ИССЛЕДОВАНИЕ ЗЕМЛИ ИЗ КОСМОСА, 2012, № 5, с. 29-36
ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ЗЕМЛИ ИЗ КОСМОСА
ЭЛЕКТРОДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ИЗЛУЧЕНИЯ АРКТИЧЕСКОГО ЛЕДЯНОГО ПОКРОВА ДЛЯ РЕШЕНИЯ ЗАДАЧ СПУТНИКОВОЙ МИКРОВОЛНОВОЙ РАДИОМЕТРИИ
© 2012 г. И. А. Репина12*, В. В. Тихонов2, Т. А. Алексеева3, В. В. Иванов3, М. Д. Раев2, Е. А. Шарков2, Д. А. Боярский2, Н. Ю. Комарова2
1 Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова Российской академии наук, Москва 2 Институт космических исследований Российской академии наук, Москва 3 Арктический и Антарктический научно-исследовательский институт, Санкт-Петербург
*E-mail: repina@ifaran.ru Поступила в редакцию 03.05.2012 г.
Начиная с 1978 г. сканирующий многоканальный микроволновый радиометр и специальный микроволновый сенсор (SSM/I) позволяют ежедневно оценивать распределение и общую сплоченность морского льда. Используемые в настоящее время алгоритмы Картографирования состояния ледового покрова по данным пассивного микроволнового зондирования ввиду разных причин дают существенные ошибки. Эти ошибки особенно критичны в важных для развития судоходства при-кромочных зонах и в районах с интенсивным ледообразованием. В работе данные визуальных наблюдений за состоянием ледяного покрова в Арктике, полученные в ряде экспедиций Арктического и Антарктического научно-исследовательского института, используются в качестве входных параметров электродинамической модели, разработанной для определения яркостной температуры ледяных и снежных покровов. Сравнение модельных расчетов и данных SSM/I на различных частотах показало хорошие результаты. Это позволяет приступить к разработке физически обоснованной методики определения характеристик ледового покрова по данным спутниковой радиометрии и тем самым значительно улучшить прогнозирование ледовой обстановки арктического региона.
Ключевые слова: пассивное микроволновое зондирование, яркостная температура, электродинамическая модель, эффективная диэлектрическая проницаемость, морской лед, климат полярных регионов
ВВЕДЕНИЕ
Морской лед является одной из важнейших характеристик полярных регионов. Ледяной покров оказывает определяющее влияние на энергетический баланс, так как изменяет альбедо поверхности и вертикальные потоки тепла, вещества и импульса между океаном и атмосферой (Репина, Смирнов, 2000). Морской лед влияет на океаническую циркуляцию из-за появления холодной и тяжелой воды во время замерзания и пресных поверхностных вод в период таяния. Таким образом, между характеристиками ледяного покрова, состоянием атмосферы и океана существует мощная связь. По этой причине, морской лед четко реагирует на все климатические изменения (Barry et al., 1993; Алексеев, 2003). Информация о ледовых условиях в полярных регионах играет важную роль для решения ряда практических задач, являясь основой организации судоходства и добычи полезных ископаемых в полярных широтах.
Анализ спутниковых данных, доступных в последние десятилетия, показал, что площадь льда в
Северном Ледовитом океане в летний сезон неуклонно уменьшается с начала 1990-х гг. (Comiso, Nishio, 2009; Алексеев и др., 2009). Сентябрьская площадь льда за несколько последних десятилетий уменьшалась со скоростью 11.1 ± 3.3% в десятилетие (NSIDC..., 2009). Это уменьшение было гораздо более быстрым, чем рассчитанное климатическими моделями, участвовавшими в докладе IPCC (МГЭИК ..., 2007; Stroeve et al., 2007). Рекордная за всю историю спутниковых наблюдений минимальная площадь льда наблюдалась в сентябре 2007 г. (4.13 млн. км2). При этом драматические изменения произошли не только в летней площади ледяного покрова, но и в толщине льда в зимний период: переход к преобладанию сезонного льда (66%) над многолетним (34%) произошел в период между 2004 и 2008 гг. (Kwok, Rothrock, 2009; Фролов и др., 2009). Толщина льда в центральном Арктическом бассейне уменьшилась в среднем на 1.3— 1.5 м за период 1970—2000 гг., и это снижение толщины продолжается.
Очевидно, что мониторинг площади, сплоченности и толщины морского льда в пределах всего полярного бассейна (как северного, так и южного) может выполняться только с использованием средств дистанционного зондирования (ДЗ), установленных на современных искусственных спутниках Земли, осуществляющих, в частности, регулярные, длительные, глобальные микроволновые наблюдения поверхности Земли. Спутниковые измерения в микроволновом диапазоне, начавшиеся в октябре 1978 г. с использованием сканирующего многоканального микроволнового радиометра SMMR (Scanning Multichannel Microwave Radiometer), продолженные в 1987 г. с использованием специального микроволнового сенсора SSM/I (Special Sensor Microwave/Imager) и продолжающиеся по настоящий день благодаря запущенному недавно спутнику F17 серии DMPS (Defense Meteorological Satellite Program) c новым сенсором SSMIS (Special Sensor Microwave Imager/Sounder), предоставляют беспрецедентную возможность мониторинга современной изменчивости климата нашей планеты (Special Sensor Microwave..., 2010). Уникальность миссии DMSP определяется тем, что в настоящее время это единственная программа долговременного мониторинга, поставляющая оперативную метеорологическую, океанографическую и солнечно-геофизическую информацию, и тем самым позволяющая решать глобальные климатические проблемы (Астафьева и др., 2006; Sharkov, 2003). Спутники этой серии имеют солнечно-синхронную, близкую к полярной, низкую круговую орбиту. Семиканальные четырехчастотные микроволновые радиометрические комплексы SSM/I принимают линейно-поляризованное излучение на частотах 19.35, 22.24, 37.0 и 85.5 ГГц в режиме конусного сканирования. На частоте 22.24 ГГц измеряется только вертикально-поляризованное излучение; на остальных — и горизонтально- и вертикально-поляризованное. Ширина полосы обзора приборов составляет 1400 км, размер разрешения на поверхности Земли зависит от канала прибора и варьируется от 12.5 до 25 км (Гранков, Мильшин, 2004). Специфика траекторий аппаратов этой серии и полей обзора радиометров такова, что наилучшее покрытие и разрешение наблюдается именно в высоких широтах. Орбита и геометрия сканирования SSM/I позволяют охватывать полярные регионы в пределах 60° с.ш. и 60° ю.ш. один раз в сутки. Полное покрытие достигается при использовании трех DMSP спутников (Hollinger et al., 1987).
В настоящее время существует около десятка алгоритмов обработки SSM/I изображений для получения карт сплоченности морского льда (Cavalieri et al., 1991, 1999; Comiso, 1995; Comiso etal., 1992; Kaleschke et al., 2001; Pedersen, 1998; Ramseier, 1991; Smith, Barry, 1994; Svendgen et al., 1983; Swift et al., 1985; Kern, Heygster, 2001). На
практике для построения ледовых карт наиболее часто применяются NASA Team (Cavalieri et al., 1991, 1999) и Comiso Bootstrap (Comiso, 1995) алгоритмы. Оба алгоритма используют для анализа каналы 37 и 19 ГГц на двух поляризациях. Алгоритмы, берущие за основу данные канала 85 ГГц, дают лучшее пространственное разрешение, но более подвержены влияниям атмосферных процессов (Kaleschke et al., 2001). Но по ряду причин, связанных с законами взаимодействия излучения с веществом, сложностью и многообразием строения морского льда и изменчивостью гидрометеорологических условий, объективная интерпретация спутниковых данных в карты сплоченности морского льда пока не является полностью решенной задачей. Сплоченность морского льда, полученная по данным пассивного микроволнового зондирования, чувствительна к смещению калибровок, изменению характеристик датчиков, заданию границ океана и суши. Другим источником ошибок являются ранние формы льда (молодой лед, нилас, шуга), снежницы (лужи, образующиеся на поверхности ледяных полей в летний период), всевозможные атмосферные процессы (туман, дождь, снегопад) (Cavalieri et al., 1995; miso, Kwok, 1996). Самые значительные ошибки наблюдаются в прикромочных зонах, что следует как из сравнения результатов применения различных алгоритмов (Meier, 2005), так и из сравнения с данными визуальных наблюдений (Алексеева, Фролов, 2012). Одним из источников ошибок может служить тот факт, что существующие в настоящее время алгоритмы восстановления характеристик ледяного покрова по данным SSM/I используют эмпирические зависимости и подгоночные коэффициенты, пренебрегая физикой процесса. Задача данной работы: на основе использования результатов прямых наблюдений за состоянием льда в Арктическом бассейне разработать методики расчета яркостных температур ледяного и снежного покрова, учитывающие физические и структурные характеристики сред.
ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ДАННЫЕ
В качестве входных данных модели используется массив наблюдений за морским льдом Арктического и Антарктического научно-исследовательского института. Измерения проводились в летне-осенний период 2002—2009 гг. с борта ледокола "Капитан Драницын" в рамках российско-американского проекта NABOS-АВЛАП в регионе, ограниченном 75°-85° с.ш., 30°-150° в.д. (Polyak-ov et al., 2007). Наблюдения включали визуальное определение комплекса основных характеристик ледяного покрова: возрастного состава, общей и частной сплоченности каждого из наблюдаемых возрастных видов льда, а также их форм (горизон-
Рис. 1. Сплоченность льда в районе исследований ледокола "Капитан Драницын": а — в октябре 2008 г.; б — в августе-сентябре 2009 г.
тальных размеров льдин), диапазона толщин ровного льда и высот снега, степени торосистости, разрушенности и сжатий льда. Сплоченность льда определялась по десятибалльной шкале и делилась на следующие градации: 0 — чистая вода; 1-3 — редкие льды; 4—6 — разреженные льды; 7—8 — сплоченные льды; 9, 9—10 — очень сплоченные льды; 10 — сплошные льды (Руководство по производству.., 1981). Градации 7—8, 9, 9—10, 10 в основном характерны для ледяного массива. Прикромочная область характеризуется редкими (1—3 балла) и разреженными льдами (4—6 баллов). Чтобы учесть избирательный характер судна, основные характеристики ледяного покрова определяются раздельно по пути (в зоне по курсу судна, ширина которой равна шестикратной ширине корпуса судна) и в районе движения (в пределах горизонт
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.