Beobachtete Anfälligkeit des Filchner-Ronne-Schelfeises für den windgetriebenen Zufluss von warmem Tiefenwasser

Warmes Wasser an der Filchner-Schelfeisfront

Zwei ozeanographische Liegeplätze, MNORTH und MSOUTH, liefen von Januar 2013-2014 an der Ostflanke des FD bei 77 ° S (500 m Tiefe) und 78 ° S (700 m Tiefe), und zeichnete die Ankunft eines Pulses von warmem Wasser (Abb. 2a, c). Das warme Wasser ist eine Mischung aus WDW und Oberflächenwasser und ist kälter als das WDW, das außerhalb des Regals gefunden wird. Der warme Puls erreicht MNORTH Mitte Januar, als er in 350 m Tiefe über einer 100 m dicken ISW-Schicht beobachtet wurde. Die erste, sporadische Ankunft von warmem Wasser an der FIS-Front (MSOUTH) erfolgt Anfang März mit einer hartnäckigeren und tieferen Präsenz ab Ende des Monats. Am 8. April vertieft sich die warme Schicht plötzlich auf 450 m, gefolgt von einer zweiten Vertiefung auf 500 m 1 Woche später. Die Eigenschaften des warmen Zustroms erodieren langsam, und ab Mai liegt die Temperatur am Liegeplatz wieder am oder unter dem Oberflächengefrierpunkt. Warmes Wasser ist in MNORTH bis Anfang Juni vorhanden.

Abbildung 2: Beobachtungen im Jahr 2013.
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Konturen von Temperatur- und Stromvektoren (letztere 30 Tage Tiefpass) bei (a-c) MNORTH und (b–d) MSOUTH. Die Sensortefen (Temperatur) sind auf der rechten Achse angegeben und die -1,7 ° C-Isotherme, die das modifizierte warme Tiefenwasser abgrenzt, ist hervorgehoben. (e) Entlang der Hangströmung bei MNORTH und Wind beobachtet bei Halley entlang der Hauptwindachse (Methodenabschnitt). Positive Werte zeigen den Nordstrom bzw. den Südwestwind (dh den Nordwestwind) an. Beachten Sie, dass die Windachse umgekehrt ist. Die gestrichelten Linien in a und c markieren die Tiefe der Strömungs Messungen in b angezeigt,d und e, und die Periode der aktuellen Beobachtungen im Text diskutiert, die grauen Linien in a und c zeigen die Tiefe des Meeresbodens und die schwarzen Quadrate in e markieren die Episoden von in der Nähe von Sturmböen vor März.

Alle verfügbaren Temperatur- und Salzgehaltsprofile von der Vorderseite des FIS sind in Abb. 3, was darauf hinweist, dass an der Eisfront zuvor kein WDW beobachtet wurde. In diesem Gebiet werden Beobachtungen von Schiffen nur im Sommer (von Januar bis Anfang März) gemacht, wahrscheinlich zu früh in der Saison, als dass warmes Wasser an der Eisfront angekommen wäre. Von Februar bis September 2011 wurde jedoch eine Reihe von ozeanographischen Profilen von einem fleißigen Weddell-Siegel in unmittelbarer Nähe von MSOUTH gesammelt (Ref. 18). Die Profile zeigen, dass während 2011 der warme Zufluss, während er beim sill13 vorhanden ist, die Front der FIS nicht erreicht. Warmes Wasser höher in der Wassersäule wurde im März 2011 in der Nähe der Eisfront beobachtet (Ref. 18) (und auch früher16), aber dies ist relativ frisches Oberflächenwasser, das im Sommer durch Sonneneinstrahlung erhitzt wird, und es ist zu flach, um in die Schelfeishöhle zu gelangen.

Abbildung 3: Historische Beobachtungen von der Filchner-Eisfront.
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( a) Daten von MSOUTH 375 m Tiefe im Jahr 2013 (rote Punkte) und hydrographische Profile von der Filchner-Eisfront, die von einem Weddell-Siegel im Februar bis Oktober 2011 (schwarze Punkte) und per Schiff (südlich von 77,5 S) während der Sommer 1973-2013 (graue Punkte) gesammelt wurden. Es werden nur Daten aus Tiefen von mehr als 200 m berücksichtigt. Die gestrichelten, beschrifteten Linien zeigen Isopyknale, die sich auf den Oberflächendruck beziehen, und die schwarze Linie zeigt den Oberflächengefrierpunkt. Die ungefähren θ / S-Eigenschaften der in der Region gefundenen Wassermassen sind angegeben: Antarktisches Oberflächenwasser (ASW); östliches Schelfwasser (ESW); Regalwasser mit hohem Salzgehalt (HSSW); Schelfeiswasser (ISW); Modifiziertes warmes Tiefenwasser (MWDW); Winterwasser (WW). Die WDW aus dem Regal gefunden hat S≈34.65, θ≈0.5 und ist von der Skala. (b) Karte mit der Position der MSOUTH- (roter Stern) und CTD-Profile (farbige Punkte). (c) Histogramm, das die zeitliche Verteilung von Schiffs- (grau) und Seehund- (schwarz) CTD-Profilen zeigt. Die rote Linie zeigt die Dauer des MSN-Datensatzes an. Der Zeitraum, in dem modifiziertes WDW bei MS beobachtet wurde, ist rot markiert.

Der windgetriebene Küstenstrom

Der warme Zufluss durch FD, der zu dem dramatischen Anstieg der Basalschmelzraten in den Vorhersagen in Ref. 8 durch eine Umlenkung der Küstenströmung entlang der südlichen Weddellmeerküste nach Westen (Fig. 1). Stromaufwärts der FD ist die Küstenströmung mit der antarktischen Hangfrontströmung verschmolzen und weist eine starke barotrope Komponente auf19, die durch die vorherrschenden Ostwinde aufgebaut wird (Ergänzende Abb. 1a) und der Ekman-Transport, der in Richtung Küste konvergiert. Wenn sich der Festlandsockel bei 27 ° W Weitet, gabelt sich die Küstenströmung: Der innere Zweig folgt der Küste6 und der äußere Zweig setzt sich entlang des Festlandsockelbruchs fort20.

Die in MNORTH beobachteten Strömungen deuten darauf hin, dass sich der Strom ein zweites Mal verzweigt: Beim Erreichen der divergenten Isobäder des FD wird ein Teil des Stroms entlang der Ostflanke der Senke nach Süden umgeleitet und transportiert das warme Wasser, das im Sommer am Schelfbruch vorhanden ist, zur FIS-Front. Die beobachtete Südströmung bei MNORTH ist sehr variabel und wird stark durch den stromaufwärts entlang der Küste beobachteten Wind beeinflusst, der beispielsweise an der nahe gelegenen Halley Research Station beobachtet wird (Abb. 2e, Ergänzende Figuren 1-2). Bei starkem Wind zum Beispiel im April und Anfang Juni (Ergänzende Abb. 1b) übersteigt der Südstrom bei MNORTH 0,15 m s–1, verglichen mit dem Mittelwert von 0,03−0,04 m s-1. Die 16 h-Verzögerung (r=-0,47, p< 0,01) zwischen Wind und Strömung stimmt mit der typischen Verzögerung von 0,5–1 überein.0 tage beobachtet in anderen Regionen, in denen direkt erzwungene windgetriebene Hangströmungen gefunden werden21,22.

Die Wirkung starker Ostwinde ist also zweifach und hängt von der betrachteten Zeitskala ab: Auf längeren (monatlichen) Zeitskalen drückt sie die Thermokline über den Kontinentalhang und sperrt den Zufluss von warmem Wasser zum Festlandsockel ab. Auf kürzeren (täglichen) Zeitskalen stärkt es die Küstenströmung und verbessert den Transport von warmem Wasser, das auf dem Schelf verfügbar ist, nach Süden. Die barokline Reaktion, dh die Depression des Pycnoklins, hängt somit vom mittleren Wind ab, während die Reaktion des barotropen Stroms die tägliche Variabilität des atmosphärischen Antriebs widerspiegelt. Eine Kombination von im Allgemeinen schwachen Ostwinden, die zu einer Entspannung der Pyknokline führt, unterbrochen von kurzen und intensiven Windereignissen, die starke barotrope Strömungen erzeugen, würde es warmem Wasser ermöglichen, die FIS-Front zu erreichen.

Warmwasser in den Jahren 2011 und 2013

Unterschiede im Windantrieb können die Unterschiede in den Beobachtungen zwischen 2011 und 2013 erklären. Die mittlere Windbelastung von November bis Dezember war schwächer (Abb. 4a) im Jahr 2013 als im Jahr 2011. Gleichzeitig war der Wind 2013 variabler (Abb. 4b, Ergänzend Fig. 3 und ergänzende Anmerkung 1): In Halley gab es von Januar bis Februar 2013 drei Episoden von fast orkanartigen Winden, im gleichen Zeitraum 2011 keine. Die schwachen Winde im Jahr 2013 ermöglichten möglicherweise eine flache Thermokline und einen großen warmen Zufluss im Frühsommer, der dann von den windgetriebenen Strömungen nach Süden geleitet wurde und etwa 3 Monate später etwa 350 km südlich die FIS-Front erreichte. Die Vorkonditionierung über dem Hang und die Schwärzung der Thermokline im Frühjahr und Frühsommer ist wahrscheinlich der wichtigste Faktor, der es dem barotropen Strom und dem Wirbelaustausch23 ermöglicht, warmes Wasser auf den Festlandsockel zu transportieren.

Abbildung 4: Vergleich der Jahre 2011 und 2013.
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Boxplots der monatlichen Mittelwert (a) Windspannung und (b) Varianz des Windes entlang der Hauptwindachse von Halley (siehe f und Methoden Abschnitt). Jede Box zeigt das 25. und 75. Perzentil (Kanten) und den Median über 36 Datenjahre (1978-2014). Die Schnurrhaare zeigen den Bereich der Daten an, wenn Ausreißer ausgeschlossen werden (schwarz). Werte von 2011 werden in Blau und Werte von 2013 in rot angezeigt. (c) Mittlere Meereiskonzentration (Ref. 33) im Filchnergebiet (74-78° S, 25-45° W, gestrichelte Linien) und aus dem Hangbereich stromaufwärts (11-25° W, flacher als 3.500 m). Boxplots für die Eiskonzentration sind in ergänzender Abb. 4. Profile von (d) potenzieller Temperatur und (e) Salzgehalt, die 2011 auf dem Festlandsockel östlich der FD von Robben (blau) und vom Schiff (hellblau) und vom Schiff 2013 (rot) erhalten wurden. Nur Profile, die vor gesammelt wurden 31 März jedes Jahres sind enthalten. Die dünne graue Linie in e zeigt den Salzgehalt in 400 m Tiefe in MNORTH gegen Ende des australischen Winters (August 2013). f) Karte mit der Lage der CTD-Profile (farbige Punkte), den Begrenzungen (schwarze Linien) für die Kästchen zur Berechnung der Eiskonzentration gemäß c) der Position von Halley (schwarzes Quadrat) und der Hauptwindachse (schwarzer Pfeil).

Die Zuflussdynamik und die Tiefe der Thermokline werden von mehreren Faktoren beeinflusst, darunter das Vorhandensein einer variablen frischen Oberflächenschicht aufgrund der sommerlichen Meereisschmelze24, der Meereiskonzentration8, der Schelfsalinität9,25 und der interannuellen Variabilität der Zirkulation und der Eigenschaften von ISW innerhalb der FD. Die Meereisbedingungen in der Region unterschieden sich stark zwischen den 2 Jahren (Abb. 4c und ergänzend Fig. 4) und im Gegensatz zu Modellierungsergebnissen, die einen erhöhten Zufluss für niedrigen Schelfsalzgehalt zeigen9, war der Salzgehalt auf dem Schelf 2013 um ∼ 0,05 höher als 2011 (Abb. 4d, e). Die relative Bedeutung dieser Faktoren und die Windbelastung für die interannuelle Variabilität des warmen Zuflusses bleiben eine Herausforderung für die aufstrebende Gemeinschaft hochauflösender regionaler Modelle, die es zu entwirren gilt.

Wärmetransport und Warmwasserzugang zum Hohlraum

Eine Obergrenze des Wärmetransports nach Süden wird unter Verwendung der mittleren Geschwindigkeit und der bei MNORTH beobachteten maximalen Temperatur und Schichtdicke erhalten. Unter der Annahme, dass sich die Zuflussbreite von MNÖRDLICH bis zur Küste erstreckt (100 km), beträgt der Obergrenze Wärmefluss 1,6 TW während der Zuflussperiode (oder 0,7 TW, wenn über ein Jahr gemittelt). Dies ist ein beträchtlicher, geophysikalisch signifikanter Wärmefluss, der ausreicht, um jährlich 70 km3 oder 65 Gton Eis oder etwa die Hälfte des FRIS-Grundmassenbudgets zu schmelzen26.

Der Tiefgang an der Eisfront beträgt 400-450 m (Ref. 27), während das warme Wasser bis zu 500 m bei Msouth beobachtet wird. Wenn ein Teil davon in die Schelfeishöhle gelangen würde, könnte es mit ∼20% der FIS-Basis in Kontakt kommen27. Die mittlere Strömung in MSOUTH (500 m Tiefe) ist jedoch nach Norden gerichtet, weg von der Eisfront, sowohl während der Zeit, in der warmes Wasser am Ort beobachtet wird, als auch wenn die Temperaturen unter dem Gefrierpunkt liegen. Der nach Süden gerichtete Warmwasserfluss liegt vermutlich über flacheren Isobädern östlich von MSOUTH.

Die hier vorgestellten Daten zeigen nicht, inwieweit das warme Wasser in die Schelfeishöhle eindringt. Relativ starke Gezeitenströmungen entlang der Eisfront, die in MSOUTH (0,15 m s−1) beobachtet wurden, deuten darauf hin, dass das an der Eisfront vorhandene warme Wasser mehrere Kilometer in den Hohlraum reichen kann, wodurch die Basalschmelze in der frontalen Region verstärkt wird28. Unabhängige Beweise deuten darauf hin, dass die Schmelzraten in der frontalen Region beträchtlich sein können29; Die Basalschmelze in den äußersten 100 km FRIS macht 40% der gesamten Schmelze unterhalb des Schelfeises aus26. Die seit den 1980er Jahren beobachtete Erwärmung und Schwärzung des Warmwasserkerns (Ref. 30) haben wahrscheinlich die Frequenz und den Wärmegehalt der Warmwasserpulse beeinflusst, die das FIS erreichen. Hochauflösende Zeitreihen der Schelfeisdicke zeigen eine Ausdünnung auf der Ostseite der FIS-Front zwischen 1995 und 2012 (refs 1, 7), während die gesamte FRIS im gleichen Zeitraum an Masse zunahm1.

Die für das nächste Jahrhundert prognostizierten bemerkenswerten Veränderungen in der FRIS-Höhle — ein Anstieg der Wassertemperatur innerhalb der Schelfeishöhle um 2 ° C und ein Anstieg der basalen Schmelzraten um das 20-fache8 – werden nicht nur Folgen für die Nebenflusseisströme und den Anstieg des Meeresspiegels haben, sondern auch für die Hydrographie in einer Region, die bekanntermaßen einen großen Teil des antarktischen Grundwassers produziert31. Wir zeigen, dass der Mechanismus verantwortlich für die dramatischen Veränderungen in ref. 8 — eine Umlenkung des Küstenstroms – ist realistisch, obwohl wichtige physikalische Prozesse im kleinen Maßstab in ihrem groben Modell nicht korrekt aufgelöst sind. Die Wind- und Eisbedingungen im Jahr 2013 waren ungewöhnlich, aber nicht extrem, und es ist wahrscheinlich, dass in anderen Jahren, in denen keine Beobachtungen verfügbar sind, gelegentlich warmes Wasser die FIS-Front erreicht hat. Unsere Beobachtungen unterstreichen die Notwendigkeit einer kontinuierlichen Überwachung der Strömung in der FD.

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