observerad sårbarhet för Filchner-Ronne Ice Shelf till vinddriven inflöde av varmt djupt vatten

varmt vatten vid Filchner Ice Shelf front

två oceanografiska förtöjningar, MNORTH och MSOUTH, sprang från januari 2013-2014 på den östra flanken av FD vid 77 500 m djup) och 78 msk (700 m djup), och registreras ankomsten av en puls av varmt vatten (Fig. 2a, c). Det varma vattnet är en blandning av WDW och ytvatten och är kallare än WDW som finns på hyllan. Den varma pulsen når MNORTH i mitten av januari, då den observerades vid 350 m djup över ett 100 m tjockt lager ISW. Den första, sporadiska ankomsten av varmt vatten vid fis front (MSOUTH) inträffar i början av mars med en mer ihållande och djupare närvaro från slutet av månaden. Den 8 April fördjupas det varma lagret plötsligt till 450 m, följt av en andra fördjupning till 500 m 1 vecka senare. Egenskaperna hos det varma inflödet eroderar långsamt, och från maj och framåt är temperaturen vid förtöjningsplatsen igen vid eller under ytfrysningspunkten. Varmt vatten finns på MNORTH fram till början av juni.

Figur 2: observationer 2013.
figur2

konturer av temperatur-och strömvektorer (de senare 30 dagarna lågpassade) vid (a–c) MNORTH och (b–d) MSOUTH. Sensordjupet (temperatur) anges på höger axel och isotermen -1,7 c c som avgränsar det modifierade varma djupa vattnet är markerat. (e) längs lutningsströmmen vid MNORTH och vind observerad vid Halley längs den stora vindaxeln (Metodsektionen). Positiva värden indikerar Nordström respektive Sydvästlig (det vill säga nordvästlig) vind. Observera att vindaxeln är omvänd. De streckade linjerna i a och c markerar djupet på strömmätningarna som visas i b,d och e, och perioden för aktuella observationer som diskuteras i texten, de grå linjerna i A och c visar havsbotten djup och de svarta rutorna i e markerar episoderna av nära vindvindar före mars.

alla tillgängliga temperatur-och salthaltprofiler från framsidan av FIS visas i Fig. 3, vilket indikerar att ingen WDW tidigare har observerats vid isfronten. I detta område görs observationer från fartyg endast under sommaren (från januari till början av mars), sannolikt för tidigt på säsongen för att varmt vatten har kommit fram till isfronten. Från februari till September 2011 samlades dock en uppsättning oceanografiska profiler av en flitig Weddell-tätning i närheten av MSOUTH (ref. 18). Profilerna visar att det varma inflödet under 2011, medan det finns på sill13, inte når framsidan av FIS. Varmt vatten högre i vattenpelaren observerades nära isfronten i mars 2011 (ref. 18) (och även tidigare16) men detta är relativt färskt ytvatten uppvärmt av solstrålning under sommaren, och det är för grunt för att komma åt ishyllans hålighet.

Figur 3: Historiska observationer från Filchner ice front.
figur3

(a) Data från MSOUTH 375 m djup 2013 (röda punkter) och hydrografiska profiler från Filchner ice front samlade av en Weddell-tätning i Februari till oktober 2011 (svarta punkter) och med fartyg (söder om 77,5 S) under somrarna 1973-2013 (gråpunkter). Endast data från djup större än 200 m ingår. De streckade, märkta linjerna visar isopyknaler som refereras till yttrycket och den svarta linjen visar ytfrysningspunkten. De ungefärliga egenskaperna hos de vattenmassor som finns i regionen anges: Antarktis ytvatten( ASW); östra hylla vatten (ESW); hög salthalt hylla vatten (HSSW); is hylla vatten (ISW); modifierad varmt djupt vatten (mwdw); vintervatten (WW). WDW som hittades från hyllan har s 34.65, 0.5 0.5 och är utanför skalan. (B) karta som visar platsen för msouth (röd stjärna) och CTD profiler (färgade prickar). (C) Histogram som visar den tidsmässiga fördelningen av fartyg (grå) och försegla (svart) CTD profiler. Den röda linjen anger varaktigheten för msouth-posten. Perioden då modifierad WDW observerades vid MSOUTH är markerad i rött.

den vinddrivna kustströmmen

det varma inflödet genom FD som leder till den dramatiska ökningen av basala smälthastigheter i förutsägelserna i ref. 8 orsakas av en omdirigering av kustströmmen som strömmar västerut längs södra Weddell Sea coast (Fig. 1). Uppströms FD slås kustströmmen samman med Antarktis sluttning Framström och har en stark barotropisk komponent19 som sätts upp av de rådande östliga vindarna (kompletterande Fig. 1a) och Ekman-transporten som konvergerar mot kusten. När kontinentalsockeln vidgas vid 27 oc W bifurcates kustströmmen: den inre grenen följer kusten6 och den yttre grenen fortsätter längs kontinentalsockeln break20.

strömmarna som observerats vid MNORTH tyder på att strömmen bifurcates en andra gång: när man når de divergerande isobaterna i FD, avleds en del av strömmen söderut längs Fördjupningens östra flank och transporterar det varma vattnet som finns vid hyllbrytningen under sommaren mot FIS-fronten. Det observerade sydliga flödet vid MNORTH är mycket varierande och påverkas starkt av den uppströms längs kusten som observerats, till exempel vid den närliggande Halley research station (Fig. 2e, kompletterande Fig 1-2). Under episoder av stark vind, till exempel i April och i början av juni (kompletterande Fig. 1B), den sydliga strömmen vid MNORTH överstiger 0,15 m s–1, jämfört med medelvärdet av 0,03−0,04 m s-1. 16 h-fördröjningen (r=-0,47, p<0,01) mellan vind och ström överensstämmer med den typiska fördröjningen på 0,5–1.0 dagar observerade i andra regioner där direkt tvingade vinddrivna lutningsströmmar finns21,22.

effekten av starka östliga vindar är således dubbelt och beror på den tidsskala som beaktas: på längre (månatliga) tidsskalor trycker den ner termoklinen ovanför kontinentalsluttningen och stänger av inflödet av varmt vatten mot kontinentalsockeln. På kortare (dagliga) tidsskalor stärker den kustströmmen och förbättrar transporten söderut av varmt vatten tillgängligt på hyllan. Det barokliniska svaret, det vill säga depressionen av pyknoklinen, beror således på medelvinden, medan svaret från den barotropa strömmen återspeglar den dagliga variationen i atmosfärisk tvingning. En kombination av generellt svaga östliga vindar, vilket leder till en avslappning av pyknoklinen, avbruten av korta och intensiva vindhändelser, som sätter upp starka barotropa strömmar, skulle göra det möjligt för varmt vatten att nå FIS-fronten.

varmt vatten 2011 och 2013

skillnader i vindkraft kan förklara skillnaderna i observationerna mellan 2011 och 2013. Den genomsnittliga vindspänningen i November-December var svagare (Fig. 4a) 2013 än 2011. Samtidigt var vinden mer variabel 2013 (Fig. 4b, kompletterande Fig. 3 och kompletterande anmärkning 1): Det fanns tre episoder av nära galvindar i Halley under januari–februari 2013 med ingen under samma period 2011. De svaga vindarna 2013 möjliggjorde potentiellt en grund termoklin och ett stort varmt inflöde under försommaren som sedan advecterades söderut av de vinddrivna strömmarna och nådde FIS-fronten cirka 350 km söderut cirka 3 månader senare. Förkonditioneringen ovanför sluttningen och stimningen av termoklinen under våren och försommaren är sannolikt den viktigaste faktorn, vilket möjliggör barotropisk ström och virvelutbyten23 för att transportera varmt vatten på kontinentalsockeln.

Figur 4: jämförelse mellan år 2011 och 2013.
figur4

Boxplots av månatligt medelvärde (a) vindspänning och (b) varians av vind längs den stora vindaxeln från Halley (se f och metoder avsnitt). Varje ruta visar den 25: e och 75: e percentilen (kanter) och medianen över 36 års data (1978-2014). Whiskers visar intervallet av data, när man utesluter outliers (svart). Värden från 2011 visas i blått och värden från 2013 i rött. C) Genomsnittlig havsiskoncentration (ref. 33) i Filchner-regionen (74-78 s, 25-45 W, streckade linjer) och från sluttningsområdet uppströms (11-25 w, grundare än 3500 m). Boxplots för iskoncentrationen visas i kompletterande Fig. 4. Profiler av (D) potentiell temperatur och (e) salthalt som erhållits på kontinentalsockeln öster om FD 2011 av sälar (blå) och från fartyg (ljusblå) och från fartyg 2013 (röd). Endast profiler som samlats in före 31 mars varje år ingår. Den tunna grå linjen i e visar salthalten på 400 m djup vid MNORTH mot slutet av austral vintern (augusti, 2013). (f) karta som visar placeringen av CTD-profilerna (färgade prickar), gränserna (svarta linjer) för de rutor som används vid beräkning av iskoncentrationen som visas i (c) Halleys position (svart fyrkant) och huvudvindaxeln (svart pil).

inflödesdynamiken och termoklindjupet påverkas av flera faktorer, inklusive närvaron av ett variabelt nytt ytskikt på grund av sommarhavets ismelt24, havskoncentration8,hyllsaltning9, 25 och interannuell variation av ISW: s cirkulation och egenskaper inom FD. Havsisförhållandena i regionen skilde sig mycket mellan de 2 åren (Fig. 4C och kompletterande Fig. 4) och i motsats till modelleringsresultat som visar ökat inflöde för låg salthaltsalt9 var salthalten på hyllan högre med 0,05 0,05 2013 jämfört med 2011 (Fig. 4d, e). Den relativa betydelsen av dessa faktorer och vindspänningen på den interannuella variationen i det varma inflödet lämnas som en utmaning för den framväxande gemenskapen av högupplösta regionala modeller att urskilja.

värmetransport och tillgång till varmt vatten till kaviteten

en övre gräns för värmetransporten söderut erhålls med hjälp av medelhastigheten och den maximala temperatur och skikttjocklek som observerats vid MNORTH. Förutsatt att inflödesbredden sträcker sig från MNORTH till kusten (100 km) är det övre gränsvärmeflödet 1,6 TW under inflödesperioden (eller 0,7 TW när det är i genomsnitt över ett år). Detta är ett betydande, geofysiskt betydande värmeflöde, tillräckligt för att smälta 70 km3 eller 65 Gton is årligen, eller ungefär hälften av FRIS basal massbudget26.

utkastet vid isfronten är 400-450 m (ref. 27) medan det varma vattnet observeras ner till 500 m vid Msouth. Om något av det skulle komma in i ishyllans hålighet skulle det kunna komma i kontakt med 20% av fis-basen27. Medelströmmen vid MSOUTH (500 m djup) riktas emellertid norrut, bort från isfronten, både under den period då varmt vatten observeras på platsen och när temperaturen är under frysning. Den söderut flödet av varmt vatten förmodligen ligger ovanför grundare isobaths öster om MSOUTH.

de data som presenteras här avslöjar inte i vilken utsträckning det varma vattnet tränger in i ishyllans hålighet. Relativt starka över isfront tidvattenströmmar observerade vid MSOUTH (0,15 m s−1), föreslår att det varma vattnet som finns på isfronten kan nå flera km in i hålrummet, vilket förbättrar basalsmältningen i frontregionen28. Oberoende bevis tyder på att smälthastigheterna i frontalområdet kan vara väsentliga29; basalsmältning i de yttersta 100 km FRIS står för 40% av den totala smältan under ishyllan26. Uppvärmningen och stim av varmt vatten kärna observerats sedan 1980-talet (ref. 30) har sannolikt påverkat frekvensen och värmeinnehållet i de varma vattenpulserna som når FIS. Högupplösta tidsserier av ishyllans tjocklek visar en gallring på den östra sidan av FIS-fronten mellan 1995 och 2012 (refs 1, 7), medan hela FRIS fick Massa under samma period1.

de anmärkningsvärda förändringar som förväntas inträffa i FRIS-kaviteten under nästa århundrade – en ökning av vattentemperaturen i ishyllans hålighet med 2 kg och en 20-faldig ökning av basala smältfrekvenser8—kommer att få konsekvenser inte bara för biflodsströmmarna och havsnivåhöjningen, utan också för hydrografin i en region som är känd för att producera en stor del av Antarktis Bottenvatten31. Vi visar att den mekanism som ansvarar för de dramatiska förändringar i ref. 8-en omdirigering av kustströmmen – är realistisk även om viktiga småskaliga fysiska processer inte löses korrekt i sin grova modell. Vind-och isförhållandena 2013 var ovanliga men inte extrema, och det är troligt att varmt vatten ibland har nått FIS-fronten under andra år när observationer inte är tillgängliga. Våra observationer understryker behovet av en fortsatt övervakning av flödet i FD.

Lämna ett svar

Din e-postadress kommer inte publiceras.