ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ^^^^^^^^
ИССЛЕДОВАНИЯ ЗЕМЛИ ИЗ КОСМОСА
УДК 528.835.042.8,551.467,(265.3),(265.4)
СПЕКТРЫ КОЭФФИЦИЕНТОВ ИЗЛУЧЕНИЯ МОЛОДОГО ЛЬДА В МИКРОВОЛНОВОМ ДИАПАЗОНЕ ПО ДАННЫМ ИЗМЕРЕНИЙ СО СПУТНИКА AQUA (НА ПРИМЕРЕ ОХОТСКОГО И ЯПОНСКОГО МОРЕЙ)
© 2008 г. Д. В. Даркин*, Л. М. Митник, М. Л. Митник
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток *Тел.: 4232-312-854; e-mail: dvdarkin@poi.dvo.ru Поступила в редакцию 16.07.2007 г.
Сплоченность молодых льдов в Японском и Охотском морях, найденная по многоканальным микроволновым измерениям радиометра AMSR-E со спутника "Aqua" с помощью современных алгоритмов Bootstrap и NASA Team 2, существенно ниже, чем сплоченность, восстановленная по полям альбедо, измеренным спектрорадиометром MODIS одновременно с AMSR-E. Причины выявленных различий исследуются по данным зондирования прибрежных полыней у северо-западного побережья Охотского моря, в зал. Терпения и в Татарском прол. Японского моря в условиях устойчивой зимней погоды. На основе моделирования выводятся аппроксимационные зависимости, связывающие коэффициенты излучения молодых льдов с яркостными температурами на частотах радиометра AMSR-E на вертикальной и горизонтальной поляризации. Полученные экспериментально значения коэффициентов излучения сравниваются с известными из литературы. Рассматриваются приложения скорректированных коэффициентов излучения для усовершенствования алгоритмов оценки сплоченности молодых льдов.
ВВЕДЕНИЕ
В архивах данных о ледяном покрове особое место занимают сведения об изменчивости площади и сплоченности льда, полученные по спутниковым измерениям микроволнового излучения Земли [1—4]. Пассивное микроволновое зондирование позволяет получать информацию о зондируемой поверхности и, в частности, о сплоченности льда независимо от облачности и солнечного освещения. Сплоченность С, которая определяется отношением площади льдин на наблюдаемом участке моря к площади этого участка, является основной интегральной характеристикой дрейфующего льда. Для оценки С был предложен ряд алгоритмов, основанных на совместном анализе яркостных температур 7^' г(у), измеряемых спутниковыми микроволновыми радиометрами одновременно на нескольких частотах V на вертикальной (В) и горизонтальной (Г) поляризациях. Яркостная температура морской поверхности Тям ниже, чем яркостная температура льда Тял (для простоты изложения опущены обозначения частоты и поляризации). При прочих равных условиях различие падает с уменьшением сплоченности льда. Одновременно все более заметное влияние на величину контраста ДТя = = Тял — Тям начинают оказывать вариации параметров атмосферы и скорости приводного ветра, что приводит к погрешностям восстановления
сплоченности. Оценка величины С затруднена и из-за изменчивости коэффициентов излучения ледяного покрова, которые зависят от типа льда, условий его формирования и эволюции, засне-женности, эффектов таяния в верхнем слое и многих других факторов [5—6].
В оперативной работе, а также в исследованиях климата широкое распространение получили карты сплоченности, построенные по алгоритмам NASA Team 2 (NT2) [7] и Basic Bootstrap Algorithm (BBA) [8]. В обоих алгоритмах используются яркостные температуры на частотах 18.7 и 36.5 ГГц на В- и Г-поляризациях. Алгоритмы успешно применялись для обработки пассивных микроволновых измерений, начиная со спутника Nimbus-7 и кончая спутниками серии DMSP [1— 4]. В то же время, алгоритмы NT2 и BBA дают заниженные оценки сплоченности молодых льдов — особенно при наличии облачности [9, 10]. Поэтому оценка сплоченности молодых льдов, включающих в себя темный и светлый нилас и серый лед, является актуальной самостоятельной задачей. В полярных областях молодые льды и примыкающие к ним полыньи и разводья, которые являются зонами активного образования нового льда, оказывает существенное влияние на обмен энергией между атмосферой и океаном, на динамику многолетнего ледяного покрова, на поступление соли в океан во время роста льда. Так, например, по данным [11] поток тепла в прибрежной полы-
нье у берегов Аляски в Чукотском море в процессе формирования молодого льда может достигать 4 х 107 Дж/сут. При максимальной ширине полыньи в 150 км объем образующегося здесь льда может составлять около 90 км3 в год [11]. Поступление соли приводит к росту плотности воды подо льдом, развитию конвекции, увеличению толщины перемешанного слоя океана и к формированию придонных вод. Опускание более плотных насыщенных кислородом вод в глубокие слои способствует их вентиляции [12—17]. Согласно [17], поток соленых плотных вод в прибрежных полыньях у северо-западного побережья Охотского моря составляет 0.75 Sv ± 0.28 Sv (1 Sv = 106 м3 с-1), что вносит существенный вклад в формирование промежуточных вод в северо-западной части Тихого океана.
В Охотском и Японском морях существует ряд районов постоянного формирования льда, поддерживаемое зимним муссоном, который выносит лед от побережья в открытые районы моря
[18]. К ним, в частности, относятся акватории у северо-западного и северного побережий Охотского моря, зал. Терпения и Татарский прол., где регулярно наблюдаются обширные поля сплоченных молодых льдов. Они характеризуются пониженными яркостными температурами Тя и более темным тоном на видимых изображениях. Из анализа полей альбедо поверхности, восстановленных по измерениям спектрорадиометра MODIS со спутника "Aqua", следовало, что сплоченность льда в этих районах превышала 8-9 баллов, в то время как оценка C по 7^' г (v), измеренным радиометром AMSR-E с того же спутника, давала существенно более низкие значения - 4-8 баллов. При совместном рассмотрении данных MODIS и AMSR-E, полученных в феврале-марте 2003 г., было выявлено 10 подобных ситуаций, которые и были отобраны для детального анализа, оценки коэффициентов излучения льда и усовершенствования алгоритма оценки сплоченности. (Отличие геометрии зондирования и частот каналов радиометра AMSR-E, запущенного в 2002 г.
[19], от характеристик радиометра SSM/I на спутниках серии DMSP потребовало модификации алгоритмов NT2 и BBA [20].)
Статья устроена следующим образом. После описания процедуры выбора данных и оценки сплоченности льда по значениям его альбедо, которые в свою очередь восстанавливались по скорректированным на геометрию зондирования и ослабление в атмосфере калиброванным яркостям в канале 645 нм, массивы экспериментальных значений яркостных температур Тяэ(у) над молодыми льдами сопоставляются с расчетными Тяр^), полученными путем численного интегрирования уравнения переноса микроволнового излучения в системе подстилающая поверхность-
атмосфера на частотах радиометра AMSR-E при вариациях сплоченности и коэффициентов излучения молодых льдов по данным [5]. Затем приводятся аналитические соотношения и данные, использованные при моделировании спектров Тяр(у). Новые значения коэффициентов излучения молодых льдов определяются на основе статистического анализа Тяэ(у) и соотношений, связывающих коэффициенты излучения зондируемой поверхности с Тяр(у). В заключении обсуждаются результаты исследования и рассматриваются перспективы развития методики совместного анализа микроволновых и оптических данных со спутника "Aqua".
ВЫБОР РЕГИОНОВ И ОБРАБОТКА ДАННЫХ
Данные MODIS были получены с сайта God-dard Space Flight Center (GSFC) в NASA [21]. Из последовательности изображений Охотского и Японского морей за февраль—март 2003 г. были отобраны все безоблачные и малооблачные изображения, на которых ледяной покров был хорошо виден. Таких изображений оказалось 12; они были получены 14, 16, 18, 20, 21, 23 и 24 февраля и 6, 8, 13 и 22 марта. На них были выделены три района со значительной площадью молодых льдов, которые отличались более темным тоном по сравнению с серо-белыми и белыми льдами: полоса у северо-западного побережья Охотского моря (55.6575°—59.2475° с.ш., 137.4907°-144.7982° в.д.), зал. Терпения (46.7634°-49.3692° с.ш., 142.3019°-145.4330° в.д.) и Татарский прол. в Японском море (48.1349°-52.0797° с.ш., 139.4171°-142.4588° в.д). Для извлечения калиброванных значений и устранения эффекта "bow-tie" (галстук-бабочка) [22] была использована программа HDFLook [23]. По калиброванным изображениям канала 1 (620670 нм) и данным о геометрии зондирования, положении Солнца и состоянии атмосферы была построена база экспериментальных значений альбедо льда.
Чтобы обеспечить большую однородность выборки, были собраны данные о температуре воздуха на ст. Енкан, Аян и Улья (побережье Охотского моря), Корсаков, м. Терпения, Поронайск и Холмск (зал. Терпения) и Ильинский, Углегорск, Пильво и Александровск-Сахалинский (Татарский прол.). После этого из массива были удалены случаи, для которых температура воздуха в интервале времени, близком к спутниковому зондированию, превышала -10°С, что могло сопровождаться таянием поверхности льда, а, следовательно, влиять на его коэффициенты излучения [6]. По данным радиозондирования атмосферы на станциях Охотск, Поронайск и Николаевск-на-Амуре были рассчитаны значения полной массы водяного пара в атмосфере (осажденной воды) V Поля V, а также данные об общем содержании
озона в атмосфере считывались также из продукта MOD07 [24].
С учетом сказанного, для последующего рассмотрения был отобран 21 фрагмент: 10 у северозападного побережья Охотского моря, 4 — в зал. Терпения и 7 — в Татарском прол. Для всех фрагментов MODIS были подобраны массивы яркост-ных температур Гя(у) на частотах 18.7; 23.8; 36.5 и 89.0 ГГц на В- и Г-поляризациях, измеренные радиометром AMSR-E и нанесенные на регулярную решетку 12.5 х 12.5 км [25]. Для устранения влияния излучения материковых покровов на результаты анализа было проведено маскирование суши и примыкающей к ней морской зоны шириной 20 км.
По яркостным температурам на частотах 18.7 и 36.5 ГГц по алгоритмам NT2 [7] и BBA [8] были построены карты сплоченности льда. Пространственное разрешение этих каналов составляет 14 х 25 км и 8 х 14 км соответственно [19], а размеры пикселов Ta(v) равны 12.5 х 12.5 км. Яркост-ные температуры и карты сплоченности
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.