Observert sårbarhet For Filchner-Ronne Ishylle til vinddrevet innstrømning av varmt dypt vann

Varmt vann på Filchner Ishyllefronten

TO oseanografiske fortøyninger, MNORTH og MSOUTH, løp fra januar 2013-2014 på ØSTFLANKEN AV FD ved 77°S (500 M Dybde) Og 78°S (700 m dybde), og registrert Ankomsten Av En Puls Av Varmt Vann (Fig. 2a, c). Det varme vannet er en blanding AV WDW og overflatevann, og er kaldere ENN WDW funnet av hylle. Den varme puls når MNORTH i midten av januar, da den ble observert på 350 m dybde over et 100 m tykt lag ISW. Den første, sporadiske ankomsten av varmt vann på FIS front (MSOUTH) skjer i Begynnelsen Av Mars med en mer vedvarende og dypere tilstedeværelse fra slutten av måneden. Den 8. April dypes det varme laget plutselig til 450 m, etterfulgt av en andre dybde til 500 m 1 uke senere. Egenskapene til den varme tilsig sakte erodere, Og Fra Mai og utover temperaturen på fortøyningsstedet er igjen på eller under overflaten frysepunktet. Varmt vann er til STEDE PÅ MNORTH til begynnelsen av juni.

Figur 2: Observasjoner i 2013.
figur2

Konturer av temperatur – og strømvektorer (de siste 30 dagene lav-bestått) ved (a–c) MNORTH og (b–d) MSOUTH. Sensordybden (temperaturen) er angitt på høyre akse, og -1,7 °C-isotermen som avgrenser Det Modifiserte Varme Dypvannet er uthevet. (e) Langs skråstrøm VED MNORTH, og vind observert Ved Halley langs den store vindaksen (Methods section). Positive verdier indikerer henholdsvis nordstrøm og sørvest (det vil si nordvestlig) vind. Legg merke til at vindaksen er reversert. De stiplede linjene i a og c markerer dybden av strømmålingene som vises i b, d og e, og perioden med nåværende observasjoner diskutert i teksten, de grå linjene i a og c viser havbunnsdybden og de svarte firkantene i e markerer episodene av nær stormvind før Mars.

alle tilgjengelige temperatur-og saltholdighetsprofiler fra FORSIDEN av FIS er vist På Fig. 3, som indikerer at INGEN WDW tidligere har blitt observert på isfronten. I dette området gjøres observasjoner fra skip kun om sommeren (fra januar til Begynnelsen Av Mars), sannsynligvis for tidlig i sesongen for varmt vann å ha kommet til isfronten. Fra februar til September 2011 ble imidlertid et sett med oseanografiske profiler samlet inn av Et flittig Weddell-Segl i NÆRHETEN AV MSOUTH (ref. 18). Profilene viser at i løpet av 2011 når den varme tilstrømningen, mens den er tilstede på sill13, ikke FREMSIDEN AV FIS. Varmt vann høyere i vannsøylen ble observert nær isfronten I Mars 2011 (ref. 18) (og også tidligere16) men dette er relativt friskt overflatevann oppvarmet av solstråling om sommeren, og det er for grunt til å få tilgang til ishyllehulen.

Figur 3: Historiske observasjoner fra Filchner-isfronten.
figur3

(A) Data FRA MSOUTH 375 m dybde i 2013 (røde punkter) og hydrografiske profiler fra Filchner isfronten samlet inn Av Et weddell segl i februar til oktober 2011 (svarte punkter) og med skip (sør for 77,5 S) i løpet av sommeren 1973-2013 (grå punkter). Bare data fra dybder større enn 200 m er inkludert. De stiplede, merkede linjene viser isopyknaler referert til overflatetrykket og den svarte linjen viser overflatefrysepunktet. De omtrentlige θ / S-egenskapene til vannmassene som finnes i regionen er angitt: Antarktis overflatevann (asw); eastern shelf water( ESW); high salinity shelf water (HSSW); Ice Shelf Water (ISW); Modifisert Varmt Dypt Vann (mwdw); vintervann (ww). Den wdw som finnes hyllevare har s≈34.65, θ ≈ 0.5 og er utenfor skalaen. (B) Kart som viser PLASSERINGEN AV msouth (rød stjerne) og CTD profiler (fargede prikker). (C) Histogram som viser den tidsmessige fordeling av skip (grå) OG segl (svart) CTD profiler. Den røde linjen angir VARIGHETEN AV MSOUTH-posten. Perioden da modifisert WDW ble observert VED MSOUTH er markert med rødt.

den vinddrevne kyststrømmen

den varme tilstrømningen GJENNOM FD som fører til den dramatiske økningen i basale smeltehastigheter i prognosene i ref. 8 er forårsaket av en omdirigering av kyststrømmen som strømmer vestover langs den sørlige Weddellhavet (Fig. 1). Oppstrøms FOR FD er kyststrømmen slått sammen Med Frontstrømmen I Antarktis Og har en sterk barotropisk komponent19 som er satt opp av de rådende østvindene (Supplerende Fig. 1a) Og Ekman-transporten som konvergerer mot kysten. Når kontinentalsokkelen utvides med 27°W, forgrener kyststrømmen seg: den indre grenen følger kysten6 og den ytre grenen fortsetter langs kontinentalsokkelen break20.

strømmene observert VED MNORTH antyder at strømmen bifurcates en gang til: når de når de divergerende isobatene TIL FD, blir en del av strømmen omdirigert sørover langs Den østlige flanken av Depresjonen, og transporterer det varme vannet som er tilstede ved hyllepausen om sommeren mot FIS-fronten. Den observerte søroverstrømmen VED MNORTH er svært variabel og sterkt påvirket av oppstrøms langs kysten som observeres, for eksempel ved Den nærliggende Halley research station (Fig. 2e, Supplerende Fiken 1-2). Under episoder med sterk vind, for eksempel i April og i begynnelsen Av juni (Supplerende Fig. 1B), overstiger sørstrømmen VED MNORTH 0,15 m s-1, sammenlignet med gjennomsnittsverdien på 0,03-0,04 m s-1. 16 h-lag (r=-0,47, p<0,01) mellom vind og strøm stemmer overens med det typiske lag på 0,5–1.0 dager observert i andre regioner hvor direkte tvunget vinddrevne skråstrømmer er funnet21, 22.

effekten av sterk østlig vind er dermed todelt og avhenger av tidsskalaen som vurderes: på lengre (månedlige) tidsskalaer presser den termoklinen over kontinentalskråningen, og slår av tilstrømningen av varmt vann mot kontinentalsokkelen. På kortere (daglige) tidsskalaer styrker den kyststrømmen og forbedrer sørover transport av varmt vann tilgjengelig på sokkelen. Den barokliniske responsen, det vil si depresjonen av pyknoklinen, avhenger dermed av middelvinden, mens responsen til den barotrope strømmen reflekterer den daglige variabiliteten i atmosfærisk tvinge. En kombinasjon av generelt svake østlig vind, som fører til en avslapning av pycnocline, avbrutt av korte og intense vindhendelser, sette opp sterke barotropiske strømmer, ville tillate varmt vann å nå FIS-fronten.

Varmt vann i 2011 og 2013

Forskjeller i vindpådriv kan forklare forskjellene i observasjonene mellom 2011 og 2013. Gjennomsnittlig vindspenning i November-desember var svakere (Fig. 4a) i 2013 enn i 2011. Samtidig var vinden mer variabel i 2013 (Fig. 4b, Supplerende Fig. 3 Og Tilleggsnotat 1): det var tre episoder av nær stormvind På Halley i januar–februar 2013 med ingen i samme periode i 2011. De svake vindene i 2013 tillot potensielt en grunne termoklin og en stor varm tilstrømning i løpet av forsommeren som da ble advected sørover av de vinddrevne strømmene, og nådde FIS-fronten ca 350 km sør ca 3 måneder senere. Forkondisjonering over skråningen og stim av termoklinen om våren og forsommeren er trolig den viktigste faktoren, slik at de barotropiske strøm-og eddyutvekslingene 23 kan transportere varmt vann på kontinentalsokkelen.

Figur 4: Sammenligning av år 2011 og 2013.
figur4

Boxplots av månedlig gjennomsnitt (a) vindspenning og (b) varians av vind langs den store vindaksen Fra Halley (se f og Methods seksjon). Hver boks viser 25. og 75. persentil (kanter) og medianen over 36 års data (1978-2014). Whiskers viser rekkevidden av dataene, når de utelukkes (svart). Verdier fra 2011 vises i blått og verdier fra 2013 i rødt. C) gjennomsnittlig haviskonsentrasjon (ref. 33) I Filchner-regionen (74-78° S, 25-45° W, stiplede linjer) og fra skråningsområdet oppstrøms (11-25° W, grunnere enn 3500 m). Boxplots for isen konsentrasjonen er vist I Supplerende Fig. 4. Profiler av (d) potensiell temperatur og (e) saltholdighet oppnådd på kontinentalsokkelen øst for FD i 2011 med sel (blå) og fra skip (lyseblå) og fra skip i 2013 (rød). Bare profiler samlet før 31 Mars hvert år er inkludert. Den tynne grå linjen i e viser saltholdigheten på 400 meters dyp VED MNORTH mot slutten av australvinteren (August 2013). (f) Kart som viser PLASSERINGEN AV CTD-profilene( fargede prikker), grensene (svarte linjer) for boksene som brukes ved beregning av iskonsentrasjonen vist i (c) Halleys posisjon (svart firkant) og den store vindaksen (svart pil).

innstrømningsdynamikken og termoklindybden påvirkes av flere faktorer, inkludert tilstedeværelsen av et variabelt friskt overflatelag på grunn av sommerissmelt24, sjøiskonsentrasjon8, hyllesalthet9, 25 og interårlig variabilitet av sirkulasjon og egenskaper AV ISW i FD. Sjøisforholdene i regionen varierte sterkt mellom de 2 årene (Fig. 4c Og Utfyllende Fig. 4) og i motsetning til modelleringsresultater som viser økt tilsig for lav sokkelsalinitet9, var saltholdigheten på sokkelen høyere med ∼0,05 i 2013 sammenlignet med 2011 (Fig . 4d, e). Den relative betydningen av disse faktorene og vindspenningen på den mellomliggende variabiliteten av den varme tilstrømningen er igjen som en utfordring for det nye samfunnet av høyoppløselige regionale modeller for å disentangle.

varmetransport og tilgang til varmt vann til hulrommet

en øvre grense for varmetransporten sørover oppnås ved hjelp av gjennomsnittlig hastighet og maksimal temperatur og sjikttykkelse observert VED MNORTH. Forutsatt at innstrømningsbredden strekker seg FRA MNORTH til kysten (100 km), er den øvre bundne varmestrømmen 1,6 TW i innløpsperioden(eller 0,7 TW i gjennomsnitt over et år). Dette er en betydelig, geofysisk signifikant strøm av varme, nok til å smelte 70 km3 eller 65 Gton is årlig, eller omtrent halvparten AV FRIS basalmassebudsjett26.

utkastet på isfronten er 400-450 m (ref. 27) mens det varme vannet er observert ned til 500 m Ved Msouth. Hvis noe av det skulle gå inn i ishyllehulen, ville det kunne komme i kontakt med ∼20% AV FIS base27. Middelstrømmen VED MSOUTH (500 m dyp) er imidlertid rettet nordover, bort fra isfronten, både i perioden når varmt vann observeres på stedet og når temperaturen er under frysepunktet. Den sørover flyt av varmt vann antagelig ligger over grunnere isobaths øst FOR MSOUTH.

dataene som presenteres her, avslører ikke i hvilken grad det varme vannet trenger inn i ishyllehulen. Relativt sterk over isen foran tidevannsstrømmer observert VED MSOUTH (0.15 m s-1), tyder på at det varme vannet til stede på isen foran kan nå flere km inn i hulrommet, styrke basal smelte i frontal regionen28. Uavhengige bevis tyder på at smeltehastighetene i frontalområdet kan være substantial29; basal smelte i de ytre 100 km FRIS står for 40% av den totale smelten under ishyllen26. Oppvarming og stim av varmtvannskjernen observert siden 1980-tallet (ref. 30) har sannsynligvis påvirket frekvensen og varmeinnholdet i de varme vannpulsene som når FIS. Høyoppløselige tidsserier av ishylletykkelse viser en tynning på østsiden AV FIS-fronten mellom 1995 og 2012 (refs 1, 7), mens HELE FRIS fikk masse i samme periode1.

de bemerkelsesverdige endringene som forventes å skje I FRIS-hulrommet i løpet av det neste århundre – en økning På 2 °C av vanntemperaturen i ishyllehulen og en 20 ganger økning i basale smeltehastigheter8—vil få konsekvenser ikke bare for sideelvene og havnivåstigningen, men også for hydrografien I en region som er kjent for å produsere en stor brøkdel Av Antarktis Bunnvann31. Vi viser at mekanismen som er ansvarlig for de dramatiske endringene i ref. 8 – en omdirigering av kyststrømmen – er realistisk, selv om viktige småskala fysiske prosesser ikke er riktig løst i sin grove modell. Vind-og isforholdene i 2013 var uvanlige, men ikke ekstreme, og det er sannsynlig at varmt vann noen ganger har nådd FIS-fronten i andre år når observasjoner ikke er tilgjengelige. Våre observasjoner understreker nødvendigheten av en fortsatt overvåking av strømmen i FD.

Legg igjen en kommentar

Din e-postadresse vil ikke bli publisert.