原始研究的文章

前面。2022年11月远程Sens。10
秒。遥感时间序列分析
卷3 - 2022 | https://doi.org/10.3389/frsen.2022.953733

时空变化分析融雪使用散射仪在南极冰架

Alvarinho j·路易斯 ¹*,

Mahfooz阿拉姆 ²和

Shridhar d Jawak ³

¹极地遥感部分,国家极地和海洋研究中心、地球科学、瓦斯科·达·伽马,印度果阿
²RMSI私人有限公司,诺伊达,印度北方邦
³北极斯瓦尔巴特群岛综合地球观测系统(SIOS) SIOS知识中心,挪威斯瓦尔巴特群岛

使用Scatterometer-based后向散射数据,南极冰架的时空熔体动态跟踪从2000年到2018年。我们建造融化整个南极冰架开始和持续时间地图使用基于像素,基于后向散射的自适应阈值方法在冬天和夏天之间的过渡时期。我们探索气候影响的空间范围和时间融雪利用自动气象站的气象数据和调查气候控制融雪的空间范围和时间。融化程度通常在后者一周的11月开始,在12月底/ 1月达到顶峰,然后消失在第一/第二周2月在大多数冰架。南极半岛(美联社),平均融化是70天,11月20日开始融化的几乎50%的地区。美联社相比,南极东部经历更少的融化,融化持续40 - 50天。Larsen-C,沙克尔顿、测定和Fimbul冰架,有大量的融化面积和空气温度之间的联系。找到显著相关性之间增加温度平流和高融化面积测定,沙克尔顿,Larsen-C冰架。时间序列的融化总面积−196公里的呈下降趋势²/年统计显著的在97%区间。之间的远程并置对比发现熔化区和南部的组合异常环形模式和南方涛动指数指向南方高纬度耦合到全球气候系统。最持久最密集的融化发生在美联社,西冰架,沙克尔顿冰架,测定冰架,应该积极为未来的稳定性监测。

1介绍

表面积雪融化大多发生在南国的夏天在南极冰架边缘接地冰。低密度冰架附近的积雪层表面提供一个融水的多孔介质可以渗透和凝结潜热释放在这个过程中造成额外的融化和融水水洼上表面(荷兰et al ., 2011;Munneke et al ., 2017)。融水池塘填补和放大冰裂缝,创建冰架崩解的理想情况下(Banwell et al ., 2013;Scambos et al . 2000)。由于压力变化与融水循环和排水、广泛地表积水可能危及冰架稳定性(Scambos et al . 2003;MacAyeal et al ., 2003;Banwell et al . 2019)。因此,这些过程可能导致水力压裂(Dunmire et al ., 2020;赖et al ., 2020),特别是如果冰架削弱由于裂缝(Lhermitte et al ., 2020))。因此,融水的数量可以被用作衡量冰架的稳定性。

融雪量和持续时间影响的热传输积雪和潜热运输由水蒸气之间的表面和大气层,以及全球大气环流和气候变化。melt-freeze周期影响雪变质,这改变了量子吸收的太阳能的积雪,导致了一个积极的反馈可能造成额外的融化(皮卡德et al ., 2007),由即将离任的湍流通量(只是部分补偿Van den Broeke, 2005年)。王子的大规模崩溃古斯塔夫和拉森冰架在1995年1月下旬(Rott et al ., 1996;Doake et al ., 1998;格拉瑟et al ., 2011;Scambos et al ., 2003)与大气变暖后广泛而持久的表面融化(Rott et al ., 1996;Doake et al ., 1998;格拉瑟et al ., 2011;Scambos et al . 2003,2009年;库克和沃恩,2010年)。如果失去了进一步冰架,移除grounded-ice悬崖的支撑效应可能支持快速撤退(实用和沃克,2012年;DeConto波拉德,2016)。

冰架可能变得更容易崩溃由于持续高表面融水重新冻结,那温暖并削弱了冰(哈伯德et al ., 2016;菲利普斯et al ., 2010)。因此,确定确切日期、持续时间、结束日期,分布的融雪对健康有重大影响的南极冰架。

气候变化机制连接冰架损失仍在争论。据几位研究,增加基底融化造成的海洋变暖洋流和/或改变加速冰架撤退(牧羊人et al ., 2003;宾利et al ., 2005)。其他人则指出,长期和广泛的南极冰融化会导致快速放电,这可能扰乱质量平衡由于冰架崩塌(特斯科,2009;王2012年;DeConto波拉德,2016)。由于恶劣天气和高昂的物流成本,现场监视和检测这个场景对于这样一个大型和遥远的南极大陆是极其困难的。熔体池已经使用卫星遥感技术监测在一个广大的地区。融化时间(MD)和程度可以用微波亮度温度的测量估计(T_b)和正常化雷达截面(σ⁰)。在微波频段,甚至少量的液态水在雪包大大影响雪的介电特性,导致大型微波测量的变化(Ashcraft和长,2006年)。

虽然光学图像可以检测熔体池,无云情况是不常见的南极洲上空,和池塘很快再冰冻,使被动微波辐射计(麻省理工),雷达散射仪以及合成孔径雷达(SAR)合适的工具来监控表面融化在各种天气条件。探讨intra-annual、年际变化的表面融化,空间上一致的和暂时的不间断微波数据是必需的。各种研究人员利用扫描多通道微波辐射计(深圳)和特殊传感器微波/成像仪(SSM / I)在国防气象卫星计划(DMSP)调查表面在格陵兰冰盖融化(阿姆斯特朗et al ., 2003)。(坎贝尔et al ., 1984;安德森,1987;嘉里蒂et al ., 1992;Mote et al ., 1993;Mote和安德森,1995;Abdalati和史蒂芬,1995,Abdalati和史蒂芬,1997,Abdalati和史蒂芬,2001;Joshi et al ., 2001)。

尽管没有很多研究在南极冰盖的融化格陵兰岛,有一些研究利用散射仪进行南极半岛(美联社)(昆兹和长,2006年;郑et al ., 2019;郑et al ., 2020)。深圳和SSM / I数据分析了从1978年到1991年在美联社(里德利,1993),而齐瓦利和的确(1994)深圳数据绘制南极融化期持续时间从1978年到1987年,他们发现与空气温度和重力风的影响。皮卡德et al . (2007)派生的表面融化使用微波辐射计(1980 - 2006),发现延长的冰架融化期,缩短融化季节的美联社的山区,西部地区的减少(增加)MD(东部和罗斯海)。王et al。(2018)结合SSMI和QuikSCAT数据检测融雪南极洲上空。美联社冰架研究融雪Fahnestock et al。(2002)从1978年到2000年,Torinesi et al。(2003)关注区域表面融化时间从1980年到1999年的变化。Munneke et al。(2018)使用快速散射仪(QuikScat, 2000 - 2009)和先进的散射仪(ASCAT, 2009 - 2016)报告冬天融化天造成美联社fohn-driven变暖(一种干燥,相对温暖,下坡的风出现在山脉的背风面)。Banwell et al。(2021)观察到表面MD和程度特别高北部乔治六世冰架,引起持续温暖的空气温度为55 - 90 h在南国的夏天,在一个案例研究。

尽管微波散射仪的观测时间序列较短长度比麻省理工辐射计、高度敏感融雪和更高的空间分辨率(2.225公里)(Ulaby等1982)让他们适当的工具来监控积雪。麻省理工传感器需要更高的液体水浓度检测融化,而主动传感器更敏感的存在极少量的积雪的液态水。主动微波传感器被用来监测融化格陵兰岛(Nghiem et al ., 2005;李et al ., 2017和其他人),北极冰川和冰架(Rotschky et al ., 2011;Nghiem et al ., 2001)和低纬度山区(Pandey et al ., 2013)已经使用散射仪来检测在南极洲融化(Nghiem et al, 2007年)。

我们利用高灵敏度散射仪探测水含量的变化来检测近地表南极冰盖融化。因为冰粒子转移辐射的能力深雪下恢复随着液体分数的增加或雪凝结,微波辐射减少。

湿雪作为黑人的身体和释放更多的能量随着水含量的增加,导致上升的T_b(Ulaby et al ., 1986)。微波传感器检测T_b增加的开始融化,减少最终冻结10 GHz(以上频率Ulaby et al ., 1986;Abdalati和史蒂芬,1997)。

我们的研究增加了早期的研究利用被动微波数据在更长一段时间(刘et al ., 2006)。散射仪数据分析更加敏感和准确的融化检测技术基于基于像素自适应阈值方法,在恒定值派生通过分析后向散射的变化在冬季和夏季之间的过渡时期(Bothale et al ., 2015)。表面融化分析跨越2000年到2018年在南极冰架(图1)。我们地址区域和时间趋势和变化基于表面融化的融雪数据从十八南国的夏天。我们还发现最广泛和强烈的冰架融化区域,定义季节性周期融化。融化事件的强度和时间也确定和讨论。在一个区域范围内,我们探索之间的关系表面熔化程度和持续时间和近地表空气温度自动气象站(AWS)。

图1

图1。南极冰架的地图在这个研究。冰架在不同地区:地区-(模拟)推断出的文本。

南极冰架的调节接地的流冰的海洋支撑(托马斯,1979)。增加表面的融化在南极洲(cf。Trusel et al ., 2015监控冰架稳定),引发兴趣,池塘的能力在战略位置,以及收集的能力,并通过许多水力压裂引起冰架崩塌(Kingslake et al ., 2017;贝尔et al ., 2018;赖et al ., 2020)。只关注冰架的理由如下。拉森冰架的崩溃,开始于1995年,是由许多部分组成的货架:拉森(最小的),拉森B,和拉森C(最大的),导致的损失超过27%的冰架区域。一个坊间证据表明,架子上瓦解由于变薄和弱点造成的过度夏天表面融化(cf。Luckman et al ., 2014)。测定冰架融化是一个大型的系统,产生约60吨/年的冰从2008年到2015年,占7%以上的东南极洲的冰总浪费(加德纳et al ., 2018)。尽管沙克尔顿冰架的质量平衡接近平衡,整个冰面前似乎撤退。

根据里戈诺特et al。(2019),南极洲西部经历了越来越冰损失−11.9±3吨/年1979 - 89−158.7±8吨/年2009 - 17日期间,和东南极洲的冰损失也从−11.4±4吨/年增加1979 - 89−51±13吨/年2009 - 17。冰损失来自美联社也增加了−16±2吨/年为1979 - 89−41.8±5吨/年2009 - 17。在阿蒙森海部门,从南极西部冰盖的冰损失和广泛的边缘变薄,加速质量损失,和接地线撤退,由于气温的升高和大海驱动机制(普里查德et al ., 2009:麦克米兰et al ., 2015)。近年来,斯坦利·冰架迅速萎缩,生产更多比任何其他冰架融化(里戈诺特et al ., 2013),它的融化速率一直在增加(保罗et al ., 2015)。观测表明,乔治六世冰架稳步回落在过去的20年,并可能自1936年以来,没有实质性的逆转(Lucchitta Rosanova, 1998)。

2数据和方法

2.1数据

2.1.1散射仪数据

时间序列的σ⁰从微波散射仪获得在多个卫星平台被用来分析雪melt-freeze周期南极冰架。我们专注于货架区域(图1),这是受到热空气从低纬度地区以及天气系统导致融化。夏季空气温度上升被认为是导致冰架解体,可能通过提供必要的表面融化裂隙传播(van den Broeke, 2005年)。表1列出了本研究中使用的数据集。我们用σ⁰提高分辨率的图像数据处理与散射仪图像重建(先生)技术,它结合了多σ⁰从单波束测量,无数的方位角度,和几个orbit-passes成像周期(早期和长,2001年;长,希克斯,2010年)。测量的空间响应函数允许更高的分辨率(长,2017)。由此产生的图像表示的非线性加权平均测量(早期和长,2001年),基于一个隐含的假设,即在整个成像表面性质保持不变。σ⁰与入射角(θ)建模通过使用σ⁰(θ)= A + B(θ-40°),在A和B是依赖于表面特征、方位角、偏振。一个是入射角规范化σ⁰值在40°发病率虽然B是σ的函数⁰(θ)。

表1

表1。数据源和散射仪的特点。

的σ⁰从QuikSCAT测量用于使切片,鸡蛋是两种类型。鸡蛋先生的名义像素的分辨率图像是4.45公里,据估计有效解决8 - 10公里,而slice-based先生的名义像素的分辨率图像是2.225公里,估计有5公里的有效决议。个人σ⁰数据已经修正了入射角的名义基准角使用B值约为0.13 dB /度slice-based先生的产品。

1999年6月推出以来,SeaWinds / QuikSCAT操作在Ku波段双极化模式(13.4 GHz)。我们使用H-polarized, 2.225公里分辨率的入射角46°2000年7月至2009年11月,加工利用散射仪图像重建(先生)技术。我们使用OSCAT / Oceansat-2 H-polarizedσ⁰数据与48°迎角从2009年11月到2014年2月。印度空间研究组织(ISRO)推出了Oceansat-2卫星在2009年9月,作为后续任务的QuikSCAT卫星2018年10月被关闭。

ASCAT / MetOp-A dual-fan-beam c波段散射仪与V-polarization 5.255 GHz。的σ⁰先生是由图像记录在4.45公里的入射角48.9°,2013年7月至2017年7月。此后,我们使用2.25公里分辨率OSCAT-2 / ScatSat-1σ⁰数据归一化到0°入射角为2016年10月到2018年2月。它在2016年10月发起的ISRO与规范Oceansat-2相似。从2000年11月到2018年2月,σ⁰时间序列跨度18南国的夏天融化季节。为了避免分裂夏季,融冰季节运行于前一年的11月1日至28日或2月29日的第二年,并简单地称为第二年(即。2000 - 01,夏天只是被称为2001)。

2.1.2模型再分析数据

占净热通量及其可能作用在表面融化,我们使用了热流参数对0.25°×0.25°决议基于月度预测。这些数据来自于第五代ECMWF再分析(ERA5)全球气候和天气。ERA5大气和陆地再分析的分辨率31公里在高斯的网格(Tl639)和63公里为乐团成员(TL319)。大气的垂直分量组件包括从表面到1 Pa 137年的水平。

2.1.3自动气象站数据

获得的原始数据在不同时间分辨率从10分钟到3 h被用来创建单一的日常测量从NCDC GSOD数据库。被选出的五AWS覆盖广泛的融化政权,关注时态数据连续性和数据质量在南国的夏天。这些都是在70.89°S, 69.87°E(金刚砂G3由澳大利亚),72.2°S, 60.16°W(巴特勒岛由英国),75.86°S, 59.15°W(利伯特由英国),70.66°S, 8.25°E (Neumayer由德国),127.05和73.2°S°W(金刚砂G3由澳大利亚)(冰期由美国山)。附近的空气温度数据从这些AWS允许我们建立表面融化和空气温度之间的关系(图2,3)。

图2

图2。的时间序列QuikSCAT-basedσ0(蓝线)覆盖日常温度(红线)测定G3 AWS网站(70.8919°S, 69.8725°E)。变量每年融化阈值计算使用的右边情商。为7 - 9月这个网站所示水平绿色条。在南国的夏天σ0低于阈值时,即,December- February (magenta boxes), the day is characterized as melting according to情商1。时间序列2000年7月1日开始。

图3

图3。雪melt-area和南国夏季空气温度之间的关系(一)拉森冰架,(B)斯坦利·冰架,(C)沙克尔顿冰架,(D)测定冰架(E)Fimbul冰架。

2.2方法

2.2.1融化检测

少量的液体水的影响雪在微波频率的电特性是用来检测融化。因为微波穿透干燥的冬季降雪容易,从air-snow联系可以忽略色散(Rott et al ., 1996;昆兹和长,2006年)。体积散射/散射从个人雪谷物和内部层积雪确定微波后向散射响应(Ulaby et al ., 1986)。电气性能最大的变化发生在介电常数的虚部介绍了仅仅0.5%液态水通过表面融化(Ulaby et al ., 1986)。积雪的液态水的存在增强了微波吸收,减少穿透深度和地下散射,降低σ⁰(Ashcraft和长,2006年;Ulaby et al ., 1986;王et al ., 2007)。同样,σ⁰可能再冰冻期间上升,下降一旦融雪简历。图2显示了σ的变化⁰信号相对于空气温度(Ta)。

在微波测量是用来检测融化,可能存在液态水即使气温低于0°C,这取决于其他表面能量平衡因素。在这种背景下,“大条件”是指融雪或液态水从先前的重新冻结融化。根据使用的卫星数据,许多研究表明替代策略检测融化。长(2006)采用最大似然比的方法来预测ice-states基于极化率,H-polarization的比率和V-polarization后向散射数据。的比例计算概率密度函数(PDF)使用他们的方法。的检测/冻结在南极融化,Bothale et al。(2015)使用一种自适应基于阈值的分类。这种自适应基于阈值的分类方法估计基于前面的南国冬天融化/冻结的意思是,标准偏差,dropin后向散射系数南国的夏天。一些研究利用其他方法来检测融化状况,比如使用一个预先确定的阈值。

我们在这个调查,使用自适应基于阈值的分类类似于之前(Ashcraft和长,2006年;Trusel et al ., 2012,Barrand et al ., 2013),尽管有一些微调。我们发现轻微的波动后向散射在南国冬季经过评估后向散射系数的时间序列。调查这个场景如何影响计算,我们估计均值和标准偏差在南国的夏天,和基于均值-两个标准差,我们计算了熔体检测阈值。当我们应用这些估计阈值点,我们意识到它已经被分类不正确,因为分类考虑了过渡时期下融化。为了解决这个问题,我们进行了过渡时期研究来确定同期波动范围;这种波动被评估为所有点(图1),收益率波动范围为0 - 2 dB。重新定义了标准考虑的过渡期,因为价值是非常高的。因此,我们减去一个固定值c (方程式。和2),这些点显示大量的融化和non-melt天对于一个给定的像素。我们定义像素的基础上使用一个σ融化⁰阈值方法(例如,Ashcraft和长,2006年;Trusel et al ., 2012),这样:

米 P = T r u e, 我 f σ_{d n \leq}^{0} (σ_{w 米}^{0} - 3 * σ_{w 年代 d}^{0}) - c (1)

米 P = F 一个 l 年代 e, 我 f σ_{d n}^{0} > (σ_{w 米}^{0} - 3 * σ_{w 年代 d}^{0}) - c (2)

在上面的方程中,议员是融化像素提供像素之间的空间和σ⁰dn $σ_{d n}^{0}$ 后向散射的吗n和15天 $σ_{w 米}^{0}$ 南国的冬天的意思是, $σ_{w 年代 d}^{0}$ 南国的标准差是冬季期间,和c是一个常数(= 1 db),这是过渡时期的特定像素计算。这个值是一致的早些时候的调查采用QuikSCAT数据和使用经验常数计算如下。王et al。(2007)2和3 dB用于格陵兰岛,王et al。(2008)1.7 dB用于平底锅北极融化,夏普和王(2009)使用3.5 dB和5 dB欧亚北极冰帽,Rotschky et al。(2011)在斯瓦尔巴特群岛使用1.65 dB,Trusel et al。(2012)2 dB用于南极洲。因为我们的方法认为任何一天低于阈值作为融化,融化更敏感的短期事件,研究旨在检测相比,只有不断的融化(例如,王et al ., 2007;特德斯科et al ., 2007)。其他研究人员使用一个简化的方程,确定当σ融化⁰至少3 dB低于冬季σ⁰测量了c波段(Luckman et al . 2014;郑周,2020)。

使用1 dB的后果是什么不变?因为σ⁰依赖于其他元素,如湿雪层厚度以及其他固有的积雪特性,不可能设置一个阈值为特定积雪水含量(LWC) (Winebrenner et al ., 1994;Nghiem et al ., 2001;Ulaby et al ., 1986)。纳格尔和Rott (2000)发现了一个σ2分贝下降⁰使用c波段上的积雪层湿度为1% (5.3 GHz)测量Ashcraft和长(2006)模仿的Ku波段(13.4 GHz)应对潮湿和σ3 dB下降⁰3.8厘米的积雪层LWC为1%。这个值是可比较的实验确定动态响应LWC 1.3%,从3.5 dB (8.6 GHz)∼∼8分贝(17个GHz) (斯泰尔斯Ulaby, 1980)。因此,它可以自信地认为1 dB阈值使用13.4 GHz QuikSCAT数据应该代表一个上积雪不到∼1% LWC体积,从而使我们的高度敏感的检测方案。这个LWC值优于PMW融化检测算法基于建模的湿度值0.2 - -0.5% (特德斯科et al ., 2007)和0.1 - -0.2% (特斯科(2009)。

2.2.2确定融冰起始日期

融冰起始日期(MO)需要知道表面的年际变化在南极冰架融化。过去进行的许多研究已经确定在北极和南极海冰融冰起始。SAR和scattterometer数据被利用Winebrenner et al。(1994)预测北极海冰的融化开始。昆兹和长(2006)采用散射仪数据与第一天的标准将是一个融冰起始日期如果以下3天在融化,,没有融化的第一天将被视为一个重新冻结日期如果没有融化了至少7天。

为特定像素,我们认为在熔融条件下连续五天,第一天是认为融冰起始日。这种方法被用来确定每个南国夏天融化开始的日期,这是表示为实际日期为方便参考。在夏季σ⁰时间序列,从第一个开始融化融化时间测量日期最后融化开始日期。

3的结果

3.1意味着融化时间

平均融化时间的地图从2000 - 2018年是描绘在南国的夏天图4。,提供给海外军队营运——Ronne-Filchner冰架经验平均融化不到5天,而乔治六世和威尔金斯冰架展出MD > 60天。同样,拉森冰架的北部部分经验> 60天,而南部展览35天的融化。观察Region-B,更少的空间变异性。雅培冰架经历20 - 30天的融化,而斯坦利和苏兹贝格冰架显示10天融化。而罗斯冰架的MD仅仅5天,沙克尔顿冰架,位于稍北地区其他货架上的C,有相对较长的MD大约55天。测定和西部冰架融化约41天的展出。在区域D, MD持续30天左右,里瑟拉森最少的融化,持续10天左右。

图4

图4。平均每年融化在南国的夏天持续时间从2001年到2018年。

3.2年度开始融化,融化持续时间

医学博士在冰盖的健康有重要意义。融化时间延长导致形成的池塘在海冰和冰盖融化,从而吸收更多的太阳辐射,引起进一步通过melt-albedo融雪反馈(贝尔et al ., 2018)。表面融雪的时机和程度指标极地气候的变化,因此,因此可能有区域和全球气候的影响。图5和6显示的地图莫日期和spatial-average时间序列不同的货架位置,而图7和8显示地图MD和spatial-average时间序列在南国的夏天。地图展示扩张/收缩的雪融化在时间和空间上说明雪融化在时间和空间上增加和减少。莫在330±12(平均11月25日)和MD是60±14天的货架地区a .这个地区的货架上展出早期密苏里州和马里兰州最高。三个货架,威尔金斯冰架经验的最早莫324±13(11月19日),和一个最长的MD 80±16天。其次是乔治冰架莫在331±16(11月25日),与MD 61±18天。拉森冰架显示莫336±16(12月1日),与MD 40±26天。然而,Filchner-Ronne冰架只在2001 - 02年经验的融化,2002 - 03、2006 - 07年度,2007 - 08年,2008 - 09年,2014 - 15所示。

图5

图5。空间在南国的夏天融化发病程度从2001年到2018年。

图6

图6。时间序列的spatial-averaged融化在不同地区划分图1。

图7

图7。在南极洲融化时间从2001年到2018年在南国的夏天。

图8

图8。spatial-averaged融化时间的时间序列在不同的区域划分图1。

美联社的货架上融化的天量最高,平均每年MD的大约70天。超过一半的地区,发现莫相当早,11月20日左右。莫初开始在整个地区11月第一周或第二周在2004 - 05年,2005 - 06赛季和2006 - 07。MD和密苏里州的发现与其他研究进行的其他研究人员在指定的时间内。例如,一个医学博士的一天/年的下降趋势美联社报道其他地方是一致的(贝文et al ., 2018)。平均MD和莫表示在这项研究是一致的王et al。(2018)。

Larsen-C冰架记录更高的利率比其他冰架融化。整个Larsen-C架子上有经验的融化最多70天,一半的货架面积经历了融化超过90天。这个架子上记录减少融化时间南国从2001 - 02年夏天到南国的夏天2010 - 11后,没有明显的趋势;融化在2010 - 11年度的持续时间2017 - 18年经验丰富的波动显示更少的融化天数比2000 - 01至2009 - 10。莫Larsen-C冰架开始于11月的第一个十年(2000 - 2009)。唯一的南国的夏天在第一个十年,2003 - 04,融化在12月底开始/ 1月的第一个星期。没有明显的趋势在密苏里州在接下来的十年(2009 - 2017)。莫在冰架在11月的第一个星期在2017 - 18年。超过40000平方公里面积Larsen-C冰架或整个区域的货架上有经验的熔体连续超过60天2005年,2006年和2007年12月的第一周开始,以减少熔化区结束2月结束或therafter。架子上显示显著减少融化面积比本研究的第一个十年。 It was observed that 19–24% of the ice shelf area of the Larsen-C experienced melt from 2000–01 to 2002–03, and from 2004–05 to 2009–10, while in 2003–04 and from 2010–11 to 2017–18, 10–18% of the shelf area melted. In summary, along the Larsen-C ice shelf, a shifting pattern in melt onset was observed.

密苏里州地区B,发生在346±12(12月11日)在货架上,平均13 MD±9天。雅培冰架的平均莫(MD)是340±17(23±17天),346±18(9±8天),和352±45(9±8天)斯坦利·苏兹贝格冰架,分别。斯坦利·冰架的货架在南极西部地区,经历了最不融化。斯坦利·冰架的货架在南极西部地区,经历了最不融化。我们发现增加融化在南国2005 - 06年夏天,2012 - 13,2015 - 16日和2016 - 17日,持续了大约15 - 20天,相比其他大型冰架相对较低。

斯坦利·冰架也经历了最少的融化在南极西部地区,许多货架上的迅速融化在南国的夏天里戈诺特et al . 2013,保罗,等。2015)。在2005 - 06年的南国的夏天,2012 - 13,2015 - 16日和2016 - 17日冰架经验的增加融化在第一和第二周的1月,15 - 20天左右,这是非常低的相比其他主要冰架下的研究。几个南国的季节,没有或很少融化在架子上,或融化很简短(< 15天)。

密苏里州的典型模式是第一个/第二个星期1在整个斯坦利·冰架区域。在2008 - 09年的夏天,2009 - 10、2010 - 11,很少的货架面积(平均< 1200公里²每天)正在融化。在2005 - 06年的南国的夏天,2012 - 13,2015 - 16日和2016 - 17日,整个架子,涵盖超过30000公里²目睹了融化了9日,12日,7日,分别为13天。

地区的平均莫C是341±5(12月6日),医学博士的41±12天。有人指出沙克尔顿冰架的密苏里州,最南端的架子上,是334±10(11月19日),持续时间的平均50±14天。另一方面,西方的MO / MD冰架被发现340±8(12月5日)/平均39±14天;在测定冰架的密苏里州347±10(12月12日)/平均32±18天。

MD沙克尔顿的冰架已经增加。融天的数量已经在过去的20年(2000 - 09年,2009 - 2017)。在南国的夏天2013 - 14 - 2016 - 17日最长的融化期超过80天的观察。最短的融化时间被认为在南国的夏天2015 - 16,当美联社看到一段高融化。MD在东部南极地区平均约为60天,这是非常长。在东部南极地区,典型的MD是60天,这是一个很漫长的时间。南极东部的沙克尔顿冰架证明异常早期融化在12月的第一周或第二周开始,15天前比美联社地区。

沙克尔顿冰架,具有很高的地理覆盖范围超过30000公里²,是第二个冰架融化在2004年至2017年之间,继Larsen-C冰架,冰架的大小约33800公里²。莫被发现353±5(12月18日)在南极洲的北部地区(D),平均15 MD±9天。所有三个冰架的莫是12月16 - 20日,与MD从12至22天Riiser-Larsen冰架和?纳扎勒夫冰架。

最长Fimbul冰架的融化在2003 - 2005年期间,平均约为40天。这个架子上的莫通常12月中旬,但在2009 - 10和2010 - 11,这是1月。没有确定的第二年,融化和莫改变回到12月中旬。没有发现融化的第二年,莫改变回到12月中旬。平均每天融化面积小于1300平方公里从融化的开始到结束,2014 - 15的MD是非常短暂的。最大的融化面积在南国的夏天2004 - 2005 40000公里²,它持续了超过30天。

总之,冰架地区经历了莫从11月10日到12月15日一起漫长的MD(> 50天)在2000年和2013年之间。地区B MD范围从20至60天,而莫大约是12月15日。冰架上的融化时间是35天在其他两个位置。

3.3融雪区域

融化下的面积和莫天拉森C测定,斯坦利·沙克尔顿和Fimbul冰架所示图9。水平线代表95%置信水平。12月13日和2月12日之间,拉森冰架融化区域表现出相当大的增加。测定和沙克尔顿冰架经验的增加,明显融化从12月16日到2月2日和12月10日到2月7,分别。融化区域Fimbul和斯坦利·冰架大幅度增加周的12月18日到1月31日,1月24日,12月23日。是指出测定,斯坦利·沙克尔顿,拉森,Fimbul,时态的变化融化面积196公里呈下降趋势²/年,这是重要的在95%置信区间。

图9

图9。熔化区与选定的冰架开始的一天。水平线表示95%的置信度。

总数的冰架面积70000公里²,拉森冰架经验平均融化22685公里²在2000 - 2018年期间。超过35%的冰架经历融化在2000年到2003年,和2004年到2010年。斯坦利·冰架,我们发现>融化面积的10%发生在2004年到2006年,和最高的融化面积23%的人发现在2012 - 13年。平均熔化区被发现2471公里²的货架面积32790公里²。沙克尔顿冰架,共有29870公里²,平均熔化区在整个周期的分析发现11200公里²。我们发现>融化面积在2001 - 02年的40%,2003年到2007年,2009 - 10、2013 - 2015,和2016 - 17所示。至于测定冰架的总面积达60800公里²同期平均融化区域的分析发现11406公里²。我们发现融化面积> 35%的货架面积在2003到2006之间。另一方面,Fimbul冰架,总面积60660公里²,经历了至少融化面积平均是5500公里²2000 - 2018年期间,融化面积> 20%被发现在2003年到2005年期间。

图10年度表面熔化区和显示了时间序列的趋势几冰架。熔化区18年期间的趋势显示最高−79.8公里的下降趋势²/年(p< 0.05)转化为15%的表面融化可变性(2000 - 01至2017 - 18)Larsen-C冰架。另一方面,最低−14.3公里的下降趋势²/年(不重要)和10%的表面融化可变性(2000 - 01至2017 - 18)发现了沙克尔顿冰架。测定冰架展出。拉森C后,测定上的表面融化冰架−76.7公里的呈下降趋势²在95%置信区间/年(重要)和46%的表面融化可变性(2000 - 01至2017 - 18)。减少表面融化趋势Fimbul冰架−29.9公里²/年(不重要)和表面融化的可变性2000 - 01至2017 - 18 56%。指出,盖茨冰架表现出积极的融化趋势为4.2公里²/年(不重要)和66%的表面融化可变性之间2000 - 01、2017 - 18。的趋势这些货架上显示的总表面融化面积2000 - 01至2017 - 18 (图10 b)。

图10

图10。(一)表面melt-area时间序列选择冰架。(B)融化的冰架面积面板9。

3.4空气温度和雪融化面积之间的关系

在南国的夏天,雪融化是由于太阳辐射引发的表面变暖。我们选择几冰架代表四个行业中所示图1基于气象数据的可用性。拉森冰架,一个实质性的和重要的连接(R = 0.71,p< 0.01)之间被发现融化面积和平均南国空气温度(图10)。斯坦利·冰架经历了显著的年际变化,根据一项温和但不显著相关性两个测量(图9)。沙克尔顿冰架,我们发现了一个显著相关(R = 0.40,p< 0.05)南国平均温度和熔体之间的区域(图10 c)。同样,测定和Fimbul冰架,各自的空气温度和熔化区之间的相关性为0.46 (p< 0.05)和0.81 (p< 0.01),表明前者的重要(数字10 d, E)。地形的影响反映在较弱的熔化程度和空气温度之间的线性相关性。由于相对陡峭的大陆冰盖的沿海地区,内陆融化将继续以较慢的速度比预测的线性回归模型,海洋温度上升(刘et al ., 2006)。

4讨论

融化程度,莫日期,并获得了医学博士使用scatterometer-basedσ⁰数据从2000年到2018年,使用基于像素自适应阈值方法,检查所产生的恒定值σ的变化⁰在冬天和夏天之间的过渡时期。

MD对南极冰架的揭示了一个独特的空间分布模式显示其在欧洲大陆上的立场。美联社显示模式的货架上增加熔体从架子上的西北地区向南;南极冰架在东部地区的测定显示模式的高熔体在东北地区较少MD和西部冰架地区融化程度。

威尔金斯,拉森C,乔治四世冰架,以及西方美联社出口冰川,显示平均每年70天的MD,Trusel et al。(2012)利用被动微波数据和小波transform-based方法检测到超过100天的MD。MD和程度对理解Larsen-C的稳定至关重要。C为例,研究人员已经确定了拉森冰架容易受到hydrofracturing-mediated崩溃随着气候变暖(Trusel et al ., 2015;赖et al ., 2020)。

Fimbul冰架,集中在0°和位于南极冰盖的周长,表现出一种完全不同的模式的融化程度和医学博士表示其他因素,除了沿海位置,导致表面的融化在这个地区。我们的研究结果表明,Fimbull冰架展出至少融化面积平均是5500公里²2000 - 2018年期间,融化面积是18%以下分析期间,除了2003年到2005年。

莫在南极冰架表现了相当大的转变的日期在2000 - 2018年期间一些货架上,但其他的货架上没有显著的变化。在本研究的第一个十年里,大多数的冰架融化Larsen-C显示相当大的变化开始日期12月第一/第二周,这是以前观察到在第一/ 11月第二周。

发生在美联社的冰架融化,南极西部地区由于大气风循环。美联社的西部海岸体验更高融化时间由于太阳辐射强度较低的纬度和平流的温暖潮湿的空气质量从北方向,相对于东部沿海,凉爽的风从南极洲的内陆地区。Scambos et al。(2000)假设冰架的坍塌南极半岛(沃恩和Doake, 1996;MacAyeal et al ., 2003)与积水产生的长期和广泛的冰架融化。虽然大海周围的书架上看到增加热量在南国的夏天,风向和空气循环的一个罗斯冰架慢慢融化在几年。

毛德皇后的货架区域,测定冰架地区和沙克尔顿冰架融化的稳定和广泛,而货架威尔克斯地和玛丽·伯德土地沿着狭窄的沿海乐队很快就融化了。Ronne-Filchner冰架和罗斯冰架融化时间最低(没有融化被观察到在某些年)和最大的年际波动融化区域,根据我们的调查结果。根据我们的分析融化,融化面积趋势西冰架,沙克尔顿冰架,并测定冰架被发现−60,84−−548公里²/年以及在大陆冰架在朗希尔德公主海岸沿岸毛德皇后(Fimbul冰架:−202公里²/年),同样是连续的和强烈的在研究期间。这些冰架可能容易分手如果表面融化的进一步加剧,因此他们应该持续监控。预览这个工作不进入医学博士的原因,或融化程度,虽然指出,大气环流影响融化的场景。

空气压力在印度洋在南极洲东部的异常低,在沙克尔顿冰架附近,每年在南国的夏天,而南极洲的内陆地区。热流梯度向沙克尔顿冰架是非常重要的,从大约60 W / m²120 W / m²在很短的距离(补充图1)。这使得该地区适合表面温度波动造成的风循环,这是一个元素的影响和调节地表温度在东部南极冰架。

一些南极冰架融化的程度上还受空气温度平流的影响。我们发现了一个不同的模式增加温度平流的西方美联社和增加融化面积测定,沙克尔顿和Larsen-C冰架(补充图1 b),尽管在南国的夏天温度平流在Fimbul冰架融化程度不是原因。温度平流对斯坦利·冰架是减少由于风向(补充图1 a, B),它出现在南极洲的内部向海岸,相对较冷的空气质量,降低温度在架子上导致少融化面积/ MD。

南方文学强调的重要性环形模式(SAM)和南方涛动指数在南极表面融化(SOI)。强大的山姆和SOI主导高南纬空气循环,并向极热传播有利于表面融化,根据一些研究(Torinesi et al ., 2003;特德斯科莫纳亨,2009)。在1979 - 2009年期间,特斯科和莫纳亨(2009)发现消极的熔融指数和程度是高度与山姆和SOI的结合正异常。在我们的分析中,结合山姆和SOI明显异常,但沙克尔顿冰架融化面积呈负相关(R =−0.62,p< 0.05),测定冰架(R =−0.54,p< 0.05)和Fimbul冰搁置(R =−0.49,p< 0.05)。期间加强西部南极冰架融化- SOI异常。

表2显示了最大的比较我们的结果与那些融化的一天Bothale et al。(2015)使用散射仪数据从2001年到2014年。我们的研究表明,峰值测定熔体日期,Fimbul,斯坦利·冰架已经推迟了一个月。的最大融化面积Larsen-C冰架也推迟了15天左右,沙克尔顿冰架是推迟了23天。非常高的融化在2004 - 05年和低融化在2007 - 08年的冰架测定与结果描述的情况相符Oza (2015)使用QuikSCAT和OSCAT后向散射数据调查的空间变化模式融化从2000年到2010年。他们报道低强度表面融化(< 3 dB /夏天)在大Filchner-Ronne和罗斯冰架和近40倍美联社2000 - 2010年期间,它同意推理在这项研究。

表2

表2。最大表面积雪融化面积的比较与先前的研究在南极冰架。

我们分析的重要发现之一是,融化总面积超过196公里的冰架显示了一个下降趋势²/年(统计学意义在95%和97%置信区间)18年期间。然而,建议进一步分析延长时期画一个明确的结论。的融化冰架在南极洲是至关重要的,因为它是空气和海洋环流的变化敏感的大陆。的融化冰架在南极洲是至关重要的,因为它是空气和海洋环流的变化敏感的大陆。冰川的流动加速冰架崩塌,使冰盖容易瓦解。因为融化和冻结条件极其动态,有相当大的年际波动,它必须定期监控。此外,定量数据融雪程度和持续时间将基本输入气候和海平面变化建模和预测。

5的结论

使用时间序列的雷达后向散射数据从QuikSCAT OSCAT, ASCAT OSCAT-2,表面动力学在南极冰架融化已经解决。我们提供了密苏里州的地图和MD,熔融指数的时间序列。MD和莫并不总是改变线性距离和时间,特别是在地区增加了发生在美联社的冰架融化。Ronne-Filchner和罗斯冰架融化在不到5天的平均,而乔治六世,威尔金斯,北部部分的拉森冰架融化在超过60天。雅培冰架融化在南极西部经历了20 - 30天,而斯坦利和苏兹贝格冰架融化10天展出。平均而言,沙克尔顿、测定和西冰架的MD 40-55天。最少的空间变化是在南极洲北部,融化持续了30天,RiiserLarsen冰架有最短的融化的10天。

超过一半的地区在美联社,11月20日开始融化。莫Larsen-C冰架开始于11月25日。Larsen-C冰架之后,沙克尔顿冰架是第二个冰架融化发生在2004 - 05和2016 - 17空间覆盖率高的超过30000公里²。密苏里州北部南极冰架日期范围从16岁到12月20日,马里兰州从12至22天Riiser-Larsen冰架和?纳扎勒夫冰架。开始融化在货架上西南南极地区12月15日,持续了20天。钼的测定和西部冰架是1 - 12月15日。

拉森,沙克尔顿、测定和Fimbul冰架,有大量熔化区和南国空气平均温度之间的联系。之间有一个清晰的模式增加了测定温度平流和融化面积增加,沙克尔顿和Larsen-C冰架。熔化区之间的远程并置对比发现和组合异常的山姆和SOI指向南方高纬度耦合到全球气候系统。同样,重大事件在罗斯冰架融化,西南极洲似乎加剧了低SOI。这些时间序列测量增加我们的理解的时空动态表面融化在南极,这一过程时尤为重要监控测量南极冰架的稳定持续的背景下大气变暖。

数据可用性声明

最初的贡献提出了研究中都包含在这篇文章/补充材料,进一步的调查可以针对相应的作者。

作者的贡献

艾尔概念化问题,写了论文,马SJ的监督下处理数据。

确认

我们感谢NCPOR m . Ravichandran主任能力开展这项工作。作者承认使用AWS数据下载https://amrc.ssec.wisc.edu/。ERA5热通量和气象数据下载https://cds.climate。哥白尼。欧盟/。从获得的山姆指数https://climatedataguide.ucar.edu/气候数据/ marshall-southern-annular-mode-sam-index-station-based, SOI下载https://www.ncdc.noaa.gov。这是没有J-30/2022-23 NCPOR贡献。

的利益冲突

分析解决在这工作是我实习的时候。学生在国家极地和海洋研究中心,西红柿,印度。此后,我寻找一个就业RMSI私人有限,印度。

其余作者声明,这项研究是在没有进行任何商业或财务关系可能被视为一个潜在的利益冲突。

出版商的注意

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补充材料

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补充图S1|(一)意味着净热通量分布、风速和星体夏季海平面气压;和(B)在南极温度平流的货架上。

引用

Abdalati, W。,和Steffen, K. (2001). Greenland ice sheet melt extent: 1979–1999.j .地球物理学。Res。106 (D24), 33983983989 - 33983983989。jd900181 doi: 10.1029/2001