Normalellipsoid


Normalellipsoid
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Ein Referenzellipsoid ist ein an den Polen abgeflachtes Rotationsellipsoid, das eine Annäherung an die ideale Erdfigur in einer bestimmten Region darstellt und als Grundlage zur Berechnung von Vermessungsnetzen dient.

Ein solches abgeplattetes Ellipsoid entsteht bei allen rotierenden Himmelskörpern durch die Wirkung der Fliehkraft, wenngleich seine genaue Form auch von deren innerem Aufbau abhängt. Mathematisch entspricht es der Rotation einer Ellipse um ihre kleine Achse. (Das Gegenstück wird verlängertes Rotationsellipsoid genannt, existiert aber nur in der Theorie).

Inhaltsverzeichnis

Geschichtliches

Als wissenschaftlich anerkanntes Erdmodell galt bereits seit der griechischen Naturphilosophie die Erdkugel. Erste Zweifel daran tauchten im 17.Jahrhundert auf; um 1680 konnte Isaac Newton in einem Disput mit Cassini und der Pariser Akademie theoretisch beweisen, dass die Erdrotation eine Abplattung an den Polen und nicht am Äquator verursachen müsse. Der empirische Nachweis hiefür, der bei der Landesvermessung Frankreichs durch Fernel (?) und Cassini noch das Gegenteil vermuten ließ, gelang erst Mitte des 18.Jahrhunderts durch Bouguer und Clairaut, als die Messungen der Expeditionen nach Peru und Lappland (1735–1741) zweifelsfrei ausgewertet waren. Diese erste präzise Gradmessung führte auch zur Definition des Meters als 10-millionster Teil des Erdquadranten, das allerdings infolge unvermeidlicher kleiner Messfehler um 0,022% "zu kurz" wurde.

Im 19. Jahrhundert begannen sich zahlreiche Mathematiker und Geodäten mit der Bestimmung der Ellipsoiddimensionen zu befassen. Die ermittelten Werte des Äquatorradius variierten noch zwischen 6.376,9 (Delambre 1810) und 6.378,3 km (Clarke 1880) , während das weithin akzeptierte Bessel-Ellipsoid 6.377,397 km ergab (der moderne Bezugswert beträgt 6.378,137 km). Dass die Differenzen die damalige Messgenauigkeit um das 5-fache übertrafen, liegt an der Lage der einzelnen Vermessungsnetze auf verschieden gekrümmten Regionen der Erdoberfläche.

Die Werte der Erdabplattung variierten hingegen weniger – zwischen 1:294 und 1:308, was ±0,5 km in der Polachse bedeutet. Hier lag Bessels Wert (1:299,15) bei weitem am besten. Erst im 20. Jahrhundert "pendelte" sich das Ergebnis auf etwa 1:298,3 ein (F.R.Helmert 1906, Krassowski 1940), was 21,4 km Differenz zwischen Äquator- und Polachse entspricht, während das Hayford-Ellipsoid mit 1:297,0 durch die Art der geophysikalischen Reduktion deutlich aus der Reihe tanzte. Durch den großen US-Einfluss nach dem 2.Weltkrieg wurde es dennoch als Basis des ED50-Referenzsystems gewählt, während der Ostblock die (besseren) Krassowski-Werte zur Norm nahm.

Referenzellipsoide in der Praxis

Referenzellipsoide werden von Geodäten für Berechnungen auf der Erdoberfläche benutzt und sind auch für andere Geowissenschaften das häufigste Bezugssystem. Jede regionale Verwaltung und Landesvermessung eines Staates benötigt ein solches Referenzellipsoid, um

Referenzellipsoide in der Theorie

Da die physikalische Erdfigur, das Geoid, durch die Unregelmäßigkeiten von Erdoberfläche und -schwerefeld leichte Wellen aufweist, sind Berechnungen auf einer geometrischen Erdfigur viel einfacher. Die zu vermessenden Objekte werden senkrecht auf das Ellipsoid projiziert und können dann kleinräumig sogar wie in einer Ebene betrachtet werden. Dafür wird z.B. ein Gauß-Krüger-Koordinatensystem verwendet.

Diese senkrechte Projektion auf das - etwa im Meeresniveau verlaufende - Ellipsoid unterscheidet sich allerdings um die sog. Lotabweichung von der wirklichen Lotrichtung, wie sie ein Schnurlot darstellen würde. Bei Vermessungen, die genauer sein sollen als einige Dezimeter pro Kilometer, muss dieser Effekt berechnet und die Messungen um ihn reduziert werden. Die Lotabweichung kann in Mitteleuropa je nach Gelände 10 - 50" betragen.

Wichtige Referenzellipsoide

Die Form und Größe der in verschiedenen Regionen verwendeten Ellipsoide werden im Allgemeinen durch ihre große Halbachse a und die Abplattung f (engl. flattening) festgelegt. Ferner ist noch jener zentral gelegene „Fundamentalpunkt“ zu definieren, auf dem das Referenzellipsoid das Geoid berührt und ihm damit eine unzweideutige Höhenlage gibt. Beide Festlegungen zusammen werden „Geodätisches Datum“ genannt.

Auch wenn zwei Länder dasselbe Ellipsoid verwenden (z.B. Deutschland und Österreich das Bessel-Ellipsoid), unterscheiden sie sich doch in diesem Zentralpunkt bzw. Fundamentalpunkt. Daher können sich die Koordinaten der gemeinsamen Grenzpunkte um bis zu einem Kilometer unterscheiden.

Die Achsen der Ellipsoide sind je nach der Region, aus deren Messungen sie bestimmt wurden, um bis zu 0,01 % verschieden. Die Genauigkeitssteigerung bei der Bestimmung der Abplattung f = (ab) / a (Differenz der Ellipsoid-Achsen rund 21 km) hängt mit dem Start der ersten künstlichen Satelliten zusammen. Diese zeigten sehr deutliche Bahnstörungen bzgl. der Bahnen, die man vorausberechnet hatte. Anhand der Fehler konnte man zurückrechnen und die Abplattung genauer bestimmen.

Die Tabelle zeigt regionale Ellipsoide 1810-1906 und global bestimmte Erdellipsoide von 1924 bis 1984 und die Entwicklung der Kenntnis vom mittleren Äquatorradius und der Erdabplattung.

Ellipsoid Jahr große Achse a in Meter kleine Achse b in Meter 1/Abplattung (1/f) Anmerkungen
Delambre, Frankr. 1810 6.376.985 308,6465 Pionierarbeit
Schmidt 1828 6.376.804,37 302,02 Pionierarbeit
G.B. Airy 1830 6.377.563,4 6.356.256,91 299,3249646
Airy 1830 modifiziert 1830 6.377.340,189 6.356.034,447 299,3249514
Everest (Indien) 1830 6.377.276,345 300,8017
Bessel 1841 1841 6.377.397,155 6.356.078,965 299,1528128 ideal angepasst in Eurasien
oft benutzt in Mitteleuropa
Clarke 1866 6.378.206,400 294,9786982 ideal angepasst in Asien
Clarke 1880 /IGN 1880 6.378.249,15 293,465
293,466
Friedrich Robert Helmert 1906 6.378.200,000 298,3
Australian Nat. 6.378.160,000 298,25
Modif. Fischer 1960 6.378.155,000 298,3
Internat. 1924 Hayford 1924 6.378.388,000 297,0 ideal angepasst in Amerika
bereits 1909 publiziert
Krassowski 1940 6.378.245,000 298,3
Internat. 1967 Luzern 1967 6.378.165,000 298,25
SAD69 (South America) 1969 6.378.160,000 298,25
WGS72 (World Geodetic System 1972) 1972 6.378.135,000 298,26
GRS 80 (Geodätisches Referenzsystem 1980) 1980 6.378.137,000 ~ 6.356.752,3141 298,257222101
WGS84 (World Geodetic System 1984) 1984 6.378.137,000 ~ 6.356.752,3142 298,257223563 für GPS-Vermessungen

Das Bessel-Ellipsoid ist Eurasien ideal angepasst, sodass sein 800-m-„Fehler“ für die Geodäsie Europas günstig ist - ähnlich wie die gegenteiligen 200 m des Hayford-Ellipsoids (nach John Fillmore Hayford) für Amerika.

Für viele Staaten Mitteleuropas ist das Bessel-Ellipsoid wichtig, ferner die Ellipsoide von Hayford und Krassowski (Schreibweise uneinheitlich), und für GPS-Vermessungen das WGS84.

Die Resultate von Delambre und von Schmidt sind Pionierarbeiten und beruhen erst auf nur begrenzten Messungen. Hingegen entsteht der große Unterschied zwischen Everest (Asien) und Hayford (Amerika) durch die geologisch bedingte Geoid-Krümmung verschiedener Kontinente. Einen Teil dieses Effekts konnte Hayford durch mathematische Reduktion der Isostasie eliminieren, sodass man dessen Werte damals für besser hielt als die europäischen Vergleichswerte.

Besondere Formen

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Ein Erdellipsoid schmiegt sich der ganzen Erde an - genauer gesagt: dem Geoid - und wird für globale Berechnungen in Geowissenschaften und Astronomie verwendet. Es entsteht aus einem Referenzellipsoid, wenn dessen Datenbereich groß genug wird, bis sie mehrere Kontinente umfassen oder wegen geophysikalischer Einflüsse wie der Isostasie reduziert werden.

Ein Normalellipsoid ist ein Ellipsoid, dessen Oberfläche gleichzeitig eine Äquipotentialfläche der Normalschwere ist. Heute wird das GRS 80 für Berechnungen der Normalschwere verwendet.

Literatur

Weblinks


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