a Filchner-Ronne Jégpolc megfigyelt sebezhetősége a meleg mélyvíz szél által vezérelt beáramlásával szemben

meleg víz a Filchner Jégpolc frontján

két Oceanográfiai kikötés, MNORTH és MSOUTH, 2013 januárjától 2014-ig futott az FD keleti szárnyán 77 km-en (500 m mélység) és 78 db (700 m mélység), és rögzített érkezése impulzus meleg víz (ábra. 2a, c). A meleg víz a WDW és a felszíni víz keveréke, és hidegebb, mint a polcon található WDW. A meleg impulzus január közepén éri el MNORTHOT, amikor 350 m mélységben figyelték meg egy 100 m vastag ISW réteg felett. A meleg víz első, szórványos érkezése a FIS frontra (MSOUTH) március elején következik be, a hónap végétől tartósabb és mélyebb jelenléttel. Április 8-án a meleg réteg hirtelen 450 m-re mélyül, majd 1 héttel később egy második 500 m-re mélyül. A meleg beáramlás tulajdonságai lassan romlanak, májustól kezdve a kikötési helyen a hőmérséklet ismét a felszíni fagypont alatt vagy alatt van. A meleg víz június elejéig van jelen MNORTHBAN.

2. ábra: észrevételek 2013-ban.
2. ábra

a hőmérséklet és az áramvektorok kontúrjai (az utóbbi 30 nap alacsonyan telt el) (a-c) MNORTH és (b–d) MSOUTH. A szenzormélység (hőmérséklet) a jobb oldali tengelyen van feltüntetve, a módosított meleg Mélyvizet körülhatároló -1,7 ^ C izoterma pedig ki van emelve. (e) mentén lejtő áram MNORTH, és a szél megfigyelt Halley mentén a fő szél tengely (módszerek szakasz). A pozitív értékek az északi, illetve a délnyugati (azaz északnyugati) szelet jelzik. Vegye figyelembe, hogy a szél tengelye megfordul. Az A és c szaggatott vonalai jelzik a B,d és e árammérések mélységét, valamint a szövegben tárgyalt aktuális megfigyelések időszakát, az a és c szürke vonalai a tengerfenék mélységét, az e fekete négyzetei pedig a március előtti szélvihar epizódjait jelzik.

a FIS előlapján található összes rendelkezésre álló hőmérséklet-és sótartalom-profil az ábrán látható. 3, jelezve, hogy a jégfronton korábban nem figyeltek meg WDW-t. Ezen a területen a hajók megfigyeléseit csak nyáron (januártól március elejéig) végzik, valószínűleg túl korán a szezonban ahhoz, hogy meleg víz érkezzen a jégfrontra. 2011 februárjától szeptemberig azonban egy sor Oceanográfiai profilt gyűjtött össze egy szorgalmas Weddell-pecsét MSOUTH (ref. 18). A profilok azt mutatják, hogy 2011 folyamán a meleg beáramlás, bár jelen van a sill13-nál, nem éri el a FIS elejét. A vízoszlopban magasabb meleg vizet figyeltek meg a jégfront közelében 2011 márciusában (ref. 18) (és korábban is16), de ez viszonylag friss felszíni víz, amelyet nyáron napsugárzás melegít, és túl sekély ahhoz, hogy hozzáférjen a jégpolc üregéhez.

3. ábra: történelmi megfigyelések a Filchner jégfrontról.
3. ábra

(a) az MSOUTH 375 m mélységből származó adatok 2013-ban (piros pontok) és a Filchner jégfront vízrajzi profiljai, amelyeket egy Weddell-pecsét gyűjtött 2011 februárjától októberéig (fekete pontok) és hajóval (77,5 S-től délre) az 1973-2013 nyarai alatt (szürke pontok). Csak a 200 m-nél nagyobb mélységből származó adatok szerepelnek. A szaggatott, címkézett vonalak a felületi nyomásra utaló izopiknálokat, a fekete vonal pedig a felület fagyáspontját mutatják. A régióban található víztömegek hozzávetőleges tulajdonságai vannak feltüntetve: Antarktiszi felszíni víz( ASW); keleti polcvíz (ESW); magas sótartalmú polcvíz (HSSW); Jégpolcvíz (ISW); módosított meleg mélyvíz (MWDW); téli víz (WW). A polcról talált WDW értéke s 34,65, 0,5, és a skálán kívül van. B) az MSOUTH (vörös csillag) és a CTD profilok (színes pontok) elhelyezkedését bemutató térkép. C) a hajó (szürke) és a pecsét (fekete) CTD profiljának időbeli eloszlását mutató hisztogram. A piros vonal az MSOUTH rekord időtartamát jelzi. Az az időszak, amikor a módosított WDW-t megfigyelték MSOUTH-ban, piros színnel van jelölve.

a szél által vezérelt parti áram

az FD-n keresztüli meleg beáramlás, amely a bazális olvadási sebesség drámai növekedéséhez vezet a ref. A 8-at a Weddell-tenger déli partja mentén nyugat felé áramló parti Áramlat átirányítása okozza (ábra. 1). Az FD-től felfelé a parti Áramlat összeolvad az antarktiszi lejtő elülső áramlatával, és erős barotrop komponenssel rendelkezik19, amelyet az uralkodó keleti szél hoz létre (kiegészítő ábra. 1a) és az Ekman közlekedés, amely a part felé konvergál. Amikor a kontinentális talapzat kiszélesedik a 27. O. – nál, a parti Áramlat kettéágazik: a belső ág követi a partot6, a külső ág pedig a kontinentális talapzat törése mentén folytatódik20.

az MNORTH-nál megfigyelt áramok azt sugallják, hogy az áram másodszor is elágazik: az FD divergens izobátjainak elérésekor az áram egy részét dél felé terelik a mélyedés keleti szélén, a nyári polcszünetben lévő meleg vizet a FIS front felé szállítva. A MNORTH-nál megfigyelt déli irányú áramlás nagyon változó, és erősen befolyásolja a part menti felfelé irányuló szél, amelyet például a közeli Halley kutatóállomáson figyeltek meg (ábra. 2e, kiegészítő füge 1-2). Az erős szél epizódjai során, például áprilisban és június elején (kiegészítő ábra. 1B), a déli irányú áram MNORTH meghaladja a 0,15 m s-1–et, szemben a 0,03−0,04 m s-1 átlagértékkel. A szél és az áram közötti 16 h–lag (r=-0,47, p<0,01) megegyezik a tipikus 0,5–1 késéssel.0 nap figyelhető meg más régiókban, ahol közvetlenül kényszerített szél által vezérelt lejtőáramok találhatók21, 22.

az erős keleti szelek hatása tehát kettős, és a figyelembe vett időskálától függ: hosszabb (havi) időskálákon lenyomja a kontinentális lejtő feletti termoklint, elzárva a meleg víz beáramlását a kontinentális talapzat felé. Rövidebb (napi) időskálán erősíti a part menti áramlást, és fokozza a polcon elérhető meleg víz déli irányú szállítását. A baroklinikus válasz, vagyis a piknoklin depressziója tehát az átlagos széltől függ, míg a barotrop áram reakciója tükrözi a légköri kényszerítés napi változékonyságát. Az általában gyenge keleti szelek kombinációja, amely a piknoklin relaxációjához vezet, amelyet rövid és intenzív szél események szakítanak meg, erős barotrop áramlatok létrehozásával, lehetővé tenné a meleg víz elérését a FIS frontra.

meleg víz 2011-ben és 2013-ban

a szélerőművek közötti különbségek magyarázhatják a 2011 és 2013 közötti megfigyelések közötti különbségeket. A November–decemberi átlagos szélterhelés gyengébb volt (ábra. 4a) 2013-ban, mint 2011-ben. Ugyanakkor a szél változóbb volt 2013-ban (ábra. 4b, kiegészítő ábra. 3. és 1. kiegészítő megjegyzés): A near gale winds három epizódja volt Halley–ben 2013 január-februárjában, 2011 azonos időszakában egyik sem volt. A 2013-as gyenge szél potenciálisan lehetővé tette a sekély termoklint és a nyár elején nagy meleg beáramlást, amelyet aztán a szél által vezérelt áramlatok dél felé javasoltak, elérve a FIS frontját mintegy 350 km-re délre, körülbelül 3 hónappal később. A lejtő feletti előkondicionálás és a termoklin tavasszal és nyár elején történő sekélyesedése valószínűleg a legfontosabb tényező, amely lehetővé teszi, hogy a barotróp áram-és örvénycserélők23 meleg vizet szállítsanak a kontinentális talapzatra.

4. ábra: a 2011-es és 2013-as év összehasonlítása.
4. ábra

Boxplots havi átlagos (a) szél stressz és (b) szórás szél mentén a fő szél tengely Halley (lásd f és módszerek szakasz). Minden doboz a 25.és 75. percentilis (élek) és a medián 36 év adat (1978-2014). A bajuszok az adatok tartományát mutatják, kivéve a kiugró értékeket (fekete). A 2011-es értékek kék, a 2013-as értékek piros színnel jelennek meg. C) a tengeri jég átlagos koncentrációja (ref. 33.ábra) a Filchner régióban (74-78 db., 25-45 db., szaggatott vonal) és a lejtőfelszíntől felfelé (11-25 db., 3500 m-nél sekélyebb). A jégkoncentráció boxplotjait a kiegészítő ábra mutatja. 4. Az FD-től keletre fekvő kontinentális talapzaton 2011-ben pecsétekkel (kék) és hajóról (Világoskék), 2013-ban pedig hajóról (piros) nyert potenciális hőmérséklet és e) sótartalom profiljai. Csak a korábban összegyűjtött profilok 31 minden év márciusában szerepelnek. Az e vékony szürke vonala a sótartalmat mutatja 400 m mélységben MNORTHNÁL az Ausztrál tél vége felé (2013.augusztus). f) térkép, amely bemutatja a CTD profilok elhelyezkedését (színes pontok), a C) pontban bemutatott jégkoncentráció kiszámításához használt négyzetek határait (fekete vonalak) Halley helyzete (fekete négyzet) és a fő széltengely (fekete nyíl).

a beáramlási dinamikát és a termoklin mélységet számos tényező befolyásolja, többek között a nyári tengeri jégolvadás24, a tengeri jégkoncentráció8, a polc sótartalma9,25, valamint az ISW keringésének és tulajdonságainak évközi változékonysága az FD-n belül. A régió tengeri jégviszonyai nagyban különböztek a 2 év között (ábra. 4c és kiegészítő ábra. 4) és ellentétben a modellezési eredményekkel, amelyek az alacsony polcú sótartalom megnövekedett beáramlását mutatják9, a polcon lévő sótartalom 0,05-rel magasabb volt 2013-ban 2011-hez képest (ábra. 4d, e). Ezeknek a tényezőknek a viszonylagos jelentősége, valamint a szélterhelés a meleg beáramlás évközi változékonyságára nézve kihívást jelent a nagy felbontású regionális modellek feltörekvő közössége számára.

hőtranszport és melegvíz-hozzáférés az üreghez

a déli irányú hőtranszport felső határát az MNORTH-nál megfigyelt átlagos sebesség és maximális hőmérséklet és rétegvastagság alkalmazásával kapjuk meg. Feltételezve, hogy a beáramló szélesség MNORTHTÓL a partig terjed (100 km), a felső határ hőáram 1,6 TW a beáramlás időszakában (vagy 0,7 TW, ha egy év alatt átlagoljuk). Ez egy jelentős, geofizikailag jelentős hőáramlás, amely elég ahhoz, hogy évente 70 km3 vagy 65 Gton jeget olvadjon meg, vagyis a FRIS bazális tömeg költségvetésének körülbelül fele26.

a merülés a jég előtt 400-450 m (ref. 27) míg a meleg víz figyelhető Le 500 m Msouth. Ha egy része belépne a jégpolc üregébe, képes lenne kapcsolatba lépni a FIS bázis 20% – ával.27. Az átlagos áram MSOUTHNÁL (500 m mélység) azonban észak felé irányul, távol a jégfronttól, mind abban az időszakban, amikor meleg víz figyelhető meg a helyszínen, mind amikor a hőmérséklet fagypont alatt van. A meleg víz déli irányú áramlása feltehetően a sekélyebb izobátok felett fekszik MSOUTH-tól keletre.

az itt bemutatott adatok nem mutatják, hogy a meleg víz milyen mértékben hatol be a jégpolc üregébe. Az MSOUTHNÁL megfigyelt viszonylag erős jégfront árapályáramok (0,15 m s-1) azt sugallják, hogy a jégfront meleg víz több km-t is elérhet az üregbe, fokozva a bazális olvadást a frontális területen28. Független bizonyítékok arra utalnak, hogy az olvadási arányok a frontális régióban jelentősek lehetnek29; a FRIS legkülső 100 km-es bazális olvadék a jégpolc alatti teljes olvadék 40% – át teszi ki26. Az 1980-as évek óta megfigyelt melegvíz-mag felmelegedése és sekélyesedése (ref. 30) valószínűleg befolyásolták a FIS-t elérő meleg vízimpulzusok frekvenciáját és hőtartalmát. A jégpolc vastagságának nagy felbontású idősorai a FIS front keleti oldalán 1995 és 2012 között ritkultak (refs 1, 7), míg a FRIS teljes tömege ugyanebben az időszakban1.

azok a figyelemre méltó változások, amelyek a következő évszázadban a FRIS—üregben várhatóan bekövetkeznek-a víz hőmérsékletének a jégpolc üregében történő 2 * C-os emelkedése és a bazális olvadási arányok 20—szoros növekedése8 -, nemcsak a mellékfolyók jégáramaira és a tengerszint emelkedésére lesznek hatással, hanem a vízrajzra is egy olyan régióban, amelyről ismert, hogy az Antarktisz Fenékvízének nagy részét termeli31. Megmutatjuk, hogy a mechanizmus felelős a drámai változások ref. 8—a part menti áram átirányítása-reális, bár a fontos kis léptékű fizikai folyamatokat durva modelljükben nem oldják meg helyesen. A szél-és jégviszonyok 2013-ban szokatlanok voltak, de nem szélsőségesek, és valószínű, hogy a meleg víz alkalmanként elérte a FIS frontot más években, amikor nem állnak rendelkezésre megfigyelések. Észrevételeink aláhúzzák az FD áramlásának folyamatos nyomon követésének szükségességét.

Vélemény, hozzászólás?

Az e-mail-címet nem tesszük közzé.