Измерение морского льда важно для безопасности навигации и мониторинга окружающей среды , в частности климата . Протяженность морского льда взаимодействует с крупными климатическими моделями, такими как Североатлантическое колебание и Атлантическое многодесятилетнее колебание , если назвать только два, и влияет на климат в остальной части земного шара.
Объем морского ледового покрова в Арктике представлял интерес на протяжении столетий, поскольку Северо-Западный проход представлял большой интерес для торговли и мореплавания. Существует давняя история записей и измерений некоторых эффектов протяженности морского льда, но комплексные измерения были редкими до 1950-х годов и начались с эрой 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, палео-прокси записи морского льда высокого разрешения. [1] Арктический морской лед является динамическим компонентом климатической системы и связан с атлантической многодесятилетней изменчивостью и историческим климатом в течение различных десятилетий. Существуют циклические изменения моделей морского льда, но до сих пор нет четких моделей, основанных на прогнозах моделирования.
Записи, собранные викингами, показывающие количество недель в году, когда лед появлялся вдоль северного побережья Исландии , датируются 870 годом н. э., но более полная запись существует с 1600 года. Более обширные письменные записи об арктическом морском льде относятся к середине 18 века. Самые ранние из этих записей относятся к судоходным путям Северного полушария, но записи того периода редки. Записи о температуре воздуха, датируемые 1880-ми годами, могут служить в качестве заменителя (прокси) для арктического морского льда, но такие записи о температуре изначально собирались только в 11 местах. Российский Арктический и Антарктический научно-исследовательский институт составил ледовые карты, датируемые 1933 годом. Сегодня ученые, изучающие тенденции арктического морского льда, могут полагаться на довольно полную запись, датированную 1953 годом, используя комбинацию спутниковых записей, судовых записей и ледовых карт из нескольких стран. [2]
В Антарктике прямые данные до спутниковых наблюдений еще более скудны. Чтобы попытаться расширить исторические данные о протяженности морского льда в Южном полушарии еще дальше в прошлое, ученые изучают различные косвенные показатели протяженности морского льда. Одним из них являются записи, которые ведут антарктические китобои , которые документируют местоположение всех пойманных китов и напрямую связаны с наблюдениями за морским льдом. Похоже, что в середине двадцатого века произошло резкое снижение протяженности морского льда Антарктики из записей китобойного промысла, прямые глобальные оценки антарктического морского ледяного покрова по спутниковым наблюдениям с 1970 года не дают четких тенденций. [3] Поскольку киты, как правило, собираются вблизи кромки морского льда для кормления, их местоположение может быть косвенным показателем протяженности льда. Другие косвенные показатели используют наличие органических соединений, полученных из фитопланктона, и следов других экстремофилов [4] в кернах и отложениях антарктического льда. Поскольку фитопланктон растет наиболее обильно вдоль краев ледового покрова, концентрация этих серосодержащих органических соединений и их геохимия дают индикаторы того, насколько далеко край льда простирался от континента. Существуют и другие обширные наборы многовековых исторических записей арктического и субарктического морского льда и их использование, среди прочего, высокоразрешающие палеопрокси-записи морского льда. [1]
Полезные спутниковые данные, касающиеся морского льда, появились в декабре 1972 года с помощью прибора Electrically Scanning Microwave Radiometer (ESMR). Однако его нельзя было напрямую сравнивать с более поздним SMMR/SSMI, поэтому практические записи начинаются в конце 1978 года с запуском спутника NASA Scanning Multichannel Microwave Radiometer (SMMR) [5] и продолжаются с помощью Special Sensor Microwave/Imager (SSMI). Advanced Microwave Scanning Radiometer (AMSR) и Cryosat-2 предоставляют отдельные записи.
С 1979 года спутники предоставляют последовательную непрерывную запись морского льда. [6] Однако запись основана на объединении измерений с ряда различных спутниковых приборов, что может привести к ошибкам, связанным с интеркалибровкой при изменении датчиков. [7] Спутниковые изображения морского льда сделаны на основе наблюдений микроволновой энергии, излучаемой поверхностью Земли. Поскольку океанская вода излучает микроволны иначе, чем морской лед, лед «выглядит» по-другому, чем вода, для спутникового датчика — см. моделирование излучательной способности морского льда . Наблюдения обрабатываются в цифровые элементы изображения, или пиксели. Каждый пиксель представляет собой квадратную площадь поверхности на Земле. Первые приборы обеспечивали разрешение приблизительно 25 на 25 километров; более поздние приборы — выше. Алгоритмы изучают микроволновое излучение и его вертикальную и горизонтальную поляризацию, а также оценивают площадь льда. [2]
Морской лед можно рассматривать с точки зрения общего объема или с точки зрения площадного покрытия. Оценки объема льда получить сложнее, поскольку они требуют знания толщины льда, которую сложно измерить напрямую; такие усилия, как PIOMAS [8], используют комбинацию наблюдений и моделирования для оценки общего объема.
Существует два способа выражения общего полярного ледяного покрова: площадь льда и протяженность льда. Чтобы оценить площадь льда, ученые вычисляют процент морского льда в каждом пикселе, умножают на площадь пикселя и суммируют суммы. Ученые устанавливают пороговый процент для оценки протяженности льда и считают каждый пиксель, соответствующий или превышающий этот порог, «покрытым льдом». Обычный порог составляет 15 %. [2]
Подход на основе порогового значения может показаться менее точным, но у него есть преимущество в том, что он более последователен. Когда ученые анализируют спутниковые данные, легче сказать, есть или нет по крайней мере 15% ледяного покрова в пикселе, чем, например, сказать, составляет ли ледяной покров 70 процентов или 75 процентов. Уменьшая неопределенность в количестве льда, ученые могут быть более уверены в том, что изменения в морском ледяном покрове с течением времени реальны. [2]
Тщательный анализ эхо-сигналов спутниковой радиолокационной альтиметрии позволяет отличить отраженные сигналы от открытого океана, нового льда или многолетнего льда. Разница между высотой эхо-сигналов от снега/морского льда и открытой воды дает высоту льда над океаном; из этого можно вычислить толщину льда. [9] Метод имеет ограниченное вертикальное разрешение и легко сбивается с толку при наличии даже небольшого количества открытой воды. Поэтому он в основном использовался в Арктике, где лед толще и более непрерывен. Недавние достижения привели к разработке новых экспериментальных продуктов толщины морского льда с помощью спутниковой радиолокационной альтиметрии в сезон таяния Арктики. [10]
Начиная с 1958 года подводные лодки ВМС США собирали гидроакустические профили, направленные вверх , для навигации и обороны, и преобразовывали информацию в оценки толщины льда. [11] Данные с подводных лодок ВМС США и Королевского флота , доступные в NSIDC, включают карты, показывающие пути подводных лодок. Данные предоставляются в виде профилей осадки льда и в виде статистики, полученной из данных профиля. Статистические файлы включают информацию о характеристиках осадки льда, килях, ровном льду, разводьях, недеформированном и деформированном льду. [12]
Буи размещаются на льду для измерения свойств льда и погодных условий участниками Международной программы арктических буев и ее родственной программы, Международной программы антарктических буев . Буи могут иметь датчики для измерения температуры воздуха , атмосферного давления , толщины снега и льда, температуры снега и льда, океанических течений , движения морского льда, давления на уровне моря, температуры и солености морской поверхности , температуры поверхности, поверхностных ветров, температуры воды, длинноволновой и коротковолновой радиации . [13] [14] [15] Буи баланса массы льда (БМЛ) измеряют температуру воздуха, снега, льда и морской воды на месте и температуру после внутренних циклов нагрева. Такие циклы нагрева позволяют более точно идентифицировать интерфейсы снег-лед и лед-вода. [16] Температурные буи позволяют оценивать кондуктивные, скрытые и океанические тепловые потоки для недеформированного льда [17] и для торосов давления . [18]
Устройства гидролокаторов, смотрящих вверх (ULS), могут быть развернуты под полярным льдом в течение месяцев или даже лет и могут обеспечить полный профиль толщины льда для одного участка. [19] Гидролокаторы напрямую измеряют осадку морского льда, поэтому точная оценка толщины морского льда требует знания толщины снега, плотности снега и морского льда. Точность измерений гидролокаторов также зависит от солености морской воды между гидролокатором и морским льдом, и многие гидролокационные установки также включают CTD и ADCP . Гидролокаторы, смотрящие вверх или многолучевые, также могут быть установлены на дистанционно управляемых подводных аппаратах (ROV) для исследования осадки морского льда в диаметре нескольких сотен метров и в течение нескольких месяцев. [20]
Дополнительные наблюдения за морским льдом проводятся с береговых станций, судов и с самолетов .
Хотя в последние годы данные дистанционного зондирования стали играть важную роль в анализе морского льда, пока еще 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 информации о состоянии льда, полученной с помощью дистанционного зондирования, или в предоставлении важных поправок к общей картине ледовых условий. [21]
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 местоположения кромки льда с помощью данных дистанционного зондирования. Также полезно предоставить описание кромки льда с точки зрения признаков замерзания или таяния, наступления или отступления под действием ветра, а также компактности или диффузности. Другая важная вспомогательная информация включает местоположение айсбергов , флобергов, ледяных островов, старого льда, торосов и торосов. Эти ледяные особенности плохо контролируются методами дистанционного зондирования, но являются очень важными аспектами ледяного покрова. [21]
Протяженность морского льда — это площадь моря с определенным количеством льда, обычно 15%. Для спутниковых микроволновых датчиков поверхностный таяние выглядит как открытая вода, а не вода на поверхности 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. [24]
Чтобы оценить площадь льда, ученые вычисляют процент морского льда в каждом пикселе, умножают на площадь пикселя и суммируют суммы. Чтобы оценить протяженность льда, ученые устанавливают пороговый процент и считают каждый пиксель, соответствующий или превышающий этот порог, «покрытым льдом». Национальный центр данных по снегу и льду , один из распределенных активных архивных центров NASA, 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 картирования толщины и формы полярного ледяного покрова Земли. Его единственный инструмент – SAR/интерферометрический радиолокационный высотомер – способен измерять надводный борт морского льда .
Возраст льда является еще одним ключевым показателем состояния морского ледяного покрова, поскольку старый лед, как правило, толще и более устойчив, чем молодой. Морской лед со временем отторгает соль и становится менее соленым, что приводит к более высокой температуре плавления . [5] Простой двухэтапный подход классифицирует морской лед на однолетний и многолетний. Однолетний — это лед, который еще не пережил летний сезон таяния, в то время как многолетний лед пережил по крайней мере одно лето и может быть в возрасте нескольких лет. [25] См. процессы роста морского льда .
Баланс массы морского льда — это баланс того, насколько лед растет зимой и тает летом. Для арктического морского льда практически весь рост происходит на нижней части льда. Таяние происходит как на верхней, так и на нижней части льда. В подавляющем большинстве случаев весь снег тает летом, как правило, всего за пару недель. Баланс массы — это мощная концепция, поскольку она является великим интегратором теплового бюджета. Если происходит чистое увеличение тепла, то лед становится тоньше. Чистое охлаждение приведет к более толстому льду. [26]
Проведение прямых измерений баланса массы просто. Для измерения абляции и накопления льда и снега в верхней и нижней части ледяного покрова используется ряд колышков и толщиномеров. Несмотря на важность измерений баланса массы и относительно простое оборудование, используемое для их проведения, результатов наблюдений немного. Это в значительной степени связано с расходами, связанными с эксплуатацией долгосрочного полевого лагеря, который должен служить базой для этих исследований. [26]
Не существует измерений объема морского льда в масштабах Арктики или Антарктики, но объем арктического морского льда рассчитывается с использованием Системы моделирования и ассимиляции панарктического льда (PIOMAS), разработанной в Лаборатории прикладной физики/Полярном научном центре Вашингтонского университета. PIOMAS объединяет наблюдаемые со спутников концентрации морского льда в модельные расчеты для оценки толщины и объема морского льда. Сравнение с подводными, швартовными и спутниковыми наблюдениями помогает повысить достоверность результатов модели. [29]
ICESat был спутником, оборудованным лазерным высотомером, который мог измерять надводный борт ледяных потоков. [30] [31] Его активный период обслуживания был 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 найдено разумное согласие. [32]
Cryosat-2 , запущенный в апреле 2010 года, имеет возможность измерять надводный борт ледяных потоков, как и ICESat , только он использует радар вместо лазерных импульсов. Данные рассчитываются с помощью модели PIOMAS.
Надежные и последовательные записи за все сезоны доступны только в эпоху спутникового вещания, начиная с 1979 года.
Согласно научным измерениям, толщина и площадь летнего морского льда в Арктике резко сократились за последние тридцать лет. [24]
Записи до эпохи спутников скудны. Уильям К. де ла Маре, 1997, в работе «Резкое снижение площади морского льда Антарктики в середине двадцатого века по данным китобойного промысла» [3] обнаружил смещение кромки льда на юг на основе данных китобойного промысла; эти результаты были подвергнуты сомнению, но более поздние статьи де ла Маре и Котта подтверждают тот же вывод. [33] [34]
Тенденции морского льда Антарктики, полученные со спутников, показывают выраженный рост в центральном секторе Тихого океана на ~4–10% за десятилетие и уменьшение в секторе Беллинсгаузена/западного Уэдделла с аналогичными процентами, но меньшей протяженностью. Существует тесная связь с Антарктическим колебанием дальнейшего и воздействия положительных полярностей Эль-Ниньо-Южного колебания (ENSO) для последнего. Масштабы изменений льда, связанных с AAO и ENSO, меньше, чем региональные ледовые тренды, и локальные (или менее понятные крупномасштабные) процессы все еще необходимо исследовать для полного объяснения. [35]
Ученые используют среднее значение за период с 1981 по 2010 год, поскольку оно обеспечивает последовательную базу для сравнения протяженности 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]
