梁相安 張聞松 李雅 陸瑤 楊康,2,3

(1 南京大學(xué)地理與海洋科學(xué)學(xué)院,江蘇 南京 210023;2 江蘇省地理信息技術(shù)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,江蘇 南京 210023;3 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(珠海),廣東 珠海 519080)

0 引言

南極冰蓋物質(zhì)損失是造成全球海平面上升的重要原因之一,研究南極冰蓋物質(zhì)平衡有助于提高海平面上升預(yù)測精度[1]。近年來,已有研究通過衛(wèi)星遙感影像在南極冰蓋表面觀測到了規(guī)模龐大形態(tài)復(fù)雜的冰面融水,這些冰面融水會通過直接或間接的方式影響冰架穩(wěn)定性,進(jìn)而影響南極冰蓋物質(zhì)平衡[1-4]。因此,研究南極冰蓋冰面融水的動態(tài)變化,有助于分析冰架穩(wěn)定性,從而更準(zhǔn)確地估計南極冰蓋物質(zhì)平衡[1]。

目前,已有研究開展了南極冰蓋典型消融區(qū)冰面融水遙感監(jiān)測研究。例如,Dell 等[5]利用Landsat-8 和Sentinel-2 影像監(jiān)測了Nivilisen 冰架冰面融水的動態(tài)變化,發(fā)現(xiàn)在消融季內(nèi),大量融水通過冰面或冰下通道向冰架前端輸送;Bell 等[3]通過Landsat-8 OLI 影像發(fā)現(xiàn)Nansen 冰架的冰面融水通過瀑布(waterfall)和冰坑(doline)快速排出冰架,有利于增強(qiáng)冰架穩(wěn)定性;Kingslake 等[4]通過LandsatASTERWorldView 衛(wèi)星影像和航空相片展示了南極冰蓋多個典型消融區(qū)的冰面水系,指出南極冰蓋表面融水的分布范圍及影響遠(yuǎn)超過去的預(yù)測;璩榆桐等[6]利用Landsat-8 影像實(shí)現(xiàn)了東南極達(dá)爾克冰川季節(jié)性消融信息提取,發(fā)現(xiàn)消融最早出現(xiàn)在地形下降劇烈的觸地線附近。

南極半島消融劇烈,每年消融期大量融水在冰面存儲與輸送,是研究冰面融水與冰架穩(wěn)定性相互作用的典型區(qū)域。例如,Banwell 等[7]通過Landsat-7 ETM+和ASTER 影像監(jiān)測了Larsen B冰架崩解前發(fā)生的冰面湖快速排水(fast drainage)事件,發(fā)現(xiàn)融水的存儲和輸送會壓迫冰架使其發(fā)生彎曲和斷裂;Tuckett 等[8]發(fā)現(xiàn)南極半島地區(qū)的融水會進(jìn)入冰架內(nèi)部,造成冰流速增加,進(jìn)而減弱冰架穩(wěn)定性;Banwell 等[9]通過微波遙感數(shù)據(jù)和光學(xué)影像數(shù)據(jù)監(jiān)測了George VI 冰架表面融水長時間序列的動態(tài)變化,發(fā)現(xiàn)2019—2020年消融季,George VI 冰面消融的持續(xù)時間和范圍急劇增加。然而,目前關(guān)于南極半島冰面融水的研究主要聚焦于南極半島東岸Larsen A/B/C 冰架,南極半島西岸冰面融水的時空動態(tài)尚不明確。此外,這些研究大多分析冰面融水在特定消融時刻或一個消融期內(nèi)的分布狀況,對冰面融水長時序時空動態(tài)及其驅(qū)動機(jī)制的分析較少。

本研究旨在分析南極半島巴赫冰架(Bach Ice Shelf)上,冰面融水空間分布特征及其長時序動態(tài)變化規(guī)律,并探究遙感反演的冰面融水體積與MERRA-2 模型建模融水徑流量的關(guān)系。

1 研究區(qū)域與研究數(shù)據(jù)

1.1 研究區(qū)域

巴赫冰架(72°W,72°S)位于南極半島西岸的亞歷山大島(Alexander Island,70°W—73°W,71°S—72°S)的南部,長約72 km。巴赫冰架冰面消融十分劇烈,大量融水在冰架表面存儲和輸送,研究其冰面融水的空間分布及動態(tài)變化特征,有助于提升對南極半島冰面融水形成與演化規(guī)律的理解。根據(jù)MEaSUREs Bed Machine Antarctica(Version 1)數(shù)據(jù)集2019年11月5日的數(shù)據(jù),在研究區(qū)域內(nèi),冰架厚度最大處為821 m,最小處為0 m(裸巖),平均冰架厚度 355 m(標(biāo)準(zhǔn)差為172 m)。除少數(shù)裸露的巖石外,該地區(qū)幾乎全部被永久性積雪和冰川所覆蓋。巴赫冰架消融具有季節(jié)性,每年夏季(11月至次年4月)融水通過冰面水系輸送并存儲至冰面湖中,這些冰面湖主要集中在冰架的東北部,因此本文選擇巴赫冰架的東北部(面積約1800 km2)作為研究區(qū)域(圖1)。

圖1 研究區(qū)域。a)研究區(qū)域位置;b)研究區(qū)域Landsat-8 假彩色合成影像。其中b)圖為a)中紅框區(qū)域,其成像時間為2020年1月7日;RGB:band 5(近紅外),band 4(紅光),band 3(綠光)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 研究數(shù)據(jù)

本文使用的遙感數(shù)據(jù)是Landsat-8 衛(wèi)星搭載的陸地成像儀(Operational Land Imager,OLI)影像,共有9 個波段,其中2～4 波段分別為藍(lán)光綠光和紅光波段,5 波段為近紅外波段,空間分辨率均為30 m,影像數(shù)據(jù)在研究區(qū)內(nèi)時空覆蓋較完整。本文選取了2013—2020年的21 期高質(zhì)量(16 期云覆蓋＜20%,5 期云覆蓋＜40%)Landsat-8 OLI 影像(表1),所有影像通過美國地質(zhì)調(diào)查局(United States Geological Survey,USGS)官方網(wǎng)站(https://www.usgs.gov/)獲得。

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)是美國國家航空航天局的全球模擬與同化辦公室(Global Modeling and Assimilation Office,GMAO)開發(fā)的全球大氣再分析數(shù)據(jù)集。MERRA-2 可以模擬影響南極冰蓋表面物質(zhì)平衡的日徑流量(runoff)等變量[10],空間分辨率0.5°×0.625°,目前可獲取1980—2020年的數(shù)據(jù)[11]。其中,日徑流量表示當(dāng)天冰面總消融量中可轉(zhuǎn)化為冰面融水徑流的部分,輸出單位為mm·d-1。研究將日徑流量乘以研究區(qū)面積,得到研究區(qū)內(nèi)的日徑流總量(m3·d-1),累積每個消融季從消融開始到某一指定日期的日徑流總量,可以得到冰面融水總體積模擬結(jié)果。

本文采用南極冰蓋高空間分辨率數(shù)字高程模型(Reference Elevation Model Antarctica,REMA)定量化描述冰面地形對冰面融水分布的影響。該產(chǎn)品融合了 2010—2018年獲取的 WorldView-1/2/3 和GeoEye-1 高空間分辨率衛(wèi)星遙感影像,可覆蓋 98%的南極冰蓋區(qū)域,覆蓋范圍延伸到88°S,空間分辨率為8 m,垂直精度為1 m[12]。

2 研究方法

2.1 冰面融水范圍遙感信息提取方法

研究利用歸一化水體指數(shù)(Normalized Difference Water Index,NDWI)提取冰面融水[13]。NDWI利用水體在近紅外波段反射率極低而在可見光波段反射率較高的光譜特征,能夠有效區(qū)分冰面水體與背景冰雪[14],計算公式如下:

其中,Green和NIR分別表示綠光和近紅外波段大氣層頂反射率。本文使用NDWI單閾值分割法進(jìn)行冰面融水的水體范圍提取,以0.01 為間隔遍歷0.1 到0.3 內(nèi)所有值后,選取提取效果最好的0.2作為統(tǒng)一閾值。該NDWI閾值與東南極Nansen冰架冰面湖提取(0.25)[3]環(huán)南極冰蓋多個典型消融區(qū)冰面湖提取(0.19)[15]等研究使用的閾值相近。最終得到21 期二值化水體提取結(jié)果,其中1代表水體像元,0 代表非水體像元,統(tǒng)計水體像元數(shù)目后,將水體像元數(shù)目與像元面積相乘得到研究區(qū)內(nèi)的水體總面積。進(jìn)一步將21 期冰面融水提取結(jié)果疊加,得到2013—2020年冰面融水最大空間分布范圍。

2.2 冰面融水體積遙感反演方法

研究通過光學(xué)影像經(jīng)驗(yàn)公式法反演融水深度。首先,將原始影像中的DN(Digital Number)值轉(zhuǎn)化為大氣層頂反射率(Top of Atmosphere,TOA),然后通過南極冰面湖深度反演經(jīng)驗(yàn)公式反演水深[16],計算公式如下:

其中,z為反演得到的冰面融水水深,Blue與Red分別為藍(lán)光與紅光波段的大氣層頂反射率,水深反演均方根誤差(RMSE)為0.38 m[17]。反演得到的水深柵格中,每個像元的值代表了當(dāng)前位置的水深,單位為m。統(tǒng)計研究區(qū)內(nèi)水深柵格的像元值之和,并與單個像元面積(900 m2)相乘,即得到冰面融水總體積。

3 結(jié)果

3.1 冰面融水空間分布

巴赫冰架冰面融水的形態(tài)呈現(xiàn)為冰面湖(0.3±0.2 km2)與河寬較寬(70±30 m)的冰面河。每年12月,融水分布在觸地線附近;在消融較劇烈的1月和2月,融水?dāng)U張至觸地線以外距離較遠(yuǎn)的地區(qū)(圖2)。大部分(＞95%)冰面融水分布在低海拔(＜40 m)地區(qū)和坡度較小(＜1°)的地區(qū)(圖3)。

圖3 巴赫冰架2013—2020年冰面融水最大空間分布。a) 水體掩膜;b) 水體像元處海拔;c) 水體像元處與觸地線距離;d) 水體像元處坡度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

冰面融水出現(xiàn)的最高海拔約為120 m,位于觸地線以內(nèi)約5 km 處;最低海拔為6 m,位于觸地線以外16 km 處。此外,91.7%的冰面融水分布在觸地線以外的冰架上,且冰架上＞90%的融水與觸地線距離較近(＜7 km)。在觸地線另一側(cè)的內(nèi)陸冰蓋表面,冰面融水主要存儲在數(shù)量有限(約30 個)的冰面湖中,彼此孤立并不連通,最遠(yuǎn)的冰面湖與觸地線相距13.5 km(圖23)。

圖2 巴赫冰架2013—2020年冰面融水提取結(jié)果Fig.2.Supraglacial meltwater extraction results of Bach Ice Shelf during 2013-2020

本研究利用人工數(shù)字化結(jié)果驗(yàn)證水體遙感提取精度。圖4a4b 是從2017年1月15日Landsat-8影像中選取的兩個驗(yàn)證區(qū)域,圖4c4d 是從2020年1月17日Landsat-8 影像中選取的兩個驗(yàn)證區(qū)域。結(jié)果表明本文方法提取的水體邊界與人工數(shù)字化結(jié)果較為一致(R2=0.98),冰面融水遙感提取結(jié)果可靠(圖4)。

圖4 驗(yàn)證樣本和提取結(jié)果。a)-d) 為驗(yàn)證區(qū)域局部放大圖;e) 精度檢驗(yàn)結(jié)果Fig.4.Validation sample and extraction results.a)-d) partial enlarged views;e) result of accuracy assessment

3.2 冰面融水年際變化

本研究利用MERRA-2 模型模擬了研究區(qū)內(nèi)冰面日徑流量,并與遙感影像監(jiān)測的融水面積和體積進(jìn)行了對比(圖5)。結(jié)果表明:(1)2013—2020年,巴赫冰架冰面消融強(qiáng)度總體呈上升趨勢,其中2013—2016年消融強(qiáng)度相差不大,2016—2018年消融強(qiáng)度迅速上升,2018—2019年消融強(qiáng)度較弱,2019—2020年消融強(qiáng)度達(dá)到頂峰;(2)在每個消融季內(nèi),冰面消融開始于12月下旬,于次年1月中旬至下旬達(dá)到峰值,之后開始減弱,直到次年2月中旬結(jié)束,其中2019—2020年消融持續(xù)時間較長,融水于12月下旬出現(xiàn),直至次年3月中旬結(jié)束;(3)模型模擬的2018年與2020年冰面徑流量峰值與遙感反演的冰面融水面積及體積對應(yīng)較好,其他年份可能受限于冰面融水遙感觀測頻次,并未發(fā)現(xiàn)這種對應(yīng)關(guān)系。

圖5 冰面融水動態(tài)變化。a)模型估計的日徑流量;b)遙感觀測融水面積;c)遙感觀測融水體積Fig.5.Seasonal evolution of surface meltwater.a) model estimated runoff;b) remotely sensed area of meltwater;c) remotely sensed volume of meltwater

研究進(jìn)一步對比了遙感反演的融水體積與模型模擬的冰面融水徑流量(圖 6)。結(jié)果表明,MERRA-2 模型高估了融水徑流總量,模型模擬的融水徑流量總體比遙感反演的融水體積高70.7%。其中,12月的樣本點(diǎn)(紅)大多分布于1∶1 線下方;1 份的樣本點(diǎn)(綠)大多分布于1∶1線上方;代表2月融水體積的點(diǎn)(藍(lán))全部分布于1∶1 線上方,且與1∶1 線距離較遠(yuǎn),說明從12月到次年2月,MERRA-2 模型對冰面融水徑流量的高估逐月增加。

圖6 模型模擬冰面融水徑流量與遙感反演融水體積對比Fig.6.Comparison of model estimated volume and remotely sensed meltwater volume

3.3 冰面融水年內(nèi)變化

本文進(jìn)一步分析了單個消融季內(nèi)冰面融水的動態(tài)變化(圖7)。消融初期,融水在觸地線附近生成,之后向低高程地區(qū)擴(kuò)展。隨著消融的增強(qiáng),研究區(qū)內(nèi)的冰面湖通過冰面水系相互連通,融水積累匯集成更大的冰面湖,這種現(xiàn)象在研究區(qū)內(nèi)融水總面積大于20 km2時出現(xiàn)。圖7 展示了消融增強(qiáng)階段,局部融水生成與演化的細(xì)節(jié),其中不同顏色代表了一個典型消融季(2017—2018年)內(nèi)不同日期的水體提取結(jié)果,可以看到冰面融水向下游擴(kuò)張的連續(xù)過程,新的冰面湖在上游冰面湖附近生成,上下游冰面湖通過冰面水系相互連通,上游冰面湖中的融水通過冰面河道向下游輸送,最終匯入一個大冰面湖(6.6 km2)中,并在其中存儲,不再向冰架前端輸送,冰面融水并未進(jìn)入大洋(圖7)。

4 討論

4.1 冰面融水形成與演化的驅(qū)動機(jī)制分析

巴赫冰架冰面融水的動態(tài)變化與東南極冰蓋沙克爾頓冰架(Shackleton Ice Shelf)[13]Nivilisen冰架[5]冰面融水相似。在消融初期,冰面融水在觸地線附近生成,而不是在高程更低的冰架前端生成,這可能與南極地區(qū)的下降風(fēng)(katabatic wind)有關(guān)。觸地線位于高海拔地區(qū)(冰蓋)與低海拔地區(qū)(冰架)交界處,高壓氣流受重力作用加速下滑[3-4,17-18],形成強(qiáng)勁的下降風(fēng),吹散觸地線附近的表面積雪,形成反照率較低的藍(lán)冰,加快觸地線附近地區(qū)的消融,從而產(chǎn)生冰面融水[19]。進(jìn)一步,冰面融水的反照率顯著低于冰雪,會加速周邊區(qū)域冰面融化,形成正反饋機(jī)制,產(chǎn)生的大量融水在地形作用下向下游輸送,冰面融水持續(xù)擴(kuò)張[20-21]。

融水進(jìn)入冰面湖后,有兩種情景:(1)如果該冰面湖與冰面河道連通,則融水沿河道向下游輸送;(2)如果該冰面湖不與冰面河道連通,則融水將在冰面湖中存儲,填滿冰面湖的湖盆后,融水溢出并在重力作用下向下游輸送[22-26]。由于研究區(qū)內(nèi)融水主要分布在坡度較緩(＜1°)的地區(qū),上下游高程差小,可轉(zhuǎn)化為水流動能的重力勢能有限。因此,在連接上下游的冰面水系中,融水流速慢徑流量小,在融水向下游擴(kuò)張時,上游的冰面湖縮小不明顯,大部分上游冰面湖面積保持不變或略有上升(圖7)。由此判斷,通過冰面水系輸往下游的融水總量小于或等于上游冰面湖自身位置冰面消融的增量。

圖7 2017—2018年冰面融水動態(tài)變化。a) 空間上的演化過程;b) 體積和面積的動態(tài)變化Fig.7.Intra-seasonal(2017-2018) evolution of surface meltwater.a) spatial evolution;b) variation of volume and area

4.2 MERRA-2 模擬結(jié)果誤差分析

MERRA-2 模型對融水模擬的誤差主要有三個來源。(1)MERRA-2 模型并未考慮融水的蒸發(fā)過程,存儲在冰面湖中的融水,除了因重凍結(jié)作用造成的損失外,還有一部分會通過蒸發(fā)作用進(jìn)入空氣中[27],MERRA-2 模型忽略了這部分融水損失[11],該誤差會隨時間不斷累積,因此從12月到次年2月,模型對融水的高估呈增加趨勢(圖6)。(2)MERRA-2 的空間分辨率為0.5°×0.625°(約56 km ×44 km),研究區(qū)的面積較小,只包含1～2 個MERRA-2 網(wǎng)格單元,在消融初期(12月),由于空間分辨率過粗,MERRA-2 模型可能并沒有捕捉到冰面的消融,導(dǎo)致模型估計值小于實(shí)際冰面融水總量(圖6)。(3)模型模擬和遙感反演的融水體積是在同一范圍中進(jìn)行統(tǒng)計的,顯然該統(tǒng)計范圍的選擇也會影響結(jié)果,理想的統(tǒng)計范圍應(yīng)該包含研究區(qū)內(nèi)所有融水及其上游的匯流區(qū)域[28]。然而,本文使用的統(tǒng)計范圍不僅包含了融水上游的匯流區(qū)域,還包含了部分處于融水下游的區(qū)域,這些區(qū)域產(chǎn)生的消融不會為研究區(qū)內(nèi)的冰面湖提供融水,但該區(qū)域的冰面消融量也被計入了模型模擬的融水總量中,造成模型模擬結(jié)果偏大。在未來的對比中,應(yīng)該使用空間分辨率更高(1～10 km)的區(qū)域氣候模型[29-30],并且考慮冰面融水的蒸發(fā)過程[31]。

5 結(jié)論

本文結(jié)合Landsat-8 影像高分辨率數(shù)字高程產(chǎn)品REMA 和再分析數(shù)據(jù)集MERRA-2,分析了2013—2020年南極半島巴赫冰架冰面融水動態(tài)變化,對比了MERRA-2 模型模擬的融水徑流量與遙感反演的融水體積,主要結(jié)論如下。

1.＞90%的冰面融水分布在觸地線以外的浮冰上,與觸地線距離較近(＜7 km),融水通過冰面水系在不同冰面湖之間輸送,并未到達(dá)冰架前端進(jìn)入大洋。

2.2013—2020年冰面融水面積與體積呈上升趨勢,每年 12月中旬融水出現(xiàn)在觸地線周圍,并開始向冰架前端擴(kuò)張,次年1月中下旬達(dá)到最大值,之后冰面融水開始減少,最終完全消失。

3.冰面融水體積小于MERRA-2 模型模擬的融水徑流量,MERRA-2 模型過高估計了冰面實(shí)際融水徑流量。

由于本研究區(qū)可用Landsat-8 影像較少,尚不能連續(xù)監(jiān)測單個消融季內(nèi)冰面融水的動態(tài)變化。后續(xù)研究應(yīng)融合多源遙感影像,增加影像的時間覆蓋頻率,實(shí)現(xiàn)更精細(xì)的消融季內(nèi)冰面融水動態(tài)監(jiān)測,從而進(jìn)一步提升對南極冰蓋典型消融區(qū)冰面融水變化規(guī)律的理解。