Breitbandradiometrische Messungen von GPS-Satelliten zeigen, dass die Albedo des Arktischen Ozeans im Sommer schneller abnimmt als das Meereis zurückgeht

Scientific Reports Band 13, Artikelnummer: 13769 (2023) Diesen Artikel zitieren

189 Zugriffe

Details zu den Metriken

Neue Messungen aus der Arktis ± 40 Tage um die Sommersonnenwende zeigen, dass reflektiertes Sonnenlicht nördlich von 80° N um 20–35 % abnimmt. Die arktische Meereisbedeckung nimmt im gleichen Zeitraum um 7–9 % ab (wie vom NSIDC berichtet), was bedeutet, dass die Albedo des arktischen Meereises zusätzlich zum Rückgang des Meereises abnimmt. Ähnliche antarktische Messungen liefern eine Basislinie, mit der arktische Messungen verglichen werden. Das antarktische reflektierte Sonnenlicht südlich von 80°S ist bis zu 30 % größer als das arktische Reflexionsvermögen und ist symmetrisch um die Sonnenwende, was ein konstantes antarktisches Reflexionsvermögen impliziert. Das reflektierte Sonnenlicht der Arktis ist 20 Tage nach der Sonnenwende > 100 W/m2 geringer als das reflektierte Sonnenlicht der Antarktis. Zur Veranschaulichung: Das ist genug Wärme, um mehr als 1 mm Eis pro Stunde zu schmelzen. Dieses Ergebnis sollte mit Klimamodellen und in Reanalyse-Datensätzen verglichen werden, um die Rolle der Meereis-Albedo bei der arktischen Verstärkung weiter zu quantifizieren. Die Messungen wurden mit bisher unveröffentlichten pixelierten Radiometern auf Satelliten des Global Positioning System von 2014 bis 2019 durchgeführt. Die GPS-Umlaufbahnen ermöglichen jedem Radiometer sofortige und kontinuierliche Ansichten von 37 % der Erde, zwei tägliche vollständige Ansichten der Arktis und der Antarktis. Darüber hinaus bietet die GPS-Konstellation eine ständige Abdeckung der gesamten Erde und kann Daten liefern, die bestehende Instrumente mit begrenztem Sichtfeld ergänzen, die eine weniger synoptische Erdansicht bieten.

Der schnelle Klimawandel in der Arktisregion führt zu Phänomenen wie dem Rückgang der minimalen Meereisausdehnung (September) um fast 40 % seit den 1970er Jahren1,2,3. Es wurden mehrere Theorien entwickelt, um die im Vergleich zum Rest der Erde schnellere Erwärmung der Arktisregion (Arktis- oder Polarverstärkung genannt) zu erklären. Zu den wahrscheinlichen Gründen für die arktische Verstärkung gehören4 „reduzierte Sommeralbedo aufgrund des Verlusts von Meereis und Schneebedeckung, der Anstieg des gesamten Wasserdampfgehalts in der arktischen Atmosphäre, Veränderungen in der Gesamtbewölkung im Sommer, zusätzliche Wärme, die durch neu gebildetes Meereis über ausgedehntere offene Gebiete erzeugt wird.“ Wasserflächen im Herbst, der Transport von Wärme und Feuchtigkeit nach Norden und die geringere Wärmeverlustrate aus der Arktis in den Weltraum im Vergleich zu den Subtropen“5,6. Die auf Klimamodellen basierende Analyse fördert die Interpretation und Hypothese der Ursachen der arktischen Verstärkung. Mehrere Analysen haben ergeben, dass Rückkopplungen der Meereis-Albedo wahrscheinlich die arktische Verstärkung vorantreiben7,8,9,10,11,12. Die Albedo-Rückkopplung ist auf (1) das Schmelzen des Meereises zurückzuführen, das zum Rückgang des Eisbeutels führt, sowie (2) auf eine abnehmende Reflektivität oder Albedo des verbleibenden Eises aufgrund der sich verändernden Oberflächenschmelze13,14,15,16,17,18 das Reflexionsvermögen der Schnee- und Eisoberfläche und es bilden sich schlecht reflektierende Schmelzteiche. Die meisten Klimasystemanalysen erkennen den Rückgang des Meereises als einen wichtigen Effekt bei der Reduzierung der Albedo an9,14,19,20, aber die Rolle der reduzierten Albedo21,22,23 des verbleibenden Meereises wird seltener erwähnt. Aktuelle Analysen umfassender arktischer Albedomessungen über genügend Jahre hinweg, um klimatologisch bedeutsam (dh multidekadisch) zu sein, scheinen zahlreich zu sein.

Messungen des von der Erde reflektierten Sonnenlichts wurden mit pixeligen Breitband-Siliziumradiometern (0,4–1,0 μm, sichtbares bis nahes Infrarot oder VNIR) durchgeführt, die von der US-Regierung auf sieben GPS-Satelliten (Global Positioning System)24 in einer Höhe von 20.200 km betrieben wurden. Die GPS-Pixelradiometer sammeln seit 2013 Messungen und sollen bis 2040 weitergeführt werden. Die Daten dieser Instrumente könnten eine wertvolle Ergänzung zum NASA-Projekt Clouds and Earth Radiant Energy System (CERES)25,26,27 und anderen Messungen zur Bestimmung der Erdstrahlung darstellen Balance28,29 durch die Bereitstellung einer ständigen, vollständigen Erdabdeckung mit mehreren Satelliten, die alle Punkte auf der Erde beobachten. Das CERES-Programm umfasst sechs Radiometerpakete, FM-1 bis FM-6, auf vier Satelliten in nahezu kreisförmigen Umlaufbahnen in geringer Höhe nahe dem Pol. FM-1 und FM-2 befinden sich auf dem Terra-Satelliten, FM-3 und FM-4 auf dem Aqua-Satelliten, beide wurden 1997 in 705 km hohen Umlaufbahnen gestartet. FM-5 befindet sich auf dem 2009 gestarteten S-NPP-Satelliten und FM-6 auf dem 2014 gestarteten NOAA-20 in einer Umlaufbahn von 834 km. Zum jetzigen Zeitpunkt (2023) nähern sich Terra und Aqua möglicherweise dem Ende ihrer Lebensdauer. Die CERES-Instrumente verfügen jeweils über drei bolometerbasierte Radiometerkanäle mit einheitlicher spektraler Reaktion: Kurzwelle (0,3–5,0 Mikrometer), Fenster (8–12 Mikrometer) und Gesamt (0,3–100 Mikrometer). Moderate Resolution Imaging Spectrometer (MODIS) 30 hyperspektrale Bildgeber befinden sich auf Terra und Aqua und die Visible Infrarot Imager-Radiometer Suite (VIIRS) 31 hyperspektrale Bildgeber befinden sich auf Suomi NPP und NOAA-20. Die Spektralbänder MODIS und VIIRS ähneln den Bändern geosynchroner Wettersatellitenbilder, sodass CERES-Messungen von CERES auf MODIS/VIIRS auf Wetterbilder übertragen werden können, um eine radiometrische Abdeckung geografisch und zeitlich bereitzustellen. CERES hat eine häufige, aber nicht kontinuierliche Polarabdeckung. Obwohl die GPS-Radiometer eine engere spektrale Abdeckung haben, die im Folgenden ausführlich beschrieben wird, als die umfangreiche CERES-Instrumentensuite, können die GPS-Radiometer CERES durch (1) eine bessere Vollzeitabdeckung der Erde für die Messung des reflektierten Sonnenlichts ergänzen, insbesondere durch eine Vollzeit-Abdeckung Abdeckung der Polarregionen, die von geosynchronen Umlaufbahnen aus nicht sichtbar sind, und (2) mehrere gleichzeitige Ansichten aller Punkte auf der Erde, um Variationen des Winkelreflexionsvermögens zu untersuchen.

Von der Erde reflektiertes Sonnenlicht wurde auch mit der Instrumentenreihe Advanced Very High-Resolution Radiometer (AVHRR) auf polar umlaufenden Wettersatelliten der US-amerikanischen National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) von 1979 bis 2019 gemessen32. Wolkenprodukte wurden von AVHRR-Daten erstellt Internationales Satellitenwolkenklimatologieprojekt (ISCCP)33,34.

In diesem Artikel werden sommerliche Messungen des von der Erde reflektierten Sonnenlichts aus den Nord- und Südpolarregionen nördlich und südlich von 80° N/S beschrieben, die mit GPS-basierten Radiometern durchgeführt wurden. Diese kalibrierten Radiometer erfassen alle 12,9 Minuten ein grobes Bild der gesamten sichtbaren Erdscheibe. Die erste Anwendung dieser Radiometermessungen in der Klimawissenschaft wird hier beschrieben. Diese Messungen zeigen, dass die Albedo des arktischen Meereises nördlich von 80°, wahrscheinlich aufgrund der oben erwähnten Schmelzeffekte, viel schneller abnimmt, als die Meereisflächenbedeckung abnimmt, wie mithilfe satellitengestützter Mikrowellenmessungen gemessen35,36,37. Allein die Abnahme der Meereisbedeckung wird allgemein als Ursache für die Verstärkung der Arktis angesehen38, wobei der damit einhergehenden Albedoabnahme nur begrenzt Aufmerksamkeit geschenkt wird. Ausnahmen bilden Lindsay39, die auf Grundlage von AVHRR-Satellitenmessungen einen Rückgang der Albedo in der zentralen Arktis im Sommer berichtete, und Lei16, die die Beaufortsee untersuchte. Eine Überprüfung der ISCCP- und MODIS-Wolkenbedeckungsmessungen zeigt, dass die Änderung des Reflexionsvermögens nicht auf Wolkenbedeckungseffekte zurückzuführen ist. Die hier beschriebenen GPS-Messungen zeigen, dass die Veränderung der Albedo des verbleibenden Meereises einen großen zusätzlichen Beitrag zur arktischen Verstärkung leisten muss. Der Unterschied in der arktischen und antarktischen Albedo 20 Tage nach den jeweiligen Sommersonnenwende führt dazu, dass das reflektierte Sonnenlicht der arktischen Oberfläche der Atmosphäre um mehr als 100 W/m2 kleiner ist als das reflektierte Sonnenlicht der Antarktis, was ausreichend absorbiertem Sonnenlicht entspricht, um mehr als 1 mm Meereis pro Stunde zu schmelzen. wenn alles vom Meereis absorbiert würde.

In diesem Abschnitt werden Zeitreihenmessungen des von der Arktis nördlich des 80° nördlichen Breitengrads und der Antarktis südlich des 80° südlichen Breitengrads reflektierten Sonnenlichts vorgestellt, die mit sieben GPS-Block-IIF-Radiometern durchgeführt wurden. Jedes Radiometerpixel kann mithilfe der Pixelnummer, der Satellitenkoordinaten in einem Earth-Centered-Earth-Fixed-Koordinatensystem (ECEF) und den vom Satelliten gemeldeten Nick-, Roll- und Gierwinkeln einem Bereich auf der Erde zugeordnet werden. Die Satellitenkoordinaten werden aus den Orbitalparameterdaten des Satelliten ermittelt. Bei dieser Berechnung wird davon ausgegangen, dass die Erde eine perfekte Kugel ist. Die Pixel, die auf Orte nördlich von 80° nördlicher Breite oder südlich von 80° südlicher Breite projiziert werden, werden aus den Datensätzen ausgewählt, die jeden Tag am ersten südlichen und nördlichen Orbitalextrem aufgenommen wurden. Pixelströme werden summiert und an der Apertur des Radiometers in die Schwarzkörper-Bestrahlungsstärke umgewandelt. Der unsicherste Teil des Prozesses ist die Umrechnung vom Pixelstrom in die Schwarzkörper-äquivalente Bestrahlungsstärke, die ein richtungsgleiches (Lambertsches) Reflexionsvermögen annimmt und eine Schätzung der spektralen Variationen der atmosphärischen Transmission und des Oberflächenreflexionsvermögens verwendet, wie im Abschnitt „Methoden“ beschrieben. Die Strahlungsintensität wird auf die Erde zurückprojiziert, um das von der Oberfläche der Atmosphäre (ToA) reflektierte Sonnenlicht zu bestimmen. Die unten dargestellte einfallende Leistung auf den Radiometern stellt eine Obergrenze dar, und die Unsicherheitsfaktoren unterscheiden sich für die Arktis und die Antarktis.

Die oberen (unteren) Bilder von Abb. 1 zeigen die tägliche Bestrahlungsstärke an der Radiometeröffnung aus der Antarktis südlich von −80° Breite (Arktis nördlich von 80°) zu den Zeiten, in denen sich die Satellitenfahrzeugnummern (SVN) 65 und 68 in der Nähe der südlichsten ( nördlichsten) Punkt ihrer Umlaufbahn (südlich/nördlich von −/ + 53°). Die Spitzenwerte der Radiometer-Bestrahlungsstärke sind für die beiden Satelliten von Jahr zu Jahr ziemlich konstant und liegen im Bereich von 60–70 (40–50) μW/cm2. Wie im Abschnitt „Methoden“ beschrieben, scheinen die jährliche Abnahme des SVN65-Signals und die Zunahme des SVN68-Signals auf eine Kombination von Änderungen (1) des Satellitenlängengrads von Jahr zu Jahr zurückzuführen zu sein, die sich auf die Sicht auswirken der Antarktis; und (2) die Tageszeit des minimalen Breitengrads, die sich auf den Sonnenlängengrad, den Sonne-Erde-Fahrzeug-Winkel (SEV), der den Lichtreflexionswinkel darstellt, auswirkt. Das größere Reflexionsvermögen der Antarktis als der Arktis ist auf das größere Reflexionsvermögen des antarktischen Gletschers und der Schneedecke im Vergleich zum schneebedeckten Meereis der Arktis zurückzuführen.

Tägliche Messungen des reflektierten Lichts in der Antarktis und Arktis im Zeitverlauf. Die linken Achsen der Diagramme zeigen die Bestrahlungsstärke an den Radiometeröffnungen und die rechten Achsen zeigen die Bestrahlungsstärke, die zurück zur Oberseite der Atmosphäre projiziert wird. (Oberes Paar) Diagramm der GPS-Radiometer-Pixelmessungen, summiert über die Pixel, die südlich von –80° für jedes SVN mit vollständiger Sicht auf die Antarktis sichtbar sind, d. h. der Satelliten-Unterpunkt liegt südlich von –53°. (Unteres Paar) Entsprechende Summe für Pixel, die nördlich von 80° betrachtet werden. Das heißt, der Satelliten-Unterpunkt liegt nördlich von 53°.

Abbildung 2 zeigt die täglich gemittelten Radiometermessungen von bis zu sieben Radiometern, die die Süd- und Nordpolarregionen für jedes Jahr von 2014 bis 2019 beobachten. Die im Allgemeinen parabolische Form der Bestrahlungsstärkekurven ist auf die sich ändernde Sonneneinstrahlung durch den Anstieg und Abfall zurückzuführen die Sonne über dem Horizont um die Sonnenwende herum. Der Bestrahlungsstärke-Jitter aufgrund des Satelliten-Breitengrad-Jitters zu den im Abschnitt „Methoden“ genannten Messzeiten wird durch die Mittelung geglättet. Die Daten aus dem Jahr 2014 zeigen Hinweise auf wahrscheinliche Ausfälle der Downlink-Übertragung an einigen Tagen. Obwohl diese Aussetzer in den Daten dieser Instrumente auftreten können, ist die typische Leistung recht stabil. Die jährlichen Unterschiede bei der antarktischen Messung betragen nur wenige Prozent, was auf eine gute durchschnittliche instrumentelle Stabilität sowie ein stabiles antarktisches Reflexionsvermögen von Jahr zu Jahr schließen lässt. Die Symmetrie des antarktischen Reflexionsvermögens rund um die Sonnenwende ist auffällig und impliziert ein konstantes Reflexionsvermögen der antarktischen Oberfläche über die 80-Tage-Zeiträume. Es gibt drei deutliche Unterschiede im arktischen und antarktischen Reflexionsvermögen. (1) Das arktische Reflexionsvermögen ist um die Sonnenwende herum asymmetrisch und erreicht 15–20 Tage vor der Sonnenwende seinen Höhepunkt; (2) Das maximale Reflexionsvermögen der Arktis schwankt im Laufe der Jahre um 30 % und ist 15 bis 35 % kleiner als das Reflexionsvermögen der Antarktis etwa 20 Tage nach der Sonnenwende.

Die Werte der durchschnittlichen Bestrahlungsstärke (linke Achse) und des reflektierten Lichtflusses an der Oberseite der Atmosphäre (ToA) (rechte Achse) an den Orbitalextremen wurden über die verfügbaren Radiometer für jeden Tag von 40 Tagen vor der Sommersonnenwende bis 40 Tage danach gemittelt Jahre 2014 bis 2019. Antarktische Oberseite und arktische Unterseite.

Da die Umlaufbahn der Erde um die Sonne nahezu kreisförmig ist, ist der auf die Arktis einfallende Sonnenlichtfluss praktisch derselbe wie auf die Antarktis an einem bestimmten Datum relativ zur Sonnenwende. Abbildung 2 zeigt, dass der durchschnittliche reflektierte Sonnenlichtfluss an der Oberseite der Atmosphäre (ToA) aus der Antarktis 20 Tage nach der Sonnenwende etwa 330 W/m2 beträgt, verglichen mit etwa 195 W/m2 aus der Arktis. Der Unterschied von etwa 135 W/m2 wird größtenteils von der arktischen Oberfläche absorbiert. Ein Teil dieser absorbierten Leistung wird möglicherweise bei längeren Wellenlängen zurückgestrahlt, für die das Radiometer empfindlich ist, aber der Umwandlungsprozess ist sehr ineffizient. Die Schmelzwärme von Eis beträgt etwa 330 J/g oder 3,3e5 J/mm/m2 (Energie/Dicke/Fläche). Diese nächste grobe Berechnung relativiert den Wärmeeintrag für das Schmelzen von Meereis: 135 W/m2 entsprechen 4,9e5 J/m2/h, ausreichend, um fast 1,5 mm/h Eis oder etwa 1 m/Woche Schnee mittlerer Dichte (0,16) zu schmelzen g/cm3), wenn alles von Eis und Schnee absorbiert würde.

Passive Mikrowellenmessungen der arktischen Meereisausdehnung werden tabellarisch aufgeführt und vom National Snow and Ice Data Center (NSIDC)35,36,37 mit einer Pixelauflösung von 25 km zur Verfügung gestellt. Dieser Datensatz „liefert eine langfristige, konsistent interpretierte und kalibrierte Aufzeichnung für Studien zur Klimavariabilität und -veränderung“40. Abbildung 3 zeigt unsere Bestimmung der fraktionellen Eisbedeckung der Arktis nördlich von 80° N von 40 Tagen vor bis 40 Tagen nach der Sommersonnenwende für jedes Jahr von 2014 bis 2019 basierend auf dem NSIDC-Datensatz. In den Wintermonaten bedeckt das arktische Meereis das Gebiet nördlich von 80° N vollständig.

Anteil des arktischen Meereises pro Tag von 40 Tagen vor der Sommersonnenwende bis 40 Tage nach der Sonnenwende von 2014 bis 2019. Originaldaten vom National Snow and Ice Data Center37.

Abbildung 4 vergleicht die arktische Meereisbedeckung mit den in Abb. 2 gezeigten durchschnittlichen Messungen des reflektierten Sonnenlichtflusses durch GPS-ToA in der Arktis Tag für Tag für jedes der Jahre von 2014 bis 2019. Beachten Sie, dass die Meereisbedeckung im Jahr 2014 und der ToA-Fluss am größten waren war 2014 am größten. Die Meereisbedeckung war 2015 etwas kleiner als 2014, und der ToA-Fluss war ebenfalls etwas kleiner als 2014. Die Eisbedeckung war 2018 am kleinsten, und der ToA-Fluss war 2018 im Allgemeinen auch am kleinsten. Es gibt auch Nuancen in den Eisbedeckungsverläufen, die mit Nuancen in den ToA-Flüssen korrespondieren, wie etwa die Einbrüche in beiden Kurven von 2014 bei 0 und +18 Tagen und in den Kurven von 2015 bei etwa +4 Tagen.

Vergleich des reflektierten Lichts und der Meereisausdehnung im Zeitverlauf von 40 Tagen vor bis 40 Tagen nach der Sommersonnenwende. Arktischer Meereisanteil (rechte Achse) und durchschnittlicher GPS-gemessener ToA-reflektierter Sonnenlichtfluss (linke Achse, aus Abb. 2) Tag für Tag.

Die im Allgemeinen parabolische Form der Strahlungskurven um die Sonnenwende macht es schwierig, die Veränderung der durchschnittlichen arktischen Albedo beim Schmelzen des Eises zu erkennen. Es wird eine Methode benötigt, um die sich ändernde Sonneneinstrahlung der Arktis zu kompensieren und den von ToA reflektierten Fluss in Abb. 4 in Albedo umzuwandeln. Unsere Methode hierfür besteht darin, die arktischen Messungen mithilfe der antarktischen Messungen zu normalisieren, wie im Abschnitt „Methoden“ dieses Dokuments beschrieben.

Die resultierenden relativen (zur antarktischen) Reflektivitätsverläufe der Arktis für die Jahre 2014 bis 2019 sind in Abb. 5 dargestellt. Die relativen Reflektivitätsverläufe weisen in jedem Jahr eine andere Form auf als die Meereisverläufe. In den Jahren 2014 bis 2017 kommt es zwischen den Tagen -40 und 20 zu starken Rückgängen des Reflexionsvermögens, und dann stabilisiert sich das Reflexionsvermögen zwischen den Tagen 20 und 40, während die Geschichte des Meereises nur einen geringen Rückgang zeigt. In den Jahren 2018 und 2019 steigt und fällt die Reflektivitätshistorie, ist aber 40 Tage nach der Sonnenwende ungefähr gleich wie 40 Tage zuvor. Bevor wir Schlussfolgerungen ziehen, betrachten wir mögliche Auswirkungen der Wolkendecke auf das gemessene Reflexionsvermögen.

(Linke Achse, blau) Vergleich des arktischen Reflexionsvermögens im Verhältnis zum durchschnittlichen antarktischen Reflexionsvermögen und der teilweisen Meereisbedeckung nördlich von 80° N für 40 Tage vor und nach der Sommersonnenwende. (Rechte Achse, Ziegelstein) Teilweise Wolkenabdeckung nördlich von 80°N von ISCCP und Modis, wie im Text beschrieben.

Das gemessene Reflexionsvermögen R hängt nicht nur vom Reflexionsvermögen des Meereises, sondern auch vom Reflexionsvermögen der Wolkendecke ab. Abbildung 5 zeigt außerdem ISCCP33,34 „VIS“-Wolkenanteilsmessungen für die Jahre 2014 bis 2017 und die MODIS Aqua30 Wolkenanteilsmessungen41 auf der rechten Achse. Entsprechende Wolkenreflexionen sind nicht verfügbar. Die Definition der ISCCP-VIS-Bewölkung42 basiert auf einer reflektierten Strahlung, die mit dem AVHRR-650-nm-Kanal gemessen wurde und in der Mitte der GPS-Spektralantwort von 0,4–1,0 Mikrometern liegt. Die Strahlungsdichten (oder Reflexionsgrade) der Bewölkung bei „klarem Himmel“ auf der ganzen Erde werden ermittelt, indem für jedes AVHRR-Messpixel eine minimale Strahlungsdichte bestimmt wird, da Wolken nur die reflektierte Strahlungsdichte erhöhen. Ein Pixel gilt zu einem bestimmten Zeitpunkt als bewölkt, wenn die normalisierte Strahlungsdichte die normalisierte Strahlungsdichte bei klarem Himmel um einen Schwellenwert überschreitet, der typischerweise 6 Prozentpunkte beträgt. Die Strahlungsintensität des klaren Himmels für Schnee, Meereis oder Eis wird recht groß sein, so dass nur sehr reflektierende Wolken im VIS-Wolkenprodukt aufgezeichnet werden. Die in Abb. 5 dargestellte VIS-Wolkenbedeckung liegt zwischen 0,05 und 0,15, was darauf hindeutet, dass Wolken nur einen geringen Einfluss auf das gemessene relative Reflexionsvermögen haben, insbesondere wenn das Oberflächenreflexionsvermögen groß ist. Es gibt keinen offensichtlichen Zusammenhang zwischen dem ISCCP-VIS-Wolkenanteil und dem GPS-gemessenen Reflexionsvermögen. Der ebenfalls in Abb. 5 dargestellte MODIS-Wolkenanteil basiert auf fünf Tests43 verschiedener Infrarotsignale. Der MODIS-Wolkenanteil schwankt über Zeiträume von einigen Tagen zwischen Werten unter 0,2 und über 0,8. Es gibt keinen offensichtlichen Zusammenhang zwischen den infrarotbasierten Schwankungen der Wolkendecke und dem GPS-gemessenen VNIR-Reflexionsvermögen.

Ein einfaches Modell für die Reflektivität R zeigt, dass die Reflektivität \({\mathrm{R}}_{\mathrm{SI}}\) des Meereises im Sommer abnehmen muss, um die beobachteten Abnahmen der Reflektivität von 2014 bis 2017 zu erklären Messungen. Ein Modell für das durchschnittliche Reflexionsvermögen R wird zusammengestellt, indem einheitliche oder konstante Reflexionsvermögen RSI für Meereis, RW für offenes Wasser und RC für Wolken und Bedeckungsanteile FSI für Meereis, FCSI für wolkenbedecktes Meereis und FCW für wolkenbedecktes Wasser angenommen werden :

Dabei ignorieren wir die Absorption oder Reflektivität durch nominell klare Luft und Terme höherer Ordnung, die Mehrfachreflexionen zwischen Meereis und Wolken beinhalten. Nachdem wir die fünf Begriffe zusammengestellt und etwas neu angeordnet haben, erhalten wir

Abbildung 5 zeigt, dass der FSI nahe bei 1 liegt, sodass der erste Hauptterm viel größer sein wird als der zweite Hauptterm, den wir daher vernachlässigen. Der verbleibende erste Term ist

Abbildung 5 zeigt, dass \({\mathrm{F}}_{\mathrm{CSI}}\cong 0.1\). Da das Reflexionsvermögen von Wolken weniger als 1 beträgt, gilt \({\mathrm{R}}_{\mathrm{C}}{\mathrm{F}}_{\mathrm{CSI}}<0.1\) und Gl. (2) reduziert sich auf \(\mathrm{R}\cong {\mathrm{R}}_{\mathrm{SI}}{\mathrm{F}}_{\mathrm{SI}}\).

Abbildung 5 zeigt, dass das durchschnittliche Reflexionsvermögen des Meereises über den 80-Tage-Zeitraum um die Sonnenwende in den Jahren 2014 bis 2017 um 25–30 % abnimmt. Da der Meereisanteil \({\mathrm{F}}_{ \mathrm{SI}}\) nur um 7–9 % abnimmt, das bedeutet, dass das Meereis-Reflexionsvermögen \({\mathrm{R}}_{\mathrm{SI}}\) um 20–25 % abnehmen muss Anfang Mai bis Anfang August. Die Verringerung der Albedo ist für die Verringerung des Gesamtreflexionsvermögens etwa dreimal so wichtig wie der Rückgang des Meereises.

Diese Abnahme des Reflexionsvermögens oder der Albedo des Meereises steht im Allgemeinen im Einklang mit Beobachtungen der Albedo des schmelzenden Meereises durch Grenfell und Perovich13 in der Nähe von Pt. Barrow bei 71° N, Perovich und Polashenski14 und mit relativ großflächigen Beobachtungen von Lei16 bei 74°–82° N in der Beaufortsee. Abbildung 3 von Grenfell und Perovich13 zeigt, dass das Reflexionsvermögen (oder die Albedo) von trockenem Schnee über kaltem Eis am 21. Mai 1979 fast 0,9 betrug und dass es am 18. Juni im Spektralbereich des GPS-Radiometers aufgrund des Oberflächenschmelzens auf etwa 0,6 gesunken war Teichbildung. Unter Verwendung des Perovich-Werts von 0,9 für eine absolute Albedo von kaltem Schnee auf Eis als Stellvertreter für die antarktische Normalisierung sinkt die absolute Albedo in Abb. 5 von etwa 0,67 30–40 Tage vor der Sonnenwende (11.–21. Mai) auf 0,55–0,6 am 21. Juni, sehr ähnlich dem Rückgang, den Perovich sah.

Es gibt Unsicherheiten in den Details dieser Analyse, die mit der spektralen Transmission durch die Atmosphäre und dem spektralen Reflexionsvermögen zusammenhängen, die im Abschnitt „Methoden“ besprochen werden. Unsere Überprüfung der Auswirkungen der Wolkendecke legt nahe, dass die Wolkendecke in den Jahren 2014 bis 2017 keine wichtige Rolle spielte. (Die Trends in den Jahren 2018 bis 2019 scheinen sich von denen in den Jahren 2014 bis 2017 zu unterscheiden.) Eine umfassendere Analyse erscheint jedoch unwahrscheinlich ändern die Hauptschlussfolgerung, dass die Veränderung der Meereis-Albedo zusätzlich zum Meereisrückgang einen wesentlichen Beitrag zur erhöhten Sonnenlichtabsorption leistet.

Auf einigen der GPS-Block-IIF-Satelliten gibt es pixelbasierte Silizium-Fotodioden-Radiometer, die alle 12,9 Minuten das von der Erde reflektierte Sonnenlicht messen. Die Radiometer überblicken 37 % der Erdoberfläche aus der 20.200 km hohen GPS-Umlaufbahn. Die Radiometer sind so konzipiert, dass sie über die 15-jährige Lebensdauer des GPS-Satelliten hinweg sehr stabil sind. Etwa 60 % des Solarenergiespektrums liegen innerhalb des spektralen Bandpasses des Radiometers (ungefähr 0,4 bis 1,1 Mikrometer, wie in Abb. 9 dargestellt), daher ist die Messung ein guter Indikator für die gesamte reflektierte Solarenergie.

Aufgrund der Bedeutung der arktischen Verstärkung haben wir Zeitsequenzen von GPS-Radiometermessungen des reflektierten Sonnenlichts aus Polarregionen zusammengestellt und aufgezeichnet, die ± 40 Tage um die arktische und antarktische Sommersonnenwende in der Nähe der nördlichen und südlichen Extreme der GPS-Umlaufbahnen in der Nähe von 55° N aufgenommen wurden 55° südlicher Breite. Die pixelierten Messungen wurden auf Polarregionen nördlich von 80° N, südlich von 80° S und südlich von 80° S beschränkt, um die Aufmerksamkeit auf das Reflexionsvermögen des arktischen Meereises zu lenken. Der zentrale antarktische Eisschild ist den ganzen Sommer über stabil, während das arktische Meereis im Sommer deutlich schmilzt. Die täglichen Spitzenwerte der Radiometermessungen steigen und fallen, wenn der höchste Sonnenstand um die Sommersonnenwende über dem Horizont auf- und absteigt. Die antarktischen Messungen sind für jedes der sieben Radiometer jedes Jahr von 2014 bis 2019 nahezu symmetrisch um die Sonnenwende am 21. Dezember. Es gibt kleine Änderungen von Jahr zu Jahr, wobei die größten Unterschiede zwischen den Jahren für einzelne Radiometer etwa 12 % betragen. Die Änderungen scheinen eher auf Änderungen der Sonnen- und Satellitenpositionen im Laufe der Jahre und auf anisotrope Reflexion zurückzuführen zu sein als auf Kalibrierungsdrift oder Änderungen der Reflexion. Die entsprechenden Messungen des reflektierten Lichts im Verhältnis zum Tag vom arktischen Gipfel 10–20 Tage vor der Sonnenwende am 21. Juni weisen viel mehr Streuung und Struktur auf als die antarktischen Messungen. Das reflektierte Spitzenlicht der Arktis ist außerdem etwa 20 % weniger hell als das reflektierte Spitzenlicht der Antarktis. Die täglichen Veränderungen der arktischen Beleuchtung wurden mithilfe der antarktischen Messungen normalisiert, um einen Verlauf des arktischen Reflexionsvermögens für jeden Sommer von 2014 bis 2019 zu erhalten. Das normalisierte Reflexionsvermögen der Arktis sank in den verschiedenen Jahren während der 80er Jahre um 20–35 % -tägiger Beobachtungszeitraum. Dieser Fehler in der Reflexion des arktischen Sonnenlichts im Vergleich zur Reflexion des antarktischen Sonnenlichts reicht aus, um 20 Tage nach der Sonnenwende mehr als 1 mm Eis pro Stunde oder fast 1 m Schnee pro Woche zu schmelzen. Eine Überprüfung der ISCCP-VIS-Wolkenbedeckungsmessungen zeigt, dass der Rückgang des Reflexionsvermögens nicht auf Veränderungen in der arktischen Wolkenbedeckung zurückzuführen ist.

Schließlich verglichen wir das täglich reflektierte Licht der Arktis mit dem täglich mikrowellengemessenen Anteil des arktischen Meereises von 2014 bis 2019. Während die Eisbedeckung von 40 Tagen vor der Sonnenwende bis 40 Tage nach der Sonnenwende um 7–9 % abnahm, lag die Bestrahlungsstärke des reflektierten Lichts bei Die Radiometer gingen von 20 auf 35 % zurück, was zeigt, dass nicht nur der Anteil der arktischen Eisbedeckung im Sommer abnimmt, sondern auch das Reflexionsvermögen des Eises im Durchschnitt um etwa 20 % abnimmt. Dass die Albedo (Reflexionsvermögen) des Meereises im Sommer abnimmt, ist eine bedeutende Erkenntnis, die allgemein anerkannt werden sollte und die Einbeziehung in modellbasierte Studien zur arktischen Verstärkung verdient.

In diesem Abschnitt wird unsere Methode beschrieben, um „ToA Reflected Flux“ in Abb. 4 in „Relative Reflektivität“ in Abb. 5 umzuwandeln. Über den Äquator hinweg ist die Geometrie der sommerlichen antarktischen Sonnenbeleuchtung und GPS-Ansicht nahezu dieselbe wie die Geometrie des Sommers Arktische Beleuchtung und GPS-Ansicht. Da der antarktische ToA-Fluss symmetrisch um die Sonnenwende herum verläuft, schließen wir, dass die parabolische Form nur auf die Änderung der Sonneneinstrahlung zurückzuführen ist, wenn die Sonne vom Horizont auf- und absteigt. Wir nutzen die durchschnittliche Geschichte des reflektierten Lichts in der Antarktis, um die geometrische Abhängigkeit der Sonneneinstrahlung in der Arktis zu beseitigen. Wir haben ein Polynom vierter Ordnung an die antarktische Beleuchtung angepasst und es verwendet, um die Sonnenwinkelabhängigkeit des arktischen Reflexionsgrads zu entfernen. Das Ergebnis ist ein Diagramm der relativen Albedo gegenüber der Zeit. Bei diesem Verfahren wird davon ausgegangen, dass (1) die Albedo der Antarktis konstant ist, sodass (2) die Änderung der Bestrahlungsstärke am Satelliten vollständig auf die Änderung der Sonneneinstrahlung zurückzuführen ist und dass (3) die Beleuchtungszeitverläufe der Arktis und Antarktis gleich sind gleich oder zumindest proportional zueinander sind.

Verwendung von Pseudogleichungen:

Abbildung 6 zeigt die nahezu kreisförmigen Umlaufbahnen des GPS-Satelliten24 in einer Höhe von 20.200 km in sechs um etwa 55° zum Äquator geneigten Umlaufebenen mit einer Umlaufzeit von etwa 11:58:02 h. Seit 1978 gab es mehrere Blöcke (Versionen) von Satelliten, aus denen die Konstellation bestand. Beginnend mit Block IIA im Jahr 1990 wurden einige Satelliten mit Siliziumbandradiometern ausgestattet. Die hohe Umlaufbahn ermöglicht jedem Radiometer eine Sicht auf 37 % der Erde und die 55°-Neigung ermöglicht jedem Satelliten zweimal täglich eine gute Sicht auf die Arktis und die Antarktis, wie in Abb. 6 dargestellt. Diese hohe Umlaufbahn und die umfassende GPS-Erdabdeckung sorgen dafür eine übersichtlichere Ansicht der Erde, als sie den CERES-Instrumenten auf Satelliten mit niedriger Erdumlaufbahn zur Verfügung steht, wie rechts in Abb. 6 dargestellt.

Verschiedene Satellitenansichten der Erde. (Links) Ansichten der Arktis aus der GPS-Konstellation in 20.200 km Höhe mit gezeichneten Kegeln, die die Sichtfelder für drei Satelliten mit gleichzeitigen Ansichten des Nordpols zeigen (roter Punkt). (Rechts) Fächerförmige Ansichten der Erde aus 800 km hohen Umlaufbahnen von Satelliten mit CERES-Nutzlasten. Die Konstellation der GPS-Satelliten ermöglicht einen sehr übersichtlichen Blick auf die Erde. (Abbildung erstellt mit STK44).

Die Umlaufbahnen der GPS-Satelliten sind für die Hauptnavigationsmission optimiert und jeder Punkt auf der Erde ist normalerweise jederzeit im Sichtfeld von 8–10 GPS-Satelliten. Die Wiederbesuchszeit liegt jeden Tag 4 Minuten früher als am Vortag; Die vom GPS aus gesehene Sonneneinstrahlung der Erde ändert sich langsam von Tag zu Tag und über längere Zeiträume erheblich. In diesem Artikel werden Messungen vorgestellt, die in der Nähe der südlichen und nördlichen Enden der Umlaufbahnen gesammelt wurden, wenn die Unterpunkte der Umlaufbahn nahe bei 55° Süd oder Nord liegen. Abbildung 7 zeigt die Subpunktbreiten, auf denen SVN65 in den Jahren 2014 bis 2019 am südlichsten Ende seiner Umlaufbahn Messungen durchgeführt hat. Denn die Radiometermessungen werden in Intervallen von etwa 12,9 Minuten im Speicher gespeichert, die die Umlaufperiode nicht unterteilen Allerdings gibt es eine kleine tägliche Streuung in den Breitengraden der Sammlung. Die Sammelbreiten für die in Abb. 2 enthaltenen antarktischen Messungen von SVN65 sind in Abb. 7 dargestellt. Die Satelliten erreichen diesen südlichsten Punkt ihrer Umlaufbahn also jeden Tag und von Jahr zu Jahr zu unterschiedlichen Zeiten, und der Längengrad der Sonne ist unterschiedlich für alle Messungen.

Der Breitengrad der Umlaufbahn von SVN65 zu den Zeitpunkten, an denen die antarktischen Radiometermessungen durchgeführt wurden, die in den in Abb. 2 gezeigten Durchschnittswerten enthalten sind.

Abbildung 8 zeigt die Sonne-Südpol-Fahrzeugwinkel, als sechs Satelliten am 21. Dezember auf ihrer ersten Umlaufbahn in den Jahren 2015 bis 2019 ihren minimalen Breitengrad erreichten, und wie für 2020 vorhergesagt. Diese Winkel variieren stark zwischen den Satelliten und weisen von Jahr zu Jahr unterschiedliche Schwankungen auf. Jahr für jeden Satelliten. Der Unterschied im Winkel Sonne-Pol-Fahrzeug hat aufgrund der Reflexionsanisotropie Einfluss auf das reflektierte Sonnenlicht. Diese Orbitaleffekte werden in diesem Artikel nicht berücksichtigt und tragen wahrscheinlich zu den Schwankungen von Jahr zu Jahr und der Streuung von Tag zu Tag in den von uns überprüften Daten bei, wie beispielsweise in den Abbildungen. 1 und 2. Aufgrund der Umlaufzeit der GPS-Umlaufbahnen und der Messinkrementzeit (12,9 Minuten) weisen die Daten dieser Satelliten nicht das hohe Maß an Messwiederholbarkeit auf, das bei anderen klimafokussierten Satelliten zu beobachten ist. Dies erhöht die Komplexität der Datennutzung, hindert die Instrumente aber nicht daran, Einblicke in Klimaaktivitäten zu liefern, wie in diesem Papier gezeigt wird. Darüber hinaus bieten die Umlaufbahnschwankungen und Ansichten mehrerer Satelliten zu unterschiedlichen Zeiten eine wertvolle Gelegenheit, die Reflexionsanisotropie und ihre Auswirkungen auf die Strahlungsbilanz der Arktis zu bewerten.

Winkel von der Sonne zum Südpol zum Satelliten, als sechs Satelliten auf ihrer ersten Umlaufbahn des Tages am 21. Dezember in den Jahren 2015 bis 2019 ihren minimalen Breitengrad erreichten und wie für 2020 vorhergesagt (Daten von STK44).

Da die Radiometer sehr strahlungsfest und temperaturstabil sind, wird erwartet, dass sie über die etwa 15-jährige Lebensdauer der Satelliten hinweg ein sehr stabiles Ansprechverhalten aufweisen. (Die Empfindlichkeit ist die Beziehung zwischen der Lichtleistung einer bestimmten Wellenlänge, die auf die Linse trifft, und dem Strom, den der Siliziumdetektor erzeugt.) Wir schätzen die absolute Kalibrierungsunsicherheit der in Abb. 9 gezeigten spektralen Empfindlichkeit auf ± 10 % in der Amplitude Die größte Unsicherheit besteht in der Amplitude der Reaktionsfähigkeit und nicht in der Form der Reaktionsfähigkeit gegenüber der Wellenlänge. Die Reaktionsfähigkeitsschwankungen über die Pixelarrays betragen weniger als ± 10 %.

Auf der linken Achse das Sonnenspektrum45, ein Oberflächenspektrum, eine Schätzung des Spektrums, das von Packeis mit einer dünnen Schicht schmelzenden Schnees reflektiert wird, das Spektrum, das den Satelliten erreicht, und auf der rechten Achse die relative Empfindlichkeit des GPS-Radiometers und eine Schätzung der Arktische Albedo basierend auf Grenfells Daten13.

Silizium-Fotodioden sind im Wesentlichen Photonenzähler, daher ist der Detektorstrom proportional zum Photonenfluss, nicht jedoch zur Photonenleistung. Wir wandeln den Detektorstrom in „Silicon-Power“ (PSi) um, indem wir die Spitzenempfindlichkeit nahe 930 nm verwenden. PSi ist die Energiemenge, die einfallen würde, wenn das gesamte Licht eine Wellenlänge von 930 nm hätte; PSi < P für ein sonnenähnliches Spektrum, das blauer als 930 nm ist. Für die genaue Umrechnung von PSi in tatsächlich empfangene Leistung P sind Kenntnisse des Spektrums erforderlich. Wir verwenden einen Umrechnungsfaktor namens Inband Power Fraction (IPF).

Dabei ist \(S\left(\lambda \right)\) das Spektrum und \(RR(\lambda )\) die relative Empfindlichkeit in Watt/Ampere, wie in Abb. 9 dargestellt.

Das vom Detektor empfangene Spektrum unterscheidet sich vom Sonnenspektrum durch die spektralen Abhängigkeiten der atmosphärischen Übertragung vom Weltraum zum Boden, der Reflexion und der Übertragung zurück in den Weltraum. Abbildung 9 zeigt außerdem (a) das außerirdische Sonnenspektrum und (b) ein modelliertes Lichtspektrum auf einer der Sonne zugewandten Oberfläche bei 37° N mit klarem Himmel und der Sonne am Äquator, beide vom US National Renewable Energy Laboratory45. Das Spektrum bei 37°N zeigt die Auswirkungen der molekularen Absorption und Streuung auf das Spektrum. Sowohl Streuung als auch Absorption führen aufgrund der längeren atmosphärischen Weglängen zu etwas größeren spektralen Veränderungen an den Polen, aber dieses gut überprüfte, leicht verfügbare Spektrum ist eine praktische Näherung, die Einblick in die Auswirkungen auf das Spektrum gibt. Die spektralabhängige atmosphärische Transmission ist das Verhältnis des Bodenspektrums zum außerirdischen Spektrum. Zweifellos gibt es Schwankungen in der spektralen Albedo über das ~ 3,5 × 106 km2 große Sichtfeld in der Arktis, aber einige Einblicke in die spektrale Albedo gibt Grenfell13, der die Albedo für verschiedene Meereisbedingungen gemessen hat. Während frischschneebedecktes Eis eine Albedo von etwa 0,9 mit geringer spektraler Abhängigkeit aufweist, nimmt die Meereis-Albedo mit dem Schmelzen von Schnee und Eis ab, und die Abnahme ist im Infrarotbereich größer als im sichtbaren Bereich. Eine Annäherung an Grenfells Messung der spektralen Albedo von „Erstjahr-Eis + Schneestaub“ ist in Abb. 9 dargestellt, wo sie mit dem Oberflächenspektrum kombiniert wird, um ein reflektiertes Spektrum zu erzeugen. Das reflektierte Spektrum wird mithilfe einer aus den Sonnen- und Oberflächenspektren abgeleiteten Übertragung an den Satelliten übertragen. IPF-Faktoren für mehrere Spektren sind in Tabelle 1 aufgeführt und liegen bei etwa 0,57 ± 0,03. Für die in den Abbildungen gezeigten Datenanalysen wurden die IPF-Werte des antarktischen und des arktischen Satelliten von 0,55 bzw. 0,60 verwendet. 1 und 2. Die Unsicherheiten der IPF-Werte scheinen im Bereich von 5–10 % zu liegen. Der Anstieg der IPF-Werte gegenüber dem Wert des Sonnenspektrums von 0,42 ist auf die Rayleigh-Streuung des blauen Lichts zurückzuführen. Da die IPF-Werte anhand von Spektren der Sonne bei einem Zenitwinkel von 37° berechnet wurden, unterschätzen diese Werte den IPF-Wert für Licht, das die Polarregionen erreicht, wenn die Sonne bei einem Zenitwert von 67° steht. Aus diesem Grund sind die Werte der Detektorbestrahlungsstärke in den Abb. 1 und 2 sind Obergrenzen der tatsächlichen Werte. In dieser Diskussion nicht berücksichtigt ist die Abhängigkeit der IPF-Werte vom Sonnenwinkel, die durch die Winkelabhängigkeit der spektralen Transmission (z. B. bidirektionale Reflektivität, BDRF) eingeführt wird.

Die GPS-Konstellation ist Eigentum der US Space Force (USSF) und wird von ihr betrieben. Die von Instrumenten auf den GPS-Satelliten gesammelten Daten sind Eigentum der USSF. Die in diesem Bericht enthaltenen reduzierten Radiometerdaten stammen aus Originaldaten der USSF und werden mit Genehmigung der USSF veröffentlicht. Daten sind jedoch auf begründete Anfrage und mit Genehmigung der USSF bei den Autoren erhältlich.

Der Code wird auf Anfrage mit Daten zur Verfügung gestellt.

Pistone, K., Eisenman, I. & Ramanathan, V. Beobachtungsbestimmung der Albedo-Abnahme, die durch das Verschwinden des arktischen Meereises verursacht wird. Proz. Nat. Acad. Wissenschaft. 111(9), 3322–3326. https://doi.org/10.1073/pnas.1318201111 (2014).

Artikel ADS CAS PubMed PubMed Central Google Scholar

Voosen, P. Neue Rückmeldungen beschleunigen den Untergang des arktischen Meereises. Science 369(6507), 1043–1044 (2020).

Artikel ADS CAS PubMed Google Scholar

Serreze, M. & Barry, RG Prozesse und Auswirkungen der arktischen Verstärkung: Eine Forschungssynthese. Globaler Planet. Änderung 77(1–2), 85–96 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Meredith, M. et al. Polarregionen im IPCC, 2019: IPCC-Sonderbericht über Ozean und Kryosphäre in einem sich ändernden Klima, Poertner, H.-O. et al., Im Druck.

Pithan, F. & Mauritsen, T. Arktische Verstärkung dominiert durch Temperaturrückkopplungen in zeitgenössischen Klimamodellen. Nat. Geosci. 7(3), 181–184 (2014).

Artikel ADS CAS Google Scholar

Goosse, H. et al. Quantifizierung von Klimarückwirkungen in Polarregionen. Nat. Komm. https://doi.org/10.1038/s41467-018-04173-0 (2018).

Artikel PubMed PubMed Central Google Scholar

Anisimov, OA et al. Polarregionen (Arktis und Antarktis), S. 653–685 in IPCC, 2007: Klimawandel 2007: Auswirkungen, Anpassung und Verwundbarkeit. Beitrag der Arbeitsgruppe II zum Vierten Sachstandsbericht des Zwischenstaatlichen Ausschusses für Klimaänderungen. Ed. Parry, ML et al. Cambridge University Press, Cambridge, Großbritannien.

Holland, M. & Bitz, C. Polare Verstärkung des Klimawandels in gekoppelten Modellen. Aufstieg. Dyn. 21, 221–232. https://doi.org/10.1007/s00382-003-0332-6 (2003).

Artikel Google Scholar

Cao, Y., Liang, S., Chen, X. & He, T. Bewertung des Strahlungsantriebs und der Rückkopplung der Meereis-Albedo über der Nordhalbkugel von 1982 bis 2009 anhand von Satelliten- und Reanalysedaten. J. Climate 28, 1248–1259. https://doi.org/10.1175/JCLI-D-14-00389.1 (2015).

Artikel ADS Google Scholar

Graversen, RG & Wang, M. Polare Verstärkung in einem gekoppelten Klimamodell mit fixierter Albedo. Aufstieg. Dynam. 33, 629–643 (2009).

Artikel ADS Google Scholar

Graversen, RG, Langen, PL & Mauritsen, T. Polare Verstärkung in CCSM4: Beiträge aus der Lapse-Rate und der Oberflächenalbedo-Rückkopplung. J. Climate 27, 4433–4449 (2014).

Artikel ADS Google Scholar

Södergren, AH & McDonald, AJ Quantifizierung der Rolle der atmosphärischen und Oberflächenalbedo auf die polare Verstärkung mithilfe von Satellitenbeobachtungen und der Ausgabe des CMIP6-Modells. J. Geophys. Res. Atmosphäre. 127, e2021JD035058. https://doi.org/10.1029/2021JD035058 (2022).

Artikel ADS Google Scholar

Grenfell, TC & Perovich, EK Spektrale Albedos von Meereis und einfallende Sonneneinstrahlung in der südlichen Beaufortsee. J. Geo. Res. 89, 3573–3580 (1984).

Artikel ADS Google Scholar

Perovich, D. & Polashenski, C. Albedo-Entwicklung des saisonalen arktischen Meereises. Geophys. Res. Lette. 39(8), 6 (2012).

Artikel Google Scholar

Kato, S. & Loeb, NG Oben auf der Atmosphäre kurzwelliges Breitband beobachtete Strahlungsdichte und geschätzte Bestrahlungsstärke über Polarregionen von Wolken und den Instrumenten des Earth's Radiant Energy System (CERES) auf Terra. J. Geophys. Res. 110, D07202. https://doi.org/10.1029/2004JD005308 (2005).

Artikel ADS Google Scholar

Lei, R. et al. Veränderungen des sommerlichen Meereises, der Albedo und der Verteilung der Oberflächensonnenstrahlung im pazifischen Sektor des Arktischen Ozeans im Zeitraum 1982–2009. J. Geophys. Res. Oceans 121(8), 5470–5486 (2016).

Artikel ADS Google Scholar

Roesel, A., Kaleschke, L. & Birnbaum, G. Schmelztümpel auf arktischem Meereis, ermittelt aus MODIS-Satellitendaten mithilfe eines künstlichen neuronalen Netzwerks. Kryosphäre 6, 431–446. https://doi.org/10.5194/tc-6-431-2012 (2012).

Artikel ADS Google Scholar

Kharbouche, S. & Muller, J. Meereis-Albedo von MISR und MODIS: Produktion, Validierung und Trendanalyse. Remote Sens. 11, 9. https://doi.org/10.3390/rs11010009 (2019).

Artikel ADS Google Scholar

Crook, JA, Forster, PM & Stuber, N. Räumliche Muster modellierter Klimarückkopplungen und Beiträge zur Temperaturreaktion und Polarverstärkung. J. Climate 24(14), 3575–3591 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Screen, JA & Simmonds, I. Die zentrale Rolle des abnehmenden Meereises bei der jüngsten Temperaturerhöhung in der Arktis. Natur 464, 1334–1337. https://doi.org/10.1038/nature09051 (2010).

Artikel ADS CAS PubMed Google Scholar

Hudson, SR Abschätzung der globalen Strahlungswirkung der Meereis-Albedo-Rückkopplung in der Arktis. J. Geo. Res. 116, D16102. https://doi.org/10.1029/2011JD015804 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Curry, JA, Schramm, JL & Ebert, EE Meereis-Albedo-Klima-Feedback-Mechanismus. J. Climate 8, 240–247 (1995).

2.0.CO;2" data-track-action="article reference" href="https://doi.org/10.1175%2F1520-0442%281995%29008%3C0240%3ASIACFM%3E2.0.CO%3B2" aria-label="Article reference 22" data-doi="10.1175/1520-0442(1995)0082.0.CO;2">Artikel ADS Google Scholar

Hall, A. Die Rolle der Oberflächenalbedo-Rückkopplung im Klima. J. Climate 17, 1550–1568 (2004).

2.0.CO;2" data-track-action="article reference" href="https://doi.org/10.1175%2F1520-0442%282004%29017%3C1550%3ATROSAF%3E2.0.CO%3B2" aria-label="Article reference 23" data-doi="10.1175/1520-0442(2004)0172.0.CO;2">Artikel ADS Google Scholar

GPS: Das globale Positionierungssystem https://www.gps.gov.

„Was ist CERES?“ https://ceres.larc.nasa.gov/.

Loeb, NG et al. Winkelverteilungsmodelle zur Schätzung des Strahlungsflusses in der oberen Atmosphäre aus den Wolken und dem Radiant Energy System-Instrument der Erde auf dem Terra-Satelliten. Teil I: Methodik“. J. Atmos. Ozean. Technol. 22(4), 338–351 (2005).

Artikel ADS Google Scholar

Loeb, NG et al. Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) Energy Balanced and Filled (EBAF) Top-of-Atmosphere (TOA) Edition-4.0 Datenprodukt. J. Climate 31, 895–918. https://doi.org/10.1175/JCLI-D-17-0208.1 (2018).

Artikel ADS Google Scholar

Trenberth, KE, Fasull, JT & Kiehl, J. Der globale Energiehaushalt der Erde. Marmelade. Getroffen. Soc. 90, 311–324 (2009).

Artikel ADS Google Scholar

Loeb, NG et al. Eine neue Generation von Klimamodellen verfolgt die jüngsten, von CERES beobachteten beispiellosen Veränderungen im Strahlungshaushalt der Erde. Geophys. Res. Lette. 47, e2019GL086705. https://doi.org/10.1029/2019GL086705 (2020).

Artikel ADS Google Scholar

https://modis.gsfc.nasa.gov/about/.

https://www.earthdata.nasa.gov/sensors/viirs.

https://www.usgs.gov/centers/eros/science/usgs-eros-archive-advanced-very-high-resolution-radiometer-avhrr.

Schiffer, RA & Rossow, WB Das International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP): Das erste Projekt des Weltklimaforschungsprogramms. Stier. Bin. Meteorol. Soc. 64, 779–784 (1983).

Artikel ADS Google Scholar

Young, AH, Knapp, KR, Inamdar, A., Hankins, W. & Rossow, WB Das Klimadatenaufzeichnungsprodukt der H-Serie des International Satellite Cloud Climatology Project. Erdsystem. Wissenschaft. Daten 10, 583–593. https://doi.org/10.5194/essd-10-583-2018 (2018).

Artikel ADS Google Scholar

Peng, G., Meier, WN, Scott, DJ & Savoie, MH Ein langfristiger und reproduzierbarer passiver Mikrowellen-Meereiskonzentrationsdatensatz für Klimastudien und -überwachung. Erdsystem. Wissenschaft. Daten 5, 311–318. https://doi.org/10.5194/essd-5-311-2013 (2013).

Artikel ADS Google Scholar

Meier, W., F. Fetterer, M. Savoie, S. Mallory, R. Duerr und J. Stroeve. NOAA/NSIDC-Klimadatensatz der passiven Mikrowellen-Meereiskonzentration, Version 3. Boulder, Colorado, USA. NSIDC: Nationales Schnee- und Eisdatenzentrum. doi: https://doi.org/10.7265/N59P2ZTG. (2017)

Nationales Schnee- und Eisdatenzentrum. Nationales Schnee- und Eisdatenzentrum. https://nsidc.org/data/G02202 (2020).

Kim, KY, Hamlington, BB, Na, H. & Kim, J. Mechanismus der saisonalen Entwicklung des arktischen Meereises und der arktischen Verstärkung. Cryosphere 10, 2191–2202 (2016).

Artikel ADS Google Scholar

Lindsay, R. & Rothrock, DA Arktische Meereisalbedo von AVHRR. J. Climate 7, 1737–1749 (1994).

2.0.CO;2" data-track-action="article reference" href="https://doi.org/10.1175%2F1520-0442%281994%29007%3C1737%3AASIAFA%3E2.0.CO%3B2" aria-label="Article reference 39" data-doi="10.1175/1520-0442(1994)0072.0.CO;2">Artikel ADS Google Scholar

Aus dem NCAR Climate Guide. https://climatedataguide.ucar.edu/climate-data/sea-ice-concentration-data-nasa-goddard-and-nsidc-based-bootstrap-algorithm.

MODIS Cloud Properties Level 3 Täglich. https://doi.org/10.5067/MODIS/MCD06COSP_D3_MODIS.062.

Rossow, WB, Climate Algorithm Theoretical Basis Document, NOAA Climate Data Record Program, Berichtsnummer CDRP-ATBD-0872, 1. Juni 2022. https://www.ncei.noaa.gov/pub/data/sds/cdr/CDRs/ Cloud_Properties-ISCCP/AlgorithmDescription_01B-29.pdf.

K. Strabala, MODIS Cloud Mask-Benutzerhandbuch. http://cimss.ssec.wisc.edu/modis/CMUSERSGUIDE.PDF.

Analytical Graphics, Inc. Systems Tool Kit (STK) Version 12.0.1, https://www.agi.com/products/stk (2021).

Reference Air Mass 1.5 Spectra, Website des National Renewable Energy Laboratory https://www.nrel.gov/grid/solar-resource/spectra-am1.5.html (2022).

Referenzen herunterladen

Sandia National Laboratories ist ein Multimissionslabor, das von National Technology & Engineering Solutions of Sandia, LLC, einer hundertprozentigen Tochtergesellschaft von Honeywell International, Inc., für die National Nuclear Security Administration des US-Energieministeriums unter der Vertragsnummer DE-NA0003525 verwaltet und betrieben wird. Diese schriftliche Arbeit wurde von einem Mitarbeiter von NTESS verfasst. Der Mitarbeiter, nicht NTESS, besitzt die Rechte, Titel und Interessen an der schriftlichen Arbeit und ist für deren Inhalt verantwortlich. Jegliche subjektive Ansichten oder Meinungen, die in der schriftlichen Arbeit geäußert werden könnten, spiegeln nicht unbedingt die Ansichten der US-Regierung wider. Der Herausgeber erkennt an, dass die US-Regierung eine nicht ausschließliche, bezahlte, unwiderrufliche, weltweite Lizenz behält, die veröffentlichte Form dieses schriftlichen Werks zu veröffentlichen oder zu reproduzieren oder anderen dies für Zwecke der US-Regierung zu gestatten. Das DOE wird gemäß dem DOE Public Access Plan der Öffentlichkeit Zugang zu Ergebnissen staatlich geförderter Forschung gewähren. Die Autoren danken Dr. Kara Peterson von Sandia für eine wertvolle Rezension des Papiers und Herrn Corey Griffiths von USSF für die Zusammenarbeit mit uns bei der Veröffentlichung der Radiometerdaten.

Space Ground Systems Program Group, Sandia National Laboratories, PO Box 5800, Albuquerque, NM, 87185-MS0968, USA

Philip L. Dreike

Abteilung für Systemtechnik und -analyse, Sandia National Laboratories, PO Box 5800, Albuquerque, NM, 87185-MS0971, USA

Amy K. Kaczmarowski

Abteilung für Integration, Test und Analyse, Sandia National Laboratories, PO Box 5800, Albuquerque, NM, 87185-MS0971, USA

Christopher D. Garrett

Abteilung für Focal Plane Array und Sensortechnik, Sandia National Laboratories, PO Box 5800, Albuquerque, NM, 87185-MS0971, USA

Gregory Christiansen

Abteilung für Atmosphärenwissenschaften, Sandia National Laboratories, PO Box 5800, Albuquerque, NM, 87185-MS0750, USA

Erika L. Rösler

Geowissenschaftliche Forschungs- und Anwendungsgruppe, Sandia National Laboratories, PO Box 5800, Albuquerque, NM, 87185-MS0734, USA

Mark Ivey

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

PLD leitete das Projekt, fungierte als Schnittstelle zum USSF-Dateneigentümer und war Hauptautor. AKK hat den Großteil der Datenanalyse durchgeführt und die Zahlen aufbereitet. CDG und GEC stellten Radiometer- und GPS-Expertise zur Verfügung. ELK und MI stellten Fachwissen zum arktischen Klima und Klimawandel zur Verfügung. Alle Autoren haben das Manuskript überprüft.

Korrespondenz mit Philip L. Dreike.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

Springer Nature bleibt neutral hinsichtlich der Zuständigkeitsansprüche in veröffentlichten Karten und institutionellen Zugehörigkeiten.

Open Access Dieser Artikel ist unter einer Creative Commons Attribution 4.0 International License lizenziert, die die Nutzung, Weitergabe, Anpassung, Verbreitung und Reproduktion in jedem Medium oder Format erlaubt, sofern Sie den/die ursprünglichen Autor(en) und die Quelle angemessen angeben. Geben Sie einen Link zur Creative Commons-Lizenz an und geben Sie an, ob Änderungen vorgenommen wurden. Die Bilder oder anderes Material Dritter in diesem Artikel sind in der Creative-Commons-Lizenz des Artikels enthalten, sofern in der Quellenangabe für das Material nichts anderes angegeben ist. Wenn Material nicht in der Creative-Commons-Lizenz des Artikels enthalten ist und Ihre beabsichtigte Nutzung nicht durch gesetzliche Vorschriften zulässig ist oder über die zulässige Nutzung hinausgeht, müssen Sie die Genehmigung direkt vom Urheberrechtsinhaber einholen. Um eine Kopie dieser Lizenz anzuzeigen, besuchen Sie http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Nachdrucke und Genehmigungen

Dreike, PL, Kaczmarowski, AK, Garrett, CD et al. Breitbandradiometrische Messungen von GPS-Satelliten zeigen, dass die Albedo des Arktischen Ozeans im Sommer schneller abnimmt als das Meereis zurückgeht. Sci Rep 13, 13769 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-39877-x

Zitat herunterladen

Eingegangen: 08. August 2022

Angenommen: 01. August 2023

Veröffentlicht: 23. August 2023

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

Jeder, mit dem Sie den folgenden Link teilen, kann diesen Inhalt lesen:

Leider ist für diesen Artikel derzeit kein Link zum Teilen verfügbar.

Bereitgestellt von der Content-Sharing-Initiative Springer Nature SharedIt

Durch das Absenden eines Kommentars erklären Sie sich damit einverstanden, unsere Nutzungsbedingungen und Community-Richtlinien einzuhalten. Wenn Sie etwas als missbräuchlich empfinden oder etwas nicht unseren Bedingungen oder Richtlinien entspricht, kennzeichnen Sie es bitte als unangemessen.