Las mediciones radiométricas de banda ancha realizadas por satélites GPS revelan que durante el verano el albedo del Océano Ártico disminuye más rápidamente que el retroceso del hielo marino.

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 13769 (2023) Citar este artículo

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Detalles de métricas

Nuevas mediciones del Ártico ± 40 días alrededor del solsticio de verano muestran que la luz solar reflejada desde el norte de 80°N disminuye entre un 20 y un 35%. La cobertura del hielo marino del Ártico disminuye entre un 7% y un 9% durante este mismo período (según lo informado por el NSIDC), lo que implica que el albedo del hielo marino del Ártico disminuye además del retroceso del hielo marino. Mediciones antárticas similares proporcionan una base con la que se comparan las mediciones del Ártico. La luz solar reflejada en la Antártida al sur de 80°S es hasta un 30% mayor que la reflectancia del Ártico y es simétrica alrededor del solsticio, lo que implica una reflectividad antártica constante. La luz solar reflejada en el Ártico 20 días después del solsticio es > 100 W/m2 menos que la luz solar reflejada en la Antártida. En perspectiva, esto es suficiente calor para derretir > 1 mm/hora de hielo. Este hallazgo debería compararse con modelos climáticos y en conjuntos de datos de reanálisis para cuantificar aún más el papel del albedo del hielo marino en la amplificación del Ártico. Las mediciones se realizaron con radiómetros pixelados inéditos en satélites del Sistema de Posicionamiento Global de 2014 a 2019. Las órbitas del GPS brindan a cada radiómetro vistas instantáneas y continuas del 37% de la Tierra, dos vistas completas diarias del Ártico y la Antártida. Además, la constelación GPS brinda cobertura permanente de toda la Tierra que puede proporcionar datos que complementan los instrumentos de campo de visión limitado existentes que brindan una vista de la Tierra menos sinóptica.

El rápido cambio climático de la región ártica está provocando fenómenos como la disminución de la extensión mínima de hielo marino (septiembre) en casi un 40% desde los años 19701,2,3. Se han desarrollado varias teorías para explicar el ritmo más rápido de calentamiento de la región ártica (llamada amplificación ártica o polar) en comparación con el resto de la Tierra. Las razones probables detrás de la amplificación del Ártico incluyen4 “la reducción del albedo de verano debido a la pérdida de la capa de hielo marino y nieve, el aumento del contenido total de vapor de agua en la atmósfera ártica, los cambios en la nubosidad total en verano, el calor adicional generado por el hielo marino recién formado en espacios abiertos más extensos”. áreas de agua en otoño, el transporte de calor y humedad hacia el norte y la menor tasa de pérdida de calor al espacio desde el Ártico en relación con los subtrópicos”5,6. El análisis basado en modelos climáticos impulsa la interpretación y las hipótesis de las causas detrás de la amplificación del Ártico. Varios análisis han encontrado que la retroalimentación del albedo del hielo marino probablemente esté impulsando la amplificación del Ártico7,8,9,10,11,12. La retroalimentación del albedo se debe a (1) el derretimiento del hielo marino que conduce a la recesión de la capa de hielo, así como a (2) la disminución de la reflectividad o albedo del hielo restante debido al derretimiento de la superficie13,14,15,16,17,18 que cambia la reflectividad de la superficie de la nieve y el hielo, además de formar estanques de deshielo poco reflectantes. La mayoría de los análisis de sistemas climáticos reconocen la recesión del hielo marino como un efecto importante en la reducción del albedo9,14,19,20, pero el papel de la reducción del albedo21,22,23 del hielo marino restante se menciona con menos frecuencia. Los análisis recientes de mediciones integrales del albedo del Ártico durante suficientes años para ser climatológicamente significativos (es decir, multidecenales) parecen ser pocos en número.

Las mediciones de la luz solar reflejada por la Tierra se han realizado mediante radiómetros de silicio de banda ancha pixelados (0,4–1,0 μm, de visible a infrarrojo cercano o VNIR) operados por el gobierno de los Estados Unidos en siete satélites del Sistema de Posicionamiento Global (GPS)24 a una altitud de 20.200 km. Los radiómetros pixelados GPS han recopilado mediciones desde 2013 y está previsto que continúen hasta 2040. Los datos de estos instrumentos pueden proporcionar un valioso complemento al proyecto del Sistema de Energía Radiante de las Nubes y la Tierra (CERES) de la NASA25,26,27 y otras mediciones para determinar la radiación de la Tierra. equilibrio28,29 proporcionando cobertura a tiempo completo y en toda la Tierra con múltiples satélites que visualizan todos los puntos de la Tierra. El programa CERES tiene seis paquetes de radiómetros, FM-1 a FM-6, en cuatro satélites en órbitas casi polares de baja altitud casi circulares. FM-1 y FM-2 están en el satélite Terra, FM-3 y FM-4 están en el satélite Aqua, ambos lanzados en 1997 en órbitas de 705 km de altura. FM-5 está en el satélite S-NPP lanzado en 2009 y FM-6 está en NOAA-20 lanzado en 2014 en órbitas de 834 km. En el momento de escribir este artículo (2023), Terra y Aqua pueden estar acercándose al final de su vida útil. Cada uno de los instrumentos CERES tiene tres canales de radiómetro de respuesta espectral uniforme basados en bolómetros: onda corta (0,3 a 5,0 micrones), ventana (8 a 12 micrones) y total (0,3 a 100 micrones). Los generadores de imágenes hiperespectrales del Espectrómetro de imágenes de resolución moderada (MODIS) 30 están en Terra y Aqua y los generadores de imágenes hiperespectrales Visible Infrarrojo Imager-Radiometer Suite (VIIRS) 31 están en Suomi NPP y NOAA-20. Las bandas espectrales MODIS y VIIRS son similares a las bandas de imágenes de satélites meteorológicos geosincrónicos, de modo que las mediciones de CERES se pueden transferir de CERES a MODIS/VIIRS a imágenes meteorológicas para proporcionar cobertura radiométrica geográfica y temporalmente. CERES tiene una cobertura polar frecuente, pero no continua. Aunque los radiómetros GPS tienen una cobertura espectral más estrecha, que se describe en detalle a continuación, que el extenso conjunto de instrumentos CERES, los radiómetros GPS pueden complementar a CERES con (1) una mejor cobertura de tiempo completo y en toda la Tierra para medir la luz solar reflejada, en particular brindando cobertura espectral de tiempo completo. cobertura de las regiones polares no visibles desde órbitas geosincrónicas y (2) múltiples vistas simultáneas de todos los puntos de la Tierra para muestrear variaciones de reflectancia angular.

La luz solar reflejada por la Tierra también se midió con la serie de instrumentos Advanced Very High-Resolution Radiometer (AVHRR) de la serie de satélites meteorológicos en órbita polar de la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica de EE. UU. (NOAA) de 1979 a 201932. Los productos de nubes fueron producidos a partir de datos AVHRR por el Proyecto Internacional de Climatología de Nubes de Satélites (ISCCP)33,34.

Este artículo describe las mediciones de verano de la luz solar reflejada por la Tierra desde las regiones polares norte y sur al norte y al sur de 80°N/S realizadas con radiómetros basados en GPS. Estos radiómetros calibrados recogen una imagen aproximada del disco visible completo de la Tierra cada 12,9 minutos. Aquí se describe la primera aplicación de estas mediciones radiómetros a la ciencia climática. Estas mediciones muestran que el albedo del hielo marino del Ártico al norte de los 80° disminuye mucho más rápidamente, probablemente debido a los efectos de derretimiento mencionados anteriormente, que la disminución de la cobertura del área del hielo marino medida mediante mediciones de microondas por satélite35,36,37. La disminución de la cobertura de hielo marino por sí sola se identifica comúnmente como un factor que contribuye a la amplificación del Ártico38, con atención limitada a la disminución del albedo que la acompaña. Las excepciones son Lindsay39, que informó de una disminución durante el verano en el albedo del Ártico central basándose en mediciones del satélite AVHRR y Lei16, que estudió el mar de Beaufort. La revisión de las mediciones de cobertura de nubes de ISCCP y MODIS muestra que el cambio de reflectividad no se debe a efectos de la cobertura de nubes. Las mediciones de GPS aquí descritas muestran que el cambio en el albedo del hielo marino restante debe suponer una gran contribución adicional a la amplificación del Ártico. La diferencia en el albedo ártico y antártico 20 días después de los respectivos solsticios de verano da como resultado que la luz solar reflejada en la cima de la atmósfera del Ártico sea más de 100 W/m2 más pequeña que la luz solar reflejada de la Antártida, lo que corresponde a suficiente luz solar absorbida para derretir más de 1 mm de hielo marino por hora. si todo fuera absorbido por el hielo marino.

Esta sección presenta mediciones de series temporales de la luz solar reflejada desde el Ártico al norte de la latitud 80°N y la Antártida al sur de la latitud 80°S realizadas con siete radiómetros GPS Block IIF. Cada píxel del radiómetro se puede rastrear hasta un área de la Tierra utilizando el número de píxel, las coordenadas del satélite en un sistema de coordenadas fijo y centrado en la Tierra (ECEF) y los ángulos de inclinación, balanceo y orientación informados del satélite. Las coordenadas del satélite se determinan a partir de los datos de los parámetros orbitales del satélite. En este cálculo, se supone que la Tierra es una esfera perfecta. Los píxeles que se proyectan a ubicaciones al norte de la latitud 80°N o al sur de la latitud 80°S se seleccionan de los conjuntos de datos tomados en el primer extremo orbital sur y norte cada día. Las corrientes de píxeles se suman y se convierten en irradiancia equivalente a un cuerpo negro en la apertura del radiómetro. La parte más incierta del proceso es la conversión de la corriente de píxeles a la irradiancia equivalente del cuerpo negro que supone una reflectancia direccionalmente uniforme (lambertiana) y utiliza una estimación de las variaciones espectrales de la transmisión atmosférica y la reflectancia de la superficie, como se describe en la sección Métodos. La irradiancia se proyecta nuevamente hacia la Tierra para determinar la luz solar reflejada en la parte superior de la atmósfera (ToA). La potencia incidente en los radiómetros, como se muestra a continuación, es un límite superior y los factores de incertidumbre difieren para el Ártico y la Antártida.

Los cuadros superior (inferior) de la Fig. 1 muestran la irradiancia diaria en la apertura del radiómetro desde la Antártida al sur de - 80° de latitud (Ártico al norte de 80°) en los momentos en que los números de vehículos satelitales (SVN) 65 y 68 están cerca del extremo sur ( más al norte) punto de sus órbitas (sur/norte de −/ + 53°). Los valores máximos de irradiancia del radiómetro son bastante consistentes de un año a otro para los dos satélites en el rango de 60 a 70 (40 a 50) μW/cm2. Como se describe en la sección Métodos, la disminución año tras año en la señal SVN65 y el aumento en la señal SVN68 parecen deberse a alguna combinación de cambios en (1) la longitud del satélite de un año a otro, lo que afecta la vista. de la Antártida; y (2) la hora del día de latitud mínima, que afecta la longitud solar, el ángulo Sol-Tierra-Vehículo (SEV), que es el ángulo de reflexión de la luz. La mayor reflectividad de la Antártida que la del Ártico se debe a la mayor reflectividad del glaciar y la capa de nieve de la Antártida que del hielo marino cubierto de nieve del Ártico.

Mediciones diarias de luz reflejada en la Antártida y el Ártico en función del tiempo. Los ejes de la izquierda de los gráficos muestran la irradiancia en las aperturas del radiómetro y los ejes de la derecha muestran la irradiancia proyectada hacia la parte superior de la atmósfera. (Par superior) Gráfico de mediciones de píxeles del radiómetro GPS sumadas sobre los píxeles que miran al sur de -80° para cada SVN con vista completa de la Antártida, es decir, el subpunto del satélite está al sur de -53°. (Par inferior) Suma correspondiente a los píxeles que se ven al norte de 80°. es decir, el subpunto del satélite está al norte de 53°.

La Figura 2 muestra las mediciones radiómetros promedio diarias de hasta siete radiómetros que observan las regiones polares sur y norte para cada año desde 2014 hasta 2019. La forma generalmente parabólica de las curvas de irradiancia se debe a la iluminación solar cambiante debido al ascenso y descenso de el Sol sobre el horizonte alrededor del solsticio. El promedio suaviza la fluctuación de la irradiancia debida a la fluctuación de la latitud del satélite en los momentos de medición mencionados en la sección Métodos. Los datos de 2014 muestran evidencia de probables interrupciones en la transmisión de enlace descendente en unos pocos días. Si bien estas pérdidas pueden ocurrir en los datos de estos instrumentos, el rendimiento típico es bastante estable. Las diferencias de un año a otro en las mediciones antárticas son sólo de un pequeño porcentaje, lo que sugiere una buena estabilidad instrumental promedio, así como una reflectividad antártica estable de un año a otro. La simetría de la reflectividad antártica alrededor del solsticio es sorprendente e implica una reflectividad constante de la superficie antártica durante los períodos de 80 días. Hay tres diferencias claras en la reflectividad del Ártico y la Antártida. (1) La reflectividad del Ártico es asimétrica alrededor del solsticio y alcanza su punto máximo entre 15 y 20 días antes del solsticio; (2) la reflectividad máxima del Ártico varía un 30% a lo largo de los años y es entre un 15% y un 35% menor que la reflectividad antártica, y (3) las diferencias de reflectividad del Ártico de un año a otro son de hasta un 30% para un día determinado, particularmente cerca de 20 días después del solsticio.

Los valores promedio de irradiancia (eje izquierdo) y flujo de luz reflejada en la parte superior de la atmósfera (ToA) (eje derecho) en los extremos orbitales promediaron los radiómetros disponibles para cada día desde 40 días antes del solsticio de verano hasta 40 días después en el años 2014 a 2019. Parte superior antártica y fondo ártico.

Debido a que la órbita de la Tierra alrededor del Sol es casi circular, el flujo de luz solar que incide en el Ártico es prácticamente el mismo que en la Antártida en una fecha determinada en relación con la fecha del solsticio. La Figura 2 muestra que el flujo promedio de luz solar reflejada en la parte superior de la atmósfera (ToA) desde la Antártida 20 días después del solsticio es de aproximadamente 330 W/m2 en comparación con aproximadamente 195 W/m2 del Ártico. La diferencia de unos 135 W/m2 es absorbida en gran medida por la superficie del Ártico. Parte de esa potencia absorbida puede volver a irradiarse a longitudes de onda más largas de las que es sensible el radiómetro, pero el proceso de conversión es muy ineficiente. El calor de fusión del hielo es de unos 330 J/g o 3,3e5 J/mm/m2 (energía/espesor/área). El siguiente cálculo aproximado pone en perspectiva el aporte de calor para el derretimiento del hielo marino: 135 W/m2 equivalen a 4,9-5 J/m2/h, suficiente para derretir casi 1,5 mm/h de hielo o alrededor de 1 m/semana de nieve de densidad media (0,16 g/cm3) si todo fue absorbido por el hielo y la nieve.

El Centro Nacional de Datos sobre Hielo y Nieve (NSIDC)35,36,37 tabula y pone a disposición mediciones de microondas pasivas de la extensión del hielo marino del Ártico con una resolución de píxeles de 25 km. Este conjunto de datos “proporciona un registro a largo plazo, interpretado y calibrado de manera consistente para estudios de variabilidad y cambio climático”40. La Figura 3 muestra nuestra determinación de la cobertura de hielo fraccional del Ártico al norte de 80ºN desde 40 días antes hasta 40 días después del solsticio de verano para cada año desde 2014 hasta 2019 según el conjunto de datos del NSIDC. Durante los meses de invierno, el hielo marino del Ártico cubre completamente el dominio al norte de 80°N.

Fracción del hielo marino del Ártico por día desde 40 días antes del solsticio de verano hasta 40 días después del solsticio de 2014 a 2019. Datos originales obtenidos del Centro Nacional de Datos de Hielo y Nieve37.

La Figura 4 compara la cobertura de hielo marino del Ártico con las mediciones promedio del flujo de luz solar reflejada del ToA GPS del Ártico que se muestran en la Fig. 2, día a día para cada uno de los años de 2014 a 2019. Tenga en cuenta que la cobertura de hielo marino fue mayor en 2014 y el flujo de ToA fue mayor en 2014. La cobertura de hielo marino fue ligeramente menor en 2015 que en 2014, y el flujo de ToA también fue ligeramente menor que en 2014. La cobertura de hielo fue la más pequeña en 2018, y el flujo de ToA también fue generalmente más pequeño en 2018. También hay matices en los historiales de cobertura de hielo que se corresponden con matices en los flujos de ToA, como las caídas en las curvas de 2014 a los 0 y + 18 días y en las curvas de 2015 a aproximadamente + 4 días.

Comparación de la luz reflejada y la extensión del hielo marino frente al tiempo desde 40 días antes hasta 40 días después del solsticio de verano. La fracción de hielo marino del Ártico (eje derecho) y el ToA promedio medido por GPS reflejan el flujo de luz solar (eje izquierdo, de la Fig. 2) día a día.

La forma generalmente parabólica de las curvas de irradiancia alrededor del solsticio hace difícil discernir el cambio del albedo promedio del Ártico a medida que el hielo se derrite. Se necesita un método para compensar la iluminación solar cambiante del Ártico para convertir el flujo reflejado de ToA en la Fig. 4 en albedo. Nuestro método para hacer esto es normalizar las mediciones del Ártico utilizando las mediciones de la Antártida como se describe en la sección de métodos de este documento.

Los historiales de reflectividad relativa del Ártico (con respecto a la Antártida) resultantes de 2014 a 2019 se muestran en la Fig. 5. El historial de reflectividad relativa tiene una forma diferente de la forma de la historia del hielo marino en cada año. Entre 2014 y 2017, se producen grandes disminuciones en la reflectividad desde los días -40 a 20 y luego la reflectividad se estabiliza desde los días 20 a 40, mientras que la historia del hielo marino muestra poca recesión. En los años 2018 y 2019, la historia de la reflectividad aumenta y disminuye, pero es aproximadamente la misma 40 días después del solsticio que 40 días antes. Antes de sacar conclusiones, consideramos los posibles efectos de la nubosidad en la reflectividad medida.

(Eje izquierdo, azul) Comparación de la reflectividad del Ártico en relación con la reflectividad antártica promedio y la cobertura fraccional del hielo marino al norte de 80°N durante 40 días antes y después del solsticio de verano. (Eje derecho, ladrillo) Cobertura fraccionaria de nubes al norte de 80°N desde ISCCP y Modis como se describe en el texto.

La reflectividad medida R depende no sólo de la reflectividad del hielo marino, sino también de la reflectividad de la capa de nubes. La Figura 5 también muestra las mediciones de la fracción de nubes “VIS” ISCCP33,34 para los años 2014 a 2017 y las mediciones de la fracción de nubes41 MODIS Aqua30 en el eje de la derecha. Las reflectividades de nubes correspondientes no están disponibles. La definición de nubosidad VIS ISCCP42 se basa en una radiancia reflejada medida con el canal AVHRR de 650 nm que se encuentra en el medio de la respuesta espectral del GPS de 0,4 a 1,0 micrones. Las radiancias (o reflectividades) de nubosidad del “cielo despejado” a través de la Tierra se establecen determinando una radiancia mínima para cada píxel de medición AVHRR, ya que las nubes solo aumentarán la radiancia reflejada. Se determina que un píxel está nublado en un momento determinado si la radiancia normalizada excede la radiancia de cielo despejado normalizada en un umbral que suele ser de 6 puntos porcentuales. La radiación del cielo despejado para la nieve, el hielo marino o el hielo será bastante grande, por lo que sólo se registrarán nubes muy reflectantes en el producto de nubes VIS. La cobertura de nubes VIS que se muestra en la Fig. 5 oscila entre 0,05 y 0,15, lo que sugiere poca influencia de las nubes en la reflectividad relativa medida, particularmente cuando la reflectividad de la superficie es grande. No existe una relación obvia entre la fracción de nubes ISCCP VIS y la reflectividad medida por GPS. La fracción de nubes MODIS, que también se muestra en la Fig. 5, se basa en cinco pruebas43 de diversas señales infrarrojas. La fracción de nubes MODIS varía desde valores inferiores a 0,2 hasta más de 0,8 en períodos de unos pocos días. No existe una relación obvia entre las fluctuaciones de la cobertura de nubes basadas en infrarrojos y la reflectividad VNIR medida por GPS.

Un modelo simple para la reflectividad R muestra que la reflectividad \({\mathrm{R}}_{\mathrm{SI}}\) del hielo marino debe disminuir durante el verano para explicar las disminuciones observadas en la reflectividad de 2014 a 2017. mediciones. Se construye un modelo para la reflectividad promedio R asumiendo reflectividades uniformes o constantes RSI para hielo marino, RW para aguas abiertas y RC para nubes y fracciones de cobertura FSI para hielo marino, FCSI para hielo marino cubierto de nubes y FCW para agua cubierta de nubes. :

donde ignoramos la absorción o la reflectividad del aire nominalmente claro y los términos de orden superior que involucran múltiples reflexiones entre el hielo marino y las nubes. Después de ensamblar los cinco términos y algunos reordenamientos obtenemos

La Figura 5 muestra que FSI está cerca de 1, por lo que el primer término principal será mucho mayor que el segundo término principal que, por lo tanto, descuidamos. El primer término restante es

La Figura 5 muestra que \({\mathrm{F}}_{\mathrm{CSI}}\cong 0.1\). Dado que la reflectividad de las nubes será menor que 1, \({\mathrm{R}}_{\mathrm{C}}{\mathrm{F}}_{\mathrm{CSI}}<0.1\) y la ecuación. (2) se reduce a \(\mathrm{R}\cong {\mathrm{R}}_{\mathrm{SI}}{\mathrm{F}}_{\mathrm{SI}}\).

La Figura 5 muestra que la reflectividad promedio del hielo marino disminuye entre un 25% y un 30% durante el período de 80 días centrado en el solsticio para los años 2014 a 2017. Dado que la fracción de hielo marino \({\mathrm{F}}_{ \mathrm{SI}}\) solo disminuye entre un 7% y un 9%, esto significa que la reflectividad del hielo marino \({\mathrm{R}}_{\mathrm{SI}}\) debe disminuir entre un 20% y un 25% desde principios de mayo hasta principios de agosto. La reducción del albedo es aproximadamente tres veces más importante que la recesión del hielo marino a la hora de reducir la reflectividad total.

Esta disminución en la reflectividad o albedo del hielo marino es generalmente consistente con las observaciones del albedo del hielo marino que se derriten realizadas por Grenfell y Perovich13 cerca de Pt. Barrow a 71°N, Perovich y Polashenski14 y con observaciones de área relativamente grande por Lei16 a 74°–82° N en el Mar de Beaufort. La Figura 3 de Grenfell y Perovich13 muestra que la reflectividad (o albedo) de la nieve seca compactada sobre hielo frío era casi 0,9 el 21 de mayo de 1979 y que había disminuido a aproximadamente 0,6 el 18 de junio en el rango espectral del radiómetro GPS debido al derretimiento de la superficie y formación de estanques. Utilizando el valor de Perovich de 0,9 para un albedo absoluto de nieve fría sobre hielo como indicador de la normalización antártica, el albedo absoluto en la Fig. 5 disminuye de aproximadamente 0,67 30 a 40 días antes del solsticio (11 a 21 de mayo) a 0,55 a 0,6. el 21 de junio, muy similar a la disminución que experimentó Perovich.

Existen incertidumbres en los detalles de este análisis que tienen que ver con la transmisión espectral a través de la atmósfera y con la reflectividad espectral que se analizan en la sección de Métodos. Nuestra revisión de los efectos de la nubosidad sugiere que la nubosidad no jugó un papel importante en los años 2014 a 2017 (las tendencias de 2018 a 2019 parecen diferentes de las de 2014 a 2017). Sin embargo, parece poco probable que se realice un análisis más extenso. alterar la conclusión principal de que el cambio en el albedo del hielo marino contribuye significativamente al aumento de la absorción de luz solar, además de la recesión del hielo marino.

Hay radiómetros pixelados basados en fotodiodos de silicio en algunos de los satélites GPS Block IIF que miden la luz solar reflejada por la Tierra cada 12,9 minutos. Los radiómetros observan el 37% de la superficie de la Tierra desde la órbita GPS de 20.200 km de altura. Los radiómetros están diseñados para ser muy estables durante los 15 años de vida útil del satélite GPS. Aproximadamente el 60% del espectro de energía solar está dentro del paso de banda espectral del radiómetro (aproximadamente 0,4 a 1,1 micrones como se muestra en la Fig. 9), por lo que la medición es un buen indicador de la energía solar reflejada total.

Debido a la importancia de la amplificación ártica, reunimos y trazamos secuencias temporales de mediciones de radiómetros GPS de la luz solar reflejada de las regiones polares tomadas ± 40 días alrededor de los solsticios de verano del Ártico y la Antártida cerca de los extremos norte y sur de las órbitas GPS cerca de 55°N y 55°S de latitud. Las mediciones pixeladas se limitaron a las regiones polares al norte de 80°N, al sur de 80°S y al sur de 80°S para centrar la atención en la reflectividad del hielo marino del Ártico. La capa de hielo de la Antártida central se mantiene estable durante el verano, mientras que el hielo marino del Ártico se derrite significativamente durante el verano. Los picos diarios de las mediciones del radiómetro suben y bajan a medida que la posición máxima del Sol sube y baja sobre el horizonte alrededor del solsticio de verano. Las mediciones antárticas son casi simétricas alrededor del solsticio del 21 de diciembre para cada uno de los siete radiómetros cada año entre 2014 y 2019. Hay pequeños cambios de un año a otro y las mayores diferencias entre años para los radiómetros individuales son de aproximadamente el 12 %. Los cambios parecen más probables debido a cambios en las posiciones del Sol y de los satélites a lo largo de los años y a la reflectancia anisotrópica que a la deriva de calibración o cambios de reflectancia. Las correspondientes mediciones de luz reflejada en función del día desde el pico ártico entre 10 y 20 días antes del solsticio del 21 de junio tienen mucha más dispersión y estructura que las mediciones antárticas. El pico de luz reflejada en el Ártico también es ~ 20% menos brillante que el pico de luz reflejada en la Antártida. Los cambios diarios en la iluminación del Ártico se normalizaron utilizando las mediciones de la Antártida para obtener un historial de reflectividad del Ártico para cada uno de los veranos del 2014 al 19. La reflectividad normalizada del Ártico disminuyó entre un 20% y un 35% en diferentes años durante los 80. -período de observación de un día. Este defecto en la reflexión de la luz solar en el Ártico, en comparación con la reflexión de la luz solar en la Antártida, es suficiente para derretir más de 1 mm de hielo por hora 20 días después del solsticio, o casi 1 m de nieve por semana. La revisión de las mediciones de cobertura de nubes del ISCCP VIS indica que la disminución de la reflectividad no se debe a cambios en la cobertura de nubes del Ártico.

Finalmente, comparamos la luz reflejada diaria del Ártico con la fracción diaria de hielo marino del Ártico medida con microondas de 2014 a 2019. Si bien la cobertura de hielo disminuyó entre un 7% y un 9% desde 40 días antes del solsticio hasta 40 días después del solsticio, la irradiancia de la luz reflejada en los radiómetros disminuyeron del 20 al 35%, lo que muestra que no solo la fracción de cobertura del hielo del Ártico disminuye en el verano, sino que la reflectividad del hielo también disminuye en promedio en aproximadamente un 20%. Que el albedo (reflectividad) del hielo marino disminuya durante el verano es un hallazgo importante que debería ser ampliamente apreciado y merece ser incorporado en estudios basados en modelos de amplificación del Ártico.

Esta sección describe nuestro método para convertir el “Flujo reflejado ToA” en la Fig. 4 a la “Reflectividad relativa” en la Fig. 5. Invertida a través del ecuador, la geometría de la iluminación solar antártica de verano y la vista GPS es casi la misma que la geometría del verano. Iluminación ártica y vista GPS. Debido a que el flujo de ToA antártico es simétrico alrededor del solsticio, concluimos que la forma parabólica se debe únicamente al cambio de iluminación solar a medida que el sol sube desde el horizonte y regresa hacia abajo. Utilizamos el historial promedio de luz reflejada de la Antártida para eliminar la dependencia geométrica de la iluminación solar en el Ártico. Ajustamos un polinomio de cuarto orden a la iluminación antártica y lo utilizamos para eliminar la dependencia del ángulo solar de la reflectancia ártica. El resultado es un gráfico de albedo relativo frente al tiempo. Este procedimiento supone que (1) el albedo de la Antártida es constante, de modo que (2) el cambio de irradiancia en el satélite se debe enteramente al cambio en la iluminación solar, y que (3) las historias temporales de iluminación del Ártico y la Antártida son las mismas. iguales o al menos proporcionales entre sí.

Usando pseudoecuaciones:

La Figura 6 muestra las órbitas casi circulares de los satélites GPS24 a una altitud de 20.200 km en seis planos orbitales inclinados aproximadamente 55° con respecto al ecuador con un período orbital de aproximadamente 11:58:02 h. Ha habido varios bloques (versiones) de satélites que componen la constelación desde 1978. A partir del Bloque IIA en 1990, algunos satélites han sido equipados con radiómetros de banda de silicio. La órbita alta proporciona a cada radiómetro una vista del 37% de la Tierra y la inclinación de 55° brinda a cada satélite una buena vista del Ártico y la Antártida dos veces al día, como se muestra en la Fig. 6. Esta órbita alta y la cobertura completa de la Tierra del GPS proporcionan una vista más sinóptica de la Tierra que la que tienen los instrumentos CERES en los satélites de órbita terrestre baja, como se muestra a la derecha de la Fig. 6.

Diferentes vistas satelitales de la Tierra. (Izquierda) Vistas del Ártico desde la constelación GPS de 20.200 km de altitud con conos dibujados que muestran los campos de visión de tres satélites con vistas simultáneas del Polo Norte (punto rojo). (Derecha) Vistas en forma de abanico de la Tierra desde órbitas de satélites que transportan cargas útiles CERES a 800 km de altitud. La constelación de satélites GPS ofrece una visión muy sinóptica de la Tierra. (Figura preparada con STK44).

Las órbitas de los satélites GPS están optimizadas para la misión de navegación principal y cada punto de la Tierra suele estar a la vista de entre 8 y 10 satélites GPS en todo momento. Cada día la hora de revisita es 4 min antes que el día anterior; La iluminación solar de la Tierra vista desde el GPS cambia lentamente de un día a otro y significativamente durante períodos de tiempo más largos. Este artículo presenta mediciones recopiladas cerca de los extremos sur y norte de las órbitas cuando los subpuntos orbitales están cerca de 55° sur o norte. La Figura 7 muestra las latitudes de los subpuntos en las que SVN65 tomó mediciones en el extremo sur de sus órbitas en los años 2014 a 2019. Debido a que las mediciones del radiómetro se almacenan en la memoria en intervalos de aproximadamente 12,9 minutos que no dividen el período orbital. De manera uniforme, hay una pequeña dispersión diaria en las latitudes de recolección. Las latitudes recopiladas para las mediciones antárticas incluidas en la Fig. 2 del SVN65 se muestran en la Fig. 7. Entonces, los satélites alcanzan este punto más al sur de sus órbitas en diferentes momentos cada día y de año en año y la longitud del Sol difiere. para todas las medidas.

Latitud de la órbita de SVN65 en el momento en que se tomaron las mediciones del radiómetro antártico que se incluyen en los promedios que se muestran en la Fig. 2.

La Figura 8 muestra los ángulos Sol-Polo Sur-vehículo cuando seis satélites alcanzaron su latitud mínima en su primera órbita el 21 de diciembre de los años 2015 a 2019 y según lo previsto para 2020. Estos ángulos varían ampliamente entre satélites y tienen una variabilidad diferente de un año a otro. año a año para cada satélite. La diferencia en el ángulo Sol-polo-vehículo influye en la luz solar reflejada debido a la anisotropía de reflexión. Estos efectos orbitales no se tienen en cuenta en este artículo y probablemente contribuyen a las variaciones de un año a otro y a la dispersión diaria en los datos que revisamos, como en las Figs. 1 y 2. Debido al período orbital de las órbitas del GPS y al tiempo de incremento de la medición (12,9 min), los datos de estos satélites no exhibirán el alto nivel de repetibilidad de las mediciones observado con otros satélites centrados en el clima. Esto aumenta la complejidad del uso de los datos, pero, como se demuestra en este documento, no impide que los instrumentos proporcionen información sobre las actividades climáticas. Además, las variaciones orbitales y las vistas desde múltiples satélites en diferentes momentos brindarán una valiosa oportunidad para evaluar la anisotropía de reflexión y su impacto en el equilibrio de radiación del Ártico.

Ángulo desde el Sol hasta el Polo Sur hacia el satélite cuando seis satélites alcanzaron su latitud mínima en su primera órbita del día el 21 de diciembre de los años 2015 a 2019 y según lo previsto para 2020 (datos de STK44).

Los radiómetros están diseñados para ser muy resistentes a la radiación y a la temperatura, por lo que se espera que tengan una respuesta muy estable durante los aproximadamente 15 años de vida útil de los satélites. (La capacidad de respuesta es la relación entre la potencia de la luz a una longitud de onda determinada que incide sobre la lente y la corriente que produce el detector de silicio). Estimamos que la incertidumbre de calibración absoluta de la capacidad de respuesta espectral que se muestra en la Fig. 9 es de ± 10% en amplitud, pero eso la mayor incertidumbre está en la amplitud de la capacidad de respuesta en contraposición a la forma de la capacidad de respuesta frente a la longitud de onda. Las variaciones de respuesta entre las matrices de píxeles son inferiores a ± 10%.

En el eje izquierdo, el espectro solar45, un espectro de superficie, una estimación del espectro reflejado por el hielo con una fina capa de nieve derretida, el espectro que llega al satélite y en el eje derecho, la responsividad relativa del radiómetro GPS y una estimación de la Albedo ártico basado en datos de Grenfell13.

Los fotodiodos de silicio son esencialmente contadores de fotones, por lo que la corriente del detector es proporcional al flujo de fotones pero no a la potencia de los fotones. Convertimos la corriente del detector a "Silicon-Power" (PSi) utilizando la capacidad de respuesta máxima cercana a 930 nm. PSi es la cantidad de potencia que incidiría si toda la luz estuviera a 930 nm; PSi < P para un espectro similar al solar que es más azul que 930 nm. Se requiere conocimiento del espectro para convertir con precisión de PSi a potencia recibida real P. Usamos un factor de conversión llamado fracción de potencia dentro de banda (IPF).

donde \(S\left(\lambda \right)\) es el espectro y \(RR(\lambda )\) es la capacidad de respuesta relativa en Watts/Amp que se muestra en la Fig. 9.

El espectro recibido por el detector se ve alterado respecto del espectro solar por las dependencias espectrales de la transmisión atmosférica desde el espacio al suelo, la reflexión y la transmisión de regreso al espacio. La Figura 9 también muestra (a) el espectro solar extraterrestre y (b) un espectro de luz modelado en una superficie orientada al Sol a 37°N con un cielo despejado con el Sol en el ecuador, ambos del Laboratorio Nacional de Energía Renovable de EE. UU.45. El espectro a 37°N muestra los efectos de la absorción y dispersión molecular en el espectro. Tanto la dispersión como la absorción producirán cambios espectrales algo mayores en los polos debido a longitudes de trayectoria atmosférica más largas, pero este espectro bien examinado y disponible es una aproximación conveniente que da una idea de los efectos en el espectro. La transmisión atmosférica espectralmente dependiente es la relación entre el espectro terrestre y el espectro extraterrestre. No hay duda de que hay variaciones en el albedo espectral en el campo de visión de ~ 3,5 × 106 km2 en el Ártico, pero Grenfell13 ofrece una idea del albedo espectral, quien midió el albedo para varias condiciones del hielo marino. En términos generales, mientras que el hielo cubierto de nieve fresca tiene un albedo de aproximadamente 0,9 con poca dependencia espectral, el albedo del hielo marino disminuye a medida que la nieve y el hielo se derriten y la disminución es mayor en el infrarrojo que en el visible. En la Fig. 9 se muestra una aproximación a la medición de Grenfell del albedo espectral de “hielo del primer año + polvo de nieve”, donde se combina con el espectro de la superficie para producir un espectro reflejado. El espectro reflejado se transmite al satélite mediante transmisión derivada de los espectros solar y de superficie. Los factores IPF para varios de los espectros se tabulan en la Tabla 1 y están cerca de 0,57 ± 0,03. Para los análisis de datos que se muestran en las Figs. 1 y 2. Las incertidumbres de los valores de FPI parecerían estar en el rango del 5 al 10%. El aumento en los valores de IPF desde el valor del espectro solar de 0,42 se debe a la dispersión de la luz azul de Rayleigh. Debido a que los valores de IPF se calcularon utilizando espectros del Sol en un ángulo cenital de 37°, estos valores subestiman el valor de IPF para la luz que llega a las regiones polares con el Sol en un valor cenital de 67°. Por esta razón, los valores de irradiancia del detector en las Figs. 1 y 2 son límites superiores de los valores reales. No se incluye en esta discusión la dependencia de los valores IPF del ángulo del Sol que se introduce a través de la dependencia angular de la transmisión espectral (por ejemplo, reflectividad bidireccional, BDRF).

La constelación GPS es propiedad y está operada por la Fuerza Espacial de EE. UU. (USSF) y los datos recopilados por los instrumentos de los satélites GPS son propiedad de la USSF. Los datos reducidos del radiómetro incluidos en este informe se derivan de datos originales propiedad de la USSF y se publican con el permiso de la USSF. Sin embargo, los datos están disponibles a través de los autores previa solicitud razonable y con el permiso de USSF.

El código estará disponible con los datos previa solicitud.

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Departamento de Análisis e Ingeniería de Sistemas, Sandia National Laboratories, PO Box 5800, Albuquerque, NM, 87185-MS0971, EE. UU.

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Marcos Ivey

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PLD lideró el proyecto, fue la interfaz con el propietario de los datos del USSF y fue el autor principal. AKK hizo la mayor parte del análisis de datos y preparó las cifras. CDG y GEC proporcionaron experiencia en radiómetros y GPS. ELK y MI aportaron su experiencia en clima ártico y cambio climático. Todos los autores revisaron el manuscrito.

Correspondencia a Philip L. Dreike.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Reimpresiones y permisos

Dreike, PL, Kaczmarowski, AK, Garrett, CD et al. Las mediciones radiométricas de banda ancha de los satélites GPS revelan que durante el verano el albedo del Océano Ártico disminuye más rápidamente que el retroceso del hielo marino. Informe científico 13, 13769 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-39877-x

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Recibido: 08 de agosto de 2022

Aceptado: 01 de agosto de 2023

Publicado: 23 de agosto de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-39877-x

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