OBRAZY SATELITARNE NOAA W BADANIACH ŚRODOWISKA GEOGRAFICZNEGO POLSKI I BAŁTYKU

Transkrypt

1 OBRAZY SATELITARNE NOAA W BADANIACH ŚRODOWISKA GEOGRAFICZNEGO POLSKI I BAŁTYKU Romana Adamczyk Paulina Grzelak Studenckie Koło Eksploracyjno-Naukowe NOCEK Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski Opiekun naukowy: mgr A. Widawski Opiekun koła: prof. dr hab. L. Teper 1. STRESZCZENIE Poruszana w artykule tematyka dotyczy kwestii wykorzystania obrazów satelitarnych, z satelitów okołobiegunowych NOAA (North Oceanic and Atmospheric Administration), w badaniach przestrzennego rozkładu temperatury na obszarze Polski i Bałtyku. Jako przykład zobrazowania, na zdjęciach satelitarnych, termiki powierzchni lądowych LST (Land Surface Temperature), zaprezentowano występujące w Tatrach zjawisko piętrowości i inwersji termicznej oraz, obserwowane w aglomeracjach miejskich tzw. zjawisko miejskiej wyspy ciepła. Z kolei zróżnicowanie termiczne przypowierzchniowych warstw wody SST (Sea Surface Temperature) pokazano na przykładzie upwellingu, widocznego z satelitów w polskiej strefie przybrzeżnej akwenu bałtyckiego. W zakresie tematyki artykułu znalazł się też problem detekcji przy zastosowaniu cyfrowej informacji satelitarnej, pokrywy śnieżnej na obszarze Polski. 2. WPROWADZENIE Pierwszy satelita okołobiegunowy systemu NOAA ITOS 2 zaczął funkcjonować na orbicie okołoziemskiej w styczniu 1970 roku. Z założenia był to satelita meteorologiczny, którego aparatura pokładowa (dwukanałowy radiometr SR) miała rejestrować obrazy stanów atmosfery (Stachlewski, Zubek 1985). Generowane, na podstawie danych z poszczególnych transmisji ITOS-a 2, zdjęcia satelitarne ukazywały rzeczywisty rozkład promieniowania atmosfery w zakresie widzialnym i podczerwonym. Widoczne na nich struktury zachmurzenia dostarczały cennych informacji o procesach zachodzących w troposferze, nierozpoznawalnych na mapach synoptycznych. Przesyłane przez satelitę informacje wykorzystywano także w identyfikacji frontów i cyklonów (niżów atmosferycznych).

2 Wkrótce, po uruchomieniu ITOS-a 2, na orbicie okołoziemskiej zaczęły pojawiać się kolejne satelity okołobiegunowe, administrowane przez Krajowy Urząd do Spraw Mórz i Atmosfery USA (Stachlewski, Zubek 1985), w skrócie NOAA. Instalowana na nich aparatura pokładowa była coraz bardziej zaawansowana technicznie. Znacznie zwiększyła się rozdzielczość uzyskiwanych obrazów radiometrycznych oraz czułość radiometrów (rozdzielczość termiczna) pracujących w podczerwonym pasie widma. Szybko okazało się też, że możliwości wykorzystania satelitów NOAA są większe niż pierwotnie przypuszczano i znacznie wykraczają poza obszar meteorologii i klimatologii. Dzięki zastosowaniu korekcji wpływu atmosfery na temperaturę radiacyjną i albedo powierzchni Ziemi, przesyłane obrazy przestały być narzędziem stosowanym wyłącznie w operacyjnej służbie pogody, ale stały się użyteczne w poznawaniu środowiska geograficznego Ziemi. 3. ZASTOSOWANIE INFORMACJI SATELITARNEJ W BADANIACH PRZESTRZENNEGO ROZKŁADU TEMPERATURY Aparatura pokładowa satelitów NOAA (radiometr AVHRR) rejestruje promieniowanie elektromagnetyczne w pięciu zakresach długości fali, spośród których tylko trzy najlepiej nadają się do badań temperatury radiacyjnej. Są to zakresy, w których dokonywany jest pomiar promieniowania w podczerwonym pasie widma (kanały 3, 4 i 5). Jego źródłem są ciała o temperaturze wyższej od 0K. Im wyższa temperatura cechuje dane ciało, tym więcej wysyła ono promieniowania, krótsze są także emitowane fale (prawo Plancka). Pomiar promieniowania długofalowego, emitowanego przez powierzchnię Ziemi, możliwy jest jedynie podczas bezchmurnego stanu atmosfery nad badanym obszarem. Rejestrowana wtedy radiacja podlega konwersji na temperaturę wg wcześniej określonego współczynnika emisji, który dla powierzchni wodnych wynosi 1,0, a dla lądowych 0,97. Fale elektromagnetyczne w zakresie podczerwieni podlegają w pewnym stopniu absorpcji i rozproszeniu przechodząc przez atmosferę, nawet wtedy, gdy nie ma pokrywy chmurowej. Dlatego otrzymane pole temperatury może znacznie odbiegać od wartości rzeczywistych (wartości są zaniżane). Zaleca się zatem przeprowadzanie każdorazowo korekcji wpływu atmosfery, stosując na przykład tzw. metodę split window, wykorzystującą do obliczeń dwie formuły: T 45 T 4 2,702( T 4 T5) 0,582 (2.1) T345 3,175 0,429T 3 0,571T 4 2,127( T 4 T5) 0,012T 5 (2.2) gdzie: T45 temperatura obliczona z dwóch kanałów T345 temperatura obliczona z trzech kanałów T3, T4, T5 temperatury radiacyjne w kanałach 3, 4 i 5.

3 Formuła (2.2) może być stosowana wyłącznie w nocy, gdyż podczas dnia, oprócz promieniowania wysyłanego przez powierzchnię Ziemi, występuje również promieniowanie słoneczne od niej odbite. Kolejne transmisje z satelitów systemu NOAA dostarczają informacji o rozkładzie temperatury radiacyjnej na powierzchni Ziemi w rozdzielczości około 1 km. Oznacza to, że uzyskane na zdjęciu satelitarnym pole temperatury składa się z uśrednionych wartości promieniowania podczerwonego dla określonej liczby pikseli, przy czym każdy piksel odpowiada powierzchni około 100 ha. Jest to główna zaleta obrazów satelitarnych, które najlepiej, spośród dostępnych metod badań przestrzennego rozkładu temperatury, oddają charakter zjawiska. 3.1 Termika powierzchni lądowych LST (Land Surface Temperature) Analiza przetworzonych obrazów satelitarnych (określony współczynnik emisyjności, korekcja wpływu atmosfery) z kanałów 3, 4 i 5 może być wykorzystywana w badaniu wielu zjawisk, związanych z przestrzennym rozkładem temperatury radiacyjnej powierzchni lądu na obszarze Polski. Na zdjęciach uwidaczniają się zaburzenia w polu temperatury, o rozmiarach przekraczających 100 ha tyle wynosi rozdzielczość radiometru w punkcie podsatelitarnym. Jednym z takich zaburzeń są anomalie o charakterze punktowym, towarzyszące większym aglomeracjom miejskim (Rys. 1.). C 31,0 29,4 27,0 24,5 21,4 18,9 15,6 13,0 9,8 5,7 Rys. 1. Satelitarny obraz obszaru Polski w zakresie promieniowania podczerwonego z satelity NOAA 16, r., godz Zdjęcie nie zostało poddane korekcji geometrycznej. Określa się je terminem tzw. miejskich wysp ciepła. Obecność tego zjawiska została potwierdzona poprzez naziemne pomiary temperatury powietrza w terenie zabudowanym i poza nim.

4 Pojawianie się dodatniej anomalii termicznej na terenach miejskich jest bezpośrednio związane z charakterem powierzchni czynnej obszarów zurbanizowanych. Substancje, które ją tworzą np. beton, asfalt, bruk, papa, czy dachówka, mają tak różnorodne cechy fizyczne, że nie można porównać zachodzących tam procesów energetycznych, z jakąkolwiek powierzchnią naturalną. Efektem są znacznie wyższe wartości temperatury radiacyjnej, co wynika ze stosunkowo niskiego albeda i pojemności cieplnej materiałów tworzących zabudowę miejską (Tamulewicz, 1997). Zjawisko miejskiej wyspy ciepła wiąże się również z termicznym zanieczyszczaniem atmosfery, czyli emisją ciepła antropogenicznego. Jest ono wyzwalane, głównie w chłodnej porze roku, podczas spalania surowców energetycznych. Charakterystyczny rozkład temperatury radiacyjnej na zdjęciach w podczerwieni można zauważyć też na terenie najwyższego masywu górskiego w Polsce masywu tatrzańskiego. Widoczna na obszarze Tatr piętrowość termiczna jest cechą przypowierzchniowej warstwy powietrza. Ogólnie przyjmuje się, że temperatura powietrza w górach jest funkcją wysokości, ekspozycji i ukształtowania terenu (Trepińska, 2002). Najczęściej notuje się spadek temperatury wraz z wysokością (Rys. 2.). C 33,7 32,4 30,7 29,4 27,5 25,5 23,5 21,9 19,6 16 Rys. 2. Satelitarny obraz masywu tatrzańskiego w zakresie podczerwieni z satelity NOAA 14, r., godz Widoczna jest piętrowość termiczna, spadek temperatury wraz z wysokością. Zdjęcie nie zostało poddane korekcji geometrycznej. Gradienty termiczne mieszczą się wtedy zwykle w granicach od 0,1 do 1,0 C na 100 m wzrostu wysokości. Dobowy cykl termiki w obszarach górskich silnie wpływa jednak na stan równowagi

5 atmosfery i zdarza się, że wartości gradientów temperatury kształtują się na poziomie ujemnym. Można wówczas zaobserwować wzrost temperatury wraz z wysokością (Rys. 3.). Taki stan określa się mianem inwersji termicznej. C 1,4 0,1-1,2-2,7-4,1-5,6-7,2-8,3-10,0-12,0 Rys. 3. Satelitarny obraz masywu tatrzańskiego w zakresie podczerwieni z satelity NOAA 14, r. godz Inwersja termiczna. Zdjęcie nie zostało poddane korekcji geometrycznej. 3.2 Termika powierzchni wodnych SST (Sea Surface Temperature) Wykorzystanie informacji satelitarnej w badaniach termiki zbiorników wodnych jest możliwe jedynie, gdy obserwowany akwen ma średnicę przekraczającą 3 km. Można wtedy zdefiniować przynajmniej jeden piksel obrazu satelitarnego, który z pewnością należeć będzie do wody w danym zbiorniku Przetworzone obrazy z satelitów NOAA (określony współczynnik emisyjności, korekcja wpływu atmosfery) pozwalają na wykonywanie analiz bezwzględnej temperatury wody z dokładnością do 0,5 C. Wartości temperatury względnej przypowierzchniowej warstwy wody zobrazowane są na zdjęciach z dokładnością do 0,1 C (Struzik, Widawski 2000). W lecie dobrze widoczne jest na obrazach satelitarnych, w polskiej części akwenu bałtyckiego, zjawisko upwellingu (Rys. 4.). Upwelling to prąd oddolny, pionowy wstępujący,

6 C 23,4 20,1 17,5 15,6 12,2 8,9 5,5 3,5-0,9-10,7 Rys. 4. Satelitarny obraz akwenu bałtyckiego w zakresie podczerwieni z satelity NOAA 15. Widoczne zjawisko upwellingu w okolicach Łeby. Zdjęcie nie zostało poddane korekcji geometrycznej. wywołany działaniem wiatru. Zgodnie z teorią dryfu wiatrowego Ekmana, główną przyczyną powstawania zjawiska, jest równoległy do brzegu wiatr wiejący na obszarze polskiego wybrzeża z sektora wschodniego (Urbański, 1995). Latem Bałtyk posiada charakterystyczne uwarstwienie termiczne. Polega ono na powstawaniu wyraźnej termokliny na głębokości od 15 do 30 m, oddzielającej warstwy wody o różnicy temperatury dochodzącej do 10 C. Kiedy pojawia się zjawisko upwellingu, termoklina zostaje podniesiona w kierunku powierzchni, czego efektem jest spadek temperatury w przypowierzchniowej warstwie wody rzędu kilku stopni (Urbański, 1995). Zjawisko upwellingu występuje wzdłuż prawie całego wybrzeża Bałtyku. Najczęściej pojawia się w okolicach Łeby (wypływ chłodniejszych wód ma miejsce, gdzie izobaty są równoległe do brzegu), Kołobrzegu i Helu. Upwelling nie występuje w zatokach Pomorskiej i Gdańskiej. 4. OBRAZY SATELITARNE W BADANIACH ZASIĘGU POKRYWY ŚNIEŻNEJ W badaniach pokrywy śnieżnej na obszarze Polski można wykorzystać obrazy satelitarne w kanałach widzialnych VIS oraz w tzw. kanale mieszanym. Interpretacja zdjęć w zakresie promieniowania widzialnego polega na ocenie wartości, jakie przyjmuje albedo. Dla powierzchni nie pokrytej śniegiem i lodem zawiera się ono w granicach od kilku procent dla powierzchni wody do około 20 25% dla terenów rolniczych i łąk. W przypadku pojawienia się pokrywy śnieżnej lub

7 lodowej albedo wzrasta do wartości 20 75% (Struzik, Widawski 2000). Metoda ta jest skuteczna w określaniu przestrzennego zasięgu obszarów pokrytych śniegiem i lodem wyłącznie podczas bezchmurnego stanu atmosfery nad badanym terenem. Często zdarza się jednak, że na zdjęciach wykorzystywanych w analizach, występuje pokrywa chmurowa. Niestety, jej albedo jest zbliżone do wartości albeda, które charakteryzuje pokrywę śnieżną i lodową. Nie wyklucza to obrazu z badań, jeżeli zastosuje się odpowiedni test chmurowy. Testy chmurowe wykorzystują zarówno promieniowanie widzialne, jak i podczerwone, ale najlepszym do tego celu narzędziem wydaje się być kanał 3 mieszany. Pozwala on rozróżnić obszary chmur zbudowanych z kropelek wody, które intensywnie odbijają światło, od kryształków lodu, silniej pochłaniających promieniowanie. Dobrym testem chmurowym, mogą być również kompozycje barwne RGB wybranych kanałów spektralnych, np. kanałów widzialnych i kanału mieszanego. Powierzchnie pokryte śniegiem przybierają na nich barwę żółtą, natomiast chmury widoczne są na zdjęciu w kolorach od bieli do błękitu (Rys. 5.). Najlepsze efekty uzyskuje się na kompozycjach obrazów, generowanych z transmisji satelitów NOAA 15, 16 i 17. Posiadany przez nie kanał 3 rozbity jest na dwa zakresy długości fali: kanał 3A (1,158-1,164µm) i kanał 3B (3,55-3,93µm). Rys. 5. Kompozycja barwna RGB kanałów 1, 2 i 3. Zdjęcie nie zostało poddane korekcji geometrycznej. Transmisja z satelity NOAA 16, , godz

8 5. PODSUMOWANIE Typowymi satelitami środowiskowymi, których transmisje najczęściej wykorzystywane są w badaniach środowiska geograficznego Ziemi, są satelity typu Landsat, czy francuski SPOT. Rozdzielczość przesyłanych obrazów jest tu bardzo wysoka, rzędu kilku metrów, lecz ich czas repetycji kształtuje się od 16 do 24 dni. Badania, takie jak prezentowana analiza rozkładu temperatury na różnych powierzchniach, czy detekcja pokrywy śnieżnej wymagają większej powtarzalności. Potrzebne są obrazy wybranego obszaru Ziemi, w bezchmurnych warunkach, co najmniej z kilku transmisji w ciągu miesiąca. Dlatego amerykańskie satelity NOAA, mimo, iż z założenia są satelitami meteorologicznymi, mogą stanowić rozsądny kompromis między rozdzielczością zdjęcia a czasem repetycji (Struzik, Widawski 2000). LITERATURA [1] Stachlewski, W., Zubek, A. (1985). Satelitarne badania Ziemi. PWN, Warszawa. [2] Struzik, P., Widawski, A. (2000). Metody badań środowiska przyrodniczego regionu górnośląskiego przy zastosowaniu informacji satelitarnej ze stacji NOAA HRPT. Środowisko przyrodnicze regionu górnośląskiego stan poznania, zagrożenia i ochrona. Wyd. UŚ, Katowice. [3] Tamulewicz, J. (1997). Pogoda i klimat Ziemi. Wielka Encyklopedia Geografii Świata t.v. Wyd. Kurpisz, Poznań. [4] Trepińska, J. (2002). Górskie klimaty. Wyd. IGiGP Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków. [5] Urbański, J. (1995). Upwellingi polskiego wybrzeża Bałtyku. Przegląd Geofizyczny XL z. 2.