powrót

Adam Łyszkowicz

Świat geodety się zmienia

Czy satelity zastąpią klasyczne sieci geodezyjne, a mapy będą robiły się same? (część II).
W pierwszej części artykułu (GEODETA 9/2001) przedstawione zostały trzy różne spojrzenia na definicję geodezji podaną przez Helmerta – wyznaczenie pozycji pojedynczego punktu, fotogrametryczne tworzenie mapy i badanie przebiegu geoidy. Pokazano ich słabe i mocne strony. W każdym przypadku wynik pomiaru i sposób jego opracowania rozważano jako proces całkowicie niezależny, nawet gdy w następnych fazach były one opracowywane wspólnie.

Jak wspomniałem w pierwszej części artykułu, powierzchnie odniesienia pomiarów sytuacyjnych i wysokościowych są zupełnie różne. Współrzędne klasycznych sieci poziomych odniesione są do elipsoidy, podczas gdy wysokości tych samych punktów – do geoidy (średniego poziomu morza). To dosyć kuriozalna sytuacja, gdyż przyrządy pomiarowe – teodolity i niwelatory – są orientowane zgodnie z kierunkiem linii pionu, zatem jedyną i naturalną powierzchnią odniesienia powinna być geoida. Ale praktyka była inna. Pomiary w poziomych sieciach geodezyjnych były redukowane na elipsoidę. Niezbędne do tego celu informacje – odchylenia pionu – otrzymywano z obserwacji astronomicznych. Ponieważ obliczenia na elipsoidzie są stosunkowo proste, metodologii tej nie zmieniono nawet wówczas, gdy pojawiły się globalne modele geoidy.

Próby ujednolicenia układów wysokościowych
W pomiarach wysokościowych oś celowa niwelatora jest w zasadzie równoległa do powierzchni ekwipotencjalnej, a tym samym prawie równoległa do geoidy. Oznacza to, że pomierzone różnice wysokości w niewielkim stopniu odbiegają od ortometrycznych różnic wysokości, które definiowane są względem geoidy. Do zamiany różnic wysokości uzyskanych z niwelacji na różnice wysokości elipsoidalnych konieczna jest znajomość odstępów geoidy od elipsoidy.Brak tej informacji spowodował, że w geodezji stosowano i nadal stosuje się dwie różne powierzchnie odniesienia: elipsoidę i geoidę. W momencie uzyskania pozycji z pierwszych pomiarów GPS wszystkie trzy współrzędne stały się dostępne w jednorodnym układzie odniesienia, który może być zarówno kartezjański, jak i elipsoidalny. Jako powierzchnia odniesienia zazwyczaj wybierana jest elipsoida, gdyż wówczas możliwe jest porównanie pozycji otrzymanej z pomiarów GPS z pozycją z klasycznej sieci geodezyjnej.
W przypadku składowej pionowej, wysokości ortometryczne z niwelacji nie mogą być bezpośrednio porównane z wysokościami elipsoidalnymi z pomiarów GPS. Sytuacja ta została przedstawiona na rysunku 1, gdzie z pewnym przybliżeniem wysokość ortometryczna H jest różnicą między wysokością elipsoidalną h a odstępem N geoidy od elipsoidy. W celu zamiany wysokości elipsoidalnych na wysokości ortometryczne o tym samym stopniu dokładności, geoida powinna być znana z dokładnością kilku centymetrów. Wówczas układ CTRF będzie układem jednorodnym, niezależnym od użytego układu wysokościowego. Niestety, taka sytuacja ma miejsce tylko na bardzo małych obszarach Ziemi. Jak do tej pory, problem ten w skali globalnej nie został rozwiązany. Najlepsze obecnie opublikowane globalne modele geoidy charakteryzują się dokładnością nie lepszą niż 1-2 metry na obszarach o skąpych danych grawimetrycznych i dokładnością rzędu 0,3-0,5 metra na obszarach o dużej liczbie pomiarów grawimetrycznych. Do wyznaczenia przebiegu globalnej geoidy wykorzystuje się obecnie wszystkie dostępne techniki pomiarowe. Zasady poszczególnych koncepcji zostały pokazane na rysunku 2. Każda z nich ma istotny wkład tylko w pewien zakres widma pola siły ciężkości. Ponieważ natężenie pola siły ciężkości zmniejsza się wraz z wysokością, dane o zakresie widma dostarczane przez różne sensory zależą od ich odległości od Ziemi. Dlatego pomiary grawimetryczne naziemne lub lotnicze dają znacznie lepsze informacje o krótkookresowym zakresie widma niż pomiary satelitarne i analiza perturbacji orbit. Jedynym wyjątkiem od tej reguły są altimetryczne pomiary satelitarne, które wyznaczają przebieg geoidy z bezpośredniego pomiaru poziomu mórz i oceanów. Altimetria dostarcza informacji o długo- i średniofalowych częściach widma, pod warunkiem, że dostępny jest dobry model topografii morza. Ich rozdzielczość zależy głównie od wielkości obszaru, na który pada wiązka radarowa.
Średnie anomalie grawimetryczne uzupełniają średniofalowy zakres widma dla obszarów lądowych. Wreszcie, punktowe pomiary grawimetryczne o dużej gęstości na lądach umożliwiają wyznaczenie krótkofalowej części widma pola. Absolutne pomiary grawimetryczne są wykonywane na wybranych punktach w celu zapewnienia jednorodności wszystkich danych pomiarowych.

Pełna treść artykułu w październikowym wydaniu GEODETY

powrót