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8.1 Das Ausbreitungsmedium Neutrosphäre 99
Eine alternative Modellvorstellung teilt das Ausbreitungsmedium in einen hydrostatischen (Index: h) und den nichthydrostatischen
Restanteil (Index: nh) ein:
∆NEU = ∆ NEU , h ∆NEU
, nh + . (8-12)
Durch Kombination von Gleichung (8-10)-(8-12) ergeben sich die Gleichungen (8-13) und (8-14).
Zenit
Zenit
∆NEU = fMF,d ∆ NEU , d + fMF,w ∆ NEU , w
(8-13)
Zenit
Zenit
∆NEU = fMF,h ∆ NEU , h + fMF,nh ∆ NEU , nh
(8-14)
Für jeden Atmosphärenanteil (d, w, h bzw. nh) kann somit eine Umrechnung in diskrete, von der Vertikalen abweichende
Richtungen unter Verwendung einer entsprechenden Mapping-Funktion erfolgen.
Der hydrostatische Anteil ergibt sich aus atmosphärischen Gasen, die sich im hydrostatischen Gleichgewicht befinden.
Er wird durch den Druck der trockenen Luft und den Partialdruck des Wasserdampfes verursacht. In erster Näherung ist
der hydrostatische identisch mit dem trockenen Anteil, der alle nicht feuchten atmosphärischen Bestandteile umfasst.
Die Verzögerung durch den hydrostatischen Anteil der Neutrosphäre ist nahezu konstant und mit der Zeit nur langsam
veränderlich (HAAS 1996). ROTHACHER UND SCHAER (1995) führen mit 1 cm pro 6 h eine langsame zeitliche
Änderungsrate an. MÜLLER UND ZERBINI (1989) geben mit 2 cm pro 12 h vergleichbare Gradienten an. Diese Tatsache
sowie der Beitrag des trockenen Anteils von nahezu 90%(-100%) zur gesamten neutrosphärischen Laufzeitverzögerung
sorgen im Gegensatz zum Einfluss der Ionosphäre dafür, dass die durch die elektrisch neutrale Atmosphäre begründeten
Einflüsse in erster Näherung als konstant angesehen werden können. JANES ET AL. (1991) geben für mittlere Breiten
Jahresschwankungen von 2-3 cm an. BOCK UND DOERFLINGER (2000) halten hingegen Variationen von 5 cm für
realistischer. Nach KLOBUCHAR UND KUNCHES (2003) sind Variationen charakteristisch, die weniger als 20% betragen.
Der nicht-hydrostatische Anteil des Einflusses der Neutrosphäre hingegen ist in der Interaktion (Resonanz) zwischen
GPS-Signal und den hauptsächlich in den unteren 3-5 km der elektrisch neutralen Atmosphäre vorhandenen Wassermolekülen
des Wasserdampfes und des deutlich geringeren und deshalb i.d.R. vernachlässigten Anteils 8-5 des atmosphärischen
Wassers (BEVIS ET AL. 1994) begründet. Somit ist er abhängig von Feuchtigkeit und Temperatur, selten von
Wolken oder Regen. Der nicht-hydrostatische Anteil trägt allen Bestandteilen Rechnung, die sich nicht im hydrostatischen
Gleichgewicht befinden. Der Feuchtanteil nimmt größere Werte als der nicht-hydrostatische Anteil an. NIELL
ET AL. (2001) beziffern den Unterschied auf 3.3%, BÖHM (2004) basierend auf Wettermodelldaten auf 3.5%. In Kapitel
8.3.4.2 werden für den Bereich der Antarktischen Halbinsel die Unterschiede zwischen trockener und hydrostatischer
bzw. feuchter und nicht-hydrostatischer Komponente quantifiziert. ∆NEU,nh ist zeitlich und räumlich sehr variabel 8-6 und
deshalb äußerst schwer zu erfassen bzw. zu handhaben. Die Variation ist in den Sommermonaten deutlich größer als im
Winter. Er kann an bestimmten Orten (z.B. Tropen) unter bestimmten Bedingungen bis zu 10% von ∆NEU ausmachen
(BEUTLER ET AL. 1990). JANES ET AL. (1989) oder BAUER (2002) geben den allgemeinen Einfluss der feuchten
Komponente mit 10% an, SOLHEIM ET AL. (1999) mit 5%. Andere Quellen führen als maximale zenitale Werte von
40 cm an. In ariden Gebieten ist auf Grund des fehlenden Wasserdampfes der Anteil der feuchten Komponente sehr
klein (wenige Millimeter), wohingegen in äquatorialen Bereichen deutlich größere Werte (wenige Dezimeter in Zenitrichtung)
angenommen werden können (BOCK UND DOERFLINGER 2000). Für mittlere Breiten geben JANES ET AL.
(1991) zenitale Maximalwerte von wenigen Zentimetern bis zu 30 cm an. CUCURULL (2001) bestätigt diesen Wert für
Meeresniveau. Diese Angaben belegen, dass der feuchte Anteil vergleichend zum trockenen Anteil lediglich kleine
Beträge annimmt. Die zeitliche Variation der feuchten Komponente wird z.B. in JANES ET AL. (1989) als drei bis vier
Mal so hoch beziffert wie die Variation des trockenen Anteils. DODSON ET AL. (1996) beobachten maximale Gradienten
von 6 cm pro 2 h. Typisch sind nach GENDT UND BEUTLER (1995) Tagesvariationen von 1-2 cm. Auf Grund des
vergleichend zum Inland deutlich höheren Wasserdampfanteils sind in Küstenregionen die Fluktuationen höher (HAASE
ET AL. 2001). Neben den starken Variationen in Zenitrichtung wird die Unsicherheit größer, mit welcher der Einfluss
des Wasserdampfes mit zunehmender Zenitdistanz bestimmt werden kann.
ZABLOTSKYJ (2001) gibt für die Station Vernadsky des im weiteren Verlaufs der Arbeit behandelten Verdichtungsnetzes
der Antarktischen Halbinsel basierend auf Radiosondierungen 8-7 den zenitalen Einfluss der Neutrosphäre für den
Sommermonat Januar bzw. den Wintermonat August den mittleren trockenen (feuchten) Anteil zu 2245 mm (72 mm)
bzw. 2259 mm (38 mm) an, so dass der Einfluss der feuchten Atmosphäre deutlich geringer erscheint als bspw. in
mitteleuropäischen Gebieten.
8-5 Nach CUCURULL ET AL. 2000 beträgt der Anteil des flüssigen Wassers an der gesamten feuchten neutrosphärischen Laufzeitverzögerung ca. 1%.
TREGONING ET AL. (1998) hingegen schätzen den Einfluss des flüssigen atmosphärischen Wassers am gesamten neutrosphärischen Einfluss selbst bei
extremen Wettersituationen als kleiner 1%.
8-6 HENDY (1990) führt an, dass der feuchte Anteil 35 Mal so variabel sei wie der hydrostatische Anteil.
8-7 Radiosonden werden zur Erfassung von meteorologischen Parametern der Atmosphäre bis in große Höhen verwendet, siehe Kapitel 8.2.1.3.