observeret sårbarhed af Filchner-Ronne Ice Shelf over for vinddrevet tilstrømning af varmt dybt vand

varmt vand ved Filchner Ice Shelf front

to oceanografiske fortøjninger, MNORTH og MSOUTH, løb fra januar 2013-2014 på den østlige flanke af FD ved 7 500 m dybde) og 78 liter S (700 m dybde), og registrerede ankomsten af en puls af varmt vand (Fig. 2a, c). Det varme vand er en blanding af vand og overfladevand og er koldere end det vand, der findes på hylden. Den varme puls når MNORD i midten af januar, da den blev observeret ved 350 m dybde over et 100 m tykt lag af ISV. Den første sporadiske ankomst af varmt vand ved FIS-fronten (MSOUTH) forekommer i begyndelsen af Marts med en mere vedvarende og dybere tilstedeværelse fra slutningen af måneden. Den 8. April uddyber det varme lag pludselig til 450 m, efterfulgt af en anden uddybning til 500 m 1 uge senere. Egenskaberne ved den varme tilstrømning eroderer langsomt, og fra maj og fremefter er temperaturen på fortøjningsstedet igen ved eller under overfladens frysepunkt. Varmt vand er til stede på MNORD indtil begyndelsen af juni.

figur 2: observationer i 2013.
figur2

konturer af temperatur-og strømvektorer (de sidste 30 dage lavt bestået) ved (a–C) MNORTH og (b–D) MSOUTH. Sensordybderne (temperatur) er angivet på højre akse, og den -1,7 liter C-Isoterm, der afgrænser det modificerede varme dybe vand, fremhæves. (e) langs hældningsstrøm ved MNORTH og vind observeret ved Halley langs den største vindakse (Metodesektion). Positive værdier angiver henholdsvis nordlig strøm og sydvest (dvs.nordvestlig) vind. Bemærk, at vindaksen er omvendt. De stiplede linjer i A og c markerer dybden af de strømmålinger,der vises i b, d og e, og perioden med aktuelle observationer, der er diskuteret i teksten, de grå linjer i A og c viser havbundens dybde, og de sorte firkanter i e markerer episoderne med næsten stormvind inden marts.

alle tilgængelige temperatur-og saltholdighedsprofiler fra forsiden af FIS er vist i Fig. 3, hvilket indikerer, at der ikke tidligere er observeret nogen VVD ved isfronten. I dette område foretages observationer fra skibe kun om sommeren (fra januar til begyndelsen af marts), sandsynligvis for tidligt i sæsonen til, at varmt vand er ankommet til isfronten. Fra februar til September 2011 blev der imidlertid indsamlet et sæt oceanografiske profiler af en flittig Bryllupsforsegling i nærheden af MSOUTH (ref. 18). Profilerne viser, at den varme tilstrømning i løbet af 2011, mens den er til stede på sill13, ikke når fronten af FIS. Varmt vand højere i vandkolonnen blev observeret nær isfronten i marts 2011 (ref. 18) (og også tidligere16) men dette er relativt frisk overfladevand opvarmet af solstråling om sommeren, og det er for lavt til at få adgang til ishyldehulen.

figur 3: historiske observationer fra Filchner isfronten.
figur3

(a) Data fra msouth 375 m dybde i 2013 (røde punkter) og hydrografiske profiler fra Filchner isfronten indsamlet af en Bryllupsforsegling i februar til oktober 2011 (sorte punkter) og med skib (syd for 77,5 S) i løbet af sommeren 1973-2013 (grå punkter). Kun data fra dybder større end 200 m er inkluderet. De stiplede, mærkede linjer viser isopyknaler, der henvises til overfladetrykket, og den sorte linje viser overfladens frysepunkt. De omtrentlige pri / s-egenskaber for vandmasserne, der findes i regionen, er angivet: Antarktis overfladevand (ASV); østlig hyldevand (ESV); høj saltholdighed hyldevand (HSSV); Ishyldevand (ISV); modificeret varmt dybt vand (MVV); vintervand (DK). Den VRD, der findes fra hylden, har S LR 34,65, 0,5 og er uden for skalaen. (B) kort, der viser placeringen af msouth (rød stjerne) og CTD-profiler (farvede prikker). (C) Histogram viser den tidsmæssige fordeling af skib (grå) og segl (sort) CTD profiler. Den røde linje angiver varigheden af msouth-posten. Den periode, hvor modificeret VRD blev observeret ved MSOUTH, er markeret med rødt.

den vinddrevne kyststrøm

den varme tilstrømning gennem FD, der fører til den dramatiske stigning i basale smeltehastigheder i forudsigelserne i ref. 8 er forårsaget af en omdirigering af kyststrømmen, der strømmer vestpå langs den sydlige Bryllupshavkyst (Fig. 1). Opstrøms for FD fusioneres kyststrømmen med den antarktiske Skråningsforstrøm og har en stærk barotropisk komponent19, der er oprettet af de fremherskende østlige vinde (supplerende Fig. 1a) og Ekman-transporten, der konvergerer mod kysten. Når kontinentalsoklen udvider sig ved 27 kr. med kyststrømmen bifurcates: den indre gren følger kysten6 og den ydre gren fortsætter langs kontinentalsoklen break20.

strømmen observeret ved MNORTH antyder, at strømmen bifurcates en anden gang: når man når de divergerende isobater i FD, omdirigeres en del af strømmen sydpå langs den østlige flanke af Depressionen og transporterer det varme vand, der er til stede ved hyldebrud om sommeren mod FIS-fronten. Den observerede sydstrøm ved MNORTH er meget variabel og stærkt påvirket af opstrøms langs kystvind observeret, for eksempel ved den nærliggende Halley research station (Fig. 2e, supplerende Fig.1-2). Under episoder med stærk vind, for eksempel i April og i begyndelsen af juni (supplerende Fig. 1b), den sydlige strøm ved MNORD overstiger 0,15 m s−1 sammenlignet med middelværdien på 0,03–0,04 m s−1. 16 h-lag (r=-0,47, p< 0,01) mellem vind og strøm stemmer overens med den typiske forsinkelse på 0,5–1.0 dage observeret i andre regioner,hvor der findes direkte tvungne vinddrevne hældningsstrømme 21, 22.

effekten af stærke østlige vinde er således dobbelt og afhænger af den betragtede tidsskala: på længere (månedlige) tidsskalaer trykker den termoklinen over den kontinentale hældning og lukker tilstrømningen af varmt vand mod kontinentalsoklen. På kortere (daglige) tidsskalaer styrker det kyststrømmen og forbedrer den sydlige transport af varmt vand, der er tilgængeligt på hylden. Det barokliniske respons, det vil sige depressionen af pycnoclinen, afhænger således af den gennemsnitlige vind, mens responsen fra den barotrope strøm afspejler den daglige variation i atmosfærisk tvang. En kombination af generelt svage østlige vinde, der fører til en lempelse af pycnocline, afbrudt af korte og intense vindhændelser, der opretter stærke barotrope strømme, ville give varmt vand mulighed for at nå FIS-fronten.

varmt vand i 2011 og 2013

forskelle i vindkraft kan forklare forskellene i observationerne mellem 2011 og 2013. Den gennemsnitlige vindspænding i November-December var svagere (Fig. 4a) i 2013 end i 2011. Samtidig var vinden mere variabel i 2013 (Fig. 4b, supplerende Fig. 3 og supplerende Note 1): der var tre episoder med næsten stormvind i Halley i januar–februar 2013 uden nogen i samme periode i 2011. De svage vinde i 2013 muliggjorde potentielt en lav termoklin og en stor varm tilstrømning i forsommeren, som derefter blev ført sydpå af de vinddrevne strømme og nåede FIS-fronten omkring 350 km mod syd omkring 3 måneder senere. Forkonditioneringen over skråningen og stimningen af termoklinen i løbet af foråret og forsommeren er sandsynligvis den vigtigste faktor, der giver mulighed for barotropisk strøm og hvirveludvekslinger23 til at transportere varmt vand på kontinentalsoklen.

figur 4: sammenligning af år 2011 og 2013.
figur4

Boksplots af månedlig gennemsnit (a) vindspænding og (b) varians af vind langs den store vindakse fra Halley (se afsnittet f og metoder). Hver boks viser den 25.og 75. percentil (kanter) og medianen over 36 års data (1978-2014). Knurhår viser rækkevidden af dataene, når de udelukker outliers (sort). Værdier fra 2011 vises i blåt og værdier fra 2013 i rødt. C) gennemsnitlig haviskoncentration (ref. 33) i Filchner-regionen (74-78 liter s, 25-45 liter V, stiplede linjer) og fra skråningsområdet opstrøms (11-25 liter V, lavere end 3.500 m). Boksplotter til iskoncentrationen er vist i supplerende Fig. 4. Profiler af (d) potentiel temperatur og (e) saltholdighed opnået på kontinentalsoklen øst for FD i 2011 af sæler (blå) og fra skib (lyseblå) og fra skib i 2013 (rød). Kun profiler indsamlet før 31 marts hvert år er inkluderet. Den tynde grå linje i e viser saltholdigheden ved 400 m dybde ved MNORTH mod slutningen af den australske vinter (August 2013). (f) kort, der viser placeringen af CTD-profilerne (farvede prikker), grænserne (sorte streger) for de kasser, der anvendes ved beregning af iskoncentrationen vist i (c) placeringen af Halley (sort firkant) og den store vindakse (sort pil).

tilstrømningsdynamikken og termoklindybden påvirkes af flere faktorer, herunder tilstedeværelsen af et variabelt frisk overfladelag på grund af sommer havissmeltning24, haviskoncentration8,hyldesaltning9, 25 og interårlig variation i cirkulationen og egenskaberne af ISV inden for FD. Havisforholdene i regionen varierede meget mellem de 2 år (Fig. 4C og supplerende Fig. 4) og i modsætning til modelleringsresultater, der viser øget tilstrømning for lav hyldesaltning9, var saltholdigheden på hylden højere med 0,05 kr.i 2013 sammenlignet med 2011 (Fig. 4d, e). Den relative betydning af disse faktorer og vindspændingen på den mellemårlige variation i den varme tilstrømning efterlades som en udfordring for det nye samfund af regionale modeller med høj opløsning at adskille sig.

varmetransport og varmt vand adgang til hulrummet

en øvre grænse for den sydlige varmetransport opnås ved anvendelse af den gennemsnitlige hastighed og den maksimale temperatur og lagtykkelse observeret ved MNORTH. Forudsat at tilstrømningsbredden strækker sig fra MNORD til kysten (100 km), er den øvre bundne varmestrøm 1,6 tv i tilstrømningsperioden (eller 0,7 tv i gennemsnit over et år). Dette er en betydelig, geofysisk signifikant strøm af varme, nok til at smelte 70 km3 eller 65 Gton is årligt eller omkring halvdelen af FRIS basal mass budget26.

udkastet på isfronten er 400-450 m (ref. 27) mens det varme vand observeres ned til 500 m ved Msouth. Hvis noget af det skulle komme ind i ishyldehulen, ville det være i stand til at komme i kontakt med 20% af FIS-basen27. Den gennemsnitlige strøm ved MSOUTH (500 m dybde) er dog rettet mod nord, væk fra isfronten, både i den periode, hvor varmt vand observeres på stedet, og når temperaturen er under frysepunktet. Den sydlige strøm af varmt vand ligger formodentlig over lavere isobaths øst for MSOUTH.

de data, der præsenteres her, afslører ikke, i hvilket omfang det varme vand trænger ind i ishyldehulen. Relativt stærk på tværs af isfronten tidevandsstrømme observeret ved MSOUTH (0,15 m s−1) antyder, at det varme vand, der er til stede ved isfronten, kan nå flere km ind i hulrummet, hvilket forbedrer basalsmeltning i frontalområdet28. Uafhængige beviser tyder på, at smeltehastighederne i frontalområdet kan være væsentlige29; basalsmeltning i de yderste 100 km Fri ‘ er tegner sig for 40% af den samlede smeltning under ishylden 26. Opvarmning og stimning af det varme vand kerne observeret siden 1980 ‘ erne (ref. 30) har sandsynligvis påvirket frekvensen og varmeindholdet af de varme vandpulser, der når FIS. Højopløsningstidsserier med ishyldetykkelse viser en udtynding på den østlige side af FIS-fronten mellem 1995 og 2012 (refs 1, 7), mens hele fri ‘ erne fik masse i samme periode1.

de bemærkelsesværdige ændringer, der forventes at forekomme i FRISHULRUMMET i løbet af det næste århundrede—en stigning på 2 kg C i vandtemperaturen i ishyldehulen og en 20 gange stigning i basale smeltehastigheder8-vil få konsekvenser ikke kun for biflodens isstrømme og stigning i havniveauet, men også for hydrografi i en region, der vides at producere en stor brøkdel af Antarktis Bundvand31. Vi viser, at den mekanisme, der er ansvarlig for de dramatiske ændringer i ref. 8 – en omdirigering af kyststrømmen-er realistisk, selvom vigtige fysiske processer i lille skala ikke løses korrekt i deres grove model. Vind-og isforholdene i 2013 var usædvanlige, men ikke ekstreme, og det er sandsynligt, at varmt vand lejlighedsvis har nået FIS-fronten i andre år, hvor observationer ikke er tilgængelige. Vores observationer understreger nødvendigheden af en fortsat overvågning af strømmen i FD.

Skriv et svar

Din e-mailadresse vil ikke blive publiceret.