obserwowana podatność szelfu Filchner-Ronne na napływ ciepłej wody głębinowej napędzanej wiatrem

ciepła woda na froncie Filchner Ice Shelf

dwa cumowania Oceanograficzne, MNORTH i MSOUTH, przebiegały w latach 2013-2014 na wschodniej flance FD przy 77°S (500°S). M głębokości) i 78 ° S (700 m głębokości), i zarejestrował nadejście impulsu Ciepłej Wody (rys. 2a, c). Ciepła woda jest mieszaniną WDW i wody powierzchniowej i jest zimniejsza niż WDW Znalezione z półki. Ciepły puls osiąga w połowie stycznia, kiedy zaobserwowano go na głębokości 350 m nad warstwą ISW o grubości 100 m. Pierwsze, sporadyczne przybycie ciepłej wody na front FIS (MSOUTH) następuje na początku marca, przy czym bardziej trwała i głębsza obecność od końca miesiąca. 8 kwietnia warstwa ciepła nagle pogłębia się do 450 m, a tydzień później następuje drugie pogłębienie do 500 m. Właściwości ciepłego dopływu powoli ulegają erozji, a od maja temperatura w miejscu cumowania jest ponownie na poziomie lub poniżej punktu zamarzania powierzchni. Ciepła woda jest obecna w MNORTH do początku czerwca.

Rysunek 2: obserwacje w 2013 r.
figurka2

Kontury wektorów temperatury i prądu (Ostatnie 30 dni) w (A-c) MNORTH i (b-d) MSOUTH. Głębokość czujnika (temperatura) jest wskazana na prawej osi, a izoterma -1,7 °C wyznaczająca zmodyfikowaną ciepłą głęboką wodę jest podświetlona. e) wzdłuż prądu nachylenia przy MNORTH i wiatru obserwowanego przy Halley wzdłuż głównej osi wiatru (sekcja Metody). Dodatnie wartości wskazują odpowiednio prąd północny i wiatr południowo-zachodni (czyli północno-zachodni). Zauważ, że oś wiatru jest odwrócona. Przerywane linie w a i c oznaczają głębokość pomiarów prądów wyświetlanych w b, d i e, a okres bieżących obserwacji omówiony w tekście, szare linie w a i c pokazują głębokość dna morskiego, a czarne kwadraty w e oznaczają epizody pobliskich wichrów przed marcem.

wszystkie dostępne profile temperatury i zasolenia z przodu FIS przedstawiono na Fig. 3, wskazując, że nie zaobserwowano wcześniej WDW na froncie lodowym. Na tym obszarze obserwacje ze statków dokonywane są tylko latem (od stycznia do początku marca), prawdopodobnie zbyt wcześnie w sezonie, aby ciepła woda dotarła na front lodowy. Jednak od lutego do września 2011 r. zestaw profili oceanograficznych został zebrany przez pilną pieczęć Weddella w pobliżu MSOUTH (ref. 18). Z profili wynika, że w 2011 r.ciepły dopływ, choć obecny na parapecie 13, nie dociera do przedniej części FIS. W marcu 2011 r. w pobliżu frontu lodowego zaobserwowano ciepłą wodę wyższą w kolumnie wody (ref. 18) (a także poprzednio 16) ale jest to stosunkowo świeża woda powierzchniowa ogrzewana przez promieniowanie słoneczne w okresie letnim i jest zbyt płytka, aby uzyskać dostęp do wnęki szelfu lodowego.

Rysunek 3: obserwacje historyczne z frontu Lodowego Filchnera.
figurka3

(a) dane z msouth o głębokości 375 m w 2013 r. (punkty czerwone) i profile hydrograficzne z frontu Lodowego Filchnera zebrane przez foki Weddella w lutym-październiku 2011 r. (punkty Czarne) i przez statek (na południe od 77,5 S) W latach 1973-2013 (punkty szare). Uwzględniono tylko dane z głębokości większych niż 200 m. Przerywane, oznaczone linie pokazują izopiknale odnoszące się do ciśnienia powierzchniowego, a czarna linia pokazuje punkt zamarzania powierzchni. Podane są przybliżone wartości θ / S-właściwości mas wody występujących w regionie: Wody powierzchniowe Antarktyki (ASW); wody z szelfu wschodniego (ESW); wody z szelfu wysokiego zasolenia (HSSW); wody z szelfu Lodowego (ISW); zmodyfikowane ciepłe wody Głębokie (MWDW); wody zimowe (WW). WDW Znalezione z półki ma s≈34,65, θ≈0,5 i jest poza skalą. B) mapa pokazująca położenie profilu MSOUTH (czerwona gwiazda) i CTD (kolorowe kropki). C) Histogram pokazujący rozkład czasowy profili CTD statku (szary) i fok (czarny). Czerwona linia wskazuje czas trwania rekordu MSOUTH. Okres obserwacji zmodyfikowanego WDW w MSOUTH oznaczono kolorem czerwonym.

napędzany wiatrem prąd przybrzeżny

ciepły napływ przez FD, który prowadzi do dramatycznego wzrostu podstawowych stopów w prognozach w ref. 8 jest spowodowane przekierowaniem prądu przybrzeżnego płynącego na zachód wzdłuż południowego wybrzeża Morza Weddella (rys. 1). W górę FD prąd przybrzeżny łączy się z prądem przednim stoku Antarktyki i ma silny składnik barotropowy19, który jest tworzony przez przeważające wiatry Wschodnie (rys. uzupełniająca). 1a) oraz transportowiec Ekman zbiegający w kierunku wybrzeża. Gdy szelf kontynentalny rozszerza się o 27°W, Prąd przybrzeżny rozwidla się: wewnętrzna gałąź podąża za wybrzeżem6, a zewnętrzna gałąź kontynuuje wzdłuż przełomu szelfu kontynentalnego20.

prądy obserwowane w MNORTH sugerują, że prąd rozwidla się po raz drugi: po osiągnięciu rozbieżnych izobatów FD, część prądu kieruje się na południe wzdłuż wschodniej flanki depresji, transportując ciepłą wodę obecną w przerwie szelfowej latem w kierunku frontu FIS. Obserwowany przepływ w kierunku południowym w MNORTH jest bardzo zmienny i silnie wpływa na wiatr wzdłuż wybrzeża obserwowany na przykład w pobliskiej stacji badawczej Halley (rys. 2e, Fig. uzupełniające 1-2). Podczas Epizod silny wiatr, na przykład, w Kwiecień i na początku czerwiec (uzupełniający rys. 1B), prąd Południowy W MNORTH przekracza 0,15 m s-1, w porównaniu ze średnią wartością 0,03–0,04 m s−1. 16 h-lag (r = -0,47, p<0,01) między wiatrem a prądem zgadza się z typowym opóźnieniem 0,5–1.0 dni obserwowane w innych regionach,w których występują bezpośrednio wymuszone prądy nachylenia napędzane wiatrem21, 22.

wpływ silnych wiatrów wschodnich jest więc dwojaki i zależy od rozważanej skali czasowej: na dłuższych (miesięcznych) skalach czasowych obniża termoklinę powyżej stoku kontynentalnego, odcinając dopływ ciepłej wody w kierunku szelfu kontynentalnego. W krótszych (dobowych) skalach czasowych wzmacnia prąd przybrzeżny i zwiększa transport ciepłej wody dostępnej na półce w kierunku południowym. Reakcja barokliniowa, czyli depresja pycnokliny, zależy więc od średniego wiatru, natomiast reakcja prądu barotropowego odzwierciedla zmienność dnia w wymuszaniu atmosferycznym. Połączenie ogólnie słabych wiatrów wschodnich, prowadzących do rozluźnienia pycnokliny, przerywane krótkimi i intensywnymi wiatrami, wywołującymi silne prądy barotropowe, pozwoliłoby ciepłej wodzie dotrzeć do przodu FIS.

ciepła woda w latach 2011 i 2013

różnice w wymuszaniu wiatru mogą wyjaśnić różnice w obserwacjach między 2011 a 2013. Średni stres wiatru w listopadzie-grudniu był słabszy (rys. 4a) w 2013 r. niż w 2011 r. W tym samym czasie wiatr był bardziej zmienny w 2013 r. (rys. 4B, dodatkowe rys. 3 i Uwaga uzupełniająca 1): były trzy odcinki near gale winds w Halley w okresie styczeń–luty 2013, bez żadnego w tym samym okresie w 2011. Słabe wiatry w 2013 roku potencjalnie pozwoliły na płytką termoklinę i duży ciepły napływ wczesnym latem, który następnie został skierowany na południe przez prądy wiatrowe, osiągając front FIS około 350 km na południe około 3 miesiące później. Kondycjonowanie powyżej stoku i Ławica termokliny wiosną i wczesnym latem jest prawdopodobnie najważniejszym czynnikiem, pozwalającym prądowi barotropowemu i wymiennikom wirowym23 na transport ciepłej wody na szelf kontynentalny.

Wykres 4: Porównanie roku 2011 i 2013.
figurka4

Boxplots średniej miesięcznej (a) naprężenia wiatru i (b) wariancji wiatru wzdłuż głównej osi wiatru od Halleya (patrz sekcja F i metody). Każde pole pokazuje 25. I 75. percentyla (krawędzie) oraz medianę danych z 36 lat (1978-2014). Wąsy pokazują zakres danych, z wyłączeniem wartości odstających (czarny). Wartości z 2011 r. są pokazane na niebiesko, a wartości z 2013 r. na Czerwono. C) średnie stężenie lodu morskiego (ref. 33) w rejonie Filchnera (74-78° S, 25-45° W, linie przerywane) oraz w rejonie stoku w górę (11-25° w, płytsza niż 3500 m). Szkatułki dla stężenia lodu przedstawiono na rysunku uzupełniającym. 4. Profile d) temperatury potencjalnej i e) zasolenia uzyskane na szelfie kontynentalnym na wschód od FD w 2011 r.przez foki (niebieskie) i ze statku (jasnoniebieskie) oraz ze statku w 2013 r. (czerwone). Uwzględniono tylko profile zebrane przed 31 marca każdego roku. Cienka szara linia w e pokazuje zasolenie na głębokości 400 m w MNORTH pod koniec zimy austral (sierpień, 2013). f) Mapa pokazująca położenie profili CTD( kolorowe kropki), granice (czarne linie) pól stosowanych przy obliczaniu stężenia lodu pokazanego w C) położenie Halleya (czarny kwadrat) i głównej osi wiatru (czarna strzałka).

na dynamikę napływu i głębokość termoklin wpływa kilka czynników, w tym obecność zmiennej świeżej warstwy powierzchniowej z powodu letniego topnienia lodu morskiego24, koncentracja lodu morskiego8, zasolenie półki9,25 oraz międzyroczna zmienność cyrkulacji i właściwości ISW w obrębie FD. Warunki lodu morskiego w regionie znacznie różniły się między 2 lat (rys. 4C i dodatkowe rys. 4) i, w przeciwieństwie do wyników modelowania, które wykazują zwiększony napływ dla niskiego zasolenia półki9, zasolenie na półce było wyższe o ∼0,05 w 2013 r.w porównaniu z 2011 r. (rys. 4d, e). Względne znaczenie tych czynników i wpływ wiatru na zmienność międzyroczną ciepłego napływu pozostają wyzwaniem dla powstającej społeczności modeli regionalnych o wysokiej rozdzielczości do rozwiązania.

transport ciepła i dostęp ciepłej wody do wnęki

górna granica transportu ciepła w kierunku południowym jest uzyskiwana przy użyciu średniej prędkości oraz maksymalnej temperatury i grubości warstwy obserwowanej w MNORTH. Przy założeniu, że szerokość dopływu rozciąga się od MNORTH do wybrzeża (100 km), górny strumień ciepła związany z dopływem wynosi 1,6 TW w okresie napływu (lub 0,7 TW przy uśrednianiu w ciągu roku). Jest to znaczny, geofizycznie znaczący przepływ ciepła, wystarczający do stopienia 70 km3 lub 65 Gtonów lodu rocznie, czyli około połowy masy fryzyjskiej 26.

zanurzenie na froncie lodowym wynosi 400-450 m (sygn. 27) podczas gdy w Msouth obserwuje się ciepłą wodę do 500 m. Gdyby część z nich weszła do wnęki szelfu lodowego, byłaby w stanie nawiązać kontakt z ∼20% bazy FIS27. Średni prąd w MSOUTH (500 m głębokości) jest jednak skierowany na północ, z dala od frontu lodowego, zarówno w okresie, gdy obserwuje się ciepłą wodę w tym miejscu, jak i gdy temperatury są poniżej zera. Południowy strumień ciepłej wody prawdopodobnie leży nad płytszymi izobatami na wschód od MSOUTH.

przedstawione tutaj dane nie ujawniają, w jakim stopniu ciepła woda przenika do wnęki lodowca. Stosunkowo silne prądy pływowe w przedniej części lodu obserwowane w MSOUTH (0,15 m s−1) sugerują, że ciepła woda obecna w przedniej części lodu może dotrzeć do kilku km w głąb jamy, zwiększając stopnienie podstawne w okolicy czołowej28. Niezależne dowody sugerują, że stopień stopienia w obszarze czołowym może być znaczny29; stopienie podstawowe w najbardziej oddalonych 100 km FRIS stanowi 40% całkowitego stopu poniżej szelfu lodowego26. Ocieplenie i płycizna rdzenia ciepłej wody obserwowana od lat 80. (sygn. 30) prawdopodobnie wpłynęły na częstotliwość i zawartość ciepła w ciepłej wodzie, docierając do FIS. W latach 1995-2012 po wschodniej stronie frontu FIS (refs 1, 7), szeregi czasowe o wysokiej rozdzielczości o grubości szelfu lodowego wykazują przerzedzenie (refs 1, 7), podczas gdy w tym samym okresie cała masa szelfu lodowego1.

przewidywane Nadzwyczajne zmiany w wnęce FRIS w następnym stuleciu—wzrost temperatury wody w wnęce lodowej o 2 °C i 20-krotny wzrost podstawowych stopów stopu8-będą miały konsekwencje nie tylko dla dopływowych strumieni lodowych i wzrostu poziomu morza, ale także dla hydrografii w regionie, o którym wiadomo, że wytwarza dużą część wody z dna Antarktydy31. Pokazujemy, że mechanizm odpowiedzialny za dramatyczne zmiany w ref. 8-przekierowanie prądu przybrzeżnego – jest realistyczne, chociaż ważne procesy fizyczne na małą skalę nie są poprawnie rozwiązane w ich grubym modelu. Wiatr i warunki lodowe w 2013 roku były nietypowe, ale nie ekstremalne, i jest prawdopodobne, że ciepła woda czasami docierała do przodu FIS w innych latach, gdy obserwacje nie są dostępne. Nasze obserwacje podkreślają konieczność ciągłego monitorowania przepływu w dokumencie FD.

Dodaj komentarz

Twój adres e-mail nie zostanie opublikowany.