PDF-Download - Deutsche Geodätische Kommission

144 8. Neutrosphärische Refraktion
∆
p
Zenit 6
0
NEU , h 10 k1Rd
g eff
−
= . (8-113)
Die ergänzende nicht-hydrostatische Komponente ist im Allgemeinfall nach ASKNE UND NORDIUS (1987) durch
∆
⎛ k ⎞
R ⎜k
+ ⎟
Zenit
−6
NEU , nh [ m] = 10
d ⎜
⎝
2
3
T ⎟
m ⎠
e
e eff
0
( λ + 1)
g
mit
( )⎟ ⎟
⎛
⎞
⎜
βRd
Tm
≈ T0
1−
⎜
⎝
g eff λe
+ 1
⎠
gegeben. Die dimensionslose Abnahmerate des Wasserdampfdrucks ist dabei durch
e
e
0
⎛
= ⎜
⎝
p
p
0
⎞
⎟
⎠
λ + 1
e
(8-114)
(8-115)
definiert. Die Gleichungen (8-113) und (8-114) werden im weiteren Verlauf der Arbeit als empirisches Modell von
Askne und Nordius bezeichnet. Sie können ebenfalls verwendet werden, um aus meteorologischen Oberflächendaten
den zenitalen Einfluss der Neutrosphäre zu bestimmen. Wird λe konstant zu 3 und β zu 6.2 K/km 8-45 gewählt und werden
gleichzeitig die im Saastamoinen-Modell getätigten Annahmen verwendet, entspricht das resultierende Modell dem
Sasstamoinen-Modell.
Somit besteht prinzipiell die Möglichkeit der Berücksichtigung verschiedener zeit- und ortsabhängiger Gradienten für
Temperatur und Wasserdampfdruck. Dies ist im Besonderen sinnvoll, da bspw. IFADIS (1986) feststellte, dass in hohen
geographischen Breiten globale Modelle zur Kompensation der neutrosphärischen Laufzeitverzögerung, die einen
konstanten Wert für λe verwenden, nicht optimal reagieren.
Werden globale Modelle zur Kompensation der neutrosphärischen Einflüsse eingesetzt und sind keine oberflächennah
erfassten Meteorologiebeobachtungen verfügbar, so wird i.d.R. das Modell der Normalatmosphäre (siehe Kapitel 8.2.4)
mit
p = 1013.
25 hPa
T
e
0
0
0
=
β =
288.
15
K
= 11.
691hPa
6.5 K/km
(8-116)
λe
= 3
verwendet. COLLINS ET AL. (1996) stellen basierend auf Oberflächendruck- (TRENBERTH 1981) und globalen Temperaturdaten
(FLEMING ET AL. 1988) verbesserte regionale Werte für die Oberflächentemperatur T0 und den troposphärischen
Temperaturgradienten β zur Verfügung. Weiterhin ist unter Verwendung von PEIXOTO UND OORT (1983)
die Ermittlung von Oberflächenwerten für den Wasserdampfdruck e0 und den zugehörigen troposphärischen Gradienten
λe möglich. Für den geographischen Bereich der Antarktischen Halbinsel ergeben sich daraus die in Tabelle 8-13 verzeichneten
Werte, wobei die Ermittlung von südlicher gelegenen Werten (ϕ < 70° s.Br.) auf Grund von lückenhaft vorhandenen
Daten nicht möglich ist. Zwischen den Werten von Tabelle 8-13 ist linear zu interpolieren.
Tabelle 8-13: Auszug aus den Modellwerten nach COLLINS ET AL. (1996)
ϕ [°] p0 [hPa] T0 [K] e0 [hPa] β [K/km] λe
-60 988.5 274.9 5.3 5.71 3.00
-70 987.5 271.0 3.5 5.57 3.45
Die in Tabelle 8-13 aufgelisteten meteorologischen Standardoberflächendaten führen bei fehlenden Oberflächendaten
im Mittel zu einer besseren Anpassung an die Realität als die mit Gleichung (8-116) gegebenen Werte. Eine Anpassung
an reale Bedingungen ist durch Berücksichtigung des Jahresgangs der meteorologischen Parameter fmet möglich, hierbei
kann der von NIELL (1996) entwickelte Ansatz verwendet werden, siehe hierzu Gleichung (8-117).
Tabelle 8-14 enthält die für das Untersuchungsgebiet der Antarktischen Halbinsel relevanten, in Gleichung (8-117)
einzusetzenden meteorologischen Parameter in Abhängigkeit von der geographischen Breite ϕ, zwischen denen nach
Gleichung (8-117) linear zu interpolieren ist.
8-45 Siehe hierzu SMITH (1966).