Klemens Heidland

Alfred-Wegener-Institut fiir Polar- und Meeresforschung Postfach 12 01 61 D-2751 5 Bremerhaven

Die vorliegende Arbeit ist die inhaltlich unverändert Fassung einer Dissertation, die 1993 dem Fachbereich Geowissenschaften der Universitä Bremen vorgelegt wurde.

Inhaltsverzeichnis -1-

Zusammenfassung ............................................................................. 3

................................................................................................. Summary 5

Einleitung ............................................................................................... 7 Zielsetzung der Arbeit ............................................................................. 8 Entwicklungsstand der Satellitenaltimetrie ......................................... 9 Beitrag der Altimetrie zu glaziologischen Arbeiten in der Antarktis 1 1 Das Arbeitsgebiet Ekströmise ............................................................. 15

Die GEOSAT-Mission ....................................................................... 17 Überblic übe die GEOSAT-Mission .................................................. 17 Umlaufbahnen des GEOSAT ................................................................ 18

..................................................................................... Instrumentierung 20 ................................................... Datenprodukte und Datenverieilung 21

Verfahren der Satellitenaltimetrie ............................................. 23 Prinzip der Altimetermessung ............................................................... 23 Geometrie der Satellitenaltimetrie ........................................................ 27 Bahnbestimmung fü den GEOSAT ..................................................... 29 Korrekturen der Altimetermessung ....................................................... 32

.................................................................................................... Gezeiten 34 Ausbreitung der Radarwellen in der Atmosphär ............................. 35 Einfluà der angemessenen Fläch auf die Genauigkeit der Altimetermessung .................................................................................... 36 Laufzeitmessung ...................................................................................... 37

Hohenbestimmung Ãœbe Eis mittels Satellitenaltimetrie 39

Aktive Radarverfahren ............................................................................ 39 Radarrückstreufläc (radar Cross section) ........................................ 41 Signalverfolgung ..................................................................................... 43 Radarmessung übe Schnee- und Eisfläche ................................... 44 Rückkehrsignal (waveforms) .............................................................. 47 Retracking ................................................................................................. 51 Nadirabweichung und Neigungseinflüss ......................................... 54 Nadirabweichung der Altimeterantenne ............................................. 54 Korrektur wegen geneigter Reflexionsfläch ..................................... 55 Fehlerhaushalt der Altimetrie übe Eis ................................................ 58

Aufbereitung der GEOSAT-Daten .............................................. 59

Datenverteilung ........................................................................................ 59 Datenorganisation ................................................................................... 60 Numerierung der Umlaufbahn .............................................................. 62 Kombination der Datenprodukte .......................................................... 64

Inhaltsverzeichnis

Plausibilitätsprüfung der GEOSAT-Daten ..................................... Plausibilitätsprüfu der WDRs ............................................................ Plausibilitätsprüfu der SDRs ............................................................ Plausibilitätsprüfu der GDRs ............................................................ Korrekturen der Altimetermessung ...................................................... Durchführun des Retracking ............................................................... Korrektur wegen geneigter Reflexionsfläch ..................................... übrig Korrekturen ..................................................................................

Datenauswertung. Ausgleichung und Höhen modellierung ........................................................................................ 77

Ausgleichung der radialen Einflüss auf die Höhenprofil ............ 77 Berechnung gemittelter Höhenprofil aus Wiederholungs- messungen ............................................................................................... 89 Kreuzungspunkte der Satellitenbahnen ............................................. 93 Interpolation von Höhenlinie ............................................................... 95

Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise 97 GPS-Messungen zur Bestimmung der Koordinaten der vermarkten Punkte ........................................................................................................ 98 Durchführun der GPS-Messungen auf dem Schelfeis .................. 98 Auswertung der GPS-Messungen ........................................................ 99 Trigonometrisches Nivellement .......................................................... 103 Meßverfahre und Durchführun der Messungen .......................... 103 Auswertung des trigonometrischen Nivellements ........................... 105

Vergleiche mit Ergebnissen anderer Höhenbestim mungen ................................................................................................. 111

Fernerkundungsaufnahmen der LANDSAT-Satelliten .................. 111 Höhenprofi entlang der Satellitenspur 177 ..................................... 113 Höhe der Ekströmisen-Kart ............................................................ 114 Altimetermessungen des Satelliten SEASAT .................................. 119

Ausblick ................................................................................................ 123

Literatur ................................................................................................ 125

Dank ....................................................................................................... 138

Anhang ................................................................................................. 139 Inhalt der Datenprodukte ..................................................................... 139 Programme ............................................................................................. 141 Abkürzunge ......................................................................................... 144

Zusammenfassung -3-

Zusammenfassung

In der vorliegenden Arbeit werden Altimetermessungen Ÿbe Eis, die der Satellit GEOSAT in den Jahren 1987 bis 1989 durchgeführ hat, im Bereich des Ekströmise in der Antarktis ausgewertet.

Die Altimetermessungen werden bei der Aufbereitung durch Kor- rekturen verbessert, die die Einflüss entlang des Signalwegs, Ge- zeiteneinflüss usw. kompensieren. Uber Eis sind zusätzlich Kor- rekturen erforderlich. Die Retracking-Korrektur verbessert die im Altimeter durchgeführt Laufzeitmessung durch Analyse der vom Altimeter empfangenen Rückkehrsignale Die im Bereich des Ekströmise ermittelten Korrekturwerte liegen im Durchschnitt bei 70 cm.

Aufgrund der im Altimeter eingesetzten unzureichenden Signalver- folgung geht das MeBsignal Ÿbe ansteigenden oder abfallenden Eis- fläche verloren und verursacht eine Lück in den Höhenprofile von etwa 30 km. Fü diese Zeiträum werden falsche Werte gespei- chert. Dadurch wird eine Plausibilitätsprüfu der GEOSAT-Daten erforderlich, die gezeigt hat, da übe 15% der Eisfläche der Ant- arktis Messungen mit dem Altimeter des GEOSAT durchführba wa- ren. Im Arbeitsgebiet Ekströmise beschränke sich diese Messun- gen auf den ebenen Westteil.

Die Genauigkeit der Höh der Umlaufbahn des Satelliten wirkt sich direkt auf die Genauigkeit der Höhenprofil aus. Die Ausgleichung der Höhenprofil nutzt die exakte Wiederholung der Umlaufbahn fü die Bestimmung eines Additionswertes als Höhenverbesserun fü jedes Profil. Die Höhenverbesserun beträg durchschnittlich 0.5 m und erreicht maximal 5 m. Aus allen verfügbare Wiederho- lungsmessungen wird ein gemitteltes Höhenprofi berechnet. Die Meßgenauigkei ist fü die einzelnen Höhenprofil unterschiedlich. Die Abweichungen aller Einzelmessungen vom gemittelten Höhen profil ergeben Standardabweichungen (10) zwischen k0.3 m und 51 .3 m.

Nach der Ausgleichung verbleiben an den Kreuzungspunkten der Höhenprofil aus auf- und absteigenden Satellitenbahnen Differen- zen zwischen 0.5 m und 3.0 m. Die fü die Laufzeitmessung vom Altimeter angemessene Fläch im Nadir hat einen Durchmesser von mehr als 5 km. Innerhalb dieser Fläch könne durchaus größe Höhenänderung auftreten, so da die erhaltenen Differenzen da- durch zu begründe sind.

-4- Zusammenfassung

Der Vergleich der Höhenliniendarstellun aus der Altimeterauswer- tung und der topographischen Karte "Ekströmisen des IfAG (1989) mit Höhen die wahrend vieler Expeditionen mit terrestrischen Methoden gemessen worden sind, zeigt gute Übereinstimmun der Höhenlinie in der geometrischen Genauigkeit und morphologischen Richtigkeit.

Trotz der eingeschränkte Eignung des GEOSAT-Altimeters fü die Messungen uber Eis, hat sich das Potential der Satellitenaltimetrie uber Eis gezeigt. Sofern die gravierenden Mangel der Signalverfol- gung übe Eis abgestellt werden und die Bahnbestimmung des Sa- telliten verbessert wird, wird die Satellitenaltimetrie das am effek- tivsten einsetzbare und nutzbare Verfahren der Höhenmessun in den Polargebieten werden.

Summary -5-

Summary

In this thesis radar altimeter measurements over ice sheets carried out by the satellite GEOSAT between 1987 and 1989 are analysed for the area of the ice shelf Ekströmise in Antarctica.

All altimeter measurements have to be improved for compensation of different influences during the way of the signal in the atmo- sphere, tidal influences etc. for the correct determination of heights. Additional corrections are necessary over ice. The retracking correction improves the measurement of the travel time of the sig- nal by analysis of the returning waveform. The average of the retracking corrections in the area of the Ekströmise amouts to 70 Cm.

The altimeter was designed specifically for operation over the ocean. Therefore the signal tracking over ice sheets is often insuf- ficient. The altimeter losts the signal especially over ice sheets with more than l 0 slope of the ice surface and the consequence are data gaps. The GEOSAT data products contain invalid data for these gaps which have to eliminate before the processing. The plausibility con- trol of the GEOSAT data indicates that 15 % of all measurements in Antarctica are valid especially over flat ice sheets. Valid measure- ments over the Ekströmise are concentrated in the flat western Par t .

The accuracy of the height of the satellite orbit effects directly the accuracy of the height profiles. The adjustment uses the exact re- peating satellite orbits for the computation of an addition constant for every height profile. The improved height profiles are used for the adjustment of an averaged height profile. The accuracy of the height profiles is given by the root mean Square which are deter- mined by the adjustment and vary in the range between k0.3 m and k1.3 m.

The remaining differences after the adjustment between the height profiles ad the crosspoints of the ascending and descending satellite orbits vary in the range between 0.5 m and 3.0 m. The footprint over ice has a diameter of more than 5 km. The variation of the surface heights inside the footprint can be a few meters and entails the obtained differences.

-6- S u m m a r y

The comparison of the topographic map with isolines determined from the altimeter measurements and the topographic m a p "Ekströmisen ( I f A G , 1989) which contains height measurements carried out with terrestrial methods during many Antarctic expe- dition indicates good correspondence of the morphological forms for the correct Interpretation of the surface and good geometrical accuracy of the isolines.

The altimeter technique shows the potential of the precise height determination for the Ekströmise altough the use of the GEOSAT altimeter is limited over ice. If more advanced altimeters will be able to track the Signal continuously over ice sheets and the deter- mination of the satellite orbit will be improved than the altimeter technique will be the best technique for precise height measure- ment in polar regions.

1 Einleitung -7-

1 Einleitung

In der aktuellen Klimadiskussion steht die Antarktis mit ihrem sen- siblen Eisregime an zentraler Position. Die Glaziologie träg mit der Bestimmung der Eismassenhaushalte der Eisschilde und der Schelf- eise der Antarktis wesentlich zur Lösun der sich daraus ergeben- den Fragen bei. Änderunge der Temperatur des Ozeans und Mee- resspiegeländerunge wirken sich insbesondere auf das dynami- sche Verhalten der Schelfeise aus.

Der Kontinent Antarktika bedeckt mit den von ihm abfließende Schelfeisen etwa 14 Mio. km2 bzw. 2.5% der Erdoberfläche 98% der Antarktis sind von Eis bedeckt. Tm antarktischen Eis sind etwa 80% des Süßwasse der Erde gespeichert (Kohnen , 1983, Swithinbank, 1988). Der mächtig Eiskörpe Antarktikas hat einen wesentlichen Einfluà auf das Klima der Erde, das Verhalten der eisbedeckten Ge- biete ist zentraler Indikator fü das Klimageschehen auf der Erde (Thomas u.a., 1985). Forschungsergebnisse aus der Antarktis, insbe- sondere die Beobachtung des Wachsens oder Schrumpfens oder des Gleichgewichtszustandes des antarktischen Eiskörpers geben wich- tige Hinweise übe den Gesamtzustand des globalen Klimasystems unserer Erde.

Glaziologisches Interesse richtet sich auf diejenigen Haushaltsgrö ßen die die Eismassenbilanz beeinflussen. Die Unwirtlichkeit der Antarktis, die Unzugänglichkei vieler Gebiete fü den Großtei des Jahres und der hohe logistische Aufwand fü Landexpeditionen be- dingen, da von diesem Kontinent vergleichsweise wenig bekannt ist.

Fü die Höhenbestimmun der Gesamtantarktis, die eine wichtige Grundlage fü die glaziologische Forschung ist, kommen nur satelli- tengestützt Fernerkundungsverfahren in Frage, die sowohl effek- tiv einsetzbar und praktikabel fü die flächendeckend Beobach- tung der Eisfläche sind als auch die notwendigen Genauigkeiten der Höhenbestimmun gewährleisten Dazu bietet sich die Satelli- tenaltimetrie an, die bereits fü die Bestimmung der Meeresflä chentopographie und die Beobachtung der zeitlichen Variation der Meeresflächentopographi Grundlegendes geleistet hat.

Die Satellitenaltimetrie miß die Distanz zwischen Satellit und Erd- oberfläch übe die Laufzeit eines vom Altimeter ausgesendeten Signals. Mit der durch die Satellitenbahnbeobachtung bekannten Höh des Satelliten wird die Höh der angemessenen Fläch be-

-8- 1 Einleitung

stimmt. Die Nutzung der Satellitenaltimetrie fü die Glaziologie be- gann mit dem Altimeter auf GEOS-3, der von April 1975 bis Dezem- ber 1978 auf Bahnen zwischen 65ON und 65OS Meßdate von Süd grönlan lieferte, und setzte sich verstärk fort mit SEASAT (Meß dauer von Juni 1978 - Oktober 1978) und GEOSAT (Meßdaue von Mär 1985 - Oktober 1989), die sich auf Bahnen zwischen 72ON und 72OS bewegten und größe eisbedeckte Gebiete Grönland und den Rand der Antarktis erfaßten

1.1 Zielsetzung der Arbeit

Mit der Verfügbarkei von Altimetermessungen der Satelliten SEA- SAT und GEOSAT am nördl Rand der Antarktis (Abb. 1.1) ist die Höhenbestimmun in diesen Bereichen möglic geworden.

Die Arbeit untersucht die Möglichkeite und Grenzen der Anwen- dung der Satellitenaltimetrie übe Eis, speziell übe dem Ekström isen, dem Schelfeis, auf dem die deutsche ganzjähri besetzte Sta- tion Georg-von-Neumayer (bis 1992) bzw. Neumayer (ab 1992) liegt.

Die Arbeit behandelt die wesentlichen Aspekte der Bearbeitung der Satellitenaltimetrie allgemein und speziell übe Eis. Dabei werden die Auswerteverfahren zur Korrektur der Altimetermessung übe Eis untersucht. Übe Eis ist besonders das sogenannte Retracking von Bedeutung, weil die Signalverfolgung des Altimeters, das fü den Einsatz übe dem Ozean konzipiert war, übe dem Eis zu unge- nau arbeitet und darum eine Korrektur der Laufzeitmessung des Signals notwendig wird.

In der Arbeit werden Messungen des Satelliten GEOSAT im Bereich des Ekströmise untersucht und ausgewertet. Dafü stehen die Da- ten von etwas mehr als einem Jahr zur Verfügung

Auf dem Ekströmise wurden in der Vergangenheit viele Höhen messungen mit konventionellen Verfahren durchgeführt Währen der Expedition ANT V1113 wurde entlang des GEOSAT-Orbits 177 ein trigonometrisches Nivellement von etwa 50 km Läng durchge- führt Dieses Profil und die übrige Höhenmessunge dienen als Bo- denkontrolle (ground truth) fü die Höhenbestimmun aus Satelli- tenmessungen. Aus dem Vergleich beider Datensätz wird die Ge- nauigkeit der Altimetermessung übe Eis abgeleitet.

1 Einleitung -9-

1 . 2 Entwicklungsstand der Satellitenaltimetrie

Die Nutzung der Satellitenaltimetrie auf den Satelliten GEOS-3, SEA- SAT und GEOSAT hat der Geodäsie der Geophysik, der Ozeanogra- phie und anderen Disziplinen wesentliche Impulse fü die globale Höhenbestimmung die Bestimmung des Schwerefeldes, die Beob- achtung der zeitlichen Veränderun der Meeresflächentopographi usw. gegeben.

Die Satellitenaltimetrie beobachtet als aktives Radarverfahren die Laufzeit, die das ausgesendete Signal fü den Weg Satellit - Refle- xionsfläch - Satellit benötigt In Kenntnis der Höh der Bahn uber dem Ellipsoid und der Ausbreitungseigenschaften des Signals läà sich die ellipsoidische Höh der angemessenen Fläch bestimmen. Die Höhenbestimmun als wesentliches Ziel der Satellitenaltimetrie kombiniert die Altimetermessung mit der präzise Bahn, den Ein- stellwerten des Altimeters und den Reduktionen fü den Ausbrei- tungsweg und die Rückstreufläc des Signals.

Die Bahnbestimmung fü GEOSAT erfolgte mit Dopplerverfahren mit einer Genauigkeit von nur etwa k5 m. Die Messung der Bahn mit Lasern ermöglich eine präziser Bahnbestimmung, wurde aber fü GEOSAT nicht durchgeführt

Unabhängig Kalibrierungen wurden dazu durchgeführt die Satelli- tenmessungen und die anschließende Auswertealgorithmen zu Überprüf und zu verbessern. Zur unabhängige und präzise Messung der Satellitenbahn und der Altimeterdistanz wurden dazu in der Spur des Satelliten Kalibrierungsstationen eingerichtet. Die verbleibenden Residuen der Höhen die durch die Kalibrierung im Testfeld bestimmt werden, sind wichtige Kriterien fü die Qualitä der Satellitenaltimetrie. Übe dem Ozean wurden aufwendige Kali- brierungen fü GEOS-3 ( M a r t i n und K o l e n k i e w i c z , 1981) und SEASAT ( K o l e n k i e w i c z und M a r t i n , 1982) durchgeführt indem in einer Satellitenspur neben einer kleinen Insel ein Laser den über fliegenden Satelliten anmiß und unabhängi vom Altimeter die Di- stanz Laser - Satellit beobachtet. Das Ergebnis dieser Messung ergab fü GEOS-3 eine Unsicherheit der Höhenbestimmun von k16 cm und fü SEASAT 1k7 Cm.

Fü die Auswertung der Satellitenaltimetrie übe Eis sind beson- dere Verfahren zu entwickeln, die nur zum Teil auf Verfahren der Altimetrie uber dem Ozean zurückgreife können

-10- l Einleitung

Abb: 1 .l: Lage der GEOSAT-Bahnen in der Antarktis Die Abb. zeigt den Bereich in der Antarktis, der von GEOSAT- Bahnen abgedeckt wird.

-12- l Einleitung

sungen nach wenigen Jahren bestimmen lassen, werden zur Beant- wortung der aktuellen Frage nach der Eismassenbilanz der Antark- tis beitragen.

Fü die Modellierung ist sie eine wichtige Randbedingung (H u y - brechts , 1992). Aus den Höhe lassen sich die Neigungen des Eises und damit Fließlinie ableiten, wichtige Größ fü die Beschrei- bung der Dynamik des Eises.

Modellierte Massenbilanzen lassen sich mit den gemessenen Höhe verifizieren. Fü Vergleiche sind älter Nivellements, z.B das Nivel- lement übe das grönlandisch Inlandeis währen der EGIG-Kam- pagne im Jahr 1959 (Mälzer l964), unentbehrlich. Neuere Arbeiten übe Grönlan ( B i n d s c h a d l e r u.a., 1989) greifen immer wieder darauf zurück

Zur Bestimmung der Eishöhe träg die Satellitenaltimetrie bei, die der Glaziologie die präzis Vermessung der Höhe entlang der Sa- tellitenbahn und die daraus abgeleiteten Neigungen der Eisoberflä ehe bietet.

Die Schwierigkeit der Höhenbestimmun in der Antarktis wird in vielen Karten dadurch offensichtlich, da keine Höhenlinie vor- handen sind, obwohl Höheninformatio zentraler Inhalt von Karten ist. Begründe läà es sich mit fehlenden Messungen.

D r e w r y hat fü die Karte "The Surface of the Antarctic Ice Sheet" (1983) (Abb. 1.2) alle ihm zugängliche Höhenmessunge genutzt. Die Karte zeigt die Höhe der Antarktis und alle Meßprofil und Einzelpunktmessungen, die in die Karte eingegangen sind. Die Karte verdeutlicht das Mißverhältn zwischen der Anzahl und Verteilung der Messungen und der Gröà der dargestellten Flache.

Die Karte "Ekströmisen des VAG (Institut fü Angewandte Geodä sie, 1989) zeigt bereits fü den begrenzten Bereich des Ekströmise die Schwierigkeit der Datenbeschaffung. In den ebenen, leichter zu- gängliche Teilen dieses Schelfeises liegen ausreichend Höhenmes sungen vor, in den ~ b e r g a n ~ s b e r e i c h e n zum aufliegenden Eis mit den Anstiegen auf den Sgrisen und Halvfarryggen oder in weniger interessierenden Teilen liegen kaum Messungen vor.

Die Bestimmung der Höhe der Eisoberfläch der gesamten Antark- tis ist eine wichtige Aufgabe fü die Dokumentation des aktuellen Zustands.

1 Einleitung - 13-

Abb. 1.2: Topographische Karie mit Höhenlinie und Hauptfließlinie der Antarktis nach Drewry (1 983), bearbeitet von Huybrechts (1 992, Seite 24). Die Einzugsgebiete der Schelfeise sind durch gestrichel- te Linien abgegrenzt.

Fü die Höhenbestimmun sind folgende Verfahren anwendbar.

1 .) Terrestrische Verfahren

Terrestrische Verfahren erfordern die Anwesenheit vor Ort und sind mit hohem logistischen Aufwand verbunden. Der Arbeitsfort- schritt ist in erster Linie von der Geschwindigkeit des Beobachters abhängig Zum Einsatz kommen:

- Einzelpunktbestimmung mit Satellitenverfahren - trigonometrisches/geometrisches Nivellement - barometrische Höhenbestimmun

- 14- 1 Einleitung

2.) Flugzeuggestützt Verfahren

Flugzeuggestützt Verfahren sind mit noch umfangreicherer Logi- stik und Gerätetechni verbunden. Der Arbeitsfortschritt i s t abhängi von der Geschwindigkeit des Flugzeugs, z.B. Flug-EMR (Elektromagnetisches Reflexionsverfahren) (Thyssen und Grosfeld, 1988). Dazu ist auch die Ballonaltimetrie zu zählen die in der Antarktis eingesetzt wurde (Levanon, 1982). Die Meßprofil werden durch die Windrichtung bestimmt. Die so gewonnenen Daten sind fü systematische Arbeiten nicht einsetzbar. Die Photogrammetrie als klassisches flugzeuggestützte Vermessungsverfahren ist uber eisbedeckten Fläche nicht effektiv einsetzbar.

3.) Satellitengestützt Verfahren

Satellitengestützt Altimeter sind mit hohen Entwicklungskosten vor dem Start verbunden. Wenn der Satellit nach dem Start arbei- tet, werden die Messungen des Satelliten kontinuierlich an eine Bo- denstation Übertrage und von dort verteilt. Die Anwesenheit im Meßgebie ist nur zur Überprüfu und Kalibrierung der Altimeter- messungen erforderlich.

Fü die präzis Höhenbestimmun der gesamten Antarktis bleibt nur die Fernerkundung mit der Satellitenaltimetrie. Die übrige Verfahren sind fü die Gesamtvermessung ungeeignet, entweder wegen unzureichender Genauigkeit oder unbefriedigenden Arbeits- fortschrit ts .

Den Expeditionen auf dem Eis kommt neben den bisherigen For- schungsaktivitäte fü die Fernerkundung die wichtige Aufgabe zu, unabhängig Überprüfung und Kalibrierungsmessungen auf den Eisfläche selbst durchzuführen die Aufschluà uber Qualitä und Zuverlässigkei der Fernerkundungsmessungen geben und die Be- obachtungen von Satelliten fü die Glaziologie anwendbar machen. Die Eishöh oder die Lage der Eiskante lassen sich zur Zeit schon recht gut mit Fernerkundungsverfahren bestimmen.

1 Einleitung -15-

1 - 4 Das Arbeitsgebiet Ekstromisen

Die Untersuchungen in dieser Arbeit wurden auf dem Ekströmise durchgeführ (Abb. 1.3). Das Schelfeis liegt nordöstlic des Wed- dellmeeres, die Nord-Süd-Ausdehnun beträg etwa 120 km, die Ost-West-Ausdehnung zwischen 60 km im Norden und 30 k m im Süden Das Schelfeis befindet sich zwischen den aufliegenden Eis- körper des Halvfarryggen im Osten und des S ~ r i s e n im Westen.

Auf dem Schelfeis befindet sich seit 1981 die Überwinterungssta tion der Bundesrepublik Deutschland Georg-von-Neumayer, d ie im antarktischen Sommer logistische Basis fü Meßkampagne auf dem Schelfeis ist. Übe das Ekströmise geben U. a. Kobarg (19881, E c k - staller (1988), Kipfstuhl (1991) oder Nixdorf (1992) Auskunft.

Das gesamte Ekströmise befindet sich innerhalb des Meßbereich des GEOSAT, dessen Bahn bis 72's verläuft

I

Abb. 1.3: Überblic übe das Ekströmise und die umgebenden Schelfeise. Der Karteninhalt beruht auf einer Digitalisierung von LANDSAT- Szenen aus den Jahren 1986 bis 1988. Die Geocodierung und ln- terpretation wurde vom Institut fü Angewandte Geodäsi (IfAG) in Frankfurt und die Digitalisierung im AWI in Bremerhaven durchge- führ (Heidrich u.a., 1992).

-16- I Einleitung

2 Die GEOSAT-Mission - 17-

2 Die GEOSAT-Mission

Die Ergebnisse der nur drei Monate dauernden SEASAT-Mission waren richtungsweisend fü viele Anwendungen der Satellitenalti- metrie, so daà eine Nachfolgemission angestrebt wurde. Mit dem Satelliten GEOSAT (abgekürz fü GEOdetic SATellite) stand erstma- lig nach SEASAT wieder ein Satellit zur Verfugung, der mit seiner Bahn grofie Gebiete Grönland und der Antarktis abdeckte.

2 . I Ãœberblic Ãœbe die GEOSAT-Mission

Der Satellit GEOSAT wurde am 13. Mär 1985 von der Vandenberg Air Force Base, Kalifornien, USA, mit einer Atlas-E Trägerraket von der US-Navy gestartet. Er erhielt die Bezeichnung 1985-2lA und die NASA-Katalognummer 15595. Er wurde in eine etwa 800 km hohe Bahn mit einer Inklination zur Äquatoreben von 108' manö vriert, die Bahn des Satelliten wurde dadurch von 72'N und 7Z0S begrenzt (Jensen und Wooldridge, 1987).

Währen der ersten 18 Monate der Mission, der GEOSAT Primary Mission oder der Geodetic Mission (GM), wurde der Satellit fü ein Projekt der US-Navy eingesetzt, um ein dichtes globales Netz von Altimetermessungen zur Verbesserung des Erdschwerefeldes zu erhalten. Die Satellitenbahn war so gelegt, daà sie sich im 3-Tages Zyklus nahezu wiederholte, der Abstand der Bahnen auf der Erde betrug 2-3 km. Nach Abschluà der Primary Mission lag ein dichtes Netz präzise Höhenmessunge vor (McConathy und Kilgus, 1987).

Die Messungen und Ergebnisse der Geodetic Mission standen zu- nächs nur einem autorisierten Nutzerkreis zur Verfugung. Südlic von 60's wurden sie 1990 von der US-Navy freigegeben ( M a r k s u.a., 1991) und südlic von 30° 1992 (Blue, 1992).

Fü den weiteren Teil der Mission, der Exact Repeat Mission (ERM), wurde die Satellitenbahn etwas geändert Wichtigstes Ziel der Mis- sion war die Erfassung von Zeitreihen mit der (jahres)zeitlichen Va- riation der Meeresflächentopographie Der Satellit flog dafü ab dem 8. November 1986 auf einer fü die ozeanographischen An- wendungen optimierten Bahn, die sich im 17-Tages Zyklus mit ei- ner angestrebten Genauigkeit von k l km wiederholte. Der Abstand zwischen den Bahnen betrug am ~ ~ u a t o r 164 km und verringerte sich nach Norden und Süde entsprechend der Abnahme der Brei- t enkre i sdurchmesser .

- 18- 2 Die GEOSAT-Mission

Die Mission war aufgrund von Komplikationen mit der Datenauf- zeichnung auf den Recordern an Bord des Satelliten im Oktober 1989 erheblich eingeschränk und wurde schließlic nach einem Defekt der Stromversorgung im Januar 1990 fü beendet erklär (Cheney, pers. Mitteilung). Tabelle 2.1 faß den zeitlichen Ablauf zu- s a m m e n

Start 13.03.85, 01 :55 UTC

1 .Teil der Mission 31.03.85 - 30.09.86 GEOSAT Primary Mission Geodetic Mission (GM)

Manöve zur Änderun der Bahn ab 01.10.86

2.Teil der Mission 08.1 1.86 - 10.89 Exact Repeat Mission (ERM)

offizielles Ende der Mission 05.01.90

Tabelle 2.1: Zeitlicher Verlauf der GEOSAT-Mission

2 .2 Umlaufbahnen des GEOSAT

Die Bahn eines mit einem Altimeter bestückte Satelliten ist äuß ren Gegebenheiten unterworfen. Fü eine präzis Bestimmung der Höh der Satellitenbahn, die sich direkt auf die Höhenbestimmun auswirkt, muà der Satellit höhe als 800 km fliegen, um einem gro- ße Einfluà der Atmosphär zu entgehen, der sich bei der Interpo- lation zwischen den gemessenen Bahnpunkten auf die Bahnhöh auswirkt und nicht präzis genug modelliert werden kann." Auf der anderen Seite muà er niedriger als 1500 km fliegen, da darübe die fü das Altimeter erforderliche Sendeleistung zu groà wird. Die Inklination der Umlaufbahn muà so gewähl sein, da sowohl eine gute Überdeckun als auch günstig Winkel zwischen auf- und ab- steigenden Umlaufbahnen zur Messung in zwei Richtungen sowie zur Ausgleichung und Kontrolle erzielt werden (Cheney u.a., 1986).

Die Satellitenbahnparameter des GEOSAT währen der Exact Repeat Mission (ERM) (Tabelle 2.2) entsprachen etwa denen des Satelliten SEASAT, dessen Bahnen zu Beginn so gelegt waren, da sie etwas versetzt nach 17.05 Tagen wiederholt wurden. SEASAT arbeitete 1978 nur etwas mehr als 90 Tage und es konnten keine längere Zeitreihen zur Erfassung der Dynamik der Ozeane gemessen wer-

2 Die GEOSAT-Mission -19-

den. Fü die Berechnung von Differenzen zur Bestimmung von Ver- änderunge waren daher weitere Messungen erforderlich. Gleiche Bahnen von SEASAT und GEOSAT ermöglichte dann sowohl den di- rekten Vergleich zwischen den Messungen beider Satelliten als auch die Übertragun vieler Anwendungen und Programmentwick- lungen von SEASAT auf GEOSAT. Abb. 2.1 zeigt die Umlaufbahnen beispielhaft fü einen Tag.

Abb. 2.1: Umlaufbahnen des GEOSAT eines Tages übe Land und Eis

Flughöh 780-820 km Inklination zur Äquatoreben 108' groß Halbachse der Umlaufbahn 71 62 km Exzentrizitä 0.0008 Periode 6037 s Umlaufe pro Tag 14.3 Wiederholrate 244 Umläufe 17.05 Tage

Tabelle 2.2: Parameter der Umlaufbahn währen der ERM

-20- 2 Die GEOSAT-Mission

2.3 Instrumentierung

Im folgenden werden kurz wesentliche Systeme des Satelliten zum besseren Verständni des Meßverfahrens der Datenaufzeichnung und der Auswertung beschrieben. Die fü die Altimetrie relevanten Systeme werden in den nachfolgenden Kapiteln ausführliche be- handelt, die Geometrie der Satellitenaltimetrie in Kap. 3, das Ra- daraltimeter - speziell übe Eis - in Kap. 4.

Al t imete r

Der einzige Beobachtungssensor auf GEOSAT war das Radaraltime- ter, das in ähnliche Bauweise schon sehr zuverlässi auf SEASAT gearbeitet hatte. Es arbeitete im Ku-Band (13.5 GHz) in einem soge- nannten "atmosphärische Fenster".

Das Altimeter mißt

- die Laufzeit des Signals zur Berechnung der Distanz zwischen Sa- tellit und Rückstreufläc

- die Form des zurückgestreute Signals zur Interpretation der Ei- genschaften der Rückstreufläch z.B. Wellenhöhe Rauhigkeit, Neigung oder Dielektrizitä

- die zurückgestreut Energie, aus der sich z.B. die Windgeschwin- digkeit am Boden ableiten läß da die Windgeschwindigkeit das Signal beeinflußt

Die Bahnbestimmung ist von zentraler Bedeutung fü die Bestim- mung von absoluten Höhe aus Messungen des Satellitenaltimeters. Bei GEOSAT erfolgte die Messung der Bahn mit Dopplerverfahren. GEOSAT sendete dafü Signale mit den Frequenzen 150 MHz und 400 MHz (siehe Kap. 3.3).

Steuerung, Ausrichtungs- und Geschwindi~keitskontrolle

Zur genauen Ausrichtung des Altimeters in den Nadir besaà der Sa- tellit ein Schweregradient-System, das gewährleiste sollte, da die Abweichung des Altimeters aus dem Nadir währen 98% der Ope- rationsdauer weniger als 1' betragen sollte. Am Satelliten befand sich dafü ein 6.10 m langer Ausleger mit einer Endmasse von 45 kg. Der Satellit selbst hatte ein Gesamtgewicht von 630 kg.

2 Die GEOSAT-Mission -2 1 -

Bahnmanöve

Fü die Durchführun von Bahnänderungsmanöve und fü die Stabilisierung des Satelliten in seiner Umlaufbahn war der Satellit mit einem Schubsystem ausgerüstet Es bestand aus sechs Düse und wurde mit Freon 14 versorgt, das dafü in Tanks mitgeführ wurde. Der Satellit konnte damit seine Geschwindigkeit sowie Roll- und Pitchwinkel veränder (Fra in u.a., 1987). Bahnkorrekturen wurden etwa einmal pro Monat durchgeführt damit die angestreb- te Bahn möglichs genau eingehalten werden konnte.

Datenaufzeichnung

Das Altimeter lieferte einen Datenstrom von 10.205 kbitls (=I10 MByteITag), der auf den zwei mitfliegenden Recordern alternierend aufgezeichnet wurde. Die Altimetermessungen und -einstellwerte wurden bereits im Satelliten komprimiert. Im Oktober 1989 konn- ten nach dem Defekt beider Recorder keine Messungen mehr ge- speichert werden. Ab diesem Zeitpunkt wurden nur noch die wäh rend der Überfliegun der Bodenstation gemessenen Daten über t ragen.

Kommunikation

Der Kontakt zum Satelliten erfolgte uber die Bodenstation in Laurel, Maryland, USA, die fü den Betrieb und die Steuerung zuständi war. Der Satellit überflo die Bodenstation zweimal pro Tag, wäh rend einer aufsteigenden und einer absteigenden Umlaufbahn. Die Aufzeichnungen wurden beim Überfliege der Bodenstation an diese mit Sendern, die im S-Band (2.2 GHz) arbeiteten, Übertragen Die Übertragungsrat betrug 833.4 kbitsls, der Überflu uber die Station dauerte etwa 15 Minuten. Die Steuerung erfolgte übe einen Befehlsvorrat, der im Satelliten gespeichert war und von der Bo- denstation aus aktiviert wurde.

2 .4 Datenprodukte und Datenverteilung

Nach der Aufzeichnung der Daten an der Bodenstation auf Analog- bände wurden die Daten im anschließende Verarbeitungsprozeà zu sogenannten SDRs (sensor data record) und WDRs (waveform data record) aufbereitet (Inhalt dieser Datensätz im Anhang).

Fü die ozeanographische Anwendung waren die SDRs wichtiges Zwischenprodukt. Sie enthalten Werte fü die Nadirabweichung und den Rückstreukoeffiziente (backscatter coefficient) , die aus den

2 Die GEOSAT-Mission

WDRs abgeleitet wurden. Die WDRs selbst enthielten fü die An- wendung übe dem Ozean ansonsten keine relevante Information.

Die SDRs wurden nach Rockville, Maryland, USA zum dortigen Re- chenzentrum der NOAA (National Oceanic and Atmospheric Admini- stration) geschickt, wo sie mit den Satellitenpositionen, Korrektur- werten fü Troposphär und Ionosphäre Gezeitenwerten usw. kom- biniert wurden, um die GDRs (geophysical data record) zu erzeugen.

Die GDRs sind das Standardprodukt und enthalten in komprimierter Form die notwendige Information. Die GDRs werden als komplette ERM verteilt, pro ERM benötige die GDRs etwa 60 MByte. Die SDRs und WDRs werden aufgrund der größer Datenmenge tageweise verteilt, die SDRs verbrauchen 365 MByte und die WDRs 950 MByte pro ERM. Die Nutzer erhalten die Datenprodukte von den Datenver- teilern der NOAA. Das AWI erhielt die GDRs übe LandIEis vom Na- tional Snow and Ice Data Center (NSIDC) in Boulder, Colorado, USA, die WDRs und SDRs übe das National Oceanographic Data Center (NODC) in Washington D.C., USA.

Fü die Auswertung von Altimetermessungen übe Eis müsse von beiden Organisationen aufbereitete und verteilte kombiniert werden.

Satellit Trackingnetz

o*=/ - - \ G ; : : / / - / - - --

I I 1 s-Band- 1 Telemetrie

I I I I I I I

Orbits 0 Archiv rQ

Daten wieder

Geoid

/Eis

Atmo-

Abb. 2.2: Schematische Darstellung des Datenflusses von der Altimeter- messung bis zum fertigen Datenprodukt

3 Satellitenaltimetrie -23-

3 Verfahren der Satellitenaltimetrie

3.1 Prinzip der Altimetermessung

Die Satellitenaltimetrie ist die Messung der Flughöh des Satelliten übe der Erdoberfläche Der Satellit dient als bewegte Plattform fü das Radaraltimeter, das kurze Impulse aussendet und nach Refle- xion an der Erdoberfläch wieder empfängt Die Höh des Satelliten übe der Erdoberfläch kann angenäher direkt nach (3.1) aus der Laufzeit des Signals bestimmt werden (Abb. 3.1).

mit a : Altimetermeßwert Flughöhe Distanz Satellit - Rückstreufläc C: Signalgeschwindigkeit At : Laufzeit

Energie 4 Plateau 1 Sendeimpuls 3.125 ns

/ / Ernpfangsfenster 60 * 3.125 ns Zeit

Abb. 3.1 : Laufzeitmessung des Radaraltimeters

Das Prinzip wird am Beispiel des GEOSAT-Altimeters erläutert Das Altimeter des GEOSAT arbeitete im Ku-Band mit einer Frequenz von 13.5 GHz oder entsprechend 2.2 cm Wellenlänge Die Altimeteran- tenne sendete ein eng gebündelte Signal mit einem ~ f f n u n g s - winke1 von 2O. Der Öffnungswinke einer Antenne ist der Winkel, übe den nahezu die gesamte Energie abgestrahlt wird und bei dem die Signalstärk am Rand auf die Hälft des Maximalwertes (= 3 dB) abgefallen ist. Das Altimeter des GEOSAT führt pro Sekunde 1024 Messungen durch. Die einzelnen Meßimpuls haben eine Läng von tpe = 102.4 PS, die um den Faktor K = 32768 auf eine Läng von tpa = 3.125 ns komprimiert sind (3.2). Die Komprimierung des Impul- ses erfolgt durch lineare Frequenzmodulation mit einem Frequenz-

3 Satellitenaltimetrie -25-

Fü den Empfang des Rückkehrsignal wird im Altimeter ein Fen- ster geöffnet das sich aus 60 Zellen von jeweils 3.125 ns Lange zu- sammensetzt (Abb. 3.1). Die zeitliche Läng einer Zelle ist gleich der Lange des Sendeimpulses. Im Empfangsfenster wird der fü die Laufzeitmessung wesentliche Teil des Rückkehrsignal mit der an- steigenden Flanke und dem sich anschließende Plateau aufge- zeichnet. Fü die Laufzeitmessung des Signals ist eine ausgeprägt ansteigende Flanke notwendig. Je besser die ansteigende Flanke ausgepräg ist, desto genauer kann die Laufzeit gemessen werden. Fü das zurückkommend Signal wird eine Laufzeit prädiziert die die ansteigende Flanke des Rückkehrsignal im Empfangsfenster zentrieren soll. Fü die Messung des Rückkehrsignal stehen von den 60 Zellen dann nur noch 30 zur Verfügung

Von der Bauart her ist das auf GEOSAT eingesetzte Altimeter ein impulsbegrenztes (pulse limited) Altimeter. Das Altimeter sendet einen sehr kurzen Impuls aus, damit die Laufzeit zum Nadirpunkt bestimmt wird, auch wenn das Altimeter nicht ganz präzis in den Nadir ausgerichtet ist. Da das Signal sehr kurz ist, wird die gesamte Reflexionsflache nicht gleichzeitig beleuchtet. Das Signal erreicht im Idealfall zuerst den Nadirpunkt und wird von dort reflektiert. Wenn das Impulsende den Nadirpunkt erreicht hat, kann aus dem Nadir keine Energie mehr reflektiert werden und aus der Re- flexionsflache wird ein Kreisring. Der Flächeninhal der Reflexions- fläch bleibt jedoch nahezu konstant, bis die durch den Abstrahl- winke1 des Altimeters festgelegte Grenze erreicht wird (Abb. 3.2).

Die Form des aufgezeichneten Signals besteht dann aus einer an- steigenden Flanke, die solange ansteigt wie sich die Reflexionsfläch vergrößer Daran schließ sich ein Plateau mit nahezu konstanter oder leicht abfallender Amplitude fü die Zeit gleich große Re- flexionsflache an. Das Abfallen des Plateaus des Rückkehrsignal entspricht der Abschwächun am Rande der Sendekeule. Die aus- laufende Flanke fäll außerhal des Empfangsfensters und wird nicht mehr aufgezeichnet.

-26- 3 Satellitenaltimetrie

reflektierende Fläch

Abb. 3.2: Veränderun der Reflexionsfläch und Zuordnung zum Rückkehrsigna

Daneben miß das Altimeter übe dem Ozean die Wellenhöh SWH (significant wave height), die sich in der Steilheit der ansteigenden Flanke des Rückkehrsignal abzeichnet.

SWH = f (WSCi, i=l,60) (3.4)

m i t SWH: W e l l e n h à ¶ h WSCi: korrigierter Wert der i-ten Zelle des Empfangsfensters

nach (waveform sample corrected)

Das Altimeter miß die empfangene Energie und berechnet daraus den Rückstreukoeffiziente (backscatter coefficient) oO. ~nderungen des Rückstreukoeffiziente werden durch unterschiedliche Dämp fung in der Atmosphär verursacht. Übe dem Ozean lassen sie sich mit der Windgeschwindigkeit korrelieren.

m i t oO: Rücks t r eukoe f f i z i en WSCi: korrigierter Wert der i-ten Zelle des Empfangsfensters

3 Satellitenaltimetrie

3.2 Geometrie der Satellitenaltimetrie

Die Geometrie bei der Höhenbestimmun zeigt die Abb. 3.3. Die ellipsoidische Höh h eines Punktes ergibt sich nach (3.6) aus der berechneten Bahnhöh herb des Satelliten übe dem Ellipsoid, von der der Altimetermeßwer a einschließlic der Kalibrierungswerte acal, die Gezeiteneinflusse tozean und tErde, die Ausbreitungseinflusse in der Ionosphär dIono und der Troposphär dTro und die Einflusse der Ozean- bzw. Eisoberfläch dRsF subtrahiert werden. Die berech- nete Bahnhöh weicht von der tatsächliche um den Wert d ab.

1

Satellitenbahn

instrumentelle Korrekturen

atmosphärisch Korrekturen

physikalische 1 Korrekturen

\

Satellit GEOSAT

Abb. 3.3: Geometrie der Altimetermessung

3 Satellitenaltimetrie -29-

Nivellement und Satellitenhöhenbestimmun noch so gering, da das Geoid hier nur unzureichend bekannt ist. Wegen der schwierig durchzuführende Messungen wird sich der Zustand in den kom- menden Jahren nur langsam verbessern.

3.3 Bahnbestimmung fü den GEOSAT

Die präzis Bestimmung der Umlaufbahn des Satelliten ist entschei- dend fü die Bestimmung absoluter Höhen Fehler der Bahnbestim- mung wirken sich direkt auf die Genauigkeit der Höhe aus.

Die Genauigkeit, mit der die Bahn bestimmt werden kann, ist ab- hängi von:

- der Art und Genauigkeit des Meßverfahrens mit dem der Satellit verfolgt wird,

- der Verteilung und den Fehlern in den Koordinaten der Beobach- tungsstationen,

- der Genauigkeit des Schwerefeldes, das fü die Modellierung der Satellitenbahn benutzt wird.

Dopplermessungen könne zu Satelliten durchgeführ werden, die kontinuierlich auf stabilen Frequenzen Signale senden. Die Genauig- keiten, die mit Dopplerverfahren erreichbar sind, liegen in der Grö ßenordnun von ± m.

In der Satellitengeodäsi haben Dopplerverfahren mit der Einrich- tung des TRANSIT-Systems eine weite Verbreitung erfahren und sich zu einem Standardverfahren entwickelt. Die global eingerichte- ten Beobachtungsnetze fü die Bahnbestimmung der Satelliten des Systems bieten ideale Voraussetzungen auch fü die Bahnbestim- mung anderer Satelliten, wenn sie Signale auf den Frequenzen sen- den, die von den Empfänger im Beobachtungsnetz aufgezeichnet werden können

Die fü diese Messungen einsetzbaren Dopplerempfänge sind kom- pakt gebaut und leicht zu transportieren, die Handhabung ist rela- tiv einfach und die Sendefrequenzen durchdringen die Atmosphäre so da kontinuierliche Messungen gewährleiste sind. Messungen müsse nicht im Satelliten gespeichert werden.

-30- 3 Satellitenaltimetrie

Die Bahnbestimmung beim GEOSAT erfolgte mit Dopplerverfahren. GEOSAT sendete Signale mit Frequenzen bei 150 MHz und 400 MHz, auf denen ebenfalls die Satelliten des TRANSIT-Systems senden (Anderle, 1986). Das ermöglich die Nutzung der fü die Bahnbe- stimmung der Satelliten des TRANSIT-Systems eingerichteten Be- obachtungsnetze, z.B. des TRANET (Transit Network) oder des OP- NET (Navy's Operational Network). Das TRANSIT-System bietet als ein global operierendes und genutztes System fü die Navigation und Positionsbestimmung die notwendigen Voraussetzungen fü die Bahnbestimmung des GEOSAT.

Fü die Altimetrie ist die Genauigkeit, die mit Dopplerverfahren zu erreichen ist, nicht ausreichend. Die Auswertung der Altimetrie übe dem Ozean behilft sich damit, da sie bei den Ausgleichungs- verfahren von einem übe länger Zeit konstant bleibenden Offset der Bahn ausgeht und die Abweichungen an den Kreuzungspunkten der Umlaufbahnen minimiert.

Die Beobachtungsstationen fü die Satellitenbahnmessung in fest eingerichteten Observatorien sind oft an Forschungsinstitute oder andere Institutionen gebunden, die sich zum größt Teil auf der Nordhemisphär befinden. Die Anzahl der Beobachtungsstationen ist auf der Nordhemisphär sehr viel größ als auf der Südhemi sphare und damit ist die Bahnbestimmung auf der Nordhemisphär genauer als auf der Südhemisphär Abhängi vom Meßverfahre ist die Anzahl der Beobachtungsstationen auf der Südhemisphä nur kurzfristig fü globale Projekte zu steigern.

Die Modellierung der Satellitenbahn. benötig ein hochaufgelöste Schwerefeld, das durch die harmonischen Koeffizienten des Feldes beschrieben wird. Die heute zur Verfügun stehenden Schwerefeld- modelle beruhen auf Satellitenbahnanalysen, Schwere- und Höhen messungen auf der Erde und Altimetermessungen.

Bei der Kugelfunktionsentwicklung des Potentials des Schwerefel- des ausschließlic aus Satellitenbahnanalysen endet die Empfind- lichkeit der Modellierung der harmonischen Koeffizienten etwa beim Grad 20 (Seeber, 1989), z.B. GEM-T1 (Marsh u.v.a., 1988), GEM-T2 (Marsh u.v.a., 1990) oder GEM-T3 (Lerch u.v.a., 1992). Die Genauigkeit dieser Modelle ist abhängi von der Anzahl und Vertei- lung der beobachteten Satelliten, vom Meßverfahre zur Bahnbe- stimmung und. der Anzahl und Verteilung der beobachtenden Sta- tionen.

3 Satellitenaltimetrie -31-

Die globalen Schweremodelle werden auf den Kontinenten verdich- tet durch die Nutzung von Schweremessungen zur Bestimmung mit- telwelliger Anteile etwa von 20 - 200 km und durch hochauflösen de Geländemodell zur Bestimmung kurzwelliger Anteile. Auf den Ozeanen erfolgt die Verdichtung durch Altimetermessungen. Mit der Nutzung der Altimetrie ist das Geoid im Bereich der Ozeane viel genauer bekannt als im Bereich der Kontinente.

Das genutzte Schwerefeld wirkt sich auf die Genauigkeit der Bahn- bestimmung eines Satelliten unterschiedlich aus, weil sich die Sa- telliten auf unterschiedlichen Bahnen bewegen und sich die Kräft des Schwerefeldes unterschiedlich auf jeden einzelnen Satelliten auswirken.

Fü einige Satelliten, die mit einem Altimeter ausgerüste waren, sind darum speziell angepaßt Modelle berechnet worden, fü GEOS-3 z.B. das Modell GEM-10 (Lerch u.a., 1979), fü SEASAT das Modell PGS- 133 1 (Lerch u.a., 1982) oder fü TOPEXIPOSEIDON das Modell PTGF-4A (Shum u.a., 1990). Die Bahnelemente des GEOSAT und des SEASAT sind ähnlich so da die SEASAT-Modelle auch fü die Bahnberechnung des GEOSAT verwendet werden.

Die in den GDRs enthaltenen Bahnkoordinaten wurden von der Navy Astronautics Group (NAG) in Point Mugu, Kalifornien, USA, berechnet (Cheney u.a., 1987). Der Satellit wurde dafü auf den OP- NET-Stationen mit Dopplerverfahren beobachtet. Die Modellierung der Satellitenbahn erfolgte mit dem Erdmodell GEM-10 (Goddard Earth Model 10), das 1978 aus Satellitenbahnbeobachtungen und terrestrischen Schweremessungen berechnet worden war. Das Modell hat eine Koeffizientenentwicklung des Schwerepotentials bis zum Grad 1=22. Es schließ noch keine Altimetermessungen ein. Nachfolgemodelle wie GEM- 1 OA, GEM- 1 OB und GEM- 10C beziehen dann bereits Altimetermessungen von GEOS-3 ein, mit der Folge, da das im Meeresbereich bislang unzureichend bekannte Erdmodell nun im Ozeanbereich sehr viel genauer bekannt ist als im Bereich der Kontinente.

Die Standardabweichung der berechneten Koordinaten wird mit k4 m abgeschätzt Die Abweichung der berechneten Satellitenbahn von der tatsächliche bleibt jedoch übe lange Distanzen von einigen tausend Kilometern konstant, so da in den angewendeten Ausgleichungsverfahren diese Abweichung als Unbekannte einge- führ werden kann. In der Auswertung der Altimetermessungen übe dem Ozean wird durch Ausgleichung der Kreuzungspunkte der

-32- 3 Satellitenaltimetrie

auf- und absteigenden Satellitenbahnen eine wesentliche Verbesse- rung erzielt und die verbleibenden Residuen liegen im Bereich von k10 Cm. Bei ausgewählte Bahnen des GEOSAT verblieben bei der Bahnbestimmung mit GEM-T1 Residuen von k2.9 m, mit GEM-T2 von k l . l m (Marsh u.v.a., 1990, Haines u.a., 1990).

3.4 Korrekturen der Altimetermessung

Aufgrund bekannter Einflüss bei der Höhenbestimmun nach (3.6) sind Korrekturen notwendig:

- Abweichung der modellierten Bahn von der tatsächliche Bahn

In Abhängigkei vom Verfahren der Bahnbestimmung und -mo- dellierung beträg dieser Fehler etwa k2 m. Er ist langwellig, so da er sich bei der Modellierung kurzer Bahnstück als konstan- ter Einfluà auswirkt und bei der Ausgleichung herausfällt

- Instrumentelle Einflüss

Die Radartechnik selbst begrenzt die Genauigkeit, mit der die Laufzeit des Altimetersignals bestimmt wird. Die Entwicklung der Radartechnik ermöglich fü die Distanzbestimmungen immer präziser Messungen. In der Satellitenaltimetrie steigerte sich die Genauigkeit der Radarmessung von k50 cm bei GEOS-3 bis auf k10 cm bei SEASAT und GEOSAT und liegt bei ERS-1 und TOPEXI POSEIDON bei etwa k5 cm (Kolenkiewicz und Martin, 1987).

- Einflüss entlang des Signalweges

Die Radarwellen werden durch die Eigenschaften des inhomoge- nen Ausbreitungsmediums Atmosphär beeinflußt Refraktion, Dispersion und Absorption wirken sich auf die Laufzeit und die Amplitude des Signals aus. Die Ausprägun dieser Effekte häng vom Zustand des Mediums und von den Parametern der Radarwellen (Frequenz, Amplitude, Ausbreitungsrichtung, Phase, Polarisation) ab. Diese Einflüss lassen sich zum Teil durch Mo- delle beschreiben. Es bleiben jedoch Effekte, die sich auf die Laufzeitmessung als systematische oder zufällig Fehler auswirken.

3 Satellitenaltimetrie -33-

- Einflüss durch die Rückstreufläc

Die Interpretierbarkeit des Rückkehrsignal häng wesentlich von den Eigenschaften der Reflexionsfläch ab. Das Signal/Rausch- Verhältnis die empfangene Energie und das Setzen eines Schwellwertes fü die ansteigende Flanke des Signals wirken sich auf die Qualitä der Laufzeitmessung aus. Die Auswirkungen der speziellen Einflüss auf die Altimetermessung übe Eis wird in Kap. 4 ausführliche behandelt.

Fehlerart

Alt imeter

Rücks t reu f läc

S igna lausbre i - t u n g

Gezeiten

Geoid

B a h n b e s t i m m u n

Quelle

Tracker Bias

Bias Drift

Data time tag

I n s t r - R a u s c h e n

Luf td ruck

Wel lenhöh

freie Elektronen in der Ionosphär

Luftmassen der Troposphär

Wassergehalt der Troposphär

Wolken, Regen

Ozeangezeiten

Gez. d. festen Erde

Massenver t e i lung der Erde

Schwerefe ld

a tmosphär i sch R e i b u n g

S o n n e n s t r a h l u n g

Sta t ionsbes t immung

Amplitude (Cm)

Wellenläng (km)

Tabelle 3.1 : Fehlerhaushalt der Altimetermessung

-34- 3 Satellitenaltimetrie

Der Fehlerhaushalt der Altimetermessung (Tabelle 3.1) wurde nach Tapley u.a. (1982), Lybanon und Crout (1987) und W a g n e r (1989) zusammengestellt. Die Zusammenstellung beruht im wesentlichen auf Erfahrungen und Abschätzunge des SEASAT-Altimeters. Übe die Effektivitä der Korrekturen fü die Höhenbestimmun mit dem GEOSAT-Altimeter und die verbleibenden Residuen schreiben R a y u.a. (1991). Sie gilt grundsätzlic fü alle Altimeter, ist fü neue Altimeter jedoch entsprechend den Gerätemodifikatione und Weiterentwicklungen anzupassen.

3.4.1 Gezeiten

Die Höhenbestimmun aus der Altimetermessung muà um die Ein- flüss der Gezeiten des Ozeans und der festen Erde korrigiert wer- den. Die Beträg der Einflüss auf die Höhenbestimmun liegen bei den Ozeangezeiten bei 100 cm und bei den Gezeiten der festen Erde bei 20 Cm. Die Bestimmung der Korrekturen ist fü den Ozeanbe- reich mit einer Genauigkeit von k10 cm und bei der Gezeiten der festen Erde von k2 cm möglich Bei der Untersuchung der Ozeange- Zeiten haben Cartwr igh t und Ray (1991) Testgebiete im offenen Ozean untersucht und zum Teil größe Abweichungen zwischen den verwendeten Gezeitenmodellen festgestellt. Dieses gilt ins- besondere fü Randmeere, fü die an die lokalen Gegebenheiten an- gepaßt Modelle zu verwenden sind. Sind keine speziellen Modelle verfügbar sind die Residuen größe

Fü die Berechnung der Ozeangezeiten werden globale Gezeitenmo- delle herangezogen, z.B. nach Schwiderski (1980) oder Hendershott (1977). Fü das Modell von Schwiderski (1980) ist ein globales 1"- Raster mit Werten von 11 Partialtiden im eintägigen halbtägige und langperiodischen Bereich vertafelt. In diesem 1"-Raster werden dann fü einen bestimmten Ort und eine bestimmte Zeit Werte in- terp ~ l i e r t .

Die Schelfeise schwimmen auf dem Ozean und machen die Gezeiten- bewegungen des Ozeans im wesentlichen mit. Die Bewegungsfrei- heit ist jedoch dadurch eingeschränkt da sie an den Ränder auf- liegen. Fü die Bestimmung des Gezeiteneinflusses fü ein Schelfeis ist darum ein speziell angepaßte Gezeitenmodell notwendig, wie es z.B. auch fü Randmeere erforderlich ist. Solche Modelle stehen nicht zur Verfügung

3 Satellitenaltimetrie -35 -

Auf dem Ekströmise werden im geophysikalischen Observatorium der Georg-von-Neumayer-Station Gezeiten mit einem Gravimeter und mit Neigungsmessern registriert. Die gezeitenbedingte Dynamik des Ekströmise behandelt Kobarg (1988), der Schwere-, Neigungs- und Strainmessungen des geophysikalischen Observatoriums und der geophysikalischen Traverse währen der Expedition ANT V be- arbei te t .

Die Anbindung der Gezeiten des Ekströmise an die Gezeiten des Ozeans geben T e z k a n und Yaramanc i (1992) in der Untersuchung einer Zeitreihe von gleichzeitigen Schweremessungen des geophysi- kalischen Observatoriums und Pegelmessungen eines im Ozean ver- ankerten Druckpegels, etwa 10 km vor der Schelfeiskante, vom 27.02.1987-17.01.1988.

Die Werte fü die Gezeiten des Ozeans und der festen Erde werden mit den GDRs verteilt (Cheney u.a., 1987). Die Ozeangezeiten wur- den von der NOAA entlang der Subsatellitenbahn nach Schwiderski (1980) interpoliert. Die Berechnung der aktuellen Erdgezeiten er- folgte ebenfalls entlang der Subsatellitenbahn nach Verfahren und Gezeitentabellen von Cartwright und Tayler (1971) und Cartwright und Edden (1973).

3.4.2 Ausbreitung der Radarwellen in der Atmosphare

Die Erdatmosphär wird fü technische Anwendungen vereinfacht nach den Auswirkungen auf die Signalausbreitung in die Tropo- sphär und die Ionosphare unterteilt. Die Troposphär ist der unte- re Teil der Atmosphare, in der die Wellen durch Wasserdampf, temperaturbedingte Luftschichtung und Luftdruck beeinfluß wer- den. In der darüberliegende Stratosphär und insbesondere der Ionosphäre die bis etwa 1000 km Höh reicht, wirken sich freie Elektronen auf die Signalausbreitung aus.

Der Einfluà der Ionosphare auf die Höhenmessun ist abhängi von der Anzahl freier Elektronen in der Ionosphare und damit von der Sonneneinstrahlung. Den Einfluà auf die Distanzmessung schätz W a g n e r (1989) mit bis zu k20 cm, die verbleibenden Residuen mit k 3 cm ab. Die Auswirkung auf das Signal ist frequenzabhängi ( L e i g h u.a., 1988), hohe Frequenzen von z.B. 20 GHz werden weni- ger beeinfluß als niedrigere, jedoch schließ die Dämpfun der At- mosphär sehr hohe Freqenzen aus. Die Messung mit zwei Frequen- zen ermöglich die Modellierung dieses Einflusses. Hochgenaue Alti-

-38- 3 Satellitenaltimetrie

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -39-

4 Hohenbestimmuna Ãœbe Eis mittels Satellitenaltimetrie

Die Anwendung der Satellitenaltimetrie uber Eis unterscheidet sich von der Ÿbe dem Ozean insbesondere durch folgendes:

- die Signalverfolgung muà flexibler auf Änderunge der Distanz und der Eigenschaften der Reflexionsfläch reagieren

- das Altimeter muà präzise in den Nadir ausgerichtet sein, da sich Nadirabweichungen und Geländeneigunge Überlager

- die fü die Ozeananwendung entwickelten Ausgleichungsverfah- ren zur Bahnverbesserung sind nur zum Teil fü die Anwendung übe Eis geeignet

- die fü den Ozean aus der Signalform abgeleiteten Werte fü Wellenhöh und Nadirabweichung sind nicht auf die Anwendung Ÿbe Eis Übertragba

4.1 Aktive Radarverfahren

Radarverfahren sind von große Bedeutung fü die präzis Entfer- nungs- und Bewegungsbestimmung. Wesentliche Entwicklungen der Radartechnik sind durch Anwendung in Navigation und Ver- kehrsüberwachun vorangetrieben worden.

In der Fernerkundung werden aktive Radarverfahren u.a. fü fol- gende Anwendungen genutzt:

- präzis Distanzmessung mit Altimetern

- abbildende Radarverfahren, z.B. SAR (Synthetic Aperture Radar), fü die Beobachtung von Wolkenstrukturen, Niederschlagspara- metern, Windfeldern, Wellenstrukturen und -richtungen u.ä

Die eingesetzten aktiven Radarverfahren arbeiten unabhängi von Wetter und Sonnenstand. In der Atmosphär befinden sich im Be- reich der Mikrowellen lokale Ausbreitungsfenster, in denen die Dämpfun der Mikrowellen durch Wolken, Regen oder Nebel mini- mal ist. Das macht aktive Radarverfahren daher hervorragend ge- eignet fü die flächendeckend Beobachtung schwer zugängliche Gebiete, wie der Ozeane oder der polaren Eisschilde. In den polaren Zonen sind wegen der dort vorherrschenden Wetterbedingungen

-40- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

und der langen Dunkelheit währen der Winter nur Radarverfah- ren fü die ganzjährig Beobachtung einsetzbar.

Fü die Bestimmung physikalischer Eigenschaften des Schnees, wie Trockenheit oder Feuchtigkeit, sind Radarverfahren sehr gut geeig- net, weil sich die physikalischen Eigenschaften des Schnees in der zuruckgestreuten Energie oder der Form der Ruckkehrsignale ab- zeichnen.

In der Glaziologie werden aktive Radarverfahren weiterhin z.B. zur Messung der Eisdicke und zur Bestimmung interner Strukturen von Schelfeisen oder Gletschern eingesetzt (Bogorodsky u.a., 1985). Das Radar ist auf einem Schlitten, unter einem Flugzeug oder Hub- schrauber montiert. Auf dem Ekströmise und dem Filchner-Ron- ne-Schelfeis werden diese Verfahren z.B. von der Universitä Mün ster eingesetzt (Thyssen und Grosfeld, 1988).

Allen Anwendungen gemeinsam ist die Radargleichung (4.1), die den Zusammenhang zwischen Sende- (Ps) und Empfangsleistung (Pe) fü ein Objekt in Richtung der Hauptsendekeule unter ideali- sierten Bedingungen liefert (Skolnik, 1970, S. 2-4).

mit: Pe Empfangsleistung PS Sendeleistung Aw Antennenwirkfläch der Empfangsantenne o Radarrückstreufläc (radar Cross section) a Distanz X Wellenläng

Entscheidend fü die Empfangsleistung (Pe) ist die sogenannte Ra- darrückstreufläc er, die in der Literatur auch als Radarrückstrahl fläch bezeichnet wird. Sie bezeichnet die Ruckstrahlfähigkei eines Radarziels. Von der Dimension her ist sie eine Fläch und berück sichtigt sämtlich Effekte des jeweiligen Radarziels, die zum Rück kehrsignal beitragen und meistens sehr heterogene Eigenschaften aufweisen.

Die Antennenwirkfläch (Aw) und die Wellenläng (X) des Signals sind Konstanten des eingesetzten Altimeters. Der Einfluà unter- schiedlicher Flughöh (a), die durch die Erdabplattung hervorge- rufen wird, wirkt sich auf die Empfangsleistung (Pe) maximal mit etwa 10% aus. -

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -4 1 -

4.1 .1 Radarruckstreuflache (radar Cross section)

Fü die Distanzmessung nutzt die Radartechnik das Reflexionsver- möge angestrahlter Ziele. Die Radarwellen werden an Grenzschich- ten zwischen unterschiedlichen Medien reflektiert und gelangen zur Empfangsantenne zurück Ein Teil der Radarwellen dringt in Ab- hängigkei von den Eigenschaften des angestrahlten Körper mehr oder weniger tief in den Körpe ein und wird an Teilen, die klein gegenübe der Wellenläng sind, gestreut. Ein Teil dieser ins Me- dium eingedrungenen Wellen verläà das Medium wieder und ge- langt zur Empfangsantenne. Reflexion an der Oberfläch und Streu- ung im angestrahlten Körpe wirken komplex zusammen und sind von zeitlich und örtlic schwankenden Ursachen abhängig deren Zusammenhäng meistens nicht bekannt sind.

Bei Meerwasser ist die Eindringtiefe des Signals äußer gering, so da in der Praxis nur die Reflexion an der Meeresoberfläch be- rücksichtig wird.

Die fü die Höhenbestimmun relevante reflektierende Fläch wird als Footprint bezeichnet. Idealerweise ist es eine vollständi ausge- leuchtete reflektierende Kreisfläch (Abb. 3.2). Dabei wird fü den Footprint zwischen nachfolgenden Definitionen unterschieden:

Das Altimeter des GEOSAT war von der Bauart her ein impulsbe- grenztes Altimeter (Kap. 3.1). Fü die reine Laufzeitmessung wird nur die ansteigende Flanke des Rückkehrimpulse benötig (Abb. 3.1). Diese ist voll ausgebildet, wenn das Impulsende den Nadir- punkt erreicht hat und reflektiert wurde. Der durch die Impuls- läng begrenzte Durchmesser DPLF (pulse limited footprint) nach (4.2) ist abhängi von der Impulsläng (tpa = 3.125 ns), der Flug- höh der Satelliten (a = 800 km) und der Signalgeschwindigkeit (C = 300000 kmls).

Im Empfangsfenster fü das Rückkehrsigna kann nur ein Teil der reflektierten Energie empfangen werden. Der größ Teil der zu- kommenden Energie liegt außerhal des Empfangsfensters und geht verloren. Der Durchmesser DAGC (automatic gain control) bezeichnet die Fläche von der die reflektierte Energie im Empfangsfenster aufgezeichnet werden kann. Der Durchmesser ist abhängi von der Lage der ansteigenden Flanke im Empfangsfenster. Liegt sie in der Mitte, ergibt sich der Durchmesser des Footprints nach (4.3).

-42- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

Der Durchmesser DBLF (beam limited footprint) des Footprints wird durch den ~f fnungswinke l (8 =2O) der Sendeantenne nach (4.4) be- stimmt. Fü impulsbegrenzte Altimeter ist e r nicht relevant.

DBLF = a * tan 8 = 28 km (4 .4)

Um die gesamte zurückkommend Energie zu empfangen, müß das Empfangsfenster sehr viel länge geöffne sein. Bei einem Öff nungswinkel der Antenne von 2' wäre 250 Zellen von 3.125 ns notwendig. Fü die reine Laufzeitmessung ist das nicht erforderlich. Hier wird ein möglichs kleiner Durchmesser angestrebt, der zu ei- ner ausgeprägte ansteigenden Flanke führ (siehe auch Abb. 3.2).

Die beschriebenen Durchmesser gelten fü ruhige Ozeanoberflächen Sobald Wellen vorhanden sind, wächs die Fläch des Footprints an, da Wellenberge zeitlich frühe reflektieren als Wellentäle und da- durch die maximale Amplitude des Rückkehrsignal etwas späte erreicht wird. Bei einer Wellenhöh von 1 m beträg der Durchmes- ser DPLF des Footprints 3.1 km, bei 2 m bereits 4.0 km und bei 5 m z.B. 6.0 km.

~ b e r Eis ist der Footprint aufgrund der Oberflächeneigenschafte und des Eindringverhaltens des Signals von vornherein größ als übe ruhigem Ozean und liegt in der Größenordnu zwischen 2-10 km. Die Gröà läà sich bei gut zu interpretierenden Rückkehr signalen aus der Breite der ansteigenden Flanke ableiten, die genaue Bestimmung des Durchmessers des Footprints ist jedoch nicht möglich

Bei sich ändernde Topographie mit Geländeformen die kleiner als der Footprintdurchmesser sind, ist eine Auflösun dieser Formen nicht möglich Die Distanzmessung wird jedoch durch diese Formen beeinflußt so da die Distanz nicht korrekt bestimmt werden kann.

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -43-

4.1.2 Signalverfolgung

Die Signalverfolgung mit einem sogenannten alß-Tracke zentriert das Empfangsfenster auf die ansteigende Flanke des Rückkehr signals, fü das als Schwellwert die Hälft der erwarteten Ampli- tude gesetzt wird. Die Laufzeitanpassung erfolgt nach den Formeln (4.5) und (4.6). Dabei sind a n + l , an und an-1 die prädizierte Altimeterdistanzen, an und an-1 die prädizierte Distanzände rungen fü die Zeitpunkte n+1, n und n-1, Asn-1 ist die Differenz des vom Altimeter gemessenen Wertes zum prädizierte Wert und At ist die Zeitdifferenz zwischen zwei Laufzeitanpassungen. Fü a und à werden angepaß an das jeweilige Altimeter und abhängi vom Modus der Signalverfolgung spezifische Parameter gesetzt.

Dieses Verfahren funktioniert sehr gut übe dem Ozean, da hier nur sehr geringe Laufzeitanderungen auftreten und sich die Amplitude des Rückkehrsignal aufgrund der Rückstreueigenschafte des Oze- ans gut prädiziere laßt Übe Land oder Eis dagegen ist die ansteigende Flanke fü die Signalverfolgung schwieriger zu erken- nen, weil sich die Distanz und damit auch die Laufzeit übe den Land- oder Eisfläche ebenso wie die Rückstreueigenschafte lokal sehr schnell ändern Bei Höhenänderung wird das Empfangsfen- Ster dynamisch angepaßt Der a /ß-Tracke arbeitet jedoch träg und verschleppt damit häufi die Anpassung an die aktuelle Höhe Sobald die Distanzänderunge zu groà sind, liegt das Rückkehrsigna außerhal des Empfangsfensters, und es erfolgt keine Laufzeitmes- sung. Die Signalverfolgung des GEOSAT-Altimeters war gegenübe dem des SEASAT zwar verbessert worden (Zwally u.a., 1987a), d o c h verblieben auch bei GEOSAT-Messungen übe Eis groß Da- tenlücken Bei den verbleibenden Messungen besteht die Notwen- digkeit, die Unzulänglichkei der Distanzbestimmung in Echtzeit übe Land oder Eis durch das Retracking (Kap. 4.2) zu verbessern.

Bei Signalverlust schaltet das Altimeter in einen Suchalgorithmus. Der Suchalgorithmus setzt das Empfangsfenster 1 ps vor die ge- schätzt Echoposition und verschiebt das Fenster danach um jeweils 50 ns bis das Echo wieder empfangen wird (Par t ington, 1988). Übe Eisoberfläche mit einer Neigung von übe 1.0' oder übe Eisflä chen mit Neigungsänderunge von 0.5O gelingt es dem Altimeter

-44- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

meistens Ÿbe einen längere Zeitraum nicht, das Rückkehrsigna wieder zu empfangen. Ein Signalverlust tritt z.B. bereits beim Über gang vom Meereis auf groß Tafeleisberge auf ( M c I n t y r e und C u d - lip, 1986).. Da jedoch unabhängi von der Funktion des Altimeters Laufzeiten Übertrage werden, ähnel der Verlauf des Höhenprofil dann einer Sägezahnkurve die durch fortlaufendes Suchen des Sig- nals entsteht. Fü die Messung bedeutet der Signalverlust den Ausfall von 5 s Meßzei oder umgerechnet eine Lück von 30-35 km im Höhenprofil

Die maximal zulässig Höhendifferen (hratemax) (4.7) zwischen zwei aufeinanderfolgenden Altimetermessungen beträg k14 m.

Bei der Analyse der GEOSAT-Daten hat sich jedoch gezeigt, da das Meßsigna bereits bei einer Differenz von etwa 10 m verlorengeht. Übe Eis treten Differenzen in dieser Größenordnu häufi auf. Zudem ist hier die Rückstreuun des Signals oft sehr viel schwäche und damit das SignalIRausch-Verhältni ungünstig Dadurch ver- stärke sich die Probleme der Signalverfolgung.

4.1.3 Radarmessung Ÿbe Schnee- und Eisflachen

Das Rückkehrsigna der Altimetermessung Ÿbe Schnee- bzw. Eis- fläche setzt sich im wesentlichen aus zwei Anteilen zusammen:

- Reflexion an der Schnee- bzw. Eisoberfläch - Rückstreuun aus dem oberen Schnee- bzw. Eiskörpe

Die Altimetrie benötig fü die Laufzeitmessung den von der Ober- fläch reflektierten Anteil des Signals, der die ansteigende Flanke bildet. Der ins Eis eindringende und von dort zurückgestreut An- teil vergröße die relative Amplitude des Rückkehrsignal und verlänger die ansteigende Flanke des Signals. Die Laufzeit wird da- durch zu lang bestimmt. Fü die korrekte Bestimmung der Laufzeit Ÿbe Eis ist die Kenntnis der Schnee- bzw. Eiseigenschaften erfor- derlich, um diese Anteile trennen zu können

Wesentlich fü die Gröà der oben genannten Anteile ist die Durch- lässigkei des Schnee- bzw. Eiskörper fü die Radarwellen. Die Durchlässigkei wird z.B. Ÿbe die Eindringtiefe angegeben. Als Ein- dringtiefe wird die Tiefe bezeichnet, in der die Energie des Signals auf 11e (=0.37) reduziert ist. Sie läà sich bei niederen Mikrowel-

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -45-

lenfrequenzen mit zufriedenstellender Genauigkeit übe die kom- plexe Dielektrizitätskonstant beschreiben. In der Gleichung der Dielektrizitätskonstante (4.8) beschreibt der Realteil (E') im wesentlichen die Richtung der Wellenausbreitung und den Refle- xionsanteil beim Ubergang von einem Medium zum anderen. Der Imaginärtei (E") gibt die Verluste im Medium an. Die Gleichung (4.9) fü die Eindringtiefe gilt fü Medien mit E'VE' < 0.1, z.B. Eis, sie gilt jedoch nicht fü Wasser.

E" von Wasser ist sehr viel größ als E" von Schnee, so da die Ein- dringtiefe der Radarwellen im wesentlichen vom Wassergehalt des Schnees abhängt Der Wassergehalt der oberen Schneeschichten häng von der Temperatur ab (Abb. 4.1).

reines Eis -1

- Volumenwassergehalt (X) Frequenz (GHz)

Abb. 4.1: Eindringtiefe des Radarsignals ins Eis in Abhängigkei vom Volu- menwassergehalt bei unterschiedlichen Frequenzen (a) und der Frequenz bei unterschiedlichen Eisarten (b) nach U/aby (1 982, S. 850 und S. 849). Das GEOSAT-Altimeter arbeitete mit 13.5 GHz.

-46- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

Die reflektierte Energie häng bei feuchtem Schnee ab von: - den flüssige Anteilen im Schnee - der Rauhigkeit der Schneeoberfläch - der KorngröÃ

und bei trockenem Schnee von: - der Schneehöh und -dichte - der horizontalen Schichtung im Schnee- bzw. Eiskörpe - der KorngröÃ

Durch den jahreszeitlichen Temperaturgang in der Antarktis, insbe- sondere in den küstennahe Bereichen, bilden sich Sommer- und Winterschichten mit unterschiedlichen Reflexionseigenschaften aus, die unter Umstände in den Rückkehrsignale des Altimeters zu erkennen sind oder durch die Analyse sehr vieler Signale bestimmt werden können

Unterschiedliche Rückkehrsignal zwischen den Messungen im Sommer und Winter und zwischen verschiedenen Regionen der Antarktis und Grönland zeigt Part ington (1988) (Abb. 4.2), der sehr viele Rückkehrsignal normiert, differenziert und die differen-

Grönlan ,I%:'.,>, Januar

Differenzen ,Y L ---. . -

Grönlan

72.0 - , gemittette 70.5 - - - Waveforms ' 6 8 5 - - - -

Abb. 4.2: Gemittelte und normierte Rückkehrsignal von unterschiedlichen Breiten in Grönlan vom Januar und Juli aus Partington (1988, Seite 140)

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -47-

zierten Signale analysiert hat. In der jeweils wärmere Jahreszeit ähnel die Form der Rückkehrsignal denen vom Ozean, weil die oberen Schichten wärme und damit feuchter sind und das Altime- tersignal zum große Teil von der Oberfläch reflektiert wird. In der kältere Jahreszeit dringt das Signal tiefer in den Schnee ein, weil die oberen Schichten durch die tieferen Temperaturen trocke- ner und fü das Signal durchlässige sind. Der eindringende Anteil wird vom Altimeter etwas späte empfangen und dadurch verflacht die ansteigende Flanke.

Fü diese Analyse sind allerdings sehr viele Signale notwendig, um zu zuverlässige Aussagen zu kommen, da der Informationsgehalt in einem einzelnen Rückkehrsigna viel zu gering ist. Die Anzahl der fü die Arbeit vorliegenden Rückkehrsignal vom Ekströmise ist zu gering, um derartige Analysen durchführe zu können

Fü die Distanzbestimmung ist nur der Oberflächenantei im Rück kehrsignal relevant. Der ins Eis eingedrungene Anteil vergröße die Amplitude des Signals. Mit der sich dann ergebenden Amplitude änder sich der Schwellwert und damit der Zeitpunkt innerhalb des Signals fü die Distanzmessung. Wird das nicht berücksichtigt wird die Distanz vom Altimeter systematisch zu lang bestimmt.

4.1.4 Ruckkehrsignale (waveforms)

Von der Idealform des Rückkehrsignals wie die Abb. 3.1 sie zeigt, weichen fast alle Rückkehrsignal ab, weil die aktuellen Meßbedin gungen nicht den idealen Bedingungen entsprechen.

Die Abb. 4.3 zeigt idealisierte Rückkehrsignal fü verschiedene Wellenhöhe und Nadirabweichungen. Mit dem Anwachsen der Wellenhöh verbreitert sich die ansteigende Flanke des Rückkehr signals und damit wird die Positionierung der ansteigenden Flanke sowie die Laufzeitmessung ungenauer. Bei Nadirabweichungen des Altimeters erreicht die ansteigende Flanke nicht die maximale Am- plitude und verschlechtert damit ebenfalls die Laufzeitbestimmung. Die Abb. 4.4 zeigt idealisierte Signale, die in dieser Form nicht ge- messen werden, weil diese und andere Effekte kombiniert auf- treten mit der Folge, da sich die einzelnen Effekte im Rückkehrsig nal überlager und insbesondere übe Schnee und Eis die Laufzeit- bestimmung erheblich verschlechtern oder die Signalverfolgung verh indern .

-48- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

- 9 29.5 59 19 29.5 59

Empfangszelle Empfangszelle

Abb. 4.3: Einfluà von Wellenhöh (a) und Nadirabweichung (b) auf das Rückkehrsigna nach Martin u.a. (1 983)

Abb. 4.4 zeigt Beispiele von Rückkehrsignale vom Ozean, vom Meereis und vom Schelfeis. Die Rückkehrsignal sind durch den automatischen Amplitudenausgleich (automatic gain control, AGC) normiert, die Höh der Amplitude besagt daher nichts übe die empfangene Energie. Die Rückkehrsignal zeigen folgende typische Eigenschaften.

Die Signale übe dem Ozean weisen ein günstige SignallRausch- Verhältni auf und die ansteigende Flanke ist gut interpretierbar. Die Rückkehrsignal vom Schelfeis weisen ein ungünstigere Signal1 Rausch-Verhältni auf, die ansteigende Flanke ist z.T. recht gut in- terpretierbar, sie befindet sich jedoch häufi nicht in der Mitte des Empfangsfensters und macht damit das Retracking (Kap. 4.2) erfor- derl ich.

Bei den Rückkehrsignale vom Meereis fäll die steil ansteigende Flanke und das ebenso schnelle Abfallen der Amplitude im Signal auf. Das ist bedingt durch die Eigenschaften des Meereises. Die ansteigende Flanke befindet sich wie bei den Signalen vom Ozean in der Mitte des Empfangsfensters, da das Meereis nur geringe Höhen variationen aufweist. Besonders deutlich wird aber übe dem Meer- eis, da sich die Rückkehrsignal aus unterschiedlich gut re- flektierenden Komponenten innerhalb des Footprints zusammenset- zen. Gut reflektierende Meereisfläche beeinflussen das Rückkehr signal so stark, da z.B. die schwäche reflektierenden Fläche des Schelfeises im Rückkehrsigna untergehen. Mit Rückkehrsignale

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -49-

vom Meereis befassen sich z.B. Chase und Holyer (1990) zur Alters- klassifizierung von Meereis.

Abb. 4.4: Rückkehrsignal des GEOSAT vom Ozean, vom Meer- und Schelfeis

Abb. 4.5 zeigt Rückkehrsignal der Altimetermessung übe Schnee und Eis und deren Besonderheiten, die durch Eindringen des Sig- nals, geneigte Reflexionsfläch und Höhenänderu der Reflexions- fläch hervorgerufen werden. Der Satellit fliegt von rechts nach links, die Eisoberfläch fäll ab. Bei der ersten Messung ist die Eis- oberfläch eben, das Signal wird aus dem Nadir reflektiert, die an- steigende Flanke ist ausgepräg und die Amplitude setzt sich aus der reflektierten Energie der Oberfläch und des "Eiskörpers zu- sammen. Bei der zweiten Messung übe geneigter Eisoberfläch kommt die zuerst reflektierte Energie nicht aus dem Zentrum der Sendekeule und das Signal erreicht das Empfangsfenster etwas ver-

-50- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

spätet Im Rückkehrsigna bleibt die empfangene Energie nach der ansteigenden Flanke konstant. Das Signal ist zeitlich nach hinten verschoben. Bei der dritten Messung fäll die Eisoberfläch steiler ab und die Neigung der Eisoberfläch ist gleich dem halben Öff nungswinkel der Altimeterantenne. Das Rückkehrsigna erreicht das geöffnet Empfangsfenster verspäte und wird nur zum Teil regi- striert. Die zuerst reflektierte Energie stammt vom Rand der Sende- keule mit schwächere Sendeleistung, die Amplitude steigt nach der ansteigenden Flanke weiter an.

Umlaufbahn Flugrichtung --+

Form der Rückkehrsignal

zurückkommend

Abb.: 4.5: Charakteristika der Altimetermessung übe Eis

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -5 1-

4.2 Retracking

Unter Retracking ist die Verbesserung der Distanzmessung des Alti- meters durch Analyse des Rückkehrsignal zu verstehen. Das Emp- fangsfenster fü das zuruckkommende Signal wird in Abhängigkei von der Laufzeit des Signals so positioniert, da die Fenstermitte mit der ansteigenden Flanke des Rückkehrsignal zusammenfällt Da dieses in Echtzeit erfolgt, gibt es uber Eis Differenzen zwischen der Fenstermitte und der ansteigenden Flanke. Diese notwendigen Verbesserungen sind umso größe je stärke sich die Höhengradi enten ändern

Beim Retracking haben sich aufgrund der Anwendungsziele unter- schiedliche Vorgehensweisen etabliert.

1) first return - Schwellwertverfahren

Bei diesem Verfahren wird der erste Anstieg des Signal übe dem Rauschpegel gesucht und fü die Laufzeitbestimmung verwendet. Dafü muà ein Schwellwert gesetzt werden. Sobald dieser uber- schritten wird, wird die Laufzeitmessung durchgeführt Dieses Ver- fahren wurde von Thomas u.a. (1983) an der Schelfeiskante ange- wendet, um sicherzugehen, da beim Übergan vom Meereis zum Schelfeis oder aufliegenden Eis mit sehr unterschiedlichen Ruck- streueigenschaften (Abb. 4.4) die Reflexion vom Schelfeis erkannt wurde. Die ansteigende Flanke ist übe Schelfeis oder aufliegendem Eis in der Regel sehr viel schwäche ausgepräg als uber Meereis. Die vom Schelfeis reflektierte Energie würd sich in der ansteigen- den Flanke des Signals kaum abbilden.

Fü die Anwendung uber Eis besteht bei diesem Verfahren die Schwierigkeit, einen geeigneten Schwellwert festzusetzen. Unter- schiedliche Eigenschaften der reflektierenden Fläche beeinflussen die ansteigende Flanke und die Amplitude des Signals. Die Am- plitude des Ruckkehrsignals variiert mit der Einstellung des Auto- matic Gain Control (AGC).

Bei diesem von B r o w n (1977) angewendeten Verfahren wird der Zeitpunkt bestimmt, an dem die halbe Amplitude des Ruckkehrsig- nals erreicht ist. Dieses Verfahren ist sehr gut geeignet, wenn das Signal zum größt Teil von der Oberfläch reflektiert wird, d.h. wenn die Rückkehrsignal den Signalen übe dem Ozean ähneln

-52- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

~ b e r Eisfläche wird das Signal nur teilweise von der Eisoberfläch reflektiert. Anteile des Impulses dringen in den Schnee- bzw. Eis- körpe ein und streuen aus diesem zurück Die Amplitude setzt sich dann aus beiden Anteilen zusammen. Bei diesem Verfahren wird dann nicht die Laufzeit zur Oberfläch bestimmt, sondern ein Wert, der unterhalb liegt. Das kann U. U. je nach der Rauhigkeit der Ober- fläch und dem Verhältni zwischen der Oberflächenreflexio und der Rückstreuun aus dem Schnee- bzw. Eiskörpe einige m ausma- chen. Verbesserungen dieses Verfahrens berücksichtige das Ein- dringen des Signals ins Eis und setzen den Zeitpunkt fü die Lauf- zeitmessung bereits dann, wenn z.B. 30% der Amplitude erreicht sind. Diese Verbesserungen erfordern die Kenntnis der Rückstreu eigenschaften und sind nicht automatisch durchzuführen

3) Retracking-Verfahren nach Martin u.a. (1 983)

Ziel dieses Verfahrens ist, die Laufzeit, die der Schnee-bzw. Eisober- fläch zuzuordnen ist, zu bestimmen, insbesondere wenn von der Oberfläch nur relativ wenig Energie reflektiert wird und ein gro- ße Anteil der zurückgestreute Energie aus dem Eis oder von einer gut reflektierenden Schicht im Eis stammt.

Die Rückkehrsignal werden in Einzelflanken- und Doppelflanken- formen unterteilt und durch eine 5- oder 9-Parameterfunktion nach (4.10) und (4.11) approximiert (Abb. 4.6). Durch die Appro- ximation wird die Lage der ansteigenden Flanke bestimmt. Die Ver- besserung ergibt sich nach (4.13) aus der Differenz zwischen der Lage der ansteigenden Flanke und der Fenstermitte multipliziert mit der Distanz, die einer Empfangszelle zugeordnet ist. Wenn die Abszissenwerte des Empfangsfensters von 1 - 60 laufen, liegt die Fenstermitte bei 30.5.

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -53-

Bei der Analyse der SEASAT-Rückkehrsignal haben Martin U . a . (1983) festgestellt, da viele Signale übe Eis zwei ansteigende Flanken aufweisen, von denen die erste von der Reflexion an der Oberfläch stammt, die zweite Flanke auf eine stark reflektierende Schicht im Eis hindeutet. Dabei ist die erste Flanke oft nur schwach ausgepräg und würd bei anderen Verfahren unterdrückt Solche Schichten entstehen bei ausgeprägte Unterschieden zwischen der Temperatur und dem Schneezutrag im Sommer- und Winterhalb- jahr und treten insbesondere da auf, wo trockener Schnee auf einer gut reflektierenden Schicht liegt. Der Schneezutrag im Winter ist aufgrund niedriger Temperaturen relativ trocken, das Signal durch- dringt diesen trockenen Schnee und wird von der gefrorenen Som- merschicht reflektiert.

Das Verfahren setzt neben der reflektierenden Oberfläch einen im Eis vorhandenen reflektierenden Horizont voraus. Wenn das Signal jedoch in den Schnee- bzw. Eiskörpe eindringt, wird bereits aus dem Bereich übe diesem Horizont Energie zurückgestreut die zur Amplitude des Rückkehrsignal beiträgt Eine zweite ausgeprägt ansteigende Flanke bildet sich dann kaum aus. Der ideale Amplitu-

Abb. 4.6: 5- und 9-Parameter-Modellfunktion fü die Approximierung der Rückkehrsignal durch das Retracking nach Martin u.a. (1983) bei Signalen mit einer (a) und zwei (b) ansteigenden Flanken. Die Pa- rameter bedeuten im Fall (a): ß1 Rauschen, ß2 Amplitude, 03: Zeit- punkt des halben Flankenanstiegs, ß4 Breite der ansteigenden Flanke, ßs Abfallen des auslaufenden Plateaus und im Fall (b): ß1 Rauschen, ß2 Amplitude des 1. Plateaus, ß3 Zeitpunkt des halben Anstiegs der 1. Flanke , ß4 Breite der ansteigenden 1. Flanke, ß5 Amplitude des 2. Plateaus, ß6:Zeitpunk des halben Anstiegs der 2. Flanke, ßy Breite der ansteigenden 2. Flanke, ß8 Abfallen des 2. Plateaus und ßg Abfallen des 1. Plateaus.

-54- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

denverlauf, wie er in Abb. 4.6b dargestellt ist, tritt kaum auf. Wenn mit dem Verfahren keine ausgeprägt zweite ansteigende Flanke zu bestimmen ist, wird die 5-Parameter-Approximation angewendet.

Die in dieser Arbeit untersuchten Rückkehrsignal des GEOSAT-Al- timeters aus dem Bereich des Ekströmise und der benachbarten Eisfläche stammen aus dem Januar und Februar. Bei der Analyse der Rückkehrsignal übe dem Ekströmise sind Signale mit zwei ansteigenden Flanken nicht aufgetreten.

4.3 Nadirabweichung und Neigungseinflusse

4.3.1 Nadirabweichung der Altimeterantenne

Die Altimetermessung erfordert die Ausrichtung des Altimeters in den Nadir mit einer Präzisio von ±I0 damit die maximale Energie der Sendekeule vom Nadirpunkt reflektiert wird. Zur genauen Aus- richtung des Altimeters in den Nadir war der Satellit mit einem Schweregradient-System ausgerüstet

Die Nadirabweichung läà sich übe dem Ozean gut durch Analyse der WDRs bestimmen. Ist das Altimeter nicht in den Nadir ausge- richtet, wird das Energiemaximum innerhalb der Sendekeule nicht vom Nadirpunkt reflektiert, sondern wird von umliegenden Fläche reflektiert. Die Nadirabweichung zeichnet sich im Amplitudenver- lauf des Rückkehrsignal ab (Abb. 4.3). Die ansteigende Flanke steigt nicht bis zum maximal mögliche Wert, sondern erreicht nur einen geringeren Wert. Abhängi von der Gröà der Nadirabwei- chung fäll die Amplitude des Signals nach der ansteigenden Flanke langsamer ab oder steigt bei größer Abweichungen sogar noch an. Bei der spätere Bearbeitung werden die Berechnung der Nadirab- weichung die Amplitudenwerte der letzten acht Zellen des Emp- fangsfensters mit den Amplitudenwerten im übrige Fenster ver- glichen (Cole u.a., 1985).

Die Laufzeitbestimmung und Interpretierbarkeit der Signale sowie die Signalverfolgung wird mit steigender Nadirabweichung schwie- riger, weil die ansteigende Flanke schlechter ausgepräg ist.

Die Verteilung der Häufigkeite der Nadirabweichungen zeigt Abb. 4.7a exemplarisch fü den 29.1.1989. Untersucht wurden etwa 88000 SDRs, von denen etwa 50% nicht durch Flags als fehlerhaft gekennzeichnet waren. Die Nadirabweichungen dieser Messungen

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -55-

liegen gleichmäß verteilt im Intervall von 0.3O bis l.lO. Bei grö ßere berechneten Nadirabweichungen erscheint keine zuverlässig Messung möglich die Messung wird dann nicht genutzt. Bei gut zu interpretierenden Rückkehrsignale kann die Nadirabweichung mit einer Genauigkeit von ±0.l - k0.2' bestimmt werden. Abb. 4.7b zeigt die Nadirabweichungen der Umlaufbahn 177 (die Lage der Umlaufbahn zeigt Abb. 2.1) vom 29.1.89. Die dargestellten Werte wurden nur aus Messungen übe dem Ozean bestimmt.

Übe Land oder Eis ist die Bestimmung der Nadirabweichung mit dem oben genannten Verfahren nicht durchführbar weil sich hier Nadirabweichung, Neigung der reflektierenden Fläch und das Ein- dringen des Signals ins Eis Überlagern Abb. 4.7b zeigt Schwankun- gen der Nadirabweichung von einigen 0.1' bereits innerhalb weni- ger Minuten. Eine Extrapolation der Nadirabweichung vom Ozean aufs Land oder Eis ist darum nicht möglich

Übe Eis könne nur gut interpretierbare Signalformen genutzt werden, die mit hoher Zuverlässigkei groß Nadirabweichungen ausschließen

weichung

Ostpazifik

Antarktis

Indischer .

0.5'

' , z

0.1- l 16:30 17:OO 17:30 18:OO UTC

Abb. 4.7: (a) Häufigkei der Nadirabweichungen fü den Orbit 177 der ERM 48, (b) Nadirabweichungen währen des Orbits 177

4.3.2 Korrektur wegen geneigter Reflexionsflache

Die Nadirabweichung wirkt sich auf das Rückkehrsigna in gleicher Weise aus wie eine geneigte Reflexionsfläche Bei geneigter Refle- xionsfläch wird die Distanz immer zu kurz bestimmt, da das Signal

-56- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

zuerst von der Flache reflektiert wird, die dem Altimeter am nach- sten gelegen ist (Abb. 4.8).

Satellitenbahn

Altimeter-

1 Nadirrichtung

Abb. 4.8: Geometrie der Altimetermessung übe geneigter Reflexionsfläch

Fü die Korrektur von SEASAT-Altimetermessungen haben Brenner u.a. (1983) zwei Verfahren vorgestellt. Das eine Verfahren (slope correction method) berechnet aus der Gelandeneigung einen Kor- rekturwert nach (4.14) und (4.15) fü die Verbesserung der Höh des Nadirpunktes. Das andere Verfahren (relocation method) be- rechnet nach (4.16) und (4.17) die Lage und Höh von Position auf dem Eis, von der das Signal zuerst reflektiert wurde.

Beide Verfahren benötige die Gelandeneigung und die Richtung der maximalen Neigung, die bei der Bestimmung der Korrekturwer- te unbekannt sind. Da sie aus den Altimetermessungen abgeleitet werden müssen haben sich iterative Vorgehensweisen etabliert, die mit korrigierten Höhe bessere Gelandeneigungen bestimmen (Gundestrup u.a., 1986, Rerny u.a., 1989, Novotny u.a., 1991).

Bei der zweidimensionalen Anwendung wird dafü das aktuelle Hö henprofil entlang der Satellitenspur durch die Altimetermessungen approximiert oder es gehen Werte eines terrestrisch gemessenen Höhenprofil läng der Satellitenspur ein. Fü die dreidimensionale Anwendung wird ein einfaches digitales Gelandemodell (DGM) be- rechnet. Aus dem DGM werden z.B. mit dem im AWI zur Verfügun

4 Satellitenaltimetrie übe Eis -57-

stehenden Programm DGM-NEIG Betrag und Richtung der Neigung abgeleitet (Nieder jasper , pers. Mitteilung).

Ah Ihn-hn-1 I a = arctan = arctan 662

r a = a * ( l - ' 1 c o s a

m i t a: Geländeneigun Ah: Differenz zweier As: Distanz zwischen

aufeinanderfolg. Höhenbestimmunge zwei Altimetermessungen (660 m)

hn: Höhenwer zum Zeitpunkt n Fa : Korrekturwert fü die Höh a : Altimetermeßwer d : Distanz zwischen Nadirpunkt und angemessenem Punkt frei: Korrekturwert fü die Höh (relocation)

Die Genauigkeit der Korrekturwerte ra bzw. rrel und damit auch der daraus abgeleiteten Höhe häng wesentlich von der Bestimmung der Geländeneigun ab, die nur genäher zu bestimmen ist. Die Abb. 4.9 zeigt die Korrekturwerte r a in Abhängigkei von der Gelände neigung.

100 C .- a

Abb. 4.9: Korrekturwerte ra fü % die Höh des Nadirpunk- z

-3

tes bei der Altimeter- 3 50 messung übe geneigter S Reflexionsfläch

-58- 4 Satellitenaltimetrie übe Eis

Uber Schnee- bzw. Eisfläche hat bewegte Topographie allgemein zur Folge, da Erhebungen Überbewerte werden, da das Altimeter- signal zuerst von den höhere Fläche reflektiert wird. Das Altime- ter springt von Erhebung zu Erhebung. Die niedriger gelegenen Flä chen und niedriger gelegene Strukturen, die kleiner als der Foot- print sind, zeichnen sich nicht in der ansteigenden Flanke des Rück kehrsignals ab und gehen darum nicht in die Höhenbestimmun ein.

4.4 Fehlerhaushalt der Altimetrie uber Eis

Übe Eis ist der in Kap. 3.4 behandelte Fehlerhaushalt um die nur übe Eis auftretenden Einflüss zu ergänze (Tabelle 4.2). Die Gröà dieser Einflüss ist von der Topographie der Schnee- bzw. Eisober- fläch und von den Rückstreueigenschafte des Eises abhängig

Die Effekte uber Schnee oder Eis änder sich entsprechend den lo- kalen Gegebenheiten relativ rasch und mit ihnen änder sich die Korrekturwerte. Die Gröà dieser Korrekturen ist von den Eigen- schaften der reflektierenden Fläche abhängi und die Bestimmung zum Teil schwierig, da sich Einflüss Überlager und unterschied- lich auf das Rückkehrsigna auswirken. Die Änderunge der Ampli- tuden dieser Einflüss sind zum Teil erheblich gr8ße als die in Kap. 3.4 behandelten und damit auch die verbleibenden Residuen.

Bei der Berechnung des Korrekturwertes fü die Höhenbestimmun wegen der Neigung der Reflexionsfläch wird eine gleichmäß ge- neigte Reflexionsfläch vorausgesetzt. Diese gleichmäßi Neigung ist jedoch gerade dann nicht gegeben, wenn die Neigung der Refle- xionsfläch und damit die Gröà des Korrekturwertes zunimmt. Da sich die Neigung nicht unabhängi aus den Altimetermessungen selbst bestimmen läß verbleiben zum Teil erhebliche Residuen.

Fehlerart I Quelle

R e f l e x i o n s f l à ¤ c h N e i g u n g d. R e f l e x i o n s fläch (Kap. 4.3.2)

Höhenänderu der Reflexionsf. (Kap. 4.2;

Eindringen d. Signals ins Eis (Kap. 4.1.3)

Amplitude (Cm)

-

Tabelle 4.2: Fehlerhaushalt der Altimetermessung übe Eis

5 Datenaufbereitung -59-

5 Aufbereituna der GEOSAT-Daten

5 .1 Datenverteilung

Die Messungen des Altimeters wurden an Bord des Satelliten GEO- SAT mit einem 8086 Prozessor vor der Übertragun zur Bodensta- tion vorprozessiert. Dort werden die Daten zunächs zu den SDRs (Tabelle A.2) und WDRs (Tabelle A.3) aufbereitet. Daraus und aus zusätzlic notwendiger Information wurden als Standardprodukt die GDRs gebildet (Tabelle A.1). Die Datenaufbereitung der GDRs durch die Verteiler trennte die Messungen übe Land oder Eis und übe dem Ozean.

Die GDRs übe Land oder Eis beinhalten alle Messungen, die nicht eindeutig dem Ozean zugeordnet werden konnten, das bedeutet, da die Qualitä dieser Daten sehr ungleichmäß ist. Die Nutzer bestellen die Daten entsprechend der angestrebten Anwendung und erhalten sie dann auf Magnetband. Die GDRs sind binä ausschließ lich als INTEGER-Variable und die SDRs und WDRs im ASCII-Format auf Magnetband gespeichert.

Fü die Untersuchungen in der vorliegenden Arbeit wurden folgen- de Datensätz vom GEOSAT bestellt:

GDR ERM 8, ERM 9 und ERM 31 bis ERM 56 (7.3.-9.4.1987 und 1.4.1988-16.6.1989) 14 Magnetbände (3 MByteITag)

WDR 89-019 bis 89-036 (19.1.-5.2.1989) 11 Magnetbände (55 MByteITag)

SDR 89-015 bis 8 9 0 4 8 (15.1.-17.2.1989) 9 Magnetbände (22 MByteITag)

Zunächs wurden die GDRs bestellt. Deren Analyse ergab, da die Altimetermessungen übe Eis nur teilweise zu nutzen waren. Von den erheblich umfangreicheren WDRs und SDRs wurde darum jeweils nur eine komplette ERM bestellt.

Zusätzlic zu den Messungen des GEOSAT standen aufbereitete Da- ten des SEASAT aus dem Antarktissektor zwischen 12'W und 0' und südl 69's zur Verfügun (Zwal ly , 1987).

-60- 5 Datenaufbereitung

5.2 Datenorganisation

Alle Rechnerarbeiten sind auf dem VAX-D-Cluster des Alfred-We- gener-Instituts durchgeführ worden. Der Cluster setzt sich aus mehreren Rechnern der VAX-Familie der Firma Digital Equipment Corporation (DEC) zusammen. Die aktuelle Zusammenstellung ist von der jeweiligen technischen Entwicklung abhängig Der Cluster ist mit anderen Rechnern und umfangreicher Peripherie vernetzt und bietet ideale Voraussetzungen fü die Datenbearbeitung sowohl von der Hardware- als auch von der Softwareseite.

Den Ablauf des Dateneinlesens und -speicherns zeigt Abb. 5.1. Die auf Magnetband zur Verfügun stehenden Daten sind so umfang- reich, da jeweils nur ein kleiner Teil der benötigte Daten des GEOSAT auf den Plattenspeichern des VAX-D-Clusters gespeichert werden kann.

READGDR GDREXSTR

1 MAP 1

i READWDR

I

B WDR Jl_ddd_hhrnrn.DAT SDRJLddd_hhrnrn.DAT

PLOTWDR d Abb.: 5.1: Ablauf des Dateneinlesens und -selektierens

Das Programm GDR-EXSTR greift auf GDR-Dateien zu, die auf Mag- netband oder auf Plattenlaufwerken gespeichert sind, und erstellt einen Auszug aus den Daten in Abhängigkei von der Orbitnummer, der Nummer der ERM, der Zeit oder eines geographisch begrenzten Gebiets. Die neu entstandenen Dateien haben das gleiche Format, enthalten jedoch nur die Daten, die fü die spezielle Anforderung benötig werden. Mit dem Programm wurden zunächs die Daten aus dem Bereich der Antarktis extrahiert und daraus dann die

5 Datenaufbereitung -6 1 -

Daten fü das Ekströmise mit Umgebung. Daraus wurden dann Da- teien einer ERM oder eines Orbits gebildet.

Der Satellit flog währen der aufsteigenden Orbits 204, 161, 118, 75, 32, 233, 190 und 147 und der absteigenden Orbits 5, 48, 91, 134, 177, 220, 19 und 62 übe das Ekstr~misen. Die Abb. 5.2 zeigt die Lage der Abschnitte entlang der Subsatellitenbahnen der ERM 48, fü die plausible Messungen vorliegen.

Abb. 5.2: Karte des Ekströmise mit den Subsatellitenbahnen der GEOSAT-ERM 48 aus bereinigten GDRs

Die WDRs bzw. SDRs wurden mit dem Programm READ-WDR bzw. READ-SDR von Magnetband gelesen und in Dateien abgespeichert, die einen Zeitraum von 10 oder 15 Minuten umfassen. Das ent- spricht einer Läng von 4000 km bzw. 6000 km, die ausreichend ist, um den Teil der Umlaufbahn in der Antarktis komplett zu spei- chern, und nicht zu lang fü sequentiellen Zugriff durch Programme. Der Name dieser Dateien setzt sich aus Datum und Startzeit zu- sammen. Alle vom Ekströmise vorliegenden Messungen wurden extrahiert und in Dateien auf den Plattenspeichern des VAX-D- Clusters vorgehalten (Tabelle 5.1).

-62- 5 Datenaufbereitung

WDR-Datei SDR-Datei ERM ORBIT

"abelle 5.1: Dateien der selektierten WDRs und SDRs vom Ekströmise

Die Hersteller der GEOSAT-Produkte haben fü die GDRs, SDRs und WDRs Formate fü die Speicherung auf Magnetband vorgegeben (Inhalt der Datensätz im Anhang A). Das Format der GDRs wurde fü die Speicherung auf den Plattenlaufwerken der VAX übernom men. Das Format der SDRs und WDRs wurde um Parameter aus de- ren Header erweitert, damit in jedem Datensatz die notwendigen Parameter fü eine Zeitzuordnung zur Verfügun stehen.

5.2.1 Numerierung der Umlaufbahn

Die Umlaufbahnen eines Satelliten um die Erde werden fortlaufend gezählt z.B. fü Bahnvorhersagen, Datenverteilung usw.. Diese Zahl wächs bei niedrig fliegenden Satelliten sehr schnell an und ist fü Vergleiche und Kombinationen verschiedener Umlaufbahnen wenig geeignet. Sie wird darum fü eine bessere Datenorganisation und automatische Datenbearbeitung fü die Zeit der ERM durch die lfd. Nummer der ERM und die lfd. Nummer der Umlaufbahn ersetzt.

Beim GEOSAT beginnt diese Bahnzählun mit Erreichen der Bahn der ERM am 8.11.1986. Die lfd. Nummer der NASA-Numerierung

5 D a t e n a u f b e r e i t u n g -63-

8654 entspricht dem Orbit 1 der ERM 1. Der Satellit überquert den Aquator dabei etwa bei 3.43' Ost (McConathy und Kilgus, 1987). Die Zuordnung zu einer ERM und einer lfd. Bahnnummer dieser ERM erfolgt mit den Formeln (5.1)-(5.3). Diese Formel eignet sich fü die Anwendung in der Antarktis problemlos, fü die Anwendung im Bereich des Äquator ist eine zusätzlich Prüfun erforderlich, da hier die Nummer der Umlaufbahn weitergezähl wird und in der Formel keine aktuelle Zeit fü den Äquatorüberfl berücksichtig ist.

- U T C G D R [SI - U T C O G D R [ S I + 8654 irev - 6 0 3 7 . 5 [ s ]

mi t :

irev: lfd. Nr. der Umlaufbahn gezähl vom Start des Satelliten GEOSAT ~ E R M : lfd. Nr. einer ERM des GEOSAT iorb : lfd. Nr. der Umlaufbahn innerhalb einer ERM UTCoDR: UTC in [s] in den GDRs, beginnend am 1.1.85, 0:00:00 Uhr UTCOGDR: UTC in [SI zu Beginn der ERM am 8.11.1986, 0:32:25 Uhr ( iERM=l>

i o r b = l )

Die SEASAT-Datensätz enthalten die lfd. Nummer der Erdumlauf- bahn. In der nur 3 Monate dauernden Mission wurde die Umlauf- bahn von einem 17-tägige auf einen 3-tägige Orbit umgestellt. Die Zuordnung der 17-tägige Umlaufbahn mit den Bahnnummern 145 bis 700 zu den GEOSAT-Umlaufbahnen der ERM erfolgt mit (5.4). Der 3-tägig Orbit, der sich aus 43 Umläufe zusammensetzt, begann mit der Bahn 1069 und endete mit der Bahn 1503 am 9.10.78. Die Zuordnung erfolgt nach (5.5).

m i t :

lrevs: lfd. Nr. der Umlaufbahn gezähl vom Start des Satelliten SEASAT iorb : lfd. Nr. der Umlaufbahn innerhalb einer ERM des GEOSAT 1 0 r b 3 : lfd. Nr. der 3-tägigen-Umlaufbah des SEASAT

-64- 5 Datenaufbereitung

5.2.2 Kombination der Datenprodukte

Die Kombination der unterschiedlichen Datenprodukte erfolgt übe die Zeit und die laufende Orbitnummer. Diese Werte sind in unter- schiedlicher Form in den Datensätze enthalten oder könne abge- leitet werden.

GEOSAT-GDR

Die GDRs sind als Tagesdateien auf Magnetband gespeichert. Ein Da- tensatz beinhaltet die zehn Messungen einer Sekunde. Die GDRs ent- halten die Zeit in UTC, die ab dem 1.1.85, 0.00 Uhr fortlaufend ge- zähl wurde. Der angegebene Zeitpunkt und die Position beziehen sich auf die Mitte der zehn Höhenmessungen

GEOSAT-WDR und SDR

Die SDRs und WDRs sind als Tages- bzw. Halbtagesdateien auf Mag- netband gespeichert. Vor jeder Datei steht eine Headerdatei mit In- formationen, die fü die gesamte nachfolgende Datei relevant sind und nicht vom Satelliten Übertrage wurden. Fü die zeitliche Zu- ordnung enthalten die WDRs und SDRs den internen Zähle (frame count) des Altimeters. Der Zähle bezieht sich auf den Zeitpunkt der ersten Messung im Datensatz. Beim Kontakt mit der Bodenstation wurde fü den Zähle die Zeit in UTC bestimmt. Tm Header sind diese Werte und zugehörig Korrekturwerte gespeichert.

SEASAT

Die SEASAT-Daten enthalten fü die Zuordnung das modifizierte Ju- lianische Datum (MJD), den Tagesbruchteil und die lfd. Nr. der Um- laufbahn des Satelliten. Die Umlaufbahnen Nr. 145 - Nr. 700 wäh rend des 17-Tage-Orbits liegen von denen des GEOSAT maximal 5 km entfernt. Die Zuordnung zu den Bahnen des GEOSAT erfolgt mit (5.4).

Alle Programme, die auf die Daten der GDRs, SDRs oder WDRs zu- greifen oder bearbeiten, enthalten jeweils einen COMMON-Bereich fü die einzelnen Datenprodukte.

5 Datenaufbereitung -65-

5 . 3 Plausibilitätsprüfung der GEOSAT-Daten

Die Altimetermessung ist übe Eis nur eingeschränk anwendbar. Vor der Bearbeitung der Altimetermessung ist darum eine Plausibi- litätskontroll zur Eliminierung fehlerhafter Werte notwendig.

Geeignete Kriterien zur Prüfun der WDRs, SDRs und GDRs zur opti- malen Ausnutzung des Datenmaterials bei gleichzeitiger hoher Zuverlässigkei werden im folgenden vorgestellt und verglichen.

5.3.1 Plausibilitätsprüfu der WDRs

Fü die Prüfun der WDRs ist das Programm WDR-CHECK entwik- kelt worden. Das Programm prüf folgende Kriterien:

- Fehlfunktionen des Altimeters oder anderer Satellitenaggregate werden mit Flags gekennzeichnet und zur Bodenstation übertra gen. Das Flag-Wort steht in jedem Datensatz, läà sich einfach prüfe und fü eine Qualitätskontroll verwenden.

- Fehlt eine ausgeprägt Flanke in der Waveform, ist eine zuverläs sige Laufzeitmessung nicht möglich Die ansteigende Flanke ist gefunden, wenn 25% des Wertes der maximalen relativen Ampli- tude erreicht sind. Das Signal wird verwendet, wenn diese Flanke innerhalb der Zellen 6 - 55 des Empfangsfensters liegt.

- Fü die relative Amplitude ist ein Wertebereich von 0 - 225 vor- gesehen. Das Signal wird nicht verwendet, wenn als Maximalwert 30 nicht erreicht wird.

- Hat der Maximalwert einer Zelle des Rückkehrsignal weniger als den 10-fachen Wert des Minimalwertes, liegt ein ungünstige SignalIRausch-Verhältni vor und dieses Signal wird nicht ver- wende t .

Im Untersuchungsgebiet des Ekströmise mit den angrenzenden aufliegenden Eiskörper des Sgrisen und des Halvfarryggen hat sich bei der Analyse der vorhandenen WDRs der ERM 48/49 ge- zeigt, da nur 14% der WDRs verwertbar sind. Die Abb. 5.3 zeigt die Lage auswertbarer Altimetermessungen auf dem Ekströmisen Die von NO nach S W verlaufenden absteigenden Bahnen zeigen im westl. Bereich des Ekströmise zufriedenstellende Messungen, währen die von S O nach NW verlaufenden aufsteigenden Bahnen

-66- 5 Datenaufbereitung

weniger brauchbare Messungen liefern. Eine Analyse der WDRs in einem vergrößert Untersuchungsgebiet, in das die ebenen Schelfeise Jelbart- und Fimbulisen eingeschlossen sind, zeigt mit 16% ein ähnliche Ergebnis (Tab. 5.2). Von 12758 Riickkehrsignalen sind etwa 2100 nutzbar.

5.3.2 Plausibilitatsprüfun der SDRs

Die SDRs stehen fü denselben Zeitraum wie die WDRs zur Verfu- gung. Sie beinhalten dasselbe Modus- und Flag-Wort und sind ein- ander übe den internen Zähle des Altimeters zuzuordnen. Eine ei- gene Plausibilitätsprüfu der SDRs wurde nicht durchgeführt da der wesentliche Inhalt der SDRs in den GDRs enthalten ist.

Abb. 5.3: Rückkehrsignal vom Ekströmise aus den WDRs einer ERM mit der Verteilung auswertbarer Altimetermessungen auf dem Ekström isen. Die von NO nach SW verlaufenden Bahnen zeigen im westl. Bereich des Ekströmise zufriedenstellende Messungen, währen die von SO nach NW verlaufenden Bahnen weniger brauchbare Messungen aufweisen.

5 Datenaufbereitung -67-

Datei

Ekströ erw. Gebiet (1 1°W-6OW ( 1 2OW-OOW)

ERM Orbit g u t e a l l e g u t e a l l e

S u m m e 752 5539 2100 12758

"ab. 5.2: Ergebnisse der WDR-Prüfun mit dem Programm ANALYSE-WDR

5.3.3 Plausibilitätsprüfu der GDRs

Die GDRs sind durchgehend vorhanden, unabhängi von der Zuver- lässigkei der Messungen. Darum sind sehr viele unbrauchbare Da- ten in den GDRs enthalten, die vor einer weiteren Bearbeitung un- bedingt eliminiert werden müssen Fü die Prüfun und die Ent- wicklung geeigneter Plausibilitätskriterie stehen nur die Daten in den GDRs selbst zur Verfügung

Im Gegensatz zur Prüfun der WDRs muà bei der Prüfun der GDRs eine länger Meßreih betrachtet werden. Daher ist es möglich da insbesondere dort Differenzen zwischen den Auswahlverfahren auftreten, wo das Altimeter nur kurzzeitig das Meßsigna verfolgen konnte .

Die GDRs werden mit dem Programm G D R C H E C K in folgender Weise geprüft

-68- 5 Datenaufbereitung

- Das Flag-Wort in den GDRs ist zusammengestellt aus den vom Sa- telliten übertragene Flags und Flags aus der Datenaufbereitung (Cheney u.a., 1987). Alle Flags werden geprüft

- Die Differenz zwischen zwei aufeinanderfolgenden Laufzeitmes- sungen, die in den GDRs als Höhe vorliegen, kann den Betrag der mögliche Fensterverschiebung nicht Überschreiten Ist sie grö ße als 14 m, ist das Meßsigna verloren gegangen und die vor- handenen Daten sind nicht verwendbar.

- Aus den zehn Höhenwerte einer Sekunde wird eine Standardab- weichung fü die Höh geschätzt Ist sie auf Null gesetzt oder grö ße als ein vorzugebender Wert, wird der Datensatz nicht ver- wendet. Sobald die Differenz der Standardabweichungen zweier aufeinanderfolgender Datensätz größ als ein vorzugebender Wert ist, wird der zweite Datensatz ebenfalls nicht verwendet.

- Aus den Rückkehrsignale wird die Nadirabweichung abgeleitet. Der Algorithmus setzt dabei fü die Reflexionsfläch Ozeaneigen- schaften voraus. Der berechnete Wert ist übe Eis darum nicht zuverlässig Wenn fü die Prüfun die WDRs nicht vorhanden sind, kann dieser Wert genutzt werden. übersteig er einen be- stimmten Betrag, wird die Messung verworfen.

- Neben der aus der Form der Rückkehrsignal abgeleiteten Nadir- abweichung gibt der Rückstreukoeffizien eine Aussage übe das Rückkehrsignal Ist er kleiner als ein vorzugebender Wert, so ist das SignalIRausch-Verhältni des Rückkehrsignal ungünsti und der Datensatz wird nicht weiter verwendet.

Das Ergebnis dieser Prüfun ist in Abb. 5.2 fü den Bereich des Ek- strömise zu sehen. Die Satellitenbahnen sind durchgezeichnet dar- gestellt, wenn plausible Messungen vorliegen.

Das Programm reagiert sensibel auf Änderun der Parameter fü die Überprüfun Sind die Parameter so gewählt da alle fehlerhaf- ten Daten gelösch werden, dann gehen auch viele korrekte Meß werte verloren. Um das zu vermeiden, wurden die Parameter so ge- wählt da möglichs wenig korrekte Messungen eliminiert wurden. Die verbleibenden Fehlmessungen wurden dann interaktiv und grafikunterstütz mit dem Programm G D R - I N ~ E D I T bereinigt.

5 Datenaufbereitung -69-

Wesentlich fü die Plausibilitätstest ist eine gute Übereinstimmun der Tests fü die GDRs und die WDRs. Die WDRs bieten die besseren Kriterien fü die Datenprüfun als die GDRs, sie liegen aber nur fü den Zeitraum einer ERM vor. Die GDRs sollten aber nur dann über nommen werden, wenn die WDRs korrekt sind. Darum wurden die Ergebnisse der Plausibilitätstest fü die Profile,von denen beide Datensätz vorliegen, fü den Bereich Ekströmise verglichen. Den Vergleich zeigt Abb. 5.4, plausible WDRs sind mit einem Kreuz, plausible GDRs mit einem Kreis gekennzeichnet. Die Abb. 5.4 zeigt gute Übereinstimmun zwischen beiden Plausibilitätsprüfung und insbesondere zuverlässige Erkennen falscher Werte durch die GDR-Prüfung Unterschiede treten an Stellen auf, wo das Rückkehr signal schwäche wird und trotzdem eine korrekte Laufzeitmessung durchgeführ wurde oder wo das Signal nach einem Verlust gerade wieder empfangen wurde.

Abb. 5.4: Vergleich der Plausibilitätskontrolle o: plausible Messung nach Prüfun der GDRs +: plausible Messung nach Prüfun der WDRs

-70- 5 Datenaufbereitung

5.4 Korrekturen der Altimetermessung

5.4.1 Durchführun des Retracking

Die Retracking-Korrektur ist erforderlich, weil die Laufzeitmessung und die Signalverfolgung in Echtzeit verzöger auf Höhenänderu gen reagieren und damit die vom Satelliten übertragene Höhe fehlerbehaftet sind.

Nach der Überprüfu der Rückkehrsignal mit dem Programm W D R C H E C K wurde der Korrekturwert nach dem von Martin u.a. (1983) beschriebenen Verfahren bestimmt (Kap. 4.2). Das Rück kehrsignal wird dabei durch eine Exponentialfunktion mit fün Parametern approximiert. Vorteil des Verfahrens ist die gute Be- stimmung der Lage der ansteigenden Flanke, Nachteil gegenübe einfacheren Verfahren ist der groß Rechenzeitbedarf. Die Genauig- keit des Korrekturwertes ist von der Ausbildung der ansteigenden Flanke abhängig Eine visuelle Kontrolle der Berechnung ist mei- stens erforderlich.

Da die WDRs nur fü einen relativ kurzen Zeitraum vorliegen, wur- de versucht, aus den GDRs Informationen zu entnehmen, die mit den Retracking-Korrekturen korrespondieren könnten Dazu wur- den aus den Höhe in den GDRs Differenzen gerechnet und zu- sammen mit den zugehörige Retracking-Korrekturen aus den WDRs dargestellt (Abb. 5.5). Zwischen den Höhendifferenze und den Retracking-Korrekturen besteht kein funktionaler Zusammen- hang. Das Ergebnis ist erwartungsgemäà da die Signalverfolgung die Laufzeitdifferenzen der vorherigen Messungen fü die Prädiktio der aktuellen Messung nutzt und das Empfangsfenster dynamisch anpaßt

Die technisch mögliche Korrekturwerte liegen zwischen -14 m und +14 m. Die Analyse der 2112 Rückkehrsignal aus dem Bereich des Ekströmise ergibt, da übe 90% aller Korrekturwerte zwischen -5 m und +5 m liegen. Die Häufigkeitsverteilun zeigt Abb. 5.6. Der Mittelwert aller Korrekturen liegt bei 0.67 m mit einer Standard- abweichung (30) von k2.60 m.

Die Abb. 5.5 und 5.6 zeigen, wie groà die zu erwartenden Re- tracking-Korrekturen sind. Die Genauigkeit der Höhenmessun ist abhängi von den Meßbedingungen Sind die Meßbedingunge nicht bekannt, kann der Fehler ohne Retracking-Korrektur etwa k2.5 m betragen. Die verbleibenden Residuen nach dem Retracking sind abhängi von der Ausprägun der ansteigenden Flanken und der

5 Datenaufbereitung -71-

Form des Rückkehrsignals In Abb. 5.7 sind Retracking-Korrekturen mit den zugehörige Standardabweichungen dargestellt. Die Abb. zeigt die Variation der Form der Rückkehrsignal und die Re- tracking-Korrekturen innerhalb von etwa 25 km, vom Wiederein- fangen des Signals bis zum Signalverlust. Die Standardabweichung liegt bei dem hier angewendeten Verfahren bei gut zu approximie- renden Rückkehrsignale bei k0.1 m und bei schlecht zu approxi- mierenden häufi übe k1.0 m liegen.

Retrackingkorrektur aus WDRs in m

' 5 -1 0

Höhendifferen ' : aus GDRs in m . .

Abb. 5.5: Retracking-Korrekturen und Höhendifferenze

-10 - 5 0 5 10 Retrackingkorrektur in m

Abb. 5.6: Häufigkeitsverteilun der Retracking-Korrekturen

-72- 5 Datenaufbereitung

Abb. 5.7: Rückkehrsignal des Orbits 177 der ERM 48 im Bereich des westl. Ekströmise mit der berechneten ausgleichenden Funktion. Die Signale 1 - 20 wurden gut reflektiert. Ab Signal 21 sind die Rückkehrsignal komplexer und ungenauer zu approximieren. Die Lage zeigt Abb. 5.8.

5 Datenaufbereitung -73-

Die Retracking-Korrektur wurde mit dem dafü geschriebenen Pro- gramm WDR-RETRACK durchgeführt Das Programm liest aus einer WDR-Datei, prüf das jeweilige Rückkehrsigna mit WDR-CHECK, be- rechnet durch eine Ausgleichung die Lage der ansteigenden Flanke im Rückkehrsignal berechnet daraus den Korrekturwert und schreibt plausible Werte zusammen mit der Zeit in die Datei RETRACK_eeooo.DAT, wobei ee fü die ERM-Nummer und ooo fü die Orbitnummer steht.

Beispiele fü das Retracking von Höhenprofile zeigt Abb. 5.8 mit den Höhenprofile entlang der Satellitenbahnen 91 und 177. Es ist deutlich zu sehen, da ohne Retracking Strukturen unterdrück werden, weil die Signalverfolgung etwas verzöger auf Höhenande rungen reagiert. Die verzögert Anpassung der Signalverfolgung an die aktuelle Höh zeigt der Vergleich der Profile mit und ohne Re- tracking. Bei ansteigender Reflexionsflache liegt die retrackte Höh oberhalb, bei abfallender Reflexionsflache unterhalb des vom Alti- meter gemessenen Höhenprofils das dadurch in diesem Fall in Flugrichtung verschoben erscheint.

Abb. 5.8: Höhenprofil mit und ohne Retrackingkorrektur vom Ekströmise entlang der Satellitenbahnen 91 und 177 der ERM 48. Die Num- mern oberhalb des Höhenprofil geben die Lage der in Abb. 5.7 dargestellten Rückkehrsignal an.

E 60 C" .- (U50 .r- :o

I 40 9'30' W 9' W 8'30' W

I /J-----

Y ohne I

ORBIT

';i/Fmit I Retrackingkorrektur

9 1

, ,

-74- 5 Datenaufbereitung

5.4.2 Korrektur wegen geneigter Reflexionsflache

Die präzis Bestimmung der Neigung der Reflexionsfläch im Nadir- punkt fü die Berechnung eines Korrekturwertes ausschließlic aus Altimetermessungen ist nicht möglic (Kap. 4.3); die zur Zeit bereits entwickelten Lösunge arbeiten mit Näherungen Fü die Bestim- mung wär die genaue Kenntnis der Topographie der reflektie- renden Eisoberfläch erforderlich, die jedoch erst aus den Altime- termessungen abgeleitet werden soll.

Fü die Korrekturberechnung wurde das Programm GDR-NEIGCOR geschrieben. Darin wird die Neigung der Eisoberfläch nach (4.14) bestimmt und daraus ein Korrekturwert nach (4.15) berechnet. Die Neigung wird fü die reflektierenden Eisfläche berechnet, die vom Nadirpunkt weit entfernt sein können Die Korrektur ist auch des- halb nur genäher zu bestimmen, weil das Altimeter Strukturen kleiner als der Footprint nicht auflös und Täle zwischen Erhebun- gen, die das Altimetersignal immer zuerst reflektieren, nicht erfaßt Der Korrekturwert wurde darum zunächs zu 50% an die Höh an- gebracht. Mit der teilkorrigierten Höh wurde dann erneut die Nei- gung und der endgültig Korrekturwert berechnet.

Abb. 5.9: Höhenprofil der Satellitenbahnen 91 und 177 der ERM 48 mit und ohne Neigungskorrektur.

5 Datenaufbereitung -75-

Die Berechnung der Neigungskorrektur wird nach dem Retracking durchgeführt da ohne Retracking falsche Korrekturen dann beson- ders dort bestimmt werden, wo groß Neigungsänderunge auftre- ten, z.B. in Abb. 5.9 im Orbit 177 beim Anstieg vom Ekströmise auf den Sgriisen westl. 8 O 40' W. Die Korrektur verdeutlicht an dieser Stelle, da Anstiege zu frü registriert werden und flacher erschei- nen als sie in Wirklichkeit sind. Das ist auch in Orbit 91 zu sehen, obwohl hier die Oberfläch ebener ist. Die Korrekturwerte sind entsprechend kleiner.

5.4.3 übrig Korrekturen

Die Altimetermessungen wurden außerde wegen der in Kap. 3 und Kap. 4 nähe behandelten Einflüss korrigiert.

Dazu wurde das Programm GDR-CORRECTION entwickelt, das auf die GDR-Dateien zugreift, die darin enthaltenen Höhenwert mit den Korrekturwerten, die zum Teil in den GDRs selbst enthalten sind oder in gesonderten Dateien stehen, verbindet und in eine neue Datei schreibt. Die Kombination der Daten erfolgt entweder übe die Zeit oder die Position. Das Programm sieht die Möglichkei vor, wahlweise auf die Korrekturwerte in den GDRs oder auf andere Korrekturwerte zuzugreifen (Abb.5.10).

Das Programm GDR-CORRECTION liest GDR-Dateien ein. Fü das Ein- lesen der Korrekturen sind jeweils Unterprogramme vorgesehen, die abhängi von Ort oder Zeit auf die Korrekturdaten in separaten Dateien zugreifen oder die bereits in den GDRs enthaltenen Korrek- turen verwenden. Das Programm ist modular aufgebaut und läà sich um zusätzlich Ausgabedateien erweitern sowie an weitere Korrekturerfordernisse anpassen. Daran schließ sich falls notwen- dig die interaktive grafikunterstützt Editierung fehlerhafter Daten mit dem Programm GDR-INT-EDIT an.

-76- 5 Datenaufbereitung

1 GDRCORRECTION 1

1 Ozeanaezeiten 1

Retrackingkorrektur

Abb. 5.10: Ablauf der Korrektur der GDRs. Das Programm GDR-CORRECTION greift auf eine GDR-Datei und eine Steuerdatei zu. Das Programm liest die Korrekturwerte übe Unterprogramme. Abhängi von der Eingabe in der Steuerdatei GDR-CORRECTION.INP werden dann die in den GDRs verfügba ren Korrekturen, die in COMMON-Blöcke gespeichert sind, oder Korrekturen aus speziell dafü aufbereiteten Dateien verwendet.

Troposphär

Neigungskorrektur

, - GDRINTEDIT

- I I

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -77-

6 Datenauswertuna, Ausaleichunu und Hohenmodellierunq

Konzipiert fü den Einsatz uber dem Ozean stellt die Satellitenalti- metrie andere Anforderungen an die Auswertung und Interpreta- tion der Messungen Ÿbe Eis. Die fü die Anwendung uber dem Ozean entwickelten Ausgleichungsansätz könne iiber Eisflachen häufi deswegen nicht angewendet werden, weil groß Datenlucken existieren, sich die Topographie und damit verbunden die Eishöhe sehr schnell änder und die Eigenschaften der Rückstreuflach komplexer sind.

6.1 Ausgleichung der radialen Einflüss auf die Hohenprofile

Im Kap. 3.4 und Kap. 4.4 sind die Korrekturen der Altimetermes- sung mit den Amplituden der Einflüss und deren Wellenlängen unter denen hier die Distanz entlang der Satellitenbahn zu verste- hen ist, währen der die Amplitude des Einflusses bis auf vernach- lässigba kleine Anteile nahezu gleich groà bleibt, behandelt wor- den. Den größt Einfluà auf die Höhenbestimmun hat die Genau- igkeit des berechneten Orbits. Der berechnete Orbit weicht vom tat- sächliche Orbit um einen Betrag ab; dieser jedoch bleibt uber lange Distanzen nahezu konstant. Ahnlich verhalt es sich fü kurze Profil- abschnitte mit den anderen Einflüssen die von der Reflexionsfläch unabhängi sind. Höhenanderunge sind daher weitgehend frei von diesen Fehlereffekten,

Die Höhenprofil Ÿbe ebenem Schelfeis aus Wiederholungsüberflu gen zeigen einen parallelen Verlauf (Abb. 6.1). Im parallelen Ver- lauf zeichnet sich hauptsächlic der radiale Bahnfehler ab. Die Dif- ferenzen zwischen den Profilen liegen in der Gröà der erwarteten Bahngenauigkeit .

Das Standardverfahren der Ausgleichung iiber dem Ozean ist die Kreuzungspunktausgleichung. In den Kreuzungspunkten der auf- und absteigenden Satellitenorbits ist die Reflexionsflache gleich. Nach Anbringung der Korrekturen muà dann auch die Höh gleich sein. Fü die Ausgleichung eines größer Gebiets werden alle Kreu- zungspunkte und die Höhendifferenze bestimmt. Ziel der Ausglei- chung ist die Minimierung der Höhendifferenze an den Kreuzungs- p u n k t e n .

Übe Eis ist die Ausgleichung Ÿbe Kreuzungspunkte meistens nicht möglich weil, wie z.B. uber dem Ekströmisen aufgrund des Signal-

-78- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun

verlustes des Altimeters nur Höhenprofil aus aufsteigenden oder absteigenden Bahnen gemessen werden konnten.

Der in diesem Fall möglich Ausgleichungsansatz ergibt sich aus Wiederholungen der Höhenprofile Währen der ERM des GEOSAT wurde jede Bahn nach 17 Tagen präzis wiederholt. Von einigen Höhenprofile liegen übe 25 Wiederholungen vor, von anderen Höhenprofile mit ungünstige Meßbedingunge allerdings nur ganz wenige. Aufgrund der häufige Wiederholungen gibt es aus- reichend überbeStimmunge fü die Berechnung verbesserter Hö henprofi le.

40 rnl 1 1 9O W 8'30' W

Abb. 6.1: Mit Korrekturen versehene und gefilterte Höhenprofil der Satelli- tenorbits 48 und 91 aller vorhandenen ERMs. Die Höhenprofil zeigen deutlich einen parallelen Verlauf, der im wesentlichen aus dem verbleibenden Bahnfehler resultiert.

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -79-

In der Ausgleichung werden ausgeglichene Unbekannte und Ver- besserungen fü die Messungen bestimmt. Die ausgeglichenen und verbesserten Messungen sind eine Funktion der ausgeglichenen Unbekannten (6.1).

- mit: L: Vektor der ausgeglichenen Beobachtungen

L: Beobachtungsvektor V: Verbesserungsvektor

X: Vektor der ausgeglichenen Unbekannten

Die ursprünglic nichtlinearen Verbesserungsgleichungen werden dafü linearisiert und in einer Reihe nach (6.3) entwickelt. Mit gün stig gewählte Näherungswerte fü die Unbekannten werden dann bereits Glieder zweiter Ordnung der Reihenentwicklung vernachläs sigbar klein. Fü die numerische Lösun werden Unbekannte und Messungen verkürz nach (6.2) und (6.4), von den Unbekannten werden Näherungsunbekannt und von den Messungen Funktions- werte, die mit Näherungsunbekannte gerechnet worden sind, sub- trahiert, Dadurch werden die zu bestimmenden Werte kleiner.

0 mit: X: Vektor der Näherungsunbekannte

X: Vektor der verkürzte Unbekannten

mit: I : Vektor

Ausgleichungsziel

der verkürzte Beobachtungen

ist die Minimierung der gewichteten Verbesse- rungsquadrate (6.5)

vTPv ==> Minimum (6.5)

mit: vT: transponierter Verbesserungsvektor P : Gewichtsmatrix

-80- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun

Fü die Ausgleichung der parallel verschobenen Höhenprofil lassen sich kurze Profilstück ausreichend genau durch Funktionen, z.B. Polynome, gut approximieren.

Das Altimeter miß Distanzen, aus denen ellipsoidische Höhe abge- leitet werden, die als Beobachtungen in die Ausgleichung eingeführ werden. Die Satellitenbahn ist in Form von geographischen Koordi- naten gegeben. Das Arbeitsgebiet liegt sehr weit südlic und die Or- bits verlaufen ist Ost-West-Richtung. Fü die Ausgleichung werden die Höhe gegen die geogr. Läng aufgetragen, um eine einfache Zu- ordnung zur Lage zu ermöglichen

In die Ausgleichung der Höhenprofil mehrerer Wiederholungs- Überflü wird fü jeden Wiederholungsüberflu eine Unbekannte als Additionskonstante fü die Bahnverbesserung eingeführt Jede Bahn weicht von der tatsächliche Bahn um den Betrag d ab (Kap. 3.1), der in die Verbesserungsgleichungen als Unbekannte ao einge- führ wird. Bei der Ausgleichung von j Wiederholungsüberflüg sind dafü dann j Unbekannte aoj zu bestimmen.

Die einzelnen Verbesserungsgleichungen lauten dann:

Verbesserung fü die i-te Messung P o l y n o m k o e f f i z i e n t e n gekürzt Beobachtungen li = h; - hm von den Höhe hi wird eine mittlere Höh hm subtrahiert X i = % - k m von den Länge Li wird eine mittlere Läng Lm subtrahiert

Die Koeffizientenmatrix A enthäl die Glieder erster Ordnung der Reihenentwicklung, die partiellen Ableitungen der Verbesserungs- gleichungen nach den der Unbekannten (6.7).

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -8 1-

( ) = 1, fiir alle Messungen des j-ien Profils;

(EIo = 0, f"r alle anderen Messungen

Stochastisches Mode11 der AusgIeichung

Die Einflüss auf die Genauigkeit der Höhenbestimmun sind in Kap. 3.4 und Kap. 4.4 beschrieben. Die Gewichtung der Altimetermes- sung ist von den Genauigkeit abhängig mit der die Korrekturwerte fü die Altimetermessung bestimmt werden können Wenn WDRs vorhanden sind, ist die Genauigkeit und Qualitä der Altimetermes- sung durch Analyse der ansteigenden Flanke des Rückkehrsignal bestimmbar. Stehen die WDRs nicht zur Verfügung bleiben fü die Gewichtung nur die Werte, die in den GDRs selbst enthalten oder aus ihnen ableitbar sind.

Die Genauigkeit einer Höhenmessun wird hauptsächlic durch die Neigung der Reflexionsfläch begrenzt, die Korrekturen erforderlich macht. Abhängi von der Gröà dieser Korrekturen werden die Ko- faktoren nach (6.9) eingeführt

Das Altimeter miß im Abstand von 660 m, der Durchmesser des Footprints (Kap. 4.1.3) beträg bei guten Meßbedingunge zwischen 2 km bis 5 km, so da sich die Reflexionsfläche aufeinanderfolgen- der Messungen in Abhängigkei vom Durchmesser des Footprints

-82- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodell ierun

überlagern Abb. 6.2 zeigt den prozentualen Anteil der Überlage rung. Zwischen aufeinanderfolgenden Messungen besteht hohe Kor- relation. Fü die Berechnung der Korrelationen nach (6.10) wird jeweils ein Footprintdurchmesser vorgegeben, der übe Eis zwi- schen 2 km bis 5 km liegt.

In die Ausgleichung gehen unterschiedlich viele Messungen fü je- des einzelne Höhenprofi ein. Damit jedes Profil das gleiche Gesamt- gewicht erhält werden die Kofaktoren durch die Anzahl der Höhen punkte des Profils dividiert. Dadurch werden alle Profile gleich be- wertet. Liegen fü ein Profil nur wenige Messungen vor, wird das Gewicht begrenzt, um das Profil nicht überzubewerten

Die Gewichtsmatrix P enthäl die Gewichte des Beobachtungsvek- tors 1, sie ist die Inverse der Kofaktormatrix Q l l , deren Elemente nach (6.9) bis (6.11) berechnet werden.

1 q. . = -, l1 nk

mit:

wenn r , , < : 5 m

wenn 5 m < rà < 20 m

w e n n r,, > 20 m

qii: Kofaktor der i-ten Messung ra : Korrekturwert wegen geneigter Reflexionsfläch n k : Anzahl der Messungen des k-ten Höhenprofil

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -83-

Zwischen den Messungen bestehen die Korrelationen rij, die sich aus der Ãœberlappun aufeinanderfolgender Footprints ergeben

2 d 2 * D p L F * a r c c o s - DPLF

- 2 * d * 4 g L F - d 2 r . . -

IJ - (6.10) D D L ~ *

Daraus ergeben sich die korrelierten Kofaktoren.

I I I I l I I I I I I I I I >- 1 5 10 15

Nummer einer Messung in der Meßfolg

Abb. 6.2: Korrelation zwischen aufeinanderfolgenden Messungen. Die Abb. zeigt die prozentuale Ãœberdeckun aufeinanderfolgender Footprints bei unterschiedlichem Footprintdurchmesser.

Die Höhe aus der Altimetermessung wurden, wie in Kap. 5 be- schrieben, korrigiert. Als Ergebnis liegen Dateien mit korrigierten ellipsoidischen Höhen Lagekoordinaten und wichtigen Zusatzinfor- mationen, wie Meßzeit Orbitnummer, Nummer der ERM usw. vor.

-84- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun - -

Das Programm AUSGL-HPROFIL liest die gefilterten und korrigier- ten Höhe aus einer Datei, in der jeweils die Höhe aller Wiederho- lungsmessungen eines Orbits stehen. Das Programm erkennt die Zu- gehörigkei einer Messung zu einem Orbit und speichert sie ent- sprechend fü die Ausgleichung ab.

Die Lösun erfolgt nach Verfahren der Ausgleichsrechnung (Höpke 1980) nach den Matrizenformeln (6.12) - (6.15), nachdem die Koef- fizientenmatrix A und die Gewichtsmatrix P berechnet worden ist.

A T P A = N und A T P l = n (6.14)

m i t 00: Standardabweichung der Gewichtseinheit

Die Additionswerte aller berechneten Profile werden in der Datei GDR_VERB.DAT abgespeichert, die mit fester Datensatzläng und di- rektem Zugriff strukturiert ist.

Die Ergebnisse der Ausgleichung der radialen Einflüss auf die Hö henprofile übe dem Ekströmise zeigt Abb. 6.4 fü die absteigen- den Satellitenbahnen 5, 48, 91, 134, 177, 220 und 19. Die Abb. 6.5 zeigt das Ergebnis fü die aufsteigenden Satellitenbahnen 16 1, 1 18, 75, 32 sowie 233. Die Lage der Subsatellitenbahnen ist in Abb. 6.3 zu sehen.

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -85-

Çod tl1000CIà ¥tiAth -70Â

GEOSAT Satellitenspuren U

Ekströrnise 10 km Kartengrund: *

f -Ç.

digitalisierte LANDSAT-Szenen IfAG/AWI <") X\.B3] ,:I F&----:

Abb. 6.3: Lage der Subsatellitenbahnen aller ERMs aus bereinigten GDRs auf dem Ekströmise

-86- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun

ORBIT 5

40 rn

30 m /Â

90 rn

80 rn

70 rn - 1 0 " ~ 9 " W 8 "W 7 " W

Abb. 6.4: Höhenprofil entlang der absteigenden Satellitenbahnen

70rn

60 rn

1 0 " ~ 9 " W 8 " W 7 " W

ORBIT 134

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -87-

60 m

ORBIT 118

50 m

40 m

Abb. 6.5: Höhenprofil entlang der aufsteigenden Satellitenbahnen

-88- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun

Tabelle 6.1: Additionswerte fü die Höhenprofil in m

Orbit

ERM 8 9

3 1 32 3 3 3 4 35 36 3 7 38 39 4 0 4 1 42 4 3 4 4 45 46 47 4 8 49 50 51 52 53 5 4 5 5

In Tabelle 6.1 sind die ermittelten Additionswerte zusammenge- stellt. Die Tabelle verdeutlicht, da das Altimeter nur bei wenigen Orbits, z.B. Nr. 91, fast bei jedem Wiederholungsüberflu ein zufrie- denstellendes Höhenprofi gemessen hat, bei sehr vielen Wiederho- lungsüberflüg übe dem Ekströmise jedoch nicht gemessen hat.

5 48 91 134 177 220 19 161 118 75 32 233

- -1.18 0.44 - -1.75 -0.45 1.69 4.03 - 0.44 - 0.29

- -0.12 1.59 - 2.15 - 1.20 - 0.69 -0.77 - 0.92 - 0.84 2.16

- 0.89 -0.36 - -3.02 - 3.51 - -0.17 - 1.45 -0.59 - 1.77

-0.05 - -0.48 -0.19 - 0.07 -1.15 -1.10 - 5.41 - -2.03

- -0.58 2.88 - 0.72 - -2.54 - 0.38 - -0.91 - -0.63 - 0.45 -2.01

- -0.13 - -1.72 - 0.68 0.89 - 2.22 1.94 -0.55

- 1.16 - 1.47 - 0.45 - 2.36 - -1.18

- 0.70 - -0.04 - -0.73 -0.14

- 0.84 - -0.35 -2.99

- -2.77 -1.22 - 4.04 1.43 -0.71 1.78 2.37 - -2.06

-1.28 -2.78 1.73 - -0.10

1.33 - -0.11 -1.12 - 0.69 - 0.17 -0.90 - -1.45 0.52

- -2.33 -1.98 - 1.27 - -6.19 -1.96 - -1.31 1.45

Der mittlere Betrag aller Verschiebungswerte im Bereich des Ek- strömise liegt bei 0.44 m mit einer Streuung von k1.86 m. Diese Werte beruhen auf 88 Höhenprofilen Die Gröà der mittleren Ver- schiebung und deren Streuung besagt, da aufgrund der radialen Einflüss auf die Satellitenbahn mit Standardabweichungen (10) fü die Höhenprofil von k 2 m zu rechnen ist.

Fü den Orbit 233 wurden keine Additionswerte berechnet, weil die drei vorhandenen Profile keinen gemeinsamen Teil im Höhenprofi Raben.

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -89-

6 . 2 Berechnung gemittelter Höhenprofil aus Wiederholungs- messungen

Nach der Bestimmung der Additionswerte wird fü jedes Höhenpro fil aus allen Wiederholungsmessungen ein ausgleichendes Profil be- rechnet. Dazu werden kurze Teilstück aus dem Profil herausge- nommen, die durch ein Polynom approximiert und anschließen wieder zum Gesamtprofil zusammengesetzt wurden, das dann das Höhenprofi entlang dieses Orbits repräsentiert Dazu wurde zu- nächs ein Polynom höhere Grades gewählt War die Abweichung aller einzelnen Höhenprofil zum Polynom gering, wurde das Poly- nom übernommen Ansonsten wurde der Polynomgrad solange schrittweise verringert, bis eine gute Übereinstimmun erzielt war. Das Verfahren eignet sich fü kurze, ebene und wenig strukturierte Profile auf dem Schelfeis.

Den Bearbeitungsablauf mit den verwendeten Dateibezeichnungen zeigt Abb. 6.6. Die Ergebnisse der Ausgleichung sind in Abb. 6.7 und 6.8 zu sehen.

U Abb. 6.6: Ablauf der Ausgleichung und Glättun der Höhenprofil aus Wie-

derholungsmessungen

-90- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodeilierun

40 m

30 m

60 m 1o0w 9 O W 8 'W 7 O W

ORBIT

50 m

60 m

50 m

40 m

1 o 0 w 9 O W 8 'W 7 O W

5

//

7om

60 m

80 m

70 m

70 m i 1 1o0w 9 O W 8 'W 7 O W

Abb. 6.7: Ausgeglichene Höhenprofil entl. der absteig. Satellitenbahnen

40 m 1o0w 9 O W 8 O W 7 O W

ORBIT

/

gom

80 m

48

1o0w 9 O W 8 'W 7 O W

ORBIT

ORBIT

ORBIT

l

134

/ /

177

19

I U I

T V

\

\ + -

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -91-

ORBIT I 18

50m.

40 m /

50 m

Abb. 6.8: Ausgeglichene Höhenprofil entl. der aufsteig. Satellitenbahnen

40 m

30 rn l o O w 9 Ow 8 O w 7 O w

ORBIT 161 - P- P

-92- 6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun

Die Genauigkeit der Altimetermessung selbst läà sich aus der Wie- derholbarkeit eines Höhenprofil prüfe und bestimmen. Dabei wird hier nicht berücksichtigt daà die Genauigkeit der Höhenbe stimmung aus der Altimetermessung anderen Einflüsse unterliegt. Die Abweichungen aller Einzelmessungen vom mittleren Höhenpro fil sind bei ausreichend große Anzahl von Wiederholungen ein Mal3 fü die Qualitä eines mittleren Höhenprofils Fü das Arbeitsgebiet wurde fü jedes Profi1 in dieser Weise eine Standardabweichung berechnet .

Die Ergebnisse fü das Arbeitsgebiet sind in Tabelle 6.2 zusammen- gestellt. Die Standardabweichungen (10) der Höhenprofil liegen zwischen k0.3 m und k1.3 m. Der visuelle Vergleich mit den Abb. 6.4 und 6.5, die die korrigierten Höhenprofil zeigen, veranschau- licht diese Werte. In einigen Profilen, z.B. 48 oder 7 5 , existieren Teilprofile von etwa 10 km Läng mit ungünstige Meßbedingun gen, die bei der interaktiven Korrektur nicht eindeutig als Fehlmes- sungen erkannt wurden. Die Höhe aus Wiederholungsüberflüg variieren hier um bis zu 5 m. Beim gut meßbare Profil 91 liegt die Standardabweichung (10) deshalb bei k1.1 m.

Daraus wird gefolgert, daà die innere Genauigkeit der Höhenbestim mung des Satellitenaltimeters des GEOSAT oder vergleichbarer Alti- meter übe ebenen Schelfeisen, wie dem Ekströmisen mit einer Genauigkeit ( 1 ~ ) von k1 m möglic ist.

absteigende ahnen- 1- aufsteigende Bahnen

Orbit

Tabelle 6.2: Standardabweichungen der ausgeglichenen Höhenprofil

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Hohenmodellierung -93-

6.3 Kreuzungspunkte der Satellitenbahnen

Die Ausgleichung übe Kreuzungspunkte durch Minimierung der Abweichung der Höhe zwischen den auf- und absteigenden Sa- tellitenbahnen, wie sie in 'der Auswertung der Satellitenaltimetrie übe dem Ozean üblic ist, ist übe dem Ekströmise aufgrund zu geringer Anzahl von Kreuzungspunkten nicht möglich Zudem be- einflussen oder verfälsche lokale ~ n d e r u n g e n der Genauigkeit, die innerhalb eines Profils auftreten können bei der geringen Anzahl von Kreuzungspunkten die Ausgleichung ganz erheblich. Darum ist die Ausgleichung übe Kreuzungspunkte hier nicht angewendet worden .

~ b e r dem Ekströmise schneiden sich die auf- und absteigenden Satellitenbahnen in neun Kreuzungspunkten, die fü eine Genauig- keitsanalyse genutzt werden. Die Ausgleichung der radialen Ein- flüss in Kap. 6.1 und die Ausgleichung der Wiederholung zur Be- rechnung eines mittleren Höhenprofil in Kap. 6.2 wird durch die Analyse überprüf Abb. 6.3 zeigt die Lage der Kreuzungspunkte auf dem Eis.

Alle Profile wurden unabhängi voneinander prozessiert. Sie sind deshalb algebraisch nicht miteinander korreliert. Kreuzungspunkte am Anfang oder Ende eines Profils sind weniger zuverlässig weil das Profi1 hier nur in einer Richtung durch benachbarte Höhe gestütz wird.

In Tabelle 6.3 sind die Höhe an den Kreuzungspunkten zusam- mengestellt. Die Höhe wurden aus den geglättete Höhenprofile der Abb. 6 .7 und 6.8 an den Kreuzungspunkten berechnet. Der Betrag der Abweichungen liegt an fün Kreuzungspunkten unter 0.5 m, an den übrige z.T. erheblich höher Am Kreuzungspunkt Nr. 4 zeigen die Profile eine Differenz von 1.9 m. Möglich Ursache dafü ist die Bestimmung des Profils 118 aus nur fün Wiederholungen. Die Differenz am Punkt Nr. 5 beträg 1.2 m. Hier ist die Ursache im Profil 75 begründet das westlich von 8OW groß Differenzen von etwa 5 m zwischen den WiederhoIungsüberflüg zeigt. Die groß Differenz an Punkt Nr. 7 von 3.3 m zwischen den Profilen 161 und 48 wird dadurch erklärt daà die Streuung der Höhe im Profile 161 im Bereich des Kreuzungspunkts sehr groà ist und das Profil 48 erst kurz vor dem Kreuzungspunkt beginnt. Die Differenz von 2.2 m zwischen den Profilen 220 und 233 wird verursacht durch die geringe Anzahl von Wiederholungsüberflüg bei beiden Profilen.

-94- 6 Datenauswertung, Ausgieichung, Höhenmodeliierun

Fü das Profil 233 konnte keine Ausgleichung der radialen Einflüss durchgeführ werden.

absteig. Bahn

aufsteig. Bahn

Höh der abst. Bahn

Höh der aufst. Bahn

Differenz

Tabelle 6.3: Höhe und Differenzen an den Kreuzungspunkten

Die Analyse der Höhe an den Kreuzungspunkten verdeutlicht die Leistungsfähigkei der Satellitenaltimetrie. Die sich ergebenden Dif- ferenzen von weniger als 1 m bei den gut meßbare Profilen liegen in der Größenordnu der zuvor in Kap. 6.1 und 6.2 erhaltenen Ge- nauigkeiten.

Die Aussagekraft des Vergleichs der Höhe an den Kreuzungspunk- ten ist wegen der geringen Anzahl an Kreuzungspunkten einge- schränk und nicht auf andere Gebiete übertragbar der Vergleich zeigt jedoch deutlich die Tendenz der Genauigkeit ausgewerteter Al t imetermessungen.

6 Datenauswertung, Ausgleichung, Höhenmodellierun -95-

6.4 Interpolation von Höhenlinie

Die rechnergestützt Berechnung eines digitalen Geländemodell (DGM) fü das Arbeitsgebiet Ekströmise im angestrebten Maßsta 1:500000 (entsprechend des Maßstab der Karte "Ekströmisen ( I f A G , 1989)) ist aufgrund der ungünstige Verteilung der Profile nicht möglich Die Anzahl der Satellitenspuren ist zu gering, der Profilabstand währen der ERM zu groà und die Qualitä der Alti- metermessungen zu unterschiedlich (Abb. 6.4 und 6.5).

Fü die Interpolation von Höhenlinie muà entsprechend dem an- gestrebten Maßsta der Abstand der zu vermessenden Punkte fest- gelegt werden. Als Abstand der Satellitenbahnen fü die Interpola- tion von Höhenline ist der Footprintdurchmesser des Altimeters anzustreben, der die Grenze der Auflösun von Strukturen auf dem Eis ist. Bei einem größer Abstand könne viele Strukturen nicht erfaß werden. Auf dem Ekströmise beträg der Abstand der Satellitenspuren währen des 17-Tage-Orbits der ERM etwa 20 km.

In der Anfangsphase der GEOSAT-Mission lagen die Bahnen fü eine Interpolation erheblich dichter zusammen, doch hat sich gezeigt, da der Informationsgehalt eines einzelnen Höhenprofil zu gering ist und erst eine größe Anzahl von Wiederholungen die Berech- nung eines zufriedenstellenden Höhenprofil ermöglicht

Die geometrische Genauigkeit der Höhenlinie ist im Bereich der Sa- tellitenspuren gegeben. Die Zwischenräum von bis zu 20 km sind groà und die geometrische Genauigkeit ist hier eingeschränkt weil ohne Stützpunkt interpoliert wurde. Morphologische Strukturen oder Formlinien sind im Bereich der vorliegenden Altimetermes- sungen bis auf die Aufsetzlinien, die das Schelfeis begrenzen, nicht vorhanden .

Auf Grundlage der Höhenprofil übe dem Ekströmise wurden die Höhenlinie manuell interpoliert (Abb. 6.9). Bisher unbekannte Oberflächenforme sind mithilfe der Altimetrie bestimmt worden, z.B. das Spaltengebiet in der Umgebung des Schnittpunkts der Orbits 91 und 32 nordöstlic des S ~ r i s e n . Hier ist eine etwa 20 km breite und 30 m tiefe Senke bestimmt worden, die sich hier aufgrund der Dynamik des Schelfeises ausgebildet hat. Zwischen 9OW und 8OW zeigen sich sowohl im Profil 32 als auch im Profil 177 auf einer Läng von 20 km Wellenformen von 1-2 m Höhe

96- 6 Datenauswer tung, Ausgleichung, Höhenmodell ierun

Abb. 6.9: Höhenkart des Ekströmise aus GEOSAT-Messungen mit ellip- soidischen Höhe in m

7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise -97-

7 Vermessuna eines Höhenprofil auf dem Ekströmise

Entlang der Satellitenspur 177 des GEOSAT wurde auf dem Ek- strömise ein Höhenprofi terrestrisch vermessen (Timmen, 1989). Das Profil liegt zwischen 9' 21' W und 8' 7' W und ist 45 km lang. Es schnitt die sogenannte Kottas-Trasse, die von der Georg-von- Neumayer-Station (GvN) aus nach den Kottas-Bergen im Süde verläuf und währen der Expedition ANT V14 (1986187) ( K a r s t e n und Ri t t e r , 1990) abgesteckt worden war, etwa bei Kilometer 70. Das Profil beginnt in der Mitte des Ekströmise und verläuf in südwestliche Richtung zum S ~ r i s e n . Die Entscheidung fü das Pro- fil 177 fiel, weil von diesem Profil gute GEOSAT-Messungen vorla- gen und es im Bereich bekannter Trassen lag und damit den not- wendigen Sicherheitsanforderungen gerecht wurde.

Die genaue Lage der Trasse wurde mit GPS (Global Positioning Sy- stem) aufgesucht. Die Trasse wurde im Abstand von ungefäh 10 km mit Aluminiumstäben die fest im Eis verankert wurden, ver- markt. Die Lage der Punkte zeigt die Abb. 7.1. Die Koordinaten der Punkte, Lage und ellipsoidische Höhe wurden mit GPS gemessen. Zwischen diesen Punkten wurde die Höhenübertragu mit dem motorisierten trigonometrischen Nivellement durchgeführt

Abb. 7.1: Lage des terrestrisch gemessenen Profils auf dem Ekströmise

-98- 7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise

7.1 GPS-Messungen zur Bestimmung der Koordinaten der vermarkten Punkte

7.1.1 Durchführun der GPS-Messungen auf dem Schelfeis

Die präzis Koordinatenbestimmung der vermarkten Punkte erfolg- te mit GPS im Differentialmodus. Ein zu vermessender Punkt wird dabei relativ zu einer bekannten Referenzstation bestimmt. Durch die Differentiallösun werden systematische Einflüss eliminiert, sofern eine lineare Abhängigkei dieser Einflüss zwischen beiden Punkten besteht. Auf allen Punkten werden vier identische Satelliten gleichzeitig beobachtet (Seeber, 1989).

Als Referenzpunkt wird üblicherweis ein koordinatenmäß be- kannter und gut vermarkter Punkt auf festem Untergrund gewählt Dieses ist in der Antarktis aber häufi nicht möglich weil ein eis- freier Punkt zu weit entfernt ist. Das ist auch in der Näh von GvN nicht möglic und darum wurde als Referenzstation ein Punkt auf dem Treppenturm der Georg-von-Neumayer-Station eingerichtet. Die Geschwindigkeit und Richtung der Bewegung dieses Punktes ist durch langfristige Messungen mit GPS und TRANSIT währen eini- ger Expeditionen und Überwinteruqe gut bekannt ( H i n z e , 1990) und kann in der Auswertung berücksichtig werden.

Fü die Koordinatenbestimmung im Differentialmodus müsse auf der Referenzstation und dem Neupunkt vier identische Satelliten gleichzeitig empfangen und die Messungen gespeichert werden. Währen der Aufbauphase des GPS war die Anzahl der einsatzbe- reiten Satelliten im Orbit noch nicht ausreichend und die Sichtbar- keit von mindestens vier Satelliten beschränkt sich auf zwei zeit- lich begrenzte Fenster pro Tag. Da die eingesetzten GPS-Empfänge nur vier Satelliten gleichzeitig empfangen und speichern können ist zuvor ein genauer Beobachtungsplan aufzustellen, damit die opt i - malen geometrischen Satellitenkonstellationen mit den zugehörige Satelliten und Beobachtungszeiten festgelegt werden und die Vor- aussetzungen fü die später Auswertung auch dann erfüll sind, wenn währen der Messung kein Kontakt zwischen den beiden Meßstatione möglic ist. Die Beobachter müsse auf beiden Emp- fänger gleichzeitig dieselben Satelliten manuell auswählen Da fü die Messung jeweils die beste Satellitengeometrie genommen wird, sind die Satelliten bei längere Beobachtungszeit häufige zu wech- seln.

Fü das Projekt wurden zwei Texas Instruments TI 4100 GPS-Emp- fänge eingesetzt worden. Diese Empfänge waren bereits häufige

-100- 7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise

Die grundlegenden Meßgröà des GPS sind Pseudoentfernungen zwischen Satellit und Empfanger, die aus den Laufzeiten der Signale bestimmt werden und systematische Einflüss enthalten. GEONAV nutzt die Pseudoentfernungen, die aus dem Code der Satellitensig- nale abgeleitet werden. Das ermöglich eine eindeutige Lösun fü die Pseudoentfernungen. Fü genaue geodätisch Anwendungen werden die Pseudoentfernungen in der Regel aus der Phasenlage der Tragersignale genutzt, jedoch tritt hier das Problem der Mehr- deutigkeit auf, die Bestimmung der Anzahl der ganzen Wellenzüg zwischen Satellit und Empfanger. Das Programmsystem GEONAV wurde eingesetzt, weil nicht fü alle Neupunkte Referenzmessungen vorlagen und einige Messungen an der Referenzstation und den Neupunkten zeitlich nur unzureichend aufeinander abgestimmt wa- ren .

Die Programme greifen auf ein empfangerunabhangiges Datenfor- mat zu. Dafü sind die Meßdate so vorzubereiten, wie es in der Abb. 7.2 dargestellt ist. Die Meßdate auf Kassetten werden mit dem Programm READ-GPSKASS übe den Kassettenrecorder Philips M4105 in den VAX-Computer eingelesen und binar in hexadezima- ler Darstellung in Dateien gespeichert. Auf diese Daten greift das Programm TI-HEX-GNV zu, das die Daten dekodiert und das Einga- beformat fü die Programme GEONAV und GEONAVC erzeugt (Völk s e n , 1990). Das Programm TI-HEX-GNV ist aus dem Programm TIDECO der Universitä Hannover weiterentwickelt worden, weil das Programm TIDECO selbst auf dem VAX-Computer nicht genutzt werden konnte.

Mit GEONAV wurden zuerst Koordinaten fü den Referenzpunkt be- stimmt. Die Ergebnisse dieser Berechnung zeigt die Tabelle 7.2. An- schließen berechnete das Programm GEONAVC mit den zuvor be- stimmten Sollkoordinaten des Referenzpunkts Korrekturwerte, die sich aus der Differenz zwischen dem Sollwert zu den Istwerten der jeweiligen GPS-Messung ergeben, und schreibt sie in eine Datei, die einmal pro Minute aufdatiert wird. Die Berechnung der Koordinaten fü den Neupunkt wird wiederum mit GEONAV durchführt das in diesen Durchlaufen auf GPS-Messungen und Korrekturen zugreift.

In den Ergebnissen der GEONAV-Auswertung zeigen sich Driftpha- Sen in den Koordinatenwerten, die durch eine Verschlechterung der Satellitengeometrie vor den Satellitenwechseln und eine Verbesse- rung danach verursacht werden. Bei Satellitenwechseln treten grö ßer Sprüng auf. Diese Zeiträum mit offensichtlich schlechter Ko- ordinatenbestimmung werden eliminiert. Die verbleibenden Werte

7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise - 10 1 -

einer zusammenhängende Meßzei auf einem Punkt (Session) wer- den gemittelt und eine Standardabweichung fü die innere Genau- igkeit bestimmt. Da sich die äußer Meßbedingunge und syste- matische Einflüss von Session zu Session ändern müsse fü die Standardweichungen der absoluten Koordinaten größe Werte an- genommen werden. Die Ergebnisse der einzelnen Sessions werden gemittelt und auf einen Zeitpunkt in der Mitte der Kampagne bezo- gen.

Die Bewegung der Referenzstation und die damit verbundene Lage- änderun wird hier nicht berücksichtigt Sie beträg währen der gesamten Kampagne von 27 Tagen etwa 12 m. Die mittlere Position liegt im Bereich der Genauigkeit, mit der die Koordinaten der Refe- renzstation bestimmt sind. Die Bewegung der Neupunkte hat gerin- gere Werte und eine andere Richtung. Da auf den Neupunkten aber jeweils nur eine Session gemessen worden ist, kann deren Bewe- gung nicht bestimmt werden.

GEONAV liefert als Ergebnis Lagekoordinaten und Höhen die sich auf das geodätisch Weltsystem WGS 84 beziehen. Die Koordinaten der Höhe des GEOSAT in den GDRs und die Karte "Ekströmisen des IfAG (1989) beziehen sich auf das geodätisch Weltsystem WGS 72. Fü Vergleiche sind die Koordinaten in das WGS 72 zu transformie- ren. Zwischen allen geodätische Bezugssystemen bestehen eindeu- tige Transformationsbeziehungen. Gebrauchsformeln gibt z.B. S e e - b e r (1989).

mittlere Position 70' 35' 58.85" S 8' 21' 44.15" W 53.65 rn

Datum Standardabweichung (1 0)

, 0 9 o'k Oh

Läng Breite Höh

Tabelle 7.2: Geographische Koordinaten und ellipsoidische Höh der Refe- renzstation (Treppenturm GvN) bezogen auf WGS 84

-102- 7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekstr6misen

Punkt

GPS 1 GPS 2 GPS 3 GPS 4 GPS 5 GPS 6 GPS 7 GPS 8 Olymp

Läng Breite Höh Standardabweichung (1 a)

GI$ G'k Gh

Tabelle 7.3: Geographische Koordinaten und ellipsoidische Höhe der Neupunkte (Balisenoberkante) bezogen auf WGS 84

Referenzstation Neupunkte

GEONAV GEONAVC GEONAV F 5

Abb. 7.2: Ablauf der Auswertung der GPS-Messungen mit dem Programm- "system GEONAV

7 Vermessung eines Höhenprofil au f dem Ekströmise -103-

7.2 Trigonometrisches Nivellement

7.2.1 MeBverfahren und Durchführun der Messungen

Das motorisierte trigonometrische Nivellement mit gegenseitig- gleichzeitigen Zielungen bei einem mittleren Punktabstand von 1 k m gewährleiste die Höhengenauigkei benachbarter Punkte von 3 5 cm bei Wetterlagen mit normal variierenden Refraktionsver- hältnisse (Kars t en und Ri t te r , 1990). Es wird mit zwei Motorschlit- ten (Ski Doo) mit angehängte Nansenschlitten durchgeführt In- strumenten- und Zielstandpunkt sind mit Spezialstativen auf dem Schlitten eingerichtet, der direkt vom Ski Doo gezogen (Abb. 7.3) wird. Die grobe Horizontierung des Meßgerä erfolgt durch Löse des Kugelkopfsystems des Stativs und Einspielen der Dosenlibelle. Die Feinhorizontierung wird mit den Fußschraube des Instrumen- tendreifusses und Einspielen der Röhrenlibell durchgeführt Zen- trisch unter dem Instrument befindet sich die Zieltafel mit den Re- flektoren fü die Distanzrnessung.

Als Meßgerä wurden zwei Totalstationen Geodimeter 142 und Geodimeter 440 eingesetzt zur Messung der Distanz, des Horizontal- und Zenitwinkels. Das Geodimeter 142 hatte sich im Einsatz unter extremen Bedingungen währen der Uberwinterung 1987 gut be- währ (Nixdorf , 1992).

Abb. 7.3: Aufbau der Meßschlitte beim trigonometrischen Nivellement nach Karsten und Ritter (1 990)

-104- 7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise

Bei der Messung selbst wechseln die beiden Schlitten ihre Funktion als Rückblick oder Vorblickzieltafel ab. Währen der Schlitten Nr. 1 auf dem ersten Standpunkt den Rückblic zum vermarkten Aus- gangspunkt mißt fähr Schlitten Nr. 2 zum zweiten Standpunkt. Schlitten Nr. 1 miß den Vorblick zum zweiten Punkt gleichzeitig zur Messung des Rückblick von Schlitten Nr. 2 zum ersten Punkt. Anschließen fähr Schlitten Nr. 1 etwa 2 km zum dritten Punkt und es erfolgt die nächst Messung. Dieser Ablauf erfolgt im Wech- sel bis zum nächste vermarkten Punkt. Übe die Durchführun und Konzeption schreibt Kock (1987).

Währen dieser Kampagne wurde das Meßverfahre dahingehend variiert, da ein Seitblick im Abstand von etwa 1 km senkrecht zur Trasse eingefüg wurde. Beim Umsetzen fahren die Schlitten nicht direkt bis zum übernächst Punkt, sondern sie fahren zunächs fü den Seitblick zum seitwärt gelegenen Punkt und anschließen zum nächste Standpunkt in der Trasse.

Zum Schutz gegen grobe Fehler wurde jede Zieltafel zweimal ange- zielt und die Messung ein zweites Mal durchgeführt Ferner wurde ein Kontrollstab, der mit einem Prisma versehen war, in etwa 20 m Abstand aufgestellt und zu Beginn und am Ende der Messungen auf einem Standpunkt angemessen, um eventuell aufgetretene Ände rangen der Instrumentenaufstellung zu erfassen.

Auf die automatische Registrierung der Messungen wurde verzich- tet, weil die Anzahl der Messungen im Vergleich zur Meßzei sehr gering war und sie zusätzlich Abhängigkei von einem Computer im Zelt auf dem Eis bedeutet hätte Der Aufwand durch Nachmessen wär viel höher Durch das Aufschreiben der Meßwert werden Meßfehle schneller erkannt.

Fü die Übertragun der Richtung und zur Sicherung der Höh wur- den an den Abschlußpunkte eines Meßtage jeweils zwei Punkte südlic der Trasse mit Stäbe vermarkt und angemessen. An den mit GPS eingemessenen Punkten wurde jeweils ein zusätzliche Stab südlic der Trasse aufgestellt. Am folgenden Meßta wurden die Stäb fü den Anschluà der Lagekoordinaten und der Höh er- neut angemessen.

Währen der Meßkampagn war es nicht möglich einen geschlos- senen Zug zu vermessen. Darum kann kein Abschlußfehle fü die Lage und Höh angeben werden.

7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise - 105-

Die atmosphärische Verhältniss in den Polargebieten erfordern eine besondere Beachtung der Refraktionsverhältnisse Die Bestim- mung der Refraktion zwischen den Standpunkten ist nur mit auf- wendiger Messung meteorologischer Parameter möglich Beim tri- gonometrischen Nivellement wird darum gegenseitig-gleichzeitig gemessen und er werden gleiche Refraktionsverhältniss an Stand- und Zielpunkt vorausgesetzt. Die Refraktion wird durch den mittle- ren Refraktionskoeffizienten beschrieben, der das Verhältni des Erdradius zum Radius des Zielstrahls angibt. An Strahlungstagen ist diese Voraussetzung in den Polargebieten nicht mehr gegeben, in den Nachmittagsstunden wird dann ein starker Anstieg des Refrak- tionskoeffizienten beobachtet (Lindner und Rit ter , 1985).

7.2.2 Auswertung des trigonometrischen Nivellements

Lage und Höh des trigonometrischen Nivellements wurden ge- trennt ausgewertet.

Auf die Lageauswertung wird in dieser Arbeit nur kurz eingegan- gen, da die Genauigkeit der Lagekoordinaten auf der sehr ebenen Eisoberfläch von untergeordneter Bedeutung bei der Auswertung des trigonometrischen Nivellements ist gegenübe der Höhenaus Wertung.

Die Bestimmung der Lagekoordinaten erfolgte mit Polygonzüge zwischen den vermarkten Punkten, die mit GPS vermessen worden waren. Die Koordinaten dieser Punkte wurden mit einem Pro- gramm, das von der Technischen Universitä Braunschweig zur Verfügun gestellt worden war (Riedel , pers. Mitteilung), in eine e b e n e konforme Lamber tabbi ldung mi t zwei längentreue Parallelkreisen transformiert. Mit den gemessenen Strecken und Brechungswinkeln der Polygonzüg wurden zunächs lokale Koordinaten fü sämtlich Polygonpunkte berechnet. Die lokalen Koordinaten wurden dann mit einer Helmerttransformation in das Koordinatensystem der Lambertabbildung übertrage und zum Abschluà mit dem oben erwähnte Programm in geographische Koordinaten transformiert.

Die Auswertung der Höhe des trigonometrischen Nivellements er- folgte in Anlehnung an K a r s t e n und Ri t ter (1990) und Mölle u n d Rit ter (1988).

-106- 7 Vermessung e ines Höhenprofi l auf d e m Ekströmise

Die gemessenen Zenitwinkel werden nach ( 7 . 1 ) auf die Kippachs- höh des Meßinstrument reduziert.

m i t z: Zenitwinkel zwischen Stand- und Zielpunkt z': gemessener Zeni twinkel t : T a f e l h à ¶ h s': gemessene S t recke

Der Höhenunterschie zwischen dem Standpunkt (Pi) und den Ziel- punkt (P;) ergibt sich nach (7.2) .

m i t Ahij: Höhendifferen zwischen P i u n d Pj zij: Zenitwinkel von Pi nach Pj

Der mittlere Refraktionskoeffizient wird nach (7.3) bestimmt.

m i t k : mit t lerer Ref rak t ionskoef f iz ien t r : E r d r a d i u s p: 20017t

Die Genauigkeit, mit der sich die Höhendifferen bestimmen läß häng neben der Messung selbst von gleicher Refraktion zwischen Stand- und Zielpunkt und der Stabilitä der Refraktionsverhältniss ab. In gemäßigt Breiten ist die Variation des Refraktionskoeffi- zienten gering und in der Regel reicht die gegenseitig-gleichzeitige Messung der Zenitwinkel. In der Antarktis wirkt sich unterschied- liche Refraktion aus und kann bei der Berechnung der Höhendiffe renz nach ( 7 . 4 ) berücksichtig werden.

m i t Ak: Differenz der Refraktionskoeffizienten von Pi und P;

Nach Gleichung ( 7 . 4 ) ist die Höhendifferen von den Zenitwinkeln und der Strecke sowie der Differenz der Refraktionskoeffizienten zwischen Stand- und Zielpunkt abhängig Fü eine Genauigkeitsab-

7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem ~kströmise -107-

schätzun der Höhendifferen sind die Genauigkeiten der in die Gleichung eingehenden Werte zu untersuchen. Nach dem partiellen Differenzieren der Gleichung (7.4) nach den Einflußgröà Zenitwin- kel, Strecke und Differenz der Refraktionskoeffizienten ergeben sich folgenden Formeln (7.5) - (7.7) fü die einzelnen Einflüsse

m i t m ~ h ( z ) : Einfluà der Zenitwinkelmessung auf die Höhendifferen mz: Standardabweichung der Zenitwinkelmessung m ~ h ( s ) : Einfluà der Streckenmessung auf die Höhendifferen ms: Standardabweichung der Streckenmessung m ~ h ( A k ) : Einfluà der Diff. der Refraktionskoeff. auf die Höhendiff m Ak: Standardabw. der Differenz der Refraktionskoeffizienten

Die Genauigkeit der Winkelmessung schätze Karsten und R i t t e r (1990) mit mz = 0.9 mgon ab. Dieser Wert erscheint bei der Beur- teilung der Feldbüche nicht realistisch und wird fü das eingesetz- te Instrumentarium auf mz = 2.0 mgon gesetzt. Der Einfluà einer Strecke von 1000 m ist bei den gemessenen Zenitwinkeln zwischen 98 gon und 102 gon so gering, da er vernachlässig werden kann. Die Genauigkeit der Bestimmung der Differenz der Refraktionskoef- fizienten wird mit mAk = 0.5 angenommen. Nach dem Fehlerfort- pflanzungsgesetz (7.8)

und Einsetzen der oberen Werte ergibt sich fü die Genauigkeit der Höhenübertragu ein Wert von

-108- 7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise

Fü alle Standpunkte wurden die Hohendifferenzen nach (7.2) und die mittleren Refraktionskoeffizienten nach (7.3) berechnet. Der Re- fraktionskoeffizient dient der Kontrolle der Messung. Sobald grö ßer Differenzen zwischen den Refraktionskoeffizienten aufeinan- derfolgender Messungen auftreten, ist eine schlechte Messung zu unterstellen. Das war fü einige Messungen der Fall, das Profil von GPS 5 nach GPS 6 kann darum nicht ausgewertet werden.

Das Höhenprofi von GPS 5 übe GPS 1 nach GPS 2 und GPS 3 (Abb. 7 . 1 ) e rgab zufr iedenste l lende Messungen . Zwischen d e n vermarkten und mit GPS vermessenen Punkten wurden d ie Hohendifferenzen bestimmt. Die Hohendifferenzen wurden mit den Hohendifferenzen aus der GPS-Messung verglichen und d ie Abweichungen minimiert.

E s wi rd u n t e r s t e l l t , da d i e H o h e n d i f f e r e n z e n d e s t r igonometr ischen Nivel lements bei korrekt e r sche inenden Hohendifferenzen und Refraktionskoeffizienten zuverlässige sind als die GPS-Höhen die teilweise ohne Referenzstation bestimmt w u r d e n .

Beim trigonometrischen Nivellement konnte keine geschlossene Schleife gemessen und damit kein Abschlußfehle bestimmt wer- den. Das hat den Nachteil, da keine konkrete Aussage übe die Ge- nauigkeit, d ie beim trig. Nivellement erreicht wurde, gegeben werden kann. Die Abschätzun nach (7.8) ist nicht realistisch. Die Genauigkeit der gemessenen Hohendifferenzen ist zum Teil erheb- lich schlechter. Darauf deuten Differenzen zwischen den berechne- ten Refraktionskoeffizienten aufeinanderfolgender Messungen hin.

Ausgehend vom Punkt GPS 5 wurde das Höhenprofi berechnet, das in der Abb. 7.4 dargestellt ist.

7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise - 109-

tr igonometrisches Nivellement

GPS 5

, 10km ,

Abb. 7.4: Höhenprofi zwischen den Punkten GPS 3 bis GPS 5 aus dem trigonometrischen Nivellement

-110- 7 Vermessung eines Höhenprofil auf dem Ekströmise

8 Vergleich -111-

8 Veraleiche mit Ergebnissen anderer Höhenbestimmunae

8.1 Fernerkundungsaufnahmen der LANDSAT-Satelliten

Die Satelliten LANDSAT-4 und LANDSAT-5 liefern Aufnahmen der Erde im sichtbaren Bereich mit dem MSS (Multi Spectral Scanner), der eine Auflösun von etwa 80 m hat. Fü den Bereich des Ek- strömise wurden Satellitenbilder aus den Jahren 1986 bis 1988 bearbeitet und digitalisiert (Heidrich u.a., 1992). Die Digitalisierung gibt die Strukturen der Eisoberfläch wieder. Sie enthäl neben den Küstenlinie alle glaziologisch und topographisch wichtigen Linien wie Aufsetzlinien (grounding lines), Eishöcke (ice rises), Eiskuppeln (ice rumples), Fließlinie (flow lines) usw.. Deutlich zu unterschei- den sind aufliegende Eisfläche von Schelfeisflächen

Das Aufnahmesystem liefert keine Höhen eignet sich jedoch gut fü einen qualitativen Vergleich, wie es in der Abb. 8.1 dargestellt ist.

Beim Übergan vom Schelfeis zum aufliegenden Eis steigt die Eis- oberfläch relativ schnell an und die Altimetermessung setzt aus. Das zeigt sich zwischen den aufliegenden Eisfläche zwischen dem Fimbulisen und Jelbartisen, beim Anstieg auf den Halvfarrgyyen und den S ~ r i s e n . Der Satellit kommt aus östliche Richtung. Das plötzlich Abfallen des Höhenprofil wird dadurch hervorgerufen, da das Rückkehrsigna außerhal des Empfangsfensters liegt, das darum zeitlich nach hinten versetzt wird, um das Signal wiederzu- finden. Die vermeintliche Laufzeit und damit auch die Altimeterdi- stanz, die in den GDRs steht, erscheint länge und das Höhenprofi fäll ab.

Der qualitative Vergleich zeigt, da Eistopographie und Altimeter- messung gut zu korrelieren sind, und belegt, da Altimetermessun- gen übe ebenem Schelfeis erfolgreich sind.

-1 12- 8 Vergleich

Abb. 8.1: Höhenprofil des Orbits 177 des GEOSAT und Lage in einer nach Landsat-Daten erstellten Karte. Die Höhenprofil sind weder korri- giert noch ausgeglichen. Ungefilterte Höhe wurden direkt aus den GDRs übernommen da sie lediglich dem quantitativen Vergleich dienen. Die Höhe wurden abhängi von der geographischen Läng aufgetragen, die nach unten in die Karte verlänger als Schnittpunkt mit dem Orbit wiederzufinden ist.

8 Vergleich -1 13-

8.2 Hohenprofil entlang der Satellitenspur 177

Die Abb. 8.2 zeigt das Höhenprofi des trigonometrischen Nivelle- ments zusammen mit dem entsprechenden Höhenprofi 177 der Altimetermessung. Die Vergleichbarkeit beträg etwa 15 km.

Der Satellit fliegt von Ost nach West. Beide Profile zeigen eine gute Übereinstimmun im Verlauf zwischen den Punkten GPS5 und GPS1. Die Senke zwischen den Punkten GPSl und GPS2 kann das Altimeter nicht erkennen. Sie ist nur 5 km breit und liegt in der Gröà des Footprintdurchmessers des Altimeters. Oberflächenfor men, die kleiner als der Footprint sind, werden vom Altimeter in der Regel nicht aufgelöst Westlich vom Punkt GPS2 steigt die Eis- oberfläch mit 1.3O an. Das bedeutet, da die zuerst vom Altimeter empfangene Energie von den ansteigenden Fläche im Westen reflektiert wurde. Kurz danach geht das Meßsigna bei jeder Mes- sung verloren.

Zwischen den Punkten GPS5 und GPSl weisen die beiden Profile eine Differenz von durchschnittlich 3 m auf. Das Höhenprofi aus der Altimetermessung wird durch sechs Wiederholungsprofile ge- stütz (Tabelle 6.1) und ist mit einer Standardabweichung (10) von k1 m (Tabelle 6.2) berechnet worden. Die absolute Höh des Profils des trig. Nivellements beruht auf GPS-Messungen. Die Standardab- abweichungen der GPS-Höhe betragen einige m. Das sind möglich Ursachen fü die Differenz der ~ à ¶ h e n ~ r o f i l e

tr igonometrisches Nivellement

GPS 5

ermessung i

Abb. 8.2: Höhenprofil aus dem trigonometrischen Nivellement und der entsprechenden Satellitenbahn des GEOSAT

-1 14- 8 Vergleich

8.3 Höhe der Ekströmisen-Kart

Die auf dem Ekströmise in den Jahren bis 1988 durchgeführte Vermessungsarbeiten wurden aufbereitet und vom IfAG (1989) als Karte herausgegeben. Die topographische Karte (Maßsta 1:500000) mit Höhenlinie nutzt im wesentlichen die Vermessungsflüg der Universitä Münste (Thyssen und Grosfeld, 1988), die trigonome- trischen Nivellements der Techn. Universitä Braunschweig (Möl l e und Ritter, 1988) und Einzelpunktmessungen der Universitä Han- nover (Hinze und Seeber, 1988).

Die Lage der Vermessungsfluge und der trigonometrischen Nivelle- ments zeigt die Abb. 8.3. Die Genauigkeit der Höhenbestimmun ist vom angewendeten Verfahren abhängig sie beträg bei den Ver- messungsflugen k2 m und bei den trig. Nivellements in Abhängig keit von den Abschlußfehler der Profile etwa k0.5 m.

Abb. 8.3: Lage der Vermessungsflüg (-) und der trig. Nivellements (+) auf dem Ekströmise

8 Vergleich -115-

Der in dieser Arbeit untersuchte Teil des Ekströmise ist zum Teil sehr eben, so da die Lage der Höhenlinie unsicher ist. Einer Hö hengenauigkeit von k 2 m entspricht eine Lagegenauigkeit von k 5 km. Die Lage der trigonometrischen Nivellements richtet sich in erster Linie nach Sicherheitserfordernissen und nicht nach morpho- logisch relevanten Gesichtspunkten, denn gerade in Gebieten mit größer Neigungen treten vermehrt Spalten auf. Bei der Planung der Vermessungsflüg war die Höhenbestimmun ein Kriterium ne- ben anderen, z.B. die Bestimmung der Schelfeisdicke.

Kriterien fü Höhenlinie sind geometrische Genauigkeit und mor- phologische Richtigkeit ( H a k e , 1982). Die Höhenlinie sind im Be- reich der gemessenen Profile entsprechend des Meßverfahren geo- metrisch genau. Die Morphologie der Eisoberfläch soll durch die Höhenlinie richtig wiedergegeben werden. Das ist jedoch nur dann möglich wenn die Formlinien auf dem Eis, z.B. Fließlinien Aufsetzli- nien usw., bekannt sind und fü die Interpretation genutzt werden.

Die Ekströmisen-Kart zeigt die Zuverlässigkei einer Höhenlini durch geschlossene oder gestrichelte Linienführung Fü den Ver- gleich mit den aus der Satellitenaltimetrie erhaltenen Höhe ist dieses zu berücksichtigen Der Vergleich soll in erster Linie die morphologische Richtigkeit der Höhenlinie überprüfe Fü die Prüfun der geometrischen Genauigkeit ist er weniger geeignet, da sich die Lage der terrestrischen Vermessungsprofile zu sehr von der Lage der Altimeterprofile unterscheidet.

Der Vergleich der aus Altimetermessungen abgeleiteten Höhenlini en (Abb. 6.9) mit den Höhenlinie der Ekströmisen-Kart zeigt im Rahmen der zu erwartenden Genauigkeit gute Übereinstimmung In beiden Karten ist der Verlauf der Höhenlinie ähnlich Gute Über einstimmung der Oberflächenforme zeigen beide Karten im Süde des Ekströmise mit dem Plateau bei 71'15' S oder mit einer Senke von wenigen m bei 71'20' S und 8'40' W. Der visuelle Vergleich zeigt deutlich, da die Morphologie in der Höhenlinienkart richtig wiedergegeben wird.

Fü einen weiteren Vergleich wurden aus der Ekströmisen-Kart entlang der Altimeterprofile HCihen entnommen. Die sich daraus er- gebenden Höhenprofil sind zusammen mit den ausgeglichenen Hö henprofilen der Altimetermessung in den Abb. 8.4 und 8.5 darge- stel l t .

-1 16- 8 Vergleich

60 m

Abb. 8.4: HGhenprofile der Altimetermessung und abgeleitet aus der Ek- strömisen-Kart (IfAG, 1989) entlang der absteigenden Satelliten- bahnen des GEOSAT. Die Lage zeigt Abb. 6.3. Gestrichelte Profile sind nur durch wenige Messungen gestützt

ORBIT 4 8

50 m

40 m ---

7om

60 m

1 0 " ~ 9 " W 8 " W 7 " W

\ - - -. -

1 0 " ~ 9 " W 8 " W 7 " W

ORBIT

Altirnetermessungen (A) \

terrestrische Messungen (T)

134

/

t /------ . \

8 Vergleich -1 17-

Abb. 8.5: Höhenprofil der Altimetermessung und abgeleitet aus der Ekströmisen-Kart (IfAG, 1989) entlang der aufsteigenden Satelli- tenbahnen des GEOSAT. Die Lage zeigt Abb. 6.3. Gestrichelte Profile sind nur durch wenige Messungen gestützt

50 m

40 m

30 m

ORBIT

1 0 ~ 9 O W 8 O W 7 " W 60 m

161

7 /T - 1 , -. -, (A)

-

1 0 ~ 9 " W 8 O W 7 O W

118

#/ 50 m

ORBIT

. .-- 40 m

,Â¥ ,

-1 18- 8 Vergleich

Die Profile aus der Ekströmisen-Kart liegen durchweg 5 m bis 10 m unterhalb der Altimeterprofile. Die Ursache liegt darin, da die Geoidundulation nicht berücksichtig ist. Die Altimeterprofile enthalten ellipsoidische Höhen da sich aus der Bahnberechnung des Satelliten Höhe übe dem Ellipsoid ergeben.

Das trig. Nivellement ergibt orthometrische Höhen die sich auf das Geoid beziehen. Das trig. Nivellement wurde an der Schelfeiskante an den Ozean angeschlossen, die gemessenen Höhe beziehen sich auf den Meeresspiegel. Die Vermessungsflüg ergeben ebenfalls orthometrische Höhen die sich auf den Meeresspiegel vor der Schelfeiskante beziehen.

Die Geoidundulationen, die aus den GDRs entnommen wurden, be- tragen im Norden des Ekströmise etwa +9 m und im Süde +7 m. Dieses zeigt auch die Karte der A U S L I G (1986) der, gesamten Ant- arktis mit Geoidundulationen zwischen GEM 10 und dem WGS 72. Die Geoidundulationen im Bereich des Ekströmise liegen zwischen +5 m und +10 m. Das Geoid liegt übe dem Ellipsoid. Die Höhenpro file aus der Ekströmisen-Kart müsse um die Gröà der Geoidun- dulation unterhalb der Höhenprofil aus den Altimetermessungen l iegen.

Die Höhe aus der Altimetermessung wurden nicht in orthometri- sehe Höhe umgewandelt, weil das Geoid nur unzureichend be- kannt ist und sich die schlechte Genauigkeit der Geoidundulation auf die Genauigkeit der Höhe Übertrage hätte

Bei den im Norden des Ekströmise liegenden Profilen 48, 91 und 134 bzw. 161, 118, 75 und 32. stimmt der Verlauf beider Profile gut überein der Abstand liegt in der Grö der Geoidundulation. Die Profile sind gestrichelt dargestellt, wenn die Höhenlinie der Ekströmisen-Kart wegen wenig verfügbare Stützstelle gestri- chelt dargestellt sind. Die Abweichungen werden dort größe wo am Rand interpoliert wurde, z.B. 48 oder 75.

Bei den übrige Profile stimmt der Verlauf der Höhe gut überein es gibt aber lokal etwas größe Differenzen. Das ist zum einen durch die Lage der terrestrischen Höhenmessunge begründe zum anderen durch die geringe Zahl an erfolgreich durchzuführende Altimetermessungen, z.B. bei den Profilen 19 und 233. Die Aufsetz- linie (grounding line) zwischen Ekströmise und SGräse verläuf nicht geradlinig. Damit ist auch der Anstieg vom Ekströmise auf den S ~ r à ¤ s e nicht gleichmäßi In diesem Bereich topographisch

8 Vergleich -1 19-

bewegterer Oberfläch wirken sich bereits geringe Lagedifferenzen auf die Höh aus. Bei den hier betrachteten Höhenunterschiede von wenigen m kann es lokal durchaus zu größer Abweichungen kommen, die sich mit der Zufälligkei der vorliegenden Profile er- kläre lassen.

Weiterhin wurden zur Erfassung der Dynamik des Schelfeises an ei- nigen Punkten die Geschwindigkeit und Richtung des Eisflusses und das Verformungsverhalten an der Schelfeisoberfläch gemessen. In der Regel kann angenommen werden, da das Schelfeis in Richtung der größt Oberflächenneigun fließt Die Fließrichtun steht dann senkrecht zu den Höhenlinien Fließlinie des Ekströmise zeigt H i n z e (1990), der die Messungen von 1980 bis 1987 ausgewertet ha t .

8.4 Altimetermessungen des Satelliten SEASAT

SEASAT war ein wichtiger Satellit fü die Fernerkundung der Oze- ane und Eisschilde und mit entsprechenden Sensoren ausgestattet (Born u.a., 1979, Larne u.a., 1982). Die Mission dauerte vom 26.06. - 07.10.1978. Der Satellitenorbit war so ausgewählt da fü alle Sen- soren sowohl eine gute Überdeckun als auch eine gute Zeitreihe erzielt wurde. Zu Beginn der Mission flog der Satellit auf einer Bahn, die sich nach 17.05 Tagen nahezu wiederholte, der Abstand betrug am Äquato 20 km. Anschließen wurde die Bahn in eine 3- tägig Wiederholungsbahn geändert Die Lage der SEASAT-Bahnen im Untersuchungsgebiet zeigt Abb. 8.4, die Zuordnung zum Wieder- holungsorbit erfolgt nach den Formeln (5.4) und (5.5).

Vom Ekströmise liegen 70 Überflü vor.

aufsteigende Bahnen

Tabelle 8.4: SEASAT-Bahnen des 17-Tage-Orbits

absteigende Bahnen

GEOSAT

5 48 9 1

134 177 220

19 62

SEASAT

193 437 681 236 480 279 523

566 609

164 652 207 451 695 250 494

GEOSAT

204 161 118 75 32

233 190 147

SEASAT

148 392 636 593 550

263 507 220 464 177 42 1 665

622 579

- 120- 8 Vergleich

Tabelle 8.1: SEASAT-Bahnen des 3-Tage-Orbits

Abb. 8.6: Lage der SEASAT-Bahnen auf dem Ekströmise

aufsteigende Bahnen

Noch mehr als beim Altimeter des GEOSAT wirkt sich beim Altime- ter des SEASAT das Problem aus, da das Altimeter übe Eis oft ausgesetzt hat und damit in den Höhenprofile groß Lücke sind.

WdhI.-Orbit

absteigende Bahnen

SEASAT WdhI.-Orbit SEASAT

8 Vergleich -121-

Fü den nur kurzen Zeitraum der SEASAT-Mission von nur drei Mo- naten liegen darum nur wenige Wiederholungsüberflü vor. Auf eine Auswertung des 17-Tage-Orbits wurde darum verzichtet, weil höchsten drei nahe beieinander liegende Überflü vorhanden sind. Die Wiederholrate währen des 3-Tage-Orbits war günstiger doch damit verbunden war ein größer Abstand zwischen den Bahnen. Nur der Orbit 13 deckt sich etwa mit dem GEOSAT-Orbit 233 auf dem Ekströmise (Abb. 8.6).

Der Orbit Nr. 13 wurde insgesamt achtmal wiederholt. Davon konn- te das Altimeter im Bereich des Ekströmise viermal messen. Die Abweichung zwischen den Höhenprofile voneinander beträg jedoch bis zu 7 m, so da die absolute Höh des Profils in dieser Größenordnu unsicher ist. Fü einen numerischen Vergleich ist das Profil darum ungeeignet.

Fü die vier Profile wurde nach Kap. 6.1 jeweils der radiale Einfluà durch Ausgleichung bestimmt (Abb. 8.7) und anschließen ein ausgleichendes Höhenprofi nach Kap. 6.2 berechnet (Abb. 8.8). Der Orbit Nr. 13 liegt nahe beim Orbit 177 der GEOSAT-ERM. Die Diffe- renzen zwischen beiden Messungen liegen im Bereich einiger m, der Verlauf beider Höhenprofil zeigt gute Übereinstimmung

Abb. 8.7: Höhenprofil entlang des SEASAT-Orbits Nr. 13

Abb. 8.8: gemitteltes Höhenprofi entlang des SEASAT-Orbits Nr. 13

- 122- 8 Vergleich

9 Ausblick -123-

9 Ausblick

Die Genauigkeit der Bahnbestimmung des Altimetersatelliten hat entscheidenden Einfluà auf die Genauigkeit der Höhenbestimmun aus der Altimetermessung. Übe dem Ozean läà sich die Bahn durch Ausgleichungsalgorithmen gut verbessern, übe Eis ist diese Verbesserung nicht möglich so da hier von vornherein die Ver- fahren der Satellitenbahnbestimmung angewendet werden sollten, die der angestrebten Genauigkeit der Höhenbestimmun angepaß sind.

Die Anwendung übe Eis hat gezeigt, da die Signalverfolgung groß Schwierigkeiten bereitet und mit große Lücke im Höhenprofi zu rechnen ist. Fü die Anwendung übe Eis ist eine bessere Signalver- folgung dringend erforderlich.

Der Satellit ERS-1, der im Juli 1991 gestartet wurde erreicht mit seiner Bahn 82ON bzw. 82's und fliegt übe einen große Teil der eisbedeckten Fläche Grönland und der Antarktis. Die Anwendung übe Eis ist ein wesentlicher Teil der Mission, im Gegensatz zu den Satelliten SEASAT und GEOSAT, die mit Bahnen zwischen 72ON und 72's fü die Anwendung übe dem Ozean konzipiert waren und nur Teilgebiete Grönland und der Antarktis erfaßten

Das Altimeter des ERS-1 ist fü die Messung übe Eis mit einem speziellen Eismodus ausgerüstet der eine bessere Signalverfolgung übe Eis ermöglicht die jedoch mit einer schlechteren Laufzeitmes- sung verbunden ist. Das Altimeter kann zwischen Ozean- und Eis- modus umgeschaltet werden.

Technisch arbeitet das Altimeter dabei mit einer um den Faktor 4 geringeren Bandbreite von 82.5 GHz und um den Faktor 4 verbrei- terten Zellen des Empfangsfensters. Die Reduzierung der Bandbreite wirkt sich auf den ausgesendeten Impuls aus, der 12.5 ns lang ist (Kap. 3.1) und weniger scharf ausgepräg ist. Der Footprintdurch- messer (Kap. 4.1. I ) , der durch die Impulsläng festgelegt wird, wächs dadurch auf mehr als 3.4 km an, die reflektierende Fläch ebenfalls um der Faktor 4.

Erste Messungen des Altimeters im Eismodus währen des 3-Tage- Orbits in der Anfangsphase der ERS-1-Mission haben keine befrie- digende Resultate gebracht. Die Qualitä des Rückkehrsignal war unzureichend und es konnten keine zufriedenstellenden Laufzeit- messungen durchgeführ werden ( I h d e , pers. Mitteilung).

-124- 9 Ausblick

Fü die Herstellung topographischer Karten wird neben der Zuver- lässigkei der Höhenbestimmun ein möglichs geringer Abstand zwischen der Bahnen angestrebt. Der 35-Tage-Orbit des ERS1 ist fü die Interpolation von Höhenlinie gut geeignet, der Abstand der aufsteigenden oder absteigenden Umlaufbahnen beträg z.B. bei 70 S währen des 35-Tage-Orbit etwa 27 km.

Eine andere Entwickung fü ein Altimeter zur Reduktion der Feh- lereinflüss auf die Altimetermessung (Kap. 3.4.2) ist auf dem For- schungssatelliten TOPEXIPOSEIDON in Betrieb. Der Satellit ist mit zwei Altimetern ausgerüstet von denen das eine Altimeter mit zwei Frequenzen arbeitet. Durch die Altimetermessung auf zwei Frequenzen wird die präzis Modellierung des frequenzabhängige Einflusses der Ionosphär ermöglicht

Fü den ERS-1 war mit dem PRARE ein eigenständige Bahnbestim- mungssystem geplant und entwickelt worden.

10 Literaturverzeichnis -125-

10 Literaturverzeichnis

Anderle, R.J. (1986): Doppler satellite measurements and their in- terpretation. - in: A. Anderson and A. Cazenave (Eds.), Space Geodesy and Geodynamics, Academic Press Inc. Ltd, London, 113-167.

AUSLIG (1986): Antarctica, Contours of N, the height of the geoid above the WGS72 spheroid in metres using GEM 10 gravity coefficients. - Edition 4, produced by Australien Surveying and Land Information Group, Canberra, A.C.T. in associa- tion with Antarctic Division, Hobart, Tas..

Axelsson, S.R.J. (1987): Radar altimetry response from rough surfa- Ces. - Photogrammetria, 42, 1-18.

Bindschadler, R.A., H.J. Zwally, J A . Major, A.C. Brenner (1989): Sur- face topography of the Greenland Ice Sheet from satellite radar altimetry. - NASA SP-503, Washington DC., 105 S.

Blue, C. (1992): More GEOSAT data declassified. - Trans. Am. Geo- phys. Un., 73, 265.

Bogorodsky, V.V., C.R. Bentley, P.E. Gudmandsen (1985): Radiogla- ciology. - D. Reidel Publishing Company, Dordrecht, 254 S.

Born, G.H., J.A. Dunne, D.B. Lame (1979): SEASAT mission overview. - Science, 204, 1405-1406.

Brenner, A.C., R.A. Bindschadler, R.H. Thomas, H J . Zwally (1983): Slope-induced errors in radar altimetry over continental ice sheets. - J. Geophys. Res./C, 88, 1617-1623.

Brooks, R.L., W.J. Campbell, R.O. Ramseier, H.J. Stanley, H.J. Zwally (1978): Ice sheet topography by satellite altimetry. - Na- ture, 274 , 539-543.

Brooks, R.L., G.A. Norcross (1984): Ice sheet surface features from satellite radar altimetry. - Mar.Geod., 8, 211-220.

Brown, G.S. (1977): The average of Impulse response of a rough surface and its application. - IEEE Trans. Antennas Propag., Ap-25, 67-74.

-126- 10 Literaturverzeichnis

Cartwright, D.E., R.J. Tayler (1971): New computations of the tide generating potential. - Geophys. J. R. Astron. Soc., 23, 45- 7 4.

Cartwright, D.E., A.C. Edden (1973): Corrected tables of tidal harmo- nies. - Geophys. J. R. Astron. Soc., 33, 253-264.

Cartwright, D.E., R.D. Ray (1991): Ocean tides from GEOSAT altime- try. - J. Geophys. Res./C, 9 5 , 3069-3090.

Chase, J.R., R.J. Holyer (1990): Estimation of sea ice type and concentration by linear unmixing of GEOSAT altimeter waveforms. - J. Geophys. Res./C, 9 5 , 18015-18025.

Cheney, R.E., B.C. Douglas, R. Agreen, D.C. McAdoo, D.T. Sandwell (1986): Geodetic and oceanographic applications of satellite altimetry. - in: A. Anderson and A. Cazenave (Eds.), Space Geodesy and Geodynamics, Academic Press Inc. Ltd, Lon- don, 377-405.

Cheney, R., B. Douglas, R. Agreen, L. Miller, D.L. Porter, N. Doyle (1987): GEOSAT altimeter geophysical data record.- NOAA Technical Memorandum NOS NGS-46, Rockville, 28 S.

Clough, J.W. (1977): Radio-echo sounding: Reflections from internal layers in ice sheets. - J. Glaciol., 18, No.78, 3-14.

Cole, T.D. (1985): GEOSAT-A data users / ground System interface control document (ICD). - Johns Hopkins University Ap- plied Physics Laborarory, 7292-9510 Rev. 1, Laurel, Mary- land, 122 S.

Denker, H., R.H. Rapp (1990): Geodetic and oceanographic results from the analysis of 1 year of GEOSAT Data. - J. Geophys. Res./C, 9 5 , 13151-13168.

Determann, J. (1991): Das Fließe von Schelfeisen - numerische Simulationen mit der Methode der finiten Elemente. - Ber. Polarforsch., 83, 82 S.

Dittrich, G., A. Helbig (1981): Geodätisch und meteorologische Un- tersuchungen der terrestrischen Refraktion des Enderby- Landes (Ostantarktis). - Geod. Geophys. Veröff. R 111, H 48, 245 S .

10 Literaturverzeichnis -127-

Domik, G., F. Leberl, M. Kobrick (1984): Analyse von Radarbildern mittels Digitaler Höhenmodelle - Bildmessung U. Luftbild- Wesen, 52, 249-263.

Dowdeswell, J.A., and N.F. McIntyre (1987): The surface topography of large ice masses from Landsat imagery. - J. Glaciol., 33, 1 6 - 2 3 .

Drewry, D.J., (1983): The surface of the Antarctic ice sheet, sheet 2 of Antarctica: Glaciological and Geophysical Folio. - D.J. Drewry, Ed., Scott Polar Research Institute, University of Cambridge, Cambridge.

Drinkwater, M.R. (1987): Radar altimeter studies of polar ice. -

Thesis, Emmanuel College, University of Cambridge, Cam- bridge, 231 S.

Drinkwater, M.R., G.B. Crocker (1988): Modelling changes in the dielectric and scattering properties of young snow-covered sea ice at GHz frequencies. - J. Glaciol., 34, 274-282.

Eckstaller, A. (1988): Seismologische Untersuchungen mit Daten der Georg-von-Neumayer Station, Antarktis, 1982-1984. - Dis- sertation, Fakultä fü Geowissenschaften der Ludwig-Ma- ximilians-Universität München 239 S.

Ehrhardt, H., H. Hinze, W. Oswald, H.W. Schenke, L. Timmen (1988): Satellitengestützt Positionsbestimmungen zur Ermittlung der Eisbewegung - in: Miller, H., H. Oerter (Eds.) Die Expedition ANTARKTIS-Vl4-5 mit FS Polarstern 1986187, Ber.Polarforsch., 57, 82-87.

Frain, W.E., M.H. Barbagallo, R.J. Harvey (1987): The design and ope- ration of GEOSAT. - Johns Hopkins Appl. Phys. Lab. Digest, 8 , 184-189.

Gube-Lenhardt, M. (1987): The meteorological data of the Georg- von Neumayer-Station for 1983 and 1984. - Ber. Polar- forsch., 38, 108 S.

Gundestrup, N.S., R.A. Bindschadler, H.J. Zwally (1986): Seasat range measurements verified on a 3-D ice sheet. - Ann. Glaciol. 8, 6 9 - 7 2 .

- 128- 10 Literaturverzeichnis

Haines, B.J., G.H. Born, G.W.' Rosborough, J.G. Marsh, R.G. Williamson (1990): Precise orbit computation for the Geosat Exact Repeat Mission. - J. Geophys. Res./C, 95, 2871-2885.

Hake, G. (1982): Kartographie I, de Gruyter, Berlin, New York, 342 S.

Hall, D.K., J. Martinec (1985): Remote sensing of ice and snow. - Chapman and Hall, London, New York, 181 S.

Hayne, G.S., D.W. Hancock I11 (1990): Corrections for the effects of significant wave height and attitude On GEOSAT radar alti- meter measurements. - J. Geophys. Res./C, 95, 2837-2842.

Heidrich, B., J. Sievers, H.W. Schenke, M. Thiel (1992): Digitale topographische Datenbank Antarktis. - Na. Ka. Verm, Reihe I, Heft 107, Frankfurt am Main, 107-140.

Hellmer, H. (1989): Ein zweidimensionales Modell zur thermohali- nen Zirkulation unter dem Schelfeis. - Ber. Polarforsch., 60, 86 S.

Helmes, L. (1989): The meteorological data of the Georg-von Neumayer-Station (Antarctica) for 1985, 1986 and 1987. -

Ber. Polarforsch., 64, 90 S.

Hendershott, M.C. (1977): Numerical models of ocean tides. - in: Goldberg, F.D. u.a. (Eds.), The Sea, Vol.6., John Wiley & Sons, New York, London, 47-95.

Hinze, H., G. Seeber (1988): Ice-motion determination by means of satellite positioning Systems. - Ann. Glaciol., 11, 36-41.

Hinze, H. (1990): Zum Einsatz von Satellitenpositionierungsverfah- ren fü glaziologische Aufgaben in der Antarktis. - Wiss. Arb. Fachr. Verm.wesen, Nr. 167, Univ. Hannover, Hannover, 166 S.

Höpke W. (1980): Fehlerlehre und Ausgleichsrechnung. - de Gruy- ter, Berlin, New York, 227 S.

Huybrechts, P. (1992): The Antartic ice sheet and environmental change: a three-dimensional modelling study. - Ber. Polar- forsch., 99, 241 S.

10 Literaturverzeichnis -129-

IfAG (1989): Ekströmisen SR 29-30, Antarktis. - Institut fü Ange- wandte Geodäsie Frankfurt am Main.

Jensen, J.J., F.R. Wooldrigde (1987): The navy GEOSAT mission: an introduction. - Johns Hopkins Appl. Phys. Lab. Digest, 8 , 169 .

Jezek, K.C., J.W. Clough, C.R. Bentley, S. Shabtaie (1978): Dielectric permittivity of glacier ice measured in situ by radar wide- angle reflection. - J. Glaciol., 21, 315-329.

Jones, S.C., B.E. Tossman, L.M. Dubois (1987): The GEOSAT ground station. - Johns Hopkins Appl. Phys. Lab. Digest, 8 , 190- 1 9 6 .

Karsten, A. (1987): Anmerkungen zur Leistungsfähigkei der trigo- nometrischen Höhenmessun auf Eisoberflächen - in: Fest- schrift Prof D. Möller Geod. Schriftenreihe der Techn. Uni- versitä Braunschweig, Nr. 7, Braunschweig, 61-66.

Karsten, A., B. Ritter (1990): Trigonometrisches Nivellement 1987 auf dem Ekström-Schelfeis - in: Miller, H., H. Oerter (Eds.) Die Expedition ANTARKTIS-V14-5 mit FS Polarstern 1986187, Ber.Polarforsch., 57, 76-81.

Kipfstuhl, J. (1991): Zur Entstehung von Unterwassereis und das Wachstum und die Energiebilanz des Meereises in der Atka Bucht, Antarktis. - Ber. Polarforsch., 85, 88 S.

Klobuchar, J.A. (1987): Ionospheric time-delay algorithm for single- frequency GPS Users. - IEEE Trans., Aerosp. Electron Syst., AES-23, 325-33 1.

Kobarg, W. (1988): Die gezeitenbedingte Dynamik des Ekström Schelfeises, Antarktis. - Ber. Polarforsch., 50, 162 S.

Kobarg, W., R. Tonn (1988): Die Gezeitenbewegungen des Ekström Schelfeises. - in: Miller, H., H. Oerter (Eds.) Die Expedition ANTARKTIS-V14-5 mit FS Polarstern 1986187, Ber. Polar- forsch., 57, 97-106.

- 130- 10 Literaturverzeichnis

Kock, H. (1987): Konzeption eines schnellen motorisierten trigono- metrischen Nivellements. - Festschrift Prof D. Möller Geod. Schriftenreihe der Techn. Universitä Braunschweig, Nr. 7, Braunschweig, 39-48.

Kohnen (1983): Erforschung der antarktischen Eisbedeckung. -

Geogr. Rdsch., 35, 104-1 11.

Kolenkiewicz, R., C.F. Martin (1982): SEASAT altimeter calibration. -

J. Geophys. Res./C, 87, 3 189-3 197.

Kolenkiewicz, R., C.F. Martin (1987): Techniques for high accuracy altimeter calibration. - Proceedings of IUGG XIX. General Assembly, Vancouver, 525-534.

Lame, D.B, G.H. Born (1982): SEASAT measurement System evalua- tion: achievements and limitations. - J. Geophys. Res./C, 87, 3175-3178.

Lange, M.A., D.R. MacAyeal (1988): Numerical models of steady- state thickness and basal ice configurations of the central Ronne Ice Shelf. - Ann. Glaciol., 11, 74-70.

Langner, A. (1989): Deutsche Beiträg zur Nutzung des ersten euro- päische Fernerkundungssatelliten ERS-1. - Geo-Informa- tions-Systeme, 2 , 3-8.

Lechner, W., H. Wilmes (1989): The Precise Range and Range rate Equipment PRARE on a GPS-satellite - Simulations about the capability for orbit determination and positioning. -

Proceedings Fifth Internat. Geod. Sympos. on Satellite Posi- tioning, Las Cruces, New Mexico, March 13-17, , 262-271.

Leigh, R.P., T.R. Robinson, M. Lester (1988): Ionospheric corrections for radar altimetry. - Proceedings of IGARSS '88, Edin- burgh, UK, 12- 16 September 1988, ESA publications divi- sion, ESTEC, Nordwijk, The Netherlands, 989-992.

Lerch, F.J. u.v.a. (1992): Geopotential models of the earth from sa- tellite tracking, altimeter and surface gravity observations: GEM-T3 and GEM-T3S. - NASA Technical Memorandum 104555, 108 S.

10 Literaturverzeichnis -131-

Lerch, F.J., S.M. Klosko, R.E. Laubscher, C.A. Wagner (1979): Gravity model improvement using GEOS-3 (GEM-9 and GEM-10). -

J. Geophys. Res./B, 84, 3897-3915.

Lerch, F.J., J.G. Marsh, S.M. Klosko, R.G. Williamson (1982): Gravity model improved for SEASAT. - J. Geophys. Res./C, 8 7 , 3 2 8 1 - 3 2 9 6 .

LeSchack, A.R., R.V. Sailor (1988): A preliminary model for GEOSAT altimeter data errors. - Geophy. Res. Lett., 15, 1203-1206.

Levanon, N. (1982): Antarctic ice elevation maps from balloon alti- metry. - Ann. Glaciol., 3, 184-188.

Lindner, K., B. Ritter (1985): Geodätisch Arbeiten auf den Filchner- Ronne- und Ekström-Schelfeise 1979-1982. - Polar- forsch., 55, 1-26.

Lybanon, M. R.L. Crout (1987): The NORDA GEOSAT application pro- gram. - Johns Hopkins Appl. Phys. Lab. Digest, 8, 212-218.

MacArthur, J.L., P.C. Marth, J.G. Wall (1987): The GEOSAT radar alti- meter - Johns Hopkins Appl. Phys. Lab. Digest, 8, 176-181.

Mälzer H. (1964): Das Nivellement übe das grönländisc Inland- eis der internationalen glaziologischen Grönland-Expedi tion 1959. - Meddelelser om G r ~ n l a n d , 173, Nr. 7, 122 S.

Marks, K.M., D.C. McAdoo, D.T. Sandwell (1991): GEOSAT GM data reveal new details of ocean floor. - Trans. Am. Geophys. Un., 72, 145-149.

Marsh, J.G. u.v.a. (1988): A new gravitational model from the earth from satellite tracking data: GEM-Tl. - J. Geophys. Res./B, 93 . 6169-6215.

Marsh, J.G. u.v.a. (1990): The GEM-T2 gravitational model. - J. Geophys. Res./B, 95, 22043-2207 1.

Martin, C.F., R. Kolenkiewicz (1981): Calibration validation for the GEOS3 altimeter. - J. Geophys. Res./C, 86, 6369-6381.

10 Literaturverzeichnis - 133-

Novotny, E., A.P.R. Cooper (1991): Computer simulations of radar altimetric waveforms. - Int. J. Remote Sensing, 12, 125- 1 3 4 .

Partington, K.C. (1988): Studies of the ice sheets by satellite radar altimetry. - Thesis, Mullard Space Science Laboratory, Department of Physics and Astronomy, University College London, London. 320 S.

Partington, K.C., W. Cudlip, C.G. Rapley (1991): An assessment of the capability of the satellite radar altimeter for measurement ice sheet topographic change. - Int. J. Remote Sensing, 12, 585-609 .

Ping, C.S. (1990): Height errors introduced into the analysis of radar altimetry data by use of the simplified Brown model. - Int. J. Remote Sensing, 11, 561-575.

Rapley, C.G., W. Cudlip, K.C. Partington, N.F. McIntyre , J.K. Ridley (1989): Satellite radar altimetry of ice sheets and ice shelves. - in: Proceedings of ßritis Antarctic Survey, Ant- arctic Special Topic, 9-10 Nov 1988, 43-50.

Rapp, R.H. (1986): The determination of geoid undulations and gra- vity anomalies from SEASAT altimeter data. - J. Geophys. Res./C, 88, 1552-1562.

Ray, R.D., C.J. Koblinsky, D.B. Beckley (1991): On the effectiveness of GEOSAT altimeter corrections. - Int. J. Remote Sensing, 12, 1 9 7 9 - 1 9 8 4 .

Rees, W.G. (1989): Technological limitations to satellite glaciology. - Int. J. Remote Sensing, 10, 7-22.

Reigber, C., W. Lechner, H. Wilmes (1989): ERS-1 and the PRARE- System. - in: Proceedings of the 6th Interntional Sympo- sium: Geodesy and Physics of the Earth, Potsdam, 319-325.

Remy, F., P. Mazzega, S. Houry, C. ßrossier J.F. Minster (1989): Mapping of the topography of continental ice by Inversion of satellite-altimeter data. - J. Glaciol., 35, 98-107.

- 134- 10 Literaturverzeichnis

Ridley, J.K., K.C. Partington (1988): A model of satellite radar altimeter return from ice sheets. - Int. J. Remote Sensing, 9 , 601-624.

Ridley, J.K., W. Cudlip, N.F. McIntyre, C.G. Rapley (1989): The topo- graphy and surface characteristics of the Larsen Ice Shelf Antarctica, using satellite altimetry. - J. Glaciol., 35, 299- 310 .

Ritter, B. (1987): Einige Ergebnisse des motorisierten trigonometri- schen Nivellements 1987 im Ritscher-Hochland/Antarktis. - Festschrift Prof D. Möller Geod. Schriftenreihe der Techn. Universitä Braunschweig, Nr. 7, Braunschweig, 49-59.

Robin, G. de Qu., C. Swithinbank (1987): Fifty years of Progress in understanding ice sheets. - J. Glaciol., Special Issue, 33-47.

Rott, H., G. Domik, C, Mätzler H. Miller, K.G. Lenhart (1985): Study on use of SAR for land Snow and ice applications, final report. - European Space Agency, Contract Report 544l / - 83/D/IM(SC), 117 S.

Rott, H. (1991): Aktive Mikrowellenverfahren zur Erforschung der Landkyrosphäre - Geowiss. Zeit, 9, 150-155.

Sailor, R.V., A.R. LeSchack (1987): Preliminary determination of the GEOSAT radar altimeter noise spectrum. - Johns Hopkins Appl. Phys. Lab. Digest, 8, 182-183.

Schussler, H. (1989): Radar applications for land altimetry. - in: Pro- ceedings of an International Workshop of High Precision Navigation - Integration of Navigational and Geodetic Methods held in Stuttgart and Altenstein May 1988 -

Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, Proc. High Precis. Nav., 286-293.

Schwiderski, E.W. (1980): On charting global ocean tides. - Rev. Geo- phys. Space Phys., 18, 243-268.

Schwintzer, P. u.v.a. (1992): GRIM4-Globale Schwerefeldmodelle. -

Z. Vermess.Wes., 117, 227-247.

Seeber G. (1989): Satellitengeodäsie - de Gruyter, Berlin, New York, 489 S.

10 Literaturverzeichnis -135-

Shum, C.K., D.N. Yuan, J.C. Ries, J.C. Smith, B.E. Schutz, B.D. Tapley (1990): Precision orbit determination for the Geosat Exact Repeat Mission. - J. Geophys. Res./C, 95, 2887-2898.

Skolnik, M.I. (1970): Radar Handbook - Introduction to radar Systems. - McGraw Hill Book Company Inc., New York.

Swithinbank, C. (1988); Antarctica, satellite Images atlas of glaciers of the world. - United States geological survey, Professio- nal Paper 1386-B, United S tates Government printing office, Washington D. C., 278 S.

Stewart, R.H., C.A. Yamarone (1989): The TOPEXIPOSEIDON satellite System: Status, policy and plans. - Proceedings Fifth Inter- national Geodetic Symposium on Satellite Positioning, Las Cruces, New Mexico, March 13-17, 118-121.

Stiles, W.H., F.T. Ulaby (1980): The active and passive microwave response to Snow Parameters, 1. Wetness. - J. Geophys. Res./C, 85, 1037-1044.

Tai, C.-K. (1988): GEOSAT crossover analysis in the tropical Pacific 1. Constrained sinusoidal crossover adjustment. - J. Geophys. Res./C, 93, 10621-10629.

Tapley, B.D., G.H. Born, M.E. Parke (1982): The SEASAT altimeter data and its accuracy assessment. - J. Geophys. Res./C, 87, 3 1 7 9 - 3 1 8 8 .

Tezkan, B., U. Yaramanci (1992): Mechanical properties of the Ant- arctic Ekströ Ice Shelf investigated using gravity and sea tides. - submitted to Geophys. J. Astron. Soc., revised ver- sion 2.9.92.

Thomas, R.H., T.V. Martin, H J . Zwally (1983): Mapping ice sheet margins from radar altimetry data. - Ann. Glaciol., 4, 283- 2 8 8 .

Thomas, R.H., R.A. Bindschadler, R.L. Cameron, F.D. Carsey, B. Holt, T.J. Hughes, C.W.M. Swithinbank, I.M. Willans, H J . Zwally (1985): Satellite remote sensing for ice sheet research. -

NASA Technical Memorandum 86233, 32 S..

-136- 10 Literaturverzeichnis

Thyssen, F., K. Grosfeld (1988): Ekströ Ice Shelf, Antarctica. - Ann. Glaciol., 11, 180-183.

Timmen, L. (1989): Expeditionsbericht, ANT VIIIl3, unveröffentl.

Torge, W., H. Denker (1991): Zur Entwicklung der Geoidmodellie- rung in Europa. - Z. VermessWes., 116, 220-229.

Ulaby, F.T., W.H. Stiles (1980): The active and passive microwave response to Snow Parameters, 2. Water equivalent of dry Snow. - J. Geophys. Res./C, 85, 1045-1049.

Ulaby, F.T., R.K. Moore, A.K. Fung (1982): Microwave remote sensing - active and passive, Vol.11: Radar remote sensing and surface scattering and emission theory. - Addison-Wesley Publishing Company, Reading, Massachusetts, 608 S.

Ulander, L. (1988): Observations of ice types in satellite altimeter data. - Proceedings of IGARSS '88, Edinburgh, UK, 12-16 September 1988, ESA publications division, ESTEC, Nordwijk, The Netherlands, 655-658.

Völksen C. (1990): GEONAV - Dokumentation der Installation An- passung des Programms auf dem VAX-Cluster des AWI. -

Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforschung, Bremerhaven, 20 S., unveröffentlicht

Wagner, C.A. (1989): Summer School lectures on satellite altimetry. - in: Lecture notes in earth sciences, Vol. 25: F. Sanso, R. Rummel (Eds.), Theory of satellite geodesy and gravity fields determination, Springer-Verlag. Berlin, Heidelberg, New York, 285-334.

Weber, G. and P.Wilson (1988): Mediterranean island radar alti- meter calibration, Lampedusa experiment (MIRACLE). - Poseidon Program Proposal submitted to CNES, Tolouse.

Wilmes, H., C. Reigber, W. Schäfer P. Hart1 (1987): Precise Range and Range Rate Equipment, PRARE, on board ERS-1 - orbi- tography. - in Support of radar altimetry and tool for pre- eise relative geodetic positioning, Proceedings of IUGG XIX. General Assembly, Vancouver, 586-596.

10 Literaturverzeichnis - 137-

Wübbena G. (1988): GEONAV, Version 10.08.88. - Programmbe- schreibung, Institut fü Erdmessung, Universitä Hannover, Hannover.

Zwally ,

Zwally ,

Zwally,

Zwally,

Zwally,

Speziell

H J . , R.A. Bindschadler, A.C. Brenner, T.V. Martin, R.H. Tho- mas (1983): Surface elevation contours of Greenland and Antarctic ice sheets. - J. Geophys. Res./C, 88, 1589-1596.

H.J., J.A. Major, A.C. Brenner, R.A. Bindschadler (1987a): Ice measurements by GEOSAT radar altimetry. - Johns Hop- kins Appl. Phys. Lab. Digest, 8, 251-254. .

H.J. (1987b): Satellite radar altimetry ice data record (IDR) tape format. - internal Paper, Laboratory for Oceans, NASA Goddard Space Flight Center, Greenbelt, Maryland, 8 S.

H.J., A.C. Brenner, J.A. Major, R.A. Bindschadler, J.G. Marsh (1989): Growth of Greenland ice sheet: Measurement. -

Science, 246, 1587-1589.

H.J. (1989): Growth of Greenland ice sheet: Interpretation. - Science, 246, 1589-1591.

zur Satellitenaltimetrie sind Sonderausgaben einiger Zeit- schriften erschienen, davon sind einige aufgeführt

GEOS 3, J. Geophys. Res./B, 84, (BQ, 3779-4082, 1979.

SEASAT Reports, Science, 204, 1405-1424, 1979.

SEASAT Special Issue I, J. Geophys. Res./C, 87, 3173-3438, 1982.

SEASAT Special Issue 11, J. Geophys. Res./C, 88, 1529-1952,1983.

SEASAT, Mar. Geod., 8 (1-4), 1-402, 1984.

GEOSAT Special Section, J. Geophys. Res./C, 95, 2833-3180, 1990.

Dank

Herrn Prof. Dr. H. Miller danke ich fü die Vergabe dieser Arbeit und fü die Möglichkeit die Arbeit im Alfred-Wegener-Institut in Bremerhaven anfertigen zu können

Fü die ~ b e r n a h m e des Korreferates danke ich Herrn Prof. Dr. G. Stäblein

Mein besonderer Dank gilt Herrn Dr.-Ing. H.W. Schenke fü die An- regung dieser Arbeit, fü viele anregende Diskussionen und die Anteilnahme am Fortgang dieser Arbeit.

Fü die kritische Durchsicht des Manuskripts und die Verbesse- rungsvorschläg danke ich Herrn Dr.-Ing. H. Hinze, Herrn Dip1.-Ing. F. Niederjasper und Herrn Dip1.-Ing. T. Schöne

Herrn Dip1.-Ing. L. Timmen danke ich fü die Durchführun der Vermessungsarbeiten auf dem Ekströmisen Fü die dortige Unter- stützun danke ich Herrn Dr. A. Eckstaller und den Überwinterer an der Georg-von-Neumayer-Station, insbesondere auch der AWI- Logistik, ohne die wissenschaftliche Meßprogramm in der Antark- tis nicht durchgeführ werden können

Herrn Prof. Dr.-Ing. G. Seeber danke ich fü sein Interesse und die Kritik zur Verbesserung der Arbeit. Fü die Nutzung des Pro- gramms GEONAV des Instituts fü Erdmessung der Universitä Hannover danke ich ihm und Herrn Dr.-Ing. G. Wübbena

Herrn Prof. Dr.-Ing. D. Mölle und Herrn Dr.-Ing. B. Ritter vom Insti- tut fü Vermessungskunde der Techn. Universitä Braunschweig danke ich fü Beratung und Unterstützun bei der Vorbereitung und Auswertung des trigonometrischen Nivellements.

Allen Mitarbeitern des Alfred-Wegener-Instituts, die zum Gelingen der Arbeit durch Diskussionen und Anregungen beigetragen haben und namentlich nicht genannt sind, möcht ich an dieser Stelle mei- nen herzlichen Dank aussprechen.

Nicht zuletzt danke ich meiner Frau und meiner Familie fü ihr Verständnis ihre Unterstützun und stete Ermunterung währen der Erstellung der Arbeit.

A n h a n g -139-

Anhang

A Inhalt der Datenprodukte

fd.Nr. Parameter Einheit W e r t e b e r e i c h

UTC (Zeit in ganzen Sek. seit 1.1.85) UTC (Sekundenbruchtei l ) B r e i t e L à ¤ n g h o r b i t (ellipsoidische Höh des Orbit) h (gemittelte ellipsoidische Höhe oh (Standardabweichung der Höhe N (Geoidundulation) h 1 (ellipsoidische Höhe h 2 (ellipsoidische Höhe h 3 (ellipsoidische Höhe h 4 (ellipsoidische Höhe h 5 (ellipsoidische Höhe hg (ellipsoidische Höhe h7 (ellipsoidische Höhe h8 (ellipsoidische Höhe h9 (ellipsoidische Höhe h 1 0 (ellipsoidische Höhe S W H (signifikante Wellenhöhe 0's W H (Standardabw. der Wellenhöhe oO (~acksca t te rkoeff iz ient ) AGC (Automatie Gain Control) OAGC (Standardabw. des AGC) Flags (INTEGER*2-Variable) hoFFSET (Konstante fü die ellip. Höhen t ~ ~ d ~ ( E r d g e z e i t ) tozean (Ozeangezeit) d T ~ o ( f e u c h t ) (aus Daten des FNOC) d ~ ~ o (feucht) (aus Fernerkundungsdaten) d ~ ~ o ( t r 0 c k e n ) (aus Daten des FNOC) ~ I O N O (ionosphärisch Korrektur) dh(SWH/( . ) (Korr.-W. Wellenh. zu Nadirabw.) mm dh(FM) (Korrekturw. Impulskompression) mm < ( N a d i r a b w e i c h u n g ) O.O1Â

0 - 231 0 - 106 k72 .1*106 0-360*106 7*108 - 9*108 k 3 2 7 6 6 0-32766 k1 .5*105 k 3 2 7 6 6 2 3 2 7 6 6 2 3 2 7 6 6 k 3 2 7 6 6 k 3 2 7 6 6 2 3 2 7 6 6 k 3 2 7 6 6 k 3 2 7 6 6 k 3 2 7 6 6 k 3 2 7 6 6 0 - 2000 0 - 2000 0 - 6400 0 - 6400 0 - 6400 16 bits 0 - 50000 k 1 0 0 0 Â 1 0 0 0 0 - -1000 0 - -1000 -2000 - -3000 0 - -500 k 9 9 9 9 Â ± 9 9 0-200

Tabelle A.l: Inhalt der Geophysical Data Records (GDR) (Cheney u.a., 1987)

Die Datensätz enthalten jeweils die Messungen einer Sekunde. Die GDRs sind binär die SDRs (Tabelle A.2) als INTEGER- oder REAL-Va- riable in ASCII und die WDRs (Tabelle A.3) als INTEGER-Variable auf Magnetband gespeichert.

- 140- A n h a n g

fd.Nr. Parameter A u f l . / E i n h . W e r t e b e r

MFC (Major Frame Count, interner Zähler 1 count mFC (Minor Frame Count, interner Zähler 1 count Modus-Wort F l a g - W o r t a i (1. Distanzmessung der Sekunde) 1 mm

a i (10. Distanzmessung der Sekunde) 1 mm ua (Standardabw. der Distanzmessumgen) 1 mm A a ( S W H / O (Korr.-w. Wellenh. zu Nadirabw.) 1 mm Aa(FM) (Korrekturw. Impulskompression) 1 mm S W H 1 (1. Messung der signif. Wellenhöhe 1 cm

S W H 10 (10. Messung der signif. Wellenhöhe 1 cm GSWH (Standardabw. der SWH-Messumgen) 1 cm A S W H ( S W H I 0 (Korr.-Wert) 1 cm A G C i (1. Messung des Autom. Gain Control) 0.01 dB

A G C l o (10. Messung d. Autom. Gain Control) OAGC (Standardabw. der AGC-Messumgen) AAGC(S WH/<) (Korr.-Wert) AAGC(a) (Korr.-Wert wg. Distanz) AAGC(T) (Korr.-Wert wg. Temperatur) da/dt (Distanzänderung L, (Nadirabweichung, aus WDR berechnet) u0 (~ackscatterkoeffizient) W c (Windgeschwindigkei t ) VATT (Rechenwert fü Nadirab.) R C V T (Altimetertemperatur) R e s e r v e

rabelle A.2: Inhalt der Sensor Data Records (SDR) (Cole, 1985)

1fd.Nr. Parameter Auflösun W e r t e b e r - -

1 MFC (Major Frame Count, interner Zähler 1 count 0 - 224- I 2 mFC (Minor Frame Count, interner Zähler 1 count 0 - 31 3 Modus-Wort 0 - 230- 1 4 F l a g - W o r t 0 - 230- 1 5 WS(1 , l ) (Waveform Sample, skaliert) 1 count 0 - 225 6 WS(2 , l ) (Waveform Sample, skaliert) 1 count 0 - 225 ...

634 WS(63,lO) (Waveform Sample, skaliert) 1 count 0 - 225 635 SC(1) (Maßsta der 1. Waveform ) 1, 2, 4

... 644 SC(1) (Maßsta der 10. Waveform ) 1, 2, 4 645 R e s e r v e

Tabelle A.3: Inhalt der Waveform Data Records (WDR) (Cole, 1985)

A n h a n g -141-

B Programme

Die Liste umfa§ wesentliche Programme und Unterprogramme, die fü die vorliegende Arbeit entwickelt worden sind. Programme fü spezielle Anwendungen oder Programme ohne direkten Bezug zur Arbeit sind nicht aufgenommen worden. Die Programme sind in Fortran fü die Anwendung auf der VAX geschrieben worden.

AUSGLHPROF Das Ausgleichungsprogramm berechnet Additionskonstanten fü jedes Profi l durch Minimierung der Abweichungen der Höhe eines jeden Profils von einem gemittelten Höhenprofil

GDRCORRECTION

GDR-EXSTR

GDRGEDIT

GDR-NEIGKOR

GDRPLOT

GLAETTHPROF

Das Programm korrigiert die GDRs mit dafü bereitgestellten Korrekturwerten.

Das Programm liest GDRs und selektiert ausgewählt Datensätze

Graphischer Editor fü die interaktive Korrektur von Höhenprofile im An- schluà an die. Bearbeitung mit dem Pro- gramm GDR-CORRECTION.

Das Programm berechnet Neigungskor- rekturen fü die GDRs.

Das Programm plottet ausgewählt Daten aus den GDRs.

Ausgleichungsprogramm fü die Berech- nung eines gemittelten Höhenprofil aus Wiederholungsmessungen.

Das Programm kombiniert GDRs und WDRs fü die kombinierte Anwendung beider Datensätze

MERGE-WDRGDRMAP Das Programm kombiniert GDRs und WDRs fü die Ausgabe mit dem Karten- plotprogramm MAP.

Anhang

SETGDR-VERB

T G D R F O R M

T S D R F O R M

T-WDRFORM

T W D R M A P

WDRANALYSE

WDRPLOT

WDR-RETRACK

D I F F R L

GDR-CHECK

PLMAPWDR

Erzeugen und Setzen von Werten in der Datei GDRVERB.DAT.

Das Programm erzeugt eine formatierte Ausgabedatei von den GDRs.

Das Programm erzeugt eine formatierte Ausgabedatei von den SDRs.

Das Programm erzeugt eine formatierte Ausgabedatei von den WDRs.

Das Programm erzeugt eine Ausgabeda- tei mit den Rückkehrsignale und deren Position fü die Einbindung in das Kar- tenplotprogramm MAP.

Das Programm analysiert Rückkehrsig nale und plottet das Ergebnis.

Das Programm plottet Rückkehrsignale

Das Programm berechnet die Retracking- korrektur fü die einzelnen Rückkehr Signale. Das Rückkehrsigna wird in einem Ausgleichungsprogramm durch eine Funktion mit fün Parametern approximier t .

Das Unterprogramm berechnet Längen und Breitendifferenzen fü eine Satelli- tenposition mit den Bahnelementen der Satel l i tenbahn.

Das Unterprogramm prüf die Qualitä der GDRs.

Das Unterprogramm des Programms MAP plottet Rückkehrsignal in e ine Karte.

Einlesen, Decodieren und Skalieren der GD&.

A n h a n g -143-

READSDR

READ-WDR

TDAYDGRDAY

TDAYTIMUTCGDR

TDAYDAYGDR

T-ERMORB-UTCGDR

Einlesen, Decodieren und Skalieren der SDRs.

Einlesen, Decodieren und Skalieren der WDRs.

Umrechnung der Tagezählun der GDRs in das Datum.

Umrechnung von Tag und Tageszeit in die Sekundenzählun der GDRs.

Umrechnung des Datums in die Tagezäh lung der GDRs.

Berechnung des Beginns eines Orbits in der Sekundenzählun der GDRs aus ERM- und Orbitnummer.

Umrechnung der Sekundenzählun der GDRs in Datum und Tageszeit.

Berechnung der ERM- und Orbitnummer aus der Sekundenzählun der GDRs.

Das Unterprogramm prüf die Qualitä der GDRs.

- 144- A n h a n g

C Abkürzunge

A NT AUSLI G A W I DOM EGI G EMR ERM ERS FNOC GDR GEOS GEOS A T GM GP S GV N I f A G

Antarktis-Expedition Australian Surveying and Land Information Group Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforsch. digitales Geländemodel Internationale glaziologische Grönland-Expeditio elektromagnetisches Reflexionsverfahren Exact Repeat Mission European Remote Sensing Satellite Fleet Numerical Oceanographic Center Geophysical Data Record Geodynamics Experimental Ocean Satellite Geodetic Satellite Geodetic Mission Global Positioning System Georg-von-Neumayer-S tation Institut fü Angewandte Geod3.sie

LANDSAT Land Remote sensing Satellite MSSL NA G NASA NOA A NODC NSI DC OP NET P RA RE SDR SEASAT S M M R SST S W H TOP EX TRANET WDR WGS

Mullard Space Science Laboratory Navy Astronautics Group National Aeronautics ans Space Administration National Oceanic and Atmospheric Administration National Oceanographic Data Center National Snow and Ice Data Center Navy's Operational Network Precise Range and Range-Rate Equipment Sensor Data Record Sea Satellite Scanning Multichannel Microwave Radiometer Sea Surface Topography Significant Wave Height Ocean Topography Experiment TRANSIT Network Waveform Data Record World Geodetic System