南极半岛巴赫冰架冰面融水动态遥感监测

2022-06-11梁相安张闻松李雅陆瑶杨康

极地研究 2022年2期

梁相安张闻松李雅陆瑶杨康,2,3

(1 南京大学地理与海洋科学学院,江苏南京 210023;2 江苏省地理信息技术重点实验室,江苏南京 210023;3 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海),广东珠海 519080)

0 引言

南极冰盖物质损失是造成全球海平面上升的重要原因之一,研究南极冰盖物质平衡有助于提高海平面上升预测精度[1]。近年来,已有研究通过卫星遥感影像在南极冰盖表面观测到了规模庞大形态复杂的冰面融水,这些冰面融水会通过直接或间接的方式影响冰架稳定性,进而影响南极冰盖物质平衡[1-4]。因此,研究南极冰盖冰面融水的动态变化,有助于分析冰架稳定性,从而更准确地估计南极冰盖物质平衡[1]。

目前,已有研究开展了南极冰盖典型消融区冰面融水遥感监测研究。例如,Dell 等[5]利用Landsat-8 和Sentinel-2 影像监测了Nivilisen 冰架冰面融水的动态变化,发现在消融季内,大量融水通过冰面或冰下通道向冰架前端输送;Bell 等[3]通过Landsat-8 OLI 影像发现Nansen 冰架的冰面融水通过瀑布(waterfall)和冰坑(doline)快速排出冰架,有利于增强冰架稳定性;Kingslake 等[4]通过LandsatASTERWorldView 卫星影像和航空相片展示了南极冰盖多个典型消融区的冰面水系,指出南极冰盖表面融水的分布范围及影响远超过去的预测;璩榆桐等[6]利用Landsat-8 影像实现了东南极达尔克冰川季节性消融信息提取,发现消融最早出现在地形下降剧烈的触地线附近。

南极半岛消融剧烈,每年消融期大量融水在冰面存储与输送,是研究冰面融水与冰架稳定性相互作用的典型区域。例如,Banwell 等[7]通过Landsat-7 ETM+和ASTER 影像监测了Larsen B冰架崩解前发生的冰面湖快速排水(fast drainage)事件,发现融水的存储和输送会压迫冰架使其发生弯曲和断裂;Tuckett 等[8]发现南极半岛地区的融水会进入冰架内部,造成冰流速增加,进而减弱冰架稳定性;Banwell 等[9]通过微波遥感数据和光学影像数据监测了George VI 冰架表面融水长时间序列的动态变化,发现2019—2020年消融季,George VI 冰面消融的持续时间和范围急剧增加。然而,目前关于南极半岛冰面融水的研究主要聚焦于南极半岛东岸Larsen A/B/C 冰架,南极半岛西岸冰面融水的时空动态尚不明确。此外,这些研究大多分析冰面融水在特定消融时刻或一个消融期内的分布状况,对冰面融水长时序时空动态及其驱动机制的分析较少。

本研究旨在分析南极半岛巴赫冰架(Bach Ice Shelf)上,冰面融水空间分布特征及其长时序动态变化规律,并探究遥感反演的冰面融水体积与MERRA-2 模型建模融水径流量的关系。

1 研究区域与研究数据

1.1 研究区域

巴赫冰架(72°W,72°S)位于南极半岛西岸的亚历山大岛(Alexander Island,70°W—73°W,71°S—72°S)的南部,长约72 km。巴赫冰架冰面消融十分剧烈,大量融水在冰架表面存储和输送,研究其冰面融水的空间分布及动态变化特征,有助于提升对南极半岛冰面融水形成与演化规律的理解。根据MEaSUREs Bed Machine Antarctica(Version 1)数据集2019年11月5日的数据,在研究区域内,冰架厚度最大处为821 m,最小处为0 m(裸岩),平均冰架厚度 355 m(标准差为172 m)。除少数裸露的岩石外,该地区几乎全部被永久性积雪和冰川所覆盖。巴赫冰架消融具有季节性,每年夏季(11月至次年4月)融水通过冰面水系输送并存储至冰面湖中,这些冰面湖主要集中在冰架的东北部,因此本文选择巴赫冰架的东北部(面积约1800 km2)作为研究区域(图1)。

图1 研究区域。a)研究区域位置;b)研究区域Landsat-8 假彩色合成影像。其中b)图为a)中红框区域,其成像时间为2020年1月7日;RGB:band 5(近红外),band 4(红光),band 3(绿光)Fig.1.The study area.a) the location of the study area;b) Landsat-8 false color composite image of the study area.The red box in a) depicts the area as shown in b).The image was acquired on 7 January 2020;RGB:band 5(NIR),band 4(Red),band 3(Green)

1.2 研究数据

本文使用的遥感数据是Landsat-8 卫星搭载的陆地成像仪(Operational Land Imager,OLI)影像,共有9 个波段,其中2～4 波段分别为蓝光绿光和红光波段,5 波段为近红外波段,空间分辨率均为30 m,影像数据在研究区内时空覆盖较完整。本文选取了2013—2020年的21 期高质量(16 期云覆盖＜20%,5 期云覆盖＜40%)Landsat-8 OLI 影像(表1),所有影像通过美国地质调查局(United States Geological Survey,USGS)官方网站(https://www.usgs.gov/)获得。

表1 研究中使用的Landsat-8 影像列表Table 1.List of Landsat-8 imagery used in this study

MERRA-2(Modern-Era Retrospective analysis for Research and Applications,Version 2)是美国国家航空航天局的全球模拟与同化办公室(Global Modeling and Assimilation Office,GMAO)开发的全球大气再分析数据集。MERRA-2 可以模拟影响南极冰盖表面物质平衡的日径流量(runoff)等变量[10],空间分辨率0.5°×0.625°,目前可获取1980—2020年的数据[11]。其中,日径流量表示当天冰面总消融量中可转化为冰面融水径流的部分,输出单位为mm·d-1。研究将日径流量乘以研究区面积,得到研究区内的日径流总量(m3·d-1),累积每个消融季从消融开始到某一指定日期的日径流总量,可以得到冰面融水总体积模拟结果。

本文采用南极冰盖高空间分辨率数字高程模型(Reference Elevation Model Antarctica,REMA)定量化描述冰面地形对冰面融水分布的影响。该产品融合了 2010—2018年获取的 WorldView-1/2/3 和GeoEye-1 高空间分辨率卫星遥感影像,可覆盖 98%的南极冰盖区域,覆盖范围延伸到88°S,空间分辨率为8 m,垂直精度为1 m[12]。

2 研究方法

2.1 冰面融水范围遥感信息提取方法

研究利用归一化水体指数(Normalized Difference Water Index,NDWI)提取冰面融水[13]。NDWI利用水体在近红外波段反射率极低而在可见光波段反射率较高的光谱特征,能够有效区分冰面水体与背景冰雪[14],计算公式如下:

其中,Green和NIR分别表示绿光和近红外波段大气层顶反射率。本文使用NDWI单阈值分割法进行冰面融水的水体范围提取,以0.01 为间隔遍历0.1 到0.3 内所有值后,选取提取效果最好的0.2作为统一阈值。该NDWI阈值与东南极Nansen冰架冰面湖提取(0.25)[3]环南极冰盖多个典型消融区冰面湖提取(0.19)[15]等研究使用的阈值相近。最终得到21 期二值化水体提取结果,其中1代表水体像元,0 代表非水体像元,统计水体像元数目后,将水体像元数目与像元面积相乘得到研究区内的水体总面积。进一步将21 期冰面融水提取结果叠加,得到2013—2020年冰面融水最大空间分布范围。

2.2 冰面融水体积遥感反演方法

研究通过光学影像经验公式法反演融水深度。首先,将原始影像中的DN(Digital Number)值转化为大气层顶反射率(Top of Atmosphere,TOA),然后通过南极冰面湖深度反演经验公式反演水深[16],计算公式如下:

其中,z为反演得到的冰面融水水深,Blue与Red分别为蓝光与红光波段的大气层顶反射率,水深反演均方根误差(RMSE)为0.38 m[17]。反演得到的水深栅格中,每个像元的值代表了当前位置的水深,单位为m。统计研究区内水深栅格的像元值之和,并与单个像元面积(900 m2)相乘,即得到冰面融水总体积。

3 结果

3.1 冰面融水空间分布

巴赫冰架冰面融水的形态呈现为冰面湖(0.3±0.2 km2)与河宽较宽(70±30 m)的冰面河。每年12月,融水分布在触地线附近;在消融较剧烈的1月和2月,融水扩张至触地线以外距离较远的地区(图2)。大部分(＞95%)冰面融水分布在低海拔(＜40 m)地区和坡度较小(＜1°)的地区(图3)。

图3 巴赫冰架2013—2020年冰面融水最大空间分布。a) 水体掩膜;b) 水体像元处海拔;c) 水体像元处与触地线距离;d) 水体像元处坡度Fig.3.Maximum extent of surface meltwater in Bach Ice Shelf during 2013-2020.a) water mask;b) elevation of water pixels;c) distance from water pixels to grounding line;d) slope of water pixels

冰面融水出现的最高海拔约为120 m,位于触地线以内约5 km 处;最低海拔为6 m,位于触地线以外16 km 处。此外,91.7%的冰面融水分布在触地线以外的冰架上,且冰架上＞90%的融水与触地线距离较近(＜7 km)。在触地线另一侧的内陆冰盖表面,冰面融水主要存储在数量有限(约30 个)的冰面湖中,彼此孤立并不连通,最远的冰面湖与触地线相距13.5 km(图23)。

图2 巴赫冰架2013—2020年冰面融水提取结果Fig.2.Supraglacial meltwater extraction results of Bach Ice Shelf during 2013-2020

本研究利用人工数字化结果验证水体遥感提取精度。图4a4b 是从2017年1月15日Landsat-8影像中选取的两个验证区域,图4c4d 是从2020年1月17日Landsat-8 影像中选取的两个验证区域。结果表明本文方法提取的水体边界与人工数字化结果较为一致(R²=0.98),冰面融水遥感提取结果可靠(图4)。

图4 验证样本和提取结果。a)-d) 为验证区域局部放大图;e) 精度检验结果Fig.4.Validation sample and extraction results.a)-d) partial enlarged views;e) result of accuracy assessment

3.2 冰面融水年际变化

本研究利用MERRA-2 模型模拟了研究区内冰面日径流量,并与遥感影像监测的融水面积和体积进行了对比(图5)。结果表明:(1)2013—2020年,巴赫冰架冰面消融强度总体呈上升趋势,其中2013—2016年消融强度相差不大,2016—2018年消融强度迅速上升,2018—2019年消融强度较弱,2019—2020年消融强度达到顶峰;(2)在每个消融季内,冰面消融开始于12月下旬,于次年1月中旬至下旬达到峰值,之后开始减弱,直到次年2月中旬结束,其中2019—2020年消融持续时间较长,融水于12月下旬出现,直至次年3月中旬结束;(3)模型模拟的2018年与2020年冰面径流量峰值与遥感反演的冰面融水面积及体积对应较好,其他年份可能受限于冰面融水遥感观测频次,并未发现这种对应关系。

图5 冰面融水动态变化。a)模型估计的日径流量;b)遥感观测融水面积;c)遥感观测融水体积Fig.5.Seasonal evolution of surface meltwater.a) model estimated runoff;b) remotely sensed area of meltwater;c) remotely sensed volume of meltwater

研究进一步对比了遥感反演的融水体积与模型模拟的冰面融水径流量(图 6)。结果表明,MERRA-2 模型高估了融水径流总量,模型模拟的融水径流量总体比遥感反演的融水体积高70.7%。其中,12月的样本点(红)大多分布于1∶1 线下方;1 份的样本点(绿)大多分布于1∶1线上方;代表2月融水体积的点(蓝)全部分布于1∶1 线上方,且与1∶1 线距离较远,说明从12月到次年2月,MERRA-2 模型对冰面融水径流量的高估逐月增加。

图6 模型模拟冰面融水径流量与遥感反演融水体积对比Fig.6.Comparison of model estimated volume and remotely sensed meltwater volume

3.3 冰面融水年内变化

本文进一步分析了单个消融季内冰面融水的动态变化(图7)。消融初期,融水在触地线附近生成,之后向低高程地区扩展。随着消融的增强,研究区内的冰面湖通过冰面水系相互连通,融水积累汇集成更大的冰面湖,这种现象在研究区内融水总面积大于20 km2时出现。图7 展示了消融增强阶段,局部融水生成与演化的细节,其中不同颜色代表了一个典型消融季(2017—2018年)内不同日期的水体提取结果,可以看到冰面融水向下游扩张的连续过程,新的冰面湖在上游冰面湖附近生成,上下游冰面湖通过冰面水系相互连通,上游冰面湖中的融水通过冰面河道向下游输送,最终汇入一个大冰面湖(6.6 km²)中,并在其中存储,不再向冰架前端输送,冰面融水并未进入大洋(图7)。

4 讨论

4.1 冰面融水形成与演化的驱动机制分析

巴赫冰架冰面融水的动态变化与东南极冰盖沙克尔顿冰架(Shackleton Ice Shelf)[13]Nivilisen冰架[5]冰面融水相似。在消融初期,冰面融水在触地线附近生成,而不是在高程更低的冰架前端生成,这可能与南极地区的下降风(katabatic wind)有关。触地线位于高海拔地区(冰盖)与低海拔地区(冰架)交界处,高压气流受重力作用加速下滑[3-4,17-18],形成强劲的下降风,吹散触地线附近的表面积雪,形成反照率较低的蓝冰,加快触地线附近地区的消融,从而产生冰面融水[19]。进一步,冰面融水的反照率显著低于冰雪,会加速周边区域冰面融化,形成正反馈机制,产生的大量融水在地形作用下向下游输送,冰面融水持续扩张[20-21]。

融水进入冰面湖后,有两种情景:(1)如果该冰面湖与冰面河道连通,则融水沿河道向下游输送;(2)如果该冰面湖不与冰面河道连通,则融水将在冰面湖中存储,填满冰面湖的湖盆后,融水溢出并在重力作用下向下游输送[22-26]。由于研究区内融水主要分布在坡度较缓(＜1°)的地区,上下游高程差小,可转化为水流动能的重力势能有限。因此,在连接上下游的冰面水系中,融水流速慢径流量小,在融水向下游扩张时,上游的冰面湖缩小不明显,大部分上游冰面湖面积保持不变或略有上升(图7)。由此判断,通过冰面水系输往下游的融水总量小于或等于上游冰面湖自身位置冰面消融的增量。

图7 2017—2018年冰面融水动态变化。a) 空间上的演化过程;b) 体积和面积的动态变化Fig.7.Intra-seasonal(2017-2018) evolution of surface meltwater.a) spatial evolution;b) variation of volume and area

4.2 MERRA-2 模拟结果误差分析

MERRA-2 模型对融水模拟的误差主要有三个来源。(1)MERRA-2 模型并未考虑融水的蒸发过程,存储在冰面湖中的融水,除了因重冻结作用造成的损失外,还有一部分会通过蒸发作用进入空气中[27],MERRA-2 模型忽略了这部分融水损失[11],该误差会随时间不断累积,因此从12月到次年2月,模型对融水的高估呈增加趋势(图6)。(2)MERRA-2 的空间分辨率为0.5°×0.625°(约56 km ×44 km),研究区的面积较小,只包含1～2 个MERRA-2 网格单元,在消融初期(12月),由于空间分辨率过粗,MERRA-2 模型可能并没有捕捉到冰面的消融,导致模型估计值小于实际冰面融水总量(图6)。(3)模型模拟和遥感反演的融水体积是在同一范围中进行统计的,显然该统计范围的选择也会影响结果,理想的统计范围应该包含研究区内所有融水及其上游的汇流区域[28]。然而,本文使用的统计范围不仅包含了融水上游的汇流区域,还包含了部分处于融水下游的区域,这些区域产生的消融不会为研究区内的冰面湖提供融水,但该区域的冰面消融量也被计入了模型模拟的融水总量中,造成模型模拟结果偏大。在未来的对比中,应该使用空间分辨率更高(1～10 km)的区域气候模型[29-30],并且考虑冰面融水的蒸发过程[31]。