Peter E. D. Davis , Keith W. Nicholls, David M. Holland, Britney E. Schmidt,Peter Washam, Kiya L. Riverman, Robert J. Arthern, Irena Vaňková, Clare Eayrs, James A. Smith, Paul G. D. Anker, Andrew D. Mullen, Daniel Dichek, Justin D. Lawrence,Matthew M. Meister, Elisabeth Clyne, Aurora Basinski-Ferris, Eric Rignot,Bastien Y. Queste, Lars Boehme, Karen J. Heywood, Sridhar nandakrishnan &Keith Makinson
https://doi.org/10.1038/s41586-022-05586-0
Igual que el artículo del mes pasado, este artículo puede ser bastante árido para los profanos pues está casi traducido literalmente del original. El próximo mes pondré un resumen más digerido de este artículo y el del mes pasado.
Introducción
El glaciar Thwaites es uno de los sistemas de hielo y 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. La tasa y el alcance de la pérdida de hielo, y si procede de manera irreversible, 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 por vez primera.
Aquí se muestran las observaciones realizadas en un pozo perforado cerca de la zona de puesta a tierra de la plataforma de hielo oriental de Thwaites (TEIS) zona, caracterizada por una columna de agua cálida y altamente estable con temperaturas sustancialmente superiores al punto de congelación in situ. 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 canónico de fusión basal de la plataforma de hielo utilizado para generar proyecciones del nivel del mar no puede reproducir las tasas de fusión observadas debajo este glaciar de importancia crítica, y el retroceso rápido y posiblemente inestable de la línea de puesta a tierra, puede estar asociado con tasas de fusión basal relativamente modestas.
Descripción del proyecto
La respuesta de la capa de hielo de la Antártida occidental (WAIS) 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.
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. Varias líneas principales de puesta a tierra en el sector marítimo de Amundsen se han retirado rápidamente hacia el interior, lo que plantea la posibilidad de una inestabilidad y colapso del WAIS.
En ninguna parte estos procesos son más evidentes y potencialmente graves que en el glaciar Thwaites, que drena alrededor del 10% del WAIS(Fig. 1). Thwaites está anclado en gran medida bajo el nivel del mar en un lecho retrógrado (es decir, un lecho que se profundiza tierra adentro) y es particularmente susceptible a las inestabilidades de la capa de hielo. Su línea de puesta a tierra se ha retirado 14 km desde fines de la década de 1990 y, en algunas regiones, está retrocediendo hasta 1,2 km por año en la actualidad. Es posible que Thwaites ya haya entrado en un estado de pérdida rápida e irreversible de hielo, y su colapso completo en siglos contribuiría con 65 cm al nivel global del mar. Una desestabilización total de los principales glaciares del sector del Mar de Amundsen contribuiría con 3 m al nivel global del mar en los próximos miles de años. La tasa y el alcance de pérdida de hielo del glaciar Thwaites, y si procede irreversiblemente, es altamente sensible a las condiciones oceánicas poco conocidas y a la velocidad basal de fusión en la región de la zona de puesta a tierra en constante evolución.
Se perforó un orificio a través de 587 m de hielo aproximadamente 1,5-2,0 km aguas abajo de la línea de puesta a tierra actual (Fig. 1) en la 'mariposa' relativamente accesible región del TEIS. Se usó un perfilador de profundidad (CTD) para muestrear la estructura hidrográfica de la columna de agua de 54 m de profundidad, su conductividad y temperatura, mientras que un vehículo submarino llamado Icefin operado remotamente midió la variabilidad espacial en las condiciones del océano hasta la línea de puesta a tierra. Las tasas de fusión basal a largo plazo en cinco diferentes sitios (Fig. 1).
Figura 1 Mapa del glaciar Thwaites y ubicación de las observaciones utilizadas en este estudio.
a, imagen satelital Landsat 8 del glaciar Thwaites y la ubicación del orificio de acceso perforado con agua caliente (estrella amarilla; 75,207° S, 104,825° W) en el región de "mariposa" de la zona de conexión a tierra de TEIS (mapa recuadro). Contornos de color azul con sombreado muestran la profundidad del lecho en el mar de Amundsen a partir de un estudio realizado desde un barco. Los puntos lila, verde y naranja muestran la ubicación de Perfiles de CTD basados en barcos de 2019-2020 del proyecto glaciar internacional Thwaites. La línea de costa (negra) y la línea de puesta a tierra (púrpura). El mapa inserto muestra el detalle de la región de “mariposa” de la zona de puesta a tierra. Los contornos de color verde-marrón con sombreado muestran la profundidad del lecho. El área azul muestra la ubicación de la región de la zona de conexión a tierra de 2016-201, mientras que las líneas sólidas negras y grises muestran la posición de la línea de puesta a tierra en 2019 y 2021, respectivamente. Los diamantes verdes, morados, naranjas y amarillos muestran la ubicación de los instrumentos que miden la tasa de fusión basal. El rojo (T1) y las líneas naranja (T2) muestran los transectos tomados por el vehículo Icefin. b, Descripción general de la con la ubicación del glaciar Thwaites mostrada en un recuadro rojo. Las líneas negras delgadas delimitan las cuencas principales cuencas de drenaje de la capa de hielo, con la Cuenca de drenaje de Thwaites resaltada en azul. |
Estructura de la columna de agua e hidrografía
La zona de encalladura se caracteriza por aguas cálidas y saladas en profundidad, con agua más fría en la base del hielo (Fig. 2a). La conducción térmica cerca de la interfaz hielo-océano (un parámetro clave para controlar el derretimiento basal) alcanza 1.54 °C, similar a la observada debajo de la plataforma de hielo de Pine Island. Una capa límite basal altamente estratificada en salinidad se ve dentro de los 2 m del límite hielo-océano, donde el fuerte gradiente en salinidad absoluta (SA) crea una fuerte barrera para la mezcla vertical (Datos extendidos Figura 1a). Aunque la densidad en las regiones polares está determinada por la salinidad y, por lo tanto, la columna de agua de la zona de conexión a tierra está estratificada de manera estable (Fig. 2c), El gradiente vertical de temperatura (Θ) es inestable con respecto a la densidad (es decir, el agua fría se encuentra sobre el agua caliente) y la columna de agua puede ser susceptible a la convección difusiva. Aunque este proceso de doble difusión podría proporcionar una fuente limitada de energía para la mezcla vertical, con una relación de densidad promedio de solo 0.2 y un Ángulo de Turner de −57°, el gradiente de temperatura es demasiado débil para sostener una escala termohalina (Datos extendidos Fig. 1b). Bajo La variabilidad entre los valores de la CTD indica que los gradientes laterales de temperatura y salinidad son débiles.
La fusión basal es forzada por una masa de agua de una sola fuente: Agua profunda circumpolar modificada (mCDW). El CTD basado en pozos y el vehículo Icefin los datos se encuentran predominantemente en una línea recta en el espacio Θ–SA con un gradiente de 2,40 ± 0,01 °C (g kg−1)−1 (Fig. 2c). El gradiente es consistente con esto. Cuando el agua de deshielo glacial de la fusión basal es impulsada por el océano se mezcla con agua del mar de la zona. Las propiedades de la fuente mCDW pueden determinarse trazando la línea de mezcla del agua de deshielo hasta su intersección con la termoclina principal mCDW–Agua de invierno (WW) fuera de la cavidad de la plataforma de hielo (Fig. 2c). La fuente mCDW tiene un valor de Θ de 0,16 °C y un valor de SA de 34,62 g por kg, con una densidad potencial de 1.027,66 kg por metro cúbico. La mCDW con tal densidad se encuentra a una profundidad de alrededor de 528 m fuera la cavidad de la plataforma de hielo. La mCDW que alimenta la zona de puesta a tierra probablemente se origina en la bahía de Pine Island; sin embargo, no se puede descartar una fuente más al norte de Thwaites (Fig. 1). La bien mezclada capa inferior, los datos de CTD cambian a una mezcla de agua de deshielo ligeramente más cálida línea (fuente de agua Θ = 0,18 °C; Fig. 2c, recuadro), lo que indica que la zona es alimentada por un mCDW ligeramente más cálido.
El agua de deshielo glacial juega un papel central en el control de la circulación oceánica alrededor de la Antártida. En el pozo, el agua de deshielo glacial es encontrada en toda la columna de agua, con una concentración superior a 10 ± 2 ml por litro en la base de hielo (Fig. 2b). La distribución del agua de deshielo indica que el agua del océano en todas las profundidades ha interactuado con la base de la plataforma de hielo, en consonancia con la estrecha columna de agua y la proximidad a la línea de tierra. En la propia línea de puesta a tierra, la concentración de agua glaciar deshielo observada por Icefin alcanza un valor máximo de aproximadamente 31 ml por litro (Fig. 2c). Esto está cerca del valor de saturación de aproximadamente 35 ml por litro, en cuyo punto Θ está en la congelación in situ y no puede ocurrir más fusión basal.
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Figura 2 Hidrografía y contenido de agua de deshielo debajo de TEIS. a, b, perfiles verticales de temperatura de conservación (Θ; rojo) y salinidad absoluta (SA; azul) (a) contenido de agua de deshielo glacial (gris) (b) recopilados durante 4 días (del 9 al 12 de enero 2020) en la región de la zona de puesta a tierra del glaciar Thwaites (estrella amarilla en la Fig. 1). La base del hielo está indicada por el cuadro gris sombreado y el lecho marino está indicado por la línea inclinada hacia atrás.
c, diagrama Θ–SA con contornos σ0 (densidad) para el CTD de la zona de conexión a tierra y datos de Icefin (puntos grandes coloreados por profundidad) y datos (pequeños puntos coloreados por ubicación: naranja para Thwaites Trough, púrpura para la bahía de Pine Island y verde para aguas arriba que coincidan con los colores utilizados para indicar su ubicación en la Fig. 1). La línea negra sólida indica el ambiente Termoclina mCDW-WW. La línea naranja discontinua indica el agua de deshielo línea de mezcla que caracteriza los datos de la zona de puesta a tierra. El gran punto negro indica dónde esta línea de mezcla de agua de deshielo se cruza con la termoclina ambiental del mCDW–WW. Los guiones naranjas gruesos en la línea de mezcla de agua de deshielo indican Intervalos de 5 ml por litro en el contenido de agua de deshielo glacial, comenzando en 0 ml por litro en el punto negro grande. La línea negra discontinua indica la temperatura de congelación in situ en función de la salinidad en la línea de puesta a tierra. Las cajas rojas y azules con el contorno negro indican el rango de valores miembros finales de Θ y SA de mCDW y WW. Los ejes insertados en c muestran la relación Θ–SA coloreada por la profundidad (nótese la escala de color diferente) para los datos CTD del bentos bien mezclado capa límite (recuadro morado en el gráfico principal). La línea naranja discontinua indica la línea de mezcla de agua de deshielo ligeramente más cálida que caracteriza los datos de esta región de la columna de agua. |
Variabilidad temporal de las condiciones oceánicas
Las condiciones del océano en el mar de Amundsen varían en una amplia gama de escalas de tiempo y afectan las propiedades del océano y la tasa de fusión basal debajo las plataformas de hielo marginales. Entre enero y septiembre de 2020, la zona de puesta a tierra se volvió más cálida y salada (Fig. 3a). En el espacio Θ–SA, las propiedades hidrográficas evolucionaron a lo largo de una trayectoria que se encuentra en un ángulo a la línea de mezcla de agua de deshielo desde el perfil CTD (Fig. 3d). Esta trayectoria solo puede explicarse por un cambio en la fuente de agua. Para septiembre de 2020, los valores de Θ y SA de la alimentación de mCDW de la zona de puesta a tierra aumentó a 0,43 °C y 34,69 g por kg, respectivamente, con una densidad potencial de 1.027,70 kg por metro cúbico. Una mCDW con esta densidad se encuentra a una profundidad de alrededor de 584 m fuera de la cavidad de la plataforma de hielo. La profundidad del lecho marino y la pendiente del lecho rocoso prógrado en el pozo (Fig. 4a) evita que este mCDW más denso llegue a la zona de puesta a tierra directamente. En cambio, la termoclina mCDW-WW fuera de la plataforma de la cavidad de hielo debe haber inundando la zona de puesta a tierra con cada vez más mCDW más cálida. La variabilidad a largo plazo en la profundidad de la termoclina está controlado en gran medida por tendencias que evolucionan lentamente en el forzamiento remoto del viento en la ruptura de la plataforma continental del Mar de Amundsen. Superpuesta a la tendencia al calentamiento son pulsos cortos de calentamiento y enfriamiento (por ejemplo, abril y junio de 2020; Fig. 3a), que probablemente son impulsadas por el viento local y el forzamiento del hielo marino que modifica la densidad y la temperatura del océano y genera remolinos y ondas internas que se propagan en la cavidad de la TEIS. Durante este período, la conducción térmica aumentó en 0,36 °C (Datos ampliados Fig. 2a), aunque una gran proporción se puede asociar con la distancia cada vez mayor entre el amarre del océano y la interfaz hielo-océano que resulta de la fusión basal.
Al mismo tiempo, la concentración de agua de deshielo glacial aumentó de aproximadamente 11,0 ml por litro a aproximadamente 13,4 ml por litro (Fig. 3b). A partir de septiembre de 2020, la SA comienza a caer, mientras que Θ se mantiene constante a -0,2 °C (Fig. 3a). En el espacio Θ–SA, las propiedades hidrográficas evolucionan a lo largo de una trayectoria horizontal, que no puede explicarse por un cambio en masa de agua de origen (ya que las líneas de mezcla de agua de deshielo ya no se cruzan con la termoclina mCDW-WW). En cambio, esta trayectoria es indicativa de agua dulce procedente de la descarga subglaciar en la línea de puesta a tierra (Fig. 3b, d). Las aguas subglaciares debajo de Thwaites provienen del derretimiento basal de hielo puesto a tierra que resulta del flujo rápido de hielo y un gran estrés de cizalladura basal. Existe un sistema hidrológico persistente aguas arriba de Thwaites línea de conexión a tierra (Datos extendidos Fig. 3), junto con lagos subglaciares que exhiben eventos episódicos de drenaje y llenado. Este sistema hidrológico se reconfigura constantemente como resultado de cambios en el volumen de producción de agua de deshielo y la dinámica de los glaciares, y facilita un flujo de agua de deshielo hacia la línea de puesta a tierra en una red canalizada, donde se descarga en el punto de congelación dependiente de la presión (Datos extendidos Fig. 3). Aunque no se pueden explicar los mecanismos responsables para controlar los eventos de descarga, la evidencia sedimentaria indica que descarga subglaciar debajo de TEIS tiende a ocurrir en pulsos, consistente con el inicio repentino que observamos (Fig. 3b). Posibles mecanismos incluyen un cambio en la red de drenaje para favorecer la descarga debajo de TEIS o el inicio de un evento de drenaje de un lago subglaciar. La descarga subglaciar está vinculada a los cambios en la fricción basal y la velocidad de la corriente de hielo, y por lo tanto tiene el potencial de modular el flujo de hielo hacia el océano. Además, la entrada de agua dulce subglaciar impulsará una interacción compleja entre la mejora impulsada por la densidad en la circulación debajo de la plataforma de hielo que debería
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Figura 3 Evolución temporal de las condiciones hidrográficas, contenido de agua de deshielo y tasa de fusión basal.
a, Serie de tiempo promedio diario de temperatura conservadora (Θ; rojo) y salinidad absoluta (SA; azul) del amarre oceánico desplegado 1,5 m debajo de la base de hielo. b, agua de deshielo glaciar (gris) y escorrentía subglaciar (azul) derivada de las observaciones de Θ y SA. c, Tasa de fusión basal observada (líneas verde, violeta, amarilla y naranja) filtrado de paso bajo con un límite de 15 días trazado contra la tasa de fusión basal estimada a partir de la tasa de fusión de tres ecuaciones modelo (línea gris). Los colores de línea para la tasa de fusión basal, las series de tiempo en c coinciden con sus ubicaciones en la Fig. 1. d, diagrama Θ–SA con contornos σ0 para los datos de la serie temporal en un color en función del tiempo. Las líneas de puntos azul y rojo son líneas de mezcla de agua de deshielo que se ajustan a los datos observados para enero 2020 (azul) y agosto de 2020 (rojo). La línea de puntos púrpura es una línea de mezcla entre los valores de la zona de puesta a tierra Θ y SA en agosto de 2020 y salida de agua subglaciar fría. La línea negra sólida indica la termoclina mCDW–WW ambiental de datos CTD (Fig. 2c), mientras que el cuadro sombreado en rojo indica el rango de valores de Θ y SA del extremo mCDW. Los puntos grises muestran los datos CTD de el pozo e, Vectores de velocidad del medidor de corriente debajo del hielo coloreados como función del tiempo. Los contornos radiales indican la velocidad del flujo en cm s por segundo. |
impulsar una fusión basal más fuerte y fortalecer la estratificación de la capa límite eso debería suprimir la fusión basal. Las velocidades actuales de la base del hielo son clave para establecer las tasas de derretimiento basal. Las velocidades de flujo son débiles, con un promedio de 2,4 cm por segundo (Fig. 4a, b y Datos extendidos Fig. 4a). La variabilidad de las mareas es limitada y está dominada por las corrientes diurnas constituyentes (datos extendidos, figura 4c). El flujo es orientado paralelamente a la línea de puesta a tierra (Fig. 4), con aguas más frías cargadas de agua de deshielo que fluyen hacia el este en la capa superior, mientras que las aguas derivadas de mCDW más cálidas y saladas fluyen hacia el oeste en la capa inferior. La dirección del flujo en la región de la zona de la “mariposa” es fuertemente dirigida por la topografía y no es necesariamente representativa del flujo hacia el oeste generalmente esperado debajo de TEIS. La magnitud de la velocidad, el calor y la mezcla de sal en la plataforma de hielo. La capa límite del océano es difícil de medir y contribuye a la incertidumbre sustancial al modelar el comportamiento futuro de la capa de hielo antártica. Aquí podemos derivar indirectamente la primera estimación de la viscosidad del remolino debajo de TEIS examinando el límite de Ekman, la capa que se forma en la base del hielo. Bajo la influencia de la rotación y tensiones de fricción, la dirección del flujo observada por Icefin gira progresivamente en el sentido de las agujas del reloj a medida que se acerca al límite, generando un flujo transversal en la base del hielo (Fig. 4c).
Este mismo comportamiento de es observado por el medidor de corriente del pozo pero emerge en función del tiempo como la distancia entre el hielo base y el instrumento aumenta a medida que se derrite el hielo basal. La dirección del flujo oscila persistentemente en sentido contrario a las agujas del reloj desde el sureste en enero 2020 al noreste en agosto de 2020 (Fig. 3e y datos extendidos Fig. 4b), después de lo cual la profundidad del instrumento excede la profundidad de Ekman y la dirección del flujo ya no se establece principalmente por la distancia desde el Perímetro.
Figura 4 Secciones transversales y perfiles verticales de velocidad y dirección de corriente.
a,b, Velocidad y dirección del flujo en la región de la zona de puesta a tierra para el transecto T1 (a) y transecto T2 (b) (ver panel insertado en la Fig. 1). Los puntos de datos individuales son coloreados por la velocidad del flujo, con colores azules que indican el flujo hacia el este y los colores rojos que indican flujo hacia el oeste. La trayectoria del vehículo está indicada por la línea gris, con la plataforma de hielo y el fondo del mar indicado por la parches de color gris claro y gris oscuro, respectivamente. La línea verde en a marca la ubicación del pozo, y el cuadro morado indica la región de la columna de agua trazada en c. El recuadro en a son vectores de velocidad geográfica coloreados por un flujo de velocidad para los datos combinados de T1 y T2. Los contornos radiales indican flujo velocidad en cm por segundo. Los triángulos en a y b marcan la ubicación de la línea de puesta a tierra histórica ubicaciones estimadas a partir de interferometría satelital en 2011 (blanco) y la estimación aguas abajo más lejana en 2016 (azul). c, u velocidad hacia el este (azul), v velocidad hacia el norte (rojo) y dirección geográfica del flujo dentro de los 14 m del hielo base a unos 2.000 m de la zona de puesta a tierra a lo largo de T1 (recuadro morado en el panel a). Las líneas negras continuas y de puntos discontinuos muestran la u (punto discontinuo) y la v (continua) perfiles de velocidad de un modelo analítico de un límite de Ekman bajo la capa de hielo. d, perfil de velocidad promedio coloreado por velocidad de flujo para todos los datos de velocidad entre 1.300 m y 1.800 m desde la zona de puesta a tierra a lo largo del transecto T1 (líneas de puntos negros en el panel a) y entre 1.210 m y 1.580 m desde el zona de conexión a tierra a lo largo del transecto T2 (líneas negras discontinuas en el panel b). |
Derretimiento basal de la plataforma de hielo
A pesar de la alta conducción térmica (datos extendidos, Fig. 2a), el derretimiento basal las tasas promedian no más de 2.0–5.4 m por año (Fig. 3c). Se han observado tasas de fusión basal desde al menos 2019 (Datos extendidos Fig. 5) y probablemente han persistido durante mucho más tiempo en función de la probable tendencia en las condiciones del océano (discutido en más detalle más adelante). La tasa basal de fusión varía entre diferentes lugares y aumenta gradualmente con el tiempo; tampoco es más alta en la línea de puesta a tierra. Las variaciones espaciales en la tasa de fusión están probablemente asociadas con patrones de flujo locales y la variabilidad en la topografía de la base de la plataforma de hielo, así como la proximidad a la línea de puesta a tierra, donde la más delgada columna de agua, controlada por la fricción con velocidades de corriente más bajas (Fig. 4) y una conducción térmica más débil (Fig. 2c) restringe la fusión basal.
El derretimiento basal, controlado por la velocidad a la que se mezclan los océanos turbulentos transporta calor y sal verticalmente a la base de la plataforma de hielo a través de la capa límite de la plataforma hielo-océano, está altamente suprimida debajo de TEIS por la fuerte estratificación y el ambiente oceánico inactivo. Se han identificado diferentes regímenes de turbulencia en la capa límite dependiendo de la fuerza relativa de la corriente vertical y la flotabilidad forzamiento: control de cizallamiento bien mezclado, control de flotabilidad estratificada y difusivo-convectiva. Como la capa límite debajo de TEIS está caracterizada por velocidades de corriente débiles (Fig. 4) y fuerte estratificación (Fig. 2a), se excluye el régimen controlado por cizallamiento bien mezclado. El gradiente de temperatura es demasiado débil para sostener una fuerte turbulencia difusión-convección (Datos extendidos Fig. 1b) y por tanto el transporte de calor a través de la capa límite está predominantemente controlado por capas dinámicas estratificadas de turbulencia.
En este régimen, las velocidades de flujo débiles no pueden generar suficiente turbulencia impulsada por la cizalla para superar la estratificación estable de la base de hielo, que suprime fuertemente el flujo de calor y salinidad verticales a la base del hielo y, en última instancia, la tasa de fusión basal, a pesar del fuerte forzamiento térmico (Fig. 2a). En el régimen de flotabilidad debajo de TEIS, la fusión basal está limitada en gran medida por la densidad de la estratificación y la velocidad de la corriente, que controlan el transporte de calor a la base de hielo, en lugar de por la cantidad de calor disponible. TEIS ya exhibe niveles excesivos de conducción térmica (es decir, hay más calor oceánico disponible que el requerido para mantener la fusión basal) y el aumento de temperatura requerido para impulsar sustancialmente una fusión basal más alta, estas tasas son probablemente inviables. En cambio, el orden de magnitud aumenta en la fusión basal, y solo será impulsada por una aceleración a gran escala en la circulación oceánica o un marcado debilitamiento de la estratificación de la base del hielo.
El modelo de ecuaciones para la fusión basal de la plataforma de hielo es ampliamente utilizado para generar proyecciones del nivel del mar, sin embargo está formulado exclusivamente para un régimen de turbulencia mixta, en el que la tasa de fusión depende únicamente del producto de la conducción térmica y la velocidad de flujo. Esta formulación no es apropiada para TEIS. Cuando se fuerza con las velocidades de corriente observadas y la conducción térmica, predice tasas de fusión superiores a 14 m por año, con un máximo de 32 m por año, a menudo superando los valores observados en más de un orden de magnitud (Fig. 3c). Esta discrepancia surge a medida que el modelo se aproxima a la transferencia turbulenta de calor y sal a través de la plataforma de hielo-océano en la capa límite usando coeficientes de transferencia que no asumen ninguna influencia de estratificación. Por lo tanto, en el régimen estratificado, se sobreestima sustancialmente la eficiencia del transporte de calor y sal a través de la capa límite y, por lo tanto, predice en exceso la magnitud de la tasa de fusión basal (Fig. 3c). Además, esta dependencia incorrecta en la conducción térmica y la velocidad del flujo significa que las ecuaciones no pueden simular la variabilidad observada, prediciendo una caída en las tasas de fusión basal a partir de mayo de 2020 en adelante debido a velocidades de corriente más débiles, en contraste con las observaciones (Fig. 3c y datos extendidos Fig. 4a). Aunque los coeficientes de transferencia en el modelo de ecuaciones podría reformularse para incluir algunas funciones de dependencia de la estratificación, en última instancia, el conocimiento de la estructura vertical de densidad y velocidad a través de la plataforma de la capa límite hielo-océano, el conocimiento del que se carece ampliamente en la actualidad, debe ser incorporado en parametrizaciones más sofisticadas para precisar predecir las tasas de fusión en condiciones estratificadas.
Gran parte de la línea de puesta a tierra actual debajo de TEIS se encuentra en un cresta de lecho rocoso que corre de noreste a suroeste debajo del hielo estante (Datos ampliados Fig. 6a). La profundidad del lecho a lo largo de la línea de puesta a tierra es relativamente constante y generalmente no más profunda que el de la región “mariposa” (Datos extendidos Fig. 6b). Es poco probable que la zona de conexión a tierra de TEIS sea sustancialmente más alta que el valor observado. Las débiles condiciones de fusión basal observadas contrastan con los modelos numéricos, que sugieren que en el TEIS las tasas de fusión basal de la zona de puesta a tierra son un orden de magnitud más altas.
Las modestas tasas de fusión observadas no son representativas del tronco principal del glaciar Thwaites, que se caracteriza por muchos ángulos de talud basal más pronunciados y está asentado sobre un lecho rocoso a más de 1,000 m por debajo nivel del mar (Datos ampliados Fig. 6b). Como tal, la fusión basal en esta zona podría ser mucho más alta.
A pesar de la fusión basal débil en toda la zona de puesta a tierra de TEIS, la línea de puesta a tierra se ha retirado rápidamente a una velocidad de 0,6–1,2 km por año entre 2011 y 2017. Aunque la tasa de retirada es espacialmente variable, la línea de puesta a tierra ha continuado retrocediendo durante el período cubierto por nuestras observaciones de tasa de fusión (2019-2021), alcanzando ampliamente 0,4 km por año en toda la región de la “mariposas”, con un máximo >1,5 km por año (Fig. 1). Así, nuestras observaciones sugieren que la rápida retirada de la línea de puesta a tierra debajo de TEIS desde 2011 probablemente ha sido asociada con tasas de fusión basales relativamente modestas. Efectivamente, ni el aumento en el forzamiento térmico asociado con la puesta a tierra más profunda de 2011 línea (alrededor de 0,7 ° C más alto; datos extendidos Fig. 6c) ni la variabilidad interanual en la profundidad de la termoclina en la bahía de Pine Island, son suficientes para impulsar cambios de orden de magnitud en la fusión basal, en consonancia con el régimen de turbulencia estratificada. La fuerte estratificación observada en la base del hielo que es responsable de suprimir la tasa de derretimiento basal es probablemente muy persistente, mantenida por la entrada de agua de deshielo glacial y descarga subglaciar (Fig. 3b). Al mismo tiempo, hay poca evidencia oceanográfica que sugiera que las velocidades actuales habrían sido mucho mayores en el pasado para erosionar esta estratificación, ya que la región está sujeta a fuerzas de marea débiles, controladas por fricción las columnas de agua cercanas a las líneas de puesta a tierra con una base plana de hielo no son propicias para un flujo rápido. Sin embargo, junto con el derretimiento en la vecindad del punto de fijación hacia el mar de TEIS, incluso la relativamente modesta fusión basal en la zona de puesta a tierra todavía puede forzar un cambio notable en el hielo. Un pequeño aumento en la fusión basal puede crear un gran desequilibrio de fusión que desencadenaría el adelgazamiento inducido por fusión de TEIS y conduce a una reducción del arrastre basal en la línea de puesta a tierra. La reducción de la base debilitaría la tensión trasera impuesta por la plataforma de hielo, lo que resulta en una pérdida de refuerzo y adelgazamiento dinámico del hielo almacenado aguas arriba.
A medida que este hielo más delgado sale a flote, la línea de conexión a tierra puede retirarse rápidamente hacia el interior y hacia arriba de la pendiente del lecho rocoso. Aunque los modelos de hielo y océano sugieren que las altas tasas de fusión basal debajo del hielo flotante pueden proporcionar un fuerte efecto positivo de retroalimentación para continuar con la retirada, los resultados indican que esta retroalimentación es débil. Sin embargo, la fusión basal sostenida de la zona de puesta a tierra, debilita el refuerzo de la plataforma de hielo y la advección de hielo cada vez más delgado sobre la línea de puesta a tierra continuará condicionando TEIS a una retirada persistente en el futuro, incluso sin una fuerte retroalimentación positiva de fusión basal elevada.
Datos extendidos
Datos extendidos Fig. 1 Perfiles verticales de frecuencia de flotabilidad, relación de densidad y ángulo de Turner. a,b, Perfiles verticales individuales de frecuencia de flotabilidad (N) (a) y perfil vertical promedio de la relación de densidad (azul) y ángulo de Turner (rojo) (b) recogidos durante 4 días (9 al 12 de enero de 2020) en la zona de puesta a tierra región del glaciar Thwaites (estrella amarilla en la Fig. 1). Se indica la base de hielo por el recuadro gris sombreado y el lecho marino se indica por la línea inclinada hacia atrás.
Datos extendidos Fig. 2 Conducción térmica y tasa de fusión basal de las ecuaciónes modelo de velocidad de fusión. a,b, Serie de tiempo promedio diario de conducción térmica (rojo) (a) y tasa de fusión basal (azul) (b) predicha por la tasa de fusión de las ecuaciones modelo. Las líneas grises en a y b muestran la conducción térmica y tasa de fusión basal corregida por los efectos de la recesión de la base del hielo usando la vertical perfiles de Θ y SA de los datos CTD.
Datos extendidos Fig. 3 Descarga subglacial debajo del glaciar Thwaites. Imagen satelital Landsat 8 del glaciar Thwaites y la ubicación de la perforación (estrella amarilla; 75,207° S, 104,825° W) en la zona de puesta a tierra región 'mariposa' de TEIS. Contornos de color blanco-azul con sombreado de profundidad del lecho en el mar de Amundsen, mientras que los contornos de color verde muestran vías de agua dulce subglaciar y tasa de descarga. Los puntos morados, verdes y naranjas muestran la ubicación de Perfiles de CTD. La línea de costa (negra) y la línea de tierra (púrpura). El área sombreada en azul muestra la ubicación de la región de la zona de conexión a tierra de 2016-2017.
Datos extendidos Fig. 5 Series de tiempo extendidas de la tasa de fusión basal en la ubicación del pozo. Tasa de fusión basal observada (amarillo) en el pozo ubicación (2020; estrella amarilla en la Fig. 1) y una ubicación secundaria 360 m aguas abajo de la ubicación del pozo (2019; rombo amarillo en la Fig. 1) filtrado de paso bajo con un límite de 15 días trazado frente a la tasa de fusión basal estimada a partir de las ecuaciones modelo de tasa de fusión (gris).
Datos extendidos Fig. 6 Profundidad del lecho rocoso a lo largo de la puesta a tierra del glaciar Thwaites línea verde. a, imagen Sentinel-2 de TEIS y tronco principal de Thwaites del 9 de febrero de 2019. Los contornos coloreados muestran la profundidad del lecho cuadriculado debajo del hielo a tierra. Datos recopilados sobre el glaciar Thwaites entre el 1 de enero de 2006 y el 31 de diciembre 2012. El área verde indica la ubicación de la zona de puesta a tierra de 2016-2017, mientras que la estrella amarilla indica la ubicación de la perforación. b, perfil de la profundidad del lecho a lo largo de la línea de puesta a tierra actual debajo de TEIS y el tronco principal de Thwaites. La línea punteada en 106° W marca el límite entre TEIS y el tronco principal de Thwaites. c, Perfiles de base de hielo (gris claro) y fondo marino (gris oscuro) del Transecto Icefin T1. El triángulo blanco marca la ubicación de la puesta a tierra de 2011. Línea de interferometría satelital.
Datos ampliados Fig. 7 Diagrama de temperatura-salinidad y mezcla lineal entre las principales masas de agua debajo de la plataforma de hielo. Líneas de mezcla lineal entre mCDW (recuadro rojo), WW (recuadro azul), MW glacial y SD, junto con Θ– Observaciones SA de cada molde CTD individual (puntos grises) y la plataforma de amarre bajo el hielo (puntos coloreados con indicación temporal). Tener en cuenta que las propiedades de los miembros finales de MW y SD quedan fuera del rango de los ejes. Desde el final de septiembre de 2020 en adelante, las observaciones individuales de Θ–SA se encuentran por encima de la línea de mezcla mCDW-MW, que indica la presencia de descarga subglaciar y la insignificante influencia de WW.
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