Pomiar lodu morskiego - Measurement of sea ice
Pomiary lodu morskiego są ważne dla bezpieczeństwa żeglugi oraz monitorowania środowiska , zwłaszcza klimatu . Zasięg lodu morskiego oddziałuje z dużymi wzorcami klimatycznymi, takimi jak oscylacja Północnego Atlantyku i Wielodekadowa Oscylacja Atlantyku , żeby wymienić tylko dwa, i wpływa na klimat w pozostałej części globu.
Stopień pokrycia lodem morskim w Arktyce był przedmiotem zainteresowania od wieków, ponieważ Przejście Północno-Zachodnie cieszyło się dużym zainteresowaniem dla handlu i żeglugi. Istnieje długa historia zapisów i pomiarów niektórych skutków zasięgu lodu morskiego, ale kompleksowe pomiary były rzadkie aż do lat pięćdziesiątych i rozpoczęły się wraz z erą satelitów pod koniec lat siedemdziesiątych. Współczesne rejestry bezpośrednie obejmują dane dotyczące zasięgu lodu, obszaru lodu, koncentracji, grubości i wieku lodu. Obecne tendencje w zapisach wskazują na znaczny spadek lodu morskiego na półkuli północnej i niewielki, ale statystycznie istotny wzrost lodu morskiego na półkuli południowej zimą .
Ponadto obecne badania obejmują i ustalają obszerne zbiory wielowiekowych zapisów historycznych dotyczących lodu morskiego w Arktyce i subarktyce oraz wykorzystują m.in. wysokiej rozdzielczości zapisy paleo-proxy lodu morskiego. Arktyczny lód morski jest dynamicznym elementem systemu klimatycznego i jest powiązany z wielodekadową zmiennością Atlantyku i historycznym klimatem na przestrzeni różnych dziesięcioleci. Występują koliste zmiany wzorców lodu morskiego, ale jak dotąd nie ma wyraźnych wzorców opartych na przewidywaniach modelowania.
Metody pomiaru lodu morskiego
Wczesne obserwacje
Zapisy zebrane przez Wikingów, pokazujące liczbę tygodni w roku, w których lód występował wzdłuż północnego wybrzeża Islandii, sięgają 870 r., ale pełniejszy zapis istnieje od 1600 r. Bardziej obszerne pisemne zapisy dotyczące lodu morskiego w Arktyce pochodzą z połowy XVIII w. stulecie. Najwcześniejsze z tych zapisów dotyczą szlaków żeglugowych na półkuli północnej, ale zapisy z tego okresu są nieliczne. Zapisy temperatury powietrza z lat 80. XIX wieku mogą służyć jako zastępstwo (zastępcze) dla lodu morskiego Arktyki, ale takie zapisy temperatury zostały początkowo zebrane tylko w 11 lokalizacjach. Rosyjski Instytut Badawczy Arktyki i Antarktyki opracował mapy lodu datowane na rok 1933. Obecnie naukowcy badający trendy dotyczące lodu morskiego w Arktyce mogą polegać na dość obszernych danych datowanych na rok 1953, wykorzystujących kombinację zapisów satelitarnych, zapisów wysyłkowych i map lodowych z kilku kraje.
Na Antarktydzie bezpośrednie dane sprzed zapisu satelitarnego są jeszcze rzadsze. Aby spróbować przedłużyć historyczne dane dotyczące zasięgu lodu morskiego na półkuli południowej w przeszłość, naukowcy badali różne przybliżenia zasięgu lodu morskiego. Jednym z nich są zapisy prowadzone przez wielorybników antarktycznych, które dokumentują lokalizację wszystkich złowionych wielorybów i odnoszą się bezpośrednio do obserwacji lodu morskiego. Wydaje się, że w połowie XX wieku nastąpił gwałtowny spadek zasięgu lodu morskiego na Antarktydzie na podstawie zapisów dotyczących wielorybów, bezpośrednich globalnych szacunków pokrywy lodu morskiego Antarktyki na podstawie obserwacji satelitarnych, od 1970 r. nie dostarczają wyraźnych trendów. Ponieważ wieloryby mają tendencję do gromadzenia się w pobliżu krawędzi lodu morskiego, aby się pożywić, ich lokalizacja może być wskaźnikiem zasięgu lodu. Inne proxy wykorzystują obecność związków organicznych pochodzących z fitoplanktonu oraz ślady innych ekstremofili w rdzeniach i osadach lodowych Antarktyki . Ponieważ fitoplankton rośnie obficie wzdłuż krawędzi pokrywy lodowej, koncentracja tych związków organicznych zawierających siarkę i ich geochemia dostarczają wskaźników, jak daleko od kontynentu rozciągała się krawędź lodu. Istnieją dalsze obszerne zbiory wielowiekowych zapisów historycznych dotyczących lodu morskiego w Arktyce i subarktyce, a także wykorzystuje się, między innymi, zapisy paleo proxy lodu morskiego w wysokiej rozdzielczości.
Satelity
Użyteczne dane satelitarne dotyczące lodu morskiego rozpoczęto w grudniu 1972 r. za pomocą przyrządu Electricly Scanning Microwave Radiometer (ESMR). Jednak to nie był bezpośrednio porównywalny z późniejszym SMMR / SSMI, a więc w praktyce zapis rozpoczyna się pod koniec 1978 roku wraz z uruchomieniem NASA Scanning Multichannel Microwave Radiometer (SMMR) satelitarną. I kontynuuje Specjalnej czujnik mikrofalowy / Imager (SSMI) . Zaawansowany mikrofalowy radiometr skanujący (AMSR) i Cryosat-2 zapewniają oddzielne zapisy.
Od 1979 roku satelity dostarczają spójny, ciągły zapis lodu morskiego. Jednak zapis opiera się na połączeniu pomiarów z serii różnych przyrządów satelitarnych, co może prowadzić do błędów związanych z interkalibracją zmian w czujnikach. Zdjęcia satelitarne lodu morskiego są tworzone na podstawie obserwacji energii mikrofalowej wypromieniowanej z powierzchni Ziemi. Ponieważ woda oceaniczna emituje mikrofale inaczej niż lód morski, lód „wygląda” inaczej niż woda dla czujnika satelitarnego — patrz modelowanie emisyjności lodu morskiego . Obserwacje są przetwarzane na cyfrowe elementy obrazu, czyli piksele. Każdy piksel reprezentuje kwadratową powierzchnię Ziemi. Pierwsze instrumenty zapewniały rozdzielczość około 25 na 25 kilometrów; później instrumenty wyższe. Algorytmy badają emisje mikrofalowe, ich polaryzację pionową i poziomą oraz szacują powierzchnię lodu.
Lód morski można rozpatrywać w kategoriach całkowitej objętości lub pokrycia powierzchni. Objętość jest trudniejsza, ponieważ wymaga znajomości grubości lodu, którą trudno zmierzyć bezpośrednio; Wysiłki takie jak PIOMAS wykorzystują kombinację obserwacji i modelowania w celu oszacowania całkowitej objętości.
Istnieją dwa sposoby wyrażenia całkowitej pokrywy lodowej polarnej: obszar lodu i zasięg lodu. Aby oszacować powierzchnię lodu, naukowcy obliczają procent lodu morskiego w każdym pikselu, pomnóż przez powierzchnię piksela i sumują ilości. Aby oszacować zasięg lodu, naukowcy ustalają procentowy próg i liczą każdy piksel, który spełnia lub przekracza ten próg, jako „pokryty lodem”. Wspólny próg to 15 procent.
Podejście oparte na progach może wydawać się mniej dokładne, ale ma tę zaletę, że jest bardziej spójne. Kiedy naukowcy analizują dane satelitarne, łatwiej jest stwierdzić, czy w pikselu jest co najmniej 15 procent pokrywy lodowej, niż powiedzieć na przykład, czy pokrywa lodowa wynosi 70 procent czy 75 procent. Zmniejszając niepewność co do ilości lodu, naukowcy mogą być bardziej pewni, że zmiany w pokrywie lodowej morskiej w czasie są rzeczywiste.
Dokładna analiza ech altymetrycznych radarów satelitarnych pozwala na rozróżnienie między tymi, które zostały rozproszone wstecznie z otwartego oceanu, nowego lodu lub lodu wieloletniego. Różnica między wzniesieniem ech ze śniegu/lodu morskiego i otwartej wody daje wzniesienie lodu nad oceanem; z tego można obliczyć grubość lodu. Technika ma ograniczoną rozdzielczość pionową – być może 0,5 m – i łatwo ją pomylić z powodu obecności nawet niewielkich ilości otwartej wody. Dlatego był używany głównie w Arktyce, gdzie lód jest grubszy i bardziej ciągły.
Okręty podwodne
Począwszy od 1958, okręty podwodne Marynarki Wojennej Stanów Zjednoczonych zbierały skierowane do góry profile sonaru do celów nawigacyjnych i obronnych, a następnie przekształcały te informacje w szacunki grubości lodu. Dane z okrętów podwodnych US i Royal Navy dostępne w NSIDC obejmują mapy przedstawiające ślady okrętów podwodnych. Dane są dostarczane jako profile przeciągów lodu i jako statystyki uzyskane z danych profilu. Pliki statystyczne zawierają informacje dotyczące charakterystyki zanurzenia lodu, stępki, poziomego lodu, przewodów, lodu nieodkształconego i zdeformowanego.
Boje
Boje umieszczane są na lodzie w celu pomiaru właściwości lodu i warunków pogodowych przez uczestników Międzynarodowego Programu Boi Arktycznych i jego siostrzanego Międzynarodowego Programu Boi Antarktycznych . Boje mogą mieć czujniki do pomiaru temperatury powietrza , ciśnienia atmosferycznego , pozycji boi, wzrostu/topnienia lodu, temperatury lodu, prądów oceanicznych , ruchu lodu morskiego, ciśnienia na poziomie morza, temperatury powierzchni morza, temperatury skóry, temperatury powietrza na powierzchni, wiatrów powierzchniowych i temperatury wody .
Sonar skierowany w górę
Urządzenia sonarowe skierowane ku górze (ULS) mogą być rozmieszczone pod lodem polarnym na okres miesięcy, a nawet lat i mogą zapewnić pełny profil grubości lodu dla jednego miejsca.
Obserwacje pomocnicze
Pomocnicze obserwacje lodu morskiego prowadzone są ze stacji brzegowych, statków i samolotów .
Chociaż w ostatnich latach kluczową rolę w analizie lodu morskiego zaczęły odgrywać dane z teledetekcji, nie jest jeszcze możliwe zebranie pełnego i dokładnego obrazu stanu lodu morskiego na podstawie samego tylko tego źródła danych. Pomocnicze obserwacje lodu morskiego odgrywają ważną rolę w potwierdzaniu zdalnie odczytywanych informacji o lodzie lub dostarczaniu ważnych poprawek do ogólnego obrazu warunków lodowych.
Najważniejszą pomocniczą obserwacją lodu morskiego jest lokalizacja krawędzi lodu. Jego wartość odzwierciedla zarówno ogólne znaczenie lokalizacji krawędzi lodu, jak i trudność dokładnego zlokalizowania krawędzi lodu za pomocą danych z teledetekcji. Przydatne jest również przedstawienie opisu krawędzi lodu pod kątem oznak zamarzania lub rozmrażania, napędzanego wiatrem przesuwania się lub cofania oraz zwartości lub rozproszenia. Inne ważne informacje pomocnicze to lokalizacja gór lodowych , floebergów, wysp lodowych, starego lodu, obwałowań i urwisk. Te cechy lodu są słabo monitorowane technikami teledetekcyjnymi, ale są bardzo ważnymi aspektami pokrywy lodowej.
Rodzaje pomiarów
Zasięg lodu morskiego
Zasięg lodu morskiego to obszar morza o określonej ilości lodu, zwykle 15%. Dla satelitarnych czujników mikrofalowych topnienie powierzchni wydaje się być otwartą wodą, a nie wodą na powierzchni lodu morskiego. Tak więc, chociaż czujniki mikrofalowe są niezawodne w pomiarach powierzchni przez większość roku, mają tendencję do niedoszacowywania rzeczywistego stężenia lodu i obszaru, gdy powierzchnia topi się.
Obszar lodu morskiego
Aby oszacować obszar lodu, naukowcy obliczają procent lodu morskiego w każdym pikselu, pomnóż przez obszar piksela i sumują ilości. Aby oszacować zasięg lodu, naukowcy ustalają procentowy próg i liczą każdy piksel, który spełnia lub przekracza ten próg, jako „pokryty lodem”. Narodowy Snow and Ice Data Center , jeden z rozproszonych centrów aktywnych Archiwum NASA, monitory lodu morskiego stopniu stosując próg 15 procent.
Stężenie lodu morskiego
Stężenie lodu morskiego to procent powierzchni pokrytej lodem morskim.
Grubość lodu morskiego
Grubość lodu morskiego zwiększa się z czasem i zwiększa się, gdy wiatry i prądy ściskają lód. Satelita Cryosat-2 Europejskiej Agencji Kosmicznej został wystrzelony w kwietniu 2010 roku w celu zmapowania grubości i kształtu polarnej pokrywy lodowej na Ziemi. Jego pojedynczy instrument – SAR/Interferometryczny Radar Wysokościomierz jest w stanie mierzyć wolną burtę lodu morskiego .
Morska epoka lodowcowa
Wiek lodu jest kolejnym kluczowym wskaźnikiem stanu pokrywy lodu morskiego, ponieważ starszy lód jest zwykle grubszy i bardziej sprężysty niż lód młodszy. Lód morski z czasem odrzuca sól i staje się mniej słony, co skutkuje wyższą temperaturą topnienia . Proste podejście dwuetapowe klasyfikuje lód morski na lód pierwszego roku i lód wieloletni. Pierwszy rok to lód, który nie przetrwał jeszcze letniego sezonu topnienia, podczas gdy lód wieloletni przetrwał co najmniej jedno lato i może mieć kilka lat. Zobacz procesy wzrostu lodu morskiego .
Bilans masy lodu morskiego
Bilans masy lodu morskiego to bilans tego, jak bardzo lód rośnie zimą i topnieje latem. W przypadku lodu morskiego Arktyki praktycznie cały wzrost zachodzi na dnie lodu. Topienie następuje zarówno na górze, jak i na dole lodu. W zdecydowanej większości przypadków cały śnieg topnieje latem, zazwyczaj w ciągu kilku tygodni. Bilans masy to potężna koncepcja, ponieważ jest świetnym integratorem budżetu ciepła. Jeśli nastąpi wzrost ciepła netto, lód będzie cieńszy. Chłodzenie netto spowoduje grubszy lód.
Dokonywanie bezpośrednich pomiarów bilansu masowego jest proste. Szereg palików i mierników grubości służy do pomiaru ablacji i akumulacji lodu i śniegu na górze i na dole pokrywy lodowej. Pomimo znaczenia pomiarów bilansu masy i stosunkowo prostego sprzętu do ich wykonania, wyników obserwacyjnych jest niewiele. Wynika to w dużej mierze z kosztów związanych z prowadzeniem długoterminowego obozu polowego, który stanowiłby bazę dla tych badań.
Objętość lodu morskiego
Nie ma pomiarów objętości lodu morskiego w całej Arktyce ani w całej Antarktyce, ale objętość lodu morskiego w Arktyce jest obliczana za pomocą systemu modelowania i asymilacji oceanu lodowego pan-arktycznego (PIOMAS) opracowanego na University of Washington Applied Physics Laboratorium/Centrum Nauki Polarnej. PIOMAS łączy obserwowane przez satelity stężenia lodu morskiego w obliczeniach modelowych w celu oszacowania grubości i objętości lodu morskiego. Porównanie z obserwacjami łodzi podwodnych, cumowania i satelitarnymi pomaga zwiększyć wiarygodność wyników modelu.
ICESat był satelitą wyposażonym w wysokościomierz laserowy, który mógł mierzyć wolną burtę przepływów lodu. Jego aktywny okres eksploatacji trwał od lutego 2003 do października 2009. Wraz z zestawem danych pomocniczych, takich jak gęstość lodu, grubość pokrywy śnieżnej, ciśnienie powietrza, zasolenie wody, można obliczyć grubość przepływu, a tym samym jego objętość. Jego dane zostały porównane z odpowiednimi danymi PIOMAS i znaleziono rozsądną zgodność.
Cryosat-2 , wystrzelony w kwietniu 2010 roku, podobnie jak ICESat , podobnie jak ICESat , ma możliwość pomiaru wolnej burty, z tą różnicą , że zamiast impulsów laserowych wykorzystuje radar. Dane są obliczane za pomocą modelu PIOMAS.
Trendy w danych
Wiarygodne i spójne rekordy dla wszystkich pór roku są dostępne tylko w erze satelitarnej, począwszy od 1979 roku.
Półkula północna
Według pomiarów naukowych zarówno grubość, jak i zasięg letniego lodu morskiego w Arktyce wykazały dramatyczny spadek w ciągu ostatnich trzydziestu lat.
Półkula południowa
Zapisy sprzed ery satelitarnej są nieliczne. William K. de la Mare, 1997, w Nagły spadek zasięgu lodu morskiego Antarktyki w połowie XX wieku na podstawie zapisów dotyczących wielorybnictwa stwierdził przesunięcie krawędzi lodu w kierunku południowym w oparciu o zapisy dotyczące wielorybnictwa; odkrycia te zostały zakwestionowane, ale późniejsze prace de la Mare i Cotte potwierdzają ten sam wniosek.
Tendencje dotyczące lodu morskiego na Antarktydzie pochodzące z satelitów wykazują wyraźny wzrost w sektorze centralnego Pacyfiku o 4–10% na dekadę oraz spadek w sektorze Bellingshausen/western Weddell o podobnych wartościach procentowych, ale w mniejszym stopniu. Istnieje bliski związek z oscylacją antarktyczną i wpływy dodatniej polaryzacji oscylacji południowej El Niño (ENSO). Skala zmian lodu związanych z AAO i ENSO jest mniejsza niż regionalne trendy lodowe, a lokalne (lub mniej zrozumiałe) procesy na dużą skalę nadal wymagają zbadania w celu pełnego wyjaśnienia.
Wykorzystanie lat 1981–2010 jako punktu odniesienia
Naukowcy stosują średnią z lat 1981-2010, ponieważ zapewnia ona spójną podstawę do corocznych porównań zasięgu lodu morskiego. Trzydzieści lat jest uważane za standardowy okres odniesienia dla pogody i klimatu, a zapis satelitarny jest teraz wystarczająco długi, aby zapewnić trzydziestoletni okres odniesienia.