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betrachtet geben sie uns eine Richtung an, die 
vom Schwerefeld der Erde vorgegeben ist. Im Ver- 
gnügungspark fahren wir mit der Achterbahn und 
naben Spaß daran, in den Kurven mit mehreren g- 
'n die Sitze gepresst zu werden. Die Fallbeschleuni 
Jung g, mit der wir von der Erde festgehalten wer- 
den, verwenden wir hier als Vergleichsmaßstab 
Wie groß ist nun die Schwerebeschleunigung und 
‚wie stark variiert sie% (Fahrtbericht Deneb 2015). 
‚m Mittel beträgt die Schwerebeschleunigung 
der Erde g 9,81 m/s? Dieser Wert varliert in Mee 
reshöhe aufgrund der Abplattung der Erde von 
za. 22 km systematisch zwischen 9,78 m/s? am 
Äquator und 9,83 m/s? an den Polen und nimmt 
außerdem mit zunehmender Höhe ab. Das heißt 
‚wir werden am Äquator und auf hohen Bergen 
weniger stark von Mutter Erde angezogen. Diese 
beiden Sachverhalte sind durch das Newtonsche 
Gravitationsgesetz erklärbar. Mit zunehmendem 
Abstand von der anziehenden Masse (der Erde) 
nimmt die Anziehungskraft quadratisch ab. Die 
unterschiedliche Schwerebeschleunigung führt 
dazu, dass eine Waage, die nicht für ihren jewei 
igen Einsatzort kalibriert wird, am Äquator etwas 
weniger anzeigt als an den Polen. Bei einer Person 
mit einer Masse von 80 kg sind das immerhin rund 
100 g. 
Die Gezeiten der Meere sind ein interessantes 
Phänomen und bleiben sicherlich nicht nur einem 
Nattwanderer lebhaft in Erinnerung. Sie werden 
durch den Einfluss der Massen von Sonne und 
Mond verursacht. Insofern ist es nicht verwun- 
derlich, dass auch die Massenverteilung der Erde 
selbst einen großen, wenn auch nahezu unverän 
derlichen Einfluss auf die Form des Meeresspiegels 
1aben muss. 
Die durch die Abplattung der Erde bedingten 
Schwereunterschiede sind natürlich längst hin- 
reichend genau bekannt. Bis zu einer räumlichen 
Auflösung von 100 km wurde das Erdschwerefeld 
'n den letzten 20 Jahren zudem mit Hilfe verschie 
dener Satellitenmissionen sehr genau vermessen 
(Pail et al. 2011). Für die Feinstrukturen des Erd- 
schwerefeldes sind die Satellitenmessungen aber 
nicht sensitiv genug. Und für die Bestimmung der 
YHöhenbezugsfläche möchten wir es schon ziem 
'ich genau wissen. Um unser Quasigeoidmode: 
’n einem Gitterabstand von 1 km bereitstellen zu 
können, benutzen wir gegenwärtig Schwerewer 
:e im Abstand von ca. 4 km in Verbindung mit In 
“ormationen aus digitalen Gelände- (DGM25; BKG 
2018) bzw. Bathymetriemodellen (GEBCO; GEBCO 
Zompilation Group 2021). In Gegenden mit beson- 
ders großen Schwereänderungen, wie im Gebirge, 
sollte die Dichte der Schweremessdaten zukünftig 
sogar noch höher liegen. Diese Feinstrukturen des 
Erdschwerefeldes können derzeit nur mit terres- 
trischen Messmethoden bestimmt werden, auch 
wenn diese Messungen durchaus langwierig und 
aufwendig sind. Im Festlandbereich haben die 
Bundesländer in den letzten zehn Jahren bereits in 
vielen Bereichen neue Schweremessungen durch 
geführt. Das BKG engagiert sich seit ca. 15 Jahren 
insbesondere in den logistisch schwerer zugäng- 
'ichen Bereichen. Der Fokus unserer Arbeiten lag 
auf den Meeresbereichen, den Wattgebieten und 
den Alpen. Dabei haben wir mit Flugzeugen, He 
likoptern, Schiffen, Amphibienfahrzeugen, Pfer 
defuhrwerken und natürlich Autos wohl fast alle 
denkbaren Fortbewegungsmittel bzw. Messplatt 
‘ormen für die Schweremessungen genutzt. 
Für die Bestimmung unserer Höhenbezugs 
läche benötigen wir nicht nur eine relativ hohe 
:aumliche Dichte von Messpunkten, die Messun- 
gen selbst müssen auch sehr präzise sein. Auf die 
“ünfte und möglichst sechste Nachkommastelle 
genau muss die Schwerebeschleunigung bekannt 
sein, um unsere Höhenbezugsfläche mit Subzenti 
metergenauigkeit berechnen zu können. Variatio- 
nen des Schwerefeldes der Erde in dieser Größen 
ordnung ergeben sich aufgrund unregelmäßiger 
Massenverteilungen und werden als Schwereano- 
malien bezeichnet. Unregelmäßige Massenvertei 
‚ungen, das sind sowohl die Topographie (Berge 
und Täler) als auch die unterschiedliche Dichte 
der Gesteinsmaterialien im Erdinneren. Gebiete, in 
denen die Materialien der Erdkruste eine höhere 
Dichte aufweisen, bewirken eine höhere Erdan 
ziehungskraft in dieser Gegend und umgekehrt. 
Geologen und Geophysiker nutzen die Kenntnis 
dieser Unregelmäßigkeiten des Erdschwerefeldes 
für die Erkundung und Untersuchung von Lager 
stätten. Unsere Messungen allein würden für die 
‚agerstättenerkundung aber nicht ausreichen 
Dazu müsste noch einmal viel dichter und unter 
Nutzung weiterer Verfahren gemessen werden 
Verfügbare Schweredaten aus der Geologie weı 
den hingegen für die Bestimmung der Höhenbe- 
zugsfläche durchaus von uns genutzt. 
Infolge der unregelmäßigen Dichte- bzw. Mas- 
senverteilung der Erde weist die mittlere Meeres 
oberfläche keine ideale, rein geometrisch defi 
nierte Form auf. Als mathematische Bezugsfläche 
sowie für Koordinatenberechnungen wird die 
Form der Erde als mittleres Erdellipsoid definiert. 
Dieses Ellipsoid ist ein im Vergleich zur Kugel an 
den Polen um ca. 22 km abgeplatteter rotations- 
symmetrischer Körper, was die tatsächliche Form 
der Erde schon recht gut annähert. Als Höhen 
bezugsfläche ist es für praktische Anwendungen 
‚jedoch ungeeignet. Global betrachtet weichen die 
öhe des mittleren Meeresspiegels und unsere 
darauf bezogene Höhenbezugsfläche um immer- 
hin bis zu +100 m vom mittleren Erdellipsoid ab. 
Das mag in Anbetracht des Erdradius von rund 
6370 km zunächst einmal nicht besonders spek- 
takulär klingen. Allein in Deutschland variiert der 
Abstand zwischen Höhenbezugsfläche und Ellip 
soid aber immerhin zwischen 34 m in der Ostsee 
ıÜınd 50 m in den Alpen. Selbst in lokal begrenzten 
Hydroaraphische Nachrichten