Desanclaje progresivo del hielo antártico desde 1973

Traducido de : https://www.nature.com/articles/s41586-024-07049-0

Hace poco puse un resumen de este artículo, ahora pongo el artículo completo traducido al castellano. El original se puede consultar en el enlace de arriba.

La contribución de la capa de hielo de la Antártida al aumento del nivel del mar ha estado acelerándose, aumentando el riesgo de inundaciones y otros peligros asociados para las comunidades costeras de baja altitud. Gran parte de esta pérdida de masa se ha atribuido a las corrientes oceánicas cálidas que debilitan los efectos de apoyo de sus plataformas de hielo, principalmente en la Antártida Occidental y la costa de la Tierra de Wilkes en la Antártida Oriental, lo que provoca una aceleración de la descarga de hielo en el océano. Es importante rastrear el cambio de grosor de los registros observacionales de las plataformas de hielo durante el mayor período de tiempo posible para explicar cómo está cambiando la capa de hielo de la Antártida y, por lo tanto, pronosticar futuras pérdidas de masa. Los registros existentes de cambio en el grosor de las plataformas de hielo derivados de la altimetría satelital abarcan 30 años y han mostrado un adelgazamiento importante de las plataformas de hielo en algunas partes de la Antártida Occidental y la Península Antártica occidental, adelgazamiento en el sector de la Tierra de Wilkes en la Antártida Oriental y cambios limitados en la mayoría de las demás plataformas de hielo. Sin embargo, este registro de altimetría satelital sigue siendo corto en comparación con los tiempos de respuesta típicamente de varias décadas de muchas plataformas de hielo antárticas, y no se sabe lo generalizado que pudo ser el adelgazamiento de las plataformas de hielo antes de 1992. Ampliar los registros de cambio en el grosor de las plataformas de hielo es importante porque una serie temporal más larga puede ayudar directamente a reducir las incertidumbres asociadas con la contribución futura de la Antártida al nivel del mar global al ayudar a calibrar modelos numéricos.

Para extender este registro hasta unos 50 años atrás, se ha implementado un método que utiliza imágenes satelitales ópticas para rastrear cambios en la expresión superficial de puntos de anclaje que se tratan como un proxy para el cambio en el grosor de las plataformas de hielo (Fig. 1). Los puntos de anclaje son características comunes alrededor de la costa antártica que se forman cuando parte de una plataforma de hielo flotante se ancla en un resalte batimétrico (rocas sobresalientes bajo el mar): esta interacción roca/hielo forma una protuberancia visible en la superficie, generalmente lisa y convexa, de la plataforma de hielo que es visible en imágenes ópticas. Es crucial, para el análisis presentado aquí, que la expresión superficial de esta protuberancia cambie con el tiempo a medida que una plataforma de hielo se engrosa o adelgaza en respuesta a su proporción cambiante de contacto con el resalte rocoso subyacente. Aunque el estudio se enfoca principalmente en el monitoreo del cambio de puntos de anclaje como un proxy para los cambios en el grosor de las plataformas de hielo, también se nota que los puntos de anclaje son fundamentalmente importantes para el balance de masa de la capa de hielo porque sostienen porciones del flujo de hielo aguas arriba y limitan la descarga de hielo en el océano. Los puntos de anclaje también pueden jugar un papel importante en el desmembramiento de las plataformas de hielo al promover la fracturación, y afectan el patrón espacial del derretimiento basal al alterar la circulación oceánica debajo de las plataformas de hielo. Por todas estas razones, entender mejor la evolución de los puntos de anclaje a lo largo del mayor período de tiempo posible es importante. Aquí se rastrean sistemáticamente los cambios en la expresión superficial de los puntos de anclaje alrededor de la Antártida desde 1973 para proporcionar la primera caracterización basada en observaciones de la capa de hielo antártica en las últimas cinco décadas.

Cincuenta años de cambio en los puntos de anclaje 

Se ha utilizado el archivo completo de imágenes satelitales Landsat para crear dos nuevos mosaicos casi libres de nubes de las plataformas de hielo de la Antártida para 1973 y 1989, con resoluciones espaciales de 60 m y 30 m, respectivamente (Ver Fig. S1). Estos dos nuevos mosaicos representan nuestras primeras instantáneas casi libres de nubes de las plataformas de hielo de la Antártida. Estos mosaicos, junto con el mosaico existente de Landsat-7 LIMA del año 2000, y las imágenes de los Landsat-8 y Landsat-9 de 2022, permiten rastrear cambios en la expresión superficial de los puntos de anclaje desde 1973 hasta la actualidad para producir un registro a largo plazo del cambio. El cambio en la expresión superficial de los puntos de anclaje se caracteriza en tres categorías: menor en extensión, sin cambio detectable y mayor en extensión.

 

Fig. 1  Esquema de los procesos que causan cambios en la expresión superficial de los puntos de anclaje. a) El engrosamiento de la plataforma de hielo aumenta el contacto con el resalte rocoso subyacente, causando que la impresión superficial del punto de anclaje aumente en área. b) Ejemplo de la plataforma de hielo Abbot donde el engrosamiento de la plataforma de hielo aumenta la expresión superficial de los puntos de anclaje entre 1973 (imagen Landsat-1) y 2022 (imagen Landsat-8). c) El adelgazamiento de la plataforma de hielo reduce el contacto con el resalte rocoso subyacente, causando que la expresión superficial del punto de anclaje disminuya en área. Las líneas punteadas representan el cambio en el grosor de la plataforma de hielo. d) Ejemplo de la plataforma de hielo Stange donde el adelgazamiento de la plataforma de hielo reduce la expresión superficial de los puntos de anclaje entre 1973 (imagen Landsat-1) y 2022 (imagen Landsat-8). Imágenes de Landsat cortesía del Servicio Geológico de los Estados Unidos. 

Una comparación entre el cambio de puntos de anclaje de 2000 a 2022 y el cambio en el grosor de las plataformas de hielo derivado de los satélites ICESat e ICESat-2 de 2003 a 2019 muestra una amplia concordancia en el patrón espacial de cambio. Es decir, la gran mayoría (86%) de los puntos de anclaje que crecieron en área corresponden a regiones en las que la altimetría satelital registró un engrosamiento de las plataformas de hielo (>0 m/año), mientras que el 85% de los puntos de anclaje que no experimentaron cambios detectables en área se encuentran en regiones en las que la altimetría diagnosticó un cambio limitado (entre −1 m/año y 1 m/año) en el grosor de las plataformas de hielo. Una proporción menor (66%) de los puntos de anclaje que se redujeron en extensión corresponden a regiones donde la altimetría detectó un adelgazamiento de las plataformas de hielo (<0 m/año). Varios factores podrían haber causado esta última correlación reducida, incluyendo el desanclaje de determinados puntos, que causa un engrosamiento localizado a corto plazo aguas abajo en la estela de los puntos de anclaje anteriores, y además un enfoque cauteloso a la hora de clasificar el cambio de grosor de algunos puntos de anclaje, es decir, clasificándolos como sin cambio detectable cuando hay ambigüedad. Sin embargo, en algunos casos raros, el retroceso visible de la línea de anclaje en las imágenes de Landsat y la amplia pérdida  de puntos de anclaje cercanos son incompatibles con el engrosamiento simultáneo de las plataformas de hielo, por ejemplo, en la plataforma de hielo George VI. Esto sugiere que, existen ejemplos raros y altamente localizados donde la altimetría satelital puede no estar capturando la verdadera dirección del cambio en el grosor de las plataformas de hielo. Comparando dos productos de altimetría diferentes en áreas altamente localizadas, se han observado señales contradictorias en la dirección del cambio en el grosor de las plataformas de hielo. Sin embargo, en general, hay amplia concordancia entre el cambio de puntos de anclaje y la altimetría satelital dentro de los marcos de tiempo superpuestos, junto con consideraciones teóricas, corrobora el papel de las observaciones de puntos de anclaje desde 1973 hasta el año  2000 como un proxy para determinar la dirección del cambio en el grosor de las plataformas de hielo.

Habiendo demostrado la validez de usar los cambios en el área de los puntos de anclaje alrededor de la Antártida como un proxy para determinar los cambios en el grosor de las plataformas de hielo, se muestran, en la Fig. 2, las primeras estimaciones basadas en observaciones del cambio de puntos de anclaje en toda la Antártida durante las décadas de 1970 y 1980, lo que permite inferir los cambios en el grosor de las plataformas de hielo en los últimos 50 años. Estas observaciones demuestran que el adelgazamiento de las plataformas de hielo fue generalmente menos extenso alrededor de gran parte de la Antártida de lo que se ha observado desde principios de la década de 1990 en adelante a partir de la altimetría satelital. Sin embargo, las observaciones muestran que incluso entre 1973 y 1989 ya había focos concentrados de adelgazamiento de las plataformas de hielo en la Bahía de Amundsen en la Antártida Occidental y en las plataformas de hielo Holmes, en la Antártida Oriental, lo que demuestra que estas plataformas de hielo comenzaron a adelgazarse al menos hace 50 años. La pérdida de puntos de anclaje y el adelgazamiento de las plataformas de hielo posteriormente se extendieron, y esto se caracteriza en el 15% de los puntos de anclaje mapeados que se redujeron en extensión de 1973 a 1989, aumentando al 25% en 1989–2000 y al 37% entre 2000 y 2022. 

En la Península Antártica, todos los puntos de anclaje se perdieron tras el colapso de las plataformas de hielo Príncipe Gustavo, Larsen A, Larsen B y Wordie en los últimos 50 años. Más al sur, y frente al Mar de Weddell, ha habido muy poco cambio en los puntos de anclaje en las plataformas de hielo Larsen C y Larsen D. La única excepción ha sido la elevación de hielo Bawden, ubicada al frente de la plataforma de hielo Larsen C. Una elevación de hielo es un tipo de punto de anclaje que desvía el flujo de hielo a su alrededor y se caracteriza por mantener su propio régimen de flujo local. En esta elevación de hielo, las tasas de derretimiento basal han estado aumentando y las observaciones señalan una reducción visible desde 1989. El desanclaje continuo de esta elevación de hielo tendrá un impacto en el flujo de hielo local, pero la ausencia de cambios importantes en otras partes de la plataforma de hielo Larsen C sugiere que hay una perspectiva de una desintegración catastrófica en un futuro próximo.

Las plataformas de hielo frente al Mar de Bellingshausen, que incorporan las de la Península Antártica occidental y la Antártida Occidental, exhibieron cambios contrastantes en los puntos de anclaje, lo que puede atribuirse a los distintos espesores de estas plataformas de hielo. Las relativamente delgadas plataformas de hielo Wilkins y Abbot se engrosaron de 1973 a 1989 y de 1989 a 2000. (Fig 3 y 5 de los datos extendidos) mientras que pequeñas secciones de las relativamente gruesas plataformas de hielo George VI, Stange y Venable ya se estaban adelgazando durante este período (Fig. 2).

 

Fig. 2 Cambio en los puntos de anclaje durante tres épocas que abarcan los períodos 1973-1989, 1989-2000 y 2000-2022. Los gráficos de sectores representan la proporción de puntos de anclaje que se redujeron en área, permanecieron iguales o crecieron en área para cada una de las regiones delineadas por las líneas punteadas. El número de puntos de anclaje (n) mapeados en cada época se muestra arriba de cada panel. Los gráficos de sectores excluyen datos de plataformas de hielo colapsadas (Príncipe Gustavo, Larsen A, Larsen B y Wordie). El cambio en los puntos de anclaje mapeados se superpone al mosaico REMA de la Antártida.

Esto implica que la termoclina en la plataforma continental estaba más profunda que el calado de las plataformas de hielo Wilkins y Abbot, pero más superficial que los calados de las plataformas de hielo George VI, Stange y Venable, permitiendo que el agua oceánica más cálida facilitara el derretimiento basal. Sin embargo, se produjo un cambio claro en el patrón entre 2000 y 2022, en el cual las plataformas de hielo Wilkins y Abbot pasaron a un patrón más neutral, con algunos puntos de anclaje continuando su crecimiento, mientras que otros comenzaron a reducirse en extensión por primera vez en el registro observacional. Esto es consistente con las observaciones oceánicas de los años 2000, que sitúan la termoclina aproximadamente a la misma profundidad que el calado medio de las plataformas de hielo Wilkins y Abbot, lo que significa que la capa de agua cálida en el fondo de la columna de agua podría alcanzar intermitentemente las bases de estas plataformas de hielo más delgadas. En las plataformas de hielo George VI, Stange y Venable, se produjo un adelgazamiento mucho más generalizado, con casi todos los puntos de anclaje reduciéndose en extensión (Fig. 2). En conjunto, estos patrones implican un aumento a escala decenal de la profundidad de la termoclina y un engrosamiento de la capa de agua cálida en la plataforma continental en todo el sector del Mar de Bellingshausen desde 2000, lo cual es consistente con los productos de reanálisis oceánico.

En el sector del Mar de Amundsen en la Antártida Occidental, el 35% de los puntos de anclaje se redujeron en área y el 15% aumentaron en área entre 1973 y 1989 (Fig. 2). Durante este período, los resultados muestran que el glaciar Pine Island, Thwaites, y las plataformas de hielo Dotson y Crosson ya se estaban desanclando de sus puntos de anclaje y adelgazándose décadas antes de las primeras observaciones de altimetría satelital. Esto confirma que los procesos que impulsan la pérdida de masa de la Antártida Occidental han estado en marcha durante al menos 50 años. Existe una fuerte variabilidad decenal en el forzamiento oceánico en esta región y los datos de temperatura del océano del Pacífico tropical central indican que las condiciones oceánicas en el sector del Mar de Amundsen fueron relativamente frescas desde mediados de los años 70 hasta mediados de los 90, por lo que el adelgazamiento generalizado observado aquí probablemente ya estaba en marcha antes de que comenzaran los registros. Esto sería consistente con la evidencia geológica de que el glaciar Pine Island comenzó a retroceder en la década de 1940 después de que su plataforma de hielo se desanclara de un punto de anclaje clave, o posiblemente incluso antes, coincidiendo con el retroceso de la línea de anclaje del glaciar Thwaites. En contraste, más al oeste en la costa del Mar de Amundsen, los puntos de anclaje cambiaron poco entre 1973 y 1989, con algunos incluso creciendo ligeramente en extensión, y por lo tanto no se detectó evidencia de adelgazamiento de la plataforma de hielo en gran parte de la plataforma de hielo Getz hasta la década de 1990. La pérdida de puntos de anclaje se extendió notablemente entre 1989 y 2000, con el 83% de los puntos de anclaje reduciéndose en área, y solo la sección más occidental de la plataforma de hielo Getz escapaba de la pérdida significativa de puntos de anclaje y el adelgazamiento de la plataforma de hielo. En 2000-2022, el 94% de todos los puntos de anclaje restantes en el sector del Mar de Amundsen se redujeron en área, lo cual es consistente con el adelgazamiento generalizado de las plataformas de hielo diagnosticado por la altimetría satelital.

En la tierra de Marie Byrd, en medio de una tendencia general de poco cambio en los puntos de anclaje, las observaciones destacan una notable pérdida de puntos de anclaje en el glaciar Hull entre 1973 y 1989. La presencia de una lengua de hielo muy dañada en el glaciar Hull en 1973 puede sugerir una lengua de hielo más prominente en los años o décadas anteriores y podría implicar que el glaciar Hull fue uno de los pocos glaciares en la Antártida que se estaba adelgazando en la década de 1970. Este adelgazamiento a largo plazo puede ayudar a explicar la reciente aceleración rápida y el retroceso de su línea de anclaje. En la plataforma de hielo Sulzberger, que está muy anclada, ha habido muy poco cambio en las últimas cinco décadas, aunque la pérdida de puntos de anclaje cerca de la línea de anclaje sugiere que el agua cálida ahora es capaz de alcanzar la línea de anclaje y puede representar el precursor de un adelgazamiento más generalizado en toda la plataforma de hielo. Más al oeste, varios puntos de anclaje crecieron sustancialmente en la plataforma de hielo Swinburne, en la que se estima que partes de la plataforma de hielo se han engrosado hasta 30 m. En la plataforma de hielo Ross, la mayoría de los puntos de anclaje cambiaron muy poco, pero la elevación de hielo Steershead y otras dos grandes elevaciones de hielo ubicadas aguas abajo del flujo de hielo Kamb se encogieron consistentemente. Así, las observaciones validan modelos numéricos que han predicho un adelgazamiento de esta sección de la plataforma de hielo Ross en respuesta a la interrupción del flujo de hielo Kamb. También se observa entre 2000 y 2022 un retroceso de 5 km de la cresta de hielo Engelhardt, en la confluencia entre los flujos de hielo Kamb y Whillans, continuando un retroceso a más largo plazo desde al menos la década de 1960.

En la Antártida Oriental, la pérdida importante de puntos de anclaje en los últimos 50 años se ha concentrado en los márgenes de la tierra de Wilkes. Sin embargo, a diferencia de la Antártida Occidental y la Península Antártica, no ha habido una aceleración clara en la proporción de puntos de anclaje que se reducen en área. Ha habido una reducción en los puntos de anclaje en cada una de estas tres épocas en la plataforma de hielo Holmes, destacando el adelgazamiento a largo plazo de esta plataforma de hielo. En la plataforma de hielo de la Universidad de Moscú, se han erosionado 6 km entre 1973 y el año  2000 de una elevación de hielo alargada que separa la plataforma de hielo y el océano abierto. La reducción de esta elevación de hielo ha sido tan extensa que ha permitido el desarrollo de un nuevo afluente de la plataforma de hielo a lo largo de su flanco sur. El derretimiento continuo de esta cresta podría causar un cambio importante en la dirección del flujo de toda la plataforma de hielo, resultando en un cambio sustancial en la dinámica de toda la cuenca del glaciar de la Universidad de Moscú.

 

Fig. 3 Cambios en los puntos de anclaje de la Antártida desde 1973 hasta 2022. a. Cambio mapeado en los puntos de anclaje desde 1973 hasta 2022 superpuesto en el mosaico REMA de la Antártida. Los asteriscos representan regiones en las que no había imágenes libres de nubes disponibles en 1973 y en su lugar informan sobre el cambio entre 1989 y 2022. b–g, Pares de imágenes del satélite Landsat que muestran ejemplos de la evolución de los puntos de anclaje. Las flechas rojas indican puntos de anclaje que se han reducido en área y las flechas azules indican puntos de anclaje que han crecido en área. Ejemplos extensivos del mapeo de puntos de anclaje e imágenes animadas se encuentran en la Información Suplementaria. Imágenes de Landsat cortesía del Servicio Geológico de los Estados Unidos. Barras de escala, 20 km (b, e), 10 km (c, f, g) y 5 km (d).

Se observan pérdidas más sutiles de puntos de anclaje en la plataforma de hielo Totten desde 1973 hasta 1989 y de 1989 a 2000, antes de una pérdida más generalizada de puntos de anclaje entre 2000 y 2022 (Fig. 2). Los glaciares de salida en tierra de Wilkes han estado perdiendo masa desde el comienzo de la era satelital. Los resultados muestran que al menos partes de sus plataformas de hielo ya se estaban adelgazando entre 1973 y 1989. Esto sugiere que el desencadenante inicial de la pérdida de masa y la aceleración de los glaciares de salida en tierra de  Wilkes, puede haber ocurrido antes de 1973.

En tierras de Victoria y George V, se observó la pérdida de un importante punto de anclaje en la lengua del glaciar Campbell y la reducción de un punto de anclaje en la plataforma de hielo Rennick en la década de 2000, pero pocos cambios en otras áreas (Fig. 2). La reducción en el anclaje de la plataforma de hielo Rennick es consistente con el adelgazamiento observado en la altimetría satelital y, junto con la aceleración del cercano glaciar Matusevich en la década de 2000, implica que el agua cálida ha alcanzado recientemente esta parte de la costa de la tierra Victoria. En la plataforma de hielo Shackleton, la mayoría de los puntos de anclaje no han experimentado cambios significativos, pero se observa cierta variabilidad en una banda de puntos de anclaje cerca de su frente de hielo. Sin embargo, ha habido un importante desanclaje en la cercana plataforma de hielo Conger tras su retiro gradual desde 1973. En tierra de Enderby, hubo pocos cambios en los puntos de anclaje en el embalse Wilma-Robert-Downer y en la bahía de Lützow-Holm entre 1973 y 1989 y de 1989 a 2000, pero un crecimiento de puntos de anclaje en estas regiones entre 2000 y 2022 (Fig. 5 extendida) confirma que estas plataformas de hielo se han engrosado. En la bahía de Lützow-Holm, el engrosamiento es consistente con el fortalecimiento de los vientos del este que reducen la entrada de agua cálida debajo de las plataformas de hielo. Más al oeste, se experimentó alguna pérdida de puntos de anclaje en el frente de la plataforma de hielo Roi Baudouin, y un punto de anclaje desapareció de la vecina plataforma de hielo Borchgrevink. En Dronning Maud Land y Tierra de Coats, se observan muy pocos cambios en la mayoría de los puntos de anclaje que bordean la costa.

 

Fig. 4  Ejemplos de evolución de elevaciones de hielo a partir de cinco décadas de imágenes de Landsat. a. Elevación de hielo  Borchgrevink. b. Elevación de hielo Hemmen. c. Elevación de hielo Korff. Las flechas rojas indican áreas en las que la elevación de hielo se ha reducido, y las flechas azules indican áreas en las que la elevación de hielo ha crecido. Imágenes de Landsat cortesía del Servicio Geológico de los Estados Unidos. Barras de escala, 10 km (a), 20 km (b) y 30 km (c).

En toda la plataforma de hielo Filchner–Ronne, la mayoría de los puntos de anclaje también permanecieron sin cambios durante las últimas cinco décadas, aunque hubo algunos cambios notables en algunas de las prominentes elevaciones de hielo.

Elevaciones de hielo en rápido cambio Las estructuras internas de las elevaciones de hielo han sido cruciales para reconstruir el flujo y los cambios de grosor de la capa de hielo a lo largo de siglos a milenios. Algunas de las observaciones más llamativas son las rupturas o crecimientos particularmente grandes de algunas elevaciones de hielo, que brindan información sobre cómo estas características evolucionan en escalas de tiempo de décadas. La elevación de hielo Borchgrevink, de 5 km de ancho, se deseancló a fines de la década de 1970, a pesar de mostrar cambios limitados en el grosor de la plataforma de hielo en los registros modernos de altimetría satelital. Esto sugiere un adelgazamiento vigoroso de la plataforma de hielo antes de su desenganche a fines de la década de 1970, lo que implica que la batimetría subglacial es propicia para las intrusiones de agua cálida. Después del desenganche, la "reliquia" de la elevación de hielo fue transportada aguas abajo a través de las décadas de 1990 y 2000 antes de reanclarse hacia el frente de hielo y formar la ondulación de hielo actual.

En 1973, la elevación de hielo Hemmen, ubicada en el frente de la plataforma de hielo Ronne, medía 22 km a lo largo de su eje longitudinal, y luego, durante las tres décadas siguientes, se redujo gradualmente antes de desintegrarse a mediados de la década de 2000. Antes de esta ruptura, había desempeñado un papel importante en la regulación del desprendimiento de la plataforma de hielo Ronne al promover la formación de grietas. Hoy en día, en este lugar, hay menos grietas, lo que significa que se podría esperar un cambio en el comportamiento del desprendimiento en las próximas décadas. En la elevación de hielo Korff, también ubicada en la plataforma de hielo Ronne, se observa un crecimiento de 20 km de la sección anclada de la elevación en su flanco norte. El análisis del Modelo de Elevación de Referencia de la Antártida (REMA) muestra que la superficie de esta sección recién anclada ahora está alrededor de 25 m más alta que la sección previamente anclada en torno a la plataforma de hielo flotante. Esto puede representar las primeras etapas de expansión de toda la elevación de hielo Korff. Es importante destacar que los modelos numéricos actuales no tienen en cuenta ninguna retroalimentación asociada con cambios importantes en las elevaciones de hielo. Las observaciones muestran que estos procesos pueden ocurrir relativamente rápido y en secciones de las plataformas de hielo donde ha habido cambios limitados en el grosor durante la era de la altimetría satelital.

Futuro desalentador para algunas plataformas de hielo

Estos resultados han mostrado un desanclaje marcado, generalizado y acelerado de las plataformas de hielo de los puntos de anclaje en la península antártica occidental y en el sector del Mar de Amundsen durante las últimas cinco décadas (Fig. 3). Mientras tanto, también ha habido un desanclaje constante de las plataformas de hielo de los puntos de anclaje en la región de tierra de Wilkes en la Antártida Oriental. La pérdida de muchos de estos puntos de anclaje es probablemente permanente, debido a su evolución histórica, lo que significa que se requiere un engrosamiento de la plataforma de hielo de mayor magnitud para que los puntos de anclaje se reformen con un tamaño comparable. En escalas de tiempo de varias décadas, esta pérdida de puntos de anclaje puede representar los primeros pasos hacia la pérdida irreversible de la plataforma de hielo y la subsiguiente pérdida de masa de la capa de hielo que previamente estaba contenida.

La visión sobre el patrón espacial del cambio en el grosor de la plataforma de hielo en las décadas de 1970 y 1980 (Fig. 2) muestra que el adelgazamiento de la plataforma de hielo ya estaba en marcha en el sector del Mar de Amundsen y en la tierra de Wilkes. Después de 1989, el adelgazamiento se extendió progresivamente a gran parte de la Antártida Occidental y la península antártica occidental, con puntos de anclaje previamente inalterados reduciéndose en extensión desde la década de 1990 hasta el presente. Se sabe que el adelgazamiento de la plataforma de hielo está impulsado predominantemente por el agua cálida modificada del Agua Profunda Circumpolar (MCDW, por sus siglas en inglés) inundando la plataforma continental y derritiendo las bases de las plataformas de hielo. Sin embargo, el mecanismo principal que impulsa esta inundación progresiva de la plataforma continental por el agua cálida MCDW durante las últimas cinco décadas sigue sin estar claro. Hay algunas evidencias de que una tendencia impulsada por cambios antropogénicos en los vientos sobre el borde de la plataforma continental en el Mar de Amundsen puede estar impulsando un aumento en el transporte de MCDW hacia la plataforma continental desde la década de 1920. En la Antártida Oriental, el desplazamiento hacia el polo de MCDW desde la década de 1930 en respuesta al desplazamiento hacia el polo de los vientos del oeste también puede estar impulsando el adelgazamiento de las plataformas de hielo. Mientras tanto, las retroalimentaciones a escala decenal que emanan de la entrada de agua dulce del derretimiento de la plataforma de hielo hacia la plataforma continental pueden aumentar la entrega de agua cálida debajo de las plataformas de hielo a escalas locales, y el grado en que esto puede escalar para afectar a áreas geográficas más grandes sigue siendo investigado.

La aceleración general de la pérdida de puntos de anclaje es sorprendente y pinta un futuro desalentador para muchas plataformas de hielo antárticas. De 2000 a 2022, la gran mayoría de los puntos de anclaje en un tramo de 3.000 km de costa en la Antártida Occidental, desde la plataforma de hielo George VI hasta el glaciar Hull, junto con un tramo de 800 km de costa en la tierra de Wilkes, se redujeron en área o desaparecieron por completo. Durante los últimos 50 años, el adelgazamiento en algunas de las plataformas de hielo que están cambiando más rápidamente significa que están cerca de desanclarse completamente o ya lo han hecho —por ejemplo, la plataforma de hielo oriental del glaciar Thwaites y el glaciar Pine Island— lo que significa que tienen un potencial limitado para futuras reducciones en la resistencia. En cambio, la mayor preocupación puede estar en aquellas grandes plataformas de hielo que aún están sustancialmente ancladas pero han mostrado signos claros de pérdida de puntos de anclaje acelerada. Esto incluye las plataformas de hielo George VI, Getz, Holmes, Moscow University y Totten. Una continuación de la pérdida de puntos de anclaje en esos lugares probablemente reducirá la resistencia y resultará en una aceleración tanto de la descarga de hielo como de la pérdida de masa.

Figuras de datos extendidos:

Fig. S1 Mosaicos de plataformas de hielo en la Antártida.

a) Mosaico de Landsat-1/Landsat-2 de 1973 con imágenes de ejemplo del Glaciar Thwaites/plataforma de hielo Crosson y la plataforma de hielo de Amery.

b) Mosaico de Landsat-4/Landsat-5 de 1989 con imágenes de ejemplo de las plataformas de hielo Larsen A y B, junto con la Plataforma de Hielo Shackleton. Imágenes Landsat cortesía del Servicio Geológico de EE. UU.

 

Fig. S2 Comparación entre el cambio en puntos de anclaje mapeados y el cambio en el grosor de la plataforma de hielo derivado de altimetría.

a) Cambio en puntos de anclaje mapeados de 2000-2022 (este estudio) y

b) Cambio en el grosor de la plataforma de hielo derivado de ICESat de 2003-2019. Nótese la concordancia general en el patrón espacial de cambio. En ambos paneles, los datos se superponen en el mosaico REMA de la Antártida.

 

Fig. S3 Comparación entre el cambio en el grosor de la plataforma de hielo y los puntos de anclaje.

Cambio en el grosor de la plataforma de hielo derivado de altimetría satelital extraído de la vecindad de puntos de anclaje entre 2003–2019, con cada punto de datos codificado por color en relación con el cambio mapeado del punto de anclaje entre 2000–2022. Los puntos de datos se trazan de este a oeste, comenzando en la Península Antártica. La flecha azul a la derecha representa el cuadrante de engrosamiento (>0 m/año), donde se encuentran el 86% de los puntos de anclaje en crecimiento (puntos azules). Las flechas negras a la derecha representan el cuadrante de cambio limitado en grosor (entre −1 y 1 m/año), donde se encuentran el 85% de los puntos de anclaje que no cambian de tamaño (puntos negros). La flecha roja a la derecha representa el cuadrante de adelgazamiento de la plataforma de hielo (<0 m/año), donde se encuentran el 66% de los puntos de anclaje que se están reduciendo en tamaño (puntos rojos).

 

Fig. S4 Ejemplos de desajustes entre el mapeo de puntos de anclaje y el cambio en el grosor de la plataforma de hielo según altimetría satelital.

a) Cambio en el grosor de la plataforma de hielo entre 2003 y 2019, derivado de la altimetría láser ICESat, superpuesto al cambio en el punto de anclaje entre 2000 y 2022 para el Martin Ice Rise, Plataforma de Hielo George VI.

b) Serie temporal del cambio en el grosor de la plataforma de hielo derivado de la altimetría de radar, promediado sobre el área mostrada en a y b. Los productos de altimetría satelital muestran un engrosamiento o un cambio limitado, pero la retirada de la línea de anclaje y la pérdida extensiva de puntos de anclaje identificados aquí a partir de imágenes Landsat sugieren un adelgazamiento localizado.

c) Lo mismo que en a y b, pero ubicado sobre un grupo de puntos de anclaje en el frente sur de la Plataforma de Hielo George VI.

d) Serie temporal del cambio en el grosor de la plataforma de hielo derivado de la altimetría de radar, promediado sobre el área mostrada en d y e. Los productos de altimetría satelital difieren en este área en cuanto a la dirección del cambio en el grosor de la plataforma de hielo.

 

Fig. S5 Ejemplos de crecimiento de puntos de anclaje a partir de pares de imágenes satelitales Landsat.

a) Sistema de glaciares Wilma-Robert-Downer,

b) Plataforma de Hielo Abbot 

c) Plataforma de Hielo Swinburne, con el mapeo de cambios en los puntos de anclaje superpuestos como pequeños círculos (azul para crecimiento, rojo para disminución). Los números representan la diferencia en la elevación de la superficie entre el punto de anclaje y la plataforma de hielo plana circundante derivada del DEM REMA. En estas ubicaciones, esto representa la cantidad mínima de engrosamiento de la plataforma de hielo. Ejemplos extensos de mapeo de puntos de anclaje e imágenes animadas se encuentran en la Información Suplementaria. Imágenes Landsat cortesía del Servicio Geológico de EE. UU.

 

Fig. S6 Ejemplos de cambio en puntos de anclaje en la Antártida Occidental entre 1973 y 1989.

a) Plataforma de Hielo Dotson,

b) Plataforma de Hielo del Glaciar Pine Island

c) Plataforma de Hielo Crosson,

d) Glaciar Hull. Los círculos pequeños marcan los puntos de anclaje mapeados para este estudio (coloreados en rojo para disminución, azul para crecimiento). Imágenes Landsat cortesía del Servicio Geológico de EE. UU.

 

Fig. S7 Cambio en puntos de anclaje en el Sector del Mar de Amundsen en las últimas cinco décadas y reconstrucciones de forzamiento oceánico.

a) Puntos de anclaje mapeados de 1973–1989, 1989–2000 y 2000–2022 superpuestos en el mosaico REMA. La pérdida de puntos de anclaje se extendió hacia el oeste durante las últimas cinco décadas.

b) Índice de temperatura oceánica normalizado para el este del Mar de Amundsen inferido a partir de las temperaturas superficiales del mar en el Pacífico tropical central. Las líneas punteadas representan los límites de época en este estudio. El período 1973−1989 se caracteriza por un forzamiento oceánico relativamente frío.

Fusión en el glaciar Thwaites

Después de publicar los dos artículos traducidos, tal y como prometí, publico aquí un resumen (espero que menos árido) de ambos artículos. 

En la semana del 15 de febrero de 2023 se publicaron en la revista Nature dos artículos sobre la región antártica del glaciar Thwaites, que brindan una imagen más clara de los cambios que tienen lugar bajo dicho  glaciar, que abarca un área del tamaño de Gran Bretaña o el estado estadounidense de Florida. Los resultados muestran que, aunque el derretimiento ha aumentado debajo de la plataforma de hielo flotante, la tasa actual de derretimiento es más lenta de lo que estiman actualmente muchos modelos informáticos. A pesar de una fusión más lenta, todavía hay un retroceso rápido del glaciar, por lo que parece que no se necesita mucho para desequilibrar el glaciar. El glaciar Thwaites es tan importante que tiene hasta su propia página web.

Aquí las traducciones más fieles a los originales y los enlaces sus respectivos artículos originales:

Heterogeneous melting near the Thwaites Glacier grounding line

Fusión basal suprimida en la zona Este de la línea de tierra del glaciar Thwaites

Introducción

El glaciar Thwaites es uno de los sistemas hielo-océano que cambia más rápidamente en la Antártida. Gran parte de la capa de hielo dentro de la cuenca del glaciar Thwaites se encuentra por debajo del nivel del mar sobre un lecho rocoso que se profundiza tierra adentro, haciéndolo susceptible a una pérdida de hielo rápida e irreversible que podría elevar el nivel global del mar en más de medio metro (65 cm para ser exactos) en los próximos siglos. La tasa y el alcance de la pérdida de hielo está determinada por las condiciones oceánicas y basales, ambas en gran parte desconocidas, dentro de la región de la zona de puesta a tierra  donde el glaciar Thwaites sale a flote al mar abierto. 

Figura 1. Aquí se muestra una comparación del tamaño del glaciar Thwaites.

El rápido retroceso del glaciar Thwaites en la Antártida Occidental parece ser impulsado por diferentes procesos bajo su plataforma de hielo flotante. Nuevas observaciones desde donde el hielo ingresa al océano muestran que, si bien la fusión bajo  gran parte de la plataforma de hielo es más débil de lo esperado, el derretimiento en grietas y hendiduras es mucho más rápido. El glaciar está en retirada, y estos hallazgos dan un importante paso adelante para comprender la contribución del glaciar al futuro aumento del nivel del mar.

Visión general

Las condiciones atmosféricas y oceánicas en alta mar fuerzan el calentamiento  de las aguas profundas circumpolares  en la plataforma continental del Mar de Amundsen, donde contribuyen a la pérdida de hielo y al retroceso de la línea de tierra de los glaciares que drenan este sector de la capa de hielo de la Antártida occidental, incluido el glaciar Thwaites. 

El glaciar Thwaites se extiende hacia el mar desde la costa de Walgreen, formando la lengua glaciar de Thwaites y una plataforma de hielo marino flotante que descansa sobre un punto de anclaje saliente del fondo marino (línea de tierra). Una corriente circumpolar relativamente cálida de aguas profundas fluye hacia el glaciar a lo largo de la costa y a través de canales bajo el lecho marino, impulsando la fusión del hielo submarino en contacto con el agua del mar. El lecho debajo del hielo se profundiza hasta un máximo de 2.300 m bajo el nivel del mar, haciéndolo susceptible a una retirada a gran escala debida  a la fusión del hielo impulsado por el agua oceánica más cálida (por encima del punto de congelación).

 

Figura 2 Situación geográfica de la posición y área ocupadas por los glaciares Thwaites y Pine Island. La escala de colores representa la velocidad de desplazamiento del hielo en metros por año.

Los cambios en el sistema Thwaites se han acelerado en los pasados 20 años, lo que resulta en la ruptura de la lengua del glaciar y la propagación de grietas en sobre su plataforma de hielo. La retirada reciente de su línea de tierra ha pasado de retroceder unos 600 m al año a retroceder cerca de 1,2 km al año. Un derretimiento propiciado por aguas oceánicas más templadas junto con un adelgazamiento dinámico provoca que las tasas de flujo de hielo influyan en esta retirada, pero saber exactamente cómo operan estos factores es difícil por la limitación de observaciones generalmente pobres debajo del hielo. 

Las observaciones satelitales, que miden la elevación de la superficie del glaciar, sugieren que la plataforma de hielo está adelgazando en promedio 25 metros por década, Considerando que el radar aerotransportado de penetración de hielo mide el espesor del hielo estima tasas de hasta 45 metros por década en algunas partes. El hielo en esta región está anclado a unos 500 m bajo el nivel del mar, típico de la mayor parte del sistema Thwaites fuera del tronco occidental.

Se taladró un pozo de 600 m de profundidad a unos dos kilómetros de la línea de puesta a tierra  de la plataforma de hielo oriental del glaciar Thwaites, zona caracterizada por agua cálida y altamente estable con temperaturas sustancialmente superiores al punto de congelación. A pesar de estas condiciones cálidas, las bajas velocidades de la corriente y la fuerte estratificación de densidad en la capa límite hielo-océano restringen activamente la mezcla vertical de calor hacia la base de hielo, lo que da como resultado una fusión basal de hielo fuertemente suprimida. El modelo utilizado de fusión de la plataforma de hielo para generar proyecciones del nivel del mar no puede reproducir las tasas de fusión observadas debajo este glaciar. A pesar de su rápido retroceso y su inestable  línea de puesta a tierra, mantiene tasas de fusión basal relativamente modestas.

Una capa de agua más fría entre el fondo de la plataforma de hielo y el océano subyacente reduce la tasa de fusión a lo largo de las partes planas de la plataforma de hielo. Pero el derretimiento a formado una topografía en forma de gradas en la parte inferior de la plataforma de hielo. En estas áreas, así como en las grietas en el hielo, este se está derritiendo rápidamente. 

La zona de conexión a tierra, el punto donde se encuentra con el fondo marino, se ha retirado 14 km desde finales de la década de 1990. Estas medidas se han comparado con las observaciones de la tasa de fusión tomadas en otros cinco sitios debajo de la plataforma de hielo durante un período de nueve meses, cerca de la línea de puesta a tierra. El océano subyacente se volvió más cálido y salado, pero la tasa de derretimiento en la base del hielo promedió entre 2 y 5 m por año: menos que lo predicho por el modelo anterior.

Se desplegó un vehículo submarino no tripulado a través del pozo. El vehículo está diseñado para acceder a esas zonas de conexión a tierra que antes eran casi imposibles de inspeccionar. Las observaciones que hizo el vehículo del lecho marino y el hielo alrededor de la zona de conexión a tierra brindan más detalles sobre la imagen de cómo varía la fusión bajo la plataforma de hielo. Las zonas escalonadas, llamadas terrazas, así como las grietas en la base de hielo se están derritiendo rápidamente. El derretimiento es especialmente importante en las grietas: a medida que el agua se canaliza a través de ellas, el calor y la sal pueden transferirse al hielo, ensanchando estas.

Aunque el derretimiento vertical a lo largo de la base de la plataforma de hielo es menor de lo esperado, la fusión a lo largo del hielo inclinado en estas grietas y terrazas es mucho mayor y puede ser un factor importante en la pérdida de hielo en el glaciar Thwaites, especialmente a medida que las principales grietas avanzan a lo largo del glaciar, la plataforma de hielo y puede convertirse en el desencadenante principal del colapso de la plataforma de hielo.

Los modelos informáticos muestran que durante las próximas décadas, el glaciar puede perder hielo rápidamente, a medida que el hielo retrocede. El hielo que se drena desde Thwaites hacia el mar de Amundsen ya representa alrededor del cuatro por ciento del aumento global del nivel del mar. 

El glaciar Thwaites representa el 15% de la descarga de hielo de la capa de hielo antártico occidental e influye en una cuenca más amplia. Al introducirse el hielo bajo el nivel del mar, se cree que el glaciar Thwaites es susceptible a un retroceso desbocado desencadenado en su línea de puesta a tierra en la que el glaciar llega al océano. Una reciente aceleración del flujo de hielo y retroceso del frente de hielo y su línea de indican que la pérdida de hielo puede continuar. 

La tasa de pérdida de masa de la plataforma de hielo ha aumentado en un 70% entre 1994 y 2012, precipitando un cambio hacia un drenaje más rápido de hielo en el océano. La respuesta de la capa de hielo de la Antártida occidental con base marina a un clima más cálido contribuye con una incertidumbre sustancial a las proyecciones del nivel del mar del siglo XIX. La evolución de la capa de hielo está dinámicamente vinculada al destino de las plataformas de hielo flotantes que se encuentran sobre el mar. Ejerciendo una fuerza resistiva en la línea de puesta a tierra donde la capa de hielo primero sale a flote, el refuerzo de la plataforma de hielo ayuda a controlar el flujo de hielo sobre tierra hacia el océano. En las últimas décadas, el elevado derretimiento basal impulsado por el océano ha provocado un rápido adelgazamiento de muchas plataformas de hielo antárticas, lo que reduce la resistencia de los contrafuertes de las plataformas de hielo.

Condiciones bajo la plataforma de hielo 

El agua templada ocupa gran parte del volumen oceánico bajo la plataforma de hielo, con temperaturas del océano 2,25 °C por encima del punto de congelación, disminuyendo solo ligeramente a 2 °C a unos 5 a 10 m de la base del hielo y a 400 m de la línea de tierra.

Un kilómetro aguas abajo de la línea de tierra, la superficie del hielo es muy rugosa, aproximadamente el 30% consiste en grandes fisuras. Se observó un derretimiento visible en toda la región. Aparecen pequeñas terrazas talladas en el hielo dentro de los 200 m de la línea de tierra, lo que indica que el derretimiento erosiona rápidamente estas caras inclinadas de hielo. 

Se observa fusión turbulenta impulsada por el océano. También se observan terrazas en grietas Por el contrario, el hielo aguas abajo bajo de la plataforma extremadamente plano, con pendientes superficiales menores a 5º.

Interacciones hielo-océano

En toda la región, se observa agua a  1,75 °C a una distancia de 1 m de la base de hielo, proporcionando suficiente calor para impulsar el derretimiento. 

 Aunque los datos más cercanos al hielo reflejan un aumento en la fusión. Las observaciones muestran una fuerte estratificación vertical el agua de fusión de origen terrestre formado a partir de fusión del hielo sobre tierra, cae al mar y forma una capa de agua fría justo bajo la base del hielo. Las corrientes oceánicas se debilitan a menos de 5 m del hielo desde una velocidad de fondo cercana a 3 cm por segundo a casi cero cerca de la interfaz hielo-océano. 

Por el contrario, las corrientes aumentan en las grietas hasta un máximo medido de 5,90 cm por segundo. Se han calculado de fusión ascendentes promedio de 5 m por año, pero el derretimiento en la región es muy variable.

 

Figura 3 La tasa de derretimiento de la plataforma de hielo depende en gran medida de la pendiente, las pendientes pronunciadas contribuyen hasta el 27% de la pérdida de hielo bajo la plataforma de hielo a lo largo de solo el 9% del hielo base. 

a, Las tasas de derretimiento de la plataforma de hielo espacialmente variables muestran la fuerte influencia de la pendiente local. Cada curva mostrada consta de puntos de datos de velocidad de fusión que se han calculado utilizando el promedio regional de las condiciones oceánicas.

 b, La fusión lateral a lo largo pendientes superiores a 30° se estima que contribuye en un 27% a la fusión bajo la plataforma de hielo, mientras que estas pendientes representan solo el 9% de la plataforma de hielo. La fusión hacia arriba a lo largo de pendientes bajas sigue siendo la fuente más notable de fusión, en la que las pendientes de menos de 30° representan el 73% del derretimiento, mientras que representan el 91% del hielo. 

La estratificación suprime la fusión a lo largo de interfaces planas, mientras que las tasas de fusión estimadas a lo largo de las caras verticales se acercan a los 30 m por año en promedio. La fusión es más fuerte a lo largo de las paredes casi verticales de las grietas, en las que el agua está 1,8 °C por encima del punto de congelación.  Estas observaciones implican tasas de fusión a lo largo de las paredes laterales de las grietas de hasta 43 m por año.

Las interacciones hielo-océano bajo la plataforma de hielo son influenciadas incluso por la topografía del hielo a pequeña escala, que se extendería a otras plataformas de hielo de base cálida en las que corrientes de velocidades bajas a moderadas permiten que persistan altos niveles de estratificación oceánica cercana al hielo. Se calcula un derretimiento ascendente promedio moderado a lo largo de superficies planas en 5 m al año, que coincide con las tasas de fusión medidas en interfaces similares y son consistentes con las estimaciones históricas del radar de penetración de hielo. 

Más cercano a la línea de tierra, las tasas de fusión promedian 2 m al año con un  rango de 1 a 10 m al año. Las observaciones muestran que la retroalimentación entre la pendiente del hielo y el derretimiento es relevante para toda la base de plataformas de hielo, incluso cerca de la línea de base.

Es decir, la fusión promueve la formación de grietas y superficies inclinadas y estas a su vez son más susceptibles de ser fusionadas que las superficies planas. En la región estudiada, el 27% del derretimiento total ocurre a lo largo de las laderas que son mayores de 30°. Porque las grietas canalizan el agua a través ellas a velocidades que pueden transferir eficientemente el calor y la sal a las paredes empinadas de las grietas, estas tasas de fusión localmente altas deberían ensanchar tanto grietas y fisuras basales a través del glaciar, y contribuir al aumento del desprendimiento del glaciar. 

Conclusión

Hay que tener en cuenta que aunque la fusión bajo la plataforma de hielo sea reducida, es crítico que la fusión en las grietas sea tan alta, pues tiende a forzar el desprendimiento de grandes bloques de hielo. Es decir, el verdadero peligro no es a qué velocidad puede fundirse el hielo, sino el hecho de que al estar sobre el océano puede partirse y desprenderse con facilidad sin necesidad de fundirse. El hecho de que esté sobre el océano puede dar lugar al equívoco de que no influye sobre el nivel de este, una vez la plataforma se desprende y se aleja, su lugar es ocupado por hielo nuevo procedente de tierra con lo que si contribuye al aumento del nivel del mar, además al no existir el freno de la vieja plataforma, el flujo de hielo hacia el océano se acelera, con lo que el volumen de hielo entrante en el mar se multiplica.

 

Figura 4. Aunque la fusión bajo la plataforma es moderada (2-5 m por año) hay tres grandes peligros: 1º la fusión en las grietas alcanza los 30 m por año, lo que puede ampliar las grietas y desprender grandes porciones de la plataforma de hielo. (Ver recuadro ampliado) un hecho agravante de esta situación, es que dichas grietas se encuentran próximas a la línea de tierra. 2º. Una fusión moderada puede permitir la penetración de agua oceánica bajo la línea de tierra y sacar literalmente “a flote” una gran porción del glaciar que ahora está asentado sobre tierra. Esto podría implicar una subida “brusca” del nivel del mar. 3º La plataforma de hielo y la línea de tierra ejercen de frenos para el hielo que está aguas arriba, si estas desaparecen, dicho hielo podría precipitarse bruscamente hacia el océano.

Por otra parte, la plataforma tiene cientos de metros de grosor 500-600 m pero sus tasas de fusión reducida de 2 a 5 m anuales nos dan una vida estimada máxima de la plataforma de 100 a 300 años sin tener en cuenta los grandes bloques de hielo que pueden desprenderse mucho más prematuramente.

Figura 5. En esta imagen bastante inquietante, se puede ver que la totalidad del lecho glaciar se encuentra bajo el nivel del mar. Lo que puede provocar un colapso súbito del glaciar.

Fusión heterogénea en el glaciar Thwaites

Traducción adaptada del artículo:

Heterogeneous melting near the Thwaites Glacier grounding line

B. E. Schmidt, P. Washam, P. E. D. Davis, K. W. Nicholls, D. M. Holland,J. D. Lawrence, K. L. Riverman, J. A. Smith, A. Spears, D. J. G. Dichek, A. D. Mullen, E. Clyne, B. Yeager, P. Anker, M. R. Meister, B. C. Hurwitz, E. S. Quartini, F. E. Bryson, A. Basinski-Ferris, C. Thomas, J. Wake, D. G. Vaughan, S. Anandakrishnan, E. Rignot, J. Paden & K. Makinson

https://doi.org/10.1038/s41586-022-05691-0

Para los profanos puede ser un artículo bastante árido, pues está casi traducido literalmente del original. Próximamente pondré un resumen más digerido de este artículo y otro similar.

Introducción

El glaciar Thwaites representa el 15% de la descarga de hielo de la capa de hielo antártico occidental e influye en una cuenca más amplia. Al introducirse el hielo bajo el nivel del mar, se cree que el glaciar Thwaites es susceptible a un retroceso desbocado desencadenado en la línea de puesta a tierra (GL) en la que el glaciar llega al océano. Una reciente aceleración del flujo de hielo y retroceso del frente de hielo y su GL  indican que la pérdida de hielo puede continuar. Sin embargo, los impactos relativos de los mecanismos que subyacen a la reciente retirada son inciertos. 

Se sabe que este glaciar está sufriendo una retirada sostenida de  su GL desde al menos 2011 hasta la actualidad. Se han realizado observaciones de la plataforma de hielo oriental de Thwaites (TEIS) desde un vehículo submarino, extendiéndose desde el GL hasta 3 km hacia el océano y desde la interfaz hielo-océano hasta el suelo marino. Estas observaciones muestran una base de hielo rugoso sobre un lecho marino que se inclina hacia arriba, cerca del GL y una cavidad oceánica en la que el agua más caliente supera los 2 °C por encima del punto de congelación. Los datos más cercanos a la base del hielo muestran que se produce un mayor derretimiento a lo largo superficies inclinadas que se inician cerca de la GL y evolucionan hacia terrazas empinadas.

Este derretimiento pronunciado a lo largo de las paredes empinadas del hielo, incluso en las grietas, produce estratificación que suprime el derretimiento a lo largo de interfaces planas. Estos datos implican que el derretimiento dependiente de la pendiente esculpida bajo la base del hielo y actúa como una respuesta importante al calentamiento del océano.

Visión general

Las condiciones atmosféricas y oceánicas en alta mar fuerzan el calentamiento circumpolar de las aguas profundas en la plataforma continental del Mar de Amundsen, donde contribuyen a la pérdida de hielo y al retroceso de la GL de los glaciares que drenan este sector de la capa de hielo de la Antártida occidental, incluido el glaciar Thwaites. 

El glaciar Thwaites se extiende hacia el mar desde la costa de Walgreen, formando la lengua glaciar de Thwaites (TGT) al oeste y el TEIS que descansa sobre un punto de anclaje saliente del fondo marino (Fig. 1a). Un calentamiento circumpolar de las aguas profundas fluye hacia el glaciar a lo largo de la costa y a través de los canales del lecho marino, donde impulsa el derretimiento. El lecho debajo del hielo se profundiza hasta un máximo de 2.300 m bajo el nivel del mar, haciéndolo susceptible a una retirada a gran escala del derretimiento impulsado por el océano. El colapso del glaciar Thwaites, que en sí representa más de medio metro de potencial global de aumento del nivel del mar, también podría desestabilizar glaciares que representan otros 3 m de futuro aumento del nivel del mar. Los cambios en el sistema Thwaites se han acelerado en los pasados 20 años, lo que resulta en la ruptura de la lengua del glaciar y la propagación de grietas en el TEIS. El retiro reciente de GL ha pasado de retroceder unos 600 m al año a retroceder cerca de 1,2 km al año. Un derretimiento propiciado por aguas oceánicas más templadas junto con un adelgazamiento dinámico provoca que las tasas de flujo de hielo influyan en esta retirada, pero saber exactamente cómo operan estos factores es difícil por la limitación de observaciones generalmente pobres debajo del hielo. 

Las observaciones satelitales, que miden la elevación de la superficie del glaciar, sugieren que el TEIS está adelgazando en promedio 25 metros por década, Considerando que el radar aerotransportado de penetración de hielo que mide directamente espesor del hielo estima tasas de hasta 45 metros por década. Aunque el derretimiento impulsado por el océano influye directamente en la estabilidad del hielo alrededor de la Antártida, pocos datos resuelven la interacción entre la hielo y océano directamente. Los modelos de forzamiento oceánico a menudo están limitados por resolución o parametrizaciones disponibles. En general, los modelos representan plataformas de hielo de manera simple como cuñas de hielo con interfaces planas o curvas y una geometría inferida del fondo marino en función de la distancia desde el presunto GL. Por lo general, se impone una condición de fusión cero en el GL, lo cual es inconsistente con la evidencia de adelgazamiento y retroceso del GL. A pesar de que las pendientes retrógradas del lecho facilitan la retroalimentación positiva en la pérdida de hielo en tierra por fusión  forzada por el océano, los glaciares que descansan sobre laderas progresivas aún enfrentan influencia del agua caliente socavando el hielo. La temperatura y las variaciones de salinidad influyen en la circulación y el intercambio de calor entre el hielo y el océano. 

Fig. 1  El agua tibia llega cerca de la base de hielo retirando la GL de los TEI.

a, las posiciones históricas de GL (líneas de colores) muestran un  retiro notable de la línea de base GL en las últimas dos décadas; La caja roja denota la región de estudio). 

b, c, agua tibia entra cerca a la base de hielo (regiones grises superiores), mostrados por contornos de conducción térmica (Grados por encima del punto de congelación in situ). El hielo (línea negra) y el fondo marino (marrón) Los perfiles de elevación representan la batimetría descendente del hielo y el fondo oceánico. La línea roja y la azul (recuadro) denotan la pista del movimiento de hielo, a lo largo de dos transectos que se acercan al GL, T1 (rojo) y T2 (azul) que se muestran en el recuadro inferior (caja roja de A). 

El círculo en el recuadro y la línea vertical a través del hielo denota la ubicación del pozo. La pista T1 está orientada 5–10 ° oblicua a la dirección de flujo de la glaciar y T2 aproximadamente 50 ° oblicuo al flujo; La capa de hielo alcanzó el fondo en punto del glaciar al final de T2. Triángulos en b y c marcando ubicaciones históricas de la GL,  ubicaciones estimadas a partir de interferometría satelital para 2011 (blanco) y la estimación en 2016 (azul). En b, el triángulo amarillo denota la cuña potencial de la GL detectada ver (Fig. 2). 

Más cercana a la GL, aunque Las temperaturas son más frías que el agua profunda, el agua del océano se mantiene más de grado por encima del punto de congelación. La base de hielo pasa de áspera cerca del GL a escalonada cerca y aguas abajo del pozo, lo que sugiere una fusión progresiva. Las grietas también contienen escalones, especialmente claros en c.

Estas variaciones ocurren a escalas mucho más pequeñas que aquellos resueltos por teledetección o capturados en modelos de toda la plataforma de hielo de las interacciones hielo-océano. Se han hecho pocas mediciones directas cerca de la base de hielo, y ninguna en el GL, lo que ayudaría a los modelos de gran y pequeña escala a representar mejor la fusión del hielo. Por lo tanto, sabe exactamente cómo se produce el derretimiento bajo las plataformas de hielo y particularmente en el GL, que influye en la pérdida de hielo, sigue sin resolverse en gran medida. 

Se llevó a cabo una campaña de perforación de la plataforma de hielo para acceder a la cavidad oceánica y a los sedimentos del fondo para observar el sistema cambiante directamente. El hielo en esta región está anclado a unos 500 m bajo el nivel del mar (Figs. 1 y 2), típico de la mayor parte del sistema Thwaites fuera del tronco occidental. Se desplegó un vehículo submarino llamado Icefin (datos extendidos Fig. 1) a través de un pozo el hielo. El vehículo midió la temperatura oceánica, la salinidad, oxígeno disuelto y velocidades de la corriente (Fig. 1 y Fig. 2), se mapeó el fondo del mar y la base de hielo y se tomaron imágenes del hielo y el fondo marino (Fig. 3).

Condiciones bajo la plataforma de hielo 

La base de hielo a la que se encuentra la línea de tierra (GL) se sitúa a  aproximadamente 500 m a 520 m bajo el nivel sobre la línea de estudio T1 de casi 3 km (Fig. 1b) y con una pendiente descendente más pronunciada a lo largo de la línea T2 desde un mínimo de 475 m profundidad en el GL (Fig. 1c). La temperatura, salinidad y el contenido de oxígeno disuelto en el agua, reflejan la mezcla de diferentes depósitos, incluyendo el océano, el agua del hielo glacial derretido (GMW) y agua subglacial (SGW) procedente de la fusión del hielo en tierra (es decir el hielo aguas arriba  de la GL). El agua templada ocupa gran parte del volumen oceánico bajo la plataforma de hielo, con temperaturas del océano 2,25 °C por encima del punto de congelación, disminuyendo solo ligeramente a 2 °C a unos 5 a 10 m de la base del hielo y a 400 m de la GL (Fig. 1b,c).

El oxígeno disuelto, refleja el intercambio del agua con la atmósfera antes de sumergirse debajo del hielo y el que se libera al derretirse el hielo, aumentó la concentración en esta región. Lo que indica una columna de agua relativamente bien mezclada cubierta por una capa superior estratificada, generalmente de 5 a 10 m de espesor, en la que el océano se enfrió, refrescó y aumentó en oxígeno debido al derretimiento del hielo local que produce una mayor mezcla de GMW.

El lecho marino en esta zona se caracteriza principalmente por crestas orientadas paralelamente al eje norte-sur correspondiente al flujo del glaciar (Fig. 2). El espacio cresta–cresta del fondo marino varía en un orden de magnitud de 3 a 25 m y su altura desde decenas de centímetros a 10 m de altura; la mayoría de las crestas tienen alturas de 0,5 a 2 m (Figuras 4–6). Son visibles cantos rodados esporádicos y piedras caídas a través del sedimento (Fig. 3). Los canales que atraviesan las crestas sugieren una reelaboración del sedimento, lo que podría ocurrir si el glaciar estuviera anclado cerca de este ugar que coincide con la posición estimada de GL en 2011 (Fig. 2a). Aguas arriba del pozo, una sola característica semilineal corta a través de las crestas de flujo a lo largo y crestas, con un pronunciado escalón en profundidad de 2-3 m de altura (Fig. 2b); 

 

Figura 2 La batimetría del fondo marino muestra un retroceso suave e interacciones con el hielo cerca de la GL de la plataforma de hielo. La batimetría del fondo marino cerca de la GL se caracteriza por formas de lecho con surcos de flujo a lo largo con varias longitudes de onda, así como evidencia de dos posibles posiciones anteriores de la GL (recuadros blanco y rojo) y canales de salida del flujo subglaciar (recuadro negro). Los datos en a–d son del sonar batimétrico orientado hacia abajo y e del sonar frontal de la sonda submarina Icefin. Se observan sedimentos reelaborados (recuadro blanco) cerca del pozo (círculo amarillo). b, Una sola pendiente sinuosa de 2 a 3 m de altura consistente con una cuña de sedimento de un GL se encuentra a unos 200 m al norte de la GL de 2016 estimada a partir de distancia de detección (región encuadrada en rojo desde a; las flechas rojas indican la cuña). Esta cuña cruza las formas de lecho de flujo a lo largo de la longitud de onda de 2 a 5 m (Figs. 5 y 6 datos extendidos). 

c, Un canal aislado de 4 m de profundidad muestra dos giros y un segmento que corta perpendicular a la mayoría de las formas del lecho marino, lo que sugiere que esta característica se formó a partir del desvío del agua subglaciar cuando se retiró la GL (Datos extendidos Fig. 5). 

d, La topografía en forma de lecho cerca de la GL de T2 muestra evidencia de crestas lineales que apuntan al norte (Datos extendidos Fig. 4). 

e, Los datos del sonar prospectivo de la base de hielo cerca de la GL muestran que el hielo tiene las mismas crestas de longitud de onda de 2 a 5 m que las características de longitud de onda más corta en el fondo del mar Estos datos juntos sugieren que el retiro de la GL ha sido en gran parte continuo durante el período observable, desde al menos 2011 basado en datos remotos viendo las similitudes entre el lecho y la morfología del hielo en la GL sugiere que las interacciones del lecho de hielo establecen pendientes que luego son progresivamente derretidas por la intrusión del agua de mar. 

Esto es aguas abajo de todas las posiciones estimadas de la GL para 2016–2017 (ref. 12). esta característica se interpreta como una cuña de sedimento producida cuando el hielo estante fue puesto a tierra en esta posición, aproximadamente 1.250 m desde el final de la prospección T1 y 1.500 m de la ubicación más alejada de la GL 2017 aguas arriba. No se observa ninguna otra evidencia clara de cuñas de la GL en esta región. Por lo tanto, la batimetría sugiere que la GL se retiró suavemente por el fondo marino de forma progresiva, con una sola ubicación estable desde al menos 2011. Variaciones locales en la influencia de la pendiente basal (topografía) del derretimiento de la plataforma de hielo a través de la modulación de gradientes de densidad oceánica cerca del hielo (estratificación) y turbulencia a pequeña escala que controlan el calor del océano y fundentes salinos. Más cercano a la GL, la base de hielo comprende un sistema de crestas de longitud de onda corta que tienen una forma similar y unos 2 a 5 m de espaciamiento entre las crestas de pequeña amplitud (0,1–0,5 m) en el fondo del mar (Fig. 2b–d y Datos Extendidos Fig. 4) que se superponen sobre ondulaciones topográficas más amplias (alrededor de 50 m). Un kilómetro hacia aguas abajo de la GL, la superficie del hielo es muy rugosa, aproximadamente el 30% consiste en grandes fisuras. El hielo relativamente claro cargado de sedimento, llamado hielo basal, se encuentra constantemente en esta región y en parches aguas abajo abajo, interrumpiendo el hielo meteórico blanco rico en burbujas. Los escombros de grano fino (arena a lodo) (Fig. 3a, derecha) y clastos angulares intercalados que varían en tamaño desde unos pocos hasta decenas de centímetros comprende fuertes capas laminadas en el hielo basal en espaciamiento en escala centimétrica. Se observó un derretimiento visible en toda la región, con granos y pequeñas piedras caídas constantemente del hielo basal, agregando turbidez a la columna de agua. Aparecen pequeñas terrazas y morfología festoneada talladas en el hielo dentro de los 200 m de la GL, lo que indica que el derretimiento erosiona rápidamente estas caras inclinadas de hielo. Las paredes empinadas crecen en escala vertical con la distancia al la GL, que muestra la evolución progresiva de la forma del hielo derritiéndose cuanto más tiempo está expuesto al océano cálido. La base de hielo rugoso observada en el GL se erosiona aguas abajo, dando camino a terrazas de techo plano y empinadas (Figs. 1 y 3). Los muros de estas características forman ángulos de hasta 90° con sus techos planos y quillas, subiendo decenas de centímetros a más de 6 m de altura (Fig. 1b,c) y exhibiendo uniformemente texturas superficiales festoneadas (Fig. 3b, derecha), indicativo de fusión turbulenta impulsada por el océano. También se observan terrazas en grietas Por el contrario, el hielo aguas abajo bajo el TEIS es extremadamente plano, con pendientes superficiales menores a 5° (Figs. 1, 4 y 5). La topografía de la base de la plataforma de hielo tallada por derretimiento se ha observado en otros lugares, como quillas y canales, incluidas terrazas en el cercano glaciar Pine Island asociado con pendientes empinadas a lo largo de las características marginales y del canal que se argumentaba que se formaban por medio de la retroalimentación entre pendientes y derritiendo. 

Se observan terrazas distribuidas a lo largo del TEIS, en muchas diferentes orientaciones, las terrazas son características basales generalizadas de plataformas de hielo.

 

Figura 3  Las condiciones del océano influyen en la morfología de la base del hielo, que varía con distancia a la GL. La trayectoria del vehículo Icefin está sombreada por su recorrido relativo a lo largo de la trayectoria. Distancia  aguas abajo (blanco) a aguas arriba (negro). Los datos en azul claro indican regiones con enfriamiento en terrazas y azul oscuro denota datos más fríos/frescos observados. a, Las condiciones en la cavidad de agua cercana a GL muestran la influencia de la fusión cerca de la GL a lo largo de T2 (izquierda). Las estrellas de colores denotan pasos cercanos al hielo que también tienen distintas firmas de mezcla y derretemiento. Perfiles verticales de conducción térmica (Θ − Θf), salinidad absoluta (SA) y oxígeno disuelto (DO) combinado con la distancia desde la base del hielo muestran firmas  complejas que varían con la ubicación (Datos extendidos Fig. 3), lo que sugiere la influencia tanto de la fusión como del flujo de salida de SGW (centro). Imágenes cerca del GL (recuadro rojo) muestran la topografía del hielo estriado y el hielo basal claro cargado de sedimentos en la GL (estrella amarilla) (derecha). La barra de escala es de aproximadamente 0,5 m. b, Condiciones del océano en un gran terraza formada en la base de hielo implica derretimiento cerca de las paredes laterales (cajas rojas,  A 800 m de la GL por la T2) (izquierda). Se encuentra agua tibia y salada (negra, gris) a lo largo de las paredes laterales, mientras que el agua mucho más fría y oxigenada con baja conducción térmica (frío en relación con la congelación in situ) se acumula en el techo de la terraza (centro). Las imágenes de las paredes laterales de la terraza a lo largo del TEIS muestran uniformemente superficies que reflejan fusión turbulenta (Datos extendidos Fig. 8) (derecha). Barra de escala, aproximadamente 0,5 m. c, Como en b pero para una pequeña terraza a 2.400 m aguas abajo por la T1 que contiene agua fría y rica en oxígeno a lo largo de su techo. Aquí el agua se sobreenfría, con cristales de hielo. formándose lateralmente (derecha) a través de la interfaz altamente estratificada (recuadro rojo) entre esta capa límite superior de 0,1 m y la cálida, salina y más pobre en oxígeno aguas oceánicas inferiores. Barra de escala, aproximadamente 0,1 m.

Interacciones hielo-océano

Observaciones in situ de la capa límite hielo-océano no perturbada debajo de las plataformas de hielo son inherentemente difíciles de hacer a través de pozos debido a la contaminación del agua dulce calentada utilizada para perforar el orificio de acceso. 

En toda la región, la conducción térmica fue de aproximadamente 1,75 °C dentro de 1 m de la base de hielo, proporcionando suficiente calor para impulsar el derretimiento. En general, la columna de agua casi helada debajo del TEIS se ajusta estrechamente a la líneas de mezcla bien definidas entre GMW y una masa de agua de origen, implican una mezcla turbulenta completamente desarrollada (Datos extendidos Fig. 3), aunque los datos más cercanos al hielo reflejan un aumento de la fusión. Antes de este artículo, no existían mediciones in situ que podría limitar el comportamiento en el GL. Para hacer estas observaciones, se condujo el vehículo submarino a lo largo de la base del hielo para capturar la capa límite a lo largo de interfaces planas, en un ángulo hacia y luego en contacto con el hielo para medir gradientes hasta el hielo, y directamente en las paredes laterales verticales, en algunos casos midiendo dentro de unos 5 cm de la interfaz.

 

Figura 4 Las corrientes oceánicas y la topografía del hielo contribuyen al derretimiento variable en terrazas y grietas. Aquí el recorrido del vehículo está sombreada por la distancia relativa a lo largo de la trayectoria desde aguas abajo (blanco) hasta aguas arriba (negro) y las velocidades de la corriente están sombreadas desde la más lenta (blanco) hasta la más rápida (púrpura). a, horizontales y tendencias verticales cerca de una esquina de una amplia terraza (1.900 m aguas abajo en T1 cerca el pozo) muestran el agua fria dentro de la terraza y la desaceleración de las corrientes a medida que el agua siente la influencia de la interfaz de hielo. Las líneas grises denotan la parte inferior de la terraza. Perfiles verticales de velocidad de las corrientes oceánicas (U), conducción térmica (Θ − Θf), salinidad absoluta (SA) y oxígeno disuelto (DO) agrupados con la distancia desde la base del hielo muestran que, aunque el agua está tibia cerca de la interfaz, la velocidad de la corriente disminuye en la capa límite, lo que sugiere rotura por fricción en la interfaz. b, c, como en a para la grieta más lejana del GL, observado a lo largo de T1 (b) y T2 (c). Los paneles de la derecha están agrupados con la distancia desde la parte superior de un escalón en la pared lateral de la grieta a lo largo de T1 marcada con la línea gris superior. La línea gris inferior indica la altura del fondo de la grieta en T1. Las estrellas en b se relacionan con la ubicación del panel a la izquierda. Estos paneles muestran agua templada con conducción térmica de casi 1,8 °C (Θ − Θf) alcanzando las paredes de la grieta acompañada de un muy ligero enfriamiento y aumento de oxígeno que indican fusión (SA y DO) que luego subiría a la grieta.

En toda la región, la conducción térmica fue de aproximadamente 1,75 °C dentro de 1 m de la base de hielo, proporcionando suficiente calor para impulsar el derretimiento.  En general, la columna de agua casi helada debajo del TEIS se ajusta estrechamente a la  líneas de mezcla bien definidas entre GMW y una masa de agua de origen, y observaciones implican una mezcla turbulenta completamente desarrollada (Métodos y Datos extendidos Fig. 3), aunque los datos más cercanos al hielo reflejan un aumento en la fusión. Las observaciones muestran una fuerte estratificación vertical acercándose 

 

Figura 5 Las tasas de fusión altamente variables se encuentran debajo del TEIS. a, b, estimaciones de la tasa de derretimiento de la plataforma de hielo que varía espacialmente se muestran para cada una de las cuatro subregiones a lo largo de T1 (a) y T2 (b) (r1–r4 son las mismas regiones que en la Tabla de datos extendida 2). La superficie del hielo está coloreada por la tasa de fusión calculada a lo largo de cada pendiente (paneles superiores) el bajo promedio regional condiciones del océano, lo que demuestra el aumento de la tasa de fusión a lo largo de pendientes pronunciadas. Las líneas de colores horizontales (paneles inferiores) corresponden a las tasas medias de fusión en cada región. Para las regiones r2 en T1 y r3 en T2, se presentan dos medias, como se observó que las condiciones cambiaban con la altura en las grietas, en las que el agua más alta en las grietas era más fría y fresca que el agua más baja en estas características. La barra inferior indica la tasa de fusión determinada por la fuerza variable oceánica en la grieta superior por encima de las líneas discontinuas en los paneles superiores; la barra superior representa la tasa de fusión media por debajo de la línea discontinua en el grietas las medias para cada una de estas regiones son las siguientes: T1: r1: 3,07 m por año; r2: 16,16 m por año (por debajo de los guiones), 9,72 m por año (por encima de los guiones); r3: 3,48 m por año; r4: 4,11 m por año; T2: r1: 1,47 m por año; r2: 4,18 m por año; r3: 9,12 m por año (debajo de los guiones), 6,82 m por año (arriba de los guiones); r4: 5,76 m por año. 

porciones planas de la interfaz hielo-océano que contienen GMW formadas a partir de fusión a lo largo de las laderas vecinas que ascienden hasta la base del hielo (Figs. 3 y 4). Las corrientes oceánicas se debilitan a menos de 5 m del hielo desde una velocidad de fondo cercana a 3 cm por segundo a casi cero cerca de la interfaz (Fig. 4a). Por el contrario, las corrientes aumentaron en las grietas hasta un máximo medido de 5,90 cm por segundo (Fig. 4b,c). En las terrazas, el oxígeno disuelto aumenta al disminuir la temperatura y salinidad, consistente con la aportación de la fusión del hielo. Una estratificación más fuerte fue observada en una terraza poco profunda formada a lo largo del techo de otra gran terraza, en la que la salinidad de la capa límite era de 20 g por kg, o aproximadamente un tercio más fría que la agua del océano circundante. Capas extremadamente frías con  (36–42 % de agua dulce) los huecos a lo largo de los techos de las terrazas no son completamente turbulentos, ya que la salinidad y el oxígeno disuelto exhibe firmas mucho más grandes que la temperatura, sugiriendo un régimen en el que los procesos de difusión controlan el calor y el flujo de sal. Los espesores de estas capas más frías son del orden de decenas de centímetros y probablemente reflejan la transición entre las porciones exteriores completamente turbulentas e interiores más viscosas en la capa límite hielo-océano.

El agua más cercana al GL es más fría y fresca que la circundante. Océano (excluyendo el agua dulce en los techos de las terrazas), con una firma de oxígeno disuelta distinta de otras partes de la región. Estos datos tienen una pendiente de temperatura-salinidad (T-S) más superficial de 2,05 °C (g kg−1)−1 que la línea de mezcla de fusión (aproximadamente 2,5 ° C (g kg-1)-1) y disminución del oxígeno disuelto con enfriamiento (Datos extendidos Fig. 3). Esta mezcla de agua fría pobre en oxígeno sugiere la presencia de SGW descargado aguas arriba de la GL. Aunque no se observa directamente ninguna fuente SGW, la batimetría cerca del GL a lo largo de T1 sugiere un canal subglaciar reciente (Fig. 2c), y el flujo de salida de SGW medido aguas abajo varía con el tiempo. Estimaciones de la concentración de SGW calculadas a partir de las propiedades T–S y DO–S indican valores máximos de 7 ml l−1 y 24 ml l−1, respectivamente. La estimación de SGW mucho más alta implícita en DO-S sugiere que el hielo basal cargado de escombros que prevalece cerca del GL también tiene poco oxígeno y se originó como SGW que se acrecentó en la más profunda cuenca aguas arriba (Datos extendidos Fig. 7). Para probar el impacto del derretimiento en la región, se calcularon las tasas de derretimiento suponiendo una mezcla turbulenta impulsada por cizalla, de acuerdo con la base del hielo local pendiente y usando las velocidades actuales y las condiciones hidrográficas que fueron promediado sobre regiones con condiciones similares (indicadas en la Fig. 5). Se compararon estos con otros resultados (Fig. 5). Este enfoque utilizando promedio regional  las condiciones del océano produce tasas de derretimiento ascendentes promedio de 5 m por año, pero el fundido en la región es muy variable (Figs. 5 y 6).

 

Figura 6 La tasa de derretimiento de la plataforma de hielo depende en gran medida de la pendiente y las pendientes pronunciadas contribuyen hasta el 27% de la pérdida de hielo bajo el TEIS a lo largo de solo el 9% del hielo base. a, Las tasas de derretimiento de la plataforma de hielo espacialmente variables estimadas a lo largo de T1 y T2 muestran la fuerte influencia de la pendiente local. Aquí cada curva consta de puntos de datos de velocidad de fusión que se han calculado utilizando el promedio regional de las condiciones oceánicas  correspondientes a las regiones etiquetadas en la Fig. 5. Las curvas rojas son de T1 y las curvas azules son de T2. b, Fusión lateral a lo largo pendientes superiores a 30° contribuyen en un 27% estimado de la fusión bajo el TEIS, mientras que estas pendientes representan solo el 9% de la base de hielo. La fusión hacia arriba a lo largo de pendientes bajas sigue siendo la fuente más notable de fusión, en la que las pendientes de menos de 30° representan el 73% del derretimiento, mientras que representan el 91% del hielo.

La estratificación suprime la fusión a lo largo de interfaces planas, mientras que las tasas de fusión estimadas a lo largo de las caras verticales se acercan a los 30 m por año. 

Aunque la estratificación suprime la fusión hacia arriba (moderado vertical derretimiento o dilución), mayor mezcla turbulenta lateral y desestabilización el aumento de GMW permite que el agua caliente alcance superficies inclinadas y promueve la fusión (fundición lateral alta; Figs. 5 y 6). La superficies de hielo festoneadas observadas solo en caras empinadas es consistente con lados altos fusión (Fig. 3b y datos extendidos Fig. 8). La fusión es más fuerte a lo largo las paredes casi verticales de las grietas, en las que el agua está a 1,8 °C por encima del punto de congelación se observó que alcanzaba 1 m de la pared vertical de la grieta (Fig. 4b). 

El agua se enfría con altura en medio de las grietas, refresca y se vuelve más oxigenada, lo que sugiere una acumulación local de agua de deshielo superior a 3 ml por litro por la erosión de las paredes de las grietas. Corrientes fueron más rápidas en las grietas por hasta un factor de dos en comparación con la media de base, con velocidades de flujo que alcanzan unos 6 cm por segundo. Estas observaciones implican tasas de fusión a lo largo de las paredes laterales de la grieta de hasta 43 m por año en una grieta en la ubicación de estas observaciones, mientras que la fusión en otros lugares está más suprimida (Fig. 6).

Controles topográficos sobre la evolución de la plataforma de hielo indican que las interacciones hielo-océano bajo el TEIS son influenciadas incluso por la topografía del hielo a pequeña escala, que se extendería a otras plataformas de hielo de base cálida en las que corrientes bajas a moderadas las velocidades permiten que persistan altos niveles de estratificación oceánica cercana al hielo. Se calcula un derretimiento ascendente promedio moderado a lo largo de superficies planas en 5 m al año, que coincide con las tasas de fusión medidas en interfaces similares y son consistentes con las estimaciones históricas del radar de penetración de hielo. Más cercano al GL a lo largo de cada línea de estudio, las tasas de fusión promedian 2 m al año pero el rango de 1 a 10 m al año (Figs. 5 y 6). Las observaciones muestran que la retroalimentación entre la pendiente del hielo y el derretimiento es relevante para toda la base de plataformas de hielo, incluso cerca del GL. La variada topografía del hielo. La base en el GL, tallada a medida que fluía sobre el lecho antes de llegar al océano, se convierte en una red ampliamente distribuida de superficies de hielo inclinadas a lo largo de la cual se promueve la fusión. Estas observaciones sugieren que el derretimiento a lo largo del hielo inclinado es un factor importante en la pérdida total de hielo cerca del GL del glaciar Thwaites. En la región estudiada, el 27% del derretimiento total ocurre a lo largo de las laderas que son mayores de 30° (Fig. 6). Porque las grietas canalizan el agua a través ellas a velocidades que pueden transferir eficientemente el calor y la sal a las paredes empinadas de las grietas (Fig. 4), estas tasas de fusión localmente altas deberían ensanchar tanto grietas y fisuras basales a través del glaciar, incluyendo el TGT y el TEIS, y podrían contribuir al aumento del desprendimiento del glaciar. La topografía accidentada cerca de la GL puede permitir que persista la fusión en esta región a pesar de las bajas velocidades de la corriente. Este trabajo implica que la fusión basal de plataformas de hielo de base cálida es heterogénea y aprovecha la topografía del hielo heredado de interacciones con el lecho formado por grietas. Dichos efectos son difíciles de observar, aún no capturados en modelos de retroceso de la GL y probablemente contribuya a la pérdida de hielo en otros lugares a lo largo la costa antártica.

 

Datos extendidos Fig. 2  La salinidad y el oxígeno disuelto generalmente van correlativos con la temperatura cerca de la GL en retirada del TEIS. 

a, Como en la Fig. 1, imagen de la TEIS, con posiciones históricas de GL en líneas de colores que muestran un retroceso notable en las últimas dos décadas, los recuadros rojos indican la región de estudio y la ubicación geográfica del TEIS en relación con la Antártida. 

b–g, Hidrografía del océano bajo el hielo muestra que la salinidad absoluta (d,e) y el oxígeno disuelto (f,g) y la temperatura (Fig. 1b, c) bajo el TEIS. El recuadro en b proporciona una vista ampliada de la región de estudio: el círculo amarillo indica la ubicación del orificio de acceso perforado con agua caliente, la línea roja representa T1 (5–10° oblicua a la dirección del flujo del glaciar) y la línea azul representa T2 (50° oblicua al flujo). Triángulos en b–g marcan las ubicaciones históricas de la GL estimadas a partir de datos satelitales (blanco, 2011; azul, 2016-2017) y mostrado por los datos del sonar batimétrico Icefin (amarillo).

Datos extendidos Fig. 3 Perfiles de salinidad, temperatura y oxígeno disuelto muestran firmas de fusión y mezcla debajo del TEIS. T–S (a) y DO–S (b) Los diagramas comparan los datos hidrográficos de T1 y T2. Los datos se colorean después los datos mostrados en las Figs. 3 y 4 (con distancia a lo largo de la pista y para los cuales los colores azules denotan una sección extremadamente nueva) y las estrellas denotan ubicaciones colocadas fuera con estrellas en las Figs. 3 y 4. Los datos que muestran el agua más cálida, salada y pobre en oxígeno (en rojo) no se muestran en las Figs. 3 o 4 pero provienen de los datos más externos de los datos extendidos Fig. 2 a distancias superiores a 10 m desde la base del hielo. Este agua no interactúa con la base de hielo en la región estudiada. Las líneas gruesas muestran una mezcla lineal entre la masa de agua de origen responsable de derretir la base de hielo localmente (estrella roja) y una mezcla pura de GMW o SGW bajo unas condiciones de mezcla completamente turbulenta. Estos datos pueden no describir completamente los ambientes protegidos a lo largo cubiertas de terrazas, en las que pueden dominar los procesos difusivos.

 

Datos extendidos Fig. 4  La batimetría cerca de la GL del TEIS a lo largo del  estudio T2 se caracteriza por formas de lecho rugosas de diferentes longitudes de onda. 

a, Batimetría derivada de sonar más cercano a la GL, coloreada por profundidad, que muestra ejemplos de crestas lineales (después de la batimetría de la Fig. 2). Las líneas blancas indican la posición de los perfiles. encontrados en c y d. b, El sonar con visión frontal muestra la topografía de la base de la plataforma de hielo topografía cerca de la GL (Fig. 2) se caracteriza por crestas similares, que tienen una distancia entre cumbre y valle de aproximadamente 2,5 m y caras inclinadas. 

c,d, Perfiles lineales de la topografía del lecho en toda la región muestran evidencia de crestas con aproximadamente 1 m, 2–2.5 m y longitudes de onda de 5 m. Estos datos muestran que la forma de la superficie del hielo en la GL se hereda del raspado sobre las formas del lecho y luego se modifica en gradas.

 

Datos extendidos Fig. 5 Formas de lecho acanalado con crestas pronunciadas. Las amplitudes se encuentran a lo largo de T1. 

a, Batimetría derivada de sonar del pozo hasta el acercamiento más cercano hecho a la GL, coloreado por profundidad, Los recuadros  indican las secciones que se muestran en b y c. 

b,c, vistas en primer plano que muestran detalles de dos regiones de la exploración. Las líneas rojas (b) y blancas (c) indican el posición de los perfiles encontrados en d y e.

d,e, Perfiles lineales de la topografía del lecho mostrando que las crestas a pequeña escala se formaron a través de topografía de ondas más grandes y de longitud de onda más larga. 

f,g, más cercana a la GL, longitud de onda de 1 m, 5 m y 10 m a lo largo del flujo se observan crestas.

 

Datos extendidos Fig. 6 La topografía del fondo marino sugiere dinámicas pasadas influyendo en la retirada del glaciar Thwaites. 

a, batimetría derivada de sonar  desde el pozo hasta el acercamiento más cercano hecho a la GL, coloreada por profundidad, con leyendas para los paneles b y c.

 b,c, Vistas de primer plano que muestran detalles de dos regiones de la exploración. Las líneas rojas y blancas indican la posición de perfiles encontrados en d-g. 

d,e, Perfiles lineales de un corte transversal muestran una cresta sinuosa de aproximadamente 3 m de altura consistente con un evento de puesta a tierra anterior que permite aumento de la deposición de sedimentos en este área. Esta es la única característica de este tipo en los datos de la exploración. 

f,g, perfiles lineales a través de un posible antiguo canal subglaciar cerca de la GL. En f, una depresión en forma de U de 5 m de profundidad en el sedimento comienza paralela a flujo de hielo pero luego corta perpendicularmente al flujo de hielo a través de las características del lecho lineal y luego gira bruscamente, lo que podría ser consistente con un canal inciso por salida subglaciar en el sedimento. En g, la extensión aguas arriba del canal es menos notable, lo que sugiere una modificación como el hielo sin conexión a tierra o que el SGW no fue enrutado discretamente a través de este área.

Datos ampliados Fig. 7  La elevación del lecho y la velocidad del hielo para el TEIS muestran un sistema cambiante susceptible de retroceso de GL.

 a, elevación del lecho coloreado para el TEIS se superpone en una imagen con las posiciones históricas de GL; el cuadrado rojo indica la región de estudio. Debe tenerse en cuenta que las regiones aguas arriba de la presente GL están enterradas a más de 800 m bajo el nivel del mar. 

b, Como en a pero coloreada por las velocidades medias del flujo de hielo hacia el mar en 2019 para esta región. Tener en cuenta que las velocidades de flujo aumentan a medida que el hielo cruza  la GL y disminuye cerca del punto de fijación.

 

Datos ampliados Fig. 8 La topografía de las terrazas de hielo bajo el TEIS demuestran procesos de fusión fuertemente asimétricos. 

a–d, Imágenes de una terraza aguas arriba del pozo a lo largo de T1 muestran una pared lateral empinada y curva (a), techo plano (b), transición pronunciada de la pared a la base plana (c) y primer plano de oquedades redondeadas en la pared muestran diferencias entre los modos de fusión hacia arriba a lo largo del techo y base con fusión turbulenta lateral a lo largo de la pared lateral. Vistas hacia arriba de la base (e) y pared lateral (f) otra terraza aguas abajo del pozo muestra características similares. Pequeñas terrazas cerca dela  GL a lo largo de la T1 muestran la iniciación de oquedades a lo largo de rasgos más pequeños en el hielo basal (g), en el que el hielo asimétrico la fusión es clara por la forma y las corrientes de partículas (h,i).