南極冰蓋表面冰流速研究綜述

陳軍 柯長青

（南京大學地理與海洋科學學院，江蘇南京210093）

0 引言

隨著南極的地理大發現，人類對南極的研究逐漸深入，大量研究表明，南極冰蓋與全球氣候、生態環境及人類社會未來發展等重大問題密切相關。隨著全球氣候的變暖，冰川變化對全球氣候變化的放大器和指示器作用日益明顯［1］，冰川響應氣候的變化首先反映在冰川的物質平衡變化上，其次是冰川的溫度、運動特征等一系列變化上［2］。冰川厚度和冰川表面流速是冰流通量兩個最主要的影響因素，是南極冰蓋物質平衡估算的重要參數，所以南極的冰川流速研究成為全球海平面上升模型建立一個不可忽視的內容。從實際應用角度看，由于南極冰川流動而導致冰川位置、形狀的改變，對于南極科考中合理避開冰崩、冰裂，選擇安全冰上穿越路徑等，有著非常現實的意義［3］。同時，研究冰川流速以便掌握冰川的運動規律，還可為人類將來利用這些冰川（淡水庫）提供理論支撐。

關于南極冰川表面流速研究，主要分為流速監測技術方法研究和冰流速測算結果分析兩大領域。其中，關于冰川流速測量技術研究方面，從傳統的花桿測量研究、光學儀器邊角測量研究，發展到了先進的GPS測量研究和遙感觀測研究。當前，多源數據融合，以及新方法、新算法不斷被引進，又進一步提高了南極冰川流速測量的精度和效率。在冰流速測算結果分析方面，關于冰架、海岸帶冰川的流速研究已取得了大量成果，今后，針對南極內陸數據稀疏地區冰川流速研究、擴大冰流速研究的時間尺度等將成為新的研究熱點。總之，南極冰蓋的冰川表面流速研究不僅對全球氣候變化及海平面上升等研究具有重要意義，同時也極大地促進了極地冰川學的發展。

1 冰流速監測方法

南極冰流速監測方法主要分為兩大類：實地觀測法和遙感監測法。其中，實地觀測法主要有標志測量法（如花桿測量）和GPS現場觀測法。遙感監測法主要分為光學遙感監測和微波遙感監測。實地觀測法雖然精度很高，但是觀測成本高昂，且南極很多地區自然條件十分惡劣，所以觀測數據的獲取成為其最大的制約因素。遙感監測法主要優勢在于大面積、長時效的掌握某區域的冰川流動狀況，但是其缺點是精度不高。

1.1 實地觀測

1.1.1 花桿測量

花桿測量法是最早運用于南極冰流速測量的實地觀測法，如 Dorrer等［4］在 1962—1963年間，Hofmann等［5］在 1962—1963年和 1965—1966年間對Ross冰架的冰流速測量都采用埋設花桿的施測方法，通過量算花桿的位移距離來獲取冰架的冰流速數據。隨后，經緯儀、水準儀、全站儀等光學儀器被引入花桿測量方法中，使得測量效率和精度獲得了極大的提高。如徐紹銓等［6］在 Nelsons島布設花桿，運用光學經緯儀采用三角測高法進行遠距離測量，測得Nelsons島東北冰川以14.6 m·a-1的速度向東北方向的麥克思韋爾海灣流動，測量精度0.2—0.5 m。花桿測量有使用廣泛、操作簡單，測量故障率低，能覆蓋較大面積區域等優點，但是其缺點是后勤保障（花桿運輸、埋設、搜尋）的費用較高。所以，高昂的觀測成本和相對較短的復測周期是限制花桿測量的重要因素，因此該觀測法較適合在常年考察區域實施。

1.1.2 GPS測量

目前，全球定位系統（GPS）被認為是在南極進行定位測量最主要的工具［7］，從1994年開始，每年都有一次全南極的GPS聯合觀測，用來監測南極大陸的地殼運動。澳大利亞、美國等國定期對南極大陸進行GPS觀測，中國在1996—1999年間組織了3次從中山站到冰穹A的冰川學-地學大斷面的考察研究，沿途布設GPS定位點，通過GPS觀測，計算出該線路冰川流速為 8—25 m·a-1［8］。

在過去的20年里，隨著GPS軟、硬件及衛星星歷等的發展，GPS技術可以很容易地用來進行冰川流速測量并且能得到高質量的結果［9］。由于測量的高精度性、快速性及只需較少的后勤支援，GPS測量技術已經成為南極地區冰川動力和冰面地形野外測量的最重要的工具之一。如 Stefano等［10］在1996—2005年間運用GPS重復觀測的方法測量出東南極冰穹C和Talos冰穹的冰流速，并研究冰流速變化與冰雪積累之間的關系。Frezzotti等［7］比較研究了GPS現場觀測法和多時相光學遙感影像特征跟蹤兩種冰流速監測方法，他發現在當前技術條件下，GPS觀測法的精度高于遙感監測法。隨著解算方法的創新、硬件設備的發展，GPS技術越來越成為南極冰川流速高精度監測的主要方法［11］。

1.2 遙感監測

1.2.1 微波遙感監測

運用微波遙感數據對冰川流速進行監測主要是基于INSAR的干涉相干性特征。Goldstein等［12］首次利用ERS-1的InSAR數據測出了南極Rutford冰流的流速，為運用干涉雷達數據進行冰川流速測量開辟了一種新的嘗試。此后，基于InSAR的南極冰流速監測發展迅速（表 1），如 Rignot等［13］選擇ALOS-PALSAR的InSAR數據對西南極的冰流進行測量，發現Pine島冰川、Smith冰川流速明顯加快，而Thwaites冰川雖然沒明顯加速，但質量損失更大。Nakamura、Lucchitta和 Pattyn等［14-19］分別運用JERS-1、ERS-1/2、ALOS-PALSAR、RADARSAT等INSAR數據對南極冰川表面流速進行測量與研究，相關成果表明：L波段的 INSAR數據比 C波段INSAR數據更適合進行復雜快變的南極冰川流速測量與研究［20］。

表1 南極冰流速監測常用微波遙感傳感器Table 1.Antarctic ice flow monitoring with microwave remote sensor

當前，微波遙感監測法不再單純運用InSAR數據進行冰流測速，而是將INSAR數據與其他多源遙感數據進行融合（如運用干涉測量與像元偏移跟蹤相結合等方法［13，21-27］），并且運用星載激光高度計/機載激光測高儀、地球重力衛星、激光雷達等獲取的高程數據來測算冰川流動的垂直變化情況，進而計算冰川的三維運動速度，大大提高冰流速的研究精度［25］。

1.2.2 光學遙感監測

通過INSAR的干涉相干性進行的冰川位移測量不受云雨天氣影響，而且精度較高，但這種方法需要時間間隔較短的連續影像，在南極地區受到數據稀缺的限制。所以利用較高空間分辨率和較長時間跨度的光學（可見光和近紅外）遙感數據來進行冰川流速監測具有明顯的優勢。

光學遙感冰流速測量主要是運用圖像特征跟蹤及相關性計算原理，如 Scambos等［26］和 Frezzotti等［7］利用兩個時相光學影像上的決口疤痕和雪沙丘等表面特征點作為特征匹配的條件來進行圖像特征跟蹤及相關性計算，以這些特征點的位移速度來推算出該區域的冰川流速，他們還基于以上算法開發出相關軟件，用來大規模測量西南極洲冰流速。特征跟蹤作為光學遙感數據研究冰川流動的主要方法之一，針對它的研究主要集中在圖像匹配方法上。如 Heid等［27］選用世界 5個區域（Karakoram、European Alps、Alaska、Pine island、Greenland）的 ETM+/PAN多時像數據，比較了6個不同的匹配方法（NCC：基于空間域的歸一化互相關計算、CCF：快速傅里葉變換的基于頻率域互相關計算、PC：快速傅里葉變換的基于頻率域相位相關計算、CCF-O：圖像匹配基礎上的快速傅里葉變換的基于頻率域互相關計算、PC-O：圖像匹配基礎上的快速傅里葉變換的基于頻率域相位相關計算、COSI-CORR：光學遙感圖像的特征匹配及互相關計算）的計算結果，總體而言，他們認為CCF-O和COSI-CORR是兩個最有效的全球冰川流速監測的匹配方法。如果匹配過程中將CCF-O與本地自適應模板尺寸和通過過濾的匹配結果自動進行比較，與其低通濾波版本的位移矩陣相結合，可以在很大程度上實現自動化，這使得用最少的（但不是沒有）用戶交互，為快速地推導出全球規模的冰川流動提供可能。特征跟蹤過程中如何減少人為干預，提高相關性計算的自動化成為南極冰川光學遙感監測研究的重點，它大大減少了相干性計算過程中窗口設置、特征點位移計算等的工作量，在大面積、大數據量的冰川流速監測中具有重要意義［28］。

2 冰流速區域特征

南極冰蓋表面流動基本特征是：巨大的冰蓋被南極地貌局限為一個面積廣大、但流速緩慢的冰流層，大致由南極高原中心呈放射狀向四周海岸帶流動（圖1）。同時，局部地區微地貌將冰流收斂到一些流速較快的山谷冰川或者一些其他特殊形式的冰流。這些質量巨大的冰層流動到海岸帶的時候，形成兩種形式：它們或者分支成無數細小冰川直接流入大海；或者流入海灣，與該海域底部水二次凝結形成的冰體相互擠壓并以冰架的形式流向大洋［29］，如Ross冰架、Larsen冰架等。

2.1 東南極冰流速

東南極冰蓋平均厚度約為2 450 m，冰蓋物質順著古地盾地形從中央向四周呈放射狀緩慢流動，并呈現出由高原內部向海岸帶速度遞增的特征。

2.1.1 東南極內陸地區冰流速

東南極內陸如冰穹A、毛德皇后地、維多利亞地等地區，由于古地盾平緩、冰層厚度極大、受外部氣候影響較小等原因，冰層流速緩慢，平均速度＜20 m·a-1。相關研究主要有：Naruse等［30］計算出 Mizuho高原的 72°S沿線區域的冰流速，從 36°W—44°W，年均流速依次為0—22 m·a-1，平均速度為15 m·a-1。Sunil等［11］運用 2003—2004年的 GPS觀測數據，計算出位于毛德皇后地的Schirmacher山區夏季的冰流速為2—11 m·a-1，平均速度為6.2 m·a-1。王清華等［8］通過對中國中山站到冰穹A的GPS測量發現沿線冰蓋以8—25 m·a-1的速度向西北方向流動。Chen等［31］運用干涉雷達相干性特征測算出Grove山地區平均冰流速為20 m·a-1。Yu等［32-33］計算出 Lambert-Amery系統中的冰盆上游即南極冰蓋內部地區平均流速＜20 m·a-1。

東南極大陸內部某些特殊的地理地貌形態對局部冰流速產生巨大的影響。

（1）Urbini等［34］分別在 Talos冰穹和冰穹 C布設了9個和37個GPS點，通過對1996年、1998年、2002年和2005年4個時間點的GPS坐標進行比測，計算出以上兩個區域的冰川流速為0.14—0.37 m·a-1。該研究發現，由于冰穹頂部地區是冰流的起始階段，故流速十分緩慢。

圖1 南極大陸地形地貌Fig.1.The topographic and physiognomicmaps of Antarctica

（2）冰下湖是南極一個十分特殊的地理形態，該區域冰流速較慢，如Richter等［35］運用GNSS重復觀測數據計算出Vostok冰下湖上的冰川表面速度＜2 m·a-1。

（3）角峰、冰丘隆等對冰川流動的阻滯作用明顯，如Grove山地區，零散的角峰群內部平均冰流速為8 m·a-1，在角峰群以外地區，冰流速 ＞10 m·a-1，而在遠離角峰群處的冰流速則更快，達到20 m·a-1［20］。東南極冰蓋總體上形成了一個由內陸向海岸帶冰流速逐漸遞增、流速等值線較為平滑的流速場，而以上特殊地區的存在使得在這個大流速場中形成一系列流速低谷區，而這些低流速區的存在又反過來對南極冰流通量及冰蓋物質損失產生巨大的影響［31］。

2.1.2 東南極海岸帶冰流速

冰流層攜帶著巨大冰雪物質順著古地盾緩慢地流向南極大陸的海岸帶，如英格麗德·克里斯滕森海岸、奧茨海岸、瑪麗皇后海岸等。該區域屬于冰川物質的損失和消融區，冰崩現象普遍，且冰蓋物質向海洋俯沖的坡度較陡，故該區域冰川流速較快。Patrick等［36］對東南極的 Sorsdal冰川進行觀測，計算出該冰川的流速為2—114 m·a-1。Lambert-Amery系統是南極冰蓋最大的冰流系統，每年輸出了南極冰蓋1/5的水量，從 Yu等［32-33］繪制的Lambert-Amery系統流速場可以看出，該系統附屬的8個冰盆地上游流動速度較慢（＜65 m·a-1），越接近海岸帶的地方流動速度越快（Lambert冰盆地893 m·a-1、Mellor冰盆地855 m·a-1、East Tributary冰盆地170 m·a-1、West Tributary冰盆地580 m·a-1、East Down Stream冰盆地 340 m·a-1、West Down Stream冰盆地304 m·a-1、Fisher冰盆地654 m·a-1、Charybdis冰盆地244m·a-1）。Institute冰流是 Filchner/Ronne冰架的重要補給源，流速為60—320 m·a-1［37］。Byrd冰川是 Ross冰架上游主要補給冰川，因此該冰川的流速也相對較快，冰川平均速度為400 m·a-1，冰川中心線的流動速度最高達到800 m·a-1［38-39］。東毛德皇后地擁有南極大陸最陡的海岸線，故該地區海岸帶冰川的整體流速很快，如Shirase冰川是南極流速最快的冰川之一，平均速度為 2 200—2 600 m·a-1［7］。通過以上研究發現，東南極海岸帶是南極冰蓋冰流速較快的區域。

2.2 西南極冰流速

西南極呈半島形狀深入海洋，受海洋性氣候影響較大，故該區域的氣候較東南極溫和，而且西南極洲中的南極半島是南極大陸與其他大陸距離最近的地方，因此便于進行南極科學考察的后勤保障。此外，由于西南極下墊面地形崎嶇，形成了許多獨立的細小冰川，這些形態各異冰川的流速特征吸引了更多學者的關注，所以西南極冰川研究成果比東南極冰川研究成果豐富得多。

2.2.1 西南極內陸冰流速

和東南極一樣，西南極大部分冰層被局限為流速緩慢的冰蓋流層，如埃爾斯沃思地冰蓋和瑪麗伯德地冰蓋的平均流速＜20 m·a-1，但是這些緩慢的冰蓋流層被收斂到各個小規模的山谷冰川、冰流或者是冰架時，流速迅速提高，如 Scambos等［26］以Landsat-4的TM數據為遙感數據源采用IMCORR方法繪制出了太平洋海岸Thwaites冰川的流速場，冰川上游流速＜300 m·a-1，下游速度＞2 000 m·a-1，入海口形成冰架的最大流速＞3 000 m·a-1。Siple海岸冰川由于地勢平緩且受Ross冰架的阻擋，與西南極其他海岸相比，流速較慢，如Jacobel等［40］計算出 Siple海岸 C冰流的流速為20—30 m·a-1。此外，Whillans、Scambos、Joughin、Bindschadler等［41-45］測算出 Siple海岸 A冰流、B冰流、C冰流、D冰流、E冰流、F冰流的流速場，該區域冰川上游平均流速為20—180 m·a-1，下游平均流速為180—400 m·a-1。

2.2.2 南極半島及附屬島嶼冰流速

南極半島是西南極的重要組成部分，島嶼眾多，緯度相對較低，受海洋性氣候影響較大，使得該地區冰川變化較大，海岸帶和冰架地區流速較快，如Lucchitta等［18-19］測算出埃茨海岸的Pine島冰川流速為2 000—2 650 m·a-1。海岸帶冰流下游或者是冰流入海口處流速較快，如半島Crane冰川下游流速＞1 100 m·a-1，入海口增加到1 500 m·a-1［36］。需注意的是，南極半島下墊面地勢崎嶇，這種地形對冰川流動的阻滯作用明顯，使得半島山區內部冰川流速較慢，特別是地形封閉區域冰川流速緩慢，流速＜150 m·a-1，如Crane冰川上游流速＜150 m·a-1［36］。南極半島分散的附屬島嶼冰流較為獨立，特別是島嶼冰帽由于質量大小差異導致流動速度差異明顯。如Skvarca等［46］測算出Vega島的流速為20—60 m·a-1，Osmanoglu等［47］運用干涉雷達相干性計算出King George島的冰流速度＞225 m·a-1，綜上所述，雖然南極半島地勢狹長、面積較小，但是內部冰流系統復雜，流速差異較大，而且其冰流速受外部影響也較大。

2.3 南極冰架的冰流速

冰架是指陸地冰延伸到海洋的那部分冰體，冰架崩解是冰山的最主要的來源，所以冰架是南極冰蓋質量損失最主要的地區。第一次準確的對南極冰架進行測量是20世紀60年代中葉的Ross冰架考察測量［4-5］。隨后，科學家對Amery冰架的冰川流速也進行了實地觀測［48］，通過實地考察取得了一些寶貴的早期冰架流速資料。但是，大部分研究成果還是在90年代以后取得的。如Vaughan等［49］繪制了Filchner/Ronne冰架的表面流速等值區圖，冰架的不同地段的流速差異巨大，該冰架上游的平均流動速度＜100 m·a-1，而入海口冰架中心線的速度＞1 400 m·a-1。Thomas等［50-52］繪制了 Ross冰架的流速場，冰架上游的流速為300—500 m·a-1，入海口的速度提高到了1 100 m·a-1。Joughin和Young等［53-54］通過遙感數據研究發現Amery冰架中心線沿線的流速為300—1 350 m·a-1。以上研究成果表明，冰架流速等值線呈扇形分布，冰架中心線流速比兩側流速快，入海口流速比源頭流速快。此外，還有許多學者［55-59］分別運用干涉雷達相干性、光學遙感的特征跟蹤以及實地測量的方法對南極主要冰架的冰川流速進行測算，結果都表明冰架這種特殊的冰川，流動速度遠遠高于南極大陸其他形式冰川的流動速度，最高速度超過1 500 m·a-1。Haug等［60］將 250 m分辨率的 MODIS影像和30 m分辨率的TM/ETM影像作為特征跟蹤的光學遙感數據源，采用歸一化互相關計算的方法，繪制出南極Larsen冰架等11個主要冰架的流速場，如表2。

表2 南極大陸11個主要冰架冰流速［60］Table 2.Mean and maximum velocity for the 11 ice shelves in Antarctica［60］

3 南極表面冰流速變化趨勢

最新的評估認為西南極洲冰蓋總體可能正在減薄，但內部表現出兩種不同變化模式：內陸地區在增厚，而北面半島地區則加速減薄，東南極冰蓋物質平衡變化小于西南極。南極冰蓋冰雪物質平衡的變化對冰流速產生巨大的影響，反映在冰流速變化時間規律上，體現如下特征：大型冰川趨于停滯，其他冰川在加速，冰架大面積的快速崩解導致支流冰川的加速，表面融化以及著地線強烈的底部融化，導致冰蓋流動加速等［29］。

（1）西南極內陸地區：在全球氣候變暖的背景下，該地區的冰蓋與海洋物質交換的速度與強度日益加劇，部分冰蓋正在強烈、快速地變薄，冰流速出現了令人感到意外的變緩趨勢，如Stephenson等［29］通過對西南極內陸冰川在近十年的流速變化研究發現，部分冰川流動速度在減慢，特別是B冰流出口地區流速甚至減慢了20%。Engelhardt等［61］運用GPS實地觀測的方式計算出西南極Siple海岸C冰流1996—1997年平均速度為24 m·a-1，而2000—2001年流速為18 m·a-1，速度變緩趨勢明顯。Whillans冰流流速也正在減緩，冰流每年減速5 m［13］。

（2）南極半島：20世紀90年代，許多學者曾認為冰架后退對流入這些冰架的冰川影響甚小。進入21世紀之后，南極半島冰架的快速崩解為檢驗這些預測提供了機會。如東格雷厄姆地，自Larsen冰架部分解體以來，支流冰川加速了3倍，相關研究發現南極半島冰架的崩解導致著地冰的加速排泄［29］，如Pine島冰流每年增速45 m，Thwaites冰川冰舌的流速從1972—1984年的2 680 m·a-1加速到2006年的2 950 m·a-1［26］。Haynes冰川和 Smith冰川的流速在1996—2006年間分別加快了27%和75%，特別是到了2006—2007年間，Smith冰川的流速就加快了 8%［13］。

（3）東南極地區：東南極冰蓋物質的不平衡可能很小，甚至正負平衡關系還不能被確定，該地區冰流速變化趨勢也不明顯，但是大部分研究成果更傾向于認為該地區整體的冰川流速呈略微變緩的趨勢。如King等［62］運用遙感監測和GPS監測方法計算出了Amery冰架系統的冰川流速，并且結合Budd等［48］在1968—1970年間實地考察測算出該區域的冰流速數據，對兩套成果中有時間重合的這部分數據進行重點比對，并采用技術性平差的方式去除不同監測方法帶來的流速結果誤差。該研究表明：1968—1999年，Lambert-Amery系統冰川表面流速平均減慢了0.6%。

（4）南極冰架地區：冰架確實支撐著其支流冰川，并極大地調節著它們的流動。經過長時間的觀測，南極某些冰架在物質平衡中處于正平衡的關系，導致了冰流速變緩現象的出現。另一些冰架的物質負平衡（如Larsen冰架）又導致其支流冰川流速的加快，冰架流速也相應加快［29］。

由于氣候極度惡劣，南極大陸的第一次真正的冰川流速測量直到20世紀60年代才開始，可應用的遙感監測數據直到80年代才逐步豐富，GPS測量技術在南極冰川流速測量中應用直到80至90年代才開始大規模推廣。總體上，南極冰川流速研究時間尺度相對較短，在這么短的對比時段內尋找冰川變化的趨勢有很大的困難，因此關于南極冰川流速時間變化規律目前學術界還難以取得完全一致的成果。

4 結論與展望

4.1 結論

綜上所述，20世紀60年代以后，南極冰川考察中冰川流速測量開始逐步開展，80年代以后，隨著全球衛星定位系統以及遙感監測技術的迅速發展，南極冰流速研究進入了快速發展的時期，取得了豐碩的研究成果，主要體現在兩個方面。

（1）新的研究方法不斷出現：早期冰川流速測量主要采用實地測量的方法，采用插花桿然后量算出花桿的位移量來取得冰川流速數據。隨后花桿測量法引入了經緯儀、水準儀、全站儀等光學測量儀器，通過邊角測量來提高冰川監測效率。GPS技術的引入大大提高了南極冰川流速測量的觀測效率和精確性，使得南極冰川流速大規模實地觀測成為可能。但是，實地觀測的后勤保障要求很高，而且由于氣候極度惡劣，有些地區人類至今還難以企及，遙感監測法正好克服了以上困難，基于特征跟蹤的光學遙感監測和基于干涉相干性的微波遙感監測以及激光雷達技術、重力衛星技術等的迅速發展，使得遙感監測取得了比實地考察還要豐富的研究成果。但是，在現有技術條件下，遙感監測法取得冰流速數據與實地考察數據相比在精度上存在一定的差距。所以，許多學者將不同的方法進行融合以獲取更好的成果。

（2）獲取大量的冰川流速監測數據：通過對目前已取得的研究成果的分析發現，南極冰蓋流速在空間上呈現出海岸帶流速比內陸快、冰架冰川流速比陸地冰川快、西南極冰川流速比東南極冰川快等特征。從時間規律上看，南極冰蓋不同地區的冰流速體現出不同的變化趨勢，如冰架的崩解導致其補給的支流冰川流速加快，冰蓋的變薄導致其冰流的變緩等等。但是，由于南極冰流速研究時間序列還不夠長，學者要想在這么短的時段內關于變化趨勢取得一致的研究成果還存在很大的難度。

4.2 展望

4.2.1 針對數據稀疏區域的冰川流速監測

由于極度惡劣的氣候環境，廣袤的南極大陸內部的現場考察數據十分有限，而這些區域往往在南極冰蓋研究中占有十分重要的地位。由于該區域長期的多雪、多霧天氣，對光學遙感監測也產生了嚴重的障礙。充分運用微波遙感數據、重力衛星數據、激光雷達數據等遙感數據必然會大大充實南極大陸內部地區的冰流速監測數據基礎。

4.2.2 擴大冰川流動研究的時間尺度

最早的冰流速數據只能追溯到20世紀60年代，但是絕大部分南極冰川流速成果都只是測算出了80年代以后的冰流速數據，80年代以前的冰川流速數據極度缺乏。如此稀缺的數據以及短暫的間隔時段，科學家很難從時間序列上分析出南極大陸冰川流速的歷史規律，更加難以預測將來的趨勢。如何科學有效地擴展南極冰流研究的時間尺度，如測算出古冰流流速等，將成為南極冰川運動學發展的一個重要方向。

4.2.3 發展南極冰流速監測新方法、新算法

現代冰川流速監測方法雖然取得了很大的成果，但是也存在很多局限。首先高質量、高分辨率的遙感影像數據的獲取是一個難題，特別是微波遙感數據、激光雷達數據、重力衛星數據等。其次一些特殊冰川或者特殊地貌單元冰川的流速監測方法還有待提升，如表磧覆蓋型冰川、冰下湖地區冰流、融池下冰流等特殊冰川，需要有新的監測方法或者是新的研究算法出現。

4.2.4 南極冰流速與全球氣候變化建模

在全球氣候變暖背景下的氣候變化建模成為當前學科研究的熱點，南極冰蓋在全球氣候體系中的極其重要地位是毋庸置疑的。南極冰蓋物質平衡對全球的大氣環流、海平面上升以及洋流的變化都起著舉足輕重的作用。因此，作為冰蓋物質平衡一個重要參數的南極冰川流速，是全球氣候變化建模中一個不可缺少的重要因子。

1 施雅風，劉時銀.中國冰川對21世紀全球變暖響應的預估.科學通報，2000，45（4）：434—438.

2 李慧林，李忠勤，沈永平，等.冰川動力學模式及其對中國冰川變化預測的適應性.冰川凍土，2007，29（2）：201—208.

3 邱權，韓建達.一種使用GPS、羅盤和激光測距儀測定南極冰川運動的方法.儀器儀表學報，2009，30（10）：315—318.

4 Dorrer E，Hofmann W，SeufertW.Geodetic results of the Ross Ice Shelf survey expeditions，1962—1963 and 1965—1966.Journal of Glaciology，1969，52（8）：67—90.

5 Hofmann W，Dorrer E，Nottarp K.The Ross Ice Shelf survey（RISS）1962—1963//Antarctic Snow and Ice Studies.Washington，D C，United States：American Geophysical Union，1964，45：83—117.

6 徐紹銓，鄂棟臣，王升定.南極納爾遜島冰川運動監測.武測科技，1988，（4）：30—35.

7 FrezzottiM，Capra A，Vittuari L.Comparison between glacier ice velocities inferred from GPSand sequential satellite images.Annals of Glaciology，1998，27（15）：54—60.

8 王清華，鄂棟臣，陳春明.中山站至A冰穹考察及沿線GPS復測結果分析.武漢大學學報（信息科學版），2001，26（3）：200—231.

9 Manson R，Coleman R，Morgan P，et al.Ice velocities of the Lambert Glacier from static GPS observations.Earth，Planets and Space，2000，52（11）：1031—1036.

10 Urbini S，Frezzotti M，Gandolfi S，et al.Historical behaviour of Dome C and Talos Dome（East Antarctica）as investigated by snow accumulation and ice velocitymeasurements.Global and Planetary Change，2008，60（3-4）：576—588.

11 Sunil P S，Reddy C D，Ponraj M，et al.GPS determination of the velocity and strain-rate fields on Schirmacher Glacier，central Dronning Maud Land，Antarctica.Journal of Glaciology，2007，53（183）：558—564.

12 Goldstein R M，Engelhardt H，Kamb B，etal.Satellite radar interferometry formonitoring ice-sheetmotion：application to an Antarctic ice stream.Science，1993，262（5139）：1525—1530.

13 Rignot E.Changes in west Antarctic ice stream dynamics observed with ALOSPALSAR data.Geophysical Research Letters，2008，35（12）：63—74.

14 Kimura H，Kanamori T，WakabayashiH，etal.Ice sheetmotion in inland Antarctica from JERS-1 SAR interferometry.IEEE International Symposium on Geoscience and Remote Sensing（IGARSS），2004，5（1-7）：3018—3020.

15 Dongchen E，Zhou C X，Liao M S.Application of SAR interferometry in Grove Mountains，East Antarctica//Proc SPIE 5239，Remote Sensing for Environmental Monitoring.Barcelona，Spain：SPIE，2004：514—521.

16 Pattyn F，Derauw D.Ice-dynamic conditions of Shirase Glacier，Antarctica，inferred from ERSSAR interferometry.JournalofGlaciology，2002，48（163）：559—565.

17 MacAyeal D R，Rignot E，Hulbe C.Ice-shelf dynamicsnear the frontof the Filchner-Ronne Ice Shelf，Antarctica，revealed by SAR interferometry：model/interferogram comparison.Journal of Glaciology，1998，44（147）：419—428.

18 Lucchitta B K，Rosanova C E.Velocities of Pine Island and Thwaites Glaciers，West Antarctica，from ERS-1 SAR images.Annals of Glaciology，1997，21：819—824.

19 Lucchitta B K，Rosanova C E，Mullins F K.Velocities of Pine Island Glacier，West Antarctica，from ERS-1 SAR images.Annals of Glaciology，1995，21：277—283.

20 程曉，李小文，邵蕓，等.南極格羅夫山地區冰川運動規律DINSAR遙感研究.科學通報，2006，51（17）：2060—2067.

21 Strozzi T，Luckman A，Murray T，et al.Glaciermotion estimation using SAR offset-tracking procedures.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，2002，40（11）：2384—2391.

22 Gourmelen N，Kim SW，Shepherd A，et al.Ice velocity determined using conventional andmultiple-aperture InSAR.Earth and Planetary Science Letters，2011，307（1-2）：156—160.

23 Joughin I，Kwok R，Fahnestock M.Estimation of ice-sheetmotion using satellite radar interferometry：method and error analysiswith application to Humboldt Glacier，Greenland.Journal of Glaciology，1996，42（142）：564—575.

24 Sundal A V，Shepherd A，Nienow P，etal.Melt-induced speed-up ofGreenland ice sheetoffsetby efficient subglacialdrainage.Nature，1999，469（7331）：521—524.

25 Fricker H A，Coleman R，Padman L，etal.Mapping the grounding zone of the Amery Ice Shelf，east Antarctica using InSAR，MODISand ICESat.Antarctic Science，2009，21（5）：515—532.

26 Scambos T A.Application of image cross-correlation to themeasurement of glacier velocity using satellite image data.Remote Sensing of Environment，1992，42（3）：177—186.

27 Heid T，K??b A.Evaluation of existing imagematchingmethods for deriving glacier surface displacementsglobally from optical satellite imagery.Remote Sensing of Environment，2012，118：339—355.

28 Ahn Y，Howat IM.Efficientautomated glacier surface velocitymeasurement from repeat imagesusingmulti-image/multichip and null exclusion feature tracking.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，2011，49（8）：2838—2846.

29 Stephenson SN，Bindschadler R A.Observed velocity fluctuations on amajor Antarctic ice stream.Nature，1988，334（6184）：695—697.

30 Naruse R.Studies On The Ice Sheet Flow And Local Mass Budget In Mizuho Plateau，Antarctica.Hokkaido：Institute of Low Temperature Science，Hokkaido University，1978：3—54.

31 Cheng X，Li XW，Shao Y，etal.DINSARmeasurement of glaciermotion in Antarctic Grove Mountain.Chinese Science Bulletin，2007，52（3）：358—366.

32 Yu J，Liu H X，Wang L，et al.Blue ice areas and their topographical properties in the Lambertglacier，Amery Iceshelf system using Landsat ETM+，ICESat laser altimetry and ASTER GDEM data.Antarctic Science，2012，24（1）：95—110.

33 Yu J，Liu H X，Jezek K C，et al.Analysis of velocity field，mass balance，and basalmeltof the LambertGlacier-Amery Ice Shelf system by incorporating Radarsat SAR interferometry and ICESat laser altimetrymeasurements.Journal of Geophysical Research：Solid Earth，2010，115（B11），doi：10.1029/2010JB007456.

34 Urbini S，Cafarella L，Zirizzotti A，etal.Location of a new ice core site at Talos Dome（East Antarctica）.Annals of Geophysics，2006，49（4-5）：1133—1138.

35 Richter A，Fedorov D V，Fritsche M，etal.Ice flow velocities over Vostok Subglacial Lake，East Antarctica，determined by 10 years ofGNSSobservations.Journal of Glaciology，2013，59（214）：315—326.

36 Patrick.Antarctic Ice Velocity Data［EB/OL］.http：//nsidc.org/data/velmap/.2004.10.

37 Scambos T，Bohlander J，Raup B，etal.Glaciological characteristics of institute ice stream using remote sensing.Antarctic Science，2004，16（2）：205—213.

38 Schenk T，Csatho B，van der Veen C J，etal.Registering imagery to ICESat data formeasuring elevation changes on Byrd Glacier，Antarctica.Geophysical Research Letters，2005，32（523）：23—32.

39 Casassa G，Brecher H H.Relief and decay of flow stripes on Byrd Glacier，Antarctica.Annals of Glaciology，1993，17：255—261.

40 Jacobel RW，Welch B C，Osterhouse D，etal.Spatial variation of radar-derived basal conditions on Kamb Ice Stream，West Antarctica.Annals of Glaciology，2009，50（51）：10—16.

41 Joughin I，Tulaczyk S，Bindschadler R，etal.Changes in West Antarctic ice stream velocities：Observation and analysis.Journal of Geophysical Research：Solid Earth，2002，107（B11）：EPM 3-1-EPM 3-22.

42 Liu C，Bentley C R，Lord N E.Velocity difference between the surface and base of Ice Stream B2，West Antarctica，from radar fading-pattern experiment.Annals of Glaciology，1999，29（1）：243—249.

43 Bindschadler R，Vornberger P，Blankenship D，etal.Surface velocity andmass balance of Ice Streams D and E，West Antarctica.Journal of Glaciology，1996，42（142）：461—475.

44 Whillans IM，Van der Veen C J.New and improved determinationsofvelocity of ice stream B and C，westAntarctica.Journal ofGlaciology，1993，39（133）：483—490.

45 Whillans IM，Jackson M，Tseng Y H.Velocity pattern in a transectacross ice stream B，Antarctica.Journalof Glaciology，1993，39（133）：562—572.

46 Skvarca P，Rack W，RottH.34 year satellite time series tomonitor characteristics，extentand dynamicsof Larsen B Ice Shelf，Antarctic Peninsula.Annals of Glaciology，1999，29（10）：255—260.

47 Osmanoglu B，Braun M，Hock R，etal.Surface velocity and ice discharge of the ice cap on King George Island，Antarctica.Annals of Glaciology，2013，54（63）：111—119.

48 Budd W F，Corry M J，Jacka TH.Results from the Amery Ice Shelf project.Annals of Glaciology，1982，3：36—41.

49 Lambrecht A，Sandh?ger H，Vaughan DG，etal.New ice thicknessmapsof Filchner-Ronne Ice Shelf，Antarctica，with specific focuson grounding lines and marine ice.Antarctic Science，2007，19（4）：521—532.

50 Thomas R H，Macayeal D R.Glaciologicalmeasurements on the Ross Ice Shelf.Antarctic Journal of The United States，1978，13（4）：55—56.

51 Thomas R H，Macayeal D R.Glaciologicalmeasurements on Ross Ice Shelf.Antarctic JournaL of The United States，1977，12（4）：144—145.

52 Thomas R H，Eilers D H.Glaciologicalmeasurements on Ross Ice Shelf.Antarctic Journal of The United States，1975，10（4）：149—150.

53 Joughin I.Ice—sheet velocitymapping：a combined interferometric and speckle—tracking approach.Annals of Glaciology，2002，34（1）：195—201.

54 Young NW，Hyland G.Velocity and strain rates derived from InSAR analysis over the Amery Ice Shelf，East Antarctica.Annals of Glaciology，2002，34（1）：228—234.

55 Lee C K，Seo KW，Han SC，et al.Ice velocitymapping of Ross Ice Shelf，Antarctica bymatching surface undulationsmeasured by ICESat laser altimetry.Remote Sensing of Environment，2012，124：251—258.

56 Marsh O J，Rack W.A method of calculating ice-shelf surface velocity using ICESat altimetry.Polar Record，2012，48（S1）：25—30.

57 Yu J，Liu H X，Jezek K C，et al.Analysisof velocity field，mass balance，and basalmeltof the LambertGlacier-Amery Ice Shelf system by incorporating Radarsat SAR interferometry and ICESat laser altimetrymeasurements.Journal of Geophysical Research：Solid Earth，2010，115（B11）：B11102.

58 Zhang SK，Dongchen E，Wang Z M.Ice velocities on the front of Amery Ice Shelf，East Antarctica，from static GPS observations//Proc SPIE 6418，Geoinformatics 2006：GNSS and Integrated Geospatial Applications.Wuhan，China：SPIE，2006：4180—4185.

59 Baek S，Shum C K，Lee H，et al.DEM，tide and velocity over Sulzberger ice shelf，West Antarctica//IGARSS 2005：IEEE International Geoscience and Remote ensing Symposium.Seoul：IEEE，2005，4：2726—2728.

60 Haug T，K??b A，Skvarca P.Monitoring ice shelf velocities from repeatMODISand Landsat data-amethod study on the Larsen C ice shelf，Antarctic Peninsula，and 10 other ice shelves around Antarctica.The Cryosphere，2010，4（2）：161—178.

61 Engelhardt H.Siple Coast Ice Velocities［EB/OL］.（2012-08-16）［2013-08-04］.http：//nsidc.org/data/velmap/siple/streamc_engelhardt/icestream_c.html.

62 King M A，Coleman R，Morgan P J，etal.Velocity change of the Amery Ice Shelf，East Antarctica，during the period 1968—1999.Journal of Geophysical Research：Earth Surface，2007，112（F1）：F01013.