Altimetrie

Mit Hilfe der Altimetrie können Oberflächenhöhen der Eisschilde und Ozeane bis auf wenige Zentimeter genau vermessen werden. Radarpulse, meist im Frequenzbereich um 13 GHz (Ku-Band), werden von einer Antenne abgestrahlt und nach einer Laufzeit, die dem doppelten Abstand zwischen Satellit und der Erdoberfläche entspricht, empfangen. Aus der Laufzeitmessung dieser Welle und der genauen Position des Satelliten im Orbit, die auf 3 cm genau bekannt ist,  lässt sich die Oberflächenhöhe bestimmen. Alle 300m entlang des Flugweges tastet der Satellit, der mit etwa 7km/s durchs All fliegt, die Erdoberfläche ab. Zusätzlich müssen diverse Korrekturen, wie z.B. Laufzeitverzögerungen durch die Atmosphäre oder Tiden über den Schelfeisen und Ozeanen, an die Entfernungsmessung angebracht werden.

In der Glaziologie haben wir eine eigenständige Software/Prozessor entwickelt um aus einem intermediären Produkt, dass von Raumfahrtagenturen wie der ESA ausgeliefert wird, finale Oberflächenhöhen zu berechnen. Dadurch ist es uns möglich die Qualität des Endproduktes über den Eisschilden maßgeblich zu verbessern und zusätzliche Informationen aus den Daten abzuleiten. Beispielsweise lassen sich digitale Höhenmodelle von der Antarktis und Grönland berechnen, die wiederum als wichtige Datensätze Eingang in Eismodelle finden (Abbildungen 1 und 2).

Desweiteren können wir aus den über viele Jahre hinweg gemessenen Oberflächenhöhen auch Höhenänderungsraten bestimmen, da der Satellit je nach Orbitmuster Wiederholungsmessungen durchführt. Man spricht dann von 'repeated-tracks'. Für Envisat war der Abstand einer Wiederholungsmessung am selben Ort etwa 31Tage, für CryoSat-2 ist er 369 Tage lang. Höhenänderungen der Antarktis die aus 4 Jahren Beobachtszeitraum durch CryoSat-2 von 2010 bis 2014 ermittelt wurden sind in der Abbildung 3 gezeigt.

Fließgeschwindigkeiten

Eis fließt mit Geschwindigkeiten von wenigen Metern pro Jahr im Inneren der Antarktis bis hin zu mehreren Kilometern pro Jahr an Auslassgletschern. Die Bestimmung der oberflächennahen Fließgeschwindigkeiten kann mit herkömmlichen Methoden wie GPS an einzelnen Lokationen im Feld ermittelt werden, oder durch Methoden der Fernerkundung. Benötigt werden dafür Wiederholungsmessungen von optischen Systemen wie Landsat oder Aufnahmen von abbildenden Radarsystemen, wie TerraSAR-X, Radarsat oder ERS. In beiden Fällen bedient man sich der Technik des sogenannten 'feature  tracking', d.h. es werden markante, eindeutig identifizierbare Merkmale wie Gletscherspalten, Risse oder Schmelzkanäle in Bildsequenzen verfolgt. Aus den Aufnahmezeitpunkten und einer genauen Georeferenzierung der Satellitenszenen können dann Fließgeschwindigkeiten in 2D abgeleitet werden. Im Inneren der Antarktis, mit wenig markanten Oberflächenmerkmalen, nutzt man bei Radarsystemen auch die Methode des 'Speckle tracking'. Unebenheiten in der Größenordnung der Wellenlänge dienen als Streuzentren und bewirken Interferenzmuster im Fernfeld, die, ähnlich wie beim 'feature tracking', über mehrere Tage hinweg nachverfolgt werden können.

Ein Beispiel ist auf Abbildung 4 zu sehen, die das Fließfeld des Hinterlandes der Neumayer-Station zeigt. Dieses wurde anhand mehrerer Aufnahmen des europäischen Satelliten ERS bestimmt.

Interferometrie

Mit Hilfe der Interferometrie können Fließgeschwindigkeiten, digitale Geländemodelle und Aufsetzzonen von Gletschern und Eisströmen bestimmt werden. Ähnlich wie bei den Fließgeschwindigkeiten benötigt man Bildpaare von abbildenden kohärenten Radarsystemen. Dabei ist es wichtig, dass die Bildpaare als komplexe Daten vorliegen, da die Phasendifferenz zwischen den beiden Aufnahmen ausgewertet wird. Satelliten umkreisen die Erde entlang ihres Orbits. Je nach Orbitmuster erreicht der Satellit nach einigen Tagen mehr oder weniger die gleiche Position. Da diese Position nie exakt übereinstimmt, wird ein und derselbe Bodenpunkt aus einem geringfügig veränderten Blickwinkel wiederholt beobachtet. Dieser geringe Unterschied ist in der differenziellen Phase sichtbar und kann genutzt werden um die relative Topographie zu bestimmen, die dann an absolut gemessenen Höhe (z.B mit der Altimetrie) eingehängt werden um das finale digitale Geländemodell in hoher räumlichen Auflösung von wenigen Metern zu erhalten.

Bewegt sich das Eis wird auch dies als Phasendifferenz sichtbar. Insbesondere vertikale Bewegungen des Eises, die durch Tiden hervorgerufen werden, sind in der Phasendifferenz gut sichtbar. Dies lässt sich nutzen um den Übergang von gegründetem und schwimmendem  Eis, welches dem Tideneinfluss unterliegt, zu bestimmen.

Ein Beispiel eines Interferogrammes mit typischen Phasenmustern, 'Fringes', zeigt auch Abbildung 5. Hier machen sich die Aufsetzzonen verschiedener Gletscher in Grönland deutlich als Phasenrampen bemerkbar und können so detektiert werden.

Abb. 1: Höhenmodell der Antarktis (Grafik: Veit Helm, Alfred-Wegener-Institut)
Abb. 2: Höhenmodell von Grönland (Grafik: Veit Helm, Alfred-Wegener-Institut)
Abb. 3: Höhenänderungen der Antarktis (Grafik: Veit Helm, Alfred-Wegener-Institut)
Abb. 4: Fließfeld des Hinterlandes der Neumayer-Station (Grafik: Niklas Neckel, Alfred-Wegener-Institut)
Abb. 5: Beispiel eines Interferogrammes (Grafik: Niklas Neckel, Alfred-Wegener-Institut)