Erde inklusive seines planetaren Umfelds.
7.1 Modellierung von Erdrotationsschwankungen
Erdrotationsschwankungen werden durch Drehimpulsänderungen hervorgerufen, die global durch die Euler-Liouvillesche Gleichung (3.7 in Verbindung mit 3.9) bilanziert werden. Sie gibt den Zusammenhang zwischen extern auf einen Körper wirkenden Drehmomenten D und der Änderung seines Eigendrehimpulses L an. Die verschiedenen, in Wechselwirkung stehenden Komponenten des Systems Erde (Atmosphäre, Hydrosphäre, Mantel, äußerer Kern, innerer Kern) haben einen eigenen Teildrehimpuls, von dem Teile auf die jeweils anderen Komponenten übertragbar sind, wenn ein geeigneter Kopplungsmechanismus existiert.
Ausgehend von der allgemeinen Gleichung 3.7 gelangt man zur linearisierten Euler-Liouvilleschen Gleichung (3.13). Um die terrestrischen geophysikalischen Einflüsse auf die Rotation der Erde zu untersuchen, setzt man die äußeren Drehmomente D gleich Null, geht also von einer Drehimpulserhaltung für das abgeschlossene System Erde aus. Durch eine geeignete Linearisierung ergibt sich ein entkoppeltes Differentialgleichungssystem (3.14) für die Polbewegung sowie für die Tageslängenschwankungen.
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Abb. 7.1 Intra- und interdisziplinäres Zusammenspiel für die konsistente Modellierung verschiedener geophysikalischer Einflüsse auf die Erdrotation vom hochfrequenten bis hin zum säkularen Periodenbereich. |
Unter Verwendung der Anregungsfunktionen erhält man Gleichung 3.15. Die Modellierung von lunisolaren und planetaren gravitativen Einflüssen auf die Erdrotation erfolgt vereinfacht mit einem Modell der starren Erde. Zur Verbesserung des Präzessions- und Nutationsmodells können dann zusätzliche Korrekturglieder eingefügt werden, die die geophysikalischen Anregungen der verformbaren Erde berücksichtigen.
7.1.1 Polbewegung und Tageslängenschwankungen
Im Drehimpulsansatz („angular momentum approach“) wird die Gesamterde (Atmosphäre, Hydrosphäre, Mantel mit Kruste, äußerer Kern, innerer Kern) als kräftefrei betrachtet, und die Wechselwirkungen zwischen den Teilsystemen werden in Form eines Drehimpulsaustausches beschrieben. Dabei gilt die Erhaltung des Gesamtdrehimpulses aller Komponenten des Systems Erde unter Berücksichtigung der äußeren Drehmomente D. Letztere sind in dieser Betrachtungsweise ausschließlich gravitativen Ursprungs und werden durch Sonne, Mond und weitere Himmelskörper hervorgerufen. Dieser Ansatz setzt voraus, dass die Drehimpulse aus einer beobachtbaren Größe ableitbar sind (z.B. Drehimpulsänderungen in der Atmosphäre aus Windgeschwindigkeiten). Alternativ können die auftretenden Drehmomente direkt formuliert und auf der rechten Seite der Euler-Liouvilleschen Gleichung angesetzt werden („torque approach“). Je nachdem, welche Komponenten man mit in das rotierende System Erde aufnimmt und welche Anteile man als äußere Drehmomente ansieht, wählt man die Drehimpuls- oder die Drehmomentmethode zur Modellierung des Drehimpulsaustausches.
Der Drehimpuls eines rotierenden Systems lässt sich in zwei Summanden aufspalten (3.9). Ein Anteil entspricht dem Drehimpuls eines rotierenden Körpers, der sich als Produkt seines Trägheitstensors I mit dem Rotationsvektor ω ergibt. Variationen des Trägheitstensors der Erde folgen aus den Änderungen der Massenanordnung im System Erde. Der zweite Anteil, der sogenannte relative Drehimpuls ℓ, wird durch Massenbewegungen gegenüber dem erdgebundenen Koordinatensystem verursacht. Massenverlagerungen können durch Deformationen des Erdkörpers als Reaktion auf ein gezeitenerzeugendes Potential, durch Auflasten und durch Polgezeiten verursacht werden. Daneben ergeben sich Variationen des Trägheitstensors auf Grund der Massenverlagerungen in der Atmosphäre, den Ozeanen und den übrigen Teilkomponenten. Dies führt in den Anregungsfunktionen zum sogenannten Massenterm („mass term“ oder „matter term“). Relative Drehimpulse werden insbesondere durch die großräumigen Atmosphären- und Ozeanzirkulationen hervorgerufen. Sie bilden den Bewegungsterm („motion term“). Beide Anteile können in einer Anregungsfunktion (3.21) zusammengefasst werden. Dazu löst man die linearisierte Euler-Liouvillesche Bewegungsgleichung separat für die Polbewegung und die Tageslängenvariation. Die Polbewegung (3.17) stellt ein Faltungsintegral der Transferfunktion e-iσE und der Anregungsfunktion Ψ dar. Für die Tageslängenschwankungen erhält man ein Produkt der mittleren Tageslänge mit der Anregungsfunktion Ψ3. Zur Lösung von Polbewegung und Tageslängenvariation sind neben den konstanten Hauptträgheitsmomenten und den elastischen Parametern vor allem die Anregungsfunktionen und darin enthaltenen Drehmomente der einzelnen Komponenten des Systems Erde zu bestimmen.
Um die Anregungsfunktionen im Drehimpulsansatz zu formulieren, ist eine genaue Kenntnis der Änderungen von Massen- oder Dichteverteilungen sowie der Bewegungen der Massenelemente notwendig (3.23 und 3.24). Dies setzt ein globales, möglichst detailliertes Modell der Massenverlagerungen und -bewegungen voraus.
Beim Drehmomentansatz werden die konkret auftretenden Kräfte an den Nahtstellen zwischen einzelnen Systemkomponenten betrachtet. Variationen des Trägheitstensors der Erde entstehen wie beim Drehimpulsansatz durch die Einwirkung eines gezeitenerzeugenden Potentials. Daneben verursachen Auflasten und Polgezeiten Deformationen des Erdkörpers, die sich in Änderungen der Tensorkomponenten niederschlagen. Da aber bei dieser Betrachtungsweise Systemkomponenten wie Atmosphäre oder Hydrosphäre als nicht zum Gesamtsystem gehörig betrachtet werden, beeinflussen deren Massenverlagerungen nicht direkt den Trägheitstensor. Relative Drehimpulse treten ebenfalls nicht auf. Dafür werden die konkreten Wechselwirkungen zwischen der festen Erde einerseits und Atmosphäre und Ozean andererseits über die Drehmomente D berechnet, wie dies in beiden Ansätzen auch für die Drehmomente auf Grund der Gravitationswirkung von Sonne, Mond und den Planeten geschieht. Bislang gibt es allerdings keine ausreichend genauen numerischen Modelle für die durch Reibung und Druck verursachten Drehmomente. Die Schwierigkeiten liegen vor allem in der zu groben räumlichen Auflösung der zu Grunde liegenden physikalischen Größen und der oft unzureichend bekannten physikalischen Kopplungsparameter wie z.B. den Reibungskoeffizienten.
Auf Grund der erheblichen Unsicherheiten bei der Berechnung der zwischen den Systemkomponenten auftretenden Kräfte wird bisher für die numerische Modellierung des Erdrotationsvektors meist der Drehimpulsansatz verwendet. Drehmomente lassen sich jedoch sehr einfach aus den modellierten Drehimpulsvariationen gewinnen. In seiner inversen Anwendung liefert der Drehmomentansatz wertvolle Ergebnisse für die Abschätzung von Kopplungsparametern sowie Hinweise auf die zu Grunde liegenden physikalischen Ursachen (de Viron 1999).
Um nichtlineare Wechselwirkungen zu berücksichtigen, muss auf das vollständig gekoppelte Differentialgleichungssystem zurückgegriffen werden. In diesem Fall lassen sich Polbewegung und Tageslängenvariation nicht in separaten Gleichungen schreiben, sondern müssen numerisch in einem gemeinsamen Integrationsverfahren gelöst werden. Das gleiche gilt für eine nicht rotationssymmetrische Erde, wenn die axialen Hauptträgheitsmomente A und B verschieden und zeitlich variabel sind. Diese Modellerweiterungen führen zu Schwankungen der Resonanzfrequenzen. Allerdings ist noch zu klären, in wieweit die beobachteten Variationen der Chandler-Periode von bis zu 5% (Schuh et al., 2001; Liu et al., 2003) physikalisch bedingt und nicht nur auf die Beobachtungs- und Analyseverfahren zurückzuführen sind. Ein nichtlineares Kreiselmodell (Seitz und Kutterer 2002) wurde am Deutschen Geodätischen Forschungsinstitut (DGFI) in München entwickelt. Es berücksichtigt Variationen aller Trägheitstensorkomponenten auf Grund von Massenverlagerungen, Gezeitendeformationen und Auflastdeformationen in der Atmosphäre, den Ozeanen und der festen Erde. Es verwendet Eingangsdaten, die aus atmosphärischen und ozeanischen Modellsimulationen und Re-Analysen abgeleitet wurden. Daneben werden gravitative Drehmomente von Sonne und Mond auf die Erde angesetzt. Gegenüber dem klassischen Lösungsverfahren, der linearisierten Liouvilleschen Gleichung, bietet dieses Modell den Vorteil, dass auch die durch die Erdrotationsschwankungen verursachten Rotationsdeformationen berücksichtigt werden können. Diese Rückkopplungen führen zu zeitlichen Veränderungen von Chandler-Amplitude und -Periode. Dadurch lassen sich Rückschlüsse auf die Antriebsmechanismen ziehen, die der Dämpfung der Chandler-Amplitude auf Grund von Reibungseffekten entgegenwirken (Seitz et al., 2004). Auch Stabilitätseigenschaften des Rotationspols lassen sich mit diesem Modell untersuchen.
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Vorteile |
Nachteile |
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Drehimpulsansatz |
einfacher Formalismus |
räumliche Verteilung und Bewegung aller Massen nötig |
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nutzt Standard-Output der Atmosphären- / Ozeanmodelle |
große Datenmengen |
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keine Kenntnis der genauen Wechselwirkung nötig |
gibt keine Auskunft über genaue physikalische Interaktionen |
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Drehmomentansatz |
lässt Rückschlüsse auf genaue physikalische Interaktionen zu |
Standard-Output-Daten können nicht genutzt werden |
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es genügt die Kenntnis der Kräfte an den Grenzflächen |
genaue Kenntnis der Wechselwirkungen nötig |
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geringe Datenmengen |
genaue Kenntnis der Materialparameter nötig |
7.1.2 Präzession und Nutation
Das gegenwärtig von der IAU empfohlene Nutationsmodell für den CIP (s. Abschnitt 4.1.4.2) geht auf Mathews, Herring und Buffett (2002) zurück und trägt den Namen MHB2000. MHB2000 ist ein Schichtenmodell und baut auf den Drehimpulsbilanzen für Erdmantel, flüssigen äußeren Kern (FOC) und festen inneren Kern (SIC) auf. Das Modell liefert Werte der Transferfunktion T, die die Nutationsamplituden η eines realistischen Erdmodells mit denjenigen einer starren Erde (ηR) verknüpft. Es seien σ die Frequenz, e und eR die Elliptizitäten einer reellen bzw. starren Erde; dann wird in MHB2000 von
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(7.1) |
ausgegangen. Die Nutationsamplituden einer starren Erde (ηR) werden dem Modell REN-2000 (Souchay et al., 1999) entnommen. Wie in der bekannten SOS-Theorie werden in die Gleichungen der Drehimpulsbilanzen verschiedene Parameter eingeführt: dynamische Elliptizitäten der Erde (e), des FOC (ef ) und des SIC (es), entsprechende Trägheitsmomente A, Af und As, zusätzliche elastische und anelastische Parameter (compliance parameters) wie κ und γ, welche die Deformierbarkeit der Erde und der Kernregion beschreiben, die Dichte ρr im Außenbereich des FOC, sowie weitere Parameter, welche die elektromagnetische Kern-Mantel- und Kern-Kern-Kopplungen beschreiben, wie die (komplexen) Größen KCMB und KICB. Bei der Festlegung der Werte der Zusatzparameter gehen eine Reihe geophysikalischer Prozesse wie die Effekte der Ozeangezeiten und der Atmosphäre und die Anelastizitäten des Mantels ein. Einige davon werden mit Hilfe lokaler Theorien beschrieben (z.B. wird ein lokales Modell von Wahr und Bergen (1986) für die Mantelanelastizität zu Grunde gelegt); andere Parameter werden durch Ausgleichung von VLBI-Daten bestimmt. Zu den dabei geschätzten Parametern gehören: e, ef , κ, γ, Im (KCMB), Re (KICB) und Im (KICB). Damit wird erreicht, dass die Residuen für die Nutationsoffsets Δφ sinε0 und Δε im Bereich von ±0,2 marcsec liegen. Die Einbeziehung ozeanischer und atmosphärischer Effekte geschieht im wesentlichen dadurch, dass die prograde jährliche Nutation (in-phase und out-of-phase) an VLBI-Daten angepasst wird. Resonanzen sind durch die freie Nutation der Erdkerne (FCN: Free Core Nutation; FICN: Free Inner Core Nutation) gegeben. Außerhalb der FCN-Resonanz kann die Transferfunktion durch
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(7.2) |
in guter Näherung approximiert werden. Werte für N0, Qα und die Resonanzfrequenzen sα werden in Mathews (2000) angegeben. Zahlenwerte für die Nutationsreihe MHB2000 findet man im Internet ([6]). MHB2000 ist im wesentlichen ein rein Newtonsches Modell der Transferfunktion. Die geodätische Präzession/Nutation, die aus der Einsteinschen Gravitationstheorie resultiert, wird einfach hinzuaddiert. Die Nutationswinkel ergeben sich schließlich aus
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(7.3) |
mit
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7.2 Anregung der Erdrotationsschwankungen
Die Gravitationswirkung von Sonne, Mond und Planeten verursacht äußere Einflüsse auf die Erdrotation. Sie werden im raumfesten Referenzsystem als Präzessions- und Nutationsbewegung des CIP angegeben (s. Abschnitt 7.1.2). Es werden aber auch im erdgebundenen Referenzsystem Variationen der Polbewegung und der Tageslänge angeregt. Betrachtet man Vorgänge auf und in der Erde, wird die Rotation der Erde, wie in Abschnitt 7.1 beschrieben, durch Massenverlagerungen auf Grund von geophysikalischen Prozessen beeinflusst.
Da direkte Messungen der einzelnen für die Anregungsfunktionen wichtigen Größen wie Drehimpuls und Drehmomente meist nicht möglich sind, müssen diese aus den zugänglichen Messwerten wie Windgeschwindigkeiten und Luftdruck berechnet oder modelliert werden. Entsprechend der in Kapitel 2 aufgeführten Teilsysteme der Erde können die einzelnen Anregungsprozesse zunächst getrennt untersucht werden. Ziel ist es anschließend, in Verbindung mit den Kopplungsmechanismen und Wechselwirkungen zwischen den Teilsystemen eine integrale konsistente Modellierung des Gesamtsystems zu erhalten.
7.2.1 Lunisolare und planetare Anregung
Die lunisolare und planetare Anregung von Schwankungen der Erdrotation resultiert aus den gravitativen Drehmomenten, die von Mond, Sonne und den Planeten auf den Erdkörper ausgeübt werden. Wie in Abschnitt 2.1 ausgeführt, ist es zur Berechnung dieser Drehmomente ausreichend, die astronomischen Körper durch Punktmassen anzunähern. Sei xA die geozentrische Position eines Himmelskörpers der Masse MA, dann übt dieser auf die Erde (E) das Drehmoment
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(7.4) |
aus. Die Komponenten von DA lassen sich mit Hilfe partieller Ableitungen des Gravitationspotentials UE der Erde umschreiben (z.B. Bretagnon et al., 1997). Wird bei der Modellierung der EOP mit Transfer-Funktionen gearbeitet, so wirkt sich die lunisolare und planetare Anregung nur im Modell der starren Erde aus. In den Nutationstheorien eines starren Erdmodells (Bretagnon et al., 1997, 1998; Souchay et al., 1999) werden die Ephemeriden des Sonnensystems durch semi-analytische Theorien geliefert: VSOP87A (Bretagnon et al., 1988) für die Bewegung von Sonne und Planeten und ELP2000 (Chapront-Touzé et al., 1983) für die Bewegung des Mondes.
7.2.2 Geophysikalische Anregung
Endogene und exogene Ursachen führen innerhalb und zwischen den Teilsystemen zu geophysikalischen Prozessen, die sich als Massenverlagerungen und -bewegungen in und auf der Erde auswirken. Beim Drehimpulsansatz gehen diese Massenverlagerungen in die Modellierung als Trägheitstensor-änderungen ein; Massenbewegungen gehen durch ihre relativen Drehimpulse direkt in die Anregungsfunktionen ein. Beim Drehmomentansatz sind Drehmomente auf Grund von physikalischen Kräften aus den Massenbewegungen an den Grenzflächen zwischen den Teilsystemen zu formulieren. Zu einer verbesserten Modellierung der Erdrotation sind nicht nur die theoretischen Modelle der Erdrotation zu verfeinern, sondern es sind insbesondere detaillierte Modelle der Massenverlagerungen und der Wechselwirkungen zu entwickeln. Um dieser Forderung gerecht zu werden, wurde am 1. Januar 1998 vom IERS (International Earth Rotation and Reference Systems Service) ein eigenes Produkt-Zentrum „Global Geophysical Fluids“ (GGFC)[7] eingerichtet. Es gliedert sich in acht Spezialbüros (SB, special bureau), die einer spezifischen Anregungskomponente im System Erde # sowie dem Schwerefeld und den Auflastdeformationen zugeordnet sind:
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Erdmantel: |
Special bureau for the mantle, SBM |
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Erdkern: |
Special bureau for the core, SBC |
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Atmosphäre: |
Special bureau for the atmosphere, SBA |
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Ozeanosphäre: |
Special bureau for the ocean, SBO |
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Gezeiten: |
Special bureau for tides, SBT |
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Kontinentale Hydrologie: |
Special bureau for hydrology, SBH |
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Geozentrum und Schwerefeld: |
Special bureau for geocentre and gravity |
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Auflastdeformationen: |
Special bureau for loading, SBL |
In diesen Spezialbüros des IERS sollen auf internationaler Ebene die aktuellsten Forschungsergebnisse und Daten zusammengeführt und dem wissenschaftlichen Nutzer in einheitlicher Form präsentiert werden. Einige der Spezialbüros befinden sich noch im Aufbau. Zudem wird es voraussichtlich einige Jahre dauern, bis mit einer echten Dienstleistung in Form von qualitätsgeprüften Produkten zu rechnen ist. Unklar ist auch die Integration der verschiedenen Wechselwirkungen, um letztendlich konsistente und kombinierbare Modelle der einzelnen Anregungsmechanismen in den Teilsystemen zu erhalten.
7.2.2.1 Feste Erde (Erdmantel, Erdkern)
Erdkruste, Erdmantel und Erdkern als Bestandteile der festen Erde sind keine völlig starren Körper, sondern besitzen bestimmte elastische und plastische Eigenschaften, auf Grund deren sie durch interne und externe Kräfte verformt werden können. Externe gravitative Kräfte, ausgehend von Sonne, Mond und den Planeten, verursachen die Gezeitendeformationen der festen Erde sowie Änderungen der ozeanischen und atmosphärischen Auflasten durch ozeanische und atmosphärische Gezeiten. Des weiteren sind Auflastdeformationen durch die variable Wirkung von Luft-, Wasser-, Schnee- und Eisauflasten zu modellieren. Interne Prozesse führen zu Massenbewegungen durch die Mantelkonvektion, zu Vulkanausbrüchen und zu prä-, ko- und postseismischen Verschiebungen in Verbindung mit Erdbeben. Schließlich muss auch die Deformation der Erde durch eine Gleichgewichtsanpassung als Reaktion auf die Verringerung der Rotationsgeschwindigkeit durch Gezeitenreibung modelliert werden. In der Theorie der Erdrotation wird das rheologische Verhalten der Erde meist mittels der sogenannten Loveschen Zahlen h, l, k (3.26) beschrieben. Dabei geht man von einem linearen Zusammenhang zwischen dem verursachenden Störpotential und der resultierenden Änderung des Gravitationspotentials aus. Mit diesem Verfahren lassen sich die Auswirkungen der Gezeitenkräfte auf die feste Erde und ihr Rotationsverhalten sehr genau modellieren. Analog werden Lovesche Auflastzahlen h’, l’, k’ verwendet, die zur linearen Gewichtung der Deformationen dienen. Die Modellierung von Auflastdeformationen und ihr Einfluss auf die Rotation der Erde werden in Abschnitt 7.2.3.4 exemplarisch für die Wechselwirkung zwischen kontinentalen Wassermassen und fester Erde näher erläutert.
Von den direkten Einflüssen einzelner Massenverlagerungen im Erdmantel auf die Rotation der Erde wurden bisher nur die koseismische Anregung und die postglazialen Hebungen näher untersucht, siehe hierzu auch das IERS Spezialbüro für den Erdmantel (SBM)[8] . Demzufolge spielt die seismische Anregung der Erdrotation im Vergleich zu anderen Erregerprozessen eine untergeordnete Rolle und ist für die meisten Betrachtungen vernachlässigbar. Eine Untersuchung der 19050 größten Erdbeben der letzten 30 Jahre ergab in der Summe lineare Trends von 0,003 marcsec/Jahr in der Polbewegung und eine sehr geringe Abnahme der Tageslänge (Chao und Gross 1995). Die postglazialen Hebungen wurden zunächst untersucht, um die Viskositätsannahmen in den Mantelmodellen anhand der Strandliniendaten zu verifizieren. Infolge der entsprechenden Massentransporte bzw. Massengeometrieänderungen werden auch langzeitliche Variationen der Erdrotation und des Gravitationsfeldes hervorgerufen, die mit Hilfe der entsprechenden Modelle berechnet werden können. Ihr Vergleich mit dem beobachteten Trend dieser Variationen wird zur weiteren Präzisierung der Rheologieparameter des Mantels benutzt. Die Zukunft solcher Untersuchungen sind globale rheologische 3-D Modellierungen des Mantels (s. z.B. SEAL Projekt der HGF;[9]) und die Anwendung inverser Modelllösungen. Die ermittelten Viskositäts- und Elastizitätswerte sind wieder wichtige Eingangsgrößen für die Modellierung anderer Auflasteffekte.
Die Arbeiten zur Mantelkonvektion und zu ihren Auswirkungen auf die Plattenbewegungen, die Erdrotation und das Schwerefeld haben noch zu keinen einheitlichen Resultaten geführt, obwohl man den Zusammenhang der Mantelkonvektion, der Entstehung von „Plumes“ und „Hotspots“ und der Plattenbewegung prinzipiell schon modellieren kann (Links z.B.[10]). Ein großes Problem ist die Bestimmung der Größe und der Verteilung der Materialeigenschaften des unteren Mantels. Insbesondere gibt es zur Kern-Mantel-Übergangszone, deren Eigenschaften entscheidenden Einfluss auf den Materie-, Temperatur- und Drehimpulsaustausch (s. Abschnitt 7.2.3.6) zwischen Erdkern und -mantel haben, noch keine einheitlichen theoretischen Auffassungen. Die durch die Mantelkonvektion hervorgerufenen Erdrotationsschwankungen liegen zwar im Paläo-Zeitbereich, jedoch sind z.B. die entsprechenden kontinentalen Bewegungen mit modernen Satellitenverfahren sehr genau messbar, wodurch eine indirekte Möglichkeit gegeben ist, solche Modelle in Zukunft zu überprüfen.
Im Gegensatz zum Erdmantel weist der äußere Erdkern flüssige Eigenschaften auf. Man geht von gewaltigen Strömungen im äußeren Erdkern und an der Kern-Mantel-Grenze (KMG) aus. Als Indikatoren für einen Dynamoprozess gelten die Existenz des Magnetfeldes und seine langzeitlichen Änderungen (Umpolungen). Überlagert wird es durch dekadische Variationen, die Strömungsänderungen im äußeren Kern anzeigen. Vergleiche von LOD-Zeitreihen mit dem Magnetfeld der Erde zeigen im Periodenbereich von Dekaden eine hohe Korrelation. Dies könnte den Transfer von Drehimpulsanteilen vom flüssigen Kern in den Erdmantel widerspiegeln. Die zwei wichtigsten Mechanismen dafür werden in einer topographischen und einer elektromagnetischen Kern-Mantel-Kopplung (KMK) vermutet (s. Abschnitt 7.2.3.6). Da die Strömungen im äußeren Erdkern nicht direkt messbar sind, müssen sie aus Magnetfeldvariationen an der Erdoberfläche modelliert werden, was nur mit zusätzlichen Annahmen zum Geschwindigkeitsfeld nahe der Kernoberfläche zu eindeutigen Ergebnissen führt (tangentiale Geostrophie, stückweise Stationarität oder rein toroidale Strömungen). Für alle Untersuchungen zum Erdkern ist die Kenntnis der Magnetfeldvariationen an der KMG notwendig. Wenn man Mantelleitfähigkeiten annimmt, wie man sie für die elektromagnetische KMK braucht, muss man zur Feldfortsetzung von der Oberfläche bis zur KMG die Induktionsgleichung lösen. In diesem Zusammenhang wurden in letzter Zeit inverse Methoden ausgearbeitet und angewendet, die universeller als die früheren Störungsmethoden einsetzbar sind (Ballani et al., 2002).
Bezeichnend für den noch unbefriedigenden Stand der Drehmomentmethode ist, dass die Differenzen zwischen den erforderlichen axialen (aus LOD) und äquatorialen Drehmomentkomponenten (aus Polbewegung) von ein bis zwei Größenordnungen mit keinem Modell der Mantelleitfähigkeit bzw. KMG-Topographie erklärt werden können.
In den letzten Jahren wurde zusätzlich untersucht, ob sich die Drehimpulse von Kern und Mantel im Gleichgewicht befinden (Holme 1998a,b; Jault et al., 1988; Jackson et al.,1993), was ohne die Kenntnis der entsprechenden Drehmomente möglich ist. Die fluiden, rotativen Erdkernbewegungen werden in diesen Untersuchungen durch koaxial rotierende dünne Zylinderschalen approximiert; die Relativrotationen werden durch ein zonales Geschwindigkeitsleitfeld an der Kernoberfläche dargestellt, das unter der Annahme tangentialer Geostrophie eindeutig aus den geomagnetischen Variationen ableitbar ist. Das Modell beruht theoretisch auf der Entstehung von Taylorsäulen (relativ zueinander rotierende zylindrische Flüssigkeitssäulen) im fluiden Kern. Es liefert ein annäherndes Gleichgewicht der axialen Drehimpulse von Mantel und Gesamtkern. Leider lassen die koaxialen starr rotierenden Zylinderschalen kein nichtaxiales Geschwindigkeitsfeld zu, um die Polbewegungsvariationen im Rahmen der Drehimpulsmethode zu erklären.
Einen anderen Effekt nutzt ein Modell von Relativbewegungen des Innenkerns, das zu einer relativen Polschwankung seiner Figurenachse führt. Wird die daraus folgende Änderung der Massenverteilung innerhalb des Kerns als Ursache der Polbewegungsänderung angenommen, so kann das Modell mit den Ergebnissen der Schwerefeldmissionen CHAMP und GRACE überprüft werden (Greiner-Mai und Barthelmes 2001). Der Nachteil des kinematischen Modells ist, dass die Aufrechterhaltung der Auslenkung der Innenkernachse gegen die erheblichen hydrostatischen und gravitativen Kräfte ungeklärt bleibt. Wenn die gravitative Kopplung im Kern eine Rolle spielt, dann in Bezug auf den Innenkern als eine rücktreibende Kraft. Als eine Form der KMK dürfte sie, wie auch die viskose Kopplung, insgesamt von zu geringer Größe sein.
Im allgemeinen gibt es also für die Erklärung dekadischer Variationen in LOD gute Modelle, doch die Polbewegungsvariationen können noch nicht mit den gleichen Modellannahmen erklärt werden. Weitere Ergebnisse und Hinweise auf kurzperiodische Variationen siehe www-Seiten des IERS-Spezialbüros für den Erdkern (SBC) unter[11].
7.2.2.2 Atmosphäre
Die Massenbewegungen im Teilsystem Atmosphäre tragen wesentlich zu den Variationen der Erdorientierungsparameter bei, und zwar in unterschiedlichen Zeitskalen, von einem Tag bis hin zu mehreren Jahren. Dies umfasst sowohl die gasförmigen als auch die festen und flüssigen Bestandteile der Atmosphäre. Die atmosphärischen Massenumverteilungen zählen zu den größten endogenen Ursachen der Erdrotationsschwankungen.
Besonders groß ist der Einfluss der Atmosphäre auf die Variabilität der Rotationsgeschwindigkeit auf der mehrjährigen Zeitskala (Dickey et al., 1992; Chen et al., 1996). Diese Schwankungen in der Tageslänge werden überwiegend durch die sogenannten El Niño Southern Oscillation (ENSO) mit Perioden von 3 bis 6 Jahren hervorgerufen (Rosen et al., 1984; Hide et al., 1997; Naito et al., 2000). Dabei ist bekannt, dass die Meeresoberflächentemperaturen (SST) des tropischen Pazifiks eine wesentliche Rolle für die Variabilität der ENSO spielen (Bjerknes 1996). Ebenso klar erkennbar in den geodätischen Messungen der Tageslänge (LOD) ist die sogenannte Madden-Julian-Oszillation im Periodenbereich von 30 bis 60 Tagen. Die verbindenden Drehmomente, die den Drehimpulsaustausch zwischen Atmosphäre und fester Erde ermöglichen, sind dabei hauptsächlich die Gebirgsdrehmoment („mountain torques“) durch Druckunterschiede über die drei großen Massive Himalaya, Rocky Mountains und Anden. Das Reibungsdrehmoment („friction torque“) spielt dabei eher eine untergeordnete Rolle und ist hauptsächlich verantwortlich für den Drehimpulstransfer in den Ozean (siehe Abschnitt 7.2.3.1).
Die Beiträge der Atmosphäre zu den Variationen der äquatorialen Komponenten des Drehimpulsvektors sind jedoch weniger ausgeprägt und wurden entsprechend seltener untersucht. Oft wurde eine periodische Anregung durch die Atmosphäre im Bereich der Chandler-Periode gesucht, was aber in Anbetracht des stochastischen Charakters der Atmosphäre erfolglos blieb. In letzter Zeit hat es jedoch einige Arbeiten gegeben (Egger und Hoinka 2000; Egger 2001), die sich mit dem stochastischen Charakter der äquatorialen atmosphärischen Drehmomente befassen und somit die Möglichkeit der sogenannten stochastischen Resonanz als Entstehungsmodell für den Chandler-Wobble andeuten.
Für die Berechnung von atmosphärischen Einflüssen auf die Rotation der Erde sind detaillierte globale Datensätze zur Verteilung und Bewegung der Luftmassen nötig. Globale, vielschichtige Atmosphärenmodelle geben in Verbindung mit gemessenen Windgeschwindigkeiten und Druckverteilungen mittlerweile ein sehr realistisches Bild der Atmosphäre.
Aus diesen Modellen wird die sogenannte atmosphärische Anregungsfunktion AAM (atmospheric angular momentum) durch Integration der Massenverlagerungen berechnet. Sie wird von vier meteorologischen Zentren (NCEP, JMA, UKMO, ECMWF) über das IERS Spezialbüro für Atmosphäre, SBA, dem Nutzer per FTP unter ([12]) zur Verfügung gestellt und kann direkt im Drehimpulsansatz verwendet werden. Etwas aufwendiger ist die Modellierung von Drehmomenten aus den Druck- und Strömungsfeldern der Atmosphäre in Verbindung mit der Topographie der Erdoberfläche. Dazu werden jedoch nur die Druck-, Wind- und Strömungsverhältnisse an der Grenzschicht zwischen Atmosphäre, Ozean und Erdoberfläche benötigt. Das IERS-SBA stellt Daten zu „mountain-, friction- und gravity wave torques“ zur Verfügung. Obwohl letztendlich aus einem Atmosphärenmodell über beide Ansätze die gleichen Rotationsschwankungen resultieren sollten, bestehen noch erhebliche Diskrepanzen. Dies ist vor allem auf die ungenaue Kenntnis aller Reibungskräfte im Drehmomentansatz zurückzuführen. Beobachtungen liefern hierfür bisher nur unvollständige Daten. Dieses Problem tritt bei reinen Simulationsmodellen nicht auf. Das Modell ECHAM3 wird nur durch beobachtete ozeanische Wasseroberflächentemperaturen zwischen 1950 und 1994 angetrieben (Stuck 2001). Eine detaillierte Analyse zeigte, dass
- viele Strukturen der beobachteten axialen Drehimpulsschwankungen selbst durch ein grobes Modells wie das ECHAM3 in T21 horizontaler Auflösung (entspricht etwa 5,6º x 5,6º) reproduziert werden können;
- das Modell einen sinnvollen Drehimpulstransfer in den Ozean liefert, was durch eine einseitige Kopplung des Atmosphärenmodells an ein Ozeanmodell gezeigt wurde;
- die ENSO Variabilität der Tageslängenänderung eine vor dem stochastischen Hintergrund des Modells reproduzierbare und somit vorhersagbare Größe ist.
Die Variabilität der axialen Drehimpulskomponente auf Zeitskalen von mehr als 10 Jahren kann sinnvoll nur mit Hilfe gekoppelter Atmosphären-Ozean-Modelle untersucht werden, da brauchbare Analysen der Atmosphäre (die NCEP Reanalysedaten oder in Kürze die Reanalysen ERA40 des ECMWF) nur für die letzten 40 Jahre vorliegen. Ebenso kann die Frage des Einflusses globaler Umweltveränderungen wie steigender Treibhausgase auf die Tageslängenänderung nur mit Hilfe von Modellen untersucht werden. Dabei ist der Drehimpulsvektor der Erde dadurch ausgezeichnet, dass er eine integrale Variable des Erdsystems darstellt, die direkt aus Messungen zugänglich ist. Alle global aggregierten meteorologischen Größen wie die mittlere Temperatur oder mittlere Niederschlagsrate können nur aus Punktmessungen mit Hilfe statistischer Modellierung ermittelt werden.
7.2.2.3 Hydrosphäre
Ozeanosphäre
Im Unterschied zu den atmosphärisch bedingten Massenverlagerungen können die entsprechenden Wassermassenumverteilungen im Ozean gemäß Abschnitt 2.2.3.1 nicht durch dreidimensionale in-situ-Messungen und nur bedingt aus der Beobachtung der Meeresoberfläche erschlossen werden. Infolge der schwierigen Beobachtungssituation des tieferen Teils des Ozeans erfolgt alternativ die Bestimmung der mit der dreidimensionalen ozeanischen Dynamik einhergehenden Wassermassenverlagerungen vorwiegend durch numerische Modelle.
Die numerischen Untersuchungen zum ozeanischen Einfluss auf die Erdrotation lassen sich in Anlehnung an die traditionellen Modellkonstruktionen einteilen in globale und regionale, in barotrope und barokline, in freie und mit Daten gespeiste sowie in Gezeiten- und Zirkulationssimulationen. Die genannten Kategorien schließen sich keineswegs gegenseitig aus, sondern resultieren lediglich aus differierenden Unterscheidungskriterien; Schnittmengen sind deshalb üblich. Zunächst richteten sich die Aktivitäten vornehmlich auf die mit einzelnen Partialtiden einhergehenden Energiedissipationsraten zur Ableitung der säkularen Verlangsamung der Erdrotation in verschiedenen Zeitbereichen (z.B. Brosche und Sündermann 1971, Zahel 1977, Krohn et al., 1981). Mit zunehmender Verbesserung der numerischen Modelle und Rechenkapazitäten sowie mit der raschen Entwicklung der geodätischen Messtechniken rückten die hochfrequenten Schwankungen aller drei Komponenten des Erdrotationsvektors in den Vordergrund.
Seiler (1989) untersuchte mit einem freien globalen barotropen Partialtidenmodell den Drehimpulshaushalt des Ozeans und konnte Schwankungen prognostizieren, die seinerzeit noch unter der Beobachtunggenauigkeit lagen. Mit Assimilationstechniken (Zahel 1995) und inversen Verfahren unter Verwendung von Altimeterdaten (Egbert et al., 1994) konnte in jüngerer Zeit der Quantifizierung der gezeiteninduzierter Rotationsschwankungen weiter verbessert werden.
Von der Zirkulation verursachte Drehimpulsvariationen waren anfänglich zumeist auf einzelne Teilaspekte beschränkt, wie beispielsweise auf die Wirkung des Zirkumpolarstromes (Brosche and Sündermann 1985) oder die durch rein thermohaline Effekte verursachten Variationen (Frische and Sündermann 1990). Auf der Basis streng geostrophischer Ansätze folgten Arbeiten zur Bestimmung windgetriebener und thermohaliner Zirkulationseffekte auf der globalen Skala, die sich sowohl auf rein saisonale Signale (Brosche et al., 1990, 1997) als auch auf interannuelle Variationen konzentrierten (Segschneider und Sündermann 1997). Zur selben Zeit wies Ponte (1997) mit einem barotropen Modell die Signifikanz wind- und druckgetriebener ozeanischer Prozesse auf subsaisonalen bis täglichen Zeitskalen bei der Anregung von Erdrotationsschwankungen nach. Letztere Beispiele dokumentieren deutlich, wie die limitierten Rechenkapazitäten bei der Modellierung einen Kompromiss zwischen der Raum-Zeit-Auflösung und der Einbeziehung physikalischer Prozesse notwendig machen.
Nach Überlagerung der atmosphärischen Drehimpulse mit den Resultaten eines baroklinen, quasi-globalen, transienten Zirkulationsmodelles konnten Ponte et al. (1998) die Übereinstimmung der äquatorialen Drehimpulskomponenten mit den integralen Beobachtungsgrößen wesentlich verbessern. Dabei wurde im Falle vierzehntägiger bis saisonaler Anregungen erstmals dem Ozean eine der Atmosphäre vergleichbare Bedeutung zugeschrieben. Zahlreiche äquivalente Analysen, wie die von Marcus et al. (1998), Ponte und Stammer (1999) und Johnson et al. (1999), die zwar unterschiedliche, jedoch konzeptionell ähnliche Zirkulationsmodelle verwendeten, unterstützten die Folgerungen von Ponte et al. (1998).
Die Verwendung von Beobachtungsdaten ist bei der Modellierung des globalen ozeanischen Gezeitenfeldes zwar seit einigen Jahren üblich; für die allgemeine globale Zirkulation präsentierten jedoch erst Ponte et al. (2001) Resultate ozeanischer Anregungen, mit Hilfe eines auf der adjungierten Methode beruhenden Assimilationsverfahrens.
Bei den globalen numerischen Ozeanmodellen werden aus rechenökonomischen Gründen traditionell die Hauptkomponenten der ozeanischen Dynamik getrennt nach den Hauptantriebsquellen, nämlich Gravitationskräfte von Sonne und Mond sowie Antrieb durch die Atmosphäre, simuliert. Bis heute lassen sich fast alle ozeanischen Globalmodelle streng in barotrope Gezeiten- und barokline Zirkulationsmodelle einteilen. Von den sogenannten freien Globalmodellen, die ozeanische Prozesse allein aus der Theorie, ohne Einspeisung von Daten bestimmen, war das Partialtidenmodell von Seiler (1989) das erste Modell der Gezeitenreproduktion, mit dem für die Erdrotation relevante Bilanzgrößen bestimmt wurden. Alle weiteren gebräuchlichen Modellapproximationen der mit der ozeanischen Gezeitendynamik verbundenen Variation integraler Größen geschehen durchweg unter Heranziehung von Beobachtungsdaten. Zur Schätzung der verursachten Anregung von Erdrotationsschwankungen durch die allgemeine ozeanische Zirkulation wurden in den oben genannten Arbeiten fast sämtliche der weltweit renommierten Zirkulationsmodelle benutzt: das Large Scale Geostrophic Model (LSG) (Maier-Reimer et al., 1993), das am Massachusetts Institute of Technology (MIT) entwickelte Modell (Marshall et al., 1997), das Parallel Ocean Climate Model (POCM) (Semtner und Chervin 1992), das Modular Ocean Model (MOM) (Pacanowski et al., 1993) sowie das Miami Isopycnical Coordinate Ocean Model (MICOM) (Bleck et al., 1989). Wenngleich die Modelle sich in ihrer Ausrichtung auf bestimmte Raum-Zeit-Skalen, in der Art der Diskretisierung sowie in den parametrisierten Prozessen unterscheiden, richten sich alle Modelle auf die Reproduktion der klimatologischen beziehungsweise transienten thermohalin und/oder windgetriebenen Zirkulation. Mit Ausnahme der Arbeit von Ponte et al. (2001), wo eine assimilierte Version des MIT-Modells Verwendung findet, wurde die ozeanische Zirkulationsdynamik stets mit theoretischen Methoden und ohne ozeanische Beobachtungsdaten simuliert.
Mit dem „Ocean Model for Circulation and Tides“ (OMCT) stellte Thomas (2002) einen Modellansatz vor, der im Unterschied zu den bisherigen Modellkonstrukten eine gleichzeitige Simulation der ozeanischen Gezeiten- und der baroklinen Zirkulationsdynamik auf der globalen Skala erlaubt. Die in den oben angeführten Modellen implizit vorausgesetzte Vernachlässigbarkeit nichtlinearer Wechselwirkungen zwischen Zirkulations- und Gezeitenfeld konnte dadurch auf ihre Zulässigkeit geprüft werden. Thomas et al. (2001) zeigten, dass insbesondere im Bereich benachbarter Perioden von Zirkulation und Gezeiten, wie beispielsweise bei saisonalen Variationen und ganzjährigen Tiden, nichtlineare Wechselwirkungen signifikant sind. In Erweiterung zur traditionellen Vorgehensweise werden beim OMCT die Gezeiten durch Antrieb mit dem vollständigen lunisolaren Potential ohne Zerlegung in die als Partialtiden bekannten Fourier-Komponenten bestimmt. Mit dem OMCT wurden neben den thermohalinen, windgetriebenen, gezeiteninduzierten und nichtlinearen Beiträgen auch Effekte untersucht, die bislang noch nicht oder in ungeeigneter Weise berücksichtigt wurden. Hierzu gehören die vom Atmosphärendruck im Ozean verursachten statischen und dynamischen Prozesse sowie die zirkulationsbedingten Auflast- und Selbstanziehungseffekte (s. Abschnitt 7.2.3.1).
Am IERS Spezialbüro für den Ozean, SBO ([13]), sowie am Spezialbüro für Gezeiten, SBT ([14]), werden die nachfolgend skizzierten, aus Zirkulations- bzw. Gezeitenmodellen abgeleiteten Drehimpulse zur Verfügung gestellt.
Barotrope Ozeantiden führen zu Wassermassenverschiebungen und Gezeitenströmungen. Erstere sind verbunden mit Variationen des Trägheitstensors, letztere mit einem Drehimpulsaustausch mit der festen Erde. Die quantitative Schätzung von Massenterm und Bewegungsterm geschieht entweder rein theoretisch durch Anwendung eines freien, d.h. nicht mit Beobachtungsdaten gespeisten numerischen Modells oder durch Modellverfahren, die Beobachtungsdaten und theoretische Prognosen in möglichst gute Übereinstimmung bringen. Bei den Modellen für die Gezeitenströmungen werden entweder Beobachtungsdaten assimiliert, oder es werden altimetrische Daten verwendet, aus denen Informationen hinsichtlich des Masseneffektes der ozeanischen Tiden sowie barotroper Strömungskomponenten gewonnen werden.
Am SBT werden von vier globalen und quasi-globalen Ozeanmodellen die Komponenten der Drehimpulsintegrale aus Gezeitenhöhen und Strömungen für insgesamt elf Partialtiden bereitgestellt. In der Reihenfolge des Erscheinungsjahres sind dies:
- Das semi-empirische Modell von Schwiderski (1980, 1983), das bis vor wenigen Jahren als Standardmodell für ozeanische Tiden vom IERS empfohlen wurde. Es handelt sich um ein hydrodynamisches Modell, in das harmonische Konstanten von über 2000 Gezeitenpegeln einflossen. Schwiderski bezeichnet die von ihm angewandte Methode der Datenberücksichtigung als „hydrodynamic interpolation“, eine frühe Form der heute mit als „Nudging“ bezeichneten Technik zur Einbindung von Beobachtungsdaten in die Ozeanmodelle. Der Datensatz enthält lediglich Informationen über die von der M2-Tide verursachten Drehimpulskomponenten.
- Das rein numerische Gezeitenmodell von Seiler (1991), in das keine Gezeitenbeobachtungen einflossen. Neben den Drehimpulsen für die wichtigsten drei halb- und ganztägigen Tiden (M2, S2, N2, K1, O1, P1) werden auch die Komponenten dreier langperiodischer Tiden bereitgestellt, nämlich der vierzehntägigen Mf -, der monatlichen Mm -, und der halbjährlichen Ssa -Tide.
- Chao et al. (1996) diskutieren den Einfluss von insgesamt acht halb- und ganztägigen Tiden auf UT1 und Polbewegung anhand einer Gegenüberstellung der während SLR- und VLBI-Messkampagnen aufgezeichneten hochfrequenten Rotationsschwankungen (z.B. Gipson et al., 1994) mit Resultaten dreier Gezeitenmodelle. Die betrachteten Modelle von Schrama and Ray (1994) (Version 9405), Ray et al. (1994) (Version 941230) und Egbert et al. (1994) (Version TPXO.2) stützen sich sämtlich auf Altimeterdaten der TOPEX/Poseidon Mission. Sie unterscheiden sich vornehmlich durch die Verwertungsmethoden dieser Daten. Am SBT sind Drehimpulse des Modells TPXO.2 von Egbert et al. (1994) zugänglich, die sich unter den drei von Chao et al. (1996) verglichenen Modellen als besonders hochwertig herausstellten. TPXO.2 ist ein assimiliertes Modell, das Horizontaldifferenzen der mit TOPEX/Poseidon bestimmten Gezeitenhöhen mit einem auf den Laplaceschen Gezeitengleichungen basierenden hydrodynamischen Modell kombiniert. Die Modellregion ist auf Breiten zwischen 80° S und 70° N begrenzt.
- Das Modell GOT99.2 von Ray (1999) gründet vornehmlich auf Gezeitenanalysen von Altimeterdaten, die mit TOPEX/Poseidon über einen Zeitraum von etwa sechs Jahren gewonnen wurden. Die resultierenden Drehimpulse wurden ergänzt um Beiträge aus Schelfregionen und Polarmeeren, die mit mehreren hydrodynamischen Regionalmodellen bestimmt wurden. Gezeitenströmungen sind hier das Ergebnis eines inversen, auf der Methode der kleinsten Quadrate basierenden Algorithmus, der den linearisierten Laplaceschen Gezeitengleichungen genügt. Analog zu Chao et al. (1996) stehen Drehimpulse für die jeweils vier bedeutendsten Tiden des halb- und ganztägigen Frequenzbereiches zur Verfügung. Bei Ray (2000) sind detaillierte Angaben bezüglich dieser hochfrequenten Einflüsse zu finden.
Das IERS-Spezialbüro für den Ozean, SBO ([15]), befasst sich mit den Einflüssen des Ozeans auf Variationen der Erdrotation und des Schwerefeldes, die nicht auf ozeanische Gezeiten zurückzuführen sind. Zur Verfügung gestellt werden dort bislang lediglich zwei Datensätze, die den numerisch modellierten Effekt des Strömungs- und Massen- bzw. Bodendruckfeldes infolge thermohaliner und windgetriebener Zirkulation wiedergeben:
- Die Drehimpulszeitreihen von Ponte et al. (1998) sind das Resultat einer Simulation der windgetriebenen und thermohalinen Zirkulation mit dem am MIT entwickelten, oben beschriebenen baroklinen Modell. Details zum Modell und zur numerischen Implementierung geben Marshall et al. (1997). Zum Antrieb des auf Breiten zwischen 80° N und 80° S begrenzten Modells wurden die zwölfstündigen Windschubspannungen und täglichen Wärme- und Frischwasserflüsse des National Center of Environmental Prediction (NCEP) (Kalnay et al., 1996) benutzt. Als untere Randbedingung der NCEP-Analysen diente eine Relaxation zur Salzklimatologie von Levitus et al. (1994) in Form einer möglichst guten Anpassung und zu den Monatsmitteln der Meeresoberflächentemperaturen. Ein Antrieb durch Atmosphärendruck wurde nicht berücksichtigt, zur sterischen Korrektur diente der von Greatbatch (1994) vorgeschlagene Algorithmus. Getrennt nach strömungs- und massenbedingten Drehimpulsen, liegen Zeitreihen als Mittelwerte eines jeweils fünf Tage überdeckenden Intervalls für den Zeitraum von Januar 1985 bis April 1996 vor.
- Der von Johnson et al. (1999) bereitgestellte Datensatz basiert auf Simulationen der thermisch und windgetriebenen Zirkulation mit dem Parallel Ocean Climate Model (POCM, Version B) (Semtner und Chervin 1992; Stammer et al., 1996). Ebenso wie das MIT-Modell ist das POCM quasi-global, wobei die Breitenkreise entlang 65° N und 75° S das Modellgebiet begrenzen. Transiente Simulationen wurden mit Beginn des Jahres 1987 für elf Jahre durchgeführt. Während der ersten neun Simulationsjahre wurden zum Antrieb auf drei Tage gemittelte zwölfstündige Windgeschwindigkeiten und klimatologische Wärmeflüsse des ECMWF (Barnier et al., 1995) verwendet. Während der letzten zwei Jahre wurde die zeitliche Auflösung der Windantriebe auf einen Tag erhöht. Die oberste Schicht wurde an die Salz- und Temperaturklimatologien von Levitus et al. (1994a) und Levitus and Boyer (1994b) mittels Relaxation angepasst, polwärts von 68° S und 58° N fand zudem eine Relaxation der Wassersäule bis 2000 m Tiefe an die Klimatologie von Levitus (1982) statt. Sterische Effekte wurden - ebenso wie bei Ponte et al. (1998) - mit dem Ansatz von Greatbatch (1994) berücksichtigt; Einflüsse des Atmosphärendrucks wurden vernachlässigt. Verfügbar sind am SBO Drehimpulszeitreihen für den Zeitraum von Januar 1988 bis Dezember 1997 mit einer zeitlichen Auflösung von drei Tagen, getrennt nach strömungs- und massenbedingten Anteilen.
Kontinentale Hydrologie
Die kontinentale Hydrologie stellt nach den atmosphärischen und ozeanischen Anregungen den drittgrößten geophysikalischen Effekt dar. Das IERS Spezialbüro für Hydrologie, SBH, ist verantwortlich für die Forschungsaktivitäten zum kontinentalen Grundwasser. Künftig sollen Daten und numerische Modelle zur Wasserverteilung und -verlagerung gesammelt und zur Verfügung gestellt werden. Schwerpunkt sind Änderungen kontinentaler Wassermassen wie Schnee, Eis, Grundwasser, Flüsse, natürliche Seen und Stauseen. Hinzukommen wird die Sammlung und Generierung globaler Datensätze zu Niederschlag, Verdunstung, Schneehöhen und Eisbedeckung. Hierzu ist die Zusammenarbeit mit anderen Arbeitsgruppen auf dem Gebiet der Modellierung hydrologischer Kreisläufe sowie mit den IERS Spezialbüros für Atmosphäre und Ozean notwendig.
Bislang sind die zur Verfügung stehenden Daten und Modelle jedoch noch sehr ungenügend. Einzig ein Grundwassermodell von NCEP/NCAR (Climate Data Assimilation System CDAS-1), das die Summe aus Bodenfeuchte (soil moisture) und Schnee enthält, ist derzeit verfügbar ([16]).
Kuehne und Wilson (1991) entwickelten eine eigene Abschätzung des Einflusses von Grundwasserschwankungen auf die Polbewegung auf der Basis einer periodischen saisonalen Anregung. Zahlreiche weitere Versuche, die Einflüsse von Grundwasser und Schnee zu modellieren, haben jedoch gezeigt, dass die einzelnen Ergebnisse bisher noch stark differieren. Vielversprechend erscheint die Modellierung des kontinentalen Wasserhaushalts G über eine Bilanzierung von Niederschlag p, Verdunstung e und Abfluss r durch ΔG = p - e - r. Um über diesen Ansatz gesicherte Ergebnisse zu gewinnen, ist jedoch eine genaue Kenntnis der globalen Verteilung und Änderung aller drei Parameter notwendig. Die vorhandenen assimilierten Datensätze über Niederschlag und Verdunstung (z.B. am NCEP) weisen vor allem in den Ozeanregionen der Südhalbkugel noch große Unsicherheiten auf. Außerdem mangelt es derzeit noch an einem globalen Datensatz zu den Abflussmengen über einen längeren Zeitraum. Erste Abschätzungen mit diesem Ansatz wurden von Dill (2002) veröffentlicht. Dabei wurde auch versucht, die Massenbilanz durch eine Korrektur der Niederschlagsmengen an die jährlichen globalen Meeresspiegelschwankungen anzupassen. Ähnlich ließen sich die Niederschlags- und Verdunstungsdaten auch über eine Bilanz des atmosphärischen Wasserdampfgehalts validieren. Vereinfacht wurde versucht, aus der Summe von Bodenfeuchte und Schneebedeckung Grundwasservariationen zu gewinnen. Da die Bodenfeuchtedaten aber meist nur die obersten Grundwasserhorizonte berücksichtigen und Variationen in Flüssen und Seen vernachlässigt werden, führt dieser Ansatz nicht zu besseren Resultaten (Dill 2002). Eine Übersicht zu den bisherigen Modellierungen und deren Ergebnisse für die Anregung der Polbewegung gibt die Tabelle 7.2 wieder.
|
hydrologisches Modell |
jährliche Anregung ( |
|||
|
prograd |
retrograd |
|||
|
[10-7] |
φ |
[10-7] |
φ |
|
Grundwasser |
||||
|
dG=p-e-r (Dill) |
0,083 |
-41° |
0,045 |
-119° |
|
p-e+Schnee (Chao) |
0,092 |
286° |
0,160 |
29° |
|
Kikuchi-Ansatz (Wünsch) |
0,147 |
-8° |
0,219 |
-15° |
|
p-e+Schnee, ECHAM 3 (Dill) |
0,159 |
26° |
0,153 |
174° |
|
Bodenfeuchte+Schnee, ECHAM 3 (Dill) |
0,080 |
170° |
0,115 |
-48° |
|
nur Schnee |
||||
|
SMMR-Daten (DAAC) |
0,416 |
145° |
0,220 |
8° |
|
ECHAM 3-Daten (DKRZ) |
0,076 |
170° |
0,128 |
-49° |
|
Chao (1987) |
0,236 |
-109° |
0,232 |
-29° |
|
nur Bodenfeuchte |
||||
|
SMAV-Daten (Dill) |
0,004 |
170° |
0,014 |
120° |
|
NCEP Reanalysis |
0,551 |
-123° |
0,439 |
-28° |
|
Huang et al. |
0,286 |
-4° |
0,298 |
173° |
|
p-e (Chao) |
0,175 |
54° |
0,204 |
110° |
Sonstige |
||||
|
nur Niederschlag p, DAAC-Daten (Dill) |
0,132 |
2° |
0,152 |
165° |
|
nur Verdunstung e, DAAC-Daten (Dill) |
0,100 |
-149° |
0,117 |
-38° |
)Da das Grundwasser das wichtigste Bindeglied im globalen Wasserkreislauf zwischen Atmosphäre und Ozean ist, muss für eine konsistente Modellierung der drei Teilsysteme (Atmosphäre, Hydrosphäre, Ozean) künftig darauf geachtet werden, dass die Summe der Wassermassen im Austausch zwischen den drei Bereichen erhalten bleibt. Mit den bisher vorliegen Einzelmodellen ist diese Forderung im allgemeinen nicht erfüllt. Ein wichtiger Schritt wird die Entwicklung von „land surface models“ sein. Sie sollen zum Beispiel die untere Randbedingung für die Atmosphäre liefern.
Im Gegensatz zu den gewaltigen Massenveränderungen in Atmosphäre und Ozean wirkt sich in der kontinentalen Hydrologie hauptsächlich die Verteilung der Schnee-, Eis- und Wassermassen auf die Erdrotation aus. Strömungen in Flüssen und unterirdischen Flusssystemen dürften auf Grund der geringen Massen nicht von so großer Bedeutung sein, und die Fließgeschwindigkeiten von Gletschern sind so gering, dass sie keinen messbaren Einfluss haben. Bisher bestehen keine gesicherten Erkenntnisse über die Größenordnung des Bewegungsterms in der hydrologischen Anregung HAM (hydrologic angular momentum), da globale Daten über Wasserströmungen auf den Kontinenten fehlen.
Einfacher gestaltet sich die Betrachtung regionaler Wassermassenverlagerungen, da in diesen Fällen detaillierte hydrologische Modelle zusammen mit einer Vielzahl von Beobachtungen vorliegen. Als Beispiel werden in Abschnitt 7.2.2.5 die Auswirkungen der Austrocknung des Aralsees und der Bau des Drei-Schluchten-Staudamms auf die Erdorientierungsparameter gezeigt.
7.2.2.4 Kryosphäre
Erdrotationsschwankungen mit Perioden von einigen Jahren bis Jahrzehnten werden nicht nur von den Einflüssen des flüssigen Kerns, sondern auch durch Variationen der Eisbedeckung in Verbindung mit langperiodischen klimatischen Veränderungen verursacht. Die Schwierigkeit bei der Modellierung solcher Massenveränderungen ist die Tatsache, dass bei den langen Perioden weitere indirekte Effekte zu berücksichtigen sind, wie das visko-elastische Verhalten der Erde bei postglazialen Landhebungen. Visko-elastische Reaktionen der Erdkruste und des Erdmantels führen zu linearen Driften, sowie langperiodischen und irregulären Anteilen der Polbewegung (Wu und Peltier 1984). Der geophysikalische Effekt der postglazialen Landhebung liefert Hinweise für Eisauflastmodelle und rheologische Parameter der Erde (Peltier und Jiang 1994). In Verbindung mit geodätischen Messungen auf der Erdoberfläche kann die zeitliche und räumliche Verteilung von Eismassen zu früheren Zeiten abgeschätzt werden (Mitrovica et al, 1994). Das derzeit aktuellste Modell ist das ICE-4G von Peltier ([17]). Es beschreibt isostatische Ausgleichsbewegungen auf der Erdoberfläche in radialer und tangentialer Richtung in Form von Hebungs- und Verschiebungsraten ([18]).
Betrachtet man den globalen terrestrischen Wasserkreislauf, so ist die Kryo-sphäre eines der größten Reservoire. Sie ist ein wichtiger Bestandteil in der Modellierung des kontinentalen Wasserhaushalts. Zuletzt wurde versucht, aus beobachteten Erdrotationsschwankungen in Verbindung mit den aus SLR bestimmten Gravitationsfeldänderungen die Eismassen besser abzuschätzen, als dies mit reinen glaziologischen Feldbeobachtungen möglich ist (Trupin 1993). Einen weiteren Beitrag werden die hochauflösenden Schwerefeld-Missionen (CHAMP, GRACE, GOCE) liefern können. Noch genauere Daten über die Verteilung der Eismassen werden in Zukunft von speziellen Sensoren für die Messung von Eisbedeckungen erwartet (Schutz und Zwally 1993). Zu Beginn des Jahres 2003 wurde der Erkundungssatellit ICESAT (Ice, Cloud and land Elevation Satellite) der NASA in den Weltraum gebracht. Er soll mehrere Jahre lang Daten zur Bestimmung von Eismassenbilanzen und Wolkeneigenschaften in der Stratosphäre über den Polarregionen liefern. 2004 soll die Mission CryoSat ([19]) der ESA (European Space Agency) starten. Um die Modelle für langperiodische Erdrotationsschwankungen insgesamt zu verbessern, sind neben den Einflüssen der Kryosphäre inklusive postglazialer Landhebung auch genaue Kenntnisse über den Drehimpulsaustausch im flüssigen Erdkern und über globale Klimaveränderungen (CO2-Gehalt, Erwärmung,...) notwendig.
7.2.2.5 Biosphäre und Anthroposphäre
Etwa 1,7% (ca. 740·1012 kg) des auf der Erde vorhandenen Kohlenstoffs befindet sich in ständigem Umlauf (s. Abb. 7.2). Ähnlich dem hydrologischen Kreislauf besteht der Kohlenstoffkreislauf aus terrestrischen, ozeanischen und atmosphärischen Teilbereichen. Bisher gibt es weder globale Modellansätze, um die entsprechenden Massenverlagerungen zu simulieren, noch gibt es geeignete globale Messungen. Allein aus der Größe der umgesetzten Massen lässt sich jedoch erkennen, dass sich diese Massentransporte nicht vernachlässigbar auf die Rotation der Erde auswirken. Überträgt man überschlagsmäßig das Verhältnis der beteiligten Massen in ein bekanntes Massenmodell, wie zum Beispiel das der Schneebedeckungen, und berücksichtigt eine entsprechende globale Verteilung des Kohlenstoffs, so sind Änderungen in der Polbewegung in der Größenordnung von 2 - 10 marcsec und in der Tageslänge bis 0,01 msec zu erwarten (Dill 2002).
Eubanks prognostizierte in einer anderen Abschätzung eine jährliche Anregung der Polbewegung von 1 marcsec (Eubanks 1998). Zudem geht er davon aus, dass die vom Menschen hervorgerufene Zunahme an Kohlendioxid in der Atmosphäre zu einer Polbewegung von 10 marcsec in den letzten 100 Jahren geführt hat. Mit diesen Größenordnungen wäre die Anregung von Erdrotationsschwankungen durch biologische Prozesse (biologic angular momentum, BAM) durchaus im Rahmen anderer kleiner Effekte. Von besonderem wissenschaftlichem Interesse könnten die Auswirkungen einer Klimaveränderung auf den CO2-Kreislauf sein, die ggf. auch über die resultierenden Erdrotationschwankungen nachgewiesen werden könnten.
Unter dem Begriff der Anthroposphäre werden noch weitere menschliche Aktivitäten zusammengefasst. Neben dem Kohlendioxidhaushalt greift der Mensch vor allem in den hydrologischen Kreislauf ein. Durch den Bau von Stauseen werden Wassermassen gespeichert, die meist mit saisonaler Periode schwanken. Eine Abschätzung der Auswirkungen der zehn größten Stauseen auf die Rotation der Erde führte Chao (1988) durch. Fordert man Massenerhaltung, so führte der Bau von Stauseen in den letzten 20 bis 30 Jahren zu einer globalen Meeresspiegelsenkung von 7 mm/Jahr. Der im Bau befindliche größte Stausee der Welt, der Drei-Schluchten-Staudamm in China, wird im Endzustand eine Kapazität von 45·109 m3 haben. Davon sind mindestens 25·109 m3 für die jährliche Flutregulierung vorgesehen. Modelliert man diese Größenordnungen, so erhält man jährliche Schwankungen von 1 marcsec in der Polbewegung und 0,0002 msec in der Tageslänge (Dill 2002). Noch nicht berücksichtigt sind Auflastdeformationen in Höhe von bis zu 50 mm (Wang 2000). Etwa noch einmal dieselbe Größenordnung erreichen alle anderen großen Stauseen zusammen (Chao 1988). Zusätzlich zu diesen Wassermassenverschiebungen mit Jahresperiode trägt die Entnahme von Wasser aus Binnenseen, wie den Aralsee, zur säkularen Polbewegungen bei. Eine Abschätzung ergibt eine Drift des Nordpols um fast 20 marcsec in Richtung des Aralsees in den letzten 15 Jahren. Nimmt man an, dass das verdunstete Wasser gleichmäßig auf den restlichen globalen Wasserkreislauf verteilt wird, so ergeben sich für die Tageslängenvariation kaum merkliche Änderungen (Dill 2002).
7.2.3 Wechselwirkungen
Wegen des Ausgleichs des Gesamtdrehimpulses innerhalb des Systems Erde führen Drehimpulsvariationen auf Grund verlagerter Massen zu einer Änderung des Rotationsvektors eines mit der festen Erde verbundenen. Massenverlagerungen können aber auch zu einem Drehimpulsaustausch mit anderen Subsystemen der Erde führen und durch ihre Auflastwirkung weitere Massenverlagerungen verursachen. Die einzelnen Teilsysteme der Erde sind also nicht nur exakt zu modellieren, sondern es ist auch notwendig, die Wechselwirkungen zwischen den Komponenten zu berücksichtigen. Wechselwirkungen können durch eine Kopplung über Drehmomente (Atmosphäre-feste Erde, 7.2.3.2; Kern-Mantel-Kopplung, 7.2.3.6), durch gravitative Wirkungen (invers barometrischer Effekt, 7.2.3.1; Auflastdeformationen, 7.2.3.3 und 7.2.3.4) oder durch einen direkten Massenaustausch entstehen (hydrologischer Kreislauf und Kohlenstoffkreislauf, 7.2.3.5).
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Abb. 7.2 Kohlenstoffkreislauf, Angaben in 1012kg (nach G.L. Holian, Report Nr. 39, Massachusetts Institute of Technology, Oktober 1998) |
7.2.3.1 Atmosphäre – Ozean
Im Unterschied zur Windschubspannung wurde die dynamische Wirkung atmosphärischer Druckvariationen auf den Ozean bei der Modellierung der allgemeinen ozeanischen Zirkulation lange vernachlässigt. Der Mechanismus zur Anregung dynamischer Prozesse durch die Auflastwirkung der Atmosphäre auf den Ozean ist weitaus weniger wirksam als beim Windschub, der in den Ozeanmodellen schon als Antrieb enthalten ist.
Häufig wird die ozeanische Reaktion auf atmosphärische Druckschwankungen als eine rein statische angenommen, wonach jede Änderung des Atmosphärendrucks unmittelbar eine kompensierende lokale Verformung des Meeresspiegels nach sich zieht. Diese mit der atmosphärischen Druckänderung δpa verbundene vertikale Änderung des Meeresspiegels ζ IB ergibt sich direkt aus der hydrostatischen Approximation zu (vgl. Gill 1982)
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(7.5) |
wobei das negative Vorzeichen seine Ursache darin findet, dass eine positive Druckanomalie mit einer Absenkung, eine negative mit einem Anstieg des Meeresspiegels verbunden ist. Der inversen Reaktion des Meeresspiegels entsprechend wird ein derartiges Verhalten als „invers barometrischer“ (IB) Effekt bezeichnet. Der Relation (7.5) ist leicht zu entnehmen, dass bei exakt invers barometrischer Reaktion der Meeresoberfläche eine atmosphärische Druckanomalie von 1 mbar den Meeresspiegel um etwa 1 cm verändert.
Sofern die betrachteten Zeitskalen lang gegenüber der infolge der Trägheit des Ozeans nötigen Anpassungszeit der Meereshöhe sind, impliziert die IB-Annahme eine vollständige Kompensation horizontaler Gradienten des Atmosphärendrucks durch die Höhe ζ des Meeresspiegels, ohne dass eine Einflussnahme auf die innere Dynamik oder den ozeanischen Bodendruck erfolgt; denn in jeder Tiefe h bleibt wegen (7.5) der Druck
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(7.6) |
nach Berücksichtigung der Anomalie δpa unverändert. Da bei Voraussetzung exakter Gültigkeit der invers barometrischen Approximation dem Luftdruck pa keinerlei dynamische Signifikanz zukommt, wird der Antrieb durch Atmosphärendruck in den meisten Modelluntersuchungen vernachlässigt (vgl. Ponte 1999).
Gänzlich unberücksichtigt bleiben in einer derartigen statischen Approximation jegliche Prozesse während der isostatischen Kompensation, die tiefenunabhängige Strömungen induzieren. Solche Effekte können durch Horizontalgradienten des Atmosphärendrucks hervorgerufen werden. Diese barotropen Strömungskomponenten verschwinden erst bei vollständiger Kompensation der Anomalien δpa durch die Meeresoberfläche, so dass die Vernachlässigung der dynamischen Komponente der invers barometrischen Näherung nur für Prozesse gerechtfertigt ist, die langsam bezüglich der isostatischen Kompensation erfolgen.
Sowohl der für die dynamische Komponente relevante Spektralbereich als auch die grundsätzliche Zulässigkeit der IB-Annahme waren Gegenstand verschiedenartiger Studien in den vergangenen Jahren. Wunsch und Stammer (1997) legten dar, dass die Gültigkeit der IB-Annahme in starkem Maße von den bathymetrischen Eigenschaften wie auch von der Geometrie der ozeanischen Becken abhängt. Aus der Analyse altimetrischer Daten schätzten Fu und Pihos (1994) eine Abweichung vom exakt invers barometrischen Verhalten der Meeresoberfläche, die nach Elimination der Windeffekte im globalen Mittel etwa 5-10% beträgt. Dies stimmt mit den numerischen Resultaten von Gaspar und Ponte (1997) sowie Ponte und Gaspar (1999) überein, die mit einem von Windschub und Druck angetriebenen barotropen Ozeanmodell erzielt wurden. Bryan et al. (2000) folgerten aus Simulationen der allgemeinen Zirkulation unter dem Einfluss atmosphärischer Druckfelder, dass dynamische Komponenten vornehmlich bei Perioden unter zehn Tagen signifikant sind.
Die invers barometrische Approximation erlaubt die Vernachlässigung atmosphärischer Druckanomalien bei der Modellierung der baroklinen ozeanischen Zirkulation zur Quantifizierung ozeanischer Anregungen von Rotationsschwankungen. Ihre Gültigkeit wurde durch Einbeziehung von atmosphärischen Druckantrieben im Rahmen von Langzeitsimulationen mit dem OMCT geprüft (Thomas 2002). Die Simulationen im als hydrostatisch angenommenen Ozean weisen auf eine Reaktion des Ozeans hin, die instantan, zu über 90% durch Deformation der Meeresoberfläche, die Anomalien des Atmosphärendruckes statisch kompensiert; Abweichungen vom invers barometrischen Verhalten treten nach Thomas (2002) vornehmlich in küstennahen Randbereichen und unter dem Einfluss von Meereis auf, wo Anteile des atmosphärischen Drucksignals bis zum Ozeanboden transmittiert werden und barotrope Horizontalströmungen erzeugen. Infolge der engen Korrelation von Atmosphärendruck und Wind führen die mit dem Druck einhergehenden Deformationen der Meeresoberfläche jedoch zu einer signifikanten Verstärkung der ozeanischen Drehimpulsfunktionen. Wenngleich die Wirkung des Atmosphärendruckes vornehmlich statisch ist und deswegen Atmosphärendruck und Meeresoberfläche weitgehend im Gleichgewicht sind, werden etwa 10% bis 15% des atmosphärischen Drucksignals nicht invers barometrisch kompensiert. Dieser dynamische Anteil wurde bei der Quantifizierung der von Atmosphäre und Ozean gemeinsam induzierten Rotationsschwankungen durch Annahme einer exakt invers barometrischen Reaktion der Meeresoberfläche bislang stets vernachlässigt.
7.2.3.2 Atmosphäre – feste Erde
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Abb. 7.3 Schematische Darstellung des invers und des nicht-invers barometrischen Effekts. |
Die Wechselwirkungen zwischen Atmosphäre und fester Erde können mit zwei verschiedenen Ansätze beschrieben werden. Durch die Trennung von bewegten und statischen Massenverlagerungen im Drehimpulsansatz werden Wechselwirkungen wie Reibung und Winddruck automatisch durch die Drehimpulsänderungen in beiden Teilsystemen beschrieben. Die atmosphärische Auflastwirkung auf die feste Erde muss jedoch für den statischen Anteil als indirekter Effekt separat modelliert werden. Dies geschieht analog zu den in Abschnitt 7.2.3.4 beschriebenen Auflastdeformationen. Der Drehimpulsaustausch zwischen zwei Teilsystemen wie der Atmosphäre und der festen Erde kann auch dadurch formuliert werden, dass die tatsächlich an den Grenzflächen wirkenden Kräfte in Form von Drehmomenten modelliert werden. Dabei werden entsprechend den angreifenden Kräften verschiedene Drehmomente angesetzt:
- Gravitationsdrehmoment („gravitational torque“): Durch die Gravitationswirkung der Erde wirken Anziehungskräfte auf die verlagerten atmosphärischen Massen. Im Spezialfall von senkrecht auf die Erde wirkenden Auflastkräften kann dies auch formuliert werden als
- Senkrechtes Druckdrehmoment („pressure torque“): Darunter versteht man das durch den Luftdruck verursachte Drehmoment auf die feste Erde oder den Ozean. Der Luftdruck wirkt dabei senkrecht auf die Erdoberfläche.
- Horizontales Druckdrehmoment („mountain torque“): Dieses Drehmoment entsteht durch die atmosphärische Druckverteilung entlang von unebenen Grenzflächen. Starke Luftdruckunterschiede erzeugen ein Druckdrehmoment entlang von hohen Gebirgszügen. Ganz allgemein spricht man bei Drehmomenten, die durch die Topographie von Grenzflächen zwischen bewegten Massen entstehen, von topographischen Drehmomenten („topographic torque“).
- Reibungsdrehmoment („friction torque“): Durch die Reibungkräfte bei der Relativbewegung von Atmosphäre und Ozeanen gegenüber der festen Erde wird ein Reibungsdrehmoment erzeugt.
Um diese Drehmomente nun für die tatsächlich stattfindenden Prozesse anzugeben, sind neben den physikalischen Feldern wie Gravitationsfeld, Druckfeld oder Geschwindigkeitsfeld auch die verschiedenen Kopplungsparameter wie Reibungskoeffizienten oder Topographie notwendig. Außer auf der Erdoberfläche lassen sich diese Parameter aber kaum direkt bestimmen, sondern sie müssen aus weiteren Modellrechnungen gewonnen werden. Neben der Kern-Mantel-Kopplung (siehe 7.2.3.6) wird die Formulierung von Drehmomenten daher hauptsächlich angewendet, um die Kopplung zwischen Atmosphäre und fester Erde zu beschreiben. Hier sind die notwendigen physikalischen Größen wie Luftdruck und Oberflächenwindgeschwindigkeiten direkt messbar. Auf Grund der dennoch schwer zu modellierenden physikalischen Kraftwirkungen kann an Hand der beobachteten Änderungen der Erdorientierungsparameter das Verständnis von Drehmomentkopplungen und der zu Grunde liegenden Physik verbessert werden. Die durch eine Vorwärtsmodellierung der Erdrotationsschwankungen über den Drehmomentansatz erzielten Genauigkeiten sind allerdings noch nicht vergleichbar mit den heutigen Messgenauigkeiten. Vor allem im Bereich der hochfrequenten atmosphärischen Anregung zeigt die Drehmomentbilanz große Fehlbeträge und die Ergebnisse sind sehr stark abhängig von den verwendeten Modellen.
Gemeinsam zeigen die ersten Untersuchungen von Atmosphärenmodellen, dass im kurzperiodischen Bereich vor allem der „mountain torque“ große Schwankungen aufweist, passend zu den Fluktuationen synoptischer Wettervorgänge. Salstein und Rosen konnten für den Durchzug eines Hochdruckgebietes über die Anden eine plötzliche Beschleunigung der Atmosphäre nachweisen (Salstein und Rosen 1994a). Ähnliche Untersuchungen gibt es auch für die Rocky Mountains (Salstein 1994b). Der Vergleich von kombinierten Zeitreihen des „mountain torque“ und des „friction torque“ mit der Zeitableitung des atmosphärischen Drehimpulses AAM zeigt eine gewisse Übereinstimmung, wobei aus den immer noch bestehenden Diskrepanzen auf Fehler bei der Modellierung des Reibungskoeffizienten und auf numerische Probleme in der Behandlung von ungenauen Wetterdaten geschlossen werden kann (deViron 1999).
7.2.3.3 Ozean – feste Erde
Die Interaktion zwischen Ozean und fester Erde ist ein bislang noch recht unerforschtes Gebiet. Prinzipiell treten hier dieselben physikalischen Phänomene auf wie zwischen Atmosphäre und fester Erde. Zu der von den Ozeanströmungen verursachten Reibung am Ozeanboden und zu dem damit verbundenen Drehimpulsaustausch gibt es jedoch keine geodätisch relevanten Untersuchungen. Erste Forschungsarbeiten konzentrieren sich auf den größeren Effekt durch den Ozeanbodendruck. Variationen der ozeanischen Massenauflasten („ocean bottom pressure“), verursacht durch ozeanische Strömungen und Schwankungen von Temperatur und Salzgehalt des Wassers, führen zu Druckdrehmomenten („pressure torque“) und zu Deformationen der festen Erde. Den Ozeanbodendruck gewinnt man über eine vertikale Integration der Wassermassen aus den Ozeanzirkulationsmodellen oder neuerdings auch aus Modellen des zeitlich variablen Schwerefelds. Zur Gewinnung von Daten des Ozeanbodendrucks aus der Satellitenmission GRACE fand 1999 ein eigener Workshop der NASA, dem DLR und des Proudman Oceanographic Laboratory, UK. statt (Wunsch und Zlotnicki 1999). Ponte und Rosen (1994) zeigten in ihrer Berechnung der Drehmomente des Ozeanbodendrucks, dass der Ozean relativ schnell Oberflächendrehmomente durch Wind oder Luftdruck an die feste Erde weitergibt. Damit ist der Ozean ein wichtiges Bindeglied im Drehimpulsaustausch zwischen Atmosphäre und fester Erde, und den physikalischen Vorgängen am Ozeanboden kommt eine wichtige Rolle in der Interaktion zwischen Atmosphäre, Ozean und fester Erde zu. Weitere Forschungsarbeiten sollen künftig vom IERS-Spezialbüro für den Ozean, SBO, zusammengeführt und publiziert werden. Dort findet man auch Verweise zu Ozeanbodendruckdaten, z.B. ftp://eyre.jpl.nasa.gov/las.
Für die Erdrotation zwar von recht geringem Einfluss, für die Geodäsie und die Stationsbestimmung jedoch von großem Interesse ist die Wirkung ozeanischer Auflasten auf die Kontinentalbereiche der festen Erde. Vor allem in Küstennähe verursachen gezeitenbedingte ozeanische Auflasten Deformationen der Erdoberfläche von bis zu einigen Zentimetern und damit messbare Verschiebungen der Stationskoordinaten. Die Deformation der Erde auf Grund des variablen Ozeanbodendrucks kann analog der Modellierung von Gezeiten oder Auflastdeformationen mittels Greenscher Funktionen erfolgen. Die Modellierung von Auflastdeformationen wird im nächsten Abschnitt (7.2.3.4) beschrieben.
7.2.3.4 Kontinentale Hydrosphäre – feste Erde
Die hydrologischen Massenbewegungen auf den Kontinenten erreichen keine großen Relativbewegungen mit entsprechend großen Angriffsflächen, so dass vor allem die Auflastwirkung der Wassermassen (van Dam et al., 2001) auf die Erdoberfläche zu berücksichtigen ist. Neben den ozeanischen Auflasten, ausgedrückt als Ozeanbodendruck und Auflastwirkungen des Ozeans auf küstennahe Gebiete, verursachen auch kontinentale Wassermassen Deformationen der festen Erde. Die Wirkung von Massenauflasten im System Erde hat für die Geodäsie zwei Aspekte. Zum einen kann die Veränderung des Gravitationspotentials betrachtet werden (Melchior et al., 2001), zum anderen ist die Kenntnis der Verformung der Erdoberfläche wichtig, wenn präzise Stationskoordinaten bestimmt werden sollen. Eine detaillierte Modellierung der Stationsbewegungen und die Kenntnis der niederen harmonischen Koeffizienten des Gravitationsfeldes sind unabdingbar für eine hochgenaue Bestimmung der Erdrotationsschwankungen mittels geodätischer Raumverfahren (van Dam et al., 1997).
Jede Massenverlagerung bewirkt zunächst eine Änderung des Gravitationsfeldes der Erde. Die Erde passt sich den neuen Verhältnissen durch Deformationen an, die ihrerseits mit Veränderungen des Trägheitstensors der Erde verbunden sind. Damit bewirken Deformationen neben der geometrischen Veränderung der Erdoberfläche eine zusätzliche Anregung von Rotationsschwankungen. Massenverlagerungen können daher auch über die Auflastwirkung indirekt die Rotation der Erde beeinflussen. Bisher wurden solche indirekten Effekte meist dadurch berücksichtigt, dass die Lovesche Auflastzahl als Faktor in die Anregungsfunktion eingeführt wurde (McCarthy 1996).
Dazu betrachtet man die Störung des Gravitationspotentials durch die Deformation als linear abhängig von der verursachenden Massenauflast. In einer harmonischen Kugelfunktionsentwicklung der beiden Anteile im Gravitationspotential erhält man lineare Koeffizienten, die aus der Rheologie globaler Erdmodelle abgeleitet werden können. Da in die Anregungsfunktionen für die Erdrotation nur Trägheitstensorelemente eingehen, die mit den Gravitationsfeldkoeffizienten 2. Grades verknüpft sind, genügt die Einführung der Loveschen Auflastzahl 2. Grades. Sie reduziert die Wirkung aller in die Anregungsfunktion eingehenden statischen Massenverlagerungen auf etwa 70%.
Ein Nachteil dieser einfachen Methode über den bloßen Faktor der Loveschen Auflastzahl ist, dass Deformationen, die außerhalb der betrachteten Massenverlagerungen stattfinden, nicht berücksichtigt werden und regionale rheologische wie strukturelle Unterschiede der Erdkruste vernachlässigt werden. Man kann deswegen versuchen, aus gemessenen oder modellierten Deformationen der Erde die Massenverlagerungen im Erdinneren zu berechnen und eine eigene Anregungsfunktion für den Auflasteffekt aufzustellen. Dabei gilt es eine Schwierigkeit zu überwinden: die zu erwartenden Deformationen auf Grund von Massenauflasten müssen modelliert werden, da in den seltensten Fällen Beobachtungen an der Erdoberfläche oder im Erdinneren möglich sind. Betrachtet man nur die Deformation an der Erdoberfläche als ein Randwertproblem und nimmt an, dass die aufliegenden Massen sehr dünne Schichten im Verhältnis zur Gesamterde sind, so kann mit Hilfe von Greenschen Funktionen sehr effizient die Oberflächendeformation in einem Faltungsintegral berechnet werden (Farrell 1972; Scherneck 1990). Meist wird den Greenschen Funktionen ein sphärisches, symmetrisches, nicht-rotierendes, elastisches und isotropes Erdmodell wie das „Preliminary Reference Earth Model“ (PREM) (Dziewonski 1981) zu Grunde gelegt. Die Greenschen Funtionen sind dann nur von der Entfernung der Massenauflast zum Beobachtungspunkt abhängig. Obwohl es große Unterschiede in den verschiedenen Berechnungen von Loveschen Zahlen für das PREM gibt, weichen die abgeleiteten Greenschen Funktionen nur im Nahbereich geringfügig voneinander ab. Auf die Ergebnisse der modellierten Auflastdeformation haben diese Differenzen keinen merklichen Einfluss. Über Deformations- und Strukturmodelle der Erdkruste kann man dann versuchen, die tatsächlichen Massenverlagerungen zu simulieren, und zwar auch im Erdinneren. Die Ergebnisse zeigen, dass in Fällen von global sehr inhomogen verteilten Massenverlagerungen wie Schneeauflasten, große Unterschiede im Vergleich zu den Ergebnissen mittels des Faktors der Loveschen Auflastzahl entstehen können (Dill 2002). Weitere Forschungsarbeiten sind jedoch nötig, um künftig ein einheitliches Verfahren angeben zu können, nach dem sich Auflasteffekte berechnen lassen. Mit diesem Ziel wurden die bestehenden Spezialbüros des GGFC 2002 erweitert um ein Büro für Auflasteffekte, SBL ([20]). Neben dem Aufbau des Spezialbüros und der Veröffentlichung von Produkten wie den Gravitationsfeldvariationen und den Stationsbewegungen durch atmosphärische und ozeanische Auflasten wird der Schwerpunkt in der Forschung auf nicht-gezeitenbedingten Ozeanauflasten, hydrologischen Auflasten und der postglazialen Landhebung liegen. Empfehlungen und endgültige Produkte sind jedoch erst in einigen Jahren zu erwarten.
Im Zuge der immer höheren Genauigkeitsansprüche in der Modellierung sind künftig auch die Effekte der Viskoelastizität, einer nicht-hydrostatischen Vorspannung der Erdkruste, laterale Heterogenitäten und die Topographie der Erdoberfläche in der Modellierung von Auflastdeformationen zu berücksichtigen. Dafür ist die Theorie zur Berechnung von Loveschen Zahlen und Greenschen Funktionen, die dann auch vom Ort und der Frequenz abhängen, bereits entwickelt. Benötigt wird jedoch noch ein detailliertes 3-D-Erdmodell mit all seinen rheologischen und strukturellen geophysikalischen Parametern.
7.2.3.5 Kontinentale Hydrosphäre – Ozean
Wie schon früher erwähnt, bildet das Teilsystem der kontinentalen Hydrosphäre das wichtigste Bindeglied im globalen Wasserkreislauf zwischen Ozean und Atmosphäre. Wechselwirkungen zwischen kontinentaler Hydrosphäre auf der einen Seite und Ozean und Atmosphäre auf der anderen Seite sind daher auch durch einen direkten Massenaustausch zu erwarten. Diese Zusammenhänge sind jedoch bisher im System Erde am wenigsten untersucht worden. Gefordert ist eine interdisziplinäre Zusammenarbeit, um die Wassermassenverteilung zwischen Ozeanen, kontinentalen Reservoirs, Eisbedeckungen und Biomasse zu beschreiben. Drei geodätische Beobachtungsverfahren sind sensitiv gegenüber der Massenverteilung im System Erde. Geozentrumsvariationen können mit SLR erfasst werden (Watkins und Eanes 1993; Eanes 1995), Änderungen des Schwerepotentials lassen sich aus Variationen der Satellitenbahnen ableiten (Chao und Eanes 1995; Cheng et al., 1995). Neu hinzugekommen sind die Missionen CHAMP und GRACE zur Bestimmung eines hochaufgelösten, zeitlich variablen Schwerefeldes. Direkte Messungen der Meeresspiegelvariationen werden von der Satellitenaltimetrie geliefert, z.B. den Satelliten TOPEX/Poseidon (Tapley et al., 1992; Shum et al., 1994) und JASON. Hinzu kommen Messungen der Eisbedeckungen durch den GLAS-Sensor auf EOS (EOS Laser Altimeter) und durch Radar-Altimetrie auf Seasat, Geosat, ERS-1, ERS-2 (Kozel et al., 1994; Kozel 1995), ICESAT und CryoSat ([21]).
Die Verteilung und der Transport der Wassermassen spielt auch in der Meteorologie und der Klimatologie eine fundamentale Rolle für die atmosphärische Zirkulation. Durch Wasserdampf wird ein großer Anteil der Sonnenstrahlung und der terrestrischen Strahlung absorbiert, was schon die Hälfte des natürlichen „Treibhauseffekts“ ausmacht. Die hohe Wärmekapazität des Wassers, macht den gesamten hydrologischen Kreislauf zu einem der wichtigsten Regulatoren des Weltklimas über große Zeiträume. Das Weltklima reagiert besonders empfindlich auf Änderungen der räumlichen und zeitlichen Verteilung des kontinental gespeicherten Wassers. Da langperiodische Rotationschwankungen der Erde auch in engem Zusammenhang mit der großräumigen Umverteilung von Wassermassen zwischen Ozean, Atmosphäre und Kontinenten stehen, können lange Zeitreihen von Polbewegung und Tageslängenschwankungen eine wichtige Hilfe bei der Modellierung und Quantifizierung von Massenverlagerungen zwischen den einzelnen Teilsystemen sein. Die Geodäsie kann dazu beitragen, in Zukunft ein umfassendes Verständnis des gesamten geschlossenen hydrologischen Kreislaufs in Form eines globalen, vollständig gekoppelten Ozean-Atmosphäre-Land-Klimamodells zu gewinnen. In diese Richtung geht auch die Entwicklung von Klima-Algorithmen zur Abschätzung von kleinräumigeren Prozessen (Famiglietti und Wood 1994) mit einer vollständig geschlossenen Wassermassenbilanz.
7.2.3.6 Kern – Mantel
Erdkern und Erdmantel bewegen sich nicht völlig unabhängig von einander. Ursache dafür ist ein Drehimpulsaustausch zwischen beiden Systemen, der durch verschiedene Mechanismen der Kern-Mantel-Kopplung (KMK) verursacht wird. Gute Ergebnisse bei der Beschreibung dekadischer Variationen der Tageslänge (LOD) liefert bei entsprechenden Leitfähigkeitsannahmen die elektromagnetische Kopplung (z.B. Holme 1998a). Infolge des Dynamoprozesses und der Variationen des geomagnetischen Feldes entstehen elektrische Ströme in den leitfähigen Gebieten von Kern und Mantel, die im Mantel zusammen mit dem dort existierenden Magnetfeld die Lorentzkraft bilden und damit das entsprechende auf den Mantel wirkende Drehmoment erzeugen. Die elektromagnetische KMK ist daher generell von der elektrischen Leitfähigkeit, besonders aber von ihren Werten in der Kern-Mantel-Übergangszone abhängig. Leider gehört gerade die elektrische Leitfähigkeit in dieser Zone zu den Parametern, die noch unzureichend genau bestimmt sind, so dass man die Annahmen über ihre Größe durch den Vergleich der Erdrotationsdaten mit den aus Modellen der elektromagnetischen KMK gewonnenen Erdrotationsvariationen verifizieren muss. Da es weitere mögliche Kopplungsarten (topographische, gravitative, s. Abschnitt 7.2.3.2) gibt, ist der Schluss auf eine bestimmte Leitfähigkeit nicht eindeutig und ist außerdem nur möglich, wenn Ergebnisse aus verschiedenen anderen Fachgebieten berücksichtigt werden. Nach dem gegenwärtigen Stand der Mantelmodellierung sind die Parameter durch die Materialphysik noch schlecht bestimmt und nicht eindeutig aus dem Verhalten globaler geophysikalischer Größen abzuleiten. Dies unterstreicht die Notwendigkeit einer möglichst umfassenden, globalen Modellierung, in der die Ergebnisse verschiedener Disziplinen zusammenfließen.
Die elektromagnetische Kopplung setzt eine ausreichende elektrische Leitfähigkeit des unteren Mantels voraus. Ihre Kenntnis bestimmt den Stand der Modellierung der KMK. Aus Laborexperimenten folgt, dass die Leitfähigkeit im überwiegenden Teil des Mantels um Größenordnungen unter dem für die elektromagnetische Kopplung erforderlichen Wert bleibt. Die Hypothesen zum Aufbau der untersten Mantelschicht (z.B. D") lassen jedoch auch eine dünne Schicht mit sehr hoher Leitfähigkeit zu, durch die die nötigen elektromagnetischen Drehmomente erzeugt werden können (Holme 1998b). Für die Erregung der beobachteten Polbewegungsvariationen ist die elektromagnetische KMK auch bei Annahme einer sehr hohen Leitfähigkeit prinzipiell zu ineffizient. Für ihre Erklärung müssen andere Kopplungsarten bzw. interne Massenverlagerungen verantwortlich gemacht werden.
Der Stand der Modellierung der topographischen KMK wird dadurch bestimmt, wie gut die Topographie der Kern-Mantel-Grenze bekannt ist. Sie lässt sich durch die seismische Tomographie ermitteln. I.A. sind die tomographischen Modelle aber zu ungenau und je nach Verfahren zu unterschiedlich, um den Anteil dieser Kopplungsart an der Erregung der LOD- und Polbewegungsvariationen eindeutig zu bestimmen. Eine vollständige Erklärung der Variationen der Erdrotationsparameter mit denselben Topographieannahmen ist bisher nicht gelungen, so dass der Stand der topographischen KMK ähnlich wie bei der elektromagnetischen KMK noch als unbefriedigend bezeichnet werden muss.
Die gravitative Kopplung setzt signifikante Variationen der Dichte oder der Massengeometrie voraus, welche z.B. durch die Relativbewegung der Figurenachse eines asphärischen Innenkerns erzeugt werden können (Greiner-Mai und Barthelmes 2001). Solche Bewegungen können durch die elektromagnetische Kopplung des Innenkerns mit den fluiden Bewegungen des Außenkerns angeregt werden (Dumberry und Bloxham 2002). Entsprechende Modelle ermöglichen eine alternative Erklärung von dekadischen Polbewegungsvariationen, die durch interne Änderung der Massengeometrie und die gravitative Kopplung des Innenkerns mit dem Mantel verursacht werden. Die viskoelastischen Eigenschaften und eine über die Elliptizität hinausgehende Topographie des Innenkerns sollten in zukünftigen Untersuchungen berücksichtigt werden.
7.3 Vergleich von Modellierung und Messung der Erdrotationsschwankungen
Die Qualität von modellierten Erdrotationsschwankungen kann durch einen Vergleich mit den tatsächlich beobachteten Erdorientierungsparametern geprüft werden. Die Umrechnung von Drehmomenten und Drehimpulsen in Erdrotationsschwankungen folgt den Formeln aus Kapitel 3.
7.3.1 Polbewegung
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Abb. 7.4 3-D Darstellung der Polkoordinaten x und -y von 1980 – 1998, publiziert vom IERS. |
Schon Ende des 19. Jahrhunderts lagen erste Messungen der Polbewegung vor. Sie wiesen eine nahezu jährliche Periode mit einer mittleren Amplitude von etwa 300 Millibogensekunden (marcsec) auf. Chandler entdeckte 1891 neben der Jahresperiode ein weiteres Maximum im Spektrum bei etwa 428 Tagen. Um genauere Daten über die Polbewegung zu erhalten, wurde der ILS (International Latitude Service) eingerichtet, der später vom IPMS (International Polar Motion Service) abgelöst wurde. Heute wird die Polbewegung gemeinsam mit den anderen Erdorientierungsparametern (EOP) aus den in Kapitel 5 beschriebenen geodätischen Raumverfahren VLBI, SLR, LLR und GPS gewonnen. Diese Daten werden seit 1988 vom IERS (International Earth rotation and Reference systems Service) gesammelt, aufbereitet und publiziert. In der Polbewegung zeigt sich eine Überlagerung von Jahresperiode und Chandlerperiode in Form einer Amplitudenschwebung (Abb. 7.4). Daneben findet auch eine langsame Drift des mittleren Pols in Richtung Kanada statt (Abb. 7.5), vor allem verursacht durch die in Abschnitt 7.2.2.4 behandelte postglaziale Landhebung (Wu und Peltier 1984).
Entfernt man diese lineare Drift, so bleiben neben dem Hauptanteil der jahresperiodischen und Chandler-Bewegungen noch unregelmäßige Polschwankungen mit Perioden von einigen Jahren bis Dekaden. Vernachlässigt man die Einflüsse des Erdkerns, so könnte angenommen werden, dass die unregelmäßigen Polschwankungen durch langperiodische Variationen in der Wassermassenverteilung verursacht werden. Die Ursachen der dekadischen Polbewegungsvariationen sind jedoch noch nicht ausreichend geklärt (Jochmann et al., 2001).
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Abb. 7.5 Langsame Drift des Rotationspols in Richtung Kanada (durchgezogene Linie); kurzperiodische Anteile wurden entfernt (Quelle: IERS). |
Wie Abb. 7.6 zeigt, liefert die atmosphärische Zirkulation weder die korrekte Magnitude noch die Zeitstruktur der dekadischen Polbewegungsvariationen, und der Anteil hydrosphärischer Prozesse konnte wegen unzureichender hydrologischer Daten noch nicht ausreichend quantifiziert werden. Die bisherigen Modelle interner Anregungen basieren auf z.T. unsicheren Annahmen, deren Prüfung noch nicht abgeschlossen ist (s. Abschnitt 7.2.3.6). Von diesen nach wie vor in den Anfängen stehenden Modellen sind diejenigen am erfolgversprechendsten, die die Innenkernbewegung relativ zum Mantel nutzen. Bei dieser Innenkernhypothese wird angenommen, dass die durch eine Relativbewegung der Innenkernachse sich ändernde Massengeometrie im Gesamtkern die beobachtete Polbewegung (Oberflächeneinflüsse vorher abgezogen) vollständig erklärt. Solche Bewegungen der Innenkernachse, die aus den Polbewegungsdaten, korrigiert um den atmosphärisch erregten Anteil, abgeleitet wurden (die entsprechende Erregerfunktion s. Abb. 7.6c) können die dekadischen Variationen der Polbewegung dann zumindest per Annahme vollständig erklären. Die Annahme selbst kann aber erst nach sehr langer Beobachtungszeit mit modernen Schwerefeldmessungen überprüft werden. Ein vollständiger theoretischer Beweis mit Hilfe eines Modells der Kerndynamik steht noch aus.
Die dekadischen Polbewegungen können zum Beispiel durch eine globale Meeresspiegelschwankung von 10 cm über mehrere Dekaden modelliert werden (Chao und O'Connor 1988). Dies steht allerdings im Widerspruch zu den deutlich geringeren Schwankungen, die aus Pegelmessungen gewonnen werden (Eubanks 1993; Wilson 1993). Einen weiteren Beitrag könnte das kontinental gespeicherte Grundwasser liefern (Chao 1988; Kuehne und Wilson 1991). Die Details lassen sich jedoch noch nicht mit den heutigen klimatologischen Modellen erklären, da diese gerade im langperiodischen Bereich eine lückenhafte Massenbilanz aufweisen.
Der Vergleich von modellierten mit beobachteten jahresperiodischen Polschwankungen ist einfacher und anschaulicher, wenn anstatt der Polbewegung die ihr zugrunde liegenden Anregungsfunktionen verglichen werden. Da die Anregungsfunktionen nicht die dominierende Chandlerbewegung enthalten, sind die Perioden der kleineren Einflüsse deutlicher zu erkennen als in der Polbewegung selbst. Bei den hydrologischen Einflüssen gilt dies in besonderem Maße für die Jahresperiode. Die Gesamtanregung der gemessenen Polbewegung erhält man relativ einfach aus einer Dekonvolution, zum Beispiel der IERS-Polreihen C04. Diese Gesamtanregung kann der Summe aller von Massenverlagerungen und Drehmomenten verursachten Anregung gegenübergestellt werden.
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Abb. 7.6 Dekadische Variationen der Polkomponenten x,y: |
Der Vergleich der für 50 Jahre vorliegenden AAM-Zeitreihe, zur Verfügung gestellt vom NCEP (National Center for Environmental Prediction) mit der 40-jährigen Zeitreihe der Erdorientierungsparameter C04 vom IERS zeigt eine sehr hohe, stabile Korrelation von 0,8 für die Jahresperiode. Der Korrelationskoeffizient für die Halbjahresperiode liegt bei 0,7 bis 0,8. Für subsaisonale Oszillationen kann keine Korrelation gefunden werden, die über längere Zeiträume stabil ist (Kolazcek 2000). Mit Hilfe der Wavelet-Transformation lässt sich eine Phasenverschiebung im Drehimpulsaustausch zwischen Atmosphäre und fester Erde nachweisen (Kosek 2000). Sie beträgt für den halbjährlichen Periodenbereich etwa einen Monat (Schmidt 2002).
Obwohl die atmosphärische Anregung speziell in der Komponente y eine hohe Korrelation mit der geodätisch beobachteten Polbewegung zeigt (s. Abb. 7.7), muss es noch weitere große Anregungsquellen geben, die in AAM nicht enthalten sind. Vor allem die jährlichen Polschwankungen werden neben der atmosphärischen Anregung vermutlich stark von den hydrologischen Prozessen induziert (Chao 1988; Kuehne und Wilson 1991).
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Abb. 7.7 Vergleich der geodätisch beobachteten Anregung der Polbewegung mit Variationen der atmosphärischen Anregung AAM (Herring 2000). |
Die statischen Massenterme liefern für AAM und OAM beinahe gleich große Anteile; für den Bewegungsterm übertreffen jedoch die Anregungsanteile durch Winde diejenigen durch Ozeanströmungen. Die stärksten Anregungsanteile der Polbewegung durch atmosphärische und ozeanische Massenterme sowie durch Winde sind verbunden mit speziellen Regionen in den nördlichen und südlichen mittleren Breiten. Die räumliche Verteilung der Druckterme (inkl. des invers barometrischen Effekts über den Ozeanen) wird dominiert von Maxima über dem eurasischen Kontinent. Die Anregung durch ozeanische Strömungen resultiert hauptsächlich aus den Regionen des Nordpazifiks und der südlichen Ozeane (Nastula 2000).
Im Vergleich verschiedener Ozeanmodelle zeigt sich, wie unterschiedlich die modellierten Anregungsfunktionen des OAM noch sind. Abb. 7.8 macht dies deutlich. Dargestellt ist der Anteil der Jahresperiode in der Anregung der Polbewegung durch die Atmosphäre (AAM), drei Ozeanmodelle (OAM) und ein Grundwassermodell (GW).
Fest steht jedoch, dass die atmosphärische Anregung (AAM) in Verbindung mit der ozeanischen Anregung (OAM) den größten Anteil daran haben, dass die Chandlerbewegung nicht durch Dämpfung verschwindet, sondern immer wieder angeregt wird. Mit einer Verbesserung der Ozeanzirkulationsmodelle und der Entwicklung eines Ozeandaten-Assimilations-Systems (Ponte et al., 2001) werden in Zukunft große Fortschritte erwartet.
Eine verbesserte Modellierung von ozeanischen Massenvariationen kann auch an Hand der Ergebnisse der neuen Satelliten-Missionen CHAMP und GRACE erwartet werden. In den letzten Jahren wurde vor allem der Einfluss von ozeanischen Massenvariationen auf die Bahnen der Satelliten (Chen et al., 1999a), das Gravitationsfeld (Cheng und Tapley 1999), das Geozentrum (Chen et al., 1999b) und terrestrische Schweremessungen (Sato et al., 2001) untersucht. Mit CHAMP und GRACE wird es erstmals möglich sein, direkt den Massenterm der Anregungsfunktionen zu messen (Gross 2001).
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Abb. 7.8 Kombination der Anregungsfunktion von Atmosphäre (AAM), Ozean (OAM) und Grundwasser (GW) und Vergleich mit der beobachteten Polbewegung (Pol). Einheiten in 10-7. Die Längen der jeweiligen Pfeile entspricht den „Amplituden“, die Richtungen den „Phasen“. Die Kreise geben den Fehlerbereich des Gesamtmodells an. |
7.3.2 Tageslängenschwankungen
Die Schwankungen der Erdrotationsgeschwindigkeit wurden seit 1956 vom BIH (Bureau International de L’Heure) ermittelt, das 1988 ebenfalls im IERS aufgegangen ist. Dominant sind in den Tageslängenschwankungen die Jahresperiode und die Halbjahresperiode. Zudem lassen sich im Wavelet-Skalogramm stark variierende Amplituden in diesen Perioden erkennen (Abb. 7.9). Ein solches Wavelet-Skalogramm eignet sich besonders, um modellierte mit beobachteten Daten zu vergleichen. Daraus lassen sich Hinweise auf mögliche Anregungsprozesse und Verbesserungen in der Modellierung von Massenverlagerungen ableiten. Zu sehen ist zum Beispiel, dass sich das El-Niño-Klimaphänomen von 1983 als starker positiver Ausschlag in der Tageslänge abbildet. Grosse Variationen in LOD auf langen, interannuellen Zeitskalen können eindeutig mit den starken Windanomalien von ENSO-Ereignissen in Verbindung gebracht werden (Salstein und Rosen 1986; Dickey et al., 1992a; Höpfner 2001).
Vergleicht man die axiale Komponente der Anregungsfunktion AAM mit den Tageslängenvariationen, so findet man viele signifikante Korrelationen in allen Periodenbereichen. Der Bewegungsterm, verursacht durch zonale Winde, schlägt sich mit seiner fast ausschließlich saisonalen Periode in saisonalen LOD-Variationen mit bis zu 2 msec nieder (Rosen und Salstein 1983). Weiterhin ist die axiale Komponente gut korreliert mit LOD auf nicht saisonalen Perioden von wenigen Tagen bis zu Jahren, wobei der durch Luftdruckschwankungen ausgedrückte Massenterm auf LOD weniger Einfluss hat als der Bewegungsterm (Rosen et al., 1990; Dickey et al., 1992b). Besonders kürzere, intrasaisonale Drehimpulsschwankungen im Periodenbereich von 40-60 Tagen spiegeln sich in LOD wider (Langley et al., 1981). Es gibt auch einige Hinweise auf die Existenz eines Signals der quasi-zweijährigen Schwingungen (QBO = quasi-biennial oscillation) in der Stratosphäre (Chao 1989).
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Abb. 7.9 Oben: Tageslängenänderung (LOD) von 1980 bis 1998, publiziert vom IERS. Unten: Fourier-Spektrum (links) und das Wavelet-Skalogramm (Mitte) (Schmitz-Hübsch und Dill 2000). |
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Abb. 7.10 Beobachtete Tageslängenschwankungen LOD und Drehimpulsvariationen der Atmosphäre (AAM), jeweils mit (IB) und ohne (no IB) Berücksichtigung des invers barometrischen Effektes sowie mit (Wind) und ohne (no Wind) Bewegungsterm. Unten ist eine Anpassung mit Halbjahresperiode für die Differenz zwischen LOD-Anregung und AAM-Beitrag dargestellt. Der quadratische Mittelwert der Differenz ist ±0,065 marcsec, verglichen mit einem mittleren Fehler der geodätischen Beobachtung von ±0,025 marcsec (Herring 2000). |
Abb. 7.10 zeigt die aus geodätischen Beobachtungen gewonnene Anregung der Tageslängenvariationen im Vergleich zu verschiedenen Modellen der atmosphärischen Anregung AAM. Am besten stimmt der AAM-Beitrag durch die Winde mit der Beobachtung überein. Der Beitrag durch die Luftdruckschwankungen ist relativ gering, unabhängig davon, ob mit oder ohne Berücksichtigung einer invers barometrischen Reaktion des Ozeans. Reduziert man die Beobachtungen um den Einfluss der Atmosphäre, bleibt ein überwiegend halbjährliches Signal übrig. Es wird vermutet, dass diese halbjährliche Anregung hauptsächlich durch kontinentale Grundwasserschwankungen (HAM) verursacht wird. Ebenso wie die axialen Beiträge von HAM ist die Anregung durch Massenverlagerungen in den Weltozeanen (OAM) noch weitgehend unbekannt. Die meisten Ozeanmodelle liefern zumindest für saisonale bis stündliche Perioden eine schwache Anregung von LOD. Periodenvergleiche im eintägigen und halbtägigen Spektrum zeigen, dass hauptsächlich die Ozeangezeiten einen Einfluss auf LOD haben (Brosche et al., 1991; Sovers et al., 1993; Gross 1993; Dickman 1993; Watkins und Eanes 1994; Herring und Dong 1994). Durch Ozeangezeiten induzierte Massenverlagerungen tragen auch zu einem geringen Teil zu langperiodischen LOD-Variationen bei, die ansonsten hauptsächlich von den Gezeiten der festen Erde verursacht werden (Nam und Dickman 1990).
Die dekadischen Variationen in LOD sind erheblich größer als die in Abb. 7.10 dargestellten jährlichen Schwankungen. Um dekadische Perioden, wie z.B. die 60-jährige Periode, zu erfassen, muss man auch auf die mit astronomischen Messungen ermittelten Werte zurückgreifen und Reihen unterschiedlicher Herkunft in geeigneter Weise miteinander verbinden (z.B. Liao und Greiner-Mai 1999). Die dekadischen Variationen erreichen Amplituden von mehreren Millisekunden (s. Abb. 7.11), sind in ihrer Periodizität jedoch weitaus weniger stabil als z.B. die saisonalen Schwankungen.
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Abb. 7.11 Vergleich LOD(Astr) („dLOD'') mit SST und anderen in LOD umgerechneten geophysikalischen Größen in der dekadischen Zeitskala (nach Liao und Greiner-Mai, 1999): |
Wie bereits festgestellt, sind die oberflächennahen Prozesse zu schwach, um die entsprechenden Amplituden zu erzeugen. Auch wegen der augenscheinlichen Korrelation mit den geomagnetischen Variationen des Innenfeldes hat man Prozesse im Erdkern für ihre Erregung verantwortlich gemacht, die mit dem Erdmantel über die KMK gekoppelt sind. Die dekadischen Variationen in LOD lassen sich am besten durch interne Prozesse und die Drehimpulsmethode erklären (Holme 1998a, Jault et al., 1998). Der Drehimpuls wird dabei aus Bewegungen von zylindrischen Ringen im äußeren Kern berechnet, die aus dem geomagnetischen Feld unter der Annahme von Geostrophie abgeleitet werden (Jackson et al., 1993). Die Ergebnisse der Drehmomentenmethode sind je nach Modell verschieden; letztendlich können aber die Parameter der Kern-Mantel-Übergangszone innerhalb plausibler physikalischer Grenzwerte so gewählt werden, dass die erforderlichen Drehmomente entstehen. Die Konsistenz mit entsprechenden Polbewegungsmodellen geht jedoch verloren, wenn man mit den gleichen Annahmen die dekadischen Polbewegungsvariationen erklären will. So sind z.B. die für die Beschreibung der LOD-Variationen so effektiven Zylinderbewegungen streng axial und liefern daher keinen Beitrag zu den für die Polbewegung notwendigen nicht-axialen Relativdrehimpulsen. Das in Abschnitt 7.2.3.4 beschriebene Konsistenzproblem zeigt den Forschungsbedarf, insbesondere in Bezug auf die Drehmomentmethode.
Wie am Anfang des Abschnitts im Zusammenhang mit dem El Niño Effekt erwähnt, sind viele der subdekadischen Perioden atmosphärischer Natur. Bei den Perioden um sechs Jahre kann aber nicht ausgeschlossen werden, dass auch interne Prozesse und die Kern-Mantel-Kopplung eine Rolle spielen. Die Schwierigkeit im Nachweis liegt in der Tatsache begründet, dass in diesen Periodenbereichen andere Effekte eine stärkere Rolle spielen, wie zum Beispiel die visko-elastischen Eigenschaften der Erde bei der postglazialen Landhebung oder klimatologische Prozesse (vgl. dazu Salstein and Rosen 1986; Eubanks 1993). Inwieweit AAM und OAM im langperiodischen Bereich eine Rolle spielen, kann mit den bisherigen Zirkulationsmodellen schlecht abgeschätzt werden, da diese nicht für solche speziellen geodätischen Betrachtungen ausgelegt wurden. Vor allem die Wassermassenbilanz zwischen Atmosphäre, Ozean und Kontinenten weist im langperiodischen Bereich große Lücken auf.
7.3.3 Präzession und Nutation
Die Präzessionsparameter (Präzession in Länge, zeitliche Änderungsrate in der Schiefe) wurden als linearer Trend zusammen mit den langperiodischen Nutationstermen mit Perioden von 6798,38 Tagen, 3399,19 Tagen, 356,26 Tagen, 182,62 Tagen und 121,75 Tagen aus den Differenzen zwischen VLBI-Ergebnissen und den Werten des MHB2000-Modells ermittelt.
Die von Malkin (2002) und Feissel et al. (2001, 2002) ermittelten Korrekturen für die Präzessionsparameter liegen im Bereich von 0,010 - 0,050 marcsec/Jahr. Abb. 7.12 zeigt Differenzen für Δψּsinε0 und Δε zwischen den mit VLBI beobachteten Nutationsoffsets und den mit dem MHB2000-Modell berechneten Werten für die Zeitspanne von 1984 bis 2000.
Diese Differenzen übersteigen in der Regel nicht ±0,001 marcsec, sind gelegentlich jedoch auch größer. Die Kurven weisen auffallende Residuen bei einer Periode von etwas mehr als einem Jahr auf. Dies resultiert aus den Effekten der FCN (Free Core Nutation)-Resonanz, die wahrscheinlich durch die Atmosphäre angeregt wird. Im Frequenzbereich schwanken die Residuen zwischen ±0,020 marcsecmit Ausnahme der progradenNutation von 18,6 Jahren, bei deren out-of-phase-Teil die Residuen bis zu 0,110 marcsec erreichen. Gründe für diese Residuen liegen offenbar in der Art und Weise, wie insbesondere die atmosphärischen Effekte behandelt werden, sowie an Eigenarten der FCN- und FICN-Resonanzen. Betrachtet man die atmosphärische Anregungsfunktion genauer, so erwartet man zeitabhängige Amplituden und charakteristische Frequenzen insbesondere in den Komponenten der jährlichen Nutation. Die Residuen der Theorie MHB2000 können dadurch reduziert werden, dass die Terme mit Perioden von einem Jahr und 18,6 Jahren an die Beobachtungsdaten angepasst werden. Dies bedingt dann aber Einschränkungen für die FCN- und FICN-Perioden. Das Nutationsmodell MHB2000 liefert eine FCN-Periode von 430,2 Tagen mit einem Dämpfungsfaktor Q von mehr als 1900 sowie eine FICN-Periode von 970 Tagen mit einem Dämpfungsfaktor Q von 700. Die Anpassung der einjährigen und der 18,6-jährigen Nutation ergibt dagegen eine FICN-Periode von etwa 1020 Tagen (Feissel et al., 2001).
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Abb. 7.12 Differenzen für Δψּsinε0 und Δε zwischen VLBI-Ergebnissen und den IERS96-Werten (obere zwei Kurven) bzw. den Werten des MHB2000-Modells (untere zwei Kurven) ([22] ). |
7.4 Erdrotation und Schwerefeld
Wie in den Abschnitten 2.4 und 5.3 bereits angesprochen, gehört die Bestimmung des Gravitationsfeldes der Erde zu den drei Kernbereichen der Physikalischen Geodäsie (neben der Bestimmung der Rotation und der Figur der Erde), die mittelfristig durch eine gemeinsame Analyse der verschiedenen Beobachtungsgrößen zusammenzufassen sind. Gemeinsame Ursachen von Schwankungen der EOP und des Gravitationsfeldes sind Prozesse, die mit Massentransporten, Dichteänderungen und Massengeometrieänderungen einhergehen.
Seit vielen Jahren (siehe z.B. Williamstown Report 1969) besteht der Wunsch von Seiten der wissenschaftlichen Gemeinschaft (Geodäsie, Ozeanographie, Geophysik, Meteorologie, Klimatologie und anderen Nachbardisziplinen), das Gravitationsfeld der Erde besser zu kennen. Der Nutzen und die Anwendung eines hochgenauen Gravitationsfeldes reichen
- von der Untersuchung der Ozeanoberfläche (z.B. Meerestopographie, Strömungen auch als Einflussgrößen für Klimamodelle),
- über die Bestimmung des cm-Geoides, z.B. zur Vereinheitlichung eines weltweiten Höhensystems, als Grundlage eines globalen geodätischen Beobachtungssystems, oder um ein 'GPS- Nivellement' durchführen zu können,
- bis zur Analyse von Mechanismen/Massenverlagerungen auf der Erdoberfläche und im Erdinnern sowie der besseren Bestimmung hydrologischer Prozesse (siehe z.B. NRC, 1997; ESA, 1999).
Das globale Gravitationsfeld kann nur durch geeignete Satellitenverfahren mit hinreichender Genauigkeit und hoher räumlicher und zeitlicher Auflösung bestimmt werden. Es bieten sich grundsätzlich zwei Konzepte an: Gradiometrie, d.h. die Messung differentieller Beschleunigungen über kurze Basislinien, oder Satellite-to-Satellite Tracking (SST), die Messung des gegenseitigen Abstandes zweier Satelliten und dessen Änderung. Am weitesten fortgeschritten ist das deutsche GFZ/DLR-Projekt CHAMP, das im Juli 2000 gestartet wurde. Als Beobachtungskonzept wird Satellite-to-Satellite Tracking im Hoch-Niedrig-Modus verwendet, mit den GPS-Satelliten als hochfliegendem Teil. Die amerikanische Mission GRACE, die im März 2002 gestartet wurde und durch deutsche Partner unterstützt wird, wird das Erdgravitationsfeld im lang- und mittelwelligen Bereich gegenüber CHAMP nochmals beträchtlich verbessern und hochgenaue zeitlich variable Anteile liefern. Das Beobachtungskonzept hier ist ebenfalls SST, nun aber im Niedrig-Niedrig-Modus mit zwei CHAMP-ähnlichen Satelliten, die ihren gegenseitigen Abstand von etwa 200 km mit µm-Genauigkeit messen (siehe NRC 1997). Das dritte Satellitenprojekt zur hochauflösenden Gravitationsfeldbestimmung ist die geplante ESA-Mission GOCE, deren Start im Jahr 2006/07 zu erwarten ist (ESA 1999). Hier wird neben GPS-SST das Beobachtungskonzept der Satellitengradiometrie realisiert, das erstmals ermöglichen wird, den kurzwelligen Anteil des Erdgravitationsfeldes mit hoher homogener Genauigkeit zu bestimmen. Ein cm-Geoid soll noch für Wellenlängen bis zu 160 km ableitbar sein.
Hochgenaue Erdrotationsschwankungen lassen sich mit den geodätischen Raumverfahren über einen großen spektralen Bereich bestimmen, d.h. es werden Perioden von vielen Dekaden bis hin zu wenigen Stunden abgedeckt. Die neuen Satellitenmissionen zur Gravitationsfeldbestimmung, CHAMP und GRACE, erlauben die präzise Bestimmung von Variationen des Gravitationsfeldes mit Perioden von einem Monat und länger. Unter anderem ermöglichen die CHAMP- und GRACE-Messungen die Bestimmung von Variationen der Gravitationsfeldkoeffizienten zweiten Grades, die mit den Komponenten des Trägheitstensors der Erde verknüpft sind. Damit gelingt unabhängig von den geodätischen Raumverfahren eine direkte Bestimmung von Parametern, die in enger Beziehung mit der Erdrotation stehen. Allerdings sind die Observablen nicht ohne Vorverarbeitung vergleichbar. Wie in Kapitel 3 beschrieben, wirken sich in der Erdrotation nur Änderungen der Kugelfunktionskoeffizienten 2. Grades aus. Änderungen der Koeffizienten höheren Grades (l > 2) mitteln sich dagegen heraus und verursachen keine EOP-Schwankungen. Andererseits treten in den Gravitationsfeldkoeffizienten nur Effekte auf Grund von Massenverlagerungen auf; es zeigen sich keine über die Bewegung angetriebenen Prozesse, während die Erdrotation von beiden Anteilen gleichermaßen beeinflusst ist. Die genauen gegenseitigen Wechselwirkungen sind noch im Detail zu analysieren, um schließlich aus der gemeinsamen Untersuchung von EOP- und Gravitationsfeldvariationen ein besseres globales Verständnis der physikalischen Prozesse zu erhalten, die diese Signale verursachen (siehe auch Chao und Gross 1987; Gross 1992 und 2001; Gegout und Cazenave 1993 sowie die darin angegebenen Referenzen). Auf jeden Fall können EOP und Gravitationsfeldparameter zu einer gegenseitigen Validierung genutzt werden.
8 Identifikation von Forschungszielen
Die wissenschaftlichen Arbeiten in den letzten beiden Dekaden haben die Erdrotationsforschung wesentlich vorangebracht. Es sind zahlreiche neue Ergebnisse und Erkenntnisse gewonnen worden, an die noch vor wenigen Jahren nicht zu denken war. So gelang es z.B., die Erdmodelle wesentlich zu verbessern und die Wechselwirkungen zwischen der festen Erde und der Atmosphäre, der Hydrosphäre und der Kryosphäre genauer zu beschreiben. Daraus konnte für die Geowissenschaften und ihre Nachbardisziplinen vielfältiger Nutzen gezogen werden. Viele dieser Ergebnisse wurden erst dadurch ermöglicht, dass mit den modernen geodätischen Weltraumverfahren Messreihen der EOP gewonnen wurden, die in Genauigkeit und zeitlicher Auflösung um bis zu zwei Größenordnungen besser sind als die ‘klassischen‘ astronomischen Messungen. Das Ineinanderwirken von Modellierung, Messung und Auswertung spielt hierbei eine entscheidende Rolle. Sehr oft erlaubt erst die genauere Messung eines Parameters eine verbesserte Modellbildung; diese ist ihrerseits Grundlage für die Auswertung von Messungen eines anderen Parametertyps oder in anderen Zeit- und Frequenzbereichen. Gerade wegen des schnellen Fortschritts der Erdrotationsforschung gibt es heute mehrere neue zentrale Forschungsziele, die im Folgenden erläutert werden sollen.
Z1 Übergreifende konsistente Modellierung der Erdrotation
Ziel ist die integrale Modellierung der relevanten Subsysteme des Systems Erde unter Berücksichtigung eines konsistenten Drehimpuls-, Stoff- und Energieaustausches an den jeweiligen Grenzflächen.
Die Rotation der Erde ist ein globaler Vorgang, der durch die integrale Wirkung aller planetaren und geophysikalischen Prozesse geprägt wird, die mit Drehimpulsänderungen des Erdkörpers einhergehen. Während man bislang bei der Modellierung der Erdrotation die relevanten Subsysteme der Erde (Atmosphäre, Hydrosphäre ...) im Wesentlichen unabhängig voneinander betrachtet hat, steht nun eine übergreifende konsistente und integrale Modellierung an.
Bei ihr sollte die Gesamtheit der mechanisch-thermodynamischen Bilanzgleichungen sowie der Feldgleichungen für alle über dem System Erde zu definierenden physikalischen Felder samt den Übergangsbedingungen an den Grenzschichten Berücksichtigung finden. Prinzipiell sollten derartige Bilanz- und Feldgleichungen im Rahmen der Einsteinschen Gravitationstheorie formuliert werden, wobei die erste post-Newtonsche Näherung in naher Zukunft ausreichend erscheint.
Die verschiedenen Subsysteme sollen dabei gemeinsam modelliert werden, so dass ein konsistenter Drehimpuls-, Stoff- und Energieaustausch an den jeweiligen Grenzflächen gewährleistet ist. Konsistenz bedeutet aber auch, die Wechselwirkung zwischen den Subsystemen mit einheitlichen Modellansätzen zu beschreiben, wie z.B. die dekadischen Variationen der Polbewegung und der Tageslänge mit einem einheitlichen Modell der Kern-Mantel-Kopplung. Ebenso ist auf die konsistente Verwendung von Systemparametern wie Massenverhältnissen oder Loveschen Zahlen zu achten. Bei der Behandlung einzelner Effekte wurden in der Vergangenheit oft entsprechend ihrer Zeitskala Näherungen verwendet, die bei anderen Zeitskalen nicht mehr galten. So verhält sich der Erdkörper im Kurzzeitbereich nahezu elastisch, in größeren Zeiträumen viskoelastisch und in sehr langen Zeiträumen fluid. Das Ziel ist ein Rotationsmodell, das dieses komplexe Verhalten von Anfang an berücksichtigt und unabhängig von der betrachteten Zeitskala ist.
Z2 Hochfrequente und episodische Vorgänge der Erdrotation
Ziel ist es, die Zusammenhänge zwischen Prozessen im System Erde und hochfrequenten und episodischen Signaturen der EOP aufzudecken.
Der Nachweis von subtäglichen periodischen, quasi-periodischen und episodischen Signalen in den Zeitreihen der EOP ist heute prinzipiell möglich. Die inzwischen mit GPS und VLBI erreichbare zeitliche Auflösung von 2h oder sogar 1h gestattet schon jetzt, Variationen im Periodenbereich bis zu 4h bzw. 2h Dauer zu untersuchen. Daneben sind hochaufgelöste, kontinuierliche Aufzeichnungen mit Ringlasern zu nennen, bei denen sich die Frage stellt, ob die bisher beobachteten episodischen Schwankungen auf lokale, regionale oder globale Ursachen zurückzuführen sind.
Alle bisherigen Aussagen sind jedoch im Hinblick auf mögliche physikalische Ursachen von geringer statistischer Signifikanz und Trennschärfe. Dies liegt zum einen daran, dass keine genügend langen, hochaufgelösten homogenen Zeitreihen der EOP in hoher Genauigkeit und Integrität mit (weitgehend) unkorrelierten Einzelwerten zur Verfügung stehen (vgl. Z6). Zum anderen sind die in diesem Skalenbereich relevanten physikalischen Prozesse noch nicht adäquat beschrieben und quantifiziert (vgl. Z1). Außerdem müssen die Analyseverfahren für den Kurzzeitbereich optimiert werden.
Aktuelle Fragen zielen auf die physikalischen Ursachen beobachteter Spektralanteile, für die vor allem die Atmosphäre in Betracht gezogen wird. Aber auch kurzfristige Resonanzen wie die Slichter-Modes sind denkbar, und selbstverständlich muss geprüft werden, ob es sich bei bisher detektierten kurzperiodischen Variationen nicht um Artefakte handelt (Rothacher et al., 2001). In diesem Zusammenhang ist zu klären, ob die beobachteten Drehimpulsvariationen stark genug sind, um hochfrequente EOP-Schwankungen anzuregen. Auch die Frage nach episodischen Veränderungen, z.B. in Form von „Sprüngen“ in den EOP-Reihen, steht im Raum. Hier wird an den Einfluss starker Erdbeben gedacht, an die Wirkung von Vulkanausbrüchen oder Taifunen und an interne Prozesse. Auf letztere könnten die Korrelationen zwischen geomagnetischen „Jerks“ (Sprünge in der ersten Zeitableitung des geomagnetischen Feldes) und den EOP hinweisen.
Z3 Dekadische und säkulare Veränderungen der Erdrotation
Ziel ist die Beobachtung, Analyse und umfassende Modellierung der Zusammenhänge zwischen dekadischen und säkularen Veränderungen der EOP und Prozessen im System Erde.
Die bisher aus Beobachtungen der EOP ermittelten dekadischen Variationen unterscheiden sich je nach Herkunft und Länge der betrachteten Zeitreihen, wofür es sowohl messtechnische als auch physikalische Gründe gibt. Ihre eindeutige Bestimmung aus Beobachtungen ist daher ein wesentlicher Bestandteil der o.g. Zielsetzung. Wegen der Überlagerung verschiedener geophysikalischer Prozesse sind die Trennung und die eindeutige Zuordnung der Ursachen zwei Hauptaufgaben bei der Modellierung solcher Variationen. Neben Vorgängen im Erdinnern, die sich über die Kern-Mantel-Kopplung auf die Erdrotation auswirken, können sich z.B. auch langperiodische atmosphärische und hydrosphärische Prozesse in den EOP abbilden, die ihrerseits aus klimatischen Prozessen (s. Z4) hervorgehen.
Als säkular werden gemeinhin jene Vorgänge bezeichnet, die sich im Beobachtungszeitraum in ausreichender Näherung durch ein Polynom niedrigen Grades beschreiben lassen. Beispiel dafür ist die säkulare Polbewegung, als deren primäre Ursache die postglaziale Landhebung angesehen wird (s. Abschnitt 2.2.4). Bei der Verlangsamung der Erdrotation spielt die sog. Gezeitenreibung die Hauptrolle.
Mit den geodätischen Raumverfahren werden die EOP seit nahezu 25 Jahren mit hoher Genauigkeit beobachtet. Dies erlaubt die Untersuchung selbst von relativ kleinen mehrjährigen Schwankungen. Auch zeichnen sich die heute vorliegenden Referenzrahmen durch eine sehr hohe Genauigkeit und Stabilität aus. Das ermöglicht eine neue, verbesserte Analyse der seit nahezu 150 Jahren durchgeführten astronomischen Beobachtungen und eine Neubestimmung der dekadischen und säkularen Variationen.
Z4 Erdrotation als Indikator für Klimaschwankungen
Ziel ist es, die Frage zu klären, inwieweit sich klimatologische Prozesse in der Erdrotation abbilden.
Da die Erdrotation durch physikalische Prozesse, wie z.B. klimatische Veränderungen, beeinflusst wird, können eventuelle Änderungen der in Z3 angesprochenen säkularen Anteile in einem vergleichsweise kurzen Zeitraum eine indirekte Bestätigung gemessener Veränderungen wichtiger klimatologischer Parameter erlauben. Hierzu zählen Vorgänge wie das Abschmelzen der Polkappen, der Anstieg des mittleren Meeresspiegels oder großräumige Verlagerung der Wassermassen in den Ozeanen wie auch globale Änderungen der CO2-Verteilung und andere anthropogene Effekte.
Die Existenz einiger auch bei den Sonnenflecken beobachteten Perioden in dem atmosphärisch angeregten Teil der LOD-Variationen einerseits (Greiner-Mai und Jochmann 1998) und empirisch nachgewiesene Korrelationen zwischen den dekadischen Variationen der LOD, einiger Klimaparameter und des geomagnetischen Feldes (Jochmann und Greiner-Mai 1996) andererseits weisen auf einen möglichen physikalischen Zusammenhang zwischen den drei Phänomenen hin. Dieser konnte bisher wegen seiner Komplexität nicht einmal ansatzweise modelliert werden. Ein Einfluss auf das Klima durch das Magnetfeld ist durchaus denkbar (Bucha 2002), denn von ihm hängen Richtung und Intensität der Partikelbestrahlung der Atmosphäre und damit auch deren Temperatur ab. Das Magnetfeld würde die Erdrotation dann über zwei Mechanismen beeinflussen, die Kern-Mantel-Kopplung und die Klimasteuerung.
Die mit Klimaänderungen einhergehende Umverteilung von Massen auf der Erdoberfläche (z.B. Massenaustausch bei Vereisung und Schmelze) führt nicht nur zu Änderungen des Trägheitstensors und damit der Erdrotation, sie ist auch mit Änderungen im Gravitationsfeld verbunden, deren kontinuierliche und hochgenaue Beobachtung durch satellitengeodätische Methoden erst in jüngster Zeit möglich geworden ist. Bei der Frage nach Indikatoren von Klimaänderungen liefern Gravitationsfeldgrößen zusätzliche, von den EOP unabhängige Erkenntnisse. Es ist zu erwarten, dass eine gemeinsame Analyse von EOP- und Schweredaten zu einem besseren Verständnis der zugrunde liegenden Prozesse führen wird. Das Gravitationsfeld stellt darüber hinaus eine Kontroll- und Validierungsmöglichkeit für die Modellierung der Erdrotation dar.
Z5 Beitrag zu einem integrierten globalen geodätischen Beobachtungssystem
Ziel ist die konsistente Bestimmung der EOP durch Kombination und Integration aller geodätischen Weltraumverfahren.
Die geodätischen Weltraumverfahren (VLBI, SLR, LLR, GPS, DORIS ...) sind zusammen mit der Satellitenaltimetrie und den Schwerefeld-Missionen heute in der Lage, die Figur und das Gravitationsfeld der Erde sowie die Erdorientierungsparameter und ihre jeweiligen Änderungen mit hoher Genauigkeit und zeitlicher Auflösung zu beobachten. Sie sind somit fundamentale Werkzeuge für die globale Geodäsie, die geodätische Astronomie und die Geodynamik. Im Rahmen eines integrierten globalen geodätischen Beobachtungssystems können die geometrischen und physikalischen Beobachtungsverfahren der Geodäsie kombiniert werden. So wird erstmals eine übergreifende Behandlung von Erdrotation, Geometrie und Gravitationsfeld der Erde möglich. Dies wird zu einer signifikanten Steigerung der Genauigkeit, der Zuverlässigkeit und – unter Berücksichtigung der geophysikalischen Fluide – Konsistenz der Ergebnisse führen. Die EOP sind nicht nur für die Transformation zwischen den himmelsfesten und erdfesten Referenzrahmen erforderlich, sondern spielen als integrale Größen eine wichtige Rolle für die Untersuchung der Dynamik der Erde. Die International Association of Geodesy (IAG) fördert die beschriebene Entwicklung mit dem Projekt IGGOS (Integrated Global Geodetic Observing System), das als ein zentrales Thema der IAG und wichtigstes internationales Kooperationsvorhaben der kommenden Dekade zu sehen ist.
Z6 Verbesserung der Datensituation
Ziel ist es, die Datensituation in Hinsicht auf die Erdrotation zu verbessern, insbesondere durch folgende Maßnahmen:
- Steigerung der Genauigkeit, Auflösung und Integrität der gemessenen EOP,
- Ermittlung der für die Modellierung notwendigen sonstigen Daten,
- Gewinnung neuartiger Daten, z.B. durch Einsatz neuer Messverfahren.
In den letzten Jahren hat sich die Qualität der ermittelten Erdorientierungsparameter, charakterisiert durch ihre Genauigkeit, zeitliche Auflösung und vor allem ihre Integrität, signifikant verbessert. Zudem wurden globale geodätisch-geophysikalische Daten, insbesondere zu den geophysikalischen Fluiden, allgemein verfügbar. Beides ist jedoch noch nicht in dem Maße geschehen, das erforderlich ist, um alle für die Erdrotation wichtigen Zusammenhänge im System Erde untersuchen zu können. Deutsche Gruppen, die in der Vergangenheit wichtige Beiträge zum IERS geleistet haben, können hier wesentliche Impulse geben. Neuen, unabhängigen Messtechniken kommt in diesem Zusammenhang eine große Bedeutung zu. Zudem wird in Anbetracht der begrenzten Mittel auch die gegenseitige Abstimmung und der optimale Einsatz der Beobachtungsverfahren immer wichtiger.
Parallel zu der verbesserten Messung der EOP ist ein erhöhtes Augenmerk auf die geodätisch-geophysikalischen Parameter zu richten, die in die verschiedenen Anregungsmodelle eingehen. Globale atmosphärische, ozeanische und hydrologische Daten in hoher zeitlicher und räumlicher Auflösung über lange Zeiträume sind wesentlich für die in den Zielen Z1 bis Z5 genannten Untersuchungen. Für die zur Zeit vorhandenen Daten ist diese Bedingung meist nur unzureichend erfüllt. Insbesondere fehlt eine systematische Aufbereitung und Zusammenstellung der existierenden Datenbestände, national wie international, so dass in vielen Fällen nicht auf relevante Daten zugegriffen werden kann. Außerdem existieren für viele Phänomene, die in Zukunft verstärkt bearbeitet werden sollen, noch keine globalen Datensätze.
9 Forschungsaufgaben zum Erreichen der Ziele
9.1 Modellbildung
Die zeitlichen Änderungen der Oberflächengestalt der Erde, ihres Schwerefeldes und ihrer Rotation können heute mittels der geodätischen Raumverfahren mit hoher Genauigkeit und in den unterschiedlichsten Periodenbereichen erfasst werden. Die umfassende und übergreifend konsistente Modellierung der relevanten dynamischen Prozesse im System Erde ist eine wesentliche Voraussetzung für die physikalische Erklärung dieser Variationen. In diesem Zusammenhang besteht die Aufgabe, den heutigen Stand der Modellbildung zu erweitern und zu verfeinern und die verbesserten Modelle auf der Basis einer entsprechend optimierten Datensituation zu validieren.
In den folgenden Abschnitten werden Forschungsaufgaben beschrieben, mit denen die in Kapitel 8 definierten Ziele erreicht werden sollen. Alle genannten Aufgaben tragen zu Ziel Z1 „Übergreifende konsistente Modellierung der Erdrotation“ bei, das die tragende Rolle bei der Verbesserung der Modellbildung spielt. Die Ziele Z2 „Hochfrequente und episodische Vorgänge der Erdrotation“, Z3 „Dekadische und säkulare Veränderungen der Erdrotation“, Z4 „Erdrotation als Indikator von Klimaschwankungen“ und Z5 „Beitrag zu einem integrierten globalen geodätischen Beobachtungssystem“ können durch die in den Abschnitten 9.1.2, 9.1.3 und 9.1.5 genannten Aufgaben erreicht werden. Ferner sind der Abschnitt 9.1.1 für Z2 und der Abschnitt 9.1.4 für Z3 und vor allem Z4 wichtig. Das Ziel Z6 „Verbesserung der Datensituation“ ist eine wesentliche Voraussetzung für die zuverlässige Bestimmung von freien Modellparametern und für die durchgreifende Validierung der entwickelten Modelle und profitiert seinerseits von den Arbeiten zur Modellbildung.
9.1.1 Formalismen
Aufgabe ist es, die Grenzen verschiedener Formalismen für die Beschreibung der Erdrotation aufzuzeigen.
Zur theoretischen Modellierung der Erdrotation werden ganz unterschiedliche Formalismen herangezogen, wie etwa linearisierte Drehimpulsbilanzen im Rahmen der Newtonschen Theorie oder auch lokale Formalismen, die auf einem Verschiebungsvektorfeld aufbauen. So basieren die neueren Arbeiten von Getino und Ferrandiz (2000) zur Nutationstheorie auf einem kanonischen Formalismus, die von der IAU empfohlene Nutationstheorie MHB2000 dagegen nicht. Deshalb ist es notwendig, die Anwendbarkeit der verschiedenen Formalismen auszuloten. Beispielsweise ist zu klären, unter welchen Umständen die Methode der in MHB2000 verwendeten Transferfunktionen ihre Anwendbarkeit verliert. Auch das Problem der Nichtlinearitäten in den Newtonschen Drehimpulsbilanzen erfordert weitere Untersuchungen. Damit verknüft sind die Probleme der Stabilität und der Vorhersagbarkeit des Systemsverhaltens, das aus verschiedenen Gründen chaotisch sein könnte.
Aufgabe ist ein Post-Newtonsches Nutationsmodell starrer 'Multipole'.
Die Einbettung von Erdrotationsformalismen in die Einsteinsche Gravitationstheorie ist von besonderer Wichtigkeit. Aus relativistischer Sicht stellt sich die Frage, ob die Vorstellung einer globalen Rotation aufgegeben und durch ein Konzept ersetzt werden sollte, das nur in Newtonscher Näherung die Einführung einer globalen Rotation zulässt. Die gegenwärtig besten Nutationstheorien einer starren Modellerde (SMART97, REN2000; Bretagnon et al., 1997, 1998; Souchay et al., 1997b) sollten im Rahmen eines post-Newtonschen Modelles starr rotierender Multipole erweitert und auf diese Art und Weise mit den neuen IAU-Resolutionen (2000) zur Relativität in der Himmelsmechanik in Einklang gebracht werden.
9.1.2 Konsistente und integrale Modellierung
Aufgabe ist die umfassende Modellierung und konsistente Kopplung der relevanten Komponenten des Systems Erde.
Angesichts der heutigen Genauigkeit der Erdrotationsbeobachtung müssen bei der Modellierung geophysikalischer Einflüsse auf die Erdrotation die Wechselwirkungen der Prozesse sowohl innerhalb der einzelnen Teilsysteme wie Atmosphäre, Ozean, Erdmantel und Erdkern als auch zwischen den verschiedenen Teilsystemen berücksichtigt werden. Erst durch die Betrachtung des Gesamtsystems können die komponentenübergreifenden Erhaltungsgleichungen erfüllt werden. Die gestellte Aufgabe wird durch gekoppelte dynamische Modelle gelöst, die die Konsistenz der physikalischen Flüsse zwischen benachbarten Teilsystemen ermöglichen und sichern. Dies sollten zum einen assimilierte Modelle sein, zum anderen aber auch deterministische Kausalmodelle, um ein grundlegendes physikalisches Verständnis der rotierenden Erde zu gewinnen. Besondere Aufmerksamkeit ist den an den Grenzflächen wirkenden Drehmomenten zu widmen, da diese Einblick geben in die Mechanismen der Wechselwirkung und damit in die Güte der den Modellen zu Grunde gelegten Parametrisierungen. Weitere Forschungsaufgaben liegen in der Frage nach der adäquaten Modellierung der Geometrie der Grenzflächen, die infolge von Auflasten und Rotationsdeformationen zeitlich variabel ist und den hieraus resultierenden Einflüssen auf die Erdrotation.
Das von der IAU empfohlene Nutationsmodell MHB2000, das die derzeit beste Referenzreihe liefert, berücksichtigt im wesentlichen nur den Erdmantel, den inneren und den äußeren Erdkern. Ozeanische und atmosphärische Einflüsse gehen ausschließlich in die Werte der diversen Modellparameter ein, von denen etliche mit VLBI-Daten kalibriert werden (semi-empirisches Modell). Dies hat mehrere Konsequenzen: zum einen müssen verschiedene Modellparameter wie Resonanzfrequenzen immer neu an Beobachtungsdaten angepasst werden. Darüber hinaus ist die Interpretation der Daten im Rahmen eines solchen Modells sehr schwierig. Selbst die Grundhypothese, Transferfunktionen zu verwenden, sollte hinterfragt werden (vgl. Abschnitt 9.1.1). Aus diesem Grunde müssen die angesprochenen konsistenten Modelle, in denen neben dem Erdmantel und den Erdkernen auch die anderen Subsysteme enthalten sind, so formuliert werden, dass die Nutation damit beschrieben werden kann.
Aufgabe ist es, die Äquivalenz von Drehimpuls- und Drehmomentmethode auf Datenebene zu verifizieren.
Schon oft wurde auf die theoretische Äquivalenz von Drehimpuls- und Drehmomentmethode für die Modellierung von Erdrotationsschwankungen hingewiesen. Jedoch ergaben konkrete Rechnungen bislang deutliche Diskrepanzen zwischen den mit beiden Methoden erzielten Ergebnissen, die auch dann nicht verschwinden, wenn den Berechnungen Drehimpuls- und Drehmomentzeitreihen identischer atmosphärischer und ozeanographischer Modellsimulationen und damit identischer physikalischer Zustände zu Grunde gelegt werden. Es ist nahe liegend, dieses Problem mit Hilfe fiktiver Datensätze zu klären. Häufig sind die auftretenden Inkonsistenzen beider Methoden das Resultat unterschiedlicher Abtastungen der Drehimpuls- und Drehmomentwerte, denn im Unterschied zu den Drehimpulsen werden Drehmomente in der Regel nicht als Zeitintegral-, sondern als Stichprobenwerte gespeichert. Ferner ist anzunehmen, dass verschiedenartige Interpolationen der Daten der einzelnen Teilsysteme zu weiteren Unterschieden führen.
Aufgabe ist eine verbesserte Modellierung subtäglicher Erdrotationsschwankungen.
Es ist theoretisch möglich, dass subtägliche Variationen auch durch Prozesse im Erdkern erregt werden. Als Anregungsmechanismen sind Gravitationswellen im Außenkern mit Perioden um 12 Stunden („core undertones“) und translatorische Schwingungen des Innenkerns (Slichter Modes) mit Perioden um 5 Stunden denkbar. Beide Schwingungsarten werden durch große Erdbeben angeregt. Ihr Einfluss auf die Erdrotation, der mit den durch sie verursachten Dichte- oder Massengeometrieänderungen gegeben wäre, ist jedoch noch nicht untersucht worden. Andererseits ist die Erdrotation selbst ein wichtiger Parameter bei der Modellierung solcher Schwingungen. Die Rotation führt u.a. bei den Slichter Modes zu einer typischen Triplettaufspaltung, deren genaue theoretische Kenntnis ausschlaggebend für die Nachweisbarkeit in Supraleitgravimeter-Zeitreihen ist. Sowohl der Nachweis der Kernmoden als auch die Modellierung mit Hilfe der Erdkerndynamik erfordert weitere Untersuchungen, auch im Hinblick auf die Bestimmung wichtiger Kernparameter (siehe z.B. Smylie 2001).
Ein weiterer Anregungsmechanismus ist der Einfluss der Variationen des Gezeitenpotentials auf die Bewegung eines abgeplatteten ausgelenkten Innenkerns, die ihrerseits zu Massengeometrieänderungen führt, die für die Polbewegung relevant sein könnten.
Auch die subtäglichen ozeanischen Einflüsse sind vorwiegend auf das Gezeitenpotential zurückzuführen. Infolge geometrischer Resonanz dominieren Tiden des halbtägigen Periodenbereiches wie die Haupt-Mondtide M2 die gezeitenbedingte Dynamik weiter Bereiche des Ozeans. Seit mehr als einem Jahrzehnt wird mittels numerischer Simulationen der Einfluss einzelner Partialtiden auf die Erdrotationsparameter untersucht. Weitestgehend unklar ist jedoch, inwieweit ein linearer Ansatz gerechtfertigt ist bzw. ob nichtlineare Wechselwirkungen zwischen den einzelnen Tiden vernachlässigt werden dürfen. Anzunehmen ist, dass insbesondere in den flachen Schelfregionen die astronomischen Tiden voneinander abhängig sind und – beispielsweise infolge von Bodenreibung – hochfrequente Kombinations- und Obertiden wichtig werden. Im Unterschied zu Tiden des halb- und ganztägigen Periodenbereiches steht eine systematische Quantifizierung der Wirkung drittel- und vierteltägiger Partialtiden noch aus.
Aufgabe ist eine verbesserte Modellierung dekadischer Erdrotationsschwankungen.
Wie in Kapitel 7 beschrieben, sind die dekadischen Erdrotationsvariationen zum überwiegenden Teil durch erdinterne Prozesse bedingt. Ein Zugang ist über das geomagnetische Feld und seine Variationen möglich. Die Modelle bedürfen einer Verbesserung einerseits wegen der Mehrdeutigkeit der für solchen Berechnungen verwendbaren Lösungen der entsprechenden Induktionsgleichungen und andererseits wegen der ungenauen Kenntnis der Parameter der Kern-Mantel-Übergangszone, an der der Drehimpulsaustausch stattfindet. Zu den wesentlichen Forschungsaufgaben gehört die theoretische Berechnung des Relativdrehimpulses der Geschwindigkeitsfelder, die in geomagnetischen Modellen (Dynamo, Säkularvariation) der Erdkernbewegungen verwendet werden. Dazu zählt weiterhin die Bestimmung offener Parameter der Bewegungsmodelle des Erdkerns durch Vergleich der Gesamtdrehimpulsbilanz für die Erde und der Zeitreihen von LOD und Polbewegung mit deren atmosphärischen und hydrosphärischen Anregungen. Die Geschwindigkeitsfelder sind mit Hilfe inverser geomagnetischer Methoden nur an der Oberfläche des Kerns ableitbar, der Relativdrehimpuls wird aber durch Integration über den gesamten Kern berechnet. Somit wird ein Modell des Geschwindigkeitsfeldes im gesamten Kern benötigt (vgl. z.B. Zylinderhypothese, Abschnitt 7.3.2), das mit den ermittelten Geschwindigkeitswerten an der Kernoberfläche, aber auch mit den bereits existierenden dynamischen Modellen der Prozesse im Erdkern (Konvektion, Dynamo) konsistent ist.
Aufgabe ist eine genaue Untersuchung der Stabilitätseigenschaften der Erdrotation.
Da sich die Hauptträgheitsmomente der Erde nur wenig unterscheiden, ist die Rotation des Pols in der Nähe des labilen Gleichgewichts, so dass bei der Modellierung der Nichtlinearität der Drehimpulsgleichungen eine erhebliche Bedeutung zukommt. Die Drehimpulsgleichungen sind nur in ihrer linearisierten Form ein System von Differentialgleichungen mit konstanten Koeffizienten und einer daraus folgenden festen Resonanzfrequenz. Beobachtet wurden allerdings bei der Chandler-Periode Schwankungen von über ± 5% (Schuh et al., 2001, Liu et al., 2002) und selbst bei Ausschluss schlechterer, meist älterer Daten bleibt eine Variation von mindestens ± 1%. Die nichtlineare Kopplung von Anregungen und Systemantwort sollte daher auch mit dem Ziel untersucht werden, die Schwankungen der Resonanzfrequenz bezüglich Bandbreite und Dauer abzuschätzen. Da rückgekoppelte Systeme, wenn sie nichtlineare Komponenten besitzen, auch chaotisch reagieren können, sollte das System diesbezüglich untersucht werden.
9.1.3 Zeitliche Schwankungen der Erdrotation und des Gravitationsfeldes
Aufgabe sind Untersuchungen zur gegenseitigen Validierung von zeitlich variablen Parametern der Erdrotation und des Schwerefeldes.
Gemeinsame Ursachen von Schwankungen der Erdrotation und des Gravitationsfeldes sind Prozesse, die mit Massenverlagerungen, Dichteänderungen oder Massengeometrieänderungen einhergehen und sich auf den Trägheitstensor der Erde auswirken, z.B. atmosphärische und hydrosphärische Massentransporte. Mit den geodätischen Raumverfahren lassen sich Erdrotationsschwankungen hochgenau über einen großen spektralen Bereich bestimmen, d.h. es werden Perioden von einigen Dekaden bis hin zu wenigen Stunden abgedeckt. Die neuen Satellitenmissionen zur Gravitationsfeldbestimmung, CHAMP und GRACE, erlauben die hochgenaue Erfassung von Variationen des Gravitationsfeldes mit Perioden von einem Monat und länger. Nach den Abschnitten 2.4, 3 und 7.4 lassen sich aus den Gravitationsfeldkoeffizienten zweiten Grades unabhängig diejenigen Anteile der Erdrotationsschwankungen berechnen, die von Massenumverteilungen herrühren. Auf diese Art erhält man die Möglichkeit zur gegenseitigen Validierung der beiden Parametergruppen. Die optimale Nutzbarkeit und die genauen Rahmenbedingungen dafür sind zu untersuchen.
Aufgabe ist die gemeinsame Analyse von Variationen der Erdrotation und des Gravitationsfelds, um die ursächlichen geophysikalischen Prozesse besser zu verstehen.
Um ein besseres globales Verständnis der zu Grunde liegenden geophysikalischen Prozesse zu erhalten, sollten die beiden unabhängig bestimmten - von denselben Massenverlagerungen beeinflussten - Parametergruppen, EOP und Gravitationsfeldkoeffizienten, gemeinsam analysiert werden. Von Interesse sind sowohl Effekte mit großem Signal (z.B. atmosphärische Luftdruckschwankungen) als auch kleinere Signalanteile wie langperiodische Relativbewegungen und viskoelastische Deformationen des Innenkerns oder kurzperiodische Resonanzen internen Ursprungs (z.B. Slichter Moden). Andere in beiden Parametergruppen auftauchende Phänomene wie der säkulare Effekt der nacheiszeitlichen Landhebung oder aperiodische Effekte infolge von El Niño könnten durch eine gemeinsame Analyse von EOP- und Gravitationsfelddaten besser verstanden werden. Darüber hinaus können andere Messverfahren wie die Absolutgravimetrie für die Landhebung oder die Satellitenaltimetrie für die Meeresspiegelvariation zu einer umfassenden Betrachtung beitragen.
9.1.4 Anthropogene Beeinflussung der Erdrotation
Aufgabe ist es, die Auswirkung direkter und indirekter anthropogener Einflüsse auf die Erdrotation zu quantifizieren.
Im Zusammenspiel der Modellierung von Massenverlagerungen und der Validierung der Modelle mittels der beobachteten Erdrotationsschwankungen können wichtige Vorgänge im Klimasystem Erde studiert werden. Dabei steht insbesondere der atmosphärisch induzierte Klimawandel im Vordergrund. Eine konsistente Modellierung von Kohlenstoff- und Wasserkreislauf erfordert die Berücksichtigung anthropogener Einflüsse (vgl. Abschitte 2.2.5, 7.2.2.5). Einige dieser Einflüsse sind groß genug, um sie bereits heute in den gemessenen Zeitreihen der Erdrotation nachweisen zu können. Der genaue Beitrag einzelner anthropogener Anregungen zur Gesamtwirkung ist aber vielfach noch unbekannt. Offene Fragen gibt es in Bezug auf atmosphärisch induzierte Klimaänderungen wie z.B. anthropogen beeinflusste globale Temperaturänderungen, und die Modellierung des globalen Klimasystems. Hierbei spielen der Wasserdampf und das Ozon die wichtigste Rolle. Zu den vordringlichsten Aufgaben gehören Studien zu den Klimatrends in den nächsten Jahrzehnten sowie zur intrasaisonalen und intraannuellen Klimavariabilität. Insbesondere sind die Zusammenhänge zwischen Eismassenveränderungen, Eingriffen in den CO2-Haushalt und in den kontinentalen Wasserhaushalt sowie anthropogen induzierten globalen Temperaturänderungen einerseits und ihren Auswirkungen auf die Erdrotation andererseits zu untersuchen.
9.1.5 Entwicklung eines universellen Erdrotations-Informationssystems (ERIS)
Aufgabe ist die Entwicklung eines Programmsystems 'Virtuelle Erdrotation', basierend auf dem Dateninformationssystem des IERS.
Ein universelles und leicht zugängliches Erdrotations-Informationssystem (ERIS) ist für viele Belange von großem Nutzen. Darunter wird eine komplexe Software verstanden, die den anerkannten Stand der Modellierkunst widerspiegelt. Sie sollte beispielsweise in kürzester Zeit gestatten, die durch zahlreiche Einzeleffekte verursachte zeitliche Entwicklung der EOP aus beobachteten oder modellierten Datensätzen abzuleiten und zu visualisieren. Neue methodische Entwicklungen sollten leicht zu implementieren sein. Als Benutzerschnittstelle soll ERIS eine intuitiv erschließbare graphische Oberfläche erhalten. ERIS wird in das Datenbank- und Informationsystem des IERS integriert, über das auch die Beobachtungsdaten in einem modernen Datenformat bereitgestellt werden. Insbesondere die Daten der IERS Geophysical Fluid Zentren müssen noch anwenderfreundlich standardisiert aufbereitet werden, um eine strukturierte, dem modernen Stand der Datenverarbeitung entsprechende Anwendung zu ermöglichen. Das Gesamtsystem ermöglicht und unterstützt ein Qualitätsmanagement und eine Qualitätssicherung in der Erdsystemforschung.
9.2 Beobachtungsverfahren
Seit mehr als 20 Jahren werden die EOP regelmäßig mit den in Kapitel 5 beschriebenen geodätischen Weltraumverfahren beobachtet. Damit verbunden ist eine Reihe von Teilaufgaben, wie z.B. die Planung der Messanordnungen, das Aufstellen der Beobachtungspläne, die eigentliche Messung und die Erfassung von verschiedenen lokalen, regionalen oder globalen Zusatzdaten, die für die zahlreichen Korrekturmodelle benötigt werden. Dabei ist zu berücksichtigen, dass die Mess-Systeme nicht autonom und niemals völlig fehlerfrei arbeiten und die notwendigen Ressourcen limitiert sind. Zum Erreichen der im Kapitel 8 genannten Forschungsziele sind in diesem Zusammenhang verschiedene Forschungsaufgaben zu erledigen, die oft gleichzeitig mehreren der Forschungsziele dienen.
In den folgenden Abschnitten werden verschiedene Aufgaben auf dem Gebiet der Beobachtungsverfahren genannt, mit denen die in Kapitel 8 definierten Ziele verfolgt werden sollen. Das Ziel Z3 „Dekadische und säkulare Veränderungen der Erdrotation“ wird durch die Aufgaben in den Abschnitten 9.2.1, 9.2.4, 9.2.5 und 9.2.6 abgedeckt. Mit den Maßnahmen in den Abschnitten 9.2.1 und 9.2.3 bis 9.2.6 wird das Ziel Z4 „Erdrotation als Indikator für Klimaschwankungen" verfolgt, während die Abschnitte 9.2.2, 9.2.4 und 9.2.5 dem Ziel Z6 „Verbesserung der Datensituation“ dienen. Alle im Folgenden aufgeführten Maßnahmen dienen außerdem dem Ziel Z2 „Hochfrequente und episodische Vorgänge der Erdrotation“.
9.2.1 Steigerung der Messgenauigkeit
Aufgabe ist die weitere Verbesserung der Genauigkeit der Messverfahren zur Bestimmung der Erdrotation, damit erwartete Phänomene detektiert und neue, verfeinerte Modelle validiert werden können.
Bei der Steigerung der Messgenauigkeit ist sowohl auf die äußere Genauigkeit als auch auf die meist bessere innere Genauigkeit zu achten. Grundlegende Voraussetzung hierzu ist die Erstellung eines umfassenden und vollständigen Fehlerbudgets. Ansätze betreffen meist einzelne Beobachtungsverfahren, können aber auch mehreren Verfahren gleichzeitig dienlich sein. Meist handelt es sich um Weiterentwicklungen der Instrumentierung. Von übergreifender Bedeutung für alle Messverfahren ist dabei die Steigerung der Stabilität und Auflösung von Zeit- und Frequenznormalen. Zu nennen sind bei den derzeit wichtigsten Beobachtungsverfahren:
- VLBI (vgl. Abschnitt 5.1.1)
- erhöhte Empfängerbandbreite,
- phasenstabile Empfängerkomponenten (für Phasenlösungen),
- verbesserte Oberflächen der Parabolspiegel,
- gesteigerte Fahrgeschwindigkeiten bei großen Teleskopen,
- reduzierte Störstrahlung.
- SLR/LLR (vgl. Abschnitt 5.1.3)
- verbesserte Systemlaufzeitkalibrierung,
- stabilere Detektoren, höher auflösende Zeitmessung,
- Zweifrequenzteleskope mit vergrößertem Frequenzabstand,
- Einführung von aktiven Transpondern auf Satelliten und insbesondere auf dem Mond.
- GPS (vgl. Abschnitt 5.1.4)
- Reduzierung der Mehrwegeeffekte,
- verbesserte Phasenzentrumsstabilität,
- Kalibrierung der Satellitenantennen,
- Einführung einer dritten Beobachtungsfrequenz,
- Kombination mit GLONASS über duale Empfänger.
- Galileo (ab 2008)
- Integration in GPS auf der Basis geeigneter Signalstrukturen,
- Kombination mit GPS über duale Empfänger.
Für alle genannten Verfahren sind stabilere Beobachtungsplattformen und automatisierte geodätische Überwachungsmessungen mit Sub-Millimeter-Genauigkeit erforderlich. Andere Forschungsaufgaben sind mit der Kalibrierung und Korrektion der Rohbeobachtungen verbunden. So stellt die atmosphärische Refraktion zur Zeit den größten Unsicherheitsfaktor im Fehlerhaushalt der Raumverfahren im Radiofrequenzbereich dar. Es wurden schon verschiedene Sensoren zur Erfassung der refraktiven Störeinflüsse entwickelt, wie z.B. Wasserdampfradiometer. In jüngerer Zeit spielt auch die Nutzung von Wasserdampfprofilen durch Raman-Lidar-Anwendungen eine Rolle. Weitere Korrektionen betreffen einzelne Beobachtungsverfahren, wie z.B. die Erfassung von Antennendeformationen und Systemlaufzeitvariationen bei VLBI oder Antennenphasenzentrumsvariationen bei GPS.
9.2.2 Kontinuierliche Messungen
Aufgabe ist die Entwicklung der technischen und logistischen Voraussetzungen für kontinuierliche Erdorientierungsbeobachtung mit allen Messverfahren.
Unverzichtbar für die Erfassung von episodischen Phänomenen und für die eindeutige Trennung von Messunregelmäßigkeiten und Messfehlern sind