Измерение морского льда важно для безопасности судоходства и мониторинга окружающей среды , особенно климата . Протяженность морского льда взаимодействует с крупными климатическими моделями, такими как Североатлантическое колебание и Атлантическое многодесятилетнее колебание , и это лишь два из них, и влияет на климат в остальной части земного шара.
Степень покрытия морским льдом в Арктике вызывала интерес на протяжении веков, поскольку Северо-Западный проход представлял большой интерес для торговли и мореплавания. Существует давняя история записей и измерений некоторых последствий распространения морского льда, но комплексные измерения были редкими до 1950-х годов и начались с появлением спутников в конце 1970-х годов. Современные прямые записи включают данные о протяженности льда, площади льда, концентрации, толщине и возрасте льда. Текущие тенденции в записях показывают значительное сокращение морского льда в Северном полушарии и небольшое, но статистически значимое увеличение зимнего морского льда в Южном полушарии .
Кроме того, текущие исследования включают и устанавливают обширные наборы многовековых исторических записей арктического и субарктического морского льда и используют, среди прочего, палеопрокси-записи морского льда с высоким разрешением. [1] Арктический морской лед представляет собой динамичный компонент климатической системы и связан с многодесятилетней изменчивостью Атлантического океана и историческим климатом на протяжении различных десятилетий. Существуют циклические изменения структуры морского льда, но четких закономерностей, основанных на прогнозах моделирования, пока нет.
Собранные викингами записи , показывающие количество недель в году, в течение которых лед стоял вдоль северного побережья Исландии, датируются 870 годом нашей эры, но более полные записи существуют с 1600 года. Более обширные письменные записи о морском льду в Арктике датируются серединой 18 века. век. Самые ранние из этих записей относятся к судоходным путям Северного полушария, но записи того периода немногочисленны. Записи температуры воздуха, относящиеся к 1880-м годам, могут служить заменой арктического морского льда, но первоначально такие записи температуры были собраны только в 11 местах. Российский Арктический и Антарктический научно-исследовательский институт собрал ледовые карты, датированные 1933 годом. Сегодня ученые, изучающие тенденции арктического морского льда, могут полагаться на довольно полные данные, датированные 1953 годом, используя комбинацию спутниковых записей, данных о судоходстве и ледовых карт из нескольких страны. [2]
В Антарктике прямые данные до спутниковых записей еще более скудны. Чтобы попытаться расширить исторические данные о протяженности морского льда в Южном полушарии еще дальше во времени, ученые исследовали различные косвенные данные о протяженности морского льда. Одним из них являются записи, хранящиеся антарктическими китобоями , которые документируют местонахождение всех пойманных китов и напрямую связаны с наблюдениями за морским льдом. Судя по данным китобойного промысла, прямым глобальным оценкам площади морского льда в Антарктике, полученным на основе спутниковых наблюдений, в середине двадцатого века произошло резкое сокращение площади морского льда в Антарктике, поскольку с 1970 года не было выявлено четких тенденций. [3] Поскольку киты, как правило, собираются вблизи кромки морского льда для кормления, их местоположение может служить показателем протяженности льда. Другие косвенные данные используют присутствие органических соединений фитопланктона и следов других экстремофилов [4] в кернах и отложениях антарктического льда . Поскольку фитопланктон наиболее обильно растет по краям ледяного покрова, концентрация серосодержащих органических соединений и их геохимия служат индикаторами того, насколько далеко простирается кромка льда от континента. Существуют и другие обширные наборы многовековых исторических записей об арктическом и субарктическом морском льде и его использовании, среди прочего, палеопрокси-записи морского льда с высоким разрешением. [1]
Полезные спутниковые данные о морском льду начались в декабре 1972 года с помощью прибора с электросканирующим микроволновым радиометром (ESMR). Однако его нельзя было напрямую сравнивать с более поздним SMMR/SSMI, поэтому практический опыт начинается в конце 1978 года с запуска спутника НАСА Сканирующего многоканального микроволнового радиометра (SMMR) [5] и продолжается с помощью специального сенсорного микроволнового/имиджера . (ССМИ). Усовершенствованный микроволновый сканирующий радиометр (AMSR) и Криосат-2 обеспечивают отдельные записи.
С 1979 года спутники обеспечивают последовательную непрерывную запись морского льда. [6] Однако запись основана на объединении измерений ряда различных спутниковых приборов, что может привести к ошибкам, связанным с интеркалибрацией изменений датчиков. [7] Спутниковые изображения морского льда сделаны на основе наблюдений за микроволновой энергией, излучаемой с поверхности Земли. Поскольку океанская вода излучает микроволны иначе, чем морской лед, лед «выглядит» иначе, чем вода, для спутникового датчика — см. моделирование излучательной способности морского льда . Наблюдения обрабатываются в элементы цифрового изображения или пиксели. Каждый пиксель представляет собой квадратную площадь поверхности Земли. Первые инструменты обеспечивали разрешение примерно 25 на 25 километров; более поздние инструменты выше. Алгоритмы исследуют микроволновое излучение, его вертикальную и горизонтальную поляризацию и оценивают площадь льда. [2]
Морской лед можно рассматривать с точки зрения общего объема или площади. Объём сложнее, поскольку требует знания толщины льда, которую трудно измерить напрямую; такие усилия, как PIOMAS [8], используют комбинацию наблюдений и моделирования для оценки общего объема.
Есть два способа выразить общий полярный ледяной покров: площадь льда и протяженность льда. Чтобы оценить площадь льда, ученые вычисляют процент морского льда в каждом пикселе, умножают на площадь пикселя и суммируют полученные значения. Чтобы оценить протяженность льда, ученые устанавливают пороговый процент и считают каждый пиксель, встречающийся или превышающий этот порог, «покрытым льдом». Общий порог составляет 15 процентов. [2]
Подход, основанный на пороговых значениях, может показаться менее точным, но он имеет то преимущество, что является более последовательным. Когда учёные анализируют спутниковые данные, легче сказать, есть или нет хотя бы 15 процентов ледяного покрова в пикселе, чем, например, сказать, составляет ли ледяной покров 70 или 75 процентов. Уменьшив неопределенность в отношении количества льда, ученые смогут быть более уверены в том, что изменения в морском ледяном покрове с течением времени реальны. [2]
Тщательный анализ эхосигналов спутниковой радиолокационной альтиметрии позволяет отличить сигналы, рассеянные обратно от открытого океана, нового льда или многолетнего льда. Разница между высотой эхосигналов от снега/морского льда и открытой воды дает высоту льда над океаном; исходя из этого можно вычислить толщину льда. [9] Этот метод имеет ограниченное вертикальное разрешение – около 0,5 м – и его легко сбить с толку наличием даже небольшого количества открытой воды. Следовательно, его в основном использовали в Арктике, где лед толще и сплошнее.
Начиная с 1958 года подводные лодки ВМС США собирали направленные вверх гидролокационные профили для навигации и обороны и преобразовывали эту информацию в оценки толщины льда. [10] Данные о подводных лодках США и Королевского флота , доступные в NSIDC, включают карты, показывающие следы подводных лодок. Данные предоставляются в виде профилей ледовой осадки и статистических данных, полученных на основе данных профиля. Файлы статистики включают информацию о характеристиках ледовой осадки, килях, ровном льду, подводах, недеформированном и деформированном льду. [11]
Буи размещаются на льду для измерения свойств льда и погодных условий участниками Международной программы арктических буев и ее сестры, Международной программы антарктических буев . Буи могут иметь датчики для измерения температуры воздуха , атмосферного давления , толщины снега и льда, температуры снега и льда, океанских течений , движения морского льда, давления на уровне моря, температуры и солености поверхности моря , температуры кожи, приземных ветров, температуры воды, длинных волн и солености. коротковолновое излучение . [12] [13] [14] Буи для измерения баланса массы льда (IMB) измеряют температуру воздуха, снега, льда и морской воды на месте, а также температуру после внутренних циклов нагрева. Такие циклы нагрева позволяют более точно идентифицировать границы раздела снег-лед и лед-вода. [15] Температурные буи позволяют оценивать кондуктивные, скрытые и океанские тепловые потоки для недеформированного льда [16] и для хребтов давления . [17]
Устройства гидролокатора восходящего обзора (ULS) могут быть развернуты подо полярным льдом в течение месяцев или даже лет и могут предоставить полный профиль толщины льда для одного участка. [18] Гидролокаторы напрямую измеряют осадку морского льда, поэтому точная оценка толщины морского льда требует знаний о толщине снега, плотности снега и морского льда. Точность гидролокационных измерений также зависит от солености морской воды между гидролокатором и морским льдом, и многие гидролокационные установки также включают в себя CTD и ADCP . Гидролокаторы направленного вверх или многолучевые гидролокаторы также могут быть установлены на дистанционно управляемых подводных аппаратах (ROV) для исследования осадки морского льда диаметром в несколько сотен метров и в течение нескольких месяцев. [19]
Вспомогательные наблюдения за морским льдом проводятся с береговых станций, кораблей и самолетов .
Хотя в последние годы данные дистанционного зондирования стали играть важную роль в анализе морского льда, пока невозможно составить полную и точную картину состояния морского льда только на основе этого источника данных. Вспомогательные наблюдения за морским льдом играют важную роль в подтверждении ледовой информации дистанционного зондирования или внесении важных поправок в общую картину ледовой обстановки. [20]
Наиболее важным вспомогательным наблюдением за морским льдом является местоположение кромки льда. Его значение отражает как важность местоположения кромки льда в целом, так и сложность точного определения кромки льда с помощью данных дистанционного зондирования. Также полезно дать описание кромки льда с точки зрения признаков замерзания или оттаивания, наступления или отступления под действием ветра, а также плотности или диффузности. Другая важная вспомогательная информация включает в себя расположение айсбергов , флобергов, ледяных островов, старого льда, торосов и торосов. Эти особенности льда плохо отслеживаются с помощью методов дистанционного зондирования, но являются очень важными аспектами ледяного покрова. [20]
Протяженность морского льда — это площадь моря с определенным количеством льда, обычно 15%. Спутниковым микроволновым датчикам таяние поверхности кажется открытой водой, а не водой поверх морского льда. Таким образом, хотя микроволновые датчики надежны для измерения площади большую часть года, они склонны недооценивать фактическую концентрацию льда и площадь, когда поверхность тает. [23]
Чтобы оценить площадь льда, ученые рассчитывают процент морского льда в каждом пикселе, умножают на площадь пикселя и суммируют полученные значения. Чтобы оценить протяженность льда, ученые устанавливают пороговый процент и считают каждый пиксель, встречающийся или превышающий этот порог, «покрытым льдом». Национальный центр данных по снегу и льду , один из центров распределенных активных архивов НАСА, отслеживает протяженность морского льда, используя пороговое значение в 15 процентов. [2]
Концентрация морского льда — это процент площади, покрытой морским льдом. [2]
Толщина морского льда со временем уменьшается и увеличивается, когда ветры и течения сталкивают лед вместе. Спутник Cryosat-2 Европейского космического агентства был запущен в апреле 2010 года с целью составить карту толщины и формы полярного ледяного покрова Земли. Его единственный прибор – радиолокационный/интерферометрический радиовысотомер – способен измерять высоту надводного борта морского льда .
Возраст льда является еще одним ключевым показателем состояния морского ледяного покрова, поскольку более старый лед имеет тенденцию быть толще и более устойчивым, чем молодой лед. Морской лед со временем отталкивает соль и становится менее соленым, что приводит к более высокой температуре плавления . [5] Простой двухэтапный подход подразделяет морской лед на однолетний и многолетний. Однолетний — это лед, еще не переживший летнего сезона таяния, а многолетний лед пережил хотя бы одно лето и может иметь возраст несколько лет. [24] См. процессы роста морского льда .
Баланс массы морского льда — это баланс того, насколько лед растет зимой и тает летом. Практически весь рост арктического морского льда происходит на нижней части льда. Таяние происходит как сверху, так и снизу льда. В подавляющем большинстве случаев весь снег тает летом, обычно всего за пару недель. Баланс масс является мощной концепцией, поскольку он является отличным интегратором теплового баланса. Если произойдет чистое увеличение тепла, лед станет тоньше. Чистое охлаждение приведет к увеличению толщины льда. [25]
Прямые измерения баланса масс просты. Набор стоек и толщиномеров используется для измерения абляции и накопления льда и снега в верхней и нижней части ледяного покрова. Несмотря на важность измерений баланса масс и относительно простоту оборудования, используемого для их проведения, результатов наблюдений немного. Во многом это связано с расходами на содержание долговременного полевого лагеря, который будет служить базой для этих исследований. [25]
Измерений объема морского льда в масштабах всей Арктики или Антарктики не существует, но объем арктического морского льда рассчитывается с использованием Панарктической системы моделирования и ассимиляции ледового океана (PIOMAS), разработанной в Вашингтонском университете прикладной физики. Лаборатория/Полярный научный центр. PIOMAS объединяет данные спутниковых наблюдений о концентрации морского льда с модельными расчетами для оценки толщины и объема морского льда. Сравнение с наблюдениями с подводных лодок, причалов и спутников помогает повысить достоверность результатов модели. [28]
ICESat представлял собой спутник, оснащенный лазерным высотомером, который мог измерять высоту ледяных потоков над надводным бортом. [29] [30] Период его активной эксплуатации длился с февраля 2003 года по октябрь 2009 года. Вместе с набором вспомогательных данных, таких как плотность льда, толщина снежного покрова, давление воздуха, соленость воды, можно рассчитать толщину потока и, следовательно, его объем. Его данные были сопоставлены с соответствующими данными PIOMAS, и было обнаружено разумное согласие. [31]
Cryosat-2 , запущенный в апреле 2010 года, имеет возможность измерять ледяные потоки над надводным бортом, как и ICESat , только с той лишь разницей, что он использует радар вместо лазерных импульсов. Данные рассчитываются с помощью модели PIOMAS.
Надежные и последовательные записи для всех сезонов доступны только в эпоху спутников, начиная с 1979 года.
Согласно научным измерениям, толщина и протяженность летнего морского льда в Арктике резко сократились за последние тридцать лет. [23]
Записи до эры спутников немногочисленны. Уильям К. де ла Маре, 1997 г., в своей книге «Резкое сокращение площади морского льда в Антарктике в середине двадцатого века на основе данных о китобойном промысле» [3] обнаружил сдвиг кромки льда на юг на основе данных о китобойном промысле; эти выводы были подвергнуты сомнению, но более поздние статьи де ла Мара и Котта подтверждают тот же вывод. [32] [33]
Тенденции морского льда Антарктики, полученные со спутников, показывают заметное увеличение в центральном тихоокеанском секторе примерно на 4–10% за десятилетие и уменьшение в секторе Беллинсгаузена/западной части Уэдделла с аналогичными процентами, но меньшей протяженностью. Существует тесная связь с Антарктическим колебанием в дальнейшем и влияние положительных полярностей Эль-Ниньо-Южного колебания (ЭНСО) на последнее. Масштабы ледовых изменений, связанных с ААО и ЭНСО, меньше, чем региональные ледовые тенденции, и для полного объяснения все еще необходимо исследовать локальные (или менее понятные крупномасштабные) процессы. [34]
Ученые используют средние значения за период с 1981 по 2010 год, поскольку они обеспечивают постоянную основу для сравнения площади морского льда из года в год. Тридцать лет считаются стандартным базовым периодом для погоды и климата, а спутниковые записи теперь достаточно продолжительны, чтобы обеспечить тридцатилетний базовый период. [5]
