Geodezyjne misje
satelitarne
Adamczyk Małgorzata
Mąka Paula
Kraków, 28.04.2015
Rodzaje misji satelitarnych
CHAMP - niemiecki satelita geonaukowy, wystrzelony w 2000 r.
Został umieszczony na niskiej orbicie okołoziemskiej
o początkowej średniej wysokości lotu 452 km.
Przelatywał nad biegunami.
Główne cele misji CHAMP:
• Prowadzenie pomiarów pola grawitacyjnego Ziemi
• Prowadzenie obserwacji atmosfery/jonosfery
• Prowadzenie pomiarów pola magnetycznego Ziemi
• badanie struktury i zjawisk dynamicznych zachodzących w
skorupie ziemskiej
• monitorowanie cyrkulacji oceanów i zmiany poziomu morza
• badanie pionowych warstw powietrznej powłoki Ziemi
• badanie struktury i zjawisk dynamicznych
Dane techniczne satelity CHAMP
• Masa całkowita: 522 kg (przy starcie)
• Wysokość: 750 mm
• Długość (z 4044 mm długości belki): 8333 mm
• Szerokość: 1621 mm
Do instrumentów zainstalowanych na satelicie
należały
• nowej generacji odbiorniki GPS i star sensors służące do
ciągłego śledzenia orbity i jej zaburzeń oraz akcelerator o
wysokiej dokładności do pomiaru przyspieszenia sił
powierzchniowych
• wysokiej dokładności magnetometr mierzący trzy składowe pola
magnetycznego instrumentu
• sensory gromadzące informacje na temat parametrów
charakteryzujących stan i dynamikę atmosfery i jonosfery
GOCE
Klimatologiczny i geofizyczny satelita Europejskiej Agencji
Kosmicznej
ESA mający
na
celu
badanie pola
grawitacyjnego Ziemi i cyrkulacji wody w oceanach w
stanie spoczynku.
Cele misji
Do zadań satelity należało:
• dostarczenie danych niezbędnych do zbudowania globalnych i
regionalnych modeli ziemskiego pola siły ciężkości oraz
geoidy
,
• pozyskanie danych poszerzających wiedzę w zakresie: cyrkulacji
oceanicznej, fizyki wnętrza Ziemi, geodezji
i miernictwa, zmian poziomu morza.
Instrumenty pomiarowe
Instrumenty pomiarowe
• satellite gravity gradient (SGG) - Gradientometr do pomiaru
gradientów przyspieszenia, dzięki któremu można uzyskać
średnio i krótkofalowy zakres widma pola siły ciężkości
• satellite-to-satellite (high-low) tracking (hl-SST) -
odbiornik GPS/GLONASS do precyzyjnego wyznaczenia pozycji
satelity, dzięki któremu uzyskuje się długofalowy zakres widma
pola siły ciężkości.
Podstawowe założenia GOCE :
1. Zapewnienie dużej dokładności i rozdzielczości modelu geoidy
(lepszej niż 70 km) poprzez wyznaczenie współczynników
harmonicznych sferycznych w rozwinięcia potencjału ciężkości w
szereg funkcji kulistych aż do 300 stopnia.
2. Satelita oraz system czujników stanowią jedno urządzenie do
pomiaru ciężkości – głównym czujnikiem jest sam satelita.
3. Otrzymanie wysokiej dokładności i rozdzielczości modelu poprzez:
• Ciągłe wyznaczanie trójwymiarowej pozycji satelity, wybór
wyjątkowo niskiej wysokości orbity, by zwiększyć wpływ
grawitacji,
• Ciągła kompensacja wpływu sił nie-grawitacyjnych jak opór
atmosfery i ciśnienie światła słonecznego,
• Użycie gradiometru w celu zwiększenia dokładności pomiaru siły
ciężkości.
GRACE
Cel misji
• Zbadanie globalnej cyrkulacji oceanów
• Zbadanie rozkładu ziemskiego pola grawitacyjnego
• Zebranie danych z zakresu klimatologii
• Śledzenie ruchu wody na i pod powierzchnią Ziemi
• Śledzenie zmian pokrywy lodowej oraz w
globalnym poziomem morza
• Śledzenia zmian w strukturze warstw ziemi
Dane techniczne
Rozmiar: 1,942 m szer. ; 3,123 m dł 0,72 m wys.
Masa: 487 kg
Zasilanie: Cztery panele krzemowe ogniwa słoneczne zamontowane
na górze i z boku satelity
Baterie: 10 niklowo-wodorowe ogniwa zapewnia do 16 godzin pracy
wzmacniaczy o mocy 28 V
Wysokość orbity: 500 km (311 km)
Orbita nachylona do równika Ziemi: 89 stopni (prawie polarny)
Odległość miedzy satelitami: 220 km +/- 50 km
Instrumenty pomiarowe
• wysokościomierzy interferometrii radarowej satelitarnej i
cyfrowej terenu
• Global Positioning System (GPS)
• atmospheric limb sounder
Misja będzie używać systemu w zakresie mikrofal do dokładnego
pomiaru zmiany prędkości odległości między dwoma
identycznymi statku kosmicznego latania w polarnym orbicie
około 220 km (137 mil) od siebie, 500 km (311 mil) nad Ziemią.
System jest tak czuły, że może wykryć zmiany separacji tak małe
jak 10 mikronów na dystansie 220 kilometrów
GRACE: monitorowanie cyklów
hydrologicznych dorzecza Amazonki
✓ Szacowanie zasobów
wodnych
✓ Ocena, modelowanie i
przewidywanie przepływów
wodnych – obiegu pary
wodnej, osadu rzecznego,
spływów i odpływów rzek
✓ Monitorowanie zasobów w
warstwie wodonośnej
Bilans masy lodu i zmiany topografii
lądolodu na Antarktydzie
Lądolód powstaje, gdy kolejne warstwy padającego na lądzie
śniegu ulegają ściśnięciu i zamianie w lód, stopniowo formując
system powiązanych ze sobą lodowców, a ostatecznie
gigantyczną lodową kopułę. Masa lądolodu jest na tyle duża, że
wskutek wysokiego ciśnienia lód w dolnej części nabiera
plastyczności i zaczyna pod wpływem grawitacji spływać w dół.
W efekcie kopuła lądolodu jest w ciągłym ruchu i drenowana jest
przez liczne lodowe "rzeki" – strumienie lodowe – które, wciskając
się w obniżenia, formują na obrzeżach szerokie jęzory.
Rysunek. Uproszczony schemat lądolodu: w centrum trwa akumulacja
śniegu, lód „rozpływa się” w stronę obrzeży. W strefie lodowców
szelfowych zachodzi topnienie lodu odrywanie się gór lodowych.
Jęzory lodowców spływają aż do oceanu i dopiero tam, w
kontakcie z wodą topnieją lub „cielą się” - odrywają się od nich
góry lodowe. Aby lodowiec miał stały rozmiar, masa zasilających
go opadów śniegu musi być równa masie traconej w wyniku
topnienia i cielenia się. Ponieważ straty masy zachodzą przede
wszystkim na brzegach lodowca, tempo utraty lodu silnie zależy
od prędkości spływu lodowca.
Lodowce szelfowe działają jak korki spowalniające spływanie
lodowców do oceanu. Jeśli lodowiec szelfowy maleje,
podtrzymywany przez niego lodowiec w głębi lądu może szybciej
zsuwać się do oceanu a tym samym tracić masę szybciej, niż ją
zyskuje. Sytuację taką określa się jako „ujemny bilans masy”
i prowadzi ona bezpośrednio do wzrostu poziomu morza.
Ocenia się, że lodowce szelfowe są najważniejszym czynnikiem
wpływającym na stabilność lądolodu Antarktydy. Są też jego
najbardziej wrażliwym elementem, ponieważ znajdują się w
oceanie. To nie coraz cieplejsze powietrze przyczynia się w
największym stopniu do utraty masy lądolodu, lecz wody coraz
cieplejszego oceanu.
Rysunek. Antarktyczny
lodowiec szelfowy.
Rysunek. Antarktyka: wysokość terenu nad poziomem morza. Wszystkie
zaznaczone na niebiesko obszary znajdują się poniżej poziomu morza.
Oznacza to, że wody oceanu mogą roztapiać od spodu znaczną
część lądolodu. W rezultacie cofa się tak zwana linia
gruntowania,
czyli
granica
pomiędzy
częścią
lodowca
spoczywającą na dnie morza i jego pływającą częścią. W
trwających od tysiącleci stabilnych warunkach klimatycznych
linia gruntowania lodowców szelfowych miała tendencję do
stabilizowania się na grzbietach podmorskich. Przykładem takiej
sytuacji są lodowce na Morzu Amundsena, takie jak Pine Island
lub Thwaites, dwa z pięciu największych na Antarktydzie.
Krawędź lodowców znajduje się na płytkich wodach, dalej są one
oparte na głębokim nawet na 2000 metrów dnie oceanicznym.
Rysunek. Głębokość Morza
Amundsena. Krawędź lodowca
(brązowa linia, ocean jest w lewej
dolnej części mapy) przebiega po
wyspach i płytkich obszarach
morza
Opadające w stronę kontynentu stoki występujące wokół Antarktydy
są skutkiem nacisku izostatycznego lądolodu, który swoją masą
wcisnął skorupę ziemską głębiej w płaszcz Ziemi oraz erozji
lodowcowej, która przez miliony lat powodowała zdzieranie
wierzchnich warstw skalnych. Tu warto wspomnieć, że masa lodu
tak silnie wcisnęła kontynent Antarktydy w głąb skorupy
ziemskiej, że ponad 40% powierzchni lądolodu spoczywa poniżej
poziomu morza – Antarktyda można więc postrzegać raczej nie
jako kontynent, lecz archipelag wysp.
Rysunek. Ilustracja stabilności
lodowców Zachdzniej
Antarktydy na przykładzie
lodowca Thwaites. Jego spód
spoczywa na głębokim dnie
oceanicznym, obniżającym się w
stronę kontynentu i głównej
masy lodowca. Na górnym
rysunku pokazana jest sytuacja
sprzed wzrostu temperatury.
Przyrost masy z opadów (q) jest
zbilansowany utratą masy na
krawędzi. Na dolnym rysunku
pokazana jest sytuacja po
wzroście temperatury i stopieniu
stykającej się z oceanem części
lodowca – w związku ze
zmniejszeniem się powierzchni
lodowca zmniejsza się przyrost
masy, a z powodu znalezienia się
na głębszej wodzie zwiększa się
utrata masy. Lodowiec staje się
niestabilny.
Rozpad samych lodowców Pine Island i Thwaites z Morza
Amundsena, spoczywających na opadającym w stronę
kontynentu dnie oceanu podniósłby poziom oceanów o ok.
1,2 m. Analizy utraty masy przez lodowce Morza Amundsena
pokazują, że w ostatnich 10 latach tempo utraty masy wzrosło
trzykrotnie.
Rysunek . Utrata masy
przez lodowce Morza
Amundsena w
miliardach ton rocznie,
analizowane różnymi
metodami.
Kolor czarny –
oszacowanie Metodą
Budżetu Masy (MBM -
Mass Budget Method).
Kolor czerwony –
pomiary grawimetryczne
satelitów Grace.
Kolor zielony –
satelitarna altimetria
radarowa wykonana
przez satelity Envisat.
Kolor pomarańczowy –
altimetria laserowa
wykonana przez ICESat.
Podobna topografia dna oceanicznego, nachylonego w stronę kontynentu,
istnieje również na znacznych obszarach Antarktydy Wschodniej, na
których spoczywa lądolód, którego stopienie mogłoby podnieść światowy
poziom morza o 19 metrów. Największa ilość lodu znajduje się w Niecce
Wilkesa, która – jak wiemy z badań paleoklimatycznych – w Plejstocenie,
przy zbliżonych do obecnych stężeniach CO
2
, była znacząco
zredukowana, co oznacza dużą wrażliwość tamtejszego lądolodu na
zmiany temperatury.
Topografia dna lodowca jest bardzo niesprzyjająca stabilności lodowca - linia
gruntowania lodowca leży na płytkich wodach, a dalej w stronę
kontynentu dno obniża się. Jeśli w wyniku podmywania podstawy
lodowca przez ocieplającą się wodę zakotwiczona na płytszych wodach
linia gruntowania przesunie się na większą głębokość, cały spoczywający
w Niecce Wilkesa lodowiec zniknie, podnosząc globalny poziom morza o
3-4 m. Proces roztapiania lodu przy obecnej linii gruntowania potrwa
dość długo – ok. 200 lat lub więcej, zależnie od skali ocieplenia klimatu i
zmian cyrkulacji. Kiedy jednak roztopienie lodu na obecnej linii
gruntowania już nastąpi, to nawet zatrzymanie wzrostu temperatury nie
zapobiegnie całkowitej dezintegracji tego lądolodu.
Wyniki
Zmiana masy lądolodu od GRACE
Wzór przestrzenny trendu zmian masy pochodzące z GRACE, podane w
postaci gęstości powierzchniowej (masy na powierzchni), ujawnia
wyraźne różnice między Wschodem i Zachodem.
Rysunek. Wyniki
analizy GRACE w
latach 2003-2012.
Pytania na kolokwium
1. Wymień minimum 4 instrumenty pomiarowe użyte w
misjach kosmicznych.
2. Scharakteryzuj krótko misje CHAMP, GRACE, GOCE.
Dziękujemy za uwagę
