南极冰下水文研究进展

周岩 崔祥斌 戴振学 孙波 李霖

研究进展

南极冰下水文研究进展

周岩1,2崔祥斌2戴振学1孙波2李霖2

(1吉林大学建设工程学院, 吉林 长春, 130026;2中国极地研究中心, 上海, 200136)

南极冰下湖和冰下水系的广泛发育, 不仅可以改变冰盖基底环境, 影响底部滑动过程, 冰下水系的排水活动还可以淡化海水, 降低临近的洋流深部温度, 是影响冰盖稳定性及其对全球海平面和气候变化贡献的因素之一。因此, 开展南极冰下水文及其对南极冰盖动力学、南极冰下地貌演化进程和南极冰盖-海洋相互作用的影响研究具有极其重要的意义。冰下水文系统是包括冰盖、冰下水、冰下湖泊、沉积物、基岩、地下水、水流通道和海洋在内的复杂的相互作用的集合。当前可利用卫星测高仪和其他先进的地球物理方法(如无线电回波探测技术、地震技术、磁法勘探技术)来观测和研究南极冰下水系, 另外, 通过数值模拟可以更好地解释冰下水的形成、活动和排泄以及陆地水-海洋的交互作用。本文依次综述了南极冰下湖、南极冰下水文系统与模拟以及冰下水文与冰架及海洋系统相互作用的研究进展，并给出了未来南极冰下水文系统研究的重点方向。

冰下水文 南极冰盖 冰下湖 触地区域 冰架

0 引言

南极冰下水文系统主要由冰盖、冰下水、冰下湖泊、沉积物、基岩、地下水、水流通道和海洋等元素构成[1], 对冰盖动力学和稳定性有重要的影响。到目前为止, 南极地区已经确认发现的冰下湖的数量超过了400个[1-2], 然而数值模拟预测结果显示可能仍有数以千计不同尺寸的南极冰下湖尚未被发现[3-4]。南极冰盖就像一个天然的保温层, 使冰盖部分基底始终保持或者高于融点温度, 保证了融水的流动和交换[5], 南极约有55%的冰盖-基岩界面中含有冰下水, 融水可以润滑冰盖基底, 加速冰流的运动[6], 它们会影响冰盖和冰架的稳定性、冰流的移动方向以及冰架的断裂方向[7-8]。理解复杂的冰下水文作用机理对于冰盖动力学研究、基底对冰盖的润滑作用研究、沿海地区触地线的稳定性研究、南极大陆淡水资源与海水的物质交换研究[6,9-10]是至关重要的。南极冰下湖底部的一些含水沉积层可能是研究古地形演化规律和古气候记录的潜在载体[11], 微生物学家还认为冰下湖可能是生命或极端环境微生物的潜在栖息地[12]。因此, 认识冰下水文对于理解南极冰盖早期形成和演变过程、预测全球气候和海平面变化、寻找未知的地球生命形态、探索南极大陆地质构造等方面有着非常重要的意义[13]。冰下湖可能存在于火星的极区, 相关研究也可为行星演化研究提供一定支持[14]。目前由于技术困难, 对南极冰下水文的探测研究工作多数由地球物理探测和卫星遥感技术完成。南极冰下有一个巨大的动态水文网络[15], 卫星(如ICESat卫星)数据可以在一定程度上揭示基底的水文条件[16], 同时, 利用各种地球物理研究方法(如无线电回波探测技术和地震技术)也可以获取深部冰盖和基岩的剖面来重建冰下环境。研究表明南极的冰下水可以在短时间内长距离地大量转移,在南极100千米范围内的冰下湖泊之间都有可能存在复杂的水文联系[17-19]。地貌特征的证据可以证实冰下快速排水是广泛存在的[20-22], 排水作用可能主要涉及上游湖泊向下游湖泊排放[8]以及冰下湖向海洋的排放。

南极冰盖的快速变化和不稳定性对全球海平面的影响巨大, 是全球海平面上升的最不确定因素之一[8]。另外，南极冰架对于全球海平面的影响主要表现在两个方面: (1)冰架对于大陆冰盖起支撑和缓冲作用,可以阻止冰盖快速进入海洋; (2)影响海洋的局部循环[23]。冰下水文系统通常出现在基底融化的地方。一些融水可以到达冰盖边缘并通过不同的方式(如通过触地线的渗流或通道)输送到海洋[24], 其形成位置和连接的几何形态一定程度上受地热通量分布影响[25], 冰盖下表面衍生的融水会沿着冰下的山谷、裂缝和空隙之间流动, 最终到达山谷的底部, 一部分流入其他水系, 一部分汇入地下水中[26-27]。在南极夏季融化期间, 沿海区域的水可能会直接渗透到南极大陆的基岩和沉积物中[26]。目前南极的冰下水文模型主要基于早期对北极和山地冰川的类似研究、对现代南极冰流的观测[21]以及对南极侵蚀地貌的研究。活跃的冰下湖泊几乎遍布整个南极大陆, 冰下湖的排泄对冰盖物质平衡产生重要的贡献。当下游低水位的湖泊被淹没时, 水会溢出并通过触地线流入冰架冰腔, 最终进入海洋。通过数值模拟的方法可以估计冰下湖的体积变化, 将其与冰流模型相耦合, 可以研究冰盖触地线冰下供水量的时空变化, 与卫星遥感数据进行比较可以验证相关结果[24]。模拟结果还表明, 这些额外的淡水流入可能对于冰架底部的融化有显著的促进作用,是冰架季节性融化的原因之一。南极的触地区域可能存在河口, 海底地下水排放会是南极海岸冰下水与海洋物质交换的有效途径之一[28], 相关研究对于南极淡水总量估算及其与海洋之间的溶质交换具有重要意义。本文基于国内外已有南极冰下水文研究[19,29-30], 主要介绍了目前为止国内外关于南极冰下水文研究进展, 包括冰下水的类型、形成、分布, 冰下水与冰盖边缘(冰架)和触地线的连通；冰下水对冰盖和冰架动力学的影响；南极冰盖下河口的探索发现；模拟南极冰下水系-海洋水流路线的方法；最后对南极冰下水文研究现状和不足进行评价以及对未来重点研究方向进行展望。

1 南极冰下湖

1.1 南极冰下湖的观测

目前, 南极冰下湖和冰下水的观测研究主要依赖航空地球物理技术和卫星测高两种观测手段获取的数据。航空地球物理技术凭借其深度大和效率高的独特优势, 成为目前极地科考中最有发展潜力的数据获取手段之一[31]。冰雷达, 又称无线电回声探测, 是一种基于电磁场理论、通过雷达回波研究冰雪介质特性的地球物理方法。迄今为止, 对于南极冰盖厚度和冰下地形高程的勘测主要由航空器搭载冰雷达完成[32-33], 同时，利用此方法也可以获取冰下地形地貌特征、识别冰下湖和冰下水分布。自20世纪60年代以来, 基于冰雷达的冰下湖探测工作为进一步研究冰下水文系统提供了最为直接的观测依据, 并且持续对现有的南极冰下湖的数量进行增补[34], 近些年来, 我国在南极的机载冰雷达探测工作也取得了显著的成果, 在南极数据空白区域发现了多个冰下湖的存在[35]。卫星测高是另外一项可以用在冰下水文研究中的技术, 原理大致为冰盖表面的高程变化都有可能是冰下水流运动(主要为水体的排水或填充)的反馈[6]。结合卫星的测高数据,可以利用重复轨道法或差分DEM法对流域的活跃冰下湖的平均高程和体积变化进行监测,并分析各冰下湖间的水文联系[36]。地震观测也可以帮助我们获得精确的数据, 不过在南极开展地震调查非常困难, 而且覆盖面相对较小, 使用场景十分有限。冰下湖钻探和测井技术可以直接获得冰下湖水和沉积物样品, 进而提取古气候和古环境的宝贵信息, 但需要进行前期的选址研究来确定合适的钻探位置。Woodward等人[12]2010年利用地球物理调查为Ellsworth冰下湖的钻探项目提供了水深和地貌背景等信息。德克萨斯大学地球物理研究所(UTIG)和韩国极地研究所(KOPRI)曾在2016— 2017年合作利用直升机搭载的雷达和激光测高仪为David Glacier钻探项目进行了选址工作[37]。为了避免钻井液污染, 热水钻是钻探冰下湖更合适的选择, 可以在钻探过程中使用和循环利用钻进过程中周围冰盖产生的融水[38-39], 是一种较为先进和科学环保的钻探方式。

1.2 南极冰下湖的形成

冰下湖的形成是包括冰下地形、地热通量、冰厚和冰盖底部过程等多种因素共同作用的结果, 南极几千米厚的冰盖就像天然的隔热层, 保护冰下环境不受冰盖表层极低温度的影响, 冰盖导致底部压强增加, 降低了冰的融点。至2018年, 通过航空冰雷达和卫星测高技术手段在南极冰盖下共计发现了402个湖泊, 被Wright和Siegert[5]以及Siegert等人[1]进行了总结整理。除观测外, 也可以通过数值模拟的方式来预测南极冰下湖和冰下水的分布。天然的水势等值面是由真实的基岩和冰盖的形态、高程定义而成的, 在模拟结果中可见水势较低的区域表现为一个低洼的凹陷。一个区域内生成的水流会沿着水势流向较低的凹陷, 假设冰盖底部全部处于压力融点且有融水生成, 水流聚集到凹陷处达到一定规模, 则可以认定为一个预测的冰下湖[3]。一般来说, 目前的研究对南极冰下湖分布位置和流域面积与路径的预测可以通过三个步骤完成:(1)计算基底的水势(图1b所示), 得到水势等值面; (2)对等值面中所有的水势等值面凹陷进行数值填充, 模拟融水填充的过程, 形成假想冰下湖; (3)将(1)和(2)的等值面计算残差, 得到非零的元素集覆盖区域即为预测的冰下湖(图1a所示)。将预测湖泊的位置与实际探测到的湖泊位置进行比较可以判断南极冰下湖预测的有效性, Livingstone等人[40]利用基于Shreve方程的数学模型成功预测了60%以上的已知南极冰下湖; Goeller[3]提出的方法可以正确预测206个冰下湖, 占已知湖泊总数的54%。然而, 并不是所有的湖泊都可以用此类方法进行准确的预测。首先使用此类方法的前提为研究区内(基岩和上覆冰盖)不应有空洞状结构, 此外过度的人工插值以及假定冰盖以下全部处于压力融点可能会导致冰下湖预测数量过多。但也有人认为, 确实有大量的冰下湖还未被探测和收录, 例如Wright和Siegert[5]认为冰下湖泊的总数将会是已知湖泊数量的数百倍。

关于南极冰下湖或冰下水的起源存在争议。Duxbury等人[41]通过构建二维物理模型进行数值模拟, 模拟了一定时间段的Vostok湖区域的冰盖厚度, 结果显示湖水始终没有完全冰冻(保持一定深度的湖水), 所以他们认为在南极冰盖形成之前, Vostok湖就已经存在了, 即南极冰盖形成于Vostok湖以后, 时间间隔大约为500万年至3000万年。南极冰盖在冰期扩张的时期，Vostok冰下湖从湖面开始逐步结冰(Vostok湖的区域为初始东南极冰盖的边缘地带), 最后南极冰盖逐渐形成, 也封住了Vostok湖, Vostok湖的原始湖水一部分冰冻到上覆冰盖当中, 一部分保存到了现在。此后, Pattyn[42]通过三维物理模型的模拟结果支持了这一结论。Pattyn在模型中加入了冰盖与湖的相互作用, 认为Vostok冰下湖可能形成于大约1500万年前(南极冰盖完全形成之前), 中间经历了完整的中新世中期。然而, Siegert[43]质疑了之前模型中直接将Vostok湖作为封闭系统的处理方式, 以及Duxbury等人的模型没有考虑冰流与气候和地形之间的关系。Siegert[43]认为在南极冰盖的早期生长期, 不会有大的湖泊存在, 如果有的话, 后来水将通过水槽状的地貌通道排出, 因此，Vostok湖应该作为开放系统来研究, 况且同样位于东南极地区的与Vostok湖基底各项参数类似的Astrolabe冰下盆地并不存在冰下湖。所以, 他认为所有的南极冰下湖都不可能经历南极冰盖生成的全过程。目前对冰下湖的形成起源仍有较大争议, 两种学说都需要进一步的理论支持。

冰下湖可分为稳定型和活跃型两种类型。稳定的冰下湖与其他冰下水系有少量或没有水文联系, 湖泊体积变化很小可以忽略不计, 例如Vostok湖; 而在活跃的湖泊(指存在定期补排水活动的冰下湖泊)之间, 水流会以不同的速度和流量通过各种不同的方式(见2.1节)进行着不同尺度的循环流动, 整体上体积变化率较高, 水流运动比较活跃, 经历周期性的冰下水排放和补给, 例如Cook湖[44]。

图1 南极冰盖下的冰下湖和模拟的水系分布示意图.a)南极冰盖冰下湖分布情况(改编自[40])，其中, 灰色代表高程大小, 紫色表示处于压力融点以下的区域, 由粉色到蓝色区域表示预测的由深到浅的冰下湖分布, 灰线表示模拟的融水路径; b)基于Bedmap2数据集模拟南极冰盖冰下水势情况(改编自[4,45])，其中蓝色点为依靠水势预测湖的位置, 黄色点为已发现的379个湖的位置.

Fig.1.Simulated subglacial drainage pathways and subglacial lakes beneath the Antarctic ice sheet.a) Distribution of subglacial lakes in the Antarctica.Gray represents the elevation, purple represents the area below the pressure melting point, pink to blue areas represent the predicted distribution of deep to shallow subglacial lakes, and gray line represents the simulated melting pathways (modified from [40]); b) Subglacial hydraulic potential of the Antarctic ice sheet based on the Bedmap2 dataset, the blue points are the locations of the lakes predicted by the hydraulic potential, and the yellow points are the locations of 379 lakes that have been found (modified from [4,45])

2 南极冰下水文系统

2.1 南极冰下水文系统简述

南极冰下水文系统各个构成元素之间互相结合, 互相影响。冰下水系存在于冰盖与基岩或沉积物当中, 既以湖的形式存在, 又以水流的形式存在，其中地下水一般赋存于地势较低的沉积盆地。冰下水系在南极大陆边缘处可以与海洋建立水文关联[1,21]。在概念模型的构建上, 冰下水文模型类似于地下水模型与岩溶通道模型的耦合[30]。多年以来, 关于冰下水文系统的结构存在许多设想, 主要来自于冰川侵蚀地貌观测以及古河流演化的研究启发。判断冰下水流类型的标准多种多样, 如水文系统形成的机理、水流特征、流速和水通量的预计值等。南极地区的冰下水流可以根据其排水效率不同来描述为快速流或慢速流。快速流为“高效”和“渠道化”的排水系统, 而慢速流为“低效”和“分布式”的排水系统, 各种模式的示意图如图2所示[21]。

在南极冰盖下, 一定数量的冰下湖已经形成了高度动态的冰下水文网络。冰盖下的南极大陆存在湖泊，河流以及丰富的水文系统。冰下水体之间存在复杂的相互补给的关系, 具体的补给方式可能包括管道、渗流、薄水层、空洞等。对冰下水流的研究发现其对冰流动力学、冰盖物质平衡以及水循环和水营养富集具有重大影响, 相关研究包括冰下水的生成、储存、流动以及流出南极冰盖的方式。

一般来说, 冰下排水通道有多种不同的形态模式[46]。Shreve[47]利用简单的三维水流通道模型模拟了冰盖中水流的一般情况, 得出了通道模型中水流运动的概化方程。R型通道由Röthlisberger首先提出, 这种冰川内部通道模型以他的名字命名。他假设水在圆形或半圆形通道中存在饱和流动, 在流动中, 由摩擦热引起的通道开合率变化与周围冰蠕变引起的通道收缩率变化保持平衡[48]。Wingham等[18]对冰下湖间的水文联系进行了研究, 认为R型通道可能是冰下水流量合理转移的机制[1]。Hooke等人[49]提出了一种扁圆的低通道模型—— N型通道, 该模型比R型通道更适合解释冰下的基底水压力。此外，他们认为, 根据实际的流量条件, 非饱和管道(即液体没有充满整个通道) 更有可能存在于冰下基岩陡坡和冰盖较薄的区域[50-51]。Rose等人[51]发现西南极地区保存了一系列大型的、较为完整的、切割状的古基岩通道, 可能在远古时期运输了大量的冰下水体。Weertman[52]提出了在冰岩界面存在薄水层, 会减弱冰盖和基岩之间的阻力, 从而作为一个润滑层来影响冰盖的滑动, 使得水可以自由运输。Nye[53]认为该水层的厚度可能仅为微米级, 因为该水层既不能支持冰下水系的回流, 也不能实现短时间输送较大的水通量。Walder[54]认为当薄水层厚度小于4 mm时, 其对应的水流动是相对稳定的。薄水层存在的先决条件是该区域没有或很少有空隙状结构, 而且要有足够的水供应。基岩上各种凸起的形状(如大小不一的页岩颗粒)是一种可能的薄水层存在状态。Kamb等人[55]发现, 之前的冰下水动力学研究无法解释冰流运动期间水压力与冰流运动之间的变化规律不一致的现象, 于是他们提出了一个不同的冰下排水系统：空腔, 既可以适应冰下高压的情况, 又能解释与冰流运动的耦合问题，此外，这种模型还可以解释冰下快速排水现象。目前的大多数研究认为, 通道化模型(R型通道与N型通道)和冰腔应是南极主要的冰下水体运输手段。另外, 碎屑物和沉积盆地中的多孔介质可以容纳南极大陆地下水的流动[2]。Siegert等人[2]提出了南极大陆地下水研究的一个新视角, 即利用多相地球物理技术(主要为大地电磁法)来探测冰下沉积盆地的地下水含量, 并监测各个含水层之间单位时间间隔内的水流量交换率[21]。这可以证明南极大陆存在地下水，并在维持各冰下水体之间的水力联系方面起着较为重要的作用。

图2 典型冰下排水通道有多种不同的形态模式(改编自[21]).a)典型的高效渠化排水模式示意图; b)典型的低效分布式排水模式示意图

Fig.2.Typical drainage modes beneath the ice sheet (modified from [21]).a) typical efficient and channelized drainage modes; b) typical inefficient and distributed drainage modes

2.2 南极冰下水文模拟进展

2.2.1 南极冰下水流路径模拟

冰下水流路径模拟主要数据来自于水势的计算:

其中,w为水的密度,i为冰的密度,为重力加速度,s为冰面高程,b为基岩高程。

水势主要受冰面高程的影响, 受基岩地貌的影响较小[3]。梯度决定了基底水流, 基底水流聚集在水势洼地就会形成湖泊。建立冰下水势面需要冰面高程和基岩高程的网格化数据库, 主要来自于地球物理和卫星测高数据, 例如Bedmap 2数据集(图1所示)、卫星(如ICESat)搭载的测高仪得到的冰面高程数据等[4,45,56]。

由冰盖表面高程DEM与底部高程DEM计算获得等水势面后, 依次进行填洼, 流向分析, 流量累计分析, 得到水流网格栅格图, 由水流网络栅格图与流向分布图进行叠加计算, 可以得到冰下水流路径分布图[3]。目前国内外诸多研究涉及了相关内容[4,35,40,57]。

2.2.2 南极冰下水流量模拟

南极冰下水流量模拟计算一般使用稳态水流模型, 由输入基底融化率和水势进行初始化。模型默认融水在水势等值面上运动, 网格内流出值等于流入值与网格内融化量之和，即：

其中,out是一个网格流出(到下一个格子)的水流量,in为进入一个网格的水流量,为基底融化率, ΔΔ为网格的水平尺度[24]。

其中,Q是流入8个向下梯度的相邻网格之一的水通量,是相邻网格中具有更低的水势的个数,θ为水势,为相对位移。公式(3)用于计算高水力梯度向低水力梯度输送的水通量。

冰下湖位置和体积变化周期可以为模型提供已知冰下湖的水流补给信息。数据主要从ICESat数据库、雷达和激光测高数据库以及MODIS卫星影像数据库中获得。当网格位于已知的冰下湖的位置时, 模型将会根据湖泊的状态为网格设定状态。当湖泊是补给状态时, 网格会被设定为out为零, 相反, 湖泊为排泄状态时, 来自于上游网格的out就会直接越过位于湖泊的网格, 向下游补给。模型运算需要首先输入水势面、冰下湖位置、基底融化率等参数, 运行模型, 检查水流量是否平衡, 然后提取冰下水流网络，利用卫星测高数据对于冰下湖的体积变化估计值进行比对和校准。依次比对水势数据、融化率分布数据、湖水体积变化数据以及水量转移数据，然后修正水流总量、估算未平衡的冰下湖参数, 进行模型的校正、在没有冰下湖活动的环境背景下提取冰下水系的路径, 为模型内的主要的冰下路径提供参考[24]。相关方法在西南极地区广泛应用[38,58]。卫星测高数据(如ICESat)推导得出的冰下湖泊体积变化估计值和冰下水输送模型相结合, 可以用于识别冰下水流的空间分布、量化冰下水流对于湖泊体积变化的影响、评估计算得到的冰下流对于临近冰架的融化率的影响、比较预测的冰下流水通量与冰下湖的体积变化量、触地区域的南极冰下水流路线模拟。Carter等[24]采用独立的稳态水模型, 完成了2003—2008年间Siple Coast区域经过Ross冰架触地线流出的冰下水流量的时间与空间分布的模拟, 并且评估了冰下排水过程对于冰架海腔(cavity)淡水收支的影响[24], 研究结果如图3所示。

南极冰下水流量模拟研究中还涉及南极基底融化率计算, 其中最大的不确定性来自于地热通量。地热通量主要受地幔热流、地壳辐射衰减所产生的热量以及地质构造历史等因素的影响[59]。通过重力异常的反演计算可以得到居里面深度分布, 进而可以估算出地球上的热流分布[60]。在南极, 地热通量使基岩保持相对温暖, 并导致冰盖底部融化, 这也影响了上覆冰盖的流动和南极冰盖的物质平衡。Fisher等[61]首次直接测量了西南极冰盖Whillans冰下湖的地热通量, 其结果远高于之前利用地球物理-冰盖耦合模型估算的区域平均水平。这种差异可能有助于解释为什么活跃的冰下湖数量众多。An等人[62]利用新的三维AN1-S模型, 根据地幔矿物的热弹性质和横波速度, 同样推断出了南极洲板块下的地热通量分布。然而, 高地热通量并不是生成冰下水体的唯一条件[6]。除地热条件之外, 冰下基底融化率还受很多条件的影响, 如冰厚、积累率、冰川-基岩的摩擦热以及冰川形变热。例如在东南极中心, 在地热通量相对较低的情况下, 冰盖底部同样可以达到压力融点, 导致基底融化率变大, 通过一定时间的积累形成了冰下湖[63]。

3 南极冰下水文与冰架及海洋系统相互作用

3.1 南极冰架海腔水文过程

冰盖物质平衡是指极地冰盖的物质收入和支出之差[64], 其中, 物质收入主要来自降雪, 物质支出主要包括冰架或冰川的崩解、冰架底部融化、冰下融水通过触地线流入冰架海腔后进入海洋、冰架表面融水经表面通道进入海洋以及通过大气循环的损失。早前研究大多以为冰架崩解是南极冰盖主要的物质支出形式[64], 但是最新研究结果表明, 冰架底部融化量已经持平或者超过冰架崩解的量, 成为南极冰盖物质损失的主要途径[29,65]。冰架海腔按照冰架底部融化驱动机制, 可以分为冷海腔(由高密度陆架水驱动)和暖海腔(由变性绕极深层水驱动), 如图4中模式1、模式2所示[29]。南极数量较少的暖海腔内的冰架底部融化贡献了南极冰架主要的净融化量, 例如尽管体量较大的Amery冰架(冷海腔)下发生着大量的融化和再冻结现象, 但它的平均基本融化率相对较低。相比之下, 在Totten冰架附近海洋学测量结果显示, 暖水进入冰架空腔会推动快速的冰架基底融化, 造成可观的基底融化率[57]。

图3 Siple海岸区域稳态条件下冰下水流量模拟结果示意(修改自[24]).其中, SLM: Mercer湖; SLW: Whillans湖; SLE: Engelhardt湖; KIS: Kamb冰流; BIS: Bindschadler冰流; MIS: MacAyeal冰流;M1～M6:Mac湖1～ 6; B1～B6; Bindschadler湖1～ 6; R1: Raymond湖; K1～K12: Kamb湖1～12; W6～W8: Whillans湖6～8

Fig.3.Map of modeling subglacial steady water flux in Siple Coast, modified from [24].SLM:Lake Mercer; SLW:Lake Whillans; SLE: Lake Engelhardt; KIS: Kamb Ice Stream; BIS: Bindschadler Ice Stream; MIS: MacAyeal Ice Stream; M1～M6: Mac1～Mac6; B1-B6; Bindschadler 1～Bindschadler 6; R1:Raymond; K1～K12: Kamb1～Kamb12; W6～W8: Whillans 6～Whillans 8

当位于南极沿海区域水位最低的冰下湖发生快速排水时, 水会通过触地线涌入冰架下的海腔内部[24]。在海腔内部, 由冰下水排泄而来的淡水在冰架底部与来自洋流的咸水汇聚, 由此参与到变性绕极深水(mCDW)以及变性冰架水(mISW)的近岸环流之中, 进而汇入海洋, 如图5所示。

研究发现冰下融水流出只会发生在触地线沿线的少数位置[28]。如果这些位置位于大型冰下湖泊的下游, 那么这个流出量的变化可能很大, 这取决于冰下湖的活跃程度, 模型中处理触地区域时, 将向这些位置的补给视为向独立冰下湖的补给来进行计算, 冰下流出的淡水的空间集中会导致局部冰架基底融化速率短暂的升高, 影响区域性的洋流作用。另外，冰架基底融化的增强会随着时间的推移影响触地线的演变, 这些结果对未来进一步加深我们对冰下水文系统与冰架海腔之间相互作用的理解具有启示意义。

图4 三种类型的冰架底部融化(改编自[57]).a) 模式1: 由冷的高密度陆架水(DSW)驱动的底部融化; b) 模式2: 由暖的(变性)绕极深层水(mCDW/CDW)驱动的底部融化; c) 模式3: 由表层水驱动的底部融化

Fig.4.Three modes of ice shelf basal melting (modified from [57]).a) Mode 1 is driven by cold Dense Shelf Water (DSW); b) Mode 2 by warm (modified) Circumpolar Deep Water (mCDW/CDW); c) Mode 3 by surface waters

图5 冰下水系入海通道形成机理图.红色箭头表示相对温暖的洋流, CDW为绕极深层水(改编自[66])

Fig.5.The mechanism of the formation of the underwater channel.The red arrow indicates relatively warm sea water entrainment to promote the high melting rate of local subglacial shelves.CDW: Circumpolar Deep Water, modified from [66].

3.2 南极冰下触地区域水文过程

在南极冰盖的触地区域, 可能存在冰下淡水与海水之间的复杂的水文及化学组分交换作用。之前的研究明显倾向于更为常见的“瀑布式单向水交换”的观点[67], 即冰盖下的独立水流系统很少或根本没有与海洋相互作用。然而, 针对南极冰下水文和沿海区域的地球物理观测结果表明冰盖底部区域可能存在冰下河口使得这种作用变成了可能,即冰下的河口地带和海洋之间可能存在一个复杂的相互作用。河口处淡水和咸水的混合导致了海洋和大陆水通道之间丰富的化学和生物过渡带的产生。随着水文过程和生物丰度的增加, 河口具有非常独特的沉积特征[28]。冰下湖泊广泛分布于冰盖之下, 随着触地线的后退, 冰下水流和海洋之间的联系可能在触地线沿线的某个点上建立, 并且形成类似潮汐潟湖的系统。在现代冰盖中已观测到相关的地形地貌。根据地球物理观测, 在Whillans冰流下发现了类似结构[28](图6所示), 在活跃冰下湖与南极洲Ross冰架之间建立了联系, 使得南极冰下水系和海水的相互作用成为可能。这个冰下河口是由主动震源地震方法探测获得的, 宽度为1 km, 最大深度为7 m[28]。对南极Pine Island冰川和格陵兰岛Petermann冰川相关的冰架进行的观测同样证明了存在向上切割到冰架底部的通道, 并且可作为从冰架下空腔流出融水的管道[68]。雷达与MODIS图像也揭示了Foundation冰流区域存在通向冰架空腔的冰下基岩通道, 形成了组织有序的排水系统, 水从冰盖流出与冰架空腔水混合后进入海洋[69]。

冰下水流会流经基岩的不规则处, 流动水与基岩产生的摩擦热会造成冰盖融化, 使得局部水流区域的空间体积变大, 压力降低[71]，导致水流不能通过河口排放到海洋。在这些情况下, 海水可能会反过来进入冰下水文系统。冰盖触地区域的水文路径在冰或基岩中以通道或海腔的形式存在, 只要它不因降温作用而固结封闭, 所有输送水流的通道或海腔都会在涨潮期间存在大量水的流动。由于海水的温度超过了冰的融点[70], 潮汐作用将有助于排水通道的扩大, 以对抗冰水混合物的固结作用。另外, 潮汐作用会参与河口区域的沉积过程, 加剧海水的侵蚀作用。冰下融水的流量对于河道的形成和维持至关重要。冰上湖泊[71]或冰下湖泊[72]的排水都可能促成河道的演化, 然后被潮汐作用所放大。通道容纳双向水流(即海水与冰下水流双向进入), 有利于河口地带的产生。冰盖下河口发育可能存在两种机制: (1)触地线后退, 逐渐与冰下水体连接, 形成通道; (2)融水流动或冰下(或冰上)湖泊的间歇性排水产生的冰下出口通道穿过了触地线, 形成通道, 并被海洋或潮汐驱动的融水扩大, 借助于冰下湖的强作用的水力输入, 将有助于增强或保持通道畅通。显然, 进一步的研究需要在触地区域进行直接的海洋观测和冰下观测。这进一步强化了以综合地球物理测量为指导的冰下通道研究的必要性。

图6 南极Whillans冰流区域水势面透视图及河口通道位置示意图(改编自[28])

Fig.6.Perspective view of hydropotential surface of Whillans Ice Stream and the location of estuarine channel (modified from [28])

4 结语

南极冰下水文的研究是一个复杂的多学科、多尺度、多阶段的问题, 涉及水动力学、冰川学、地热学、水文地质学和海洋动力学等交叉学科。过去几十年的研究取得了很大的进展, 但现在还存在许多未知的科研挑战。大致分为以下几个方面: 冰盖(冰架)基底融化过程、冰下水流与上覆冰盖及其和底部基岩(沉积物)之间的相互作用、冰架以下洋流的动力学分析、冰下淡水的形成演化以及与海水的混合交互作用、海水对冰下环境的侵蚀作用等。各种有针对性的地球物理观测方法的介入[73], 可以帮助研究人员更详细地探索南极冰下水文过程及其与海洋系统的相互作用。

随着综合地球物理技术的发展和应用, 以及多参数耦合建模方法的发展, 该领域将会有更多的科学问题得到解决。未来的一些可能的研究方向和热点包括:

1.近几十年来, 由于地球物理勘探的不断深入, 除少数勘探数据空白区外, 南极大部分区域重要的、研究价值大的冰下湖已经被发现, 因此下一步工作的重点将逐渐转移到活跃湖泊的识别以及对湖泊之间或者湖泊与海洋之间的水文循环和物质交换的机理性研究。

2.了解南极大陆冰下淡水和周围海水之间的相互关系对定量评价发生在冰海界面的物质平衡、洋流对流、热循环、物质循环以及了解相关的物理化学过程和生物迁移活动具有重要意义。

3.南极冰下水文系统与冰架海腔的水文联系十分复杂并且区域性差异较大, 对于研究冰架崩解、冰架动力学、冰架物质支出、南极淡水预算等问题都很重要, 相关的研究探索对于加深我们对整个南极科学问题的理解具有启示意义。

4.为了进一步探索南极冰下水文系统的理化性质, 需要开展更多尺度的综合调查、直接观测和定量实验研究, 包括综合的高分辨率的地球物理观测、广泛而有效的钻探工作和更准确的数值模拟。未来可能借鉴温带冰川研究中的示踪试验方法在冰内及冰下水系演化研究中的应用[74], 用来了解南极冰下水文系统的某些性质。目前的各种相关研究主要基于假设和大规模的地球物理测量, 空间分辨率较低, 结果可能难以令人信服, 难以探索细致的微观过程[75-77]。

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Advances in subglacial hydrology of Antarctica

Zhou Yan1,2, Cui Xiangbin2, Dai Zhenxue1, Sun Bo2, Li Lin2

(1College of Construction Engineering, Jilin University, Changchun 130026, China;2Polar Research Institute of China, Shanghai 200136, China)

The extensive development of subglacial lakes and subglacial water systems in Antarctica have potential effect to not only change the basal environment of the ice sheet and affect the bottom sliding process, but also to desalinate the sea water and reduce the deep temperature of the adjacent ocean currents, contributing to one of the uncertainty factors affecting the stability of the ice sheet and its contribution to global sea level and climate change.Therefore, it is of great significance to study the subglacial hydrology and its influence on the dynamics of the Antarctic ice sheet, the evolution of the Antarctic subglacial landforms, and the interaction between the Antarctic ice sheet and the ocean.The subglacial hydrological system involves a complex set of interactions among various components, including ice sheet, subglacial water, subglacial lake, sediment, bedrock, groundwater, flow channel and ocean components.Scientists can use satellite altimeter and other advanced geophysical methods (such as radio echo sounding detection technology, seismic technology, magnetic exploration technology) to observe and study the Antarctic subglacial water system.In addition, numerical simulation supports modeling of the formation, activity and discharge of the subglacial water and the complex processes of land–water–ocean interaction.This paper summarizes the research progress of Antarctic subglacial lake, Antarctic subglacial hydrological system and simulation, and analyzes the interaction among subglacial hydrology, ice shelf and ocean system, and gives the key research direction of Antarctic subglacial hydrological system in the future.

subglacial hydrology, Antarctic ice sheet, subglacial lake, grounding zone, ice shelf

2020年10月收到来稿, 2021年7月收到修改稿

国家自然科学基金(41730102, 41772253, 41941006,41776186)、国家重点研发计划(2019YFC1509102)资助

周岩, 男, 1994年生。博士研究生, 主要从事冰下水文系统研究。E-mail: zhouyancup@163.com

崔祥斌, E-mail: cuixiangbin@pric.org.cn

10.13679/j.jdyj.20200066