S16.1 The Impact of Space and Timescales on Sampling and Instrumentation

Skale czasowe i przestrzenne fizycznych zjawisk oceanograficznych zostały podsumowane w rozdziale 1 (Rysunek 1.2). Wymagania dotyczące zbierania danych w celu badania ruchów o tak dużej zmienności czasowej i przestrzennej są wysokie i wymagają zastosowania szerokiej gamy metod próbkowania. Jak opisano w Rozdziale 6, badania w prawie każdej skali wymagają uśredniania lub filtrowania w celu usunięcia przestrzeni i skali czasowych, które nie są przedmiotem zainteresowania. Nie jest jednak możliwe zmierzenie każdej przestrzeni i skali czasowej, aby stworzyć idealne średnie i statystyki. Dlatego oceanografowie obserwacyjni muszą zrozumieć źródła błędów i niepewności, które mogą wynikać z ograniczeń instrumentalnych lub ograniczeń w pobieraniu próbek, albo z sygnałów o różnych częstotliwościach i długościach fali.

Na przykład tradycyjne profile oceanograficzne (rozdział S16.4) były i są nadal wykonywane ze statków badawczych w celu badania największych skal przestrzennych i czasowych cyrkulacji oceanicznej i rozkładów właściwości. Pozostają one jedynym sposobem pomiaru głębokiego oceanu z dużą dokładnością, a także jedynym sposobem wykonywania większości pomiarów chemicznych. Badanie głębokiej stacji oceanograficznej może trwać do trzech godzin, a przekrój przez ocean może trwać do dwóch miesięcy, co stwarza ograniczenia w interpretacji. Pojedyncze, znacznie oddalone od siebie profile nie mogą być wykorzystane np. do badania pływów, fal wewnętrznych czy wirów, a przecież te i inne ruchy w mniejszej skali wpływają na pomiary w poszczególnych stacjach. Istnieją jednak użyteczne sposoby przetwarzania i analizy danych tak, że mogą one być wykorzystane do badania dużych przestrzeni i skali czasowych zainteresowania.

Jako drugi przykład, wysokościomierze satelitarne (rozdział S16.9.9) mierzą wysokość powierzchni oceanu, przechodząc nad każdym punktem na powierzchni oceanu co tydzień lub dwa. Wysokość powierzchni zależy od kilku rzeczy: cyrkulacji oceanicznej, fal i pływów powierzchniowych, rozszerzania i kurczenia się wskutek większej lub mniejszej ilości ciepła lub soli w wodzie oraz nierównomiernego rozkładu masy w stałej ziemi (zmiany geoidy). Geoida, która nie zmienia się w czasie, dominuje w sygnale altimetrycznym. Dlatego też pomiary altymetryczne zależne od czasu były najbardziej użyteczne, dostarczając istotnych informacji o zależnej od czasu „mezoskali” (dziesiątki do setek kilometrów) i wielkoskalowej zależności czasowej wysokości powierzchni morza, która jest związana ze zmianami w cyrkulacji wielkoskalowej, zmiennością klimatu, taką jak El Niño, i globalnym wzrostem poziomu morza.

Interpretacja pomiarów altymetrycznych w obecności ekspansji termicznej wymaga informacji o strukturze temperatury i zasolenia pod powierzchnią, których satelita nie może zobaczyć. Dlatego pomiary in situ są łączone z altimetrią. Ponieważ różne zestawy danych są niedopasowane pod względem częstotliwości próbkowania i lokalizacji, połączenie to stwarza istotne wyzwania w zakresie analizy danych, z którymi ostatnio poradzono sobie poprzez wykorzystanie asymilacji danych (Sekcja 6.3.4). A jako trzeci przykład zaczerpnięty z altimetrii, wiele dni pomiędzy przejściami satelity nad daną lokalizacją oznacza, że krótsze okresy czasu, spowodowane na przykład pływami, są mierzone w różnych momentach ich cykli podczas każdego przejścia satelity. To „aliasing” daje fałszywą długą skalę czasową (rozdział 6.5.3). Przy wyborze częstotliwości orbitalnych satelitów i interpretacji danych zwraca się szczególną uwagę na te krótsze skale czasowe, aby usunąć je w jak największym stopniu z dłuższych skal czasowych.

Powracając do obserwacji cyrkulacji w największej skali od góry do dołu oceanu, która jest głównym tematem tego tekstu, mogłoby się wydawać, że najlepszym podejściem byłoby zastosowanie licznych instrumentów mierzących bezpośrednio prądy. Istotnie, na początku XXI wieku rozpoczęto globalny program (Argo, opisany w punkcie S16.5.2) ciągłego monitorowania prędkości w słupie wody, wykorzystujący stosunkowo niedrogie pływaki podpowierzchniowe, które śledzą prądy podpowierzchniowe (najczęściej na jednej głębokości) i w regularnych odstępach czasu przesyłają raporty do satelitów. Program ten już zrewolucjonizował obserwacje wnętrza oceanu, głównie dzięki profilom temperatury i zasolenia zbieranym podczas każdego wypłynięcia na powierzchnię, co zostało ustandaryzowane na dziesięciodniowe odstępy; dane dotyczące prędkości były mniej wykorzystywane. Globalne rozmieszczenie dryfkotw powierzchniowych pozwala na osiągnięcie tego samego celu na powierzchni morza (punkt S16.5.1). Te ogólnooceaniczne metody poboru próbek Lagrangian nie były możliwe przed rozpoczęciem globalnej komunikacji satelitarnej, a oprzyrządowanie oceanu na wszystkich głębokościach jest nadal zaporowo drogie. Prądomierze, zarówno mechaniczne jak i akustyczne, bezpośrednio mierzą przepływ w danym punkcie przez kilka lat; zostały one opracowane i szeroko rozpowszechnione po 1950 roku. Mierniki prądu podają informacje o prędkości (prędkość i kierunek) wody tylko w pobliżu lokalizacji (w czasie i przestrzeni) samego instrumentu; doświadczenie wskazuje, że duże zmiany prędkości mogą występować na małych odległościach, jak również w małych przedziałach czasowych. Ze względu na te skale przestrzenne oraz wysokie koszty rozmieszczenia mierników prądu, nie udało się stworzyć możliwości szerokiego oprzyrządowania oceanu. Prądomierze są obecnie używane głównie w dobrze zdefiniowanych prądach o szerokości nie większej niż kilkaset kilometrów, lub w określonych obszarach docelowych, aby pobrać próbki wszystkich skal czasowych (pełne spektrum czasowe) w tym obszarze, czasami przez wiele lat. Wszystkie bezpośrednie pomiary prądów podpowierzchniowych dostarczyły tylko niewielkiej części naszej obserwowanej wiedzy o cyrkulacji oceanicznej. Z drugiej strony, tam gdzie były one wykorzystywane, dostarczają nieocenionych informacji; na przykład, określając ilościowo całkowity transport i zmiany silnych, stosunkowo wąskich prądów, takich jak Prąd Zatokowy czy Kuroshio.

Wobec braku wystarczających bezpośrednich pomiarów prądów oceanicznych, oceanografowie badający cyrkulację stosują metody pośrednie. Jedną z najstarszych, pozostającą w bardzo powszechnym użyciu, jest metoda geostroficzna lub dynamiczna, która odnosi poziomy rozkład ciśnienia do prądów poziomych (rozdział 7.6). Większość prądów o skalach czasowych większych niż kilka dni (z wyjątkiem równika) znajduje się w równowadze geostroficznej, która jest równowagą pomiędzy poziomą zmianą (gradientem) ciśnienia a siłą Coriolisa. Prędkość geostroficzna jest prostopadła do kierunku gradientu ciśnienia wynikającego z ruchu obrotowego Ziemi. Rozkład ciśnienia zależy od wysokości powierzchni morza, a także od pionowego profilu gęstości wody morskiej na danej szerokości i długości geograficznej. Dlatego główną metodą mapowania cyrkulacji oceanicznej jest pomiar rozkładu temperatury i zasolenia w oceanie. Następnie obliczany jest rozkład gęstości, na podstawie którego obliczany jest poziomy gradient ciśnienia na każdej głębokości, przy założeniu gradientu ciśnienia na jednej głębokości (która może być na powierzchni, ze względu na wysokość powierzchni). Następnie obliczane są prądy geostroficzne.

Krok oszacowania gradientu ciśnienia na jednej głębokości nie jest trywialny, biorąc pod uwagę ogólny brak obserwacji prędkości rozłożonych. (Rozmieszczenie podpowierzchniowych pływaków, które rozpoczęło się w latach 90-tych, było najpierw motywowane dostarczeniem takiego pola prędkości na jednej głębokości). Tradycyjne podejście polegało na wymaganiu zachowania masy w rejonach oceanu, a następnie na snuciu przypuszczeń co do rozkładu prędkości na danej głębokości, w oparciu o odwzorowanie rozkładu własności w oceanie. „Metody odwrotne” (wprowadzone, ale nie rozwinięte w części 6.3.4) formalizują użycie ograniczeń opartych na zachowaniu masy i na rozkładach właściwości, na które wpływa mieszanie.

Niektóre właściwości wody są również nieodłącznymi znacznikami czasu (części 3.6 i 4.7). Obejmują one znaczniki, które są biologicznie aktywne i są resetowane w określonych miejscach. Na przykład, zawartość tlenu jest nasycona poprzez kontakt z atmosferą w warstwie powierzchniowej, a następnie jest zużywana przez bakterie w słupie wody, dając przybliżony wiek danej działki wody. Wbudowany zegar rozpadu radioaktywnego w znacznikach przejściowych jest bardziej obiecujący, ponieważ jest niezależny od fizycznego i biologicznego charakteru środowiska. Antropogeniczne znaczniki, takie jak chlorofluorowęglowodory (CFC), zostały wprowadzone do systemu ziemskiego przez ludzkość. Jeśli znana jest historia ich uwolnienia do środowiska, tak jak w przypadku CFC, to są one użytecznymi znacznikami ścieżek, którymi podążają powierzchniowe wody oceaniczne, przemieszczając się do wnętrza oceanu.

.

Dodaj komentarz

Twój adres e-mail nie zostanie opublikowany.