[科普中国]-大地测量参考系

参考系统的定义

为了说明大地测量参考系统是如何定义的，首先简要解释3个概念：地球质心、地球自转轴和大地水准面。地球质心是指固体地球海洋和大气的共同质J，}lao地球在相对惯性空间高速自转，通过地球质心，并指向旋转角速度方向的轴线称为地球的自转轴。长期的科学研究表明，地球的自转是非常稳定的，自转速率、自转轴相对空间和地球本身的方向变化(日长变化岁差、章动和极移)非常小。大地水准面是表征地球形状与大小的物理面，它是人为定义的、满足如下2个条件的闭合曲面：①处处与铅垂线垂直君与海洋面非常接近1。

由于与海洋面非常接近的标准并不唯一，所以大地水准面的定义也有一定的随意性大地水准面是一个重力位的等值面，所以，只要定义了大地水准状和大小完全由4个参数确定：GM ( G为万有引力常数，M为质量)与实际地球的相等；Uo(表面的正常重力位)与大地水准面上的重力位相等；I2(动力形状因子)与实际地球的相等；w (自转角速率)与实际地球的相等地球椭球的4个参数中，Uo常由a(长半轴)代替，I2常由f(扁率)代替。地球椭球相对于实际地球的位置由其中心位置和短轴方向确定要尽力做到其中心位于地球的质心，其短轴指向地极地极通常定义为地球自转轴在某一段时间内的平均位置地球椭球的表面事实上是大地水准面的近似，它是与大地水准面符合得最好的旋转椭球面一点相对地球椭球的位置由经度L、纬度B和大地高h来表示定义经度时需要定义一个零经度子午线，或称起始子午线引进一个直角坐标系，中心位于椭球中心，x轴位于地球椭球的赤道面内，并指向初始子午线，：轴沿地球椭球的短轴指向北方，y轴由右手法则确定，则一点的位置也可以用直角坐标x，y，z表示在前空间大地测量时代，地球椭球只能主要以区域性大地测量工作为基础建立，其大小、形状及位置通常全部或部分根据与国家或地区的大地水准面或似大地水准面符合最好的原则(最小二乘)确定地球椭球的位置、形状和大小由大地原点的大地坐标L，B，垂线偏差a，Z大地水准面高N，以及椭球大小和形状参数(长半轴a扁率f)来确定1。

进入空间大地测量时代以来，测量精度不断提高，目前在全球尺度上已达到几个厘米的量级在这种精度的基础上，以前无须考虑的地球动力学因素现在必须加以考虑现代大地测量参考系统的确立可分为如下4个步骤：①建立一个3维直角坐标系的3条坐标轴与位于地球上或地球内部一组可观测点之间的关系，从而完全确定这个3维笛卡尔坐标系的位置和方向；②建立距离与一个可观测量之间的关系，从而确立长度的单位；③引进一个近似表示地球大小与形状的几何形体，即地球椭球；④定义高程系统，即确立重力场在定位中的作用2。

首先，学术界的共识是定义地球质心为3维笛卡尔坐标系的中心，z轴指向作为约定而定义的北极，通常为国际地球自转局(IERS)定义的国际参考极(IRP) ， x轴指向作为约定而定义的起始子午线，通常为IERS定义的起始子午线，Y轴则根据与x， z轴形成右手系的规则确定但是这种看起来简单的几何过程由于地球的动力学行为而变得非常复杂。地球的质心在相对地表运动，地球的自转速率以及自转轴相对于空间及相对于地球本身都在变化(日长变化、岁差、章动和极移)，地面点由于板块运动、地震、火山活动、冰后回弹固体潮、海潮负荷等各种地球物理因素影响在作相对运矶建立现代大地测量参考系统必须考虑这些因素一种方法是将笛卡尔坐标系的坐标轴固联于一组选定点的瞬时位置处理地球自转变化及板块运动时通常采用这种做法其他类型的运动则通过将笛卡尔坐标系的坐标轴固联于所选定的点在某一历元的瞬时位置而予以考虑1。

其次，长度单位“米”通过光速来定义，即真空中的光速为299 792 458 m /s虽然将长度单位定义成了一个可观测量，即真空中光在1 /299 792 458s走过的距离，但并不是具体的实现不同的大地测量参考系采用了不同的技术来测量长度，例如因瓦凡光电测距仪GPS V LBI SLR}o虽然每种手段都总是尽力标定而符合上述定义，但观测量总是具有不确定性，因而使得不同的大地测量参考系统之间存在尺度的差晃在将前空间大地测量时代建立的大地测量参考系统与现代利用空间大地测量技术建立的大地测量参考系统进行比较时可以发现，老系统存在百万分之一量级的误差而现代测距技术已达到十亿分之一量级的精度水平。

第三是选择一个地球椭球，使它相对3维笛卡尔坐标的位置如前所述我们知道，在现代技术水平上，确立地球椭球的4个参数中，GM和k可由分析人造卫星轨道确定，。由一般天文观测确定，a则由激光、多普勒或雷达测高等技术测定这样测得的地球椭球对全球大地水准面都可达到一定程度的最佳符念一点的位置可用3个笛卡尔坐标x，y，z或3个大地坐标L，B，h表示，2组坐标可以互相转挽大地坐标更符合我们关于水平和垂直方向尺度的直觉然后建立高程系统这只需明确指定一个零高程点。将这个点用精密水准联测到一个标石上，确定这个标石的高程后，其他位置的高程就可由这个标石起用水准测量测得，这个标石叫水准原点高程系统中有重力场的影响，需要根据所采用的是正高或正常高系统对几何水准作不同的重力场改正。

参考系统的几种具体实现这里概略介绍3种用以表示几何位置的大地测量参考系统：我国的1980年国家大地坐标系、W GS84和ITRS我国的1980年国家大地坐标系主要是前空间大地测量意义下的参考系统它采纳了1975年国际大地测量协会推荐的地球椭球(IAG275椭球)；极点采纳我国在1949到1977年期间36个台站的观测资料归算得到的1968年极原点，即JYD1968。 0，起始子午线采纳格林尼治子午线；地球椭球中心的位置是根据椭球面与我国似大地水准面符合得最好的原则(最小二乘)确定的；大地原点位于我国中部的陕西省径阳县永乐镇W GS84是美国国防部建立的，GPS系统采纳的大地测量参考系。它最初是利用TRAM SIT大地测量卫星系统的多普勒观测确定的，后来进行了2次更新：第1次更新是1994年，W GS84完全根据GPS观测重新确定，称为WGS84( 6730)，其中G代表GPS， 730表示进行了730个星期的观测；第2次是1996年，方法与前一次一样，称为WGS( 6873)，其中G仍代表GPS，873代表进行了873个星期的观测。WGS84( 6873)的中心、指向和尺度是根据15个GPS跟踪站的坐标确定，其中5个跟踪站由美国空军维护，10个由美国国家图像与制图局(N IM A)维护。将来，WGS84还可能随跟踪站的增加或已有跟踪站天线的移动或更换而进一步改选由于GPS卫星的广播星历是相对于W GS84的，所以利用广播星历适时定位得到的便是W GS84坐标，这使W GS84得到了广泛的应用。但是，高精度定位工作中通常不采用WGS84，这是因为高精度定位需要已知的高精度控制点各种高精度差分GPS定位技术均需要一个或多个高精度控制点，以消除系统误差所以，要采用WGS84进行高精度定位，必须预先建立一个比较密集的高精度WGS84控制网。另一个影响高精度GPS定位的因素是WGS84中跟踪站的地壳运动速度不向GPS用户提供1。

WGS84符合IERS定义的协议地球参考系( CTRS)，即：①中心在地球质心；②采用广义相对论下地固参照系中的尺度；③指向符合IERS(事实上是其前身国际时间局，简称BIH) 1984。0指向随时间的变化使它相对地壳没有整体转动这与ITRS是一致吮ITRS是20世纪80年代后期引进的，目的是促进需要高精度定位的科学研究的开展，例如监测地壳及地球自转轴的运矶ITRS的具体实现称为国际地球参考框架(ITR以从1988年起，IERS基本上每年都发表ITRS的一种实现，即ITRF88， ITRF89，。。。，ITRF2000 ITRS是第1个将板块运动及其他地壳运动考虑在内的国际大地测量参考系统，具体做法是同时给定控制点的坐标和速度由板块运动理论不难理解给出速度的必要性根据板块运动理论，地球表层的岩石圈由大约20块基本上为刚体的板块构成，这些板块在做相对的横向运动，位于不同板块上的点之间的相对运动速度有的达每年150 mm，这用GPS是很容易探测到的。既然地球表层的各板块在做相对运动，那么必然要提出这样一个问题：板块运动的“绝对”速度应该怎样表示呢?由于没有“绝对”不动的点作参考，所以要表示板块运动的“绝对”速度，必须已经知道一些点的“绝对”速度，从而可作为参考点。这是个类似先有鸡还是先有蛋的难题目前，建立ITRS时解决这一难题的办法是假设地球表层作为整体在平均意义下相对地球内部没有运动，换句话说，地球表层相对ITRS的总角动量等于零，即一个板块的角动量刚好由其他板块的角动量所抵消。这事实上是前面提及的IERS定义的CTRS的第4点内容的具体化ITRS的所有具体实现ITRF88， ITRF89，。。。 ，ITRF2000都是由处于稳定板块内部的一些观测站的坐标和速度维持，其中的坐标是指某一历元的。IT RF2000主要是利用V LBI和SLR观测建立的。主要特点是其方向随时间的变化是以它相对NNR2NUVELIA没有纯转动的原则定义的。ITRF2000考虑到了各种应用的需要，如大地测量、制图、导航等，尤其是用作世界各国，特别是会员国的国家大地测量坐标系的需戛所以，ITRF2000不仅包含正在运行的空间大地测量仪器，还包含有用的标志，以方便测量工作1。

评价GPS是大地测量技术的革命，它几乎改变了大地测量的一切，而ITRS的出现则使得充分利用现代高精度空间大地测量技术变为现实在不久的将来，ITRS的某一实现，例如IT RF2000很可能被许多国家采纳为国家大地测量坐标系事实上，GPS所采纳的WGS84也在接近ITRS，例如，WGS84的屏蔽作用，使海底目标体受到较大的发射场激励，产生较强的响应而且，海水的屏蔽作用使得海底天然和人文电磁噪声较小2。

将观测装置置于海底进行瞬变电磁探测时，海水的响应同样存在，并叠加在海底介质响应中，同时被观测装置接收到，数据反演时需要预先计算海水的响应。当海水深度较大时，可以将海水看作均匀半空间，反演计算相对简单；当海水深度较浅时，海水与空气交界面的影响不可忽略，需考虑海水深度尽管如此，海水电导率较为均匀，深度可测，海水部分的响应可直接计算，可以从总响应中去除该部分响应，得到海底响应，从而反演海底介质的电性参数1。