vulnerabilitatea observată a raftului de gheață Filchner-Ronne la afluxul de apă caldă adâncă sub vânt

apă caldă la Frontul raftului de gheață Filchner

două acostări oceanografice, MNORTH și MSOUTH, s-au desfășurat în perioada ianuarie 2013-2014 pe flancul estic al FD la 77 500 m adâncime) și 78 S (700 m adâncime), și a înregistrat sosirea unui impuls de apă caldă (Fig. 2a, c). Apa caldă este un amestec de WDW și apă de suprafață și este mai rece decât WDW găsit pe raft. Pulsul cald ajunge la MNORTH la mijlocul lunii ianuarie, când a fost observat la o adâncime de 350 m deasupra unui strat de ISW de 100 m grosime. Prima sosire sporadică a apei calde pe frontul FIS (MSOUTH) are loc la începutul lunii martie, cu o prezență mai persistentă și mai profundă de la sfârșitul lunii. Pe 8 aprilie, stratul cald se adâncește brusc la 450 m, urmat de o a doua adâncire la 500 m 1 săptămână mai târziu. Proprietățile fluxului cald se erodează încet și, începând cu luna mai, temperatura la locul de acostare este din nou la sau sub punctul de îngheț al suprafeței. Apa caldă este prezentă la MNORTH până la începutul lunii iunie.

Figura 2: observații în 2013.
figura2

contururile vectorilor de temperatură și curent (ultimele 30 de zile au trecut cu puțin) la (a-c) MNORTH și (b–d) MSOUTH. Adâncimile senzorului (temperatura) sunt indicate pe axa dreaptă și este evidențiată izoterma -1.7 C care delimitează apa caldă adâncă modificată. (e) de-a lungul curentului de pantă la MNORTH și a vântului observat la Halley de-a lungul axei principale a vântului (secțiunea Metode). Valorile pozitive indică curentul spre nord și, respectiv, vântul spre sud-vest (adică spre nord-vest). Rețineți că axa vântului este inversată. Liniile punctate din a și c marchează adâncimea măsurătorilor curenților afișate în b, d și e, iar perioada observațiilor actuale discutate în text, liniile gri din a și c arată adâncimea fundului mării și pătratele negre din e marchează episoadele vânturilor aproape de vânt înainte de martie.

toate profilele de temperatură și salinitate disponibile din partea frontală a FIS sunt prezentate în Fig. 3, indicând faptul că nu a fost observat anterior WDW în fața gheții. În această zonă, observațiile navelor se fac numai în timpul verii (din ianuarie până la începutul lunii martie), probabil prea devreme în sezon pentru ca apa caldă să fi ajuns pe frontul de gheață. Cu toate acestea, din februarie până în septembrie 2011, un set de profiluri oceanografice a fost colectat de un sigiliu Weddell harnic în imediata apropiere a MSOUTH (ref. 18). Profilele arată că în 2011 fluxul cald, deși este prezent la prag13, nu ajunge în partea din față a FIS. Apa caldă mai mare în coloana de apă a fost observată în apropierea frontului de gheață în martie 2011 (ref. 18) (și, de asemenea, anterior16) dar aceasta este o apă de suprafață relativ proaspătă încălzită de radiația solară în timpul verii și este prea puțin adâncă pentru a accesa cavitatea raftului de gheață.

Figura 3: observații istorice de pe frontul de gheață Filchner.
figura3

(a) date de la MSOUTH 375 m adâncime în 2013 (puncte roșii) și profiluri hidrografice din frontul de gheață Filchner colectate de un sigiliu Weddell în februarie-octombrie 2011 (puncte negre) și de navă (la sud de 77,5 S) în timpul verilor 1973-2013 (puncte gri). Sunt incluse numai date de la adâncimi mai mari de 200 m. Liniile punctate, etichetate arată izopicnale referite la presiunea de suprafață, iar linia neagră arată punctul de îngheț al suprafeței. Sunt indicate proprietățile aproximative ale masei de apă găsite în regiune: Apă de suprafață din Antarctica (ASW); apă de raft de Est (ESW); apă de raft cu salinitate ridicată (HSSW); apă de raft de gheață (ISW); apă adâncă caldă modificată (MWDW); apă de iarnă (WW). WDW găsit de pe raft are s 34.65, 0.5 și este în afara scalei. (B) harta care arată locația profilurilor MSOUTH (Steaua Roșie) și CTD (puncte colorate). (c) histogramă care arată distribuția temporală a profilelor CTD ale navei (gri) și sigiliului (negru). Linia roșie indică durata înregistrării MSOUTH. Perioada în care WDW modificat a fost observat la MSOUTH este marcat cu roșu.

curentul de coastă condus de vânt

fluxul cald prin FD care duce la creșterea dramatică a ratelor de topire bazală în predicțiile din ref. 8 este cauzată de o redirecționare a curentului de coastă care curge spre vest de-a lungul coastei sudice a Mării Weddell (Fig. 1). În amonte de FD, curentul de coastă este fuzionat cu curentul frontal al pantei Antarctice și are o componentă barotropă puternică19 care este configurat de vânturile predominante de Est (Fig suplimentar. 1a) și transportul Ekman care converge spre coastă. Când platoul continental se lărgește la 27 de centimi W, curentul de coastă se bifurcă: ramura interioară urmează coasta6, iar ramura exterioară continuă de-a lungul marginii platoului continental20.

curenții observați la MNORTH sugerează că curentul se bifurcă a doua oară: când ajunge la izobații Divergenți ai FD, o parte a curentului este deviată spre sud de-a lungul flancului estic al depresiunii, transportând apa caldă prezentă la pauza raftului în timpul verii spre frontul FIS. Debitul observat spre sud la MNORTH este foarte variabil și puternic afectat de vântul din amonte de-a lungul coastei observat, de exemplu, la stația de cercetare Halley din apropiere (Fig. 2e, smochine suplimentare 1-2). În timpul episoadelor de vânt puternic, de exemplu, în aprilie și la începutul lunii iunie (Fig suplimentar. 1B), curentul spre sud la MNORTH depășește 0,15 m s−1, comparativ cu valoarea medie de 0,03–0,04 m s−1. 16 h-lag (r=-0.47, p<0.01) între vânt și curent este de acord cu lag tipic de 0.5–1.0 zile observate în alte regiuni în care se găsesc curenți de pantă direcți forțați de vânt21,22.

efectul vânturilor puternice de Est este astfel dublu și depinde de scara de timp luată în considerare: pe scări de timp mai lungi (lunare) deprimă termoclina deasupra pantei continentale, oprind fluxul de apă caldă către platoul continental. Pe scale de timp mai scurte (zilnice), întărește curentul de coastă și îmbunătățește transportul spre sud al apei calde disponibile pe raft. Răspunsul baroclinic, adică depresia picnoclinei, depinde astfel de vântul mediu, în timp ce răspunsul curentului barotropic reflectă variabilitatea de zi cu zi a forțării atmosferice. O combinație de vânturi în general slabe de Est, care duc la o relaxare a picnoclinei, întreruptă de evenimente de vânt scurte și intense, care creează curenți barotropici puternici, ar permite apei calde să ajungă în frontul FIS.

apa caldă în 2011 și 2013

diferențele în forțarea vântului pot explica diferențele în observațiile dintre 2011 și 2013. Stresul mediu al vântului în noiembrie-decembrie a fost mai slab (Fig. 4a) în 2013 decât în 2011. În același timp, vântul a fost mai variabil în 2013 (Fig. 4b, suplimentar Fig. 3 și nota suplimentară 1): au existat trei episoade de vânturi aproape gale la Halley în perioada ianuarie–februarie 2013, fără niciunul în aceeași perioadă din 2011. Vânturile slabe din 2013 au permis potențial o termoclină superficială și un flux cald mare la începutul verii, care apoi a fost avansat spre sud de curenții conduși de vânt, ajungând pe frontul FIS la aproximativ 350 km spre sud aproximativ 3 luni mai târziu. Precondiționarea deasupra pantei și adâncirea termoclinei în timpul primăverii și la începutul verii este probabil cel mai important factor, permițând curentului barotropic și schimburilor turbionare23 să transporte apă caldă pe platoul continental.

Figura 4: comparație între anii 2011 și 2013.
figura4

Boxplots de medie lunară (a) stresul vântului și (b) varianța vântului de-a lungul axei principale a vântului de la Halley (vezi secțiunea f și metode). Fiecare casetă prezintă percentila 25 și 75 (margini) și mediana de peste 36 de ani de date (1978-2014). Mustățile arată intervalul de date, atunci când se exclud valorile aberante (negru). Valorile din 2011 sunt afișate în albastru și valorile din 2013 în roșu. (c) concentrația medie a gheții marine (ref. 33) în regiunea Filchner (74-78 sec. unt., 25-45 sec. unt. w, linii punctate) și din zona pârtiei în amonte (11-25 sec.unt., mai mică de 3.500 m). Boxplots pentru concentrația de gheață sunt prezentate în Fig suplimentare. 4. Profiluri de (d) temperatură potențială și (e) salinitate obținute pe platoul continental la est de FD în 2011 de foci (albastru) și de pe navă (Albastru deschis) și de pe navă în 2013 (roșu). Sunt incluse numai profilurile colectate înainte de data de 31 martie a fiecărui an. Linia subțire gri din e arată salinitatea la 400 m adâncime la MNORTH spre sfârșitul iernii Australe (August 2013). (f) harta care arată locația profilurilor CTD (puncte colorate), limitele (linii negre) pentru casetele utilizate la calcularea concentrației de gheață indicată la (c) poziția Halley (pătrat negru) și axa principală a vântului (săgeată neagră).

dinamica fluxului și adâncimea termoclinei sunt influențate de mai mulți factori, inclusiv prezența unui strat de suprafață proaspăt variabil datorită topirii gheții marine de vară24, concentrația gheții marine8,salinitatea raftului9, 25 și variabilitatea interanuală a circulației și proprietăților ISW în cadrul FD. Condițiile de gheață marină din regiune au diferit foarte mult între cei 2 ani (Fig. 4c și suplimentar Fig. 4) și, spre deosebire de rezultatele modelării care arată o creștere a fluxului de salinitate redusă a raftului9, salinitatea pe raft a fost mai mare cu 0,05 în 2013 față de 2011 (Fig. 4d, e). Importanța relativă a acestor factori și stresul vântului asupra variabilității interanuale a fluxului cald sunt lăsate ca o provocare pentru comunitatea emergentă de modele regionale de înaltă rezoluție să se descurce.

transportul de căldură și accesul apei calde în cavitate

se obține o limită superioară a transportului de căldură spre sud utilizând viteza medie și temperatura maximă și grosimea stratului observate la MNORTH. Presupunând că lățimea de intrare se extinde de la MNORTH până la coastă (100 km), fluxul de căldură legat superior este de 1,6 TW în perioada de intrare (sau 0,7 TW când este medie pe un an). Acesta este un flux de căldură substanțial, semnificativ din punct de vedere geofizic, suficient pentru a topi 70 km3 sau 65 Gton de gheață anual, sau aproximativ jumătate din bugetul de masă bazală FRIS26.

pescajul din fața gheții este de 400-450 m (ref. 27) în timp ce apa caldă este observată până la 500 m la Msouth. Dacă o parte din acesta ar intra în cavitatea raftului de gheață, ar putea intra în contact cu 20% din baza FIS27. Curentul mediu la MSOUTH (500 m adâncime) este totuși direcționat spre nord, departe de frontul de gheață, atât în perioada în care se observă apă caldă la locație, cât și când temperaturile sunt sub îngheț. Fluxul de apă caldă spre sud se află probabil deasupra izobaților mai puțin adânci la est de MSOUTH.

datele prezentate aici nu dezvăluie măsura în care apa caldă pătrunde în cavitatea raftului de gheață. Relativ puternic peste curenții de maree din fața gheții observate la MSOUTH (0,15 m s−1), sugerează că apa caldă prezentă în fața gheții poate ajunge la câțiva km în cavitate, sporind topirea bazală în regiunea frontală28. Dovezi independente sugerează că ratele de topire în regiunea frontală pot fi substantiale29; topirea bazală în cele mai exterioare 100 km de FRIS reprezintă 40% din topirea totală sub raftul de gheață26. Încălzirea și adâncirea miezului de apă caldă observată încă din anii 1980 (ref. 30) au afectat probabil frecvența și conținutul de căldură al impulsurilor de apă caldă care ajung la FIS. Seriile de timp de înaltă rezoluție ale grosimii raftului de gheață arată o subțiere pe partea estică a frontului FIS între 1995 și 2012 (refs 1, 7), în timp ce întregul FRIS a câștigat masă în aceeași perioadă1.

schimbările remarcabile preconizate să aibă loc în cavitatea FRIS în secolul următor—o creștere de 2% C a temperaturii apei în cavitatea raftului de gheață și o creștere de 20 de ori a ratelor de topire bazală8-vor avea consecințe nu numai pentru fluxurile de gheață afluente și creșterea nivelului mării, ci și pentru hidrografia într-o regiune cunoscută pentru a produce o mare parte din apa de fund din Antarctică31. Arătăm că mecanismul responsabil pentru schimbările dramatice în ref. 8-o redirecționare a curentului de coastă-este realistă, deși procesele fizice importante la scară mică nu sunt rezolvate corect în modelul lor grosier. Condițiile de vânt și gheață din 2013 au fost neobișnuite, dar nu extreme și este probabil ca apa caldă să fi ajuns ocazional pe frontul FIS în alți ani, când observațiile nu sunt disponibile. Observațiile noastre subliniază necesitatea unei monitorizări continue a fluxului în FD.

Lasă un răspuns

Adresa ta de email nu va fi publicată.