1947—2020年西南極派恩島冰川前緣變化特征分析

錢懿德 周春霞 陳一鳴 曾韜 劉建強

研究論文

1947—2020年西南極派恩島冰川前緣變化特征分析

錢懿德1,2周春霞1,2陳一鳴1,2曾韜3劉建強3

(1武漢大學中國南極測繪研究中心, 湖北 武漢 430079;2自然資源部極地測繪科學重點實驗室, 湖北 武漢 430079;3國家衛(wèi)星海洋應(yīng)用中心, 北京 100081)

位于西南極的派恩島冰川(Pine Island Glacier, PIG)是近年來崩解頻繁且前緣變化明顯的區(qū)域?；贚andsat系列衛(wèi)星和海洋一號C衛(wèi)星光學影像、ERS-1和RADARSAT衛(wèi)星SAR影像及航空影像, 利用前緣位置識別和開口盒方法, 分析1947—2020年P(guān)IG的前緣變化特征。PIG在近73年至少發(fā)生過17次規(guī)律性的大規(guī)模崩解事件, 其崩解周期在1995—2013年間約為6年, 2013年至今約為1~2年; 由開口盒法計算得到的冰川前緣附近的流速在近73年間呈現(xiàn)上升趨勢。結(jié)合PIG在1947—2020年間崩解事件的相關(guān)研究, 總結(jié)出厄爾尼諾現(xiàn)象、冰架底部的繞極深層水暖化、底部融化率增加、底部裂隙的發(fā)育、冰水混合物的消退以及冰架與海脊間歇接觸產(chǎn)生的背應(yīng)力等是導(dǎo)致PIG發(fā)生崩解的可能驅(qū)動因子。

派恩島冰川 前緣位置變化 崩解 開口盒法

0 引言

冰凍圈為地球五大圈層之一, 是地球主要淡水儲存庫。冰凍圈對氣候的反饋影響著全球環(huán)境的變化[1]。目前南極約有61%的海岸線與冰架相連, 冰架總面積超過1.55×106km2 [2-3]。當冰架崩解時, 將導(dǎo)致冰蓋及冰川穩(wěn)定性改變[4], 并影響冰架物質(zhì)平衡。通過分析南極海岸線的長時間變化, 可以了解南極不同區(qū)域的冰架是處于增長或退縮的階段[5-6]。長時間連續(xù)觀測的遙感資料為冰川前緣監(jiān)測提供了重要數(shù)據(jù)源, 例如美國地質(zhì)調(diào)查局利用多源遙感數(shù)據(jù)制作了近30年的南極區(qū)域海岸線變化圖[7], 使學者能全面了解南極冰架前緣的動態(tài)變化。

位于西南極的派恩島冰川(Pine Island Glacier, PIG)于1947年由美國海軍跳高行動在阿蒙森海域勘察時所發(fā)現(xiàn)[8]。PIG多次發(fā)生大規(guī)模崩解事件, 其流速及前緣位置不斷發(fā)生變化, 因而成為當前冰川研究的熱點區(qū)域。根據(jù)Dirscherl等[9]對近30年201篇與南極冰流運動相關(guān)研究論文的統(tǒng)計結(jié)果, PIG為目前開展冰流運動相關(guān)研究最多的冰川。

前緣位置變化方面的研究顯示, 1947—2000年間PIG前緣位置在一定范圍內(nèi)變化[10]。在2015年的大崩解事件后, 冰架前緣的方向由以往的北偏東10°~30°轉(zhuǎn)變成北偏東55°, 北側(cè)邊緣較2013年的崩解位置后退15 km, 為當時前緣位置變化最大的區(qū)域[11-12]。除了遙感影像, 也有學者利用其他方法研究大時間尺度下的前緣位置變化, 如利用海底巖芯、海床的冰蝕痕跡及深海沉積物中的微體化石等, 推測100多年前PIG的冰架區(qū)域應(yīng)完全覆蓋整個派恩島灣[13]。

冰流速時間序列研究表明, 在1982—1991年間PIG冰架區(qū)域的平均流速為(550±50) m·a?1, 在1997—2001年間增加為(1 550±500) m·a?1[14]。在1974—2000年間整個冰架區(qū)域流速平均加速約22%, 其中1987—1994年間加速較不明顯[15]。后續(xù)研究顯示PIG的冰架區(qū)域在1973—2010年間流速加速75%[16]。

對于PIG崩解事件的驅(qū)動因子研究方面, Jeong等[11]單獨針對2015年的崩解事件, 分析2013—2016年冰水混合物的消退以及裂縫發(fā)育如何影響PIG的流速以及應(yīng)變率, 進而導(dǎo)致冰架崩解; Arndt等[12]針對2007、2013、2015和2017年的PIG崩解事件, 利用高分辨率海底地形圖以及冰架表面特征的變化, 分析底部地形如何影響冰架崩解; 對于海流及海溫在崩解事件中的作用, Jacobs等[17]發(fā)現(xiàn)PIG在2009年的冰架底部融化量較1994年增加50%與繞極深層水(circumpolar deep water, CDW)的升溫有關(guān)。

在PIG前緣變化、冰架崩解和流速的研究中, 研究時間范圍有長于10年甚至達幾十年, 如1947—2000年[10]、1966—1998年[18]、1974—2000年[15]、1973—2007年[19]、1973—2013年[16]、1972—2011年[20]、2000—2014年[21]及1947—2017年[12]等; 也有短于10年, 如1992—2000年[22]、2009—2014年[23]、2013—2016年[11]、2015—2017年[24]。研究時間最早為1947年[10], 但大部分的時間范圍主要集中在20世紀70年代之后。雖然這些文獻研究了不同時間段PIG的前緣線、流速及崩解事件的驅(qū)動因子, 但對于從1947年至今的長時序變化以及各時期主導(dǎo)因素的影響仍不清晰。因此, 本文利用379幅衛(wèi)星和航空影像, 利用開口盒法(Open- ended Box method)[20,25]研究PIG的前緣變化特征, 分析前緣流速, 總結(jié)與PIG崩解事件相關(guān)的各項驅(qū)動因子, 以呈現(xiàn)PIG近70多年來的動態(tài)變化過程。

1 研究區(qū)域和數(shù)據(jù)

PIG流域總面積約為1.75×105km2 [24], 從哈得遜山南麓向西北流入阿蒙森海域的派恩島灣[8]。冰架區(qū)域可以分為3個部分[10]: 快速流動的中部冰架及位于中部冰架兩側(cè)慢速流動的北部冰架和南部冰架(圖1)。北部冰架有兩條支流從哈得遜山脈匯入, 末端存在許多冰隆。中部冰架的前緣位于兩冰隆之間, 為本文分析冰架前緣變化的主要區(qū)域。南部冰架有兩條冰川支流匯入, 為3個區(qū)域中最小的部分。圖1底圖為2019年3月3日Landsat-8衛(wèi)星影像, 褐色實線為MEaSUREs觸地線產(chǎn)品[26], 紅色虛線為開口盒法中的參考線(reference line)。1947、1966、1980、1992及1996年的前緣崩解位置參照Rignot[10]的研究結(jié)果, 1985年參照Kellogg[13]的研究結(jié)果, 其余年份來自于本研究。

圖1 PIG地理位置及1947—2020年其前緣崩解位置示意圖

Fig.1. The location of PIG and calving front positions of PIG during 1947—2020

自Landsat 1衛(wèi)星發(fā)射以來, 該系列衛(wèi)星所獲得的影像幾乎覆蓋了從1972年至今的時間段, 可以完整了解整個PIG前緣附近區(qū)域的變化。由于初期影像數(shù)量較少及云的影響, 部分年份數(shù)據(jù)由其他影像補充。本文利用Landsat系列衛(wèi)星和海洋一號C衛(wèi)星(HY-1C)光學影像、ERS-1和RADARSAT衛(wèi)星SAR影像及航空影像共379幅, 目視解譯并手動提取冰架前緣位置(表1)。

表1 本文使用的影像數(shù)據(jù)

*參考文獻[10]前緣線位置數(shù)據(jù)。

2 研究方法

冰川前緣位置(或是冰川末端)變化數(shù)值量化的方法主要有流線法[27]和開口盒方法[20,25]。流線法是在冰川末端上利用相同間距提取多條流線, 根據(jù)流速圖中接近冰川末端所測到的流速方向延伸流線, 使流線與冰川末端相交[20,27], 通過歷年前緣位置與流線的交點, 計算同一條流線上不同交點間的距離并除以時間差, 就能得到冰川末端在各條流線上的變化率。再對所得到的多組變化率取平均值, 即可得到末端平均變化率。由于沿海地形復(fù)雜且海岸線變化較大的區(qū)域容易使繪制的流線彼此交錯, 因此流線法不適用于上述區(qū)域[20],比如PIG的北側(cè)前緣。

開口盒法最早由Moon和Joughin[25]提出, 用于計算格陵蘭冰川的末端變化。首先, 在冰川區(qū)域選取參考線, 基于該冰川的形貌及主流線方向選取冰川平均寬度。參考線的范圍需要能包含所有在研究時間范圍內(nèi)的冰川前緣線[28]。以下游的冰川末端為盒子的末端, 繪制出包含三邊的盒狀多邊形, 如圖1中的紅色多邊形。其次, 通過計算開口盒與冰川末端包圍的面積除以冰川平均寬度, 得到冰川前緣線相對于參考線的距離變化值。由于此方法可以消除不規(guī)則邊緣所造成的誤差, 因此比流線法能更好地解釋并量化冰川末端位置的變化。但是, 由于開口盒所包圍的冰川范圍會涵蓋發(fā)生局部小規(guī)模崩解事件的區(qū)域, 因此會影響整體計算的精度[20]。為了解決此問題, 本文避開前緣變化復(fù)雜的邊緣區(qū)域, 選擇較為平整的區(qū)塊繪制盒狀多邊形, 其寬度為20 306 m。

開口盒法計算過程中的面積誤差主要來自于冰川前緣線的提取, 因此, 本文假設(shè)前緣線提取時存在一個像元的誤差。Landsat系列衛(wèi)星影像的分辨率除了MSS傳感器為78 m, TRIS傳感器為100 m, TM、ETM+和OLI傳感器的可見光波段單波段的分辨率皆為30 m。因此, 1973—1982年前緣線位置的誤差約為±78 m, 1986—2020年前緣線位置的大部分誤差約為±30 m, 但部分使用紅外影像提取前緣線位置的誤差約為±100 m。

3 結(jié)果分析

3.1 開口盒法計算結(jié)果

利用開口盒法所得到的1947—2020年P(guān)IG的前緣線與參考線間的平均距離變化如圖2所示, 可發(fā)現(xiàn)PIG在2013年崩解事件發(fā)生之前, 其前緣線與參考線間的平均距離達到72年以來的最大值, 約為85.72 km。在2020年崩解事件后, 達到最小值, 約為42.93 km。在1988—2015年間, 冰架崩解后前緣線與參考線間的平均距離約為65 km。自2015年崩解事件發(fā)生后, 近5年來前緣線與參考線間的平均距離逐漸縮短。

開口盒法的計算結(jié)果為整個實驗區(qū)的平均變化, 局部區(qū)域的小規(guī)模崩解事件會導(dǎo)致前緣線與參考線之間的平均距離偏小, 在統(tǒng)計圖中為偏離趨勢線的點。雖然在選取參考線時, 已避開常發(fā)生小崩解的區(qū)域, 但根據(jù)偏離趨勢線的點所對應(yīng)的日期, 并比對衛(wèi)星影像, 仍然可以發(fā)現(xiàn)在1997年1月24日、2013年2月4日、2017年1月31日附近和2018年3月23日至10月1日之間在該實驗區(qū)內(nèi)皆發(fā)生了局部小崩解事件。其崩解面積分別為27.91 km2、12.90 km2、7.40 km2和59.50 km2, 崩解區(qū)域如圖3中的紅色多邊形所示。本文中的代表崩解區(qū)域的紅色多邊形在崩解前和崩解后分別用實線和虛線表示。

通過計算趨勢線斜率可以得到前緣線與參考線間的距離變化速率。由于1988年以前的數(shù)據(jù)缺失, 因此僅提取1988年后的趨勢線斜率(圖4)。1988—2020年間的趨勢線斜率值呈現(xiàn)上升趨勢, 在2018年6—10月間達到最大值4.67 km·a?1(圖4), 整體結(jié)果值與其他文獻[20,24,29-31]利用不同數(shù)據(jù)源所得到的流速結(jié)果相近(表2)。

3.2 冰川崩解及前緣線變化分析

通過衛(wèi)星及航空影像, 可知PIG中部冰架自1947年至2020年2月至少發(fā)生過17次規(guī)律性大規(guī)模崩解事件, 如表3所示。PIG的崩解周期在1995—2013年間約為6年, 2013—2020年的崩解周期約為1~2年, 在1947—1995年間由于數(shù)據(jù)缺失, 因此崩解周期不明確。以下各節(jié)將基于上述各時間段的前緣變化與崩解事件, 結(jié)合國內(nèi)外相關(guān)研究, 探討前緣變化特征在這3個時間段的可能驅(qū)動因子。

圖2 1947—2020年P(guān)IG前緣線與參考線間的距離變化

Fig.2. The average distance between ice front and the reference line of PIG during 1947—2020

圖3 由衛(wèi)星影像識別出的小崩解事件. (a)、(b)、(c)和(d)為崩解前影像, (e)、(f)、(g)和(h)為崩解后影像

Fig.3. The small calving events detected in the study region. (a), (b), (c) and (d) are the images before the calving events. (e), (f), (g) and (h) are the images after the calving events

圖4 1988—2020年P(guān)IG前緣線與參考線間的距離變化率

Fig.4. The changing rate of the average distance between the ice front and the reference line of PIG during 1988—2020

3.2.1 1947—1995年

PIG的前緣位置在1947—1988年間大致在17 km的范圍內(nèi)變化(圖5a)。PIG的前緣位置在1966—1973年間退縮約10 km, 并從AVHRR影像[10]以及Landsat影像中的PIG的前緣特征及裂縫位置(圖6), 推斷PIG在1975—1981年間至少發(fā)生過兩次崩解事件。PIG在20世紀40年代的變薄與退縮可能與1939—1942年間發(fā)生的厄爾尼諾現(xiàn)象有關(guān)[32]。Smith等[33]通過沉積物巖芯以及地球化學分析, 認為1939—1942年間發(fā)生的厄爾尼諾現(xiàn)象使得南大洋海溫上升, 來自南大洋的暖水入侵冰架底部, 引起PIG變薄, 導(dǎo)致冰架底部大約在1945年左右開始與海脊發(fā)生間歇接觸, 降低冰架穩(wěn)定性而崩解。

表2 與其他前緣變化率研究的比較

*參考文獻[29]的流速計算結(jié)果為6 m·d–1, 換算為年流速約為2.19 km·a–1。

表3 1947—2020年P(guān)IG崩解事件

*表示崩解可能發(fā)生于影像獲取的年份或更早；**1975—1981年至少發(fā)生過兩次崩解事件。

1988—1990年, PIG的前緣位置大約前進5 km, 1990—1991年間及1992年發(fā)生崩解事件, 1992年的前緣崩解位置與1991年的前緣崩解位置相近; 1992—1995年冰川前緣前進大約10 km, 1995年12月發(fā)生崩解, 使得前緣位置后退約4 km(圖5b)。1992—1995年間的崩解事件可能與CDW暖化有關(guān)[34]。Hellmer等[34]借由分析溶氧量及氧同位素比例取得冰架融水信息, 建立溫鹽模型, 驗證CDW的溫度變化會影響底部消融的速率。

因此, 1947—1995年間的前緣變化以及崩解事件的可能驅(qū)動因子主要為冰架底部暖水入侵使冰架底部融化加劇, 降低冰架穩(wěn)定性所致。其中, 厄爾尼諾現(xiàn)象以及CDW暖化為間接驅(qū)動因子。

3.2.2 1995—2013年

1995—2013年, PIG共發(fā)生3次大崩解事件, 分別可由2001年11月27日、2007年11月5日及2013年11月20日的Landsat-7影像識別(圖7)。

在2000年1月20日的Landsat-7影像中, 一條裂縫位于距離崩解前緣約15 km處, 自北側(cè)剪切邊緣向冰架中心發(fā)育(圖8a—c中紅色箭頭)。在2001年12月13日的影像中, 可見到已經(jīng)沿著裂縫崩解出長42 km、寬17 km, 總面積為714 km2的B-21冰山(圖8d)。

圖5 1947—1995年P(guān)IG前緣位置變化圖

Fig.5. The changes of ice front positions of PIG during 1947—1995

圖6 1975、1980和1981年P(guān)IG前緣衛(wèi)星影像

Fig.6. The images of ice front of PIG in 1975, 1980 and 1981

2002年1月14日, 南側(cè)前緣有新裂縫出現(xiàn)(圖8e中紅圈), 并在2005年1月8日發(fā)生小規(guī)模局部崩解事件(圖8f中紅圈)。2007年11月的崩解事件由2005年1月8日所見到的北側(cè)裂縫向南側(cè)發(fā)育, 崩解出大小約為650 km2的B-27冰山(圖8g)。

圖7 1995—2013年間PIG前緣變化圖

Fig.7. The changes of ice front positions of PIG during 1995—2013

圖8 2000—2013年P(guān)IG地區(qū)Landsat-8影像

Fig.8. The Landsat-8 images of PIG during 2000—2013

2007年11月冰架崩解后, 自北側(cè)剪切邊緣開始發(fā)育4條裂縫(圖8h中紅色箭頭), 至2008年12月16日可見到6條裂縫(圖8i中紅色箭頭)。2011年1月23日南側(cè)前緣發(fā)生小崩解事件(圖8j中紅圈)。2013年8月17日由冰架邊緣發(fā)育至中心的兩條裂縫已相連(圖8k中紅色箭頭, 該影像為紅外影像)。2013年11月20日, B-31冰山已漂離冰架, 面積約為700 km2(圖8l)。

這3次崩解事件的發(fā)展始末相似, 皆由北側(cè)剪切邊緣裂縫向冰架中心發(fā)展, 并與自南側(cè)剪切邊緣發(fā)育的裂縫相接, 崩解出面積約為600—700 km2的冰山。南側(cè)邊緣則在大規(guī)模崩解事件周期內(nèi)發(fā)生小規(guī)模局部崩解事件。3次崩解事件驅(qū)動因子可能與CDW的暖化、自剪切邊緣向冰架中心發(fā)育的裂縫以及冰水混合物(ice mélange)的消退有關(guān)。Jacobs等[17]的研究發(fā)現(xiàn)CDW在1994—2009年間升溫50%, 使冰架底部融化量增加, 導(dǎo)致冰架變薄。Arndt等[12]基于船載深水多波束系統(tǒng)收集的數(shù)據(jù), 生成25 m分辨率的派恩島灣海底地形(圖9), 結(jié)合衛(wèi)星影像中的冰褶皺分布變化, 認為在2006年前北側(cè)剪切邊緣與海脊曾經(jīng)互相接觸; 自2006年以后, 由于冰架變薄使得北側(cè)前緣的冰架底部與海脊開始發(fā)生間歇接觸, 產(chǎn)生背應(yīng)力, 使裂縫自邊緣向冰架中心發(fā)育。

圖9 派恩島灣海底地形及1947—2020年崩解前緣位置

Fig.9. The bathymetry of Pine Island Bay and past calving front during 1947—2020

自2007年崩解事件后, 北側(cè)剪切邊緣內(nèi)分布許多密集的冰水混合物(圖10, 即圖9中的白框區(qū)域)。Arndt等[12]也發(fā)現(xiàn)密集的冰水混合物與海脊接觸也會產(chǎn)生背應(yīng)力, 因此, 2013年的崩解事件除了與裂縫有關(guān), 也與北側(cè)前緣密集的冰水混合物引起的背應(yīng)力相關(guān)。

圖10 2007—2013年P(guān)IG北側(cè)前緣區(qū)域冰水混合物的Landsat-7影像

Fig.10. The Landsat-7 images of ice mélange in northern front of PIG during 2007—2013

3.2.3 2013—2020年

2013年至2020年2月, PIG共發(fā)生4次主要崩解事件(圖11), 崩解周期約為1~2年。此階段的裂縫發(fā)育皆由冰架中心向冰架邊緣發(fā)展, 與導(dǎo)致1995—2013年3次崩解事件的裂縫發(fā)展方向相反。

2015年2月6日可見到由冰架中心發(fā)育的裂縫(圖12d中紅色箭頭), 2015年7月底發(fā)生崩解事件[11], 由此裂縫崩解出總面積為583 km2的冰山, 導(dǎo)致冰川前緣走向由北偏東10°~30°變成北偏東55°。北側(cè)前緣在2013年11月20日—2013年12月4日之間發(fā)生小規(guī)模崩解事件(圖12a、b, 紅圈)。崩解后的B-41冰山滯留在北側(cè)前緣附近, 并在2015年9月25日—2016年3月19日間順時針旋轉(zhuǎn)(圖12e—h)。同時, 新的裂縫也正在發(fā)育中(圖12f—h中紅色箭頭)。

Fig.11. The changes of ice front positions of PIG during 2013—2020

圖12 2013年11月20日—2016年3月19日PIG前緣Landsat-8可見光影像

Fig.12. The Landsat-8 images of PIG from 20 November 2013 to 19 March 2016

Jeong等[11]認為導(dǎo)致2015年崩解事件的自冰架中部發(fā)育的裂縫是由2013年自觸地區(qū)域產(chǎn)生的底部裂隙, 隨著冰架向下游推進而持續(xù)開裂產(chǎn)生(圖12d中紅色箭頭); 2014年2月17日—2015年2月6日冰水混合物的消退(圖12c、d中紅圈)會減少冰架加速的橫向流動阻力, 使冰架加速, 因而推斷導(dǎo)致2015年崩解的驅(qū)動因子可能與自冰架中部發(fā)育的裂縫及冰水混合物的消退有關(guān)。

自2015年崩解事件后, 冰架前緣不再覆蓋海脊。因此, 2017年及2018年的崩解事件主要與新發(fā)育的裂縫有關(guān)。2017年1月24—31日之間發(fā)生小規(guī)模崩解事件(圖13a、b中紅色多邊形), 并可見到一條與前緣平行的裂縫(圖13a、b中紅色箭頭)。2017年9月崩解出面積約為185 km2的B-44冰山(圖13c), 隨后崩解成20多塊小冰山(圖13d)。2017年12月15日、2017年12月24日以及2018年1月7日的影像中皆可見到由冰架中心向兩側(cè)剪切邊緣發(fā)育的新裂縫(圖13d—f中紅色箭頭)。

圖13 2017年1月24日—2018年1月7日PIG前緣Landsat-8可見光影像

Fig.13. The Landsat-8 visible images of PIG from 24 January 2017 to 7 January 2018

2018年6月4日的紅外影像中可以發(fā)現(xiàn)南側(cè)前緣開始發(fā)生小崩解事件(圖14a, 紅圈處), 2017年崩解出的冰山仍分布在前緣附近。2018年10月1日可見到自2018年1月7日出現(xiàn)的裂縫(圖14b中紅色箭頭)。2018年11月17日前(圖14c), PIG已經(jīng)崩解出總面積約為444 km2的冰山, 其中最大的冰山B-46面積為226 km2(圖14c—d)。

2018年崩解事件后, 在距離前緣7 km處自冰架中心明顯可見到兩條新裂縫(圖14c、d、e、g和i中紅色箭頭), 與2015和2017年的裂縫發(fā)育狀況相似, 隨冰架向前移動并向冰架兩側(cè)發(fā)育(圖14i)。2019年1月12—21日北側(cè)邊緣發(fā)生小崩解事件(圖14e、f), 崩解面積約為16 km2, 并在2019年4月18—5月6日間再次崩解出兩塊冰山(圖14g、h)。

由于2018年崩解后, 中部冰架與西側(cè)支流失去接觸, 使得南側(cè)前緣失去支撐力, 自2019年8月8日開始至2020年2月大規(guī)模崩解前共發(fā)生至少7次局部小規(guī)模崩解(圖15a—f, 紅色多邊形)。

2020年2月11日的Landsat-8影像可以見到由此裂縫已崩解出總面積約為354 km2的冰山(圖15g), 其中最大的冰山B-49面積為116 km2, 在崩解后20天內(nèi)繼續(xù)崩解成許多小冰山(圖15g—i),北側(cè)前緣也于2月15—27日之間發(fā)生小規(guī)模崩解(圖15h、i)。前緣線在崩解后向上游退縮約11 km, 位移至自1947年來最接近上游的位置。

圖14 2018年6月4日—2019年6月3日PIG前緣Landsat-8影像. a), g)—i)為紅外影像, 其余為可見光影像

Fig.14. The Landsat-8 images of PIG from 4 June 2018 to 3 June 2019. Images (a) and (g)—(i) are infrared images, and others are visible images

4 結(jié)論

冰架前緣的動態(tài)變化, 可以反映冰架的物質(zhì)平衡狀態(tài)。本文基于Landsat系列衛(wèi)星和HY-1C光學影像、ERS-1衛(wèi)星和RADARSAT衛(wèi)星SAR影像及航空影像, 利用前緣線識別及開口盒方法, 分析1947—2020年P(guān)IG的前緣變化特征。結(jié)果表明PIG在近73年來至少發(fā)生過17次規(guī)律性大規(guī)模崩解事件, 其崩解周期在1995—2013年約為6年, 2013—2018年約為1~2年; 由開口盒法計算得到前緣附近的流速在這73年間呈現(xiàn)上升趨勢。2013年后冰架崩解周期縮短; 2015年崩解事件后, PIG的北側(cè)前緣不再與冰架底部的海脊接觸; 2018年崩解后, 中部冰架與來自西側(cè)支流的厚冰失去接觸。結(jié)合PIG在1947—2020年間崩解事件的相關(guān)研究, 總結(jié)出厄爾尼諾現(xiàn)象、冰架底部的CDW暖化、底部融化率增加、底部裂隙的發(fā)育、冰水混合物的消退以及冰架與海脊間歇接觸產(chǎn)生的背應(yīng)力等是導(dǎo)致PIG崩解的可能驅(qū)動因子。后續(xù)將利用多種方法提取PIG流速, 并分析PIG應(yīng)變率的時空變化, 深入了解近年崩解事件與應(yīng)變率變化之間的關(guān)系及其驅(qū)動機制。

圖15 2019年8月8日—2020年2月27日PIG前緣Landsat-8影像以及2月15日ASTER影像. a)為紅外影像, 其余為可見光影像

Fig.15. The Landsat-8 images of PIG from 8 August 2019 to 27 February 2020 and the ASTER image on 15 February 2020. Image (a) is infrared image, and others are visible images

1 秦大河, 丁永建. 冰凍圈變化及其影響研究——現(xiàn)狀、趨勢及關(guān)鍵問題[J]. 氣候變化研究進展, 2009, 5(4): 187-195.

2 BINDSCHADLER R, CHOI H, WICHLACZ A, et al. Getting around Antarctica: New high-resolution mappings of the grounded and freely-floating boundaries of the Antarctic ice sheet created for the International Polar Year[J]. The Cryosphere, 2011, 5(3): 569-588.

3 DEPOORTER M A, BAMBER J L, GRIGGS J A, et al. Calving fluxes and basal melt rates of Antarctic ice shelves[J]. Nature, 2013, 502(7469): 89-92.

4 李斐, 王振領(lǐng), 張宇, 等. 基于Sentinel-1 SAR的埃默里冰架前端位置自動檢測研究[J]. 武漢大學學報信息科學版, 2018, 43(12): 2012-2022.

5 劉芮希, 周春霞, 梁琦. 基于多源遙感數(shù)據(jù)的中山站附近地區(qū)冰架和冰川變化監(jiān)測[J]. 極地研究, 2017, 29(4): 446-453.

6 張辛, 周春霞, 鄂棟臣, 等. 基于多源遙感數(shù)據(jù)的南極冰架與海岸線變化監(jiān)測[J]. 地球物理學報, 2013, 56(10): 3302-3312.

7 SWITHINBANK C, WILLIAMS R S, Jr, FERRIGNO J G, et al. Coastal-change and glaciological map of the eights coast area, Antarctica, 1972—2001[R]. [S.l.]: US Geological Survey, 2004.

8 國家海洋局極地考察辦公室,中國地名委員會辦公室.南極洲詞典[M].海洋出版社, 1998: 672.

9 DIRSCHERL M, DIETZ A J, DECH S, et al. Remote sensing of ice motion in Antarctica – A review[J]. Remote Sensing of Environment, 2020, 237: 111595.

10 RIGNOT E. Ice-shelf changes in pine island bay, Antarctica, 1947—2000[J]. Journal of Glaciology, 2002, 48(161): 247-256.

11 JEONG S, HOWAT I M, BASSIS J N. Accelerated ice shelf rifting and retreat at Pine Island Glacier, West Antarctica[J]. Geophysical Research Letters, 2016, 43(22): 11720-11725.

12 ARNDT J E, LARTER R D, FRIEDL P, et al. Bathymetric controls on calving processes at Pine Island Glacier [J]. The Cryosphere Discussions, 2018, 12(6): 1-19.

13 KELLOGG T B, KELLOGG D E. Recent glacial history and rapid ice stream retreat in the Amundsen Sea[J]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 1987, 92(B9): 8859.

14 BINDSCHADLER R A. History of lower Pine Island Glacier, West Antarctica, from landsat imagery[J]. Journal of Glaciology, 2002, 48(163): 536-544.

15 JOUGHIN I, RIGNOT E, ROSANOVA C E, et al. Timing of recent accelerations of Pine Island Glacier, Antarctica[J]. Geophysical Research Letters, 2003, 30(13): 1706.

16 MOUGINOT J, RIGNOT E, SCHEUCHL B. Sustained increase in ice discharge from the Amundsen Sea Embayment, West Antarctica, from 1973 to 2013[J]. Geophysical Research Letters, 2014, 41(5): 1576-1584.

17 JACOBS S S, JENKINS A, GIULIVI C F, et al. Stronger ocean circulation and increased melting under Pine Island Glacier ice shelf[J]. Nature Geoscience, 2011, 4(8): 519-523.

18 VAUGHAN D G, SMITH A M, CORR H F J, et al. A review of Pine Island Glacier, West Antarctica: Hypotheses of instability vs. observations of change[M]//ALLEY R B, BINDSCHADLER R A. The West Antarctic Ice Sheet: Behavior and Environment, Washington D C:American Geophysical Union, 2001: 237-256.

19 RIGNOT E. Changes in West Antarctic ice stream dynamics observed with ALOS PALSAR data[J]. Geophysical Research Letters, 2008, 35(12): L12505.

20 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(209): 458-466.

21 HAN H, IM J, KIM H C. Variations in ice velocities of Pine Island Glacier Ice Shelf evaluated using multispectral image matching of Landsat time series data[J]. Remote Sensing of Environment, 2016, 186: 358-371.

22 RIGNOT E, VAUGHAN D G, SCHMELTZ M, et al. Acceleration of Pine Island and Thwaites Glaciers, West Antarctica[J]. Annals of Glaciology, 2002, 34: 189-194.

23 CHRISTIANSON K, BUSHUK M, DUTRIEUX P, et al. Sensitivity of Pine Island Glacier to observed ocean forcing[J]. Geophysical Research Letters, 2016, 43(20): 10817-10825.

24 趙家銳, 柯長青. 基于Sentinel-1SAR數(shù)據(jù)的南極松島冰川流速監(jiān)測[J]. 冰川凍土, 2019, 41(1): 12-18.

25 MOON T, JOUGHIN I. Changes in ice front position on Greenland's outlet glaciers from 1992 to 2007[J]. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 2008, 113(F2): F02022.

26 RIGNOT E, MOUGINOT J, SCHEUCHL B. MEaSUREs InSAR-Based Antarctica Ice Velocity Map, Version 2. [EB/OL]. [2020-02-11]. https: //nsidc.org/data/NSIDC-0484/.

27 LUCKMAN A, BENN D I, COTTIER F, et al. Calving rates at tidewater glaciers vary strongly with ocean temperature[J]. Nature Communications, 2015, 6: 8566.

28 MILES B, Synchronous terminus change of East Antarctic outlet glaciers linked to climatic forcing[D]. Durham: Durham University, 2013.

29 WILLIAMS R, FERRIGNO J, KENT T, et al. Landsat images and mosaics of Antarctica for mapping and glaciological studies[J]. Annals of Glaciology,1982, 3, 321-326. DOI: 10.1017/s0260305500003001.

30 CRABTREE R D, DOAKE C S M. Pine Island Glacier and its drainage basin: Results from radio echo-sounding[J]. Annals of Glaciology, 1982, 3: 65-70.

31 LINDSTROM D, TYLER D. Preliminary results of Pine Island and Thwaites Glacier study[J]. Antarctic Journal, 1984, 19(5): 53-55.

32 SCHNEIDER D P, STEIG E J. Ice cores record significant 1940s Antarctic warmth related to tropical climate variability[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2008, 105(34): 12154-12158.

33 SMITH J A, ANDERSEN T J, SHORTT M, et al. Sub-ice-shelf sediments record history of twentieth-century retreat of Pine Island Glacier [J]. Nature, 2016, 541(7635): 77.

34 HELLMER H H, JACOBS S S, JENKINS A. Oceanic erosion of a floating Antarctic glacier in the Amundsen sea[M]// STANLEY J S, RAY W F. Ocean, Ice, and Atmosphere: Interactions at the Antarctic Continental Margin. Washington D C: American Geophysical Union, 1998: 83-99.

MONITORING ICE FRONT CHANGES OF THE PINE ISLAND GLACIER, WEST ANTARCTICA, DURING 1947–2020

Chien Yide1,2, Zhou Chunxia1,2, Chen Yiming1,2, Zeng Tao3, Liu Jianqiang3

(1Chinese Antarctic Center of Surveying and Mapping, Wuhan University, Wuhan 430079, China;2Key Laboratory of Polar Surveying and Mapping, Ministry of Natural Resources of the People's Republic of China, Wuhan 430079, China;3National Satellite Ocean Application Service, Beijing 100081, China)

The Pine Island Glacier (PIG), West Antarctica, has been an area of frequent calving and frontal changes in recent years. We present a comprehensive history of ice front changes of the PIG during 1947–2020 derived from optical satellites (Landsat and HY-1C), Synthetic Aperture Radar (SAR) (ERS-1 and RADARSAT), and aerial images. The open-ended box method was also adopted in this study. There were at least 17 large calving events at the PIG in the past 73 years. The calving cycle was approximately 6 years during 1995–2013 and about 1~2 years from 2013 to the present. The velocity near the calving front calculated by the open-box method increased over the past 73 years. Based on our results combined with studies of calving events between 1947 and 2020, we concluded that El Ni?o, Circumpolar Deep Water, basal melt rates, basal crevasses, ice mélange, and back stress caused by intermittent contact between the ice shelf and the ridge were possible factors resulting in ice shelf calving events.

Pine Island Glacier, ice-front variation, calving, open-ended box method

2020年3月收到來稿, 2020年5月收到修改稿

國家自然科學基金(41776200, 41531069, 41941010)資助

錢懿德, 女, 1996年生。碩士研究生, 主要從事冰蓋/冰架遙感監(jiān)測研究。E-mail: qianyide@whu.edu.cn

周春霞, E-mail: zhoucx@whu.edu.cn

10. 13679/j.jdyj.20200010