(Тейе5со, 2007) (рис. 2.9). Для района Гренландии были найдены следующие поро-
говые значения для яркостных температур Т: 245 К (19,35 ГГц) и 258 К (37 ГГц),
а для ОАУ: 25 К (19,35 ГГц) и 18 К (37 ГГц). Предполагается, что одновременное
использование радиоякростных температур на разных частотах позволит в даль-
нейшем перейти к оценке изменений состояния снежного покрова и его влажно-
сти на разных глубинах.
2.1.3. Активная радиорефлектометрия
В методе активной радиорефлектометрии используется сантиметровый диапа-
зон длин волн, что позволяет, независимо от условий освещенности и облачности,
определять появление воды на поверхности ледников по величине обратного рас-
сеяния с° радиоволн, излучаемых радарами разных систем, установленных на раз-
ных космических носителях (ЕК5-1/2, КАОАКЗАТ, ОШК5УСАТ и др.) и работающих
в Ку, Х, С и Г диапазонах частот (1,67—2,4; 2,4—3,75; 3,75—7,6; 15,0-30,0 ГГц) (дли-
на волны от 2,0 до 12,5 см). Теоретические основы этого метода изложены в рабо-
тах (АзсЬсга, Гапгее, 2006 и др.).
При разных углах падения @, излучения общее обратное рассеяние с° может быть
оценено (Мае1ег, Кой, 2000) как когерентная сумма двух основных компонентов —
рассеяния от шероховатой поверхности снежного покрова о,, и рассеяния в слое
снега с° „‚ предполагая, что обратное рассеяние обусловлено отдельными элемен-
тами; прохождение через границу воздух-снег определяется коэффициентом Фре-
неля; размер отдельных зерен снега одинаков и они действуют как независимые
рассеиватели; размер зерен снега и включений воды гораздо меныше длины волны
локатора и рассеяние от них может рассматриваться как рэлеевское рассеяние; вза-
имодействие между слоем снега и подстилающей поверхностью мало; слой снега
гомогенный, т.е. все отражения и когерентные взаимодействия между слоями льда
внутри слоя снега малы. С учетом этих предположений с°, служит функцией угла
преломления @, на границе воздух-лед, толщины слоя снега а, и коэффициента экс-
тинкции А., который определяется суммой коэффициентов поглощения & и рассе-
яния & в слое снега и, следовательно, зависит от длины волны Л. радара, размеров
зерен снега включений воды, комплексной диэлектрической проницаемости ком-
понентов снежного покрова, толщины и влажности И/ слоя снега, а также от степе-
ни шероховатости снежного покрова.
Согласно оценкам (Мейпетт ег а1., 2001) с использованием модели рассеяния (А5й-
сгай, Гопв, 2006), в Ки-диапазоне при угле падения волны @0;= 54° обратное рассе-
яние с° в снежном покрове влажностью 1% зернами снега радиусом более 0,5 мм
на несколько децибел больше, чем для сухого снега (рис. 2.10) и при съемках ОшК-
ЗСАТ слой снега толщиной 3,8 см с таким содержанием влаги увеличивает с° при-
мерно на 2,7 дБ. Это указывает на возможность оценки состояния снежного покрова
(сухого или влажного) по данным радиорефлектометрии и радиоинтерферометрии.
Для достоверной оценки областей влажного снега по интенсивности обратного
рассеяния с° требуются калибровка исходных данных и знание параметров шеро-
ховатости поверхности снежного покрова, а для горных районов — также высоко-
точная цифровая модель рельефа (ЦМР) (Маг1ег, Кой, 2000).
Пример применения данных ОШК5УСАТ для оценки площади и продолжитель-
ности таяния на ледниковом покрове Гренландии за период с 2000 по 2004 г. (\Мапв;
71