接地线南极冰架或将坍塌

第27卷第6期武汉大学学报·信息科学版Vol.
27No.
62002年12月GeomaticsandInformationScienceofWuhanUniversityDec.
2002文章编号:1000_050X(2002)06_0591_07文献标识码:A东南极Amery冰架与陆地冰分界线的重新划定及验证王清华1宁津生1任贾文2温家洪3(1武汉大学测绘学院地球空间环境与大地测量教育部重点实验室,武汉市珞喻路129号,430079)(2中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰芯与寒区环境重点实验室,兰州市东岗西路260号,730000)(3中国极地研究所,上海市金桥路451号,200129)摘要:根据无线电回波测厚(RES)数据对东南极Amery冰架与陆地冰分界线进行了重新划定,指出该冰架的接地线位置最南一直向内陆延伸到73.
2°S处,距冰架末端最远距离约500km.
并在该流域选取了两条具有代表性的剖面,分别用水面以下的冰厚度与总的冰厚度的比值、流体静力学平衡理论等进行了验证.
同时对该地区所在的整个冰流系统用5kmERS_1/DEM数据和1kmRAMP/DEM数据,GPS实地测量值等对这一结论进行了验证.
最后按流体静力学平衡条件对该流域的漂浮冰部分重新进行了标定.
关键词:接地线;无线电回波测厚(RES);Amery冰架;流体静力学平衡;DEM;RADARSAT南极测图计划(RAMP)中图法分类号:P228.
42;P931.
4Lambert冰川_Amery冰架系统,是东南极洲最大[1~3]、也是最特殊的一个区域[4].
从上游来的冰通过一个狭窄的出口流入海洋[1],该出口就是Amery冰架,其主冰流是Lambert冰川.
冰沿着PrinceCharles和MawsonEscarpment两山间的地堑谷地流动[5],谷地宽度约为50km,最大深度为2500m[1].
对整个南极洲的物质平衡研究来讲,弄清Lambert冰川_Amery冰架系统的冰厚度和冰流速,进而计算通过该系统的物质流量将是非常重要的一项工作[1].
同时,南极冰盖物质平衡的变化对全球海平面的上升有十分重要的作用[6],所以,对全球海平面变化具有重要参考价值的接地线的精确确定将是非常重要的[7].
许多科学家已经在该地区进行了大量的工作,包括冰川动力学研究、冰雪物质平衡研究、气象研究等[1~3,8~16].
关于Amery冰架形态特征及其与陆地冰分界线的基本轮廓已被确定,但由于该冰流系统规模巨大,对其各种特征细节的确定仍然很有必要.
因此,本文综合无线电回波测厚(RES)资料对其接地线位置进行了重新划定和分析验证.
1接地线的特征及确定接地线就是内陆冰盖和漂浮冰架的分界线[4,12,17,18],是冰流从冰床脱离的地方[19].
经过这个地方,从"上游"内陆流来的冰开始漂浮在海面上[16,20~23],和其周围的海水达到流体静力学平衡状态[20,24].
流过接地线处的冰通量是陆地冰物质平衡中主要的物质支出项.
只要是从接地线处流出的冰,不管其最后融化与否,都会对海平面的上升有贡献,因为冰流经这个地方之后,变成了自由漂浮状态,其重力已经排开了当量的海水[17,25].
因此,形成冰架之后的这部分冰不再对全球海平面变化有任何影响,从这个意义上来讲,只有陆地冰才对全球海平面变化有贡献[26].
对于任一冰流而言,接地线位置的精确确定将会非常困难,因为它会因冰流的季节性和年际性的增厚或减薄而产生水平移动,因此,接地线是冰流动力学研究的一个很好的指示器[14].
收稿日期:2002_09_05.
项目来源:地球空间环境与大地测量教育部重点实验室开放研究基金资助项目(02_09_09);中国科学院冰芯与寒区环境重点实验室开放研究基金资助项目.
Weertman(1974)指出,对于理想的冰床和完全弹性冰盖而言,流过接地线处的冰面坡度肯定突然减小,因为冰体脱离冰床开始漂浮后,底部剪应力突然消失[27].
Crabtree和Doake(1986)指出,接地线位置由与冰厚度相关的驱动力及摩擦力引起的约束之间的力学平衡关系来确定[28].
基于Weertman的观点,接地线处可以观察到的明显的表面特征为坡度梯度的突变[7,12,29,30],因此,最简单和最直接的方法就是用表面坡度的突变来确定接地线的位置[31].
基于此,可以通过肉眼进行实地勘探或进行卫星影像图的判读[32,33],便可大致确定接地线的位置.
在冰架上进行无线电回波测厚时,由于在冰和海水交界处的反射系数非常大,所以现场测量的一个重要特征就是返回信号通常都非常强[28].
因此,也可以通过RES测量时现场观测的回波信号确定接地线的位置.
Shabtaie等(1987)和Bindschadler等(1987)提出表面高程和冰厚度的结合是区分陆地冰和漂浮冰的有力手段[34,35].
Vaughan(1994)提出差分GPS的办法,用此方法先确定海潮的影响位置,进而求出接地线的位置[19].
采取这种技术确定接地线的精度大约在200m左右.
随着空间测地技术的发展,人们开始利用卫星测高技术[12,29]和卫星雷达干涉技术[21]来确定接地线的位置,采用后者的分辨率大约为500m.
2以前对Amery冰架与陆地冰分界线的确定早在1966年,Budd就对Amery冰架表面的坡度进行了计算和分析,指出其表面坡度从末端的0.
3*10-4逐渐变化到G3点处的1.
2*10-4,然后迅速变化到2.
0*10-4,在这里Lambert冰川流入冰架[6].
此处距离冰架末端还不到300km.
此后相当长的时间里,人们一直将这里作为Amery冰架与陆地冰的分界线处[8].
1982年,Budd等计算出该地区表面高程和冰厚度的比值从冰架末端的0.
16下降到T3处的0.
113[7],并进一步指出陆地冰和漂浮冰的分界线具体位置位于T4向南3km处.
1987年,Partington等通过对Seasat测高卫星的波形数据进行分析,指出分界线要比Budd等[7]所得出的分界线向上游方向移动了约40km[12],达到距冰架末端约330km处.
Herzfeld等在1994年利用Seasat测高卫星数据(1978)和Geosat测高卫星ERM数据(1987_1989),将100m等高线(相对WGS84椭球)处的高程突变作为接地线位置,指出在1978年到1989年期间,接地线向前推进了10km,差不多每年1km[14].
Hambrey等在1994年,从Landsat卫星影像上发现,在Clemence山地(与冰架末端距离大于300km)的一些冰面特征显示该地区是漂浮的[29],显然要比Budd等(1982)[7]确定的接地线还要南.
通过这些冰面特征,Hambrey等指出,在Lambert冰川东边的冰架至少向内陆延伸400km[29].
3利用RES数据对接地线进行重新划定对南极冰盖厚度测量曾使用过地震波反射法、重力测量法和无线电回波测厚即雷达测厚法3种方法[4,36].
雷达测厚(简称RES)是20世纪60年代发展起来的一种冰川测量技术.
前两种方法一般只给出单点数据,而雷达测量则可提供连续剖面.
由于这种连续剖面对了解冰下地形和冰内层理构造非常有用[36~38],而使雷达测厚倍受青睐.
这3种方法中雷达方法精度较高,约为2%;地震波法次之,约为5%;重力法精度为8%[36].
从20世纪60年代末期开始,澳大利亚和前苏联南极考察队在Amery冰架及其周围地区进行了大量的雷达测厚工作[1,7,13],详见插图C.
综合所有RES数据(每个点的数据包含纬度、经度、冰面高程和冰厚度)[39],考虑到它们的空间分辨率(2~5km),将这些数据在5km格网上重新标定,采取最相邻格网算法[40],得出如图1(a)和图1(b)所示的冰面高程图和冰厚度图.
从图1可以知道,冰厚度等高线比较杂乱,而冰面等高线比较平滑,表明冰下地形非常复杂.
但是从约200m等高线开始,坡度变化非常大,也许这里才是接地线所在处.
笔者沿补给Amery冰架的3条主冰流Fisher冰川、Mellor冰川和Lambert冰川[1]其中的两条截取两条剖面,分别是Mellor_Amery剖面(图1中的虚线)和Lambert_Amery剖面(图1中的点线),对其表面高程和冰厚度进行描述,分别如图1(c)和图1(d)所示.
从图上可看出,在前约500km(73.
2°S)范围内,两条剖面所描述的表面高程和冰厚度均呈有规律的缓慢增长;从500km以后,虽然表面高程依然在比较有规律592武汉大学学报·信息科学版2002年的增长,可是冰厚度却出现杂乱地变化.
因此,判断前500km的冰可能都是漂浮在海面上,而500km之后的冰则是在陆地上.
按此判断,可以初步判断Amery冰架与陆地冰的分界线在500km处.
图1用RES数据对Amery冰架与陆地冰的分界线进行重新确定Fig.
1Re_definitionoftheGroundingLineofAISbyUsingRESData4分析和验证4.
1水面以下的冰厚度与总的冰厚度的比值λBudd等指出,控制陆地冰向外伸展的一个重要因素是作用于陆地冰和漂浮冰交界区的边界条件[41].
对于漂浮冰架而言,冰厚度的λ值,即水面以下的部分与总的冰厚度的比值在0.
84~0.
9之间[41].
Doake等对西南极的Rutford冰流,根据流体静力学平衡原理得出,该冰流(漂浮冰)水面以下的部分与总冰厚度的比值在0.
72~0.
9之间[42].
分别对上述两条剖面按以上所定义的λ值如图2(a)所示.
可以看出,除了冰架末端100km范围内,由于"上游"不断涌来的冰的积聚作用而产生异常之外,前500km范围内的λ值均比较平滑;过了500km以后,该值迅速减小;到550km处已经降到0.
5了.
显然500km以后已经不再是浮冰了.
4.
2流体静力学平衡理论关于接地线的文献基本上都提到了流体静力学平衡———漂浮在海面上的冰,其自身重力等于它排开海水的重量[17].
冰和海水的密度都非常复杂,冰密度与温度有关,而海水密度则是温度、盐度和压力的函数[43].
为了使问题简单化,用平均冰密度和海水密度表示流体静力学平衡条件如下:ρiT=ρw(T-H)(1)式中,ρi为冰的平均密度;ρw为海水的平均密度;H为表面高程;T为冰厚度.
在不同的文献中,冰和海水的密度均不完全相同,综合文献[16,28,31,43]等的做法,本文取海水平均密度为1028kg·m-3,而冰的平均密度为917kg·m-3.
但事实上,将所有的值代入上式,公式两边并不完全相等.
表面高程和由冰厚度按上式所计算的高程不完全一样,称其为高程不符值,用下式表示:h=H-T(1-ρi/ρw)(2)上述两条剖面的高程不符值h如图2(b)所示.
(a)(b)图2利用RES数据对Amery冰架接地线进行验证Fig.
2ValidatingtheGLofAISUsingRESData从图中可知,剖面前500km的不符值均在±50m之间;500km以后,不符值急剧上升.
因此,前500km是基本满足流体静力学平衡条件的,为漂浮冰;而500km之后,则是陆地冰了.
4.
3实地GPS测量结果验证Rignot指出,内陆冰的流速较慢,且不受海潮593第6期王清华等:东南极Amery冰架与陆地冰分界线的重新划定及验证的影响;而在流速较快的冰架上,由于海潮的作用,引起了冰面周期性的垂直运动[16].
前已述及,Goldstein等在用雷达干涉技术监测接地线的位置的时候[21],就是利用所检测的海潮信息,进而推断出接地线位置的.
因此,海潮信息可以用来区分陆地冰和漂浮冰.
1998年,澳大利亚南极考察队在以前被认为是陆地冰区域的(72.
60915°S,67.
56807°E)和(72.
97624°S,67.
48241°E)(MattKing,2001)的两个点V3和V5上,分别进行了长达3.
4d和3.
8d的GPS定位测量[44].
采用高精度GPS定位数据处理软件计算得出这两个点的流速分别为621.
3m/a(在95%的置信水平下精度为4.
4m/a)和705.
0m/a(在95%的置信水平下精度为4.
7m/a)[44],且其点位坐标垂直方向的分量受到明显的海潮影响,如图3所示.
图3V3和V5点位坐标三分量图示(据King等[44])Fig.
3North,EastandUpComponentsfortheCoordin_atesofSitesV3andV5[44]从图上可以知道,这两个点的北方向分量在3d多的观测时间里面,呈直线上升趋势;东方向分量呈螺旋式上升趋势;而垂直方向分量则呈现类正弦波曲线.
由于这两个点的高流速及GPS信号垂直方向上的强的海潮噪音,笔者断定这两个点一定是漂浮的,因此这两个点所在区域依然是冰架区域,接地线位置一定比这两个点还要向南.
4.
4用5kmERS_1/DEM数据和1kmRAMP/DEM数据验证Bamber等(1997)对ERS_1卫星168d周期的大地测量任务测高数据进行了处理,得到南极81.
5°S纬圈以外的5km格网的DEM[45,46].
该模型在坡度小于0.
4°的情况下冰面高程精度优于1.
5m;而边缘地区坡度大于0.
65°的地区的高程值则是不可信的(图4(a));南极内陆75°S坡度为0.
1°地区的冰面高程精度达1.
4m[46].
RAMP1kmDEM是为处理RADARSAT南极测图计划(RAMP)SAR影像进行地面验证时所制作的数字高程模型[47,48].
该模型并没有上述的RAMP计划的任何数据,它综合了ERS_1测高卫星数据、空载雷达数据、SCAR南极数字数据库(ADD)数据、美国USGS及澳大利亚南极局(AAD)的大比例尺地形图数据等[48].
该模型精度较高,坡度较大的沿岸地区的高程精度为15m;冰架地区为1m;南极内陆地区为7.
5m[47,48].
分别利用以上数据,以5km格网做出所研究区域的表面高程图,如图4所示.
从图上可以看出,基本上在200m等高线之后,地形急剧变化,可以明显地看出哪里是冰架、哪里是冰盖.
利用流体静力学平衡条件,在图4(b)上标定出漂浮冰的范围(图4(b)中阴影部分).
图4分别利用5kmERS_1/DEM数据和1kmRAMP/DEM数据所做的表面高程图(等高线100m)及冰架区域的标定Fig.
4IceSurfaceHeights(ContourIntervalis100m)DerivedfromERS_15kmandRAMP1kmDEMsRespectively,andIllustrationofFloatingIceShelf5讨论与分析前面得出,Amery冰架的接地线最南达到594武汉大学学报·信息科学版2002年73.
2°S的位置,可以说是前所未有的.
至于说该地方大约为距离冰架末端500km,则是一个相对值,因为冰架末端是不稳定的,在不断变化.
Law(1966)指出,尽管Amery冰架末端由于受到海潮的影响,及"上游"不断涌来的冰的积聚,产生冰山崩解,漂入Prydz湾,但冰架末端的基本形状仍然年复一年基本保持不变[49].
可是Budd在同年指出,Amery冰架末端在40~50年的时间里(1965年之前)向外扩展了[6],至于具体多少,文中未提及.
必须承认,冰架末端确实有冰山崩解发生[50,51].
因此前述的500km值,是为了表述的方便,以及为了和前人的工作[6~8,12,14,29]做比较所给出的一个参考值.
本文的结论是:Amery冰架与陆地冰分界线最南到达73.
2°S处,究竟是由于其不稳定而发生变化,还是实际上并没有多大变化,只是以前人们认知上的不足呢笔者认为后者的可能性要大一些.
因为上述关于接地线位置不稳定的报道,都是针对西南极Filchner_Ronne冰架和Ross冰架地区的冰流而言的.
而相对东南极而言,西南极冰架对气候变化要敏感一些,因而也相对脆弱一些,所以其接地线位置有变化要相对好理解一些.
再者,早先人们对Amery冰架地区的范围认识有限,只到了约300km处[6~8].
从上述图中可以看到,确实在300km附近有变化,但那只是小的变化,后面更大的变化没有注意到.
后来Parting-ton等(1987)和Herzfeld等(1994)根据Seasat和Geosat测高卫星数据分析,将接地线又向南推进了一些[12,14].
但上述两颗测高卫星最远只能覆盖到72.
1°S,尚未到本文所确定的73.
2°S处.
Hambrey等(1994)根据Landsat卫星影像的冰面特征指出,接地线位置至少向内陆延伸到400km[29],但具体位置其并未说明.
因此,笔者认为,最南到达73.
2°S处是人们对于Amery冰架与陆地冰分界线的最新认识.
致谢:感谢英国南极测量局(BAS)的DavidG.
Vaughan博士提供RES数据,美国国家雪冰数据中心(NSIDC)提供1kmRAMP/DEM数据,J.
L.
Bamber博士提供5kmERS_1/DEM数据.
在此一并致谢!
参考文献1MorganV,BuddWF.
Radio_echoSoundingoftheLam-bertGlacierBasin.
JournalofGlaciology,1975,15(73):103~1112ZwartzD,TregoningP,LambeckK,etal.
EstimatesofPresent_dayGlacialReboundintheLambertGlacierre-gion,Antarctica.
GeophysicalResearchLetters,1999,26(10):1461~14643FrickerHA,WarnerRC,AllisonI.
MassBalanceoftheLambertGlacier_AmeryIceShelfSystem,EastAntarcti-ca:AComparisonofComputedBalanceFluxesandMea-suredFluxes.
JournalofGlaciology,2000,46(155):561~5704秦大河,任贾文.
南极冰川学.
北京:科学出版社,2001.
10~205McIntyreNF.
ARe_assessmentoftheMassBalanceoftheLambertGlacierDrainageBasin,Antarctica.
JournalofGlaciology,1985,31(107):34~386ConnolleyWMC,KingJC.
AModelingandObserva-tionalStudyofEastAntarcticSurfaceMassBalance.
JournalofGeophysicalResearch,1996,101(D1):1335~13437RignotE.
TidalMotion,IceVelocityandMeltRateofPetermannGletscher,Greenland,MeasuredfromRadarInterferometry.
JournalofGlaciology,1996,42(142):476~4858BuddWF.
TheDynamicsoftheAmeryIceShelf.
Jour-nalofGlaciology,1966,6(45):335~3589BuddWF,CorryMJ,JackaTH.
ResultsfromtheAmeryIceShelfProject.
AnnalsofGlaciology,1982,3:36~4110AllisonI.
TheMassBudgetoftheLambertGlacierDrainageBasin,Antarctica.
JournalofGlaciology,1979,22(87):223~23511AllisonI,YoungNW,MedhurstT.
OnRe_assessmentoftheMassBalanceoftheLambertGlacierDrainageBasin,Antarctica.
JournalofGlaciology,1985,31(109):378~38112AllisonI.
SurfaceClimateoftheInterioroftheLambertGlacierBasin,Antarctica,fromAutomaticWeatherSta-tionData.
AnnalsofGlaciology,1998,27:515~52013HamleyTC,SmithIN,YoungNW.
Mass_balanceandIceFlow_lawParametersforEastAntarctica.
JournalofGlaciology,1985,31(109):334~33914PartingtonKC,CudlipW,McIntyreNF,etal.
MappingoftheAmeryIceShelf,Antarctica,SurfaceFeaturesbySatelliteAltimetry.
AnnalsofGlaciology,1987,9:183~18815GoodwinI,HighamM,AllisonI,etal.
AccumulationVariationinEasternKempLand,Antarctica.
AnnalsofGlaciology,1994,20:202~20616HerzfeldUC,LingleCS,LeeL.
RecentAdvanceoftheGroundingLineofLambertGlacier,Antarctica,DeducedfromSatellite_radarAltimetry.
AnnalsofGlaciology,1994,20:43~4717BentleyCR.
IceontheFastTrack.
Nature,1998,394:595第6期王清华等:东南极Amery冰架与陆地冰分界线的重新划定及验证21~2218BindschadlerRA,VornbergerP.
ChangesintheWestAntarcticIceSheetSince1963fromDeclassifiedSatellitePhotography.
Science,1998,279:689~69219VaughanDG.
InvestigatingTidalFlexureonanIceShelfUsingKinematicGPS.
AnnalsofGlaciology,1994,20:372~37620JacobsSS,HellmerHH,DoakeCSM,etal.
MeltingofIceShelvesandtheMassBalanceofAntarctica.
JournalofGlaciology,1992,38(130):375~38721GoldsteinRM,EngelhardtH,KambB,etal.
SatelliteRadarInterferometryforMonitoringIceSheetMotion:ApplicationtoanAntarcticIceStream.
Science,1993,262:1525~152922AllenC,GogineniS,WohletzB,etal.
AirborneRadioE-choSoundingofOutletGlaciersinGreenland.
Interna-tionalJournalofRemoteSensing,1997,18(14):3103~310723NichollsKW.
PredictedReductioninBasalMeltRatesofanAntarcticIceShelfinaWarmerClimate.
Nature,1997,388:460~46224BamberJL,VaughanDG,JoughinI.
WidespreadCom-plexFlowintheInterioroftheAntarcticIceSheet.
Sci-ence,2000,287:1248~125025VanDecarJ.
Ontheshelf.
Nature,1998,391:74726OppenheimerM.
GlobalWarmingandtheStabilityoftheWestAntarcticIceSheet.
Nature,1998,393:325~33227WeertmanJ.
StabilityoftheJunctionofanIceSheetandanIceShelf.
JournalofGlaciology,1974,13(67):3~1128CrabtreeRD,DoakeCSM.
Radio_echoInvestigationsofRonneIceShelf.
AnnalsofGlaciology,1986,8:37~4129HambreyMJ,DowdeswellJA.
FlowRegimeoftheLambertGlacier_AmeryIceShelfSystem,Antarctica:StructuralEvidencefromLandsatimagery.
AnnalsofGlaciology,1994,20:401~40630ShepherdA,WinghamDJ,MansleyJAD,etal.
InlandThinningofPineIslandGlacier,WestAntarctica.
Sci-ence,2001,291:862~86431BamberJL,BentleyCR.
AComparisonofSatellite_al-timetryandIce_thicknessMeasurementsoftheRossIceShelf,Antarctica.
AnnalsofGlaciology,1994,20:357~36432BentleyCR.
AntarcticIceStreams:AReview.
JournalofGeophysicalResearch,1987,92(B9):8843~885833AnandakrishnanS,BlankenshipDD,AlleyRB,etal.
InfluenceofSubglacialGeologyonthePositionofaWestAntarcticIceStreamfromSeismicObservations.
Nature,1998,394:62~6534ShabtaieS,BentleyCR.
WestAntarcticIceStreamsDrainingintoRossIceShelf:ConfigurationandMassBalance.
JournalofGeophysicalResearch,1987,92:1311~133635BindschadlerRA,StephensonSN,MacAyealDR,etal.
IceDynamicsattheMouthofIceStreamB,Antarcti-ca.
JournalofGeophysicalResearch,1987,92(B9):8885~889436RobinGdeQ.
TheClimaticRecordinPolarIceSheets.
CambridgeUniversityPress.
1983:77~7937VaughanDG,CorrHFJ,DoakeCSM,etal.
Distor-tionofIsochronousLayersinIceRevealedbyGround_penetratingRadar.
Nature,1999,398:323~32638SiegertMT,KwokR,MayerC,etal.
WaterExchangeBetweentheSubglacialLakeVostokandtheOverlyingIceSheet.
Nature,2000,403:643~64639LytheM,VaughanDG,BEDMAPConsortium.
BEDMAP:ANewIceThicknessandSubglacialTopo-graphicModelofAntarctica.
JournalofGeophysicalRe-search,2001,106(B6):11335~1135140WesselP,SmithWHF.
TheGenericMappingTools(Version3.
4)_AMap_makingTutorial.
LaboratoryforSatelliteAltimetry,NOAA/NESDIS/NODC,April200141BuddWF,SmithIN.
Large_scaleNumericalModelingtheAntarcticIceSheet.
AnnalsofGlaciology,1982,3:42~4942DoakeCSM,FrolichRM,MantrippDR,etal.
Glacio-logicalStudiesonRutfordIceStream,Antarctica.
JournalofGeophysicalResearch,1987,92(B9):8951~896043JenkinsA,DoakeCSM.
Ice_OceanInteractionsonRonneIceShelf,Antarctica.
JournalofGeophysicalRe-search,1991,96(C1):791~81344KingM,NguyenLN,ColemanR,etal.
StrategiesforHighPrecisionProcessingofGPSMeasurementswithApplicationtotheAmeryIceShelf,EastAntarctica.
GPSSolutions,2000,4(1):2~1245BamberJL,BindschadlerRA.
AnImprovedElevationDatasetforClimateandIce_sheetModeling:ValidationwithSatelliteImagery.
AnnalsofGlaciology,1997,25:439~44446BamberJL.
Antarctic5_kmDigitalElevationModelfromERS_1Altimetry.
Boulder,Cororado:NationalSnowandIceDataCenter.
200047LiuH,JezekKC,LiB.
DevelopmentofanAntarcticDigitalElevationModelbyIntegratingCartographicandRemotelySensedData:AGeographicInformationSys-temBasedApproach.
JournalofGeophysicalResearch,1999,104(B10):23199~2321548LiuH,JezekKC,LiB.
RadarsatAntarcticMappingProjectDigitalElevationModel.
Boulder,Cororado:Na-tionalSnowandIceDataCenter.
200049LawP.
MovementoftheAmeryIceShelf.
PolarRecord,596武汉大学学报·信息科学版2002年1966,13(85):439~44150DoakeCSM,CorrHFJ,RottH,etal.
BreakupandConditionsforStabilityoftheNorthernLarsenIceShelf,Antarctica.
Nature,1998,391:778~78051DoakeCSM,VaughanDG.
RapidDisintegrationoftheWordieIceShelfinResponsetoAtmosphericWarming.
Nature,1991,350:328~330作者简介:王清华,博士生.
现主要从事南极冰川动力学研究.
E_mail:qhwang@wtusm.
edu.
cnRe_definitionandValidationoftheGroundingLineofAmeryIceShelf,EastAntarcticaWANGQinghua1NINGJinsheng1RENJiawen2WENJiahong3(1KeyLaboratoryofGeospaceEnvironmentandGeodesy,MinistryofEducation,SchoolofGeodesyandGeomatics,WuhanUniversity,129LuoyuRoad,Wuhan,China,430079)(2KeyLaboratoryofIceCoreandColdRegionsEnvironment,CAREERI,ChineseAcademyofScience,260WestDonggangRoad,Lanzhou,China,730000)(3PolarResearchInstituteofChina,451JinqiaoRoad,Shanghai,China,200129)Abstract:Thispaperre_definesthegroundingline(GL)ofAmeryIceShelf(AIS),EastAntarcti-ca,utilizingradioechosounding(RES)data.
ItwasindicatedthattheGLsouthmostlyextendedto73.
2°S,about500kmawayfromtheicefront.
Tworepresentativeprofilesareselectedtovali-datetheabovepreliminaryconclusion,byratioofbeddepthtoicethickness,andheightdivergencebetweenthemeasuredheightandthecalculatedvalueaccordingtoicethicknessbyhydrostatice-quilibriumtheory.
Moreover,theconclusionisfurthervalidatedbyERS_1digitalelevationmodel(DEM)gridded5kmandRADARSATAntarcticmappingproject(RAMP)1km_griddedDEM,andtidalnoisedetectedbyinsituGPSmeasurements.
Finally,thefloatingiceregionofthewholeicestreamisillustratedaccordingtothehydrostaticequilibriumtheory.
Keywords:groundingline;radioechosounding;AmeryIceShelf;hydrostaticequilibrium;digitalelevationmodel(DEM);RADARSATAntarcticmappingproject(RAMP)Abouttheauthor:WANGQinghua,Ph.
Dcandidate.
Heismajoringinicedynamics.
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cn欢迎订阅2003年《测绘信息与工程》《测绘信息与工程》为测绘专业应用技术期刊,其宗旨是:贯彻从生产中来、到生产中去的办刊原则,面向测绘行业发展的实际需要,发表对测绘行业具有直接指导作用的技术、管理和教育文章,架设沟通测绘研究与应用联系的桥梁,普及测绘科学新技术,提高测绘行业的技术含量及从业人员的技术水平.
本刊开辟的栏目均面向读者需要,并已形成特色和优势,具有较好的社会适应性.
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597第6期王清华等:东南极Amery冰架与陆地冰分界线的重新划定及验证