南极粒雪层的深度和密度外文翻译资料

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南极粒雪层的深度和密度

Michiel van den Broeke

*Institute for Marine and Atmospheric Research (IMAU), Utrecht University, Princetonplein 5, Utrecht 3584CC, Netherlands broeke@phys.uu.nl

摘要：利用区域气候模式结果和一个稳态粒雪密实化模型，模拟了南极粒雪层的深度和密度。利用50个以上南极冰芯站点的数据，发现模拟的近地面气候（温度、风速和累积率）和两个关键密度节点（550kg/m³和830kg/m³）的深度，与观测到的气候和粒雪密度相一致（相关系数r在0.90-0.99之间，p值小于0.0001）。南极近地面气候条件的巨大差异使得南极粒雪层的深度和密度具有很强的空间变率。在平静、干燥且极寒的内陆，密实化过程缓慢，粒雪层厚度超过100m，气孔封闭处的粒雪年龄超过2000年。在有风、相对潮湿和温暖的沿海地区，密实化过程更加迅速，粒雪层更浅（通常为40-60米）更年轻（通常小于50年）。

介绍

干燥的坚固层覆盖了南极冰盖的最大部分（图1）。粒雪代表新雪和冰川之间的中间阶段，其密度介于表层雪（南极通常为350 kg/m³）和冰川（通常为900 kg/m³）之间。严格意义上说，积雪一种湿润的雪，在夏季融化后，它不会变成冰，但是在这里我们在它的定义中包括多年的南极雪。在没有明显融化的情况下，南极洲的冰层密实化主要取决于雪的温度、埋藏率（地表堆积）和近地表风速。在大约15米的深度以下，在恒温下发生密实化，等于年平均表面温度。在文献中已经广泛描述了干燥密实化的不同阶段，即沉降至550kg/m³ 的密度以及在更高密度下的升华，扩散和变形。几十年前已经提出了基于物理原理的粒雪密实化模型（Maeno，1983; Alley，1987; Wilkinson，1988）。半经验稳态干冷密度模型由Herron和Langway（1980），Pimienta和Duval（1987），Kameda等人（1994），Arnaud等人（1998），Craven和Allison（1998），以及Spencer等人提出（2001年）。

由于广泛的（近）地表气候条件，南极粒雪层的深度和密度变化很大（Craven和Allison，1998; Kaspers等人，2004; Li和Zwally，2004; Zwally等人，2005）。为了说明这些差异，图2显示了来自南极的测量的密度剖面，代表了平静，干燥和寒冷的内部，以及代表风速更大、湿润和较温和的沿海气候的伯德（位置见图1）。在南极，密实化速度缓慢，而且冰层厚度超过100m。在伯德，密实化速度更快，而且冰层较浅，通常为40-60m。在具有活跃的降水风和低降水率的地区，可以通过雪崩侵蚀和或升华完全去除冷冻层，从而暴露表面的冰川（Winther等人，2001; van den Broeke等人，2006 ）。

本文利用区域气候模式RACMO2/ANT的结果，结合稳态粒雪密实化模型，研究南极粒雪层深度和密度的空间变化。

本文Kaspers等人（2004）通过使用改进的积累场，近地面风速和表面温度，以及更广泛的验证数据集更新了之前的研究成果。

型号说明

冷凝密度模型

卡斯帕斯等人（2004）在一系列南极气候条件下测试了几种经验的粒雪密度模型，并发现了Herron和Langway（1980），Pimienta和Duval（1987）以及Arnaud等人（1998）的模型的良好结果。为了改善更深层次的匹配，Barnola等人（1991）提倡使用Herron和Langway（1980）表达式，从表面到临界密度水平550 kg m^-3，Pimienta和Duval（1987）的表达式进一步下降。我们按照他们在地表以下的方法，但没有施加固定密度值，而是根据年平均地表温度、累积量和风速（根据Kaspers等人，2004）添加一个地表密度计算。接下来，将密度模型从地表向下积分到达到冰川冰（900 kg /m³）近似密度的深度。

大气模型

稳态粒雪密实化模型需要年平均表面温度（T_s）、累积（A）和10m风速（V₁₀）作为输入值。这些区域被视为25年平均产量（1980-2004），来自一个专门适用于南极（RACMO2 / ANT）区域的大气气候模型。RACMO2 / ANT的水平分辨率为55 km，这决定了密度计算的分辨率。在横向边界，该模型被欧洲中期天气预报中心（ECMWF）重新分析，用于1980年1月至2002年9月期间（ERA40）和2002年10月至2004年12月期间的运行分析。海冰覆盖和海面温度由ERA40规定。我们使用累积分布，它以一种简单的方式考虑了雪崩造成的升华和侵蚀（van den Broeke 等人，2006）。

图1.南极地图，主要地形特征和粒雪点位置。虚线代表500m高的轮廓。缩写：IS=冰架，UB=上游B。

图2.南极和伯德站的密度观测（点）和模拟（线）剖面的示例剖面图。

模型验证

近地表气候

RACMO2 / ANT提供了南极近地表气候和质量平衡的良好表现，如van Lipzig等人先前所示。（2004），Reijmer等人（2005）和van de Berg等人（2006年），在图3a-3c中独立证实，其中RACMO2 / ANT的（近）表面气候为通过对50个以上南极冰心站点采样点的地表温度Ts、10m风V10m和累积量A的测量进行验证（位置见图1）。必要时，假设大气为中性，表面动量粗糙度为0.1mm，则风速外推至10m高度。在图3a中绘制之前，去除了模型Ts中2K的冷偏差，并在密度计算之前进行了校正。我们将1K，1m/s以及30%的误差条，以观测到的Ts、V10m和A，对于计算和插值过程中产生的模型值具有类似的误差。

在去除冷偏压之后，温度偏差随机分布，并很好地遵循1:1的线（图3a; N=64，r=0.99，plt;0.0001）。10m风（图3b，N=35，r=0.95，plt;0.0001）也是如此，除了RACMO2 / ANT略微高估了低风速和低估了高风速的事实（图3b）。这可以通过与稍微平滑的地形模型相结合的下沉强迫的优势来解释。在南极，堆积是一个非常复杂的过程，它依赖于固体降水、地表和雪堆升华以及风对雪再分布。这使得积累难以可靠地测量和建模，因为局部非分辨过程或地形可能在积累分布中起重要作用。然而，RACMO2 / ANT可靠地捕获了强累积梯度（图3c; N=62，r=0.90，plt;0.0001），只有很少的实际异常值（van de Berg等人，2006）。综上所述，RACMO2 / ANT在广泛的气候条件下真实地代表了南极的近地表气候，使其成为推动粒雪密实化模型的有用工具。

图3.在选定的南极冰芯站点模拟和观测的年平均地表温度（a），10米风速（b）和年累积量（c）的比较。

粒雪密度

对RACMO2 / ANT充分模拟表面气候的场所进行了模拟和观测密度剖面的比较。我们使用的标准是：（校正）年平均模型Ts，V10m和累积A分别在4K，2m/s 和系数2之间，如图3a-3c中虚线所示。这导致V10m的一个点被拒绝，A的五个点被拒绝，而Ts没有被拒绝。此外，我们排除了位于冰架上的两个站点（发生融化的地方）和一个已知光滑（釉面，蓝色冰）表面的站点，其中由于新雪沉积不良，而积雪显著减少，这一过程不包括在RACMO2/ANT中。另外，我们排除了一个绝对累积误差超过300 kg/m² /yr的一个站点。

对于剩余的地点，我们将观测值与模型表面密度和两个临界密度等级rho;=550 kg/m³的深度进行比较，它表示从沉降到烧结的过渡作为主要的密实化过程，rho;=830 kg/m³代表了孔隙封闭密度的代表。我们假设，如果表面密度和这两个层次的深度是可靠的模拟，则中间值受到很好的约束。这在图2中得到证实，其中线条显示了建模的密度剖面。

图4a显示，尽管模型建立得很好，但表面密度显示出大的散射（N=49，r=0.81，plt;0.0001）。这种比较意义有限，主要是因为表面密度是一个定义不明确的量;采样层的厚度可以是10到50cm之间的任何值，但很少在元数据中存档。此外，表面密度可能取决于一年中的时间，这会给数据增加更多干扰。否则，模型（320-470kg /m³）可以很好地捕获观察值的范围（300-450kg/m³）。

图4b表明，r=550 kg/m³ 水平面的广泛深度范围也得到了很好的建模（N=45，r=0.98，plt;0.0001）。观察深度在6至26m之间;建模范围为4至29.5m。在较低范围内发现最大偏差，模型倾向于系统地低于550 kg/m³的深度。

图4c表明，r=830 kg/m³水平面的广泛深度范围也得到了很好地建模（N=34，r=0.94，plt;0.0001）。观察到的r=830 kg/m³水平面的广泛深度在34到115 m之间，而模拟值在46到115 m之间。较低深度范围内的异常值位于B上游，位于南极洲西部冰流B的源头（Alley和Bentley，1988）。上游B处的34m值是迄今为止报告的南极干雪地区的最低值。上游B处的异常快速密实化可能是由于冰流上部纵向应力的水平压缩造成的，这在我们的计算中显然没有考虑到。在计算中忽略的另一个过程是层拉伸，但这似乎不会对结果产生负面影响。

基于这种比较，我们得出结论，使用区域气候模型输出来驱动稳态粒雪密实化模型可以得到足够准确的结果。特别令人鼓舞的是，大量的密度和深度值都得到了很好的捕捉，这有助于在下一节中更详细地研究南极冰盖的空间变异性。

图4.在选定的南极冰芯站点模拟和观测的地表温度（a）和临界密度水平550 kg/m³ （b）和830 kg/m³（c）的深度的比较。

图5.模拟年平均地表面温（a），10米风速（b）和年累积（c）。

南极气候的空间变异性和粒雪密度

近地表气候

南极是超绝热的（超过9.8 K km﹣1 的冷却），这是由朝向内陆高原的地面冬季温度反演增加造成的（图5a）。沿海地区的温度反演较弱，因为由于云层较多，辐射平衡的负面影响较小，边界层中的湍流混合由于更强的下游风而更强。

图5b清楚地显示了从内陆高原到海岸的近地面风速的增加，主要是由于在陡峭的海岸斜坡上的增强的湍流下沉力造成的。内部穹顶和Ross和Filchner-Ronne冰架上，年平均风速较低，突出了下沉强迫的主导地位，在那里没有明显的表面坡度，因此没有下沉强迫。风速的重要纵向变化是对冰盖地形变化的响应。大尺度的气压梯度，一般都指向下坡方向，有利于增强东南沿海地区的下风向。在南极东部，这种影响达到了海拔2500m左右的最大值，这导致强烈的近地面风到达了相当远的冰盖内部（van den Broeke et a l.，2002; van den Broeke和van Lipzig，2003 ）。南极洲的降雪主要是由强制对流驱动的，即相对温暖和潮湿的空气被迫进入冰盖。因此，从内陆海岸开始，堆积物强烈减少，如温度和风速（图5c，注意非线性比例）。此外，由于东海岸水流与冰盖地形的相互作用，还存在重要的纵向积累梯度。一个生动的例子是Law Dome周围的区域，东部斜坡的积累率为1500 kg/m² /yr) ，西侧的累积率为200 kg/m²/yr 。同样，在不同的空间尺度上，南极海岸线也存在着强烈的降水阴影效应。在干旱地区，地表和雪崩升华和雪崩侵蚀可能超过固体降水通量，导致表质量平衡为负的区域（侵蚀，图5c中的灰色）。在这些区域中，冰盖层可能被完全去除，从而使冰川冰暴露在表面。van de Berg等人详细讨论了南极堆积。（2006），van den Broeke等人提出了导致南极消融区形成的机制，（2006年）。

粒雪密度

图6显示了表面密度（a）的模拟分布，以及密度水平550 kg/m³ （b）和830 kg F100) （c）的深度。表面密度（图6a）的值在内部为300 kg/m³ ，在沿海地区为450 kg/m³) ，其中发现强风，高积聚和高温。由于内部温度和风速较低，因此与边缘相比，大型冰架中心的表面密度较小。

550 kg/m³ 密度水平的模拟深度（图6b）主要反映了表面密度的变化，正如我们直观地预期的那样，沉降是主要致密化机制的深度区间。模拟的数值范围（2-32米）非常大，可以通过前面部分讨论的从海岸到内部的强烈气候梯度来解释。在大型冰架上发现550 kg/m³ 密度水平单调减少的例外情况，其中内部值（11-14 m）高于边缘附近的值（通常为8-11 m） 。

830 kg/m³ 密度水平的模拟深度（图6c）未显示从内部朝向冰盖边缘的单调减少。高海岸埋葬率往往会增加这个密度水平的深度，在冰盖与冰架融合的区域达到最小值40-50米，例如Dronning Maud Land，南极半岛的Larsen冰架以及罗斯冰架的西边。这

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