Vulnerabilidad observada de la Plataforma de Hielo Filchner-Ronne a la entrada impulsada por el viento de aguas cálidas profundas

Agua tibia en el frente de la Plataforma de Hielo Filchner

Dos amarres oceanográficos, MNORTH y MSOUTH, corrieron desde enero de 2013-2014 en el flanco oriental del DF a 77°S (500 m de profundidad) y 78°S (700 m de profundidad), y registró la llegada de un pulso de agua tibia (Fig. 2a, c). El agua tibia es una mezcla de WDW y agua superficial, y es más fría que la WDW que se encuentra fuera del estante. El pulso cálido alcanza el MNORTH a mediados de enero, cuando se observó a 350 m de profundidad por encima de una capa de ISW de 100 m de espesor. La primera llegada esporádica de agua caliente al frente del FIS (MSOUTH) se produce a principios de marzo con una presencia más persistente y profunda a partir de finales de mes. El 8 de abril, la capa cálida se profundiza repentinamente a 450 m, seguida de una segunda profundización a 500 m 1 semana después. Las propiedades de la entrada caliente se erosionan lentamente, y a partir de mayo la temperatura en el lugar de amarre vuelve a estar en o por debajo del punto de congelación de la superficie. El agua tibia está presente en MNORTH hasta principios de junio.

Gráfico 2: Observaciones en 2013.
figura 2

Contornos de los vectores de temperatura y corriente (los últimos 30 días de paso bajo) en (a-c) MNORTH y (b–d) MSOUTH. Las profundidades del sensor (temperatura) se indican en el eje derecho y se resalta la isoterma de -1,7 °C que delinea el Agua Caliente Profunda Modificada. (e) A lo largo de la corriente de pendiente en MNORTH, y el viento observado en Halley a lo largo del eje de viento principal (sección de métodos). Los valores positivos indican la corriente hacia el norte y el viento hacia el suroeste (es decir, hacia el noroeste), respectivamente. Tenga en cuenta que el eje del viento está invertido. Las líneas discontinuas en a y c marcan la profundidad de las mediciones de corrientes mostradas en b,d y e, y el período de observaciones de corriente discutido en el texto, las líneas grises en a y c muestran la profundidad del fondo marino y los cuadrados negros en e marcan los episodios de vientos casi vendavales antes de marzo.

Todos los perfiles de temperatura y salinidad disponibles desde la parte frontal del FIS se muestran en la Fig. 3, lo que indica que no se ha observado previamente ningún WDW en el frente de hielo. En esta área, las observaciones de los barcos se realizan solo durante el verano (de enero a principios de marzo), probablemente demasiado temprano en la temporada para que el agua tibia haya llegado al frente de hielo. De febrero a septiembre de 2011, sin embargo, un conjunto de perfiles oceanográficos fue recogido por una foca de Weddell diligente en las proximidades de MSOUTH (ref. 18). Los perfiles muestran que durante 2011 el flujo de entrada cálido, mientras está presente en el sill13, no llega a la parte delantera del FIS. En marzo de 2011 se observó agua caliente en la parte superior de la columna de agua cerca del frente de hielo (ref. 18) (y también anteriormente 16), pero se trata de agua superficial relativamente fresca calentada por radiación solar durante el verano, y es demasiado poco profunda para acceder a la cavidad de la plataforma de hielo.

Figura 3: Observaciones históricas desde el frente de hielo de Filchner.
figura 3

(a) Datos de MSOUTH a 375 m de profundidad en 2013 (puntos rojos) y perfiles hidrográficos del frente de hielo Filchner recogidos por una foca de Weddell en febrero a octubre de 2011 (puntos negros) y por barco (al sur de 77,5 S) durante los veranos 1973-2013 (puntos grises). Solo se incluyen datos de profundidades superiores a 200 m. Las líneas discontinuas y etiquetadas muestran isopicnales referenciados a la presión de la superficie y la línea negra muestra el punto de congelación de la superficie. Se indican las propiedades θ/S aproximadas de las masas de agua encontradas en la región: Agua de superficie antártica( ASW); agua de la plataforma oriental (ESW); agua de la plataforma de alta salinidad (HSSW); Agua de la Plataforma de Hielo (ISW); Agua Caliente Profunda Modificada (MWDW); agua de invierno (WW). El WDW encontrado fuera del estante tiene S≈34.65, θ≈0.5 y está fuera de la escala. b) Mapa de la ubicación de los perfiles MSOUTH (estrella roja) y CTD (puntos de colores). c) Histograma que muestra la distribución temporal de los perfiles CTD del buque (gris) y del sello (negro). La línea roja indica la duración del registro de MSOUTH. El período en el que se observó el WDW modificado en MSOUTH está marcado en rojo.

La corriente costera impulsada por el viento

El flujo de entrada cálido a través de FD que conduce al aumento dramático en las tasas de derretimiento basal en las predicciones en ref. 8 es causada por una redirección de la corriente costera que fluye hacia el oeste a lo largo de la costa sur del mar de Weddell (Fig. 1). Aguas arriba del DF, la corriente costera se fusiona con la corriente frontal de la Ladera Antártica y tiene un fuerte componente barotrótico19 que se establece por los vientos predominantes del este(Fig. 1a) y el transporte Ekman que converge hacia la costa. Cuando la plataforma continental se ensancha a 27°O, la corriente costera se bifurca: la rama interior sigue la costa6 y la rama exterior continúa a lo largo de la ruptura de la plataforma continental20.

Las corrientes observadas en el MNORTH sugieren que la corriente se bifurca por segunda vez: al alcanzar las isóbatas divergentes del DF, parte de la corriente se desvía hacia el sur a lo largo del flanco oriental de la Depresión, transportando el agua tibia presente en la ruptura de la plataforma durante el verano hacia el frente del FIS. El flujo observado hacia el sur en MNORTH es muy variable y fuertemente afectado por el viento corriente arriba a lo largo de la costa observado, por ejemplo, en la cercana estación de investigación Halley (Fig. 2e, Figuras suplementarias 1-2). Durante episodios de viento fuerte, por ejemplo, en abril y a principios de junio (Fig. 1b), la corriente hacia el sur en el MNORTH supera los 0,15 m s−1, en comparación con el valor medio de 0,03–0,04 m s−1. El desfase de 16 h (r=-0,47, p<0,01) entre el viento y la corriente coincide con el desfase típico de 0,5–1.0 días observados en otras regiones donde se encuentran corrientes de pendiente impulsadas directamente por el viento 21, 22.

El efecto de los fuertes vientos del este es, por lo tanto, doble y depende de la escala de tiempo considerada: en escalas de tiempo más largas (mensuales), deprime la termoclina por encima del talud continental, cerrando la entrada de agua tibia hacia la plataforma continental. En escalas de tiempo más cortas (diarias), fortalece la corriente costera y mejora el transporte hacia el sur del agua caliente disponible en la plataforma. La respuesta baroclínica, es decir, la depresión de la picnoclina, depende del viento medio, mientras que la respuesta de la corriente barotrópica refleja la variabilidad diaria en el forzamiento atmosférico. Una combinación de vientos del este generalmente débiles, que conducen a una relajación de la picnoclina, interrumpida por eventos de viento cortos e intensos, creando fuertes corrientes barotrópicas, permitiría que el agua tibia alcanzara el frente FIS.

Agua caliente en 2011 y 2013

Las diferencias en el forzamiento del viento pueden explicar las diferencias en las observaciones entre 2011 y 2013. El estrés medio del viento en noviembre–diciembre fue más débil (Fig. 4a) en 2013 que en 2011. Al mismo tiempo, el viento fue más variable en 2013 (Fig. 4b, Suplemento Fig. 3 y Nota Complementaria 1) : hubo tres episodios de vientos casi vendavales en Halley durante enero–febrero de 2013, sin ninguno durante el mismo período en 2011. Los vientos débiles en 2013 potencialmente permitieron una termoclina poco profunda y una gran afluencia cálida a principios del verano que luego fue advectada hacia el sur por las corrientes impulsadas por el viento, alcanzando el frente FIS unos 350 km al sur unos 3 meses más tarde. El preacondicionamiento por encima de la pendiente y el reborde de la termoclina durante la primavera y principios del verano es probablemente el factor más importante, ya que permite que los intercambiadores de corriente barotrópica y eddy 23 transporten agua caliente a la plataforma continental.

Gráfico 4: Comparación de los años 2011 y 2013.
figura 4

Diagramas de caja de la media mensual (a) del estrés del viento y (b) de la variación del viento a lo largo del eje del viento mayor de Halley (véase la sección f y Métodos). Cada recuadro muestra los percentiles 25 y 75 (aristas) y la mediana a lo largo de 36 años de datos (1978-2014). Los bigotes muestran el rango de los datos, cuando se excluyen los valores atípicos (negro). Los valores de 2011 se muestran en azul y los valores de 2013 en rojo. c) Concentración media de hielo marino (ref. 33) en la región de Filchner (74-78° S, 25-45° O, líneas discontinuas) y desde la región de la pendiente aguas arriba (11-25° O, menos profunda que 3.500 m). Las gráficas de caja para la concentración de hielo se muestran en la Fig suplementaria. 4. Perfiles de d) temperatura potencial y e) salinidad obtenidos en la plataforma continental al este de la DF en 2011 por focas (azul) y de buques (azul claro) y de buques en 2013 (rojo). Solo se incluyen los perfiles recopilados antes del 31 de marzo de cada año. La delgada línea gris en e muestra la salinidad a 400 m de profundidad en el MNORTH hacia el final del invierno austral (agosto de 2013). (f) Mapa que muestra la ubicación de los perfiles CTD (puntos de colores), los límites (líneas negras) de las cajas utilizadas para calcular la concentración de hielo mostrada en (c) la posición de Halley (cuadrado negro) y el eje principal del viento (flecha negra).

La dinámica de entrada y la profundidad de la termoclina están influenciadas por varios factores, incluida la presencia de una capa superficial fresca variable debido a la fusión del hielo marino en verano 24, la concentración del hielo mareo8,la salinidad de la estantería 9, 25 y la variabilidad interanual de la circulación y las propiedades de los ISW dentro de la DF. Las condiciones del hielo marino en la región fueron muy diferentes entre los 2 años (Fig. 4c y Suplemento Fig. 4) y, a diferencia de los resultados de los modelos, que muestran un aumento de la entrada de salinidad de baja estante9, la salinidad en la estantería fue superior en 0,05 dólares en 2013 en comparación con 2011 (Fig. 4d, e). La importancia relativa de estos factores y el estrés del viento en la variabilidad interanual del flujo de entrada cálido se dejan como un desafío para la comunidad emergente de modelos regionales de alta resolución que debe desenredarse.

Transporte de calor y acceso de agua caliente a la cavidad

Se obtiene un límite superior del transporte de calor hacia el sur utilizando la velocidad media y la temperatura máxima y el espesor de capa observados en el NORTE. Suponiendo que el ancho de entrada se extiende desde el NORTE hasta la costa (100 km), el flujo de calor del límite superior es de 1,6 TW durante el período de entrada (o 0,7 TW cuando se promedia durante un año). Se trata de un flujo de calor considerable y geofísicamente significativo, suficiente para derretir 70 km3 o 65 Gton de hielo al año, o aproximadamente la mitad del presupuesto de masa basal del FRIS26.

El calado en el frente de hielo es de 400-450 m (ref. 27) mientras que el agua tibia se observa hasta 500 m en Msouth. Si parte de ella entrara en la cavidad de la plataforma de hielo, podría hacer contacto con ∼el 20% de la base FIS27. Sin embargo, la corriente media en MSOUTH (500 m de profundidad) se dirige hacia el norte, lejos del frente de hielo, tanto durante el período en que se observa agua tibia en el lugar como cuando las temperaturas están por debajo de cero. El flujo de agua caliente hacia el sur se encuentra presumiblemente por encima de isóbatas menos profundas al este de MSOUTH.

Los datos aquí presentados no revelan la medida en que el agua caliente penetra en la cavidad de la plataforma de hielo. Las corrientes de marea relativamente fuertes a través del frente de hielo observadas en MSOUTH (0,15 m s−1) sugieren que el agua tibia presente en el frente de hielo puede alcanzar varios km en la cavidad, mejorando el derretimiento basal en la región frontal28. Evidencia independiente sugiere que las tasas de fusión en la región frontal pueden ser sustanciales29; la fusión basal en los 100 km más externos de FRIS representa el 40% de la fusión total por debajo de la plataforma de hielo26. El calentamiento y el bajío del núcleo de agua caliente observado desde la década de 1980 (ref. 30) probablemente han afectado la frecuencia y el contenido de calor de los pulsos de agua caliente que llegan al FIS. Las series temporales de alta resolución de espesor de la plataforma de hielo muestran un adelgazamiento en el lado este del frente FIS entre 1995 y 2012 (refs 1, 7), mientras que la totalidad del FRIS ganó masa durante el mismo periodo1.

Los cambios notables que se prevé que ocurran en la cavidad FRIS durante el próximo siglo—un aumento de 2 °C de la temperatura del agua dentro de la cavidad de la plataforma de hielo y un aumento de 20 veces en las tasas de fusión basal8-tendrán consecuencias no solo para las corrientes de hielo tributarias y el aumento del nivel del mar, sino también para la hidrografía en una región que se sabe produce una gran fracción del agua del Fondo Antártico31. Mostramos que el mecanismo responsable de los cambios dramáticos en la ref. 8-una redirección de la corriente costera – es realista, aunque importantes procesos físicos a pequeña escala no se resuelven correctamente en su modelo grueso. Las condiciones de viento y hielo en 2013 fueron inusuales pero no extremas, y es probable que el agua caliente haya llegado ocasionalmente al frente FIS en otros años cuando no se dispone de observaciones. Nuestras observaciones subrayan la necesidad de un seguimiento continuo del flujo en la DF.

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