S16.1 De invloed van ruimte en tijdschalen op monsterneming en instrumentatie

De tijd- en ruimteschalen van fysische oceanografische verschijnselen werden in hoofdstuk 1 samengevat (figuur 1.2). De eisen die aan de gegevensverzameling worden gesteld om bewegingen met zoveel ruimte- en tijdvariaties te bestuderen, zijn veeleisend en vereisen een grote verscheidenheid aan bemonsteringsmethoden. Zoals beschreven in hoofdstuk 6, is voor studies op bijna elke schaal middeling of filtering nodig om ruimte- en tijdschalen die niet van belang zijn te verwijderen. Het is echter niet mogelijk om elke ruimte en tijdschaal te meten om perfecte gemiddelden en statistieken te vormen. Daarom moeten waarnemingsoceanografen de bronnen van fouten en onzekerheid begrijpen, die te wijten kunnen zijn aan instrumentele of bemonsteringsbeperkingen, of aan signalen op verschillende frequenties en golflengten.

Zo werden en worden nog steeds traditionele diep-oceanografische profielen (paragraaf S16.4) gemaakt vanaf onderzoeksschepen om de allergrootste ruimte- en tijdschalen van de oceaancirculatie en de verdeling van de eigenschappen te bestuderen. Dit blijft de enige manier om de diepe oceaan met grote nauwkeurigheid te meten, en de enige manier om de meeste chemische metingen te verrichten. Een diep oceanografisch station kan tot drie uur in beslag nemen en een dwarsdoorsnede over een oceaan tot twee maanden, wat beperkingen oplevert voor de interpretatie. De afzonderlijke, ver uit elkaar liggende profielen kunnen niet worden gebruikt om bijvoorbeeld getijden, interne golven of wervelingen te bestuderen, maar deze en andere bewegingen op kleinere schaal beïnvloeden de metingen van de afzonderlijke stations. Er zijn echter bruikbare manieren om de gegevens te verwerken en te analyseren, zodat ze kunnen worden gebruikt om de grote ruimte- en tijdschalen te bestuderen die van belang zijn.

Als tweede voorbeeld meten satelliethoogtemeters (Sectie S16.9.9) de oppervlaktehoogte van de oceaan, waarbij ze elke week of twee weken over elk punt op het oceaanoppervlak gaan. De hoogte van het oppervlak hangt van verschillende dingen af: de oceaancirculatie, oppervlaktegolven en getijden, uitzetting en inkrimping door meer of minder warmte of zout in het water, en de ongelijke verdeling van massa in de vaste aarde (variaties in de geoïde). De geoïde, die niet varieert in de tijd, domineert het hoogtesignaal. Daarom zijn de tijdsafhankelijke hoogtemetingen het nuttigst gebleken, omdat zij belangrijke informatie opleveren over de tijdsafhankelijke “mesoschaal” (tientallen tot honderden kilometers) en grootschalige tijdsafhankelijkheid in de hoogte van het zeeoppervlak, die samenhangt met veranderingen in grootschalige circulatie, klimaatvariabiliteit zoals El Niño, en wereldwijde zeespiegelstijging.

Interpretatie van de hoogtemetingen in aanwezigheid van thermische uitzetting vereist informatie over de temperatuur- en zoutgehaltestructuur onder het oppervlak, die een satelliet niet kan zien. Daarom worden in situ metingen gecombineerd met hoogtemetingen. Aangezien de verschillende datasets qua bemonsteringsfrequentie en -locatie niet op elkaar zijn afgestemd, levert de combinatie aanzienlijke uitdagingen op voor de gegevensanalyse, die het meest recent zijn aangepakt door gebruik te maken van data-assimilatie (paragraaf 6.3.4). Een derde voorbeeld uit de hoogtemeting is dat door de vele dagen tussen satellietpassages over een bepaalde plaats kortere tijdschalen, die bijvoorbeeld het gevolg zijn van getijden, bij elke satellietpassage op verschillende tijdstippen in hun cyclus worden gemeten. Deze “aliasing” levert een valse lange tijdschaal op (paragraaf 6.5.3). Bij de keuze van de satellietbaanfrequentie en bij de interpretatie van de gegevens wordt grote zorg besteed aan deze kortere tijdschalen, om ze zoveel mogelijk uit de langere tijdschalen te verwijderen.

Om terug te komen op de waarneming van de grootschalige circulatie van de top tot de bodem van de oceaan, waarop deze tekst in de eerste plaats is gericht, zou het kunnen lijken dat het gebruik van talrijke instrumenten die de stromingen rechtstreeks meten, de beste aanpak zou zijn. Aan het begin van de eenentwintigste eeuw is inderdaad een wereldwijd programma (Argo, beschreven in paragraaf S16.5.2) gestart om de snelheid binnen de waterkolom continu te meten met behulp van relatief goedkope onderwaterdobbers die de onderwaterstromingen (meestal op één diepte) volgen en op gezette tijden verslag uitbrengen aan satellieten. Dit programma heeft reeds een revolutie teweeggebracht in de observatie van het inwendige van de oceaan, vooral door de temperatuur- en zoutgehalteprofielen die bij elk uitstapje naar de oppervlakte worden verzameld en die met tussenpozen van tien dagen zijn gestandaardiseerd; de snelheidsgegevens zijn minder gebruikt. Hetzelfde doel wordt bereikt met een wereldwijde inzet van drifters aan het zeeoppervlak (paragraaf S16.5.1). Deze Lagrangiaanse bemonsteringsmethoden voor de hele oceaan waren niet mogelijk vóór het begin van de wereldwijde satellietcommunicatie, en het is nog steeds onbetaalbaar duur om de oceaan op alle diepten te meten. Stromingsmeters, zowel mechanische als akoestische, meten direct de stroming op een bepaald punt gedurende een aantal jaren; zij werden na de jaren 1950 ontwikkeld en op grote schaal ingezet. Stromingsmeters geven alleen informatie over de snelheid (snelheid en richting) van het water dicht bij de plaats (in tijd en ruimte) waar het instrument zich bevindt; de ervaring leert dat grote snelheidsvariaties kunnen optreden over kleine afstanden en in kleine tijdsintervallen. Vanwege deze ruimtelijke schalen en de hoge kosten van de plaatsing van stroommeters is het niet mogelijk gebleken de oceaan op grote schaal te instrumenteren. Stromingsmeters worden nu voornamelijk gebruikt in welbepaalde stromingen van niet meer dan enkele honderden kilometers breed, of in specifieke doelgebieden om alle temporele schalen (het volledige tijdspectrum) in dat gebied te bemonsteren, soms gedurende vele jaren. Alle directe metingen van ondergrondse stromingen hebben slechts een klein deel van onze waargenomen kennis van de oceaancirculatie opgeleverd. Anderzijds verschaffen zij, waar zij zijn gebruikt, informatie van onschatbare waarde; bijvoorbeeld voor het kwantificeren van het totale transport en de variaties van sterke, betrekkelijk smalle stromingen zoals de Golfstroom of de Kuroshio.

Bij gebrek aan voldoende directe metingen van oceaanstromingen gebruiken oceanografen die de circulatie bestuderen indirecte methoden. Een van de oudste, nog steeds veel gebruikte, is de geostrofische of dynamische methode, die de horizontale drukverdeling relateert aan horizontale stromingen (Paragraaf 7.6). De meeste stromingen met een tijdschaal van meer dan enkele dagen (behalve aan de evenaar) zijn in geostrofisch evenwicht, dat wil zeggen een evenwicht tussen de horizontale verandering (gradiënt) in druk en de Corioliskracht. De geostrofische snelheid staat loodrecht op de richting van de drukgradiënt ten gevolge van de draaiing van de aarde. De drukverdeling hangt af van de hoogte van het zeeoppervlak en ook van het verticale profiel van de dichtheid van het zeewater op een bepaalde breedtegraad en lengtegraad. De belangrijkste methode om de oceaancirculatie in kaart te brengen is dus het meten van de temperatuur- en zoutgehalteverdeling van de oceaan. Vervolgens wordt de dichtheidsverdeling berekend, waaruit de horizontale drukgradiënt op elke diepte wordt berekend, gegeven een aanname van de drukgradiënt op één diepte (die aan het oppervlak kan liggen, vanwege de hoogte aan het oppervlak). De geostrofische stromingen worden dan berekend.

De stap van het schatten van de drukgradiënt op één diepte is niet triviaal, gezien het algemene gebrek aan verspreide snelheidswaarnemingen. (De onderwaterdobbers die vanaf de jaren negentig werden ingezet, waren in de eerste plaats bedoeld om een dergelijk snelheidsveld op één diepte te verkrijgen). De traditionele aanpak was om een behoud van massa binnen oceaangebieden te eisen en dan gefundeerde gissingen te doen over de snelheidsverdeling op een bepaalde diepte, gebaseerd op het in kaart brengen van de verdeling van eigenschappen binnen de oceaan. “Inverse methoden” (geïntroduceerd maar niet ontwikkeld in paragraaf 6.3.4) formaliseren het gebruik van beperkingen gebaseerd op massabehoud en op de verdeling van eigenschappen, die worden beïnvloed door menging.

Sommige eigenschappen van water zijn ook inherente tracers van tijd (paragrafen 3.6 en 4.7). Hiertoe behoren tracers die biologisch actief zijn en op specifieke plaatsen worden gereset. Het zuurstofgehalte bijvoorbeeld wordt verzadigd door contact met de atmosfeer in de oppervlaktelaag, en wordt vervolgens verbruikt door bacteriën in de waterkolom, wat een ruwe leeftijd oplevert voor een bepaald waterperceel. De ingebouwde klok van radioactief verval in transiënte tracers biedt meer belofte, aangezien deze onafhankelijk is van het fysische en biologische karakter van het milieu. Antropogene tracers zoals chloorfluorkoolwaterstoffen (CFK’s) zijn door de mensheid in het aardsysteem geïnjecteerd. Als de geschiedenis van het vrijkomen ervan in het milieu bekend is, zoals het geval is voor CFK’s, dan zijn het nuttige tracers van de paden die het water aan het oppervlak van de oceaan aflegt als het zich naar het binnenste van de oceaan beweegt.

Geef een antwoord

Het e-mailadres wordt niet gepubliceerd.