陳 軍,柯長青,汪永豐

?

南極拉森北部冰架表面物質損失機制探討

陳 軍1,2,柯長青1*,汪永豐2

(1.南京大學地理與海洋科學學院,江蘇 南京 210093；2.安徽建筑大學環(huán)境與能源工程學院,安徽 合肥 230000)

基于解密航片、光學遙感影像以及衛(wèi)星雷達測高數(shù)據(jù),完成一個較長時間序列的拉森A和B冰架的范圍及表面高程變化監(jiān)測.在此基礎上,結合NCEP/NCAR夏季逐月平均氣溫數(shù)據(jù)和GPCP全球降水數(shù)據(jù)這兩種氣象數(shù)據(jù)來探討拉森北部冰架表面物質平衡機制.結果表明:隨著氣溫的升高,拉森A和B冰架自1968年以來總共消失了14 000km2的浮冰.當前,拉森A冰架已經(jīng)完全消失,拉森B冰架僅存2 000km2.伴隨著冰架的持續(xù)崩塌與退縮,拉森北部冰架展現(xiàn)出高程持續(xù)降低的趨勢,而且拉森A冰架的降低速度(-0.45m/a)明顯高于拉森B冰架(-0.09m/a).作為冰架表面物質平衡估算的兩個主要參數(shù),拉森A冰架的夏季平均氣溫從1968年的0.16℃升高到近期的0.84℃;拉森B冰架的夏季平均氣溫從1968年的0.04℃升高到近期的0.66℃.過去幾十年的降水量變化對拉森北部冰架表面物質累積產(chǎn)生的影響很小,反倒是夏季溫暖的降雨進一步加劇該地區(qū)的表面物質負平衡.對于持續(xù)崩塌與退縮型的拉森北部冰架來說,其高程降低除了受到冰架表面冰雪融化與再凝結導致的積雪致密化驅動外,還受到冰架后退導致的背向應力減少,進而導致的冰架物質輸送加快的深刻影響.總之,在全球氣候變暖的背景下,拉森A和B冰架的表面物質體現(xiàn)出越來越明顯的負平衡趨勢.

拉森冰架；遙感；氣候變暖；表面物質平衡

南極冰蓋是全球生態(tài)系統(tǒng)的重要組成部分,它與全球氣候環(huán)境的變化密切相關.南極冰蓋的物質平衡成為未來全球海平面上升預測最主要的參數(shù),此外龐大的南極冰蓋還深刻地影響著地球的輻射平衡[1-2].冰架是海洋、大氣、冰川3者共同作用的冰川系統(tǒng),它是南極冰蓋系統(tǒng)中最活躍的組成部分.因此,南極冰架成為全球氣候變化最為敏感的指示器.

氣候變暖的現(xiàn)象在南北極地區(qū)會被放大[3-4], Vaughan等[5]認為南極半島是全球氣候變暖最明顯的3個區(qū)域之一.Cook等[6]觀察發(fā)現(xiàn)氣溫上升已經(jīng)導致南極半島西部出海冰川的迅速后退以及半島東部冰架的大面積退縮,其中以拉森北部冰架表現(xiàn)最為劇烈[7].Fahnestock等[8]發(fā)現(xiàn)氣溫升高導致了拉森北部冰架融化季節(jié)的延長和融池范圍的擴大,融水對太陽輻射的吸收更為高效,這額外地加劇了區(qū)域的氣溫上升[9].雖然學術界對拉森北部冰架的退縮與消亡的根本驅動因素是大氣變暖還是海洋增溫仍存在爭議,但都普遍認為融水填充冰裂縫是冰架前緣崩塌的最主要驅動機制[10].持續(xù)的崩塌與退縮使得拉森北部冰架的形態(tài)極不穩(wěn)定,因此大部分學者將物質平衡監(jiān)測的重點集中在面積更廣、形態(tài)更穩(wěn)的拉森南部冰架[11].然而正因其物質的劇烈損失,才使得拉森北部冰架能夠為評估氣候變暖對冰架物質平衡的影響提供絕佳的實地驗證機會,因此拉森A和B冰架被確定為研究區(qū).

由于惡劣的自然環(huán)境,使得南極成為全球氣候環(huán)境研究最匱乏的區(qū)域,而遙感技術能夠以更低的成本克服惡劣自然環(huán)境所帶來的局限.此外,該技術還具有大空間尺度、長時間序列以及能夠連續(xù)觀測等優(yōu)勢.本研究采用多種遙感數(shù)據(jù),包括光學遙感、衛(wèi)星雷達測高數(shù)據(jù),以及氣溫、降水等相關氣象數(shù)據(jù)產(chǎn)品,將冰架物質平衡納入全球氣候變暖這一大背景下,探討其表面物質損失的部分機制,對預測未來南極冰架的命運及南極水資源儲量具有參考價值.

1 研究區(qū)概況

拉森冰架是依附于南極半島東北部邊緣的狹長型、半封閉式浮冰,它自西向東流入Weddell海.冰架西部自南向北依次分布為Wilkins、Bowman、Foyn、OscarⅡ以及Davis海岸[12],以上海岸和南部的赫斯特島以及北部的渴望角將遼闊的浮冰閉合成一個海灣型冰架,即拉森冰架.Seal冰原島峰和Jason半島又分別將拉森冰架由南向北依次分割成拉森C冰架、拉森B冰架和拉森A冰架3個子冰架[13].當前,拉森A冰架已經(jīng)幾乎完全消失,拉森B冰架也僅存部分殘冰[14](圖1).

圖1 研究區(qū)位置示意

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 遙感數(shù)據(jù)及處理過程

監(jiān)測過去50a拉森A和B冰架的范圍變化采用多種光學遙感影像,包括美國海軍飛行的解密航片、MSS/TM/ETM+影像、MODIS影像等.不同類型影像附帶的地理坐標精度差別較大,如美國地質調查局(USGS)提供的南極單幀航片只包含了粗略的經(jīng)緯度信息;MSS影像的地理精度較差,甚至出現(xiàn)像元位置偏移的現(xiàn)象,而后期TM/ETM+影像的坐標精度得到顯著提升(好于±250m);MODIS影像的地理定標精度要明顯高于Landsat系列影像,最高達到了±50m[15].因此,在對光學遙感影像進行地理定標過程中,將2000年的MODIS影像設置為坐標配準的參考影像.在此基礎上,采用圖像匹配與空間配準的算法將不同時期的影像(1968年的解密航片,1978年的MSS影像、1988年的TM/ETM+影像以及2009、2015年的MODIS影像)配準到相同的坐標系之下.最后,運用ArcGIS軟件采用手動數(shù)字化的方法提取不同年份的拉森冰架前緣位置線和陸地線,并利用陸地線與冰架前緣位置線閉合來量算出各個監(jiān)測時期拉森A和B冰架的面積.

拉森A和B冰架表面高程監(jiān)測涉及TOPEX/ Poseidon(T/P)和Envisat Radar Altimeter–2(RA–2)兩種測高數(shù)據(jù),以上測高數(shù)據(jù)可以直接從指定的官網(wǎng)上進行下載,提供的初始數(shù)據(jù)為N1格式文件.此外,European Space Agency (ESA)還提供免費的API高程數(shù)據(jù)批處理程序,通過API可直接將N1格式文件轉換為shape格式.T/P數(shù)據(jù)的有效高程點覆蓋周期為1992~2002年(T/P衛(wèi)星在2002年9月15日進行軌道調整)[16],而RA-2數(shù)據(jù)的有效高程點覆蓋周期為2002~2010年(ENVISAT衛(wèi)星在2010年11月12日進行軌道調整)[17],因此兩種測高數(shù)據(jù)存在重合的時間周期.通過對兩種雷達測高數(shù)據(jù)均覆蓋的2002年6~9月的拉森B冰架的18個重疊點的高程點進行比較測算,確定了研究區(qū)內T/P數(shù)據(jù)(Topex/ Poseidon橢球系統(tǒng))和RA-2數(shù)據(jù)(WGS84/ EGM96橢球系統(tǒng))的高程轉換常數(shù)為-68cm.依附于Seal冰原島峰的拉森A冰架殘留在2002年完全消失,因此拉森A殘留的高程監(jiān)測周期只能設定為1992~2001年.拉森B殘留在經(jīng)歷2002年的巨型裂冰之后,直到現(xiàn)在仍然較為穩(wěn)定,因此通過高程常數(shù)轉換聯(lián)合T/P與RA-2數(shù)據(jù)能夠完成一個較長時間序列(1992~2010年)的高程監(jiān)測.由于拉森冰架的地勢平緩,因此我們分別對拉森A冰架和拉森B冰架不同年份的高程點求出平均值直接定義為各個監(jiān)測周期研究區(qū)的高程.

2.2 氣象數(shù)據(jù)及處理過程

由于拉森冰架缺少固定的氣象觀測站點[18],因此氣溫數(shù)據(jù)主要采用的是美國環(huán)境預報中心(NCEP)與美國大氣研究中心(NCAR)提供的1949年~至今的NCEP/NCAR再分析全球地表逐月平均氣溫數(shù)據(jù).由于南極的降水形式主要是降雪,而雪花容易受大風天氣影響,一旦風速>10m/s,采用雪量計進行的降水量測量將失去科學意義.因此,絕大多數(shù)南極氣象站點記錄的降水量數(shù)據(jù)的精度較低[19].基于這種考慮,拉森冰架降水量數(shù)據(jù)采用全球降水氣候學計劃(GPCP)提供的,聯(lián)合衛(wèi)星降水量數(shù)據(jù)和實地觀測來進行擬和的逐月平均降水量分析數(shù)據(jù)集,該數(shù)據(jù)集提供了1979年~至今、幾乎覆蓋全球的降水數(shù)據(jù)[20].以上兩種氣象數(shù)據(jù)均為分辨率為2.5°×2.5°的全球格網(wǎng)柵格數(shù)據(jù).

監(jiān)測期內拉森A和B冰架每年的范圍線被分別用來與NCEP/NCAR月平均氣溫柵格數(shù)據(jù)進行疊加.需要說明,作為冰架表面物質損失的主要形式,表面融化與前緣崩塌一般發(fā)生在夏季,因此,我們只對最大范圍線內的11、12和次年1、2月的柵格值進行計算,從而獲取1968~2010年拉森A和B冰架的夏季氣溫變化情況(圖4).拉森A冰流域和拉森B冰流域范圍內所有地區(qū),包括上游補給的入口冰川的表面物質累積最終都要通過拉森冰架完成向海洋輸送.因此,要分析拉森冰架的降水量變化,必須將整個流域范圍線與GPCP全球降水量格網(wǎng)柵格數(shù)據(jù)進行疊加進而獲取拉森A冰流域和拉森B冰流域的1979~2010年降水量數(shù)據(jù)(圖7).

3 結果與討論

3.1 拉森A和B冰架表面物質負平衡

采用多種遙感影像監(jiān)測過去50a拉森北部冰架的范圍,1968年采用了7個航線、超過300幀解密航片,而1979年、1988年采用的是Landsat影像.2000年后隨著MODIS影像的發(fā)布,它在極地地區(qū)具有每天重復覆蓋以及具有更高的地理定標精度的優(yōu)勢,因此在2000、2009以及2015年選用MODIS影像來代替Landsat影像(圖2).

圖2 1968~2015年拉森A和B冰架的空間演變

拉森A冰架在1968~1986年期間沒有發(fā)生顯著的范圍變化(圖2a,b),在此期間僅消退了540km2[21].然而從1987年開始,拉森A冰架開始快速地退縮(圖2c)[22],并在1995年1月演變成巨型的裂冰事件.接下來的幾年內,拉森A冰架逐漸消失,它在2000年的面積(僅存270km2)比1989年減少了90%.當前,拉森A冰架幾乎完全消失(圖2e,f).

1960~1990年代,拉森B冰架的穩(wěn)定已經(jīng)超過了30a,它的面積在1970和1980年代甚至出現(xiàn)了輕微擴展的現(xiàn)象(圖2a,b,c).拉森B冰架前緣正常的演變模式在1990年代中期被逐漸打斷.拉森B冰架開始逐步走向消亡的臨界點是1995年1月的崩塌事件,在此次崩塌中共損失了2 320km2的浮冰.在此之后,1998年2~3月的大型崩塌又使其減少了110km2的浮冰[23].冰架前緣持續(xù)性的崩塌與后退最終引發(fā)了2002年2~3月的毀滅性裂冰事件,在此次裂冰中,拉森B冰架減少了超過3 250km2的浮冰.出人意料的是,拉森B冰架的前緣位置在2002年以后卻呈現(xiàn)出趨于穩(wěn)定的現(xiàn)象(圖2e,f),這可能與拉森北部冰架的氣溫在2000年以后出現(xiàn)輕微降溫的趨勢有關(圖4)[24].總之,受困于氣溫的升高,拉森A和B冰架自1968年以來總共消失了14000km2的浮冰(圖3).

基于雷達測高的監(jiān)測結果表明,拉森A和B冰架同時呈現(xiàn)出高程日益降低的趨勢.特別是拉森A殘留的表面高程展現(xiàn)出劇烈的降低趨勢,觀測周期(1992~2001年)內表面高程降低速率為-0.45m/a,而且其高程變化曲線分別在1995和2001年出現(xiàn)兩個明顯的低峰值,與之在時間上對應的是拉森A冰架在1995年1月的崩塌事件以及2001~2002年間殘冰的最終消亡.

圖3 1968~2015年拉森A和B冰架的面積變化趨勢

拉森B殘留的高程下降趨勢顯得較為溫和, 1992~2010年其表面高程的降低幅度為-0.09m/ a.拉森B殘留高程變化曲線在2002~2003年間出現(xiàn)了一個極端的低峰值,這與2002年2~3月的毀滅性裂冰事件存在顯著的時間上的關聯(lián).此外,在1995以及1998年也存在小規(guī)模的低峰值,這在時間上與當時的裂冰事件存在顯著的一一對應關系.與近期的面積變化趨勢一致的是:在2006后拉森B殘留的高程變化也逐漸趨于穩(wěn)定.

3.2 拉森北部冰架持續(xù)變暖

圖4 1968~2010年拉森A和B冰架夏季氣溫變化

南極半島北部氣溫升高的季節(jié)差異性已被廣泛地研究和論證,其主要特征是冬季的氣候變暖最為劇烈,而夏季的氣候變暖卻相對溫和[18].基于NCEP/NCAR數(shù)據(jù)擬合拉森A和B冰架1968~2010年的夏季氣溫變化趨勢,其展現(xiàn)出比較溫和的增溫趨勢.通過觀察圖4發(fā)現(xiàn),在1989、1994和1998年分別出現(xiàn)了3個溫度極高值,而在1991以及1997年出現(xiàn)了2個溫度極低值.拉森A冰架的夏季平均氣溫從1968年的0.16℃升高到近期的0.84℃;拉森B冰架的夏季平均氣溫從1968年的0.04℃升高到近期的0.66℃,拉森A冰架的氣溫上升幅度要高于拉森B冰架.

隨著南極半島氣候變暖的加劇,被認為是冰架存在的氣候極限的一月份0℃等溫線[25]在20世紀末便已往南推移到了Robertson島[26].在此背景下,拉森北部冰架呈現(xiàn)出持續(xù)減薄與快速退縮的趨勢.通過對拉森A和B冰架夏季氣溫變化與冰架持續(xù)退縮的比較分析發(fā)現(xiàn),氣溫的高值與崩塌事件存在顯著的對應關系,如拉森入口(Larsen Inlet)在1987~1989年發(fā)生大型崩塌事件,對應1988~1989年的夏季氣溫的較高值.拉森北部冰架的氣溫變化曲線在1995~1996年出現(xiàn)了第一個氣溫高峰值,直接導致了拉森A冰架在1994年10月~1995年3月期間損失了1640km2的浮冰,而在此期間拉森B更是損失了2320km2的浮冰[27].監(jiān)測期內夏季氣溫最高記錄值出現(xiàn)在1998年,這個極端溫暖的夏季直接促使了拉森A冰架在接下來幾年的完全消失.盡管2006年以來拉森北部冰架還沒有出現(xiàn)過極端溫暖的夏季,但是當前冰架存在的極限線已經(jīng)進一步向南推移到了拉森C冰架北部邊緣[28],這無疑給拉森B冰架未來的穩(wěn)定帶來巨大的不確定性,拉森B冰殘留很可能在下一個極端溫暖的夏季中完全崩塌[29].

2000年以前,兩個冰架的夏季平均氣溫均呈現(xiàn)出持續(xù)的增溫趨勢,擬合的溫度升高曲線也很穩(wěn)健.然而監(jiān)測周期內氣溫變化曲線存在一個顯著的變化拐點:自2000年開始,兩個冰架均出現(xiàn)了輕微的降溫趨勢.而且這種降溫現(xiàn)象也已經(jīng)被其他學者所證實[30](圖4),只是這種局部性的氣溫下降所具有的統(tǒng)計學意義還不十分顯著.近期氣溫下降對拉森B殘留的穩(wěn)定性產(chǎn)生了一定程度的積極影響,主要表現(xiàn)為其表面結構的穩(wěn)定和冰架前緣的輕微擴張[31].

3.3 氣候變暖條件下的拉森A和B冰架表面物質平衡探討

驅動冰架物質平衡的幾個關鍵因素包括:冰架底部及表面物質交換、冰體崩解以及冰物質流動等.

式中:SM是指冰-空氣交換率,主要包括降水、表面融化等;GL是指通過接地線的冰流通量;BM是指冰架與海水的交換率;C是指冰山崩解;I是指冰架密度;S是指冰架的面積;是指冰架減薄導致的厚度差[32].如果以上5個變量總和等于0,則表示冰架的物質基本上達到平衡的狀態(tài).

冰架物質平衡主要分為表面物質平衡及底部物質平衡兩部分(圖5),其中冰架表面物質平衡對氣溫和降水變化都極為敏感[33],這2個氣象條件對冰架表面物質平衡產(chǎn)生的影響表現(xiàn)為:由表面融化導致的物質負平衡以及由積雪累積導致的物質正平衡.

圖5 冰架物質輸送及前緣崩解機制示意

拉森北部冰架的表面高程降低幅度與地理緯度呈現(xiàn)出顯著的負相關關系,而且其氣溫變化趨勢也體現(xiàn)出這種負相關關系(圖4),這證實了拉森北部冰架表面高程降低的主要驅動機制是氣溫升高導致的冰架表面物質融化與再凝結的加劇,這一過程導致的積雪致密化直接推動著冰架表面高程的降低[35-36].雖然監(jiān)測期內南極半島的太陽輻射變化對冰架產(chǎn)生的直接影響很小,但是隨著區(qū)域氣溫的升高,在80年代后期開始拉森北部冰架每年夏季會出現(xiàn)更多的表面融水以及更大的融池范圍[8].表面融水的反照率遠低于冰川和積雪,因此融池的存在使得冰架表面反照率急劇下降.隨著融化季節(jié)的延長和融池范圍的擴大使得拉森北部冰架總體的表面反照率出現(xiàn)顯著的下降,最終導致冰架吸收了更多的太陽輻射[37].冰架表面反照率/融池之間的相互反饋的機制進一步促使冰架的表面物質損失[38],對整個拉森冰架物質平衡的影響不可忽視.

1992~2010年拉森B冰架的表面高程降低與氣溫升高的相關性很低(圖6),導致這種異常的原因可能與拉森B冰架持續(xù)的崩塌與退縮有關.冰架前緣的后退與消亡使其對上游冰物質產(chǎn)生的背向應力也隨之減弱甚至消失,進而導致物質輸送速度加快,直觀表現(xiàn)為拉森北部冰架表面高程的顯著降低.如前文所述,拉森北部冰架高程變化曲線的幾個顯著波谷(高程低峰值)與冰架崩塌事件在時間上存在一一對應關系,而且還體現(xiàn)出一定的時間滯后性,這額外地佐證了相對于持續(xù)后退型的冰架,其表面高程的降低除了受到融化與再凝結導致的積雪致密化的影響外,還受到冰架持續(xù)后退導致的冰物質損失急劇加大的影響.

圖6 1992~2010年拉森B冰架殘留夏季平均氣溫與表面高程變化對比

季節(jié)性降水對冰架表面物質平衡產(chǎn)生明顯的控制性作用[39],在區(qū)域氣候變暖以及拉森北部冰架夏季融化季節(jié)延長的背景下,降雨成為該區(qū)域夏季降水的主要形式.溫暖的夏季降水進一步加劇了表面積雪的融化,并導致融池范圍的進一步擴大.因此,夏季的降雨反倒會加劇拉森冰架表面物質損失,而不是物質累積[40].相反,在寒冷季節(jié),降水對冰架表面物質正平衡的作用更大,其表面高程受降雪導致的表面物質累積的驅動[41].通過對GPCP降水數(shù)據(jù)的分析發(fā)現(xiàn),過去30a拉森A冰流域的降水量變化正負趨勢不顯著,而拉森B冰流域的降水量出現(xiàn)略微減少的現(xiàn)象(圖7).總體上,相對于溫度上升,拉森北部冰架的降水量變化對表面物質平衡起的影響相對較小.

冰架作為大氣、海洋以及冰川共同作用的系統(tǒng),其物質平衡除了受表面融化、降水、崩塌等表面物質交換的影響之外,還受到底部融化與凝結、通過接地線的冰流通量等的底部物質交換的顯著作用.由于缺失深海水溫數(shù)據(jù)以及冰架內部物理、化學形態(tài)數(shù)據(jù),對冰架厚度的測算需要極其復雜的建模過程.因此,本研究未將冰架底部物質平衡納入詳細的分析范疇,對預測整個南極冰架未來的前途受限較大.此外,冰架前緣的幾何特征、冰架表面結構以及冰架應力場等因素都控制著冰架生存的極限.隨著拉森北部冰架物質輸送系統(tǒng)的物理關聯(lián)、表面輻射平衡以及Weddell海海水成分平衡等相繼被打破,這大大增加了拉森A冰架和拉森B冰架未來的不確定性,希望在以后的研究中補充更多的數(shù)據(jù)、進行更加深入物質平衡機制研究.

4 結論

4.1 自1980年代以來拉森北部冰架進入了持續(xù)崩塌與退縮的模式.同時冰架高程也展現(xiàn)出持續(xù)降低的趨勢.總之,拉森A和B冰架的表面物質呈現(xiàn)出持續(xù)的負平衡趨勢.

4.2 監(jiān)測期內拉森北部冰架的氣溫持續(xù)升高,但降水量變化趨勢卻不明顯.因此相對于降水量變化,氣溫升高對拉森A和B冰架的表面物質平衡產(chǎn)生的影響更大.

4.3 相對于持續(xù)崩塌與后退型的拉森北部冰架來說,其表面物質平衡除了受到氣溫、降水等氣象因素的控制外,還受到冰架后退導致的背向應力減少而促使的冰架物質輸送加快的深刻影響.

[1] King J C, Turner J. Antarctic meteorology and climatology [M]. Cambridge University Press, 2007:409.

[2] 王星東,李新武,梁 雷.南極冰蓋凍融的時空分析[J]. 中國環(huán)境科學, 2014,34(5):1303-1309.

[3] Sergienko O. Surface melting on ice shelves and icebergs [D]. Chicago: University of Chicago, 2005.

[4] 朱根海,大谷修司,扈傳昱,等.全球氣候變化對南極淡水藻類的影響[J]. 中國環(huán)境科學, 2010,30(3):400-404.

[5] Vaughan D G, Marshall G J, Connolley W M, et al. Recent Rapid Regional Climate Warming on the Antarctic Peninsula [J]. Climatic change, 2003,60(3):243-274.

[6] Cook A J, Fox A J, Vaughan D G, et al. Retreating glacier fronts on the Antarctic Peninsula over the past half-century [J]. Science, 2005,308(5721):541-544.

[7] Overpeck J, Hughen K, Hardy D, et al. Arctic environmental change of the Last Four Centuries [J]. Science, 1997,278(5341): 1251-1256.

[8] Fahnestock M A, Abdalati W, Shuman C A. Long melt seasons on ice shelves of the Antarctic Peninsula: an analysis using satellite-based microwave emission measurements [J]. Annals of Glaciology, 2002,34(1):127-133.

[9] Brocq A M L, Ross N, Griggs J A, et al. Evidence from ice shelves for channelized meltwater flow beneath the Antarctic Ice Sheet [J]. Nature Geoscience, 2013,6(11):945-948.

[10] Scambos T, Fricker H A, Liu C C, et al. Ice shelf disintegration by plate bending and hydro-fracture: Satellite observations and model results of the 2008 Wilkins ice shelf break-ups [J]. Earth & Planetary Science Letters, 2009,280(1–4):51-60.

[11] De Angelis H, Skvarca P. Glacier surge after ice shelf collapse [J]. Science (New York, N. Y.), 2003,299(5612):1560-1562.

[12] Ferrigno J G. Coastal-Change and Glaciological Map of the Larsen Ice Shelf Area, Antarctica: 1940~2005 [R]. U.S. geological Survey, 2010.

[13] Vaughan D G. Recent Trends in Melting Conditions on the Antarctic Peninsula and Their Implications for Ice-sheet Mass Balance and Sea Level [J]. Arctic Antarctic & Alpine Research, 2006,38(1):147-152.

[14] Scambos T A, Bohlander J A, Shuman C A, et al. Glacier acceleration and thinning after ice shelf collapse in the Larsen B embayment, Antarctica [J]. Geophysical Research Letters, 2004, 31(18):1-4.

[15] Wolfe R E, Nishihama M, Fleig A J, et al. Achieving sub-pixel geolocation accuracy in support of MODIS land science [J]. Remote Sensing of Environment, 2002,83(1):31-49.

[16] Zheng J J, Ke C Q, Shao Z D, et al. Monitoring changes in the water volume of Hulun Lake by integrating satellite altimetry data and Landsat images between 1992 and 2010 [J]. Journal of Applied Remote Sensing, 2016,10(1):1-14.

[17] 寇 程.基于衛(wèi)星雷達測高數(shù)據(jù)的冰川物質平衡研究 [D]. 南京:南京大學, 2014.

[18] Turner J, Colwell S R, Marshall G J, et al. Antarctic climate change during the last 50years [J]. International Journal of Climatology, 2005,25(3):279-294.

[19] Turner J, Lachlancope T, Colwell S, et al. A positive trend in western Antarctic Peninsula precipitation over the last 50years reflecting regional and Antarctic-wide atmospheric circulation changes [J]. Annals of Glaciology, 2005,41(1):85-91.

[20] Smith T M, Yin X, Gruber A. Variations in annual global precipitation (1979~2004), based on the Global Precipitation Climatology Project 2.5° analysis [J]. Geophysical Research Letters, 2006,33(6):1-4.

[21] Skvarca P. Fast recession of the northern Larsen Ice Shelf monitored by space images [J]. Annals of Glaciology, 1993,17: 317-321.

[22] Cook A J, Vaughan D G. Overview of areal changes of the ice shelves on the Antarctic Peninsula over the past 50years [J]. The Cryosphere, 2010,4(1):77-98.

[23] Skvarca P, Rack W, Rott H. 34year satellite time series to monitor characteristics, extent and dynamics of Larsen B Ice Shelf, Antarctic Peninsula [J]. Annals of Glaciology, 1999,29(29):255- 260.

[24] Macgregor J A, Catania G A, Markowski M S, et al. Widespread rifting and retreat of ice-shelf margins in the eastern Amundsen Sea Embayment between 1972 and 2011 [J]. Journal of Glaciology, 2012,58(58):458-466.

[25] Mercer J H. West Antarctic ice sheet and CO2greenhouse effect: a threat of disaster [J]. Nature, 1978,271(5643):321-325.

[26] Skvarca P. Changes and surface features of the Larsen Ice Shelf, Antarctica, derived from Landsat and Kosmos mosaics [J]. Annals of Glaciology, 1994,20(1):6-12.

[27] Skvarca P, Rack W, Rott H, et al. Climatic trend and the retreat and disintegration of ice shelves on the Antarctic Peninsula: an overview [J]. Polar Research, 1999,18(2):151-157.

[28] Morris E M, Vaughan D G. Snow surface temperatures in West Antarctica [J]. Antarctic Science, 1994,6(4):529-535.

[29] Scambos T A, Ross R, Bauer R, et al. Calving and ice-shelf break-up processes investigated by proxy: Antarctic tabular iceberg evolution during northward drift [J]. Journal of Glaciology, 2008,54(54):579-591.

[30] Mcgrath D J, Scambos T A, Rajaram H. The structure and effect of suture zones in the Larsen C Ice Shelf, Antarctica [J]. Journal of Geophysical Research Earth Surface, 2014,119(3):588-602.

[31] Chen J, Ke C Q, Zhou X B, et al. Surface velocity estimations of ice shelves in the northern Antarctic Peninsula derived from MODIS data [J]. Journal of Geographical Sciences, 2016,26(2): 243-256.

[32] Shao Z D, Ke C Q. Spring–summer albedo variations of Antarctic sea ice from 1982 to 2009 [J]. Environmental Research Letters, 2015,10(6):1-12.

[33] Davies B J, Golledge N R, Glasser N F, et al. Modelled glacier response to centennial temperature and precipitation trends on the Antarctic Peninsula [J]. Nature Climate Change, 2014,4(11):993- 998.

[34] Hogg A E, Gudmundsson G H. Impacts of the Larsen-C Ice Shelf calving event [J]. Nature Climate Change, 2017,7:540-542.

[35] Holland P R, Corr H F J, Pritchard H D, et al. The air content of Larsen Ice Shelf [J]. Geophysical Research Letters, 2011,38(10): 415-421.

[36] Fricker H A, Padman L. Thirty years of elevation change on Antarctic Peninsula ice shelves from multimission satellite radar altimetry [J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2012, 117(C2):1-17.

[37] Ke C Q, Zhang R, Liu X, Sea ice albedo variability and trend in the Chukchi Sea based on AVHRR, 1981~2012 [J]. Journal of Applied Remote Sensing, 2014,8(1):1-12.

[38] 章 睿,柯長青,謝紅接,等.2010年夏季北極海冰反照率的觀測研究[J]. 極地研究, 2012,24(3):299-306.

[39] Turner J, Connolley W M, Leonard S, et al. Spatial and temporal variability of net snow accumulation over the Antarctic from ECMWF re-analysis project data [J]. International Journal of Climatology, 2015,19(7):697-724.

[40] Golledge N, Hubbard A, Bradwell T. Influence of seasonality on glacier mass balance, and implications for palaeoclimate reconstructions [J]. Climate Dynamics, 2010,35(5):757-770.

[41] Krinner G, Magand O, Simmonds I, et al. Simulated Antarctic precipitation and surface mass balance at the end of the twentieth and twenty-first centuries [J]. Climate Dynamics, 2007,28(2/3): 215-230.

Study on the surface mass loss mechanism of the northern Larsen ice shelf.

CHEN Jun1,2, KE Chang-qing1*, WANG Yong-feng2

(1.School of Geographic and Oceanographic Sciences, Nanjing University, Nanjing 210093, China；2.School of Environment and Energy Engineering, Anhui University of Architecture, Hefei 230000, China)., 2018,38(3)：1117~1125

In this study, multiple data sets were selected, including declassified aerial photographs, optical remote sensing images and satellite radar altimetry data. A long time-series of monitoring the extent and surface elevation of Larsen A and B Ice Shelf was compiled. On this basis, combined with the two meteorological data of NCEP/NCAR summer monthly mean temperature data and GPCP global precipitation data, then the mass balance mechanism of the north Larsen ice shelf was discussed. The results showed that Larsen A and B ice shelf had already diminished by 14000km2since 1968 in the context of global warming. To date, Larsen A ice shelf has disappeared completely and Larsen B ice shelf remains an area of 2000km2only. Along with continuous collapsing and retreating of the ice shelf , Larsen A and B ice shelf have progressively thinned in recently decades, while lowering rate of the Larsen A(-0.45m/a)during 1992~2001 was significantly higher than that of the Larsen B (-0.09m/a) during 1992~2010. Air temperature and precipitation are two key parameters to estimate surface mass balance, the average summer temperature in Larsen A ice shelf raised from 0.16℃ in 1968 to 0.84℃ in recent years, and the average summer temperature in Larsen B ice shelf raised from 0.04℃ in 1968 to 0.66℃ in recent years. Meanwhile, the precipitation over the past several decades has little impact on surface mass balance of the northern Larsen ice shelf, but on the contrary the summer warm precipitation further aggravates the negative surface mass loss over the northern Larsen ice shelf. The main mechanism for continuous the northern Larsen ice shelf collapsing and retreating is attributed to warmer air temperatures and increased melt water production/refreezing, and it leads to surface lowering by firn densification. In addition, the retreat and even disappearance of Larsen ice shelf possibly lead to a reduction of back-stress with upstream flowing ice progressively thinned. In sum, the surface mass balance of Larsen A and B ice shelf show a clear and strong negative trend in context of global warming.

Larsen ice shelf；remote sensing；global warming；surface mass balance

X144,X16

A

1000-6923(2018)03-1117-09

陳 軍(1984-),男,安徽宣城人,高級工程師,博士,主要從事遙感地學分析和環(huán)境遙感研究.發(fā)表論文10余篇.

2017-08-17

國家自然科學基金面上項目(41371391)

* 責任作者, 教授, Kecq@nju.edu.cn