Waargenomen kwetsbaarheid van de Filchner-Ronne ijsplateau van wind-aangedreven instroom van warme diepe water

Warm water op de Filchner-ijsplaat voorkant

Twee oceanografisch ligplaatsen, MNORTH en MSOUTH, liep van januari 2013-2014 op de oostelijke flank van het FD op 77°C (500 m diepte) en 78°S (700 m diepte), en opgenomen op de aankomst van een puls van warm water (Fig. 2a, c). Het warme water is een mengsel van WDW en oppervlaktewater, en is kouder dan de WDW off shelf gevonden. De warme puls bereikt MNORTH medio januari, toen het werd waargenomen op 350 m diepte boven een 100 m dikke laag ISW. De eerste, sporadische aankomst van warm water aan het FIS front (MSOUTH) vindt plaats aan het begin van Maart met een meer aanhoudende en diepere aanwezigheid vanaf het einde van de maand. Op 8 April verdiept de warme laag plotseling tot 450 m, gevolgd door een tweede verdieping tot 500 m 1 week later. De eigenschappen van de warme instroom eroderen langzaam, en vanaf Mei is de temperatuur op de ligplaats weer op of onder het vriespunt. Warm water is aanwezig op MNORTH tot begin juni.

Figuur 2: waarnemingen in 2013.
figuur 2

contouren van temperatuur en stroomvectoren (de laatste 30 dagen laag-doorgegeven) op (a–c) MNORTH en (b–d) MSOUTH. De sensordieptes (temperatuur) worden op de rechteras aangegeven en de -1,7 °C isotherm die het gemodificeerde warme diepe Water afbakent wordt gemarkeerd. (e) langs de helling huidige op MNORTH, en wind waargenomen op Halley langs de belangrijkste Windas (sectie methoden). Positieve waarden geven respectievelijk noordwaartse stroom en zuidwestelijke (dat wil zeggen noordwestelijke) wind aan. Merk op dat de Windas omgekeerd is. De gestippelde lijnen in a en c markeren de diepte van de stromingsmetingen weergegeven in b,d en e, en de periode van de huidige waarnemingen besproken in de tekst, de grijze lijnen in a en c tonen de diepte van de zeebodem en de zwarte vierkanten in e markeren de afleveringen van bijna stormwinden vóór Maart.

alle beschikbare temperatuur-en zoutwaterprofielen aan de voorzijde van FIS zijn weergegeven in Fig. 3, wat aangeeft dat er eerder geen WDW is waargenomen aan het ijsfront. In dit gebied worden waarnemingen van schepen alleen gedaan in de zomer (van januari tot begin maart), waarschijnlijk te vroeg in het seizoen voor warm water om aan het ijsfront te zijn aangekomen. Van februari tot September 2011 werd echter een reeks oceanografische profielen verzameld door een ijverig Weddell-zegel in de nabijheid van MSOUTH (ref. 18). De profielen laten zien dat de warme instroom in 2011, terwijl aanwezig op de vensterbank13, niet de voorkant van FIS bereikt. Warm water hoger in de waterkolom werd waargenomen bij het ijsfront in maart 2011 (ref. 18) (en eerder ook 16) maar dit is relatief zoet oppervlaktewater dat in de zomer door zonnestraling wordt verwarmd, en het is te ondiep om toegang te krijgen tot de holte van de ijskast.

Figuur 3: historische waarnemingen van het Filchner ijsfront.
figuur 3

(a) gegevens van msouth 375 m diepte in 2013 (rode punten) en hydrografische profielen van het Filchner-ijsfront verzameld door een Weddell-zeehond in februari tot oktober 2011 (zwarte punten) en per schip (ten zuiden van 77,5 S) tijdens de zomers 1973-2013 (grijze punten). Alleen gegevens van een diepte van meer dan 200 m zijn opgenomen. De gestippelde, geëtiketteerde lijnen tonen isopycnalen die verwijzen naar de oppervlaktedruk en de zwarte lijn toont het vriespunt van het oppervlak. De geschatte θ / S-eigenschappen van de watermassa ‘ s in het gebied worden aangegeven: Antarctisch oppervlaktewater( ASW); eastern shelf water (ESW); high salinity shelf water (hssw); Ice Shelf Water (ISW); Modified Warm Deep Water (MWDW); winter water (WW). De WDW gevonden uit de plank heeft s≈34,65, θ≈0,5 en is buiten de schaal. (b) kaart met de locatie van de msouth (red star) en CTD profielen (gekleurde stippen). C) Histogram van de temporele verdeling van de CTD-profielen van schepen (grijs) en zeehonden (zwart). De rode lijn geeft de duur van het msouth record aan. De periode waarin gewijzigde WDW werd waargenomen op MSOUTH is in rood gemarkeerd.

de wind-aangedreven kuststroom

de warme instroom door FD die leidt tot de dramatische toename van de basale smeltsnelheden in de voorspellingen in ref. 8 wordt veroorzaakt door een omleiding van de kuststroom die westwaarts langs de Zuidelijke Weddell Zeekust stroomt (Fig. 1). Stroomopwaarts van de FD, wordt de kuststroom samengevoegd met de Antarctische helling Frontstroom en heeft een sterke barotrope component19 die wordt opgezet door de heersende oostenwind (aanvullende Fig. 1a) en het Ekman-transport dat naar de kust convergeert. Wanneer het continentaal plat zich bij 27°W uitbreidt, splitst de kuststroom zich: de binnenste tak volgt de kust6 en de buitenste tak gaat verder langs het continentaal plat20.

de stromingen op MNORTH suggereren dat de stroom een tweede keer splitst: wanneer de divergerende isobaten van de FD worden bereikt, wordt een deel van de stroom naar het zuiden omgeleid langs de oostelijke flank van de depressie, waarbij het warme water dat tijdens de zomer aanwezig is bij de plankbreuk naar het FIS-front wordt getransporteerd. De waargenomen zuidwaartse stroming bij MNORTH is zeer variabel en sterk beïnvloed door de stroomopwaartse langs-kust wind waargenomen bij bijvoorbeeld het nabijgelegen Halley research station (Fig. 2e, aanvullende Fig. 1-2). In de episodes van sterke wind, bijvoorbeeld, in de April en op het begin van juni (aanvullende vijg. 1b), de zuidwaartse stroom bij MNORTH overschrijdt 0,15 m s−1, vergeleken met de gemiddelde waarde van 0,03–0,04 m s−1. De 16 h-lag (r = -0,47, p<0,01) tussen wind en stroom komt overeen met de typische lag van 0,5–1.0 dagen waargenomen in andere regio ‘ s waar direct geforceerde,door wind aangedreven hellingsstromingen worden aangetroffen 21, 22.

het effect van sterke oostenwind is dus tweeledig en hangt af van de beschouwde tijdschaal: op langere (maandelijkse) tijdschalen drukt het de thermocline boven de continentale helling, waardoor de instroom van warm water naar het continentaal plat wordt afgesloten. Op kortere (dagelijkse) tijdschalen versterkt het de kuststroom en verbetert het het zuidwaarts transport van warm water beschikbaar op de plank. De baroclinische respons, dat wil zeggen de depressie van de pycnocline, hangt dus af van de gemiddelde wind, terwijl de respons van de barotrope stroom de dagelijkse variabiliteit in atmosferische forcering weerspiegelt. Een combinatie van over het algemeen zwakke oostenwind, die leidt tot een ontspanning van de pycnocline, onderbroken door korte en intense wind, waardoor sterke barotrope stromingen ontstaan, zou het warm water naar het front van de FIS brengen.

Warm water in 2011 en 2013

verschillen in windkracht kunnen de verschillen in de waarnemingen tussen 2011 en 2013 verklaren. De gemiddelde windstress in November-December was zwakker (Fig. 4a) in 2013 dan in 2011. Tegelijkertijd was de wind in 2013 variabeler (Fig. 4b, aanvullende Fig. 3 en aanvullende opmerking 1): Er waren drie afleveringen van near gale winds bij Halley in januari–februari 2013, maar geen tijdens dezelfde periode in 2011. De zwakke wind in 2013 mogelijk gemaakt voor een ondiepe thermocline en een grote warme instroom tijdens de vroege zomer, die vervolgens naar het zuiden werd bevorderd door de wind-aangedreven stromingen, het bereiken van het FIS-front ongeveer 350 km naar het zuiden ongeveer 3 maanden later. De voorconditionering boven de helling en de schoolvorming van de thermocline in het voorjaar en het begin van de zomer zijn waarschijnlijk de belangrijkste factor, waardoor de barotrope stroom-en wervelstroomwissels23 warm water naar het continentaal plat kunnen transporteren.

Figuur 4: vergelijking van 2011 en 2013.
figuur 4

Boxplots van maandgemiddelde (a) windstress en (b) variantie van wind langs de belangrijkste Windas van Halley (zie Sectie f en methoden). Elk vak toont het 25e en 75e percentiel (randen) en de mediaan over 36 jaar aan gegevens (1978-2014). De snorharen tonen het bereik van de gegevens, bij uitzondering van uitschieters (zwart). De waarden uit 2011 zijn in het blauw weergegeven en de waarden uit 2013 in het rood. C) gemiddelde concentratie zeeijs (ref. 33) in het Filchner-gebied (74-78° ZB, 25-45° W, stippellijnen) en vanaf het hellingsgebied stroomopwaarts (11-25° W, ondieper dan 3.500 m). Boxplots voor de ijsconcentratie zijn weergegeven in aanvullende Fig. 4. Profielen van D) potentiële temperatuur en e) zoutgehalte verkregen op het continentaal plat ten oosten van de FD in 2011 door zeehonden (blauw) en van schepen (lichtblauw) en van schepen in 2013 (rood). Alleen profielen verzameld vóór 31 maart van elk jaar zijn opgenomen. De dunne grijze lijn in e toont het zoutgehalte op 400 m diepte op MNORTH tegen het einde van de Zuidelijke winter (augustus 2013). (f) kaart met de locatie van de CTD-profielen (gekleurde stippen), de grenzen (zwarte lijnen) voor de vakken die worden gebruikt bij de berekening van de ijsconcentratie zoals weergegeven in (c) de positie van Halley (zwart vierkant) en de belangrijkste Windas (zwarte pijl).

De instroom in de dynamiek en de thermocline diepte worden door verschillende factoren beïnvloed, waaronder de aanwezigheid van een variabele verse bovengrond als gevolg van de zomer zee-ijs melt24, zee-ijs concentration8, plank salinity9,25 en interannual variability van de circulatie en de eigenschappen van het ISW in het FD. De omstandigheden van het zeeijs in de regio verschilden sterk tussen de 2 jaar (Fig. 4c en aanvullende Fig. 4) en, in tegenstelling tot de modelleringsresultaten die een verhoogde instroom voor lage plank zout laten zien 9, het zoutgehalte op de plank was hoger met ∼0,05 in 2013 ten opzichte van 2011 (Fig. 4d, e). Het relatieve belang van deze factoren en de windstress op de interjaarlijkse variabiliteit van de warme instroom blijven een uitdaging voor de opkomende gemeenschap van regionale modellen met hoge resolutie om te ontwarren.

warmtetransport en warmwatertoegang tot de holte

de bovengrens van het zuidwaarts warmtetransport wordt verkregen aan de hand van de gemiddelde snelheid en de maximale temperatuur en laagdikte waargenomen bij MNORTH. Aangenomen dat de instroombreedte zich uitstrekt van MNORTH tot de kust (100 km), is de bovengrens van de warmtestroom 1,6 TW gedurende de instroomperiode (of 0,7 TW wanneer gemiddeld over een jaar). Dit is een aanzienlijke, geofysisch significante warmtestroom, genoeg om jaarlijks 70 km3 of 65 Gton ijs te smelten, of ongeveer de helft van het basale budget van FRIS26.

de diepgang aan het ijsfront is 400-450 m (ref. 27) terwijl het warme water wordt waargenomen tot 500 m in Msouth. Als een deel ervan in de holte van de ijskap zou komen, zou het in staat zijn om contact te maken met ∼20% van de FIS-basis27. De gemiddelde stroom op MSOUTH (500 m diepte) is echter noordwaarts gericht, weg van het ijsfront, zowel tijdens de periode waarin warm water wordt waargenomen op de locatie en wanneer de temperaturen onder het vriespunt liggen. De zuidwaartse stroom van warm water ligt vermoedelijk boven ondiepere isobatten ten oosten van MSOUTH.

uit de hier gepresenteerde gegevens blijkt niet in welke mate het warme water in de holte van de ijskap doordringt. Relatief sterke getijdenstromingen in MSOUTH (0,15 m s-1) wijzen erop dat het warme water aan het ijsfront enkele kilometers in de holte kan reiken, waardoor de basale smelting in het front wordt verbeterd28. Onafhankelijk bewijs suggereert dat de smeltsnelheden in het frontale gebied substantieel kunnen zijn29; basale smelt in de buitenste 100 km FRIS is goed voor 40% van de totale smelt onder de ijsplaat26. De opwarming en de scholen van de warmwaterkern waargenomen sinds de jaren 1980 (ref. 30) hebben waarschijnlijk de frequentie en het warmtegehalte van de warmwaterpulsen die de FIS bereiken beïnvloed. Tijdreeksen met hoge resolutie van de dikte van de ijskap vertonen een dunner wordend beeld aan de oostkant van het FIS-front tussen 1995 en 2012 (refs 1, 7), terwijl het geheel van de FRIS in dezelfde periode massa verwierf1.

de opmerkelijke veranderingen die naar verwachting in de FRISHOLTE in de volgende eeuw zullen plaatsvinden—een stijging van de watertemperatuur in de holte van de ijskap met 2 °C en een 20-voudige toename van de smeltkaten8-zullen niet alleen gevolgen hebben voor de zijrivierijsstromen en de stijging van de zeespiegel, maar ook voor de hydrografie in een gebied waarvan bekend is dat het een groot deel van het Antarctische bodemwater produceert 31. We laten zien dat het mechanisme verantwoordelijk is voor de dramatische veranderingen in ref. 8—Een omleiding van de kuststroom-is realistisch, hoewel belangrijke kleinschalige fysische processen niet correct worden opgelost in hun grove model. De wind-en ijsomstandigheden in 2013 waren ongebruikelijk, maar niet extreem, en het is waarschijnlijk dat warm water af en toe het FIS-front heeft bereikt in andere jaren wanneer er geen waarnemingen beschikbaar zijn. Onze opmerkingen onderstrepen de noodzaak van een voortdurende monitoring van de stroom in de FD.

Geef een antwoord

Het e-mailadres wordt niet gepubliceerd.