Osservato vulnerabilità di Filchner-Ronne piattaforma di Ghiaccio di wind-driven afflusso di calde acque profonde

acqua Calda al di Filchner piattaforma di Ghiaccio frontale

Due oceanografico ormeggi, MNORTH e MSOUTH, durato dal gennaio 2013-2014, sul versante orientale della FD al 77°S (500 m di profondità) e 78°S (700 m di profondità), e ha registrato l’arrivo di un impulso di acqua calda (Fig. 2 bis, lettera c). L’acqua calda è una miscela di WDW e acqua di superficie, ed è più fredda del WDW trovato off shelf. L’impulso caldo raggiunge MNORTH a metà gennaio, quando è stato osservato a 350 m di profondità sopra uno strato spesso 100 m di ISW. Il primo, sporadico arrivo di acqua calda sul fronte FIS (MSOUTH) avviene all’inizio di marzo con una presenza più persistente e più profonda dalla fine del mese. L ‘ 8 aprile, lo strato caldo si approfondisce improvvisamente a 450 m, seguito da un secondo approfondimento a 500 m 1 settimana dopo. Le proprietà dell’afflusso caldo si erodono lentamente e da maggio in poi la temperatura nella posizione di ormeggio è di nuovo pari o inferiore al punto di congelamento della superficie. L’acqua calda è presente a MNORTH fino all’inizio di giugno.

Figura 2: Osservazioni nel 2013.
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Contorni dei vettori di temperatura e corrente (questi ultimi 30 giorni sono passati) a (a-c) MNORTH e (b–d) MSOUTH. Le profondità del sensore (temperatura) sono indicate sull’asse destro e l’isoterma di -1,7 °C che delimita l’acqua profonda calda modificata è evidenziato. (e) Lungo la corrente di pendenza a MNORTH, e il vento osservato ad Halley lungo l’asse del vento maggiore (sezione Metodi). I valori positivi indicano rispettivamente la corrente verso nord e il vento verso sud-ovest (cioè da nord-ovest). Si noti che l’asse del vento è invertito. Le linee tratteggiate in a e c segnano la profondità delle misure correnti visualizzati in b, d ed e, e il periodo di osservazioni attuali discussi nel testo, le linee grigie in a e c mostrano la profondità del fondo marino e le piazze nere in e segnano gli episodi di venti di burrasca vicino prima di marzo.

Tutti i profili di temperatura e salinità disponibili dalla parte anteriore di FIS sono mostrati in Fig. 3, indicando che nessun WDW è stato precedentemente osservato sul fronte del ghiaccio. In questa zona, le osservazioni dalle navi sono fatte solo durante l’estate (da gennaio a inizio marzo), probabilmente troppo presto nella stagione perché l’acqua calda sia arrivata sul fronte di ghiaccio. Da febbraio a settembre 2011, tuttavia, una serie di profili oceanografici è stata raccolta da un sigillo Weddell diligente in prossimità di MSOUTH (ref. 18). I profili mostrano che nel corso del 2011 l’afflusso caldo, pur presente al sill13, non raggiunge il fronte FIS. L’acqua calda più alta nella colonna d’acqua è stata osservata vicino al fronte di ghiaccio nel marzo 2011 (ref. 18) (e anche in precedenza16) ma si tratta di acque superficiali relativamente fresche riscaldate dalla radiazione solare durante l’estate, ed è troppo poco profonda per accedere alla cavità della piattaforma di ghiaccio.

Figura 3: Osservazioni storiche dal fronte di ghiaccio di Filchner.
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(a) Dati da MSOUTH 375 m di profondità nel 2013 (punti rossi) e profili idrografici dal fronte di ghiaccio di Filchner raccolti da una foca di Weddell in febbraio-ottobre 2011 (punti neri) e in nave (a sud di 77,5 S) durante le estati 1973-2013 (punti grigi). Sono inclusi solo i dati provenienti da profondità superiori a 200 m. Le linee tratteggiate ed etichettate mostrano isopicnali riferiti alla pressione superficiale e la linea nera mostra il punto di congelamento superficiale. Sono indicate le approssimative θ/S-proprietà delle masse d’acqua trovate nella regione: Acqua di superficie antartica (ASW); eastern shelf water (ESW); high salinity shelf water (HSSW); Ice Shelf Water (ISW); Modified Warm Deep Water (MWDW); winter water (WW). Il WDW trovato fuori dallo scaffale ha S≈34.65, θ≈0.5 ed è fuori scala. b) Cartina che mostra la posizione dei profili MSOUTH (stella rossa) e CTD (punti colorati). c) Istogramma che mostra la distribuzione temporale dei profili CTD nave (grigio) e sigillo (nero). La linea rossa indica la durata del record MSOUTH. Il periodo in cui è stato osservato WDW modificato a MSOUTH è contrassegnato in rosso.

La corrente costiera guidata dal vento

L’afflusso caldo attraverso FD che porta al drammatico aumento dei tassi di fusione basale nelle previsioni in ref. 8 è causato da un reindirizzamento della corrente costiera che scorre verso ovest lungo la costa meridionale del Mare di Weddell (Fig. 1). A monte del FD, la corrente costiera è fusa con la corrente anteriore del versante antartico e ha una forte componente barotropica19 che viene creata dai venti orientali prevalenti (Fig. 1a) e il trasporto Ekman che converge verso la costa. Quando la piattaforma continentale si allarga a 27 ° W la corrente costiera si biforca: il ramo interno segue la costa6 e il ramo esterno continua lungo la rottura della piattaforma continentale20.

Le correnti osservate a MNORTH suggeriscono che la corrente si biforca una seconda volta: quando si raggiungono le isobate divergenti del FD, parte della corrente viene deviata verso sud lungo il fianco orientale della Depressione, trasportando l’acqua calda presente alla rottura degli scaffali durante l’estate verso il fronte FIS. Il flusso verso sud osservato a MNORTH è altamente variabile e fortemente influenzato dal vento lungo la costa a monte osservato, ad esempio, nella vicina Halley research station (Fig. 2e, Fichi supplementari 1-2). Durante gli episodi di forte vento, ad esempio, in aprile e all’inizio di giugno (Fig. 1b), la corrente verso sud a MNORTH supera 0,15 m s−1, rispetto al valore medio di 0,03–0,04 m s−1. Il 16 h-lag (r = -0.47, p < 0.01) tra vento e corrente concorda con il tipico lag di 0.5–1.0 giorni osservati in altre regioni in cui si trovano correnti di pendenza guidate dal vento direttamente forzate21, 22.

L’effetto dei forti venti orientali è quindi duplice e dipende dalla scala temporale considerata: su scale temporali più lunghe (mensili) deprime il termoclino sopra il pendio continentale, interrompendo l’afflusso di acqua calda verso la piattaforma continentale. Su scale temporali più brevi (giornaliere), rafforza la corrente costiera e migliora il trasporto verso sud di acqua calda disponibile sullo scaffale. La risposta baroclinica, cioè la depressione della picnocline, dipende quindi dal vento medio, mentre la risposta della corrente barotropica riflette la variabilità giorno per giorno nella forzatura atmosferica. Una combinazione di venti orientali generalmente deboli, che portano ad un rilassamento della picnocline, interrotto da brevi e intensi eventi di vento, creando forti correnti barotropiche, permetterebbe all’acqua calda di raggiungere il fronte FIS.

Acqua calda nel 2011 e nel 2013

Le differenze nella forzatura del vento possono spiegare le differenze nelle osservazioni tra il 2011 e il 2013. Lo stress medio del vento in novembre-dicembre era più debole (Fig. 4a) nel 2013 rispetto al 2011. Allo stesso tempo, il vento era più variabile nel 2013 (Fig. 4b, Fig. supplementare 3 e Nota integrativa 1) : ci sono stati tre episodi di near gale winds ad Halley durante gennaio–febbraio 2013 con nessuno durante lo stesso periodo nel 2011. I venti deboli del 2013 hanno potenzialmente permesso un termoclino poco profondo e un grande afflusso caldo all’inizio dell’estate che poi è stato spinto verso sud dalle correnti guidate dal vento, raggiungendo il fronte FIS circa 350 km a sud circa 3 mesi dopo. Il precondizionamento sopra il pendio e la scarpata del termoclino durante la primavera e l’inizio dell’estate è probabilmente il fattore più importante, consentendo agli scambi di corrente barotropica e vortice23 di trasportare acqua calda sulla piattaforma continentale.

Figura 4: Confronto tra il 2011 e il 2013.
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Boxplots di media mensile (a) stress del vento e (b) varianza del vento lungo l’asse principale del vento da Halley (vedi sezione f e metodi). Ogni riquadro mostra il 25 ° e 75 ° percentile (bordi) e la mediana su 36 anni di dati (1978-2014). I baffi mostrano l’intervallo dei dati, quando si escludono valori anomali (nero). I valori del 2011 sono mostrati in blu e i valori del 2013 in rosso. c) Concentrazione media di ghiaccio marino (rif. 33) nella regione di Filchner (74-78° S, 25-45° W, linee tratteggiate) e dalla regione di pendenza a monte (11-25° W, meno di 3.500 m). Boxplots per la concentrazione di ghiaccio sono mostrati in Fig supplementare. 4. Profili di (d) temperatura potenziale ed (e) salinità ottenuti sulla piattaforma continentale ad est della FD nel 2011 dalle foche (blu) e dalla nave (azzurro) e dalla nave nel 2013 (rosso). Sono inclusi solo i profili raccolti prima del 31 marzo di ogni anno. La sottile linea grigia in e mostra la salinità a 400 m di profondità a MNORTH verso la fine dell’inverno australe (agosto 2013). (f) Mappa che mostra la posizione dei profili CTD (punti colorati), i confini (linee nere) per le caselle utilizzate per calcolare la concentrazione di ghiaccio mostrato in (c) la posizione di Halley (quadrato nero) e l’asse del vento maggiore (freccia nera).

La dinamica dell’afflusso e la profondità del termoclino sono influenzate da diversi fattori, tra cui la presenza di uno strato superficiale fresco variabile a causa della fusione del ghiaccio marino estivo24, la concentrazione di ghiaccio mare8,la salinità degli shelf9, 25 e la variabilità interannuale della circolazione e delle proprietà di ISW all’interno della FD. Le condizioni del ghiaccio marino nella regione differivano notevolmente tra i 2 anni (Fig. 4c e supplementari Fig. 4) e, contrariamente ai risultati della modellizzazione che mostrano un aumento dell’afflusso per la salinità a scaffale basso9, la salinità sullo scaffale è stata superiore di ∼0.05 nel 2013 rispetto al 2011 (Fig. 4d, e). L’importanza relativa di questi fattori e lo stress del vento sulla variabilità interannuale dell’afflusso caldo sono lasciati come una sfida per la comunità emergente di modelli regionali ad alta risoluzione da districare.

Trasporto di calore e accesso di acqua calda alla cavità

Un limite superiore del trasporto di calore verso sud è ottenuto utilizzando la velocità media e la temperatura massima e lo spessore dello strato osservati a MNORTH. Supponendo che la larghezza di afflusso si estenda da MNORTH alla costa (100 km), il flusso di calore limite superiore è 1,6 TW durante il periodo di afflusso (o 0,7 TW quando viene calcolato in media su un anno). Si tratta di un notevole flusso di calore geofisicamente significativo, sufficiente a fondere 70 km3 o 65 Gton di ghiaccio all’anno, o circa la metà del bilancio di massa basale FRIS26.

Il pescaggio sul fronte del ghiaccio è 400-450 m (ref. 27) mentre l’acqua calda è osservata fino a 500 m a Msouth. Se alcuni di essi dovessero entrare nella cavità della piattaforma di ghiaccio, sarebbe in grado di entrare in contatto con ∼20% della base FIS27. La corrente media a MSOUTH (500 m di profondità) è tuttavia diretta verso nord, lontano dal fronte di ghiaccio, sia durante il periodo in cui si osserva acqua calda nella posizione che quando le temperature sono sotto lo zero. Il flusso verso sud di acqua calda presumibilmente si trova sopra isobati meno profonde ad est di MSOUTH.

I dati qui presentati non rivelano la misura in cui l’acqua calda penetra nella cavità della piattaforma di ghiaccio. Relativamente forti attraverso le correnti di marea del fronte di ghiaccio osservate a MSOUTH (0,15 m s−1), suggeriscono che l’acqua calda presente sul fronte di ghiaccio può raggiungere diversi km nella cavità, migliorando la fusione basale nella regione frontale28. Prove indipendenti suggeriscono che i tassi di fusione nella regione frontale possono essere sostanziali29; la fusione basale nei 100 km più esterni di FRIS rappresenta il 40% della fusione totale al di sotto dello scaffale di ghiaccio26. Il riscaldamento e shoaling del nucleo di acqua calda osservata dal 1980 (ref. 30) hanno probabilmente influenzato la frequenza e il contenuto di calore degli impulsi di acqua calda che raggiungono il FIS. Le serie temporali ad alta risoluzione dello spessore della piattaforma di ghiaccio mostrano un assottigliamento sul lato orientale del fronte FIS tra il 1995 e il 2012 (rif 1, 7), mentre l’intera FRIS ha guadagnato massa durante lo stesso periodo1.

I notevoli cambiamenti previsti, si verificano nel FRIS cavità durante il secolo successivo—2 °C di aumento della temperatura dell’acqua all’interno del ghiaccio-ripiano di cavità e un aumento di 20 volte il basale sciogliere rates8—avrà conseguenze non solo per l’affluente di ghiaccio flussi di innalzamento del livello del mare, ma anche per l’idrografia in una regione nota per la produzione di una grande frazione di Antartide Fondo Water31. Mostriamo che il meccanismo responsabile dei drammatici cambiamenti in ref. 8-un reindirizzamento della corrente costiera – è realistico anche se importanti processi fisici su piccola scala non sono risolti correttamente nel loro modello grossolano. Le condizioni di vento e ghiaccio nel 2013 erano insolite ma non estreme, ed è probabile che l’acqua calda abbia occasionalmente raggiunto il fronte FIS in altri anni in cui le osservazioni non sono disponibili. Le nostre osservazioni sottolineano la necessità di un monitoraggio continuo del flusso nel FD.

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