南极拉森北部冰架表面物质损失机制探讨

陈 军,柯长青,汪永丰



南极拉森北部冰架表面物质损失机制探讨

陈 军1,2,柯长青1*,汪永丰2

(1.南京大学地理与海洋科学学院,江苏 南京 210093；2.安徽建筑大学环境与能源工程学院,安徽 合肥 230000)

基于解密航片、光学遥感影像以及卫星雷达测高数据,完成一个较长时间序列的拉森A和B冰架的范围及表面高程变化监测.在此基础上,结合NCEP/NCAR夏季逐月平均气温数据和GPCP全球降水数据这两种气象数据来探讨拉森北部冰架表面物质平衡机制.结果表明:随着气温的升高,拉森A和B冰架自1968年以来总共消失了14 000km2的浮冰.当前,拉森A冰架已经完全消失,拉森B冰架仅存2 000km2.伴随着冰架的持续崩塌与退缩,拉森北部冰架展现出高程持续降低的趋势,而且拉森A冰架的降低速度(-0.45m/a)明显高于拉森B冰架(-0.09m/a).作为冰架表面物质平衡估算的两个主要参数,拉森A冰架的夏季平均气温从1968年的0.16℃升高到近期的0.84℃;拉森B冰架的夏季平均气温从1968年的0.04℃升高到近期的0.66℃.过去几十年的降水量变化对拉森北部冰架表面物质累积产生的影响很小,反倒是夏季温暖的降雨进一步加剧该地区的表面物质负平衡.对于持续崩塌与退缩型的拉森北部冰架来说,其高程降低除了受到冰架表面冰雪融化与再凝结导致的积雪致密化驱动外,还受到冰架后退导致的背向应力减少,进而导致的冰架物质输送加快的深刻影响.总之,在全球气候变暖的背景下,拉森A和B冰架的表面物质体现出越来越明显的负平衡趋势.

拉森冰架；遥感；气候变暖；表面物质平衡

南极冰盖是全球生态系统的重要组成部分,它与全球气候环境的变化密切相关.南极冰盖的物质平衡成为未来全球海平面上升预测最主要的参数,此外庞大的南极冰盖还深刻地影响着地球的辐射平衡[1-2].冰架是海洋、大气、冰川3者共同作用的冰川系统,它是南极冰盖系统中最活跃的组成部分.因此,南极冰架成为全球气候变化最为敏感的指示器.

气候变暖的现象在南北极地区会被放大[3-4], Vaughan等[5]认为南极半岛是全球气候变暖最明显的3个区域之一.Cook等[6]观察发现气温上升已经导致南极半岛西部出海冰川的迅速后退以及半岛东部冰架的大面积退缩,其中以拉森北部冰架表现最为剧烈[7].Fahnestock等[8]发现气温升高导致了拉森北部冰架融化季节的延长和融池范围的扩大,融水对太阳辐射的吸收更为高效,这额外地加剧了区域的气温上升[9].虽然学术界对拉森北部冰架的退缩与消亡的根本驱动因素是大气变暖还是海洋增温仍存在争议,但都普遍认为融水填充冰裂缝是冰架前缘崩塌的最主要驱动机制[10].持续的崩塌与退缩使得拉森北部冰架的形态极不稳定,因此大部分学者将物质平衡监测的重点集中在面积更广、形态更稳的拉森南部冰架[11].然而正因其物质的剧烈损失,才使得拉森北部冰架能够为评估气候变暖对冰架物质平衡的影响提供绝佳的实地验证机会,因此拉森A和B冰架被确定为研究区.

由于恶劣的自然环境,使得南极成为全球气候环境研究最匮乏的区域,而遥感技术能够以更低的成本克服恶劣自然环境所带来的局限.此外,该技术还具有大空间尺度、长时间序列以及能够连续观测等优势.本研究采用多种遥感数据,包括光学遥感、卫星雷达测高数据,以及气温、降水等相关气象数据产品,将冰架物质平衡纳入全球气候变暖这一大背景下,探讨其表面物质损失的部分机制,对预测未来南极冰架的命运及南极水资源储量具有参考价值.

1 研究区概况

拉森冰架是依附于南极半岛东北部边缘的狭长型、半封闭式浮冰,它自西向东流入Weddell海.冰架西部自南向北依次分布为Wilkins、Bowman、Foyn、OscarⅡ以及Davis海岸[12],以上海岸和南部的赫斯特岛以及北部的渴望角将辽阔的浮冰闭合成一个海湾型冰架,即拉森冰架.Seal冰原岛峰和Jason半岛又分别将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个子冰架[13].当前,拉森A冰架已经几乎完全消失,拉森B冰架也仅存部分残冰[14](图1).

图1 研究区位置示意

2 数据与方法

2.1 遥感数据及处理过程

监测过去50a拉森A和B冰架的范围变化采用多种光学遥感影像,包括美国海军飞行的解密航片、MSS/TM/ETM+影像、MODIS影像等.不同类型影像附带的地理坐标精度差别较大,如美国地质调查局(USGS)提供的南极单帧航片只包含了粗略的经纬度信息;MSS影像的地理精度较差,甚至出现像元位置偏移的现象,而后期TM/ETM+影像的坐标精度得到显著提升(好于±250m);MODIS影像的地理定标精度要明显高于Landsat系列影像,最高达到了±50m[15].因此,在对光学遥感影像进行地理定标过程中,将2000年的MODIS影像设置为坐标配准的参考影像.在此基础上,采用图像匹配与空间配准的算法将不同时期的影像(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)配准到相同的坐标系之下.最后,运用ArcGIS软件采用手动数字化的方法提取不同年份的拉森冰架前缘位置线和陆地线,并利用陆地线与冰架前缘位置线闭合来量算出各个监测时期拉森A和B冰架的面积.

拉森A和B冰架表面高程监测涉及TOPEX/ Poseidon(T/P)和Envisat Radar Altimeter–2(RA–2)两种测高数据,以上测高数据可以直接从指定的官网上进行下载,提供的初始数据为N1格式文件.此外,European Space Agency (ESA)还提供免费的API高程数据批处理程序,通过API可直接将N1格式文件转换为shape格式.T/P数据的有效高程点覆盖周期为1992~2002年(T/P卫星在2002年9月15日进行轨道调整)[16],而RA-2数据的有效高程点覆盖周期为2002~2010年(ENVISAT卫星在2010年11月12日进行轨道调整)[17],因此两种测高数据存在重合的时间周期.通过对两种雷达测高数据均覆盖的2002年6~9月的拉森B冰架的18个重叠点的高程点进行比较测算,确定了研究区内T/P数据(Topex/ Poseidon椭球系统)和RA-2数据(WGS84/ EGM96椭球系统)的高程转换常数为-68cm.依附于Seal冰原岛峰的拉森A冰架残留在2002年完全消失,因此拉森A残留的高程监测周期只能设定为1992~2001年.拉森B残留在经历2002年的巨型裂冰之后,直到现在仍然较为稳定,因此通过高程常数转换联合T/P与RA-2数据能够完成一个较长时间序列(1992~2010年)的高程监测.由于拉森冰架的地势平缓,因此我们分别对拉森A冰架和拉森B冰架不同年份的高程点求出平均值直接定义为各个监测周期研究区的高程.

2.2 气象数据及处理过程

由于拉森冰架缺少固定的气象观测站点[18],因此气温数据主要采用的是美国环境预报中心(NCEP)与美国大气研究中心(NCAR)提供的1949年~至今的NCEP/NCAR再分析全球地表逐月平均气温数据.由于南极的降水形式主要是降雪,而雪花容易受大风天气影响,一旦风速>10m/s,采用雪量计进行的降水量测量将失去科学意义.因此,绝大多数南极气象站点记录的降水量数据的精度较低[19].基于这种考虑,拉森冰架降水量数据采用全球降水气候学计划(GPCP)提供的,联合卫星降水量数据和实地观测来进行拟和的逐月平均降水量分析数据集,该数据集提供了1979年~至今、几乎覆盖全球的降水数据[20].以上两种气象数据均为分辨率为2.5°×2.5°的全球格网栅格数据.

监测期内拉森A和B冰架每年的范围线被分别用来与NCEP/NCAR月平均气温栅格数据进行叠加.需要说明,作为冰架表面物质损失的主要形式,表面融化与前缘崩塌一般发生在夏季,因此,我们只对最大范围线内的11、12和次年1、2月的栅格值进行计算,从而获取1968~2010年拉森A和B冰架的夏季气温变化情况(图4).拉森A冰流域和拉森B冰流域范围内所有地区,包括上游补给的入口冰川的表面物质累积最终都要通过拉森冰架完成向海洋输送.因此,要分析拉森冰架的降水量变化,必须将整个流域范围线与GPCP全球降水量格网栅格数据进行叠加进而获取拉森A冰流域和拉森B冰流域的1979~2010年降水量数据(图7).

3 结果与讨论

3.1 拉森A和B冰架表面物质负平衡

采用多种遥感影像监测过去50a拉森北部冰架的范围,1968年采用了7个航线、超过300帧解密航片,而1979年、1988年采用的是Landsat影像.2000年后随着MODIS影像的发布,它在极地地区具有每天重复覆盖以及具有更高的地理定标精度的优势,因此在2000、2009以及2015年选用MODIS影像来代替Landsat影像(图2).

图2 1968~2015年拉森A和B冰架的空间演变

拉森A冰架在1968~1986年期间没有发生显著的范围变化(图2a,b),在此期间仅消退了540km2[21].然而从1987年开始,拉森A冰架开始快速地退缩(图2c)[22],并在1995年1月演变成巨型的裂冰事件.接下来的几年内,拉森A冰架逐渐消失,它在2000年的面积(仅存270km2)比1989年减少了90%.当前,拉森A冰架几乎完全消失(图2e,f).

1960~1990年代,拉森B冰架的稳定已经超过了30a,它的面积在1970和1980年代甚至出现了轻微扩展的现象(图2a,b,c).拉森B冰架前缘正常的演变模式在1990年代中期被逐渐打断.拉森B冰架开始逐步走向消亡的临界点是1995年1月的崩塌事件,在此次崩塌中共损失了2 320km2的浮冰.在此之后,1998年2~3月的大型崩塌又使其减少了110km2的浮冰[23].冰架前缘持续性的崩塌与后退最终引发了2002年2~3月的毁灭性裂冰事件,在此次裂冰中,拉森B冰架减少了超过3 250km2的浮冰.出人意料的是,拉森B冰架的前缘位置在2002年以后却呈现出趋于稳定的现象(图2e,f),这可能与拉森北部冰架的气温在2000年以后出现轻微降温的趋势有关(图4)[24].总之,受困于气温的升高,拉森A和B冰架自1968年以来总共消失了14000km2的浮冰(图3).

基于雷达测高的监测结果表明,拉森A和B冰架同时呈现出高程日益降低的趋势.特别是拉森A残留的表面高程展现出剧烈的降低趋势,观测周期(1992~2001年)内表面高程降低速率为-0.45m/a,而且其高程变化曲线分别在1995和2001年出现两个明显的低峰值,与之在时间上对应的是拉森A冰架在1995年1月的崩塌事件以及2001~2002年间残冰的最终消亡.

图3 1968~2015年拉森A和B冰架的面积变化趋势

拉森B残留的高程下降趋势显得较为温和, 1992~2010年其表面高程的降低幅度为-0.09m/ a.拉森B残留高程变化曲线在2002~2003年间出现了一个极端的低峰值,这与2002年2~3月的毁灭性裂冰事件存在显著的时间上的关联.此外,在1995以及1998年也存在小规模的低峰值,这在时间上与当时的裂冰事件存在显著的一一对应关系.与近期的面积变化趋势一致的是:在2006后拉森B残留的高程变化也逐渐趋于稳定.

3.2 拉森北部冰架持续变暖

图4 1968~2010年拉森A和B冰架夏季气温变化

南极半岛北部气温升高的季节差异性已被广泛地研究和论证,其主要特征是冬季的气候变暖最为剧烈,而夏季的气候变暖却相对温和[18].基于NCEP/NCAR数据拟合拉森A和B冰架1968~2010年的夏季气温变化趋势,其展现出比较温和的增温趋势.通过观察图4发现,在1989、1994和1998年分别出现了3个温度极高值,而在1991以及1997年出现了2个温度极低值.拉森A冰架的夏季平均气温从1968年的0.16℃升高到近期的0.84℃;拉森B冰架的夏季平均气温从1968年的0.04℃升高到近期的0.66℃,拉森A冰架的气温上升幅度要高于拉森B冰架.

随着南极半岛气候变暖的加剧,被认为是冰架存在的气候极限的一月份0℃等温线[25]在20世纪末便已往南推移到了Robertson岛[26].在此背景下,拉森北部冰架呈现出持续减薄与快速退缩的趋势.通过对拉森A和B冰架夏季气温变化与冰架持续退缩的比较分析发现,气温的高值与崩塌事件存在显著的对应关系,如拉森入口(Larsen Inlet)在1987~1989年发生大型崩塌事件,对应1988~1989年的夏季气温的较高值.拉森北部冰架的气温变化曲线在1995~1996年出现了第一个气温高峰值,直接导致了拉森A冰架在1994年10月~1995年3月期间损失了1640km2的浮冰,而在此期间拉森B更是损失了2320km2的浮冰[27].监测期内夏季气温最高记录值出现在1998年,这个极端温暖的夏季直接促使了拉森A冰架在接下来几年的完全消失.尽管2006年以来拉森北部冰架还没有出现过极端温暖的夏季,但是当前冰架存在的极限线已经进一步向南推移到了拉森C冰架北部边缘[28],这无疑给拉森B冰架未来的稳定带来巨大的不确定性,拉森B冰残留很可能在下一个极端温暖的夏季中完全崩塌[29].

2000年以前,两个冰架的夏季平均气温均呈现出持续的增温趋势,拟合的温度升高曲线也很稳健.然而监测周期内气温变化曲线存在一个显著的变化拐点:自2000年开始,两个冰架均出现了轻微的降温趋势.而且这种降温现象也已经被其他学者所证实[30](图4),只是这种局部性的气温下降所具有的统计学意义还不十分显著.近期气温下降对拉森B残留的稳定性产生了一定程度的积极影响,主要表现为其表面结构的稳定和冰架前缘的轻微扩张[31].

3.3 气候变暖条件下的拉森A和B冰架表面物质平衡探讨

驱动冰架物质平衡的几个关键因素包括:冰架底部及表面物质交换、冰体崩解以及冰物质流动等.

式中:SM是指冰-空气交换率,主要包括降水、表面融化等;GL是指通过接地线的冰流通量;BM是指冰架与海水的交换率;C是指冰山崩解;I是指冰架密度;S是指冰架的面积;是指冰架减薄导致的厚度差[32].如果以上5个变量总和等于0,则表示冰架的物质基本上达到平衡的状态.

冰架物质平衡主要分为表面物质平衡及底部物质平衡两部分(图5),其中冰架表面物质平衡对气温和降水变化都极为敏感[33],这2个气象条件对冰架表面物质平衡产生的影响表现为:由表面融化导致的物质负平衡以及由积雪累积导致的物质正平衡.

图5 冰架物质输送及前缘崩解机制示意

拉森北部冰架的表面高程降低幅度与地理纬度呈现出显著的负相关关系,而且其气温变化趋势也体现出这种负相关关系(图4),这证实了拉森北部冰架表面高程降低的主要驱动机制是气温升高导致的冰架表面物质融化与再凝结的加剧,这一过程导致的积雪致密化直接推动着冰架表面高程的降低[35-36].虽然监测期内南极半岛的太阳辐射变化对冰架产生的直接影响很小,但是随着区域气温的升高,在80年代后期开始拉森北部冰架每年夏季会出现更多的表面融水以及更大的融池范围[8].表面融水的反照率远低于冰川和积雪,因此融池的存在使得冰架表面反照率急剧下降.随着融化季节的延长和融池范围的扩大使得拉森北部冰架总体的表面反照率出现显著的下降,最终导致冰架吸收了更多的太阳辐射[37].冰架表面反照率/融池之间的相互反馈的机制进一步促使冰架的表面物质损失[38],对整个拉森冰架物质平衡的影响不可忽视.

1992~2010年拉森B冰架的表面高程降低与气温升高的相关性很低(图6),导致这种异常的原因可能与拉森B冰架持续的崩塌与退缩有关.冰架前缘的后退与消亡使其对上游冰物质产生的背向应力也随之减弱甚至消失,进而导致物质输送速度加快,直观表现为拉森北部冰架表面高程的显著降低.如前文所述,拉森北部冰架高程变化曲线的几个显著波谷(高程低峰值)与冰架崩塌事件在时间上存在一一对应关系,而且还体现出一定的时间滞后性,这额外地佐证了相对于持续后退型的冰架,其表面高程的降低除了受到融化与再凝结导致的积雪致密化的影响外,还受到冰架持续后退导致的冰物质损失急剧加大的影响.

图6 1992~2010年拉森B冰架残留夏季平均气温与表面高程变化对比

季节性降水对冰架表面物质平衡产生明显的控制性作用[39],在区域气候变暖以及拉森北部冰架夏季融化季节延长的背景下,降雨成为该区域夏季降水的主要形式.温暖的夏季降水进一步加剧了表面积雪的融化,并导致融池范围的进一步扩大.因此,夏季的降雨反倒会加剧拉森冰架表面物质损失,而不是物质累积[40].相反,在寒冷季节,降水对冰架表面物质正平衡的作用更大,其表面高程受降雪导致的表面物质累积的驱动[41].通过对GPCP降水数据的分析发现,过去30a拉森A冰流域的降水量变化正负趋势不显著,而拉森B冰流域的降水量出现略微减少的现象(图7).总体上,相对于温度上升,拉森北部冰架的降水量变化对表面物质平衡起的影响相对较小.

冰架作为大气、海洋以及冰川共同作用的系统,其物质平衡除了受表面融化、降水、崩塌等表面物质交换的影响之外,还受到底部融化与凝结、通过接地线的冰流通量等的底部物质交换的显著作用.由于缺失深海水温数据以及冰架内部物理、化学形态数据,对冰架厚度的测算需要极其复杂的建模过程.因此,本研究未将冰架底部物质平衡纳入详细的分析范畴,对预测整个南极冰架未来的前途受限较大.此外,冰架前缘的几何特征、冰架表面结构以及冰架应力场等因素都控制着冰架生存的极限.随着拉森北部冰架物质输送系统的物理关联、表面辐射平衡以及Weddell海海水成分平衡等相继被打破,这大大增加了拉森A冰架和拉森B冰架未来的不确定性,希望在以后的研究中补充更多的数据、进行更加深入物质平衡机制研究.

4 结论

4.1 自1980年代以来拉森北部冰架进入了持续崩塌与退缩的模式.同时冰架高程也展现出持续降低的趋势.总之,拉森A和B冰架的表面物质呈现出持续的负平衡趋势.

4.2 监测期内拉森北部冰架的气温持续升高,但降水量变化趋势却不明显.因此相对于降水量变化,气温升高对拉森A和B冰架的表面物质平衡产生的影响更大.

4.3 相对于持续崩塌与后退型的拉森北部冰架来说,其表面物质平衡除了受到气温、降水等气象因素的控制外,还受到冰架后退导致的背向应力减少而促使的冰架物质输送加快的深刻影响.

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

[2] 王星东,李新武,梁 雷.南极冰盖冻融的时空分析[J]. 中国环境科学, 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,扈传昱,等.全球气候变化对南极淡水藻类的影响[J]. 中国环境科学, 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.基于卫星雷达测高数据的冰川物质平衡研究 [D]. 南京:南京大学, 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,柯长青,谢红接,等.2010年夏季北极海冰反照率的观测研究[J]. 极地研究, 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

陈 军(1984-),男,安徽宣城人,高级工程师,博士,主要从事遥感地学分析和环境遥感研究.发表论文10余篇.

2017-08-17

国家自然科学基金面上项目(41371391)

* 责任作者, 教授, Kecq@nju.edu.cn