Fusión heterogénea cerca de la línea de puesta a tierra del glaciar Thwaites

Nature volumen 614, páginas 471–478 (2023)Citar este artículo

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El glaciar Thwaites representa el 15% de la descarga de hielo de la capa de hielo de la Antártida occidental e influye en una cuenca más amplia1,2,3. Debido a que está encallado por debajo del nivel del mar4,5, 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 océano6,7. La reciente aceleración del flujo de hielo2,8 y el retroceso del frente de hielo8,9,10 y GL11,12 indican que la pérdida de hielo continuará. Sin embargo, los impactos relativos de los mecanismos que subyacen a la reciente retirada son inciertos. Aquí mostramos un retroceso sostenido de GL desde al menos 2011 hasta 2020 y resolvemos los mecanismos de derretimiento de la plataforma de hielo en la escala submétrica. Nuestras conclusiones se basan en observaciones de la plataforma de hielo oriental de Thwaites (TEIS) desde un vehículo submarino, que se extiende desde el GL hasta 3 km hacia el océano y desde la interfaz hielo-océano hasta el fondo del mar. Estas observaciones muestran una base de hielo rugoso sobre un lecho marino que se inclina hacia arriba hacia el 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 de superficies inclinadas que se inician cerca del GL y evolucionan hacia terrazas de lados empinados. Este derretimiento pronunciado a lo largo de las caras empinadas del hielo, incluso en las grietas, produce una estratificación que suprime el derretimiento a lo largo de las interfaces planas. Estos datos implican que el derretimiento dependiente de la pendiente esculpe la base del hielo y actúa como una respuesta importante al calentamiento del océano.

Las condiciones atmosféricas y oceánicas en alta mar fuerzan el agua profunda circumpolar cálida (CDW) hacia la plataforma continental del mar de Amundsen13,14, donde contribuye 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 Thwaites11. El glaciar Thwaites se extiende hacia el mar desde la costa de Walgreen, formando la lengua del glaciar Thwaites (TGT) hacia el oeste y el TEIS que descansa sobre un punto prominente en el lecho marino (Fig. 1a). El CDW cálido fluye hacia el glaciar a lo largo de la costa y a través de los canales del lecho marino15,16,17, donde provoca el derretimiento. El lecho debajo del hielo enterrado río arriba se profundiza hasta un máximo de 2.300 m bajo el nivel del mar4,5, lo que lo hace susceptible a una retirada a gran escala debido al derretimiento provocado por el océano7. El colapso del glaciar Thwaites, que en sí mismo representa más de medio metro del potencial de aumento del nivel del mar global, también podría desestabilizar los glaciares vecinos que representan otros 3 m del aumento futuro del nivel del mar4.

a, Las posiciones históricas de GL (líneas/zonas coloreadas después de la referencia 12) demuestran una notable retirada de GL en las últimas dos décadas (mapa QGIS: Landsat 8, 15 m pixel−1, imagen de banda 8 LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31 de enero de 2020; el cuadro rojo indica la región de estudio). b,c, El agua caliente se entrega cerca de la base del hielo (regiones grises superiores), que se muestran mediante contornos de conducción térmica (grados por encima del punto de congelación in situ). Los perfiles de elevación del hielo (línea negra) y del lecho marino (regiones marrones) se miden mediante la altimetría ascendente y descendente de Icefin, que se compara con la batimetría del mapeo y el sonar frontal (Fig. 2). Los círculos pequeños indican la trayectoria de Icefin, a lo largo de dos transectos que se acercan a GL, T1 (rojo) y T2 (azul) que se muestran en el recuadro inferior (recuadro rojo de a). El círculo amarillo en el recuadro y la línea vertical a través del hielo indican la ubicación del pozo. La pista T1 está orientada de 5 a 10° oblicua a la dirección del flujo del glaciar y T2 aproximadamente 50° oblicua a la corriente; Icefin llegó al punto de conexión a tierra del glaciar al final de T2. Los triángulos en b y c marcan ubicaciones históricas de GL estimadas a partir de interferometría satelital para 2011 (blanco) y la estimación más lejana aguas abajo en 2016 (azul)12. En b, el triángulo amarillo denota la cuña GL potencial detectada por Icefin (Fig. 2). Más cercano al GL, aunque las temperaturas son más frías que las aguas profundas, el agua del océano tiene más de un grado de conducción térmica. La base del hielo pasa de irregular cerca del GL a terrazas (características escalonadas de lados progresivamente más empinados) cerca y aguas abajo del pozo, lo que sugiere un derretimiento progresivo. Las grietas también contienen terrazas, especialmente claras en c.

Los cambios en el sistema Thwaites se han acelerado en los últimos 20 años (refs. 8, 9, 10), lo que ha provocado la ruptura del TGT y la propagación de grietas en el TEIS10. El retiro reciente de GL ha variado de 0,6 a 1,2 km año−1 (ref. 12). El derretimiento de los océanos, el adelgazamiento dinámico y las tasas de flujo de hielo influyen en este retiro12, pero es difícil determinar exactamente cómo operan estos factores con observaciones generalmente deficientes debajo del hielo. Las observaciones satelitales, que miden la elevación de la superficie del glaciar, sugieren que el TEIS se está adelgazando en promedio 25 metros por década10,12, mientras que los radares aerotransportados de penetración de hielo que miden directamente el espesor del hielo estiman tasas de hasta 45 metros por década18.

Aunque el derretimiento impulsado por el océano influye directamente en la estabilidad del hielo alrededor de la Antártida19,20, pocos datos resuelven directamente la interacción entre el hielo y el océano21,22,23,24,25,26,27,28,29,30. Los modelos de forzamiento oceánico a menudo están limitados por la resolución o las parametrizaciones disponibles. En general, los modelos representan plataformas de hielo de manera simplista como cuñas de hielo con interfaces planas o curvas y una geometría del fondo marino inferida en función de la distancia desde el supuesto GL. Por lo general, se impone una condición de fusión cero en el GL31, lo cual es inconsistente con la evidencia de adelgazamiento y retroceso del GL. Aunque las pendientes retrógradas del lecho facilitan una retroalimentación positiva en la pérdida de hielo en tierra debido al derretimiento forzado por el océano6,7, los glaciares que descansan sobre pendientes progradas todavía se enfrentan a la influencia del agua caliente que socava el hielo. Las variaciones de temperatura y salinidad influyen en la circulación y el intercambio de calor entre el hielo y el océano. Estas variaciones ocurren a escalas mucho más pequeñas que las resueltas por sensores remotos o capturadas en modelos de interacciones hielo-océano de toda la plataforma de hielo. Además, se han realizado pocas mediciones directas cerca de la base del hielo24,25,26,27,28,29,30, y ninguna en el GL de un glaciar considerable, que ayudaría a los modelos a gran y pequeña escala a representar mejor el derretimiento. Por lo tanto, la forma en que se produce el derretimiento bajo las plataformas de hielo y, en particular, en el GL, lo que influye en la pérdida de hielo, sigue sin resolverse en gran medida.

Como parte de la Colaboración internacional del glaciar Thwaites (ITGC) de la Fundación Nacional de Ciencias (NSF) y el Consejo de Investigación del Medio Ambiente Natural (NERC), se llevó a cabo una campaña de campo integral durante dos veranos australes, con una campaña de perforación de la plataforma de hielo en 2019-2020 para acceder a la cavidad oceánica28 y sedimentos debajo del TEIS para observar el sistema cambiante directamente. Realizamos mediciones hidrográficas in situ detalladas en un área del TEIS denominada 'mariposa'12. El hielo en esta región se asienta 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. Desplegamos el nuevo vehículo submarino Icefin (Datos extendidos Fig. 1) a través del pozo en cinco misiones bajo el hielo que abarcaron del 9 al 11 de enero de 2020. El vehículo midió la temperatura del océano, la salinidad, el oxígeno disuelto y las velocidades actuales (Fig. 1 y Datos extendidos Fig. 2), cartografió el fondo marino y la base de hielo en tres dimensiones (Figs. 1 y 2) e imaginó el hielo y el fondo marino (Fig. 3).

La batimetría del fondo marino cerca de TEIS GL se caracteriza por formas de lecho con crestas de flujo a lo largo que tienen varias longitudes de onda diferentes, así como evidencia de dos posibles posiciones anteriores de GL (cajas blanca y roja) y flujo de salida subglacial canalizado (caja negra). Los datos en a–d son del sonar batimétrico orientado hacia abajo y e del sonar frontal en Icefin. Los sedimentos reelaborados (recuadro blanco) se observan cerca del pozo (círculo amarillo). b, Se encuentra una sola pendiente sinuosa de 2–3 m de altura consistente con una cuña de sedimento GL a unos 200 m al norte de la GL de 2016 estimada a partir de la detección remota (región encuadrada en rojo desde a; las flechas rojas indican cuña). La cuña corta transversalmente las formas de fondo de flujo a lo largo de la longitud de onda de 2 a 5 m (datos extendidos, figuras 5 y 6). c, Un canal aislado de 4 m de profundidad cortado en el lecho marino hace dos giros bruscos e incluye un segmento que corta perpendicularmente a la mayoría de las formas de fondo, lo que sugiere que esta característica se formó a partir del desvío del agua subglacial a medida que el GL se retiraba (Datos extendidos Fig. 5 ). d, La topografía en forma de lecho cerca del GL de T2 muestra evidencia de crestas lineales que apuntan hacia el norte (Datos extendidos, Fig. 4). e, Los datos de sonar prospectivo de la base de hielo cerca del 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 GL ha sido en gran parte continuo durante el período observable, al menos desde 2011 según la detección remota. Además, las similitudes entre la morfología del lecho y el hielo en el GL sugieren que las interacciones entre el hielo y el lecho crean pendientes que luego se derriten progresivamente por la intrusión del agua de mar. El sonar batimétrico, a–d, se procesó en Qimera y se proyectó usando QGIS. El sonar delantero se proyecta utilizando el software Oculus ViewPoint.

La trayectoria del vehículo Icefin está sombreada por la distancia relativa a lo largo de la trayectoria desde río abajo (blanco) hasta río arriba (negro). Los datos en azul claro indican regiones con enfriamiento y refrescamiento en terrazas y el azul oscuro indica los datos más fríos/frescos observados. a, Las condiciones en la cavidad de agua cercana al GL muestran la influencia del derretimiento (refrescante) cerca del GL a lo largo de T2 (izquierda). Las estrellas de colores denotan pasos cercanos al hielo que también tienen distintas firmas de mezcla y derretimiento. Los perfiles verticales de conducción térmica (Θ − Θf), salinidad absoluta (SA) y oxígeno disuelto (OD) agrupados 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 de ambos derretimientos y salida de SGW (centro). Las imágenes cerca del GL (recuadro rojo) muestran una topografía de hielo estriado y hielo basal claro cargado de sedimentos en el GL (estrella amarilla) (derecha). Barra de escala, aproximadamente 0,5 m. b, Las condiciones del océano en una gran terraza formada en la base del hielo implican el derretimiento cerca de las paredes laterales (recuadros rojos, a 800 m del GL a lo largo de T2) (izquierda). El agua tibia y salada (negra, gris) se encuentra a lo largo de las paredes laterales, mientras que el agua mucho más dulce y oxigenada con baja conducción térmica (fría 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 festoneadas que reflejan el derretimiento turbulento (Datos extendidos Fig. 8 y Video complementario 1) (derecha). Barra de escala, aproximadamente 0,5 m. c, Como en b pero por una pequeña terraza a 2.400 m aguas abajo a lo largo de T1 que contiene agua fría, fresca y rica en oxígeno a lo largo de su techo. Aquí el agua se sobreenfría y se forman cristales de hielo lateralmente (derecha) a través de la interfaz altamente estratificada (recuadro rojo) entre esta capa límite superior de 0,1 m y las aguas oceánicas inferiores cálidas, salinas y más pobres en oxígeno. Barra de escala, aproximadamente 0,1 m.

La base de hielo se profundizó con la distancia desde el GL, variando desde alrededor de 500 m a 520 m bajo el nivel del mar durante el estudio T1 de casi 3 km (Fig. 1b) y con una pendiente descendente más pronunciada a lo largo de T2 desde un mínimo de 475 m de profundidad en el GL. (Figura 1c). El fondo del mar (progrado) también se inclinó hacia abajo alejándose del GL (Figs. 1 y 2). La temperatura, la salinidad y el contenido de oxígeno disuelto del agua del océano reflejan la mezcla de diferentes reservorios, incluido el océano, el hielo glacial derretido (agua de deshielo glacial (GMW)) y el agua subglacial (SGW) debajo del hielo terrestre. El agua cálida ocupaba gran parte del océano bajo el TEIS, con una conducción térmica máxima de 2,25 °C (temperaturas del océano 2,25 °C por encima del punto de congelación in situ), disminuyendo solo ligeramente a 2 °C dentro de unos 5 a 10 m de la base de hielo y 400 m de la GL (Fig. 1b,c). Esta disminución en la conducción térmica resultó de la liberación de presión, un enfriamiento del agua de 0 °C a -0,25 °C y un refrescamiento de 34,50 g kg-1 a 34,40 g kg-1 (Datos extendidos Fig. 2). El oxígeno disuelto, que refleja tanto el intercambio con la atmósfera antes de sumergirse bajo el hielo como el que se libera al derretirse el hielo, aumentó su concentración en esta región de 4,47 ml l−1 a 4,50 ml l−1; el cambio acoplado en las condiciones hidrográficas indica un ligero aumento en GMW más cerca del hielo (Datos extendidos Fig. 3). La columna de agua relativamente bien mezclada estaba cubierta por una capa superior estratificada, generalmente de 5 a 10 m de espesor, en la que el océano se enfriaba, refrescaba y aumentaba el oxígeno debido al derretimiento del hielo local que producía una mayor mezcla de GMW.

El lecho marino se caracterizó principalmente por crestas en forma de lecho orientadas de norte a sur paralelas al flujo del glaciar (Fig. 2). El espacio entre las crestas y las dorsales del lecho marino varía en un orden de magnitud de 3 a 25 my alturas de decenas de centímetros a 10 m; la mayoría de las crestas tienen alturas de 0,5 a 2 m (datos extendidos, figuras 4 a 6). Cantos rodados esporádicos y piedras caídas son visibles a través del sedimento (Fig. 3 y Video complementario 1). Cerca del pozo, las depresiones que atraviesan las crestas sugieren una reelaboración del sedimento, lo que podría ocurrir si el glaciar quedara anclado cerca de esta ubicación que coincide con la posición estimada de GL de 201112 (Fig. 2a). Aguas arriba del pozo, una sola característica semilineal atraviesa las crestas y crestas de flujo a lo largo, con un escalón pronunciado de 2 a 3 m de altura (Fig. 2b); esto es aguas abajo de todas las posiciones estimadas de GL para 2016–2017 (ref. 12). Interpretamos esta característica como la cuña de sedimento producida cuando la plataforma de hielo se asentó en esta posición, aproximadamente a 1250 m desde el final de la prospección T1 y a 1500 m desde la ubicación más alejada del GL 2017 aguas arriba. No observamos ninguna otra evidencia clara de cuñas GL en esta región. Por lo tanto, la batimetría sugiere que el GL se retiró sin problemas por el fondo marino progrado, con solo una ubicación estable desde al menos 2011.

Las variaciones locales en la pendiente basal de la plataforma de hielo (topografía) influyen en el derretimiento a través de la modulación de los gradientes de densidad del océano cercanos al hielo (estratificación) y la turbulencia a pequeña escala que controla el calor del océano y los flujos de sal32,33,34,35,36,37,38 . Más cercana al GL, la base de hielo comprende un sistema de crestas de longitud de onda corta (Fig. 2e) que tienen una forma similar y un espacio de 2 a 5 m de crestas de pequeña amplitud (0,1 a 0,5 m) en el fondo del mar (Fig. 2b –d y datos extendidos Fig. 4) que superponen amplias ondulaciones topográficas (alrededor de 50 m). Dentro de un kilómetro del GL, la superficie del hielo es muy rugosa, aproximadamente el 30% consiste en pendientes altas. Hielo relativamente claro cargado de sedimentos, llamado hielo basal, se encuentra consistentemente en esta región y en parches río abajo, interrumpiendo el hielo meteórico blanco rico en burbujas. Los escombros de grano fino (de arena a lodo) (Fig. 3a, derecha y Video complementario 1) y los clastos angulares intercalados que varían en tamaño desde unos pocos hasta decenas de centímetros comprenden fuertes capas laminadas en el hielo basal a una escala de centímetros. Se observó un derretimiento visible en toda la región, con granos y pequeñas piedras que caían constantemente del hielo basal, lo que aumentaba la turbidez de la columna de agua (Video complementario 1). Pequeñas terrazas y morfología festoneada tallada en el hielo aparecen dentro de los 200 m del GL, lo que indica que el derretimiento erosiona rápidamente estas caras de hielo inclinadas. Las caras empinadas crecen en escala vertical con la distancia desde el GL, mostrando una evolución progresiva de la forma del hielo desde el derretimiento cuanto más tiempo está expuesto al océano cálido.

La base de hielo rugoso observada en el GL se erosiona río abajo, dando paso a terrazas de techo plano y laderas empinadas (Figs. 1 y 3). Las paredes de estos elementos forman ángulos de hasta 90° con respecto a sus techos planos y quillas, elevándose decenas de centímetros a más de 6 m de altura (Fig. 1b,c) y exhibiendo uniformemente texturas superficiales festoneadas (Fig. 3b, derecha). indicativo de un derretimiento turbulento impulsado por el océano33. También se observan terrazas en grietas. Por el contrario, el hielo aguas abajo bajo el TEIS es extremadamente plano, con pendientes superficiales de menos de 5° (Figs. 1, 4 y 5). La topografía basal de la plataforma de hielo tallada por el derretimiento se ha observado en otros lugares, como quillas y canales29,39,40,41,42, incluidas terrazas en el cercano glaciar Pine Island29 asociado con pendientes pronunciadas a lo largo de características marginales y de canales que se argumentó que se formaron por medio de de retroalimentación entre pendientes y fusión. Observamos terrazas distribuidas a lo largo del TEIS, en muchas orientaciones diferentes y en un rango de escalas horizontales y verticales, tanto asociadas como independientes de otras características basales. Nuestras observaciones argumentan que las terrazas son características basales generalizadas de las plataformas de hielo que se superponen a las cálidas cavidades oceánicas; estos aún no están representados en la mayoría de los modelos de plataformas de hielo.

Aquí, la trayectoria del vehículo Icefin está sombreada por la distancia relativa a lo largo de la trayectoria desde río abajo (blanco) hasta río arriba (negro) y las velocidades actuales están sombreadas desde la más lenta (blanco) hasta la más rápida (púrpura). a, Las tendencias horizontales y verticales cerca de una esquina de una amplia terraza (1.900 m aguas abajo en T1 cerca del pozo) muestran agua fresca y refrescante dentro de la terraza y corrientes más lentas a medida que el agua siente la influencia de la interfaz de hielo. Las líneas grises indican la parte inferior de la terraza. Los perfiles verticales de la velocidad de la corriente oceánica (U), el impulso térmico (Θ − Θf), la salinidad absoluta (SA) y el oxígeno disuelto (DO) combinados con la distancia desde la base del hielo muestran que, aunque el agua está caliente cerca de la interfaz, la velocidad de la corriente disminuye en la capa límite, lo que sugiere una ruptura por fricción en la interfaz28. b, c, como en a para la grieta más alejada del GL, observada 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 marcado con la línea gris superior. La línea gris inferior indica la elevación del fondo de la grieta en T1. Las estrellas en b se relacionan con la ubicación en el panel izquierdo. Estos paneles muestran agua caliente con conducción térmica de casi 1,8 °C (Θ − Θf) llegando a las paredes de la grieta acompañada de un ligero refrescamiento y aumento de oxígeno que indican fusión (SA y DO) que luego subiría a la grieta.

a,b, Se muestran estimaciones de la tasa de derretimiento de la plataforma de hielo que varía espacialmente 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 ampliados 2). La superficie del hielo está coloreada por la tasa de fusión calculada a lo largo de cada pendiente (paneles superiores) a partir de la parametrización de tres ecuaciones (Métodos) en condiciones oceánicas promediadas regionalmente, 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 de fusión promedio en cada región. Para las regiones r2 en T1 y r3 en T2, se presentan dos medias, ya que 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 oceánica variable en la grieta superior sobre las líneas discontinuas en los paneles superiores; la barra superior representa la tasa media de fusión por debajo de la línea discontinua en las grietas. Las medias para cada una de estas regiones son las siguientes: T1: r1: 3,07 m año−1; r2: 16,16 m año−1 (por debajo de los guiones), 9,72 m año−1 (por encima de los guiones); r3: 3,48 m año−1; r4: 4,11 m año−1; T2: r1: 1,47 m año−1; r2: 4,18 m año−1; r3: 9,12 m año−1 (por debajo de los guiones), 6,82 m año−1 (por encima de los guiones); r4: 5,76 m año−1.

Las observaciones in situ de la capa límite inalterada entre el hielo y el océano debajo de las plataformas de hielo son inherentemente difíciles de realizar a través de perforaciones debido a la contaminación del agua dulce calentada utilizada para perforar el orificio de acceso. Antes de este trabajo, no existían mediciones in situ que pudieran limitar el comportamiento en el GL. Para hacer estas observaciones, condujimos Icefin 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 los gradientes hasta el hielo, y directamente en las paredes laterales verticales, en algunos casos midiendo dentro de unos 5 cm de la interfaz.

En toda la región, la conducción térmica fue de aproximadamente 1,75 °C dentro de 1 m de la base del hielo, lo que proporcionó suficiente calor para impulsar el derretimiento (Métodos). En general, la columna de agua cercana al hielo debajo del TEIS se ajusta estrechamente a las líneas de mezcla bien definidas entre GMW y una masa de agua de origen, y las observaciones implican una mezcla turbulenta completamente desarrollada35,37 (Métodos y datos extendidos Fig. 3), aunque los datos más cercanos a la el hielo refleja un mayor derretimiento. Nuestras observaciones muestran una fuerte estratificación vertical que se aproxima a las porciones planas de la interfaz hielo-océano que contienen GMW formado por el derretimiento a lo largo de las laderas vecinas que ascienden hasta la base del hielo (Figs. 3 y 4). Las corrientes oceánicas se debilitan dentro de los 5 m del hielo desde una velocidad de fondo cercana a los 3 cm s−1 (ref. 28) hasta 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 s−1 (Fig. 4b,c).

En las terrazas, el oxígeno disuelto aumenta con la disminución de la temperatura y la salinidad, en consonancia con la aportación del hielo derretido. Algunas de las estratificaciones más fuertes que observamos se produjeron 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 kg−1, o aproximadamente un tercio más fresca que el agua del océano circundante. Las capas extremadamente frescas (36–42 % de agua dulce) en los huecos a lo largo de los techos de las terrazas no son completamente turbulentas, ya que la salinidad y el oxígeno disuelto exhiben señales mucho más grandes que la temperatura, lo que sugiere un régimen en el que los procesos de difusión controlan el flujo de calor y sal43. Los espesores de estas capas más frescas son del orden de decenas de centímetros y probablemente reflejan la transición entre las porciones exterior totalmente turbulenta y la interior viscosa de la capa límite del hielo y el océano44.

El agua más cercana al GL es más fría y fresca que el océano circundante (excluyendo el agua dulce en los techos de las terrazas), con una firma de oxígeno disuelto distinta a la de otras partes de la región. Estos datos tienen una pendiente de temperatura-salinidad (T–S) menos profunda de 2,05 °C (g kg−1)−1 que la línea de mezcla de fusión (aproximadamente 2,5 °C (g kg−1)−1) y una disminución en el oxígeno disuelto con refrescamiento (Datos Ampliados Fig. 3). Esta mezcla de agua dulce pobre en oxígeno sugiere la presencia de SGW descargado aguas arriba del GL45. Aunque no se observa directamente ninguna fuente de SGW, la batimetría cerca del GL a lo largo de T1 sugiere un canal subglacial reciente (Fig. 2c), y el flujo de salida de SGW medido río abajo varía con el tiempo28. Las 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 (como la referencia 45) y se originó como SGW que se acumuló en la cuenca sobreprofunda más arriba (Datos extendidos). Figura 7).

Para probar el impacto del derretimiento en la región, calculamos las tasas de derretimiento suponiendo una mezcla turbulenta impulsada por cizallamiento, de acuerdo con la pendiente de la base del hielo local y utilizando las velocidades actuales y las condiciones hidrográficas que se promediaron en regiones con condiciones similares (indicadas en la Fig. 5) . Comparamos estos con los resultados de tres ecosondas de radio sensibles a la fase autónomas (ApRES) y el amarre oceanográfico en el pozo28 (Fig. 5 y Métodos). Este enfoque que usa condiciones oceánicas promediadas regionalmente (Métodos) produce tasas promedio de derretimiento ascendente de 5 m año−1, pero el derretimiento en la región es muy variable (Figs. 5 y 6). La estratificación suprime la fusión a lo largo de las interfaces planas, mientras que las tasas de fusión estimadas a lo largo de las caras verticales se acercan a los 30 m año−1.

a, Las tasas de derretimiento estimadas de la plataforma de hielo que varían espacialmente a lo largo de T1 y T2 muestran la fuerte influencia de la pendiente local. Aquí, cada curva consta de puntos de datos de tasa de fusión individuales que se han calculado utilizando las condiciones oceánicas promediadas regionalmente (Métodos) correspondientes a las regiones etiquetadas en la Fig. 5. Las curvas rojas son de T1 y las curvas azules son de T2. b, El derretimiento lateral a lo largo de pendientes superiores a 30° contribuye aproximadamente con el 27 % del derretimiento bajo el TEIS, mientras que estas pendientes representan solo el 9 % de la base de hielo. El derretimiento ascendente a lo largo de pendientes bajas sigue siendo la fuente más notable de derretimiento, en el que las pendientes de menos de 30° representan el 73 % del derretimiento, mientras que representan el 91 % del hielo.

Aunque la estratificación suprime la fusión hacia arriba (fusión vertical moderada o adelgazamiento), la mezcla turbulenta lateral más alta46 y el aumento desestabilizador GMW36,47,48 permiten que el agua caliente alcance superficies inclinadas y promueva la fusión (fusión lateral alta; Figs. 5 y 6). Las superficies de hielo festoneadas observadas solo en caras empinadas son consistentes con un alto derretimiento lateral (Fig. 3b y Datos extendidos Fig. 8). El derretimiento es más fuerte a lo largo de las paredes casi verticales de las grietas, en las que se observó agua a 1,8 °C por encima del punto de congelación alcanzando 1 m de la pared vertical de la grieta (Fig. 4b). El agua se enfría con la altura en el medio de las grietas, se refresca y se vuelve más oxigenada, lo que sugiere una acumulación local de agua de deshielo superior a 3 ml l−1 por la erosión de las paredes de las grietas. Las corrientes eran más rápidas en las grietas hasta por un factor de dos en comparación con el fondo28, con velocidades de flujo que alcanzaban los 6 cm s−1. Estas observaciones implican tasas de fusión a lo largo de las paredes laterales de la grieta de hasta 43 m año-1 en una grieta en la ubicación de estas observaciones (Métodos), mientras que la fusión en otros lugares es más suprimida (Fig. 6; ref. 28).

Estos resultados indican que las interacciones hielo-océano bajo el TEIS están influenciadas incluso por la topografía del hielo a pequeña escala, lo que se extendería a otras plataformas de hielo de base cálida en las que las velocidades de corriente bajas a moderadas permiten que persistan altos niveles de estratificación oceánica cercana al hielo. Calculamos un derretimiento ascendente promedio moderado a lo largo de superficies planas a 5 m año−1, que coincide con las tasas de derretimiento medidas en interfaces similares de tres datos de amarre y ApRES a largo plazo28 y son consistentes con las estimaciones históricas del radar de penetración de hielo18. Más cercano al GL a lo largo de cada línea de estudio, las tasas de fusión promedian 2 m año−1 pero varían de 1 a 10 m año−1 (Figs. 5 y 6). Nuestras observaciones muestran que la retroalimentación entre la pendiente del hielo y el derretimiento es relevante para toda la base de las plataformas de hielo, incluso cerca del GL. La topografía variada de la base de hielo 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 las cuales se promueve el derretimiento.

Nuestras 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 relevada, el 27% del derretimiento total ocurre en pendientes mayores a 30° (Fig. 6). Debido a que las grietas canalizan el agua a través de ellas28 a velocidades que pueden transferir eficientemente el calor y la sal hacia las paredes empinadas de las grietas (Fig. 4), estas tasas de fusión localmente altas deberían ensanchar tanto las grietas como las fisuras basales a lo largo del glaciar, incluidos el TGT y el TEIS, y podría contribuir al aumento del desprendimiento del glaciar8,10. La topografía accidentada cerca del GL puede permitir que persista el derretimiento en esta región a pesar de las bajas velocidades de la corriente. Nuestro trabajo implica que el derretimiento basal de las plataformas de hielo de base cálida es heterogéneo y explota la topografía del hielo heredada de las interacciones con el lecho y formada por grietas. Dichos efectos son difíciles de observar, aún no se capturan en los modelos de retroceso de GL y probablemente contribuyan a la pérdida de hielo en otras partes de la costa antártica.

El vehículo Icefin49 es un vehículo modular, híbrido, operado a distancia con capacidades autónomas que fue diseñado para usarse a través de agujeros perforados o derretidos en hielo (Datos ampliados Fig. 1). Para este trabajo, se equipó a Icefin con sensores para el análisis científico del sistema hielo-océano y la navegación (Tabla 1 de datos ampliados). La mayoría de los sensores de columna de agua están ubicados en la parte delantera del vehículo para proporcionar un flujo de agua sin perturbaciones. Las cámaras delanteras, las luces y el sonar brindan percepción para la ciencia y la navegación, y el sonar batimétrico mapea la geometría del fondo marino. Una cámara de alta definición y un registrador de velocidad Doppler (DVL) con un perfilador de corriente Doppler acústico (ADCP) apuntan en el mismo sentido y un altímetro en el sentido opuesto, en el módulo de navegación que puede orientarse hacia abajo (frente al fondo marino) o hacia arriba (frente al hielo). Una cámara orientada hacia atrás monitorea la correa/cola. La orientación, la navegación y el control de Icefin permiten datos científicos geolocalizados a través de la fusión de una unidad de medición inercial de giroscopio de fibra óptica avanzada, brújula, DVL, altímetro y sensor de presión que proporciona control de movimiento de bajo nivel y localización de alto nivel. Los cinco propulsores proporcionan cinco grados de libertad de movimiento, controlan el cabeceo, la guiñada, la elevación y el balanceo sin superficies sobresalientes, y permiten flotar. Icefin tiene una capacidad de 1,5 km de profundidad, pesa 120 kg en el aire, mide 23 cm de ancho y 4,5 m de largo. En el TEIS, Icefin se desplegó verticalmente desde un sistema articulado de lanzamiento y recuperación, bajado a través del pozo por medio de una fibra óptica reforzada con Kevlar de 4 mm de diámetro y 3,5 km de largo (resistencia a la rotura de 1800 lb; Linden) unida a un terminación reforzada en el vehículo, lo que permite el control, la comunicación y la recuperación de datos.

Icefin se desplegó en cinco misiones de 6 a 8 h entre el 11 y el 14 de enero de 2020 para mapear gradientes ambientales en una sección transversal que se extiende hacia el mar desde el GL, superponiendo estudios de superficie, aéreos y ApRES. Los datos de Icefin se agrupan en dos perfiles compuestos, transecto 1 (T1) y transecto 2 (T2); T1 consta de las misiones 1 (alrededor de 1,2 km al sur), 2 (alrededor de 1,9 km al sur) y 3 (alrededor de 1 km al norte) y T2 es la misión 4 (alrededor de 1,6 km al sureste). Las misiones 1 a 4 se realizaron con el módulo de navegación hacia abajo y la misión 5 con el módulo de navegación hacia arriba. La trayectoria múltiple en el hielo basal claro redujo la precisión de posicionamiento del vehículo en la misión 5. T2 intersectó el GL a 104.780° W, 75.214° S. Para las misiones 1 y 3, el vehículo realizó segmentos de inspección alternando entre subir hacia el hielo y bajar hacia el mar suelo a unos 20-30° para adquirir perfiles hidrográficos mientras avanza, de forma similar a los planeadores oceánicos.

Los datos hidrográficos provienen de tres sensores en Icefin: conductividad-temperatura (C-T), presión (P) y sensores de OD. Todos los sensores fueron calibrados de fábrica antes del trabajo de campo. Los sensores C–T y DO se calibraron en campo. Las mediciones de presión (1 Hz) se interpolaron para que coincidieran con los datos C–T de 5 Hz para derivar variables hidrográficas. Las mediciones de OD (1 Hz) no se interpolaron.

Eliminar la presión atmosférica de fondo,

Eliminar valores atípicos ±2 desviaciones estándar de la media para C–T y DO (excluyendo datos de pozo),

Aplique un filtro de media ponderada de tres puntos a C–T, P y DO,

Alinee las mediciones de C y T con el retraso de tiempo (el retraso de 0 s produjo los mejores resultados),

Retire los datos de C, T y DO para velocidades del vehículo <5 cm s−1,

Derivar variables hidrográficas (temperatura conservadora, salinidad absoluta, densidad, etc.) usando TEOS-10 (ref. 50),

Elimina los efectos de presión/salinidad en DO51.

Las velocidades de las corrientes oceánicas se derivan del DVL/ADCP integrado, que calcula las velocidades del vehículo X, Y y Z (ejes mayor, menor y vertical) y recupera las velocidades de la columna de agua en contenedores de 2 m a una distancia de inicio variable del vehículo . La altitud mínima desde una interfaz para que se produzca el perfilado actual es de 10 m; los gradientes en el cabeceo, balanceo, rumbo y velocidad del vehículo dictan la distancia del primer contenedor al vehículo y la frecuencia de muestreo (máximo 5 Hz). Submuestreamos velocidades a 1 Hz. Las velocidades de la columna de agua X se diferencian de la velocidad del vehículo, lo que da como resultado una incertidumbre de ≤1 cm s−1. Las velocidades de los vehículos Y y Z son sustancialmente más bajas que las de X, por lo que las incertidumbres de las velocidades de Y y Z también son menores. Aquí solo analizamos las velocidades X e Y.

Posprocesamiento de datos:

Eliminar datos en contenedores fuera de rango (por ejemplo, debajo del fondo del mar, sobre la base del hielo),

Eliminar datos espurios: exactamente 0 m s−1 o 32 767 m s−1,

Retire las mediciones cuando el vehículo se incline o ruede >+/−30°,

Convertir del marco de referencia del vehículo al marco de referencia geográfico,

Aplicar filtro medio de 30 s,

Filtro para gradientes <1 desviación estándar de la velocidad media del vehículo, cabeceo, balanceo y velocidad individual del contenedor,

Clasifique los contenedores por cada movimiento ascendente/descendente del vehículo en contenedores verticales de 1 m, eliminando datos > 1 desviación estándar de la media para ese rango.

Las elevaciones de la base de hielo y del fondo marino se derivan de los datos de DVL y del altímetro y de los datos del sonar batimétrico. El DVL tiene en cuenta el cabeceo, el alabeo y el rumbo cuando produce rangos y los datos del altímetro y el sonar se corrigen para estas actitudes. El sonar batimétrico se procesó en Qimera, en el que los valores atípicos obvios se filtraron o limpiaron a mano.

Posprocesamiento de datos (DVL, altímetro):

Eliminar datos >2 desviaciones estándar del gradiente medio en la elevación de la interfaz (base de hielo o fondo marino),

Elimina manualmente los valores atípicos.

Después del procesamiento posterior, el 94 % de las mediciones de la base de hielo tenían una resolución horizontal de 26 ± 14 cm, con espacios mínimos y máximos de 1,4 mm y 3,38 m, respectivamente. El noventa y tres por ciento de los datos del fondo marino tenían una resolución horizontal de 29 ± 20 cm y espacios mínimos y máximos de 2,3 mm y 4,72 m, respectivamente.

Usamos una partición de tres puntos en los extremos35 para estimar las concentraciones de masas de agua debajo de la plataforma, lo que supone que las propiedades hidrográficas (Θ, SA y DO) reflejan una mezcla de tres masas de agua:

Una masa de agua de origen (SRC) responsable de conducir el derretimiento: Θ = −0,21 °C, SA = 34,50 g kg−1, DO = 4,48 ml l−1,

GMW del derretimiento local de la plataforma de hielo: Θ = −92,50 °C, SA = 0 g kg−1, DO = 25,20 ml l−1,

SGW descargado aguas arriba debajo del glaciar puesto a tierra52: Θ = −0,34 °C, SA = 0 g kg−1, DO = 1,61 ml l−1.

Esta partición utiliza trazadores conservativos que solo varían como resultado de una mezcla física de masas de agua y se mezclan en condiciones completamente turbulentas35,37. Los subconjuntos de datos que no están en un régimen de mezcla completamente turbulento se excluyen de la partición. Estos datos se identifican fácilmente por características de doble difusión: grandes cambios en SA (y DO) en relación con Θ que resultan de una difusión molecular de calor más rápida que la sal43,44.

La masa de agua de origen (SRC, estrella roja en Datos extendidos Fig. 3 y Fig. 4b) es el punto más cálido, salado y con menos oxígeno en el espacio T–S y DO–S que se ajusta a la línea de mezcla de GMW en la que nuestro mentira de los datos: pendientes T–S y DO–S de −2,49 °C (g kg−1)−1 y 0,60 ml l−1 (g kg−1)−1, respectivamente. SRC generalmente reside 10 m por debajo de la base del hielo (fuera de las grietas). Los datos más cálidos, salados y con menos oxígeno (datos en rojo en la figura 3 de datos ampliados) más abajo en la columna de agua exhiben una pendiente diferente en T–S (−2,74 °C (g kg−1)−1) y DO –S (0.35 ml l−1 (g kg−1)−1) espacio, sugestivo de procesos de mezcla no derivados de la modificación glacial local. Por lo tanto, las propiedades hidrográficas de SRC representan la masa de agua local que derrite la plataforma de hielo, lo que se conoce como trazador compuesto35. SRC es una mezcla derivada de CDW modificada y agua de invierno que reside alrededor de la profundidad de la picnoclina altamente variable que separa estas masas de agua en Pine Island Bay. El flujo de entrada relativamente débil de aproximadamente 3 cm s−1 en nuestra región de estudio y a una distancia de aproximadamente 75 km de Pine Island Bay28 da como resultado un período de ventilación de alrededor de un mes para SRC. Durante este tiempo, las propiedades de Θ, SA y DO podrían verse alteradas por la interacción con la base de hielo a lo largo de otras secciones del TEIS, el consumo por parte de organismos o la mezcla con otras masas de agua. Renunciamos a elegir propiedades hidrográficas para la masa de agua de origen absoluta para garantizar que las propiedades utilizadas en nuestra partición de masa de agua de tres puntos sean conservadoras para las interacciones hielo-océano locales.

Los valores de Θ y SA para GMW consideran la pérdida de calor latente asociada con el cambio de fase de agua dulce sólida a líquida. Una extrapolación de la línea de mezcla de Gade o GMW35,37 para nuestros datos a 0 g kg−1 da como resultado una temperatura efectiva de −86,46 °C. GMW tiene un alto contenido de OD debido a las burbujas de aire en el hielo meteórico que se disuelven en una solución cuando se derrite. Una extrapolación de la línea de mezcla de DO–S a 0 g kg−1 para nuestros datos da como resultado una concentración de DO de 25,20 ml l−1.

Los valores de Θ y SA para SGW representan agua dulce en el punto de congelación de presión deprimida a una profundidad de GL de 480 m en T2 (Fig. 1c). Usamos mediciones de OD in situ del lago Whillans, Antártida Occidental45 para el miembro final de SGW, ya que existen lagos subglaciales activos aguas arriba del TEIS53,54,55. Por lo tanto, esperamos que el hielo basal aquí tenga un OD igualmente bajo.

Estimamos las tasas de derretimiento de la plataforma de hielo a lo largo de T1 y T2 utilizando la parametrización de la capa límite (BL) de tres ecuaciones para la transferencia de calor y sal entre el océano y el hielo56, que asume que la turbulencia impulsada por cizalla controla el derretimiento del hielo como el mecanismo dominante que transporta calor y sal a la subcapa viscosa (VSL), más allá de la cual opera la difusión molecular57. Las mediciones de corrientes oceánicas cercanas al hielo muestran cizallamiento (Fig. 4a), lo que concuerda con la física que rige las capas de Ekman28 y es consistente con la turbulencia impulsada por cizallamiento.

Esta suposición no es válida para regiones con velocidades de corriente bajas, en las que los procesos moleculares y la convección difusiva dictan flujos de calor y sal a distancias mayores que el típico VSL44,58, del orden de varios milímetros56. Solo observamos tales condiciones en dos pequeñas regiones a lo largo de los techos de dos terrazas con capas extremadamente frescas (S ≈ 20 psu) de decenas de centímetros de espesor (Fig. 3b,c) que no tenían líneas de mezcla completamente turbulentas y exhibieron gradientes de salinidad más grandes que temperatura. Otros datos del océano cercano al hielo no exhibieron estas capas gruesas y frescas, sino que se enfriaron y refrescaron gradualmente hacia el hielo en toda el área estudiada. Este cambio de densidad estabiliza el BL debajo de las regiones de la base de hielo, reduciendo la mezcla turbulenta impulsada por cizalla vertical59. Por lo tanto, aunque la turbulencia impulsada por cizalla domina los flujos de calor y sal, los flujos turbulentos se modifican por estratificación47,60. Tomamos en cuenta la estratificación en nuestras tasas de fusión.

La parametrización de BL de tres ecuaciones es la siguiente:

La ecuación (1) representa la temperatura, la salinidad práctica y la presión en la interfaz hielo-océano, en la que a = −5,73 × 10−2 °C (g kg−1)−1, b = 9,39 × 10−2 y c = − 7,53 × 10−8 °C Pa−1 son constantes y TB siempre está en el punto de congelación. TB y SB no se observan directamente y se estiman a continuación.

La ecuación (2) representa el balance de flujo de calor y la ecuación (3) representa el balance de flujo de sal, en la que \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{S}}}\) es el flujo de sal del océano hacia el hielo, \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{S}}}\) es el flujo de sal por difusión a través del hielo (0 aquí) y \( {Q}_{{\rm{Fresh}}}^{{\rm{S}}}\) es el flujo de agua dulce procedente de la fusión. \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) es el flujo de calor sensible del océano hacia la base de hielo, \({Q}_{{\rm{I }}}^{{\rm{T}}}\) es el flujo de calor conductivo a través de la plataforma de hielo y \({Q}_{{\rm{Latente}}}^{{\rm{T}}} \) es el calor latente eliminado durante la fusión:

En la ecuación (4), ρw y T representan la densidad y la temperatura, respectivamente, del agua de mar fuera del BL/VSL. Para el agua de mar, cp = 3974 J kg−1 °C−1, la velocidad de fricción u* es la tensión cinemática en la interfaz hielo-océano y el coeficiente de transferencia de calor ΓT describe la mezcla turbulenta de calor a través del BL. La densidad del hielo es ρi = 918 kg m−3, LF = 3,34 × 105 J kg−1 es el calor latente de fusión y \(\dot{m}\) es la tasa de derretimiento de la plataforma de hielo (m año−1) , en el que \(\dot{m}\) es positivo para la fusión. Usamos la fórmula de tensión cuadrática para relacionar u* con las velocidades de las corrientes cercanas al hielo61:

donde CD = 2,2 × 10−3 es un coeficiente de arrastre adimensional que se supone constante27 y U es la velocidad actual. Sin un perfil de temperatura de columna de hielo vertical, variamos \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}\) como 0.12–0.2 de la magnitud de \({ Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) (refs. 42,62).

Las ecuaciones (7) y (8) se asemejan a las ecuaciones (4) y (5), en las que S es la salinidad fuera del BL/VSL, SB es la salinidad de la interfase hielo-océano y SI es la salinidad de la plataforma de hielo (considerada 0 aquí). ). El coeficiente de transferencia de sal ΓS es mucho menor que ΓT, debido a que la difusión molecular de la sal es más lenta que la del calor en el VSL63. Consideramos un rango de valores publicados para ΓS entre \(\frac{1}{70}\) y \(\frac{1}{25}\) de ΓT (refs. 23,57,59) y elegimos la relación que produce un acuerdo óptimo entre las tasas de fusión derivadas de las ecuaciones de flujo de calor y flujo de sal.

Estimamos las tasas de fusión en cinco subregiones en función de las características de la base del hielo y las condiciones T, S y U del océano cercano al hielo (Fig. 5). Recopilamos funciones de densidad de probabilidad integradas de las condiciones del océano en cada subregión, luego consideramos los percentiles 25, 50 y 75 de T y S dentro de los 5 m de la base del hielo y los percentiles 50, 75 y 100 de U dentro de los 10 m del hielo. base para cada subregión. Seleccionamos percentiles más altos (y por lo tanto velocidades) para U porque las corrientes oceánicas observadas aumentaron hacia el hielo (ref. 28; Fig. 4) antes de disminuir por la fricción (ref. 28; Fig. 4) y porque se recopilaron menos datos de corriente cerca del hielo. base de hielo Datos extendidos La Tabla 2 proporciona las propiedades del océano ingresadas en las ecuaciones (4), (7) y (8). Luego consideramos una matriz de diez valores para las propiedades de la interfaz hielo-océano (TB, SB) variando SB desde la salinidad mínima observada hasta el percentil 75 de S para cada subregión y luego convertimos a TB usando la ecuación (1) para el hielo. -presión media básica.

Estimamos ΓT dividiendo el rango publicado del número térmico de Stanton (\({{C}_{{\rm{D}}}^{1/2}\varGamma }_{{\rm{T}}}\ ) = 2,18 × 10−4 – 1,10 × 10−3) a partir de observaciones debajo de las plataformas de hielo24,55 por CD, lo que arroja ΓT = 4,60 × 10−3–2,35 × 10−2, considerando que ΓS oscila entre \(\frac{ 1}{70}\) y \(\frac{1}{25}\) de ΓT. Variamos ΓT y ΓS de sus valores mínimos a máximos en función del seno de la pendiente de la base del hielo, de 0° a 90°, porque la pendiente/aspereza del hielo interactúa con la estratificación para producir un derretimiento variable36,48,63,64, 65, y el aumento de GMW flotante también desestabiliza la estratificación a lo largo de las pendientes empinadas de hielo. Las ecuaciones con las que calculamos esto son las siguientes:

Comparamos las tasas de fusión calculadas con los datos de ApRES en tres ubicaciones38: distancia T1 de 2250 a 2857 m; región 2: distancia T1 1810–1904 m y distancia T2 1480–1608 m; y región 3: distancia T1 0–960 m. El conjunto de condiciones que produjo el mejor ajuste a las tasas de fusión observadas a lo largo de la base de hielo plana (pendiente <5°) fueron el percentil 75 de T y S, el percentil 100 de U y casi el SB más fresco y el TB más cálido, con calor conducción \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0.12{Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}} }\) y el coeficiente de transferencia de sal ΓS = \(\frac{1}{45}\)ΓT = 1,03 × 10−4–5,21 × 10−4. Las estimaciones de la tasa de derretimiento que mejor se ajustan son: región 1: 3,41 m año−1 frente a 3 m año−1 observados; región 2: 4,80 m año−1 (T1) y 4,65 m año−1 (T2) frente a 5 m año−1 observados; región 3: 2,37 m año−1 frente a 2 m año−1 observados.

Comparamos estimaciones turbulentas estratificadas impulsadas por cizalla con aquellas para una supuesta tasa de fusión difusiva-convectiva47, considerando \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0.12{Q }_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\):

donde kT = 1,40 × 10−7 m2 s−1 es la difusión molecular (conducción) de calor, ks = 1,30 × 10−9 m2 s−1 es la difusión molecular de sal y t es la cantidad de tiempo que la convección difusiva ha impulsado el derretimiento. Para t = 1 h, la tasa de fusión por convección-difusión da 2,26 m año-1 para la región 1, 2,35 m año-1 para la región 2 y 2,06 m año-1 para la región 3. En t = 1 día, la tasa de fusión disminuye a 0,46 m año−1 para la región 1, 0,48 m año−1 para la región 2 y 0,42 m año−1 para la región 3. En t = 1 semana, la estimación de fusión se reduce a 0,17 m año−1 para la región 1, 0,18 m año-1 para la región 2 y 0,16 m año-1 para la región 3. Aunque las tasas de fusión por convección difusiva inicialmente se asemejan a las observadas, se reducen a <10% de las observaciones en una semana a medida que crece el BL. La serie temporal de la tasa de fusión de ApRES no muestra esta disminución, lo que demuestra que, aunque la estratificación inhibe la turbulencia, la cizalladura actual aún determina la tasa de fusión a lo largo de las regiones planas y de baja pendiente del área de estudio.

Ajustar la tasa de derretimiento uniformemente sobre la región de estudio sobrestima el derretimiento a lo largo de porciones de la base de hielo que están en regímenes difusivos y posiblemente en la parte superior de las grietas no mapeadas; sin embargo, esta es una pequeña fracción de la región encuestada. Las propiedades del océano se enfriarán/refrescarán con la altura de las grietas y las velocidades de las corrientes pueden cambiar en comparación con el 10 % inferior estudiado (ref. 28; Fig. 4). Este enfoque, sin embargo, subestima las tasas de derretimiento a lo largo de pendientes empinadas de hielo debajo de las secciones superiores de las grietas, porque un SB bajo (22,14 psu) y, por lo tanto, un TB alto reducen el forzamiento térmico asumido (T − TB): el ApRES en el pozo midió tasas de derretimiento lateral de 70 m por año −1 en la pared de la terraza (pendiente media 79°) a 1.800 m a lo largo de T1, en comparación con los 26,35 m año−1 estimados. Cambiando a una salinidad de 34,28 psu (percentil 75 para la subregión 3 de T1) se obtiene una tasa de fusión de 45,97 m año−1, más cercana a la observada.

También comparamos las tasas de fusión impulsadas por cizalla con las de una parametrización de tasa de fusión turbulenta impulsada por flotabilidad36:

donde φ es la pendiente del hielo y T − Tf es la conducción térmica fuera del BL/VSL. Para una pendiente φ = 79°, S = 34,28 psu y T = −0,34 °C (percentil 75 para la subregión 3 de T1), la estimación de la tasa de fusión impulsada por la flotabilidad es de 18,43 m año−1, considerablemente más baja que la observada y 45,97 m año−1 estimado a partir de la turbulencia impulsada por cizalla, y no tiene en cuenta \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0.12{Q}_{{\rm {O}}}^{{\rm{T}}}\). Las condiciones del océano en la pared opuesta de la grieta son más cálidas (−0,33 a −0,28 °C) y más saladas (34,26–34,27 psu) que las que usamos para estimar el derretimiento en la pared de la terraza, lo que sugiere que las condiciones son más cálidas cerca del hielo o las velocidades verticales aumentan turbulencia, aumentando el derretimiento.

Todas las estadísticas se realizaron en MATLAB. Las secciones anteriores proporcionan los detalles de estos análisis estadísticos, con las funciones subyacentes de media y desviación estándar nativas de MATLAB.

Los conjuntos de datos generados y/o analizados durante el presente estudio se enviaron a https://www.usap-dc.org/ y están disponibles en https://doi.org/10.15784/601618. Los scripts de procesamiento y trazado de figuras están disponibles en https://doi.org/10.5281/zenodo.7278005.

Se ha publicado una corrección de este artículo: https://doi.org/10.1038/s41586-023-05861-8

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Agradecemos al personal del Programa Antártico de los Estados Unidos y del British Antarctic Survey, sin los cuales estos datos no podrían recopilarse. El trabajo de campo y el apoyo para el análisis fueron proporcionados por NSF-NERC International Thwaites Glacier Collaboration (ITGC), financiado por la subvención NSF OPP 1739003 (EE. UU.), NERC NE/S006656/1, NERC NE/S006761/1 y NERC NE/S006427/1 (REINO UNIDO). Reconocemos el apoyo del personal y los científicos del ITGC en la ejecución de esta ambiciosa campaña de campo. El equipo de Icefin agradece a los miembros anteriores del equipo de Georgia Tech que ayudaron a desarrollar y presentar el vehículo: J. Lutz, M. 'Kit' Philleo, C. Ramey, C. Walker, J. Buffo, T. Hobbs y la Escuela de Ciencias Atmosféricas y de la Tierra (EAS) presidente G. Huey y el personal de EAS que apoyaron este trabajo. El vehículo Icefin se desarrolló inicialmente con fondos del Instituto de Tecnología de Georgia y fondos iniciales para BES Ahora, en su tercera versión, Icefin se rediseñó con la subvención de la NASA NNX16AL07G, investigador principal BES El proyecto Icefin ahora se encuentra en la Universidad de Cornell.

Departamento de Astronomía, Universidad de Cornell, Ithaca, NY, EE. UU.

BE Schmidt, P. Washam, DJG Dichek, AD Mullen, MR Meister, ES Quartini y FE Bryson

Departamento de Ciencias Atmosféricas y de la Tierra, Universidad de Cornell, Ithaca, NY, EE. UU.

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Davis PED , Nicholls KW , Smith JA , Anker P , Thomas C , Wake J , Vaughan DG y Makinson K

Instituto Courant de Ciencias Matemáticas, Universidad de Nueva York, Nueva York, NY, EE. UU.

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Centro para el Cambio Global del Nivel del Mar, Universidad de Nueva York Abu Dhabi, Abu Dhabi, Emiratos Árabes Unidos

DM Holanda y B. Yeager

Escuela de Ciencias Atmosféricas y de la Tierra, Instituto de Tecnología de Georgia, Atlanta, GA, EE. UU.

JD Lawrence, A. Spears, BC Hurwitz y FE Bryson

Departamento de Estudios Ambientales, Universidad de Portland, Portland, OR, EE. UU.

KL Riverman

Departamento de Geociencias, Universidad Estatal de Pensilvania, State College, PA, EE. UU.

E. Clyne y S. Anandakrishnan

Estudios Ambientales, Lewis & Clark College, Portland, OR, EE. UU.

E.Clyne

Departamento de Ciencias del Sistema Terrestre, Universidad de California, Irvine, Irvine, CA, EE. UU.

E. Rignot

Centro de Detección Remota y Sistemas Integrados, Universidad de Kansas, Lawrence, KS, EE. UU.

J. Caminos

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BES dirigió el equipo de campo y desarrollo del vehículo Icefin, condujo el vehículo, redactó el documento y procesó los datos de imágenes y sonar. PW participó en el trabajo de campo de principios de temporada cerca de la estación McMurdo, analizó datos hidrográficos, produjo cifras y ayudó a escribir el artículo. PEDD, KWN, DMH, KLR y JAS participaron en la campaña de campo de ITGC, ayudaron a formular ideas y discutieron análisis, JDL y AS ayudaron a desarrollar Icefin y la tubería de análisis de datos, participaron en el trabajo de campo y discusión de principios de temporada, EC participó en el campaña de campo y discusión de datos, DJGD y ADM ayudaron a desarrollar Icefin, operaron el vehículo y participaron en la campaña de campo de ITGC, BY participó en discusiones de datos, PA desarrolló el taladro de agua caliente y perforó el orificio de acceso, MRM, fue ingeniero principal de Icefin y BCH, ESQ y FEB ayudaron a desarrollar y colocar Icefin, CT, JW, AB-F. y DGV participaron en la campaña de campo y SA, ER, JP y KM ayudaron a obtener financiamiento para el proyecto y discutieron el documento.

Correspondencia a BE Schmidt.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

Nature agradece a Susheel Adusumilli, Craig Lee, Craig McConnochie y a los demás revisores anónimos por su contribución a la revisión por pares de este trabajo.

Nota del editor Springer Nature se mantiene neutral con respecto a los reclamos jurisdiccionales en mapas publicados y afiliaciones institucionales.

El vehículo consta de un total de siete módulos: ciencia avanzada que incluye sensores oceanográficos (CTD, DO), sonda de visión delantera, cámaras e iluminación; propulsores direccionales delanteros; carga útil científica personalizable, que se muestra aquí configurada para las misiones Thwaites con un sonar batimétrico; módulo electrónico; módulo científico y de navegación en popa con DVL/ADCP, altímetro, cámara de alta definición y luz; propulsor direccional de popa; y propulsor trasero con cámara trasera. La correa de fibra óptica se monta en una brida en la parte trasera del vehículo y se conecta a través del mamparo trasero del módulo electrónico, entregando datos en vivo a la superficie.

a, como en la Fig. 1, imagen del TEIS, con posiciones históricas de GL en líneas de colores que muestran un retroceso notable en las últimas dos décadas (mapa QGIS: Landsat 8, 15 m pixel−1, imagen de banda 8 LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31 de enero de 2020; el cuadro rojo denota la región de estudio); el recuadro indica la ubicación geográfica del TEIS en relación con la Antártida. b–g, la hidrografía del océano bajo el hielo muestra que la salinidad absoluta (d,e) y el oxígeno disuelto (f,g) siguen la línea de la temperatura (Fig. 1b,c) bajo el TEIS. El recuadro en b proporciona una vista enfocada 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 el la línea azul representa T2 (50° oblicua al flujo). Los triángulos en b–g marcan ubicaciones históricas de GL estimadas a partir de datos satelitales12 (blanco, 2011; azul, 2016–2017) y mostradas por los datos del sonar batimétrico Icefin (amarillo).

Los diagramas T–S (a) y DO–S (b) comparan los datos hidrográficos de T1 y T2. Los datos están coloreados después de los datos mostrados en las Figs. 3 y 4 (con la distancia a lo largo de la pista y para los cuales los colores azules indican una sección extremadamente fresca) y las estrellas indican ubicaciones también señaladas con estrellas en las Figs. 3 y 4. Los datos cálidos, salados y pobres en oxígeno en rojo no se muestran en las Figs. 3 o 4, pero provienen de los datos más externos de Extended Data Fig. 2 a distancias superiores a 10 m desde la base del hielo. Esta agua no interactúa con la base de hielo en la región estudiada. Las líneas gruesas muestran líneas de mezcla lineales 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 en condiciones de mezcla totalmente turbulentas35,37,42. Es posible que estos no describan completamente los entornos protegidos a lo largo de los techos de las terrazas, en los que pueden dominar los procesos de difusión43,44.

a, Batimetría derivada de sonar del GL más cercano, coloreada por profundidad, que muestra ejemplos de crestas lineales (después de la Fig. 2, batimetría y perfiles producidos con Qimera y proyectados en QGIS). Las líneas blancas indican la posición de los perfiles que se encuentran en c y d. b, El sonar de visión frontal muestra que la topografía basal de la plataforma de hielo cerca del GL (después de la Fig. 2) se caracteriza por crestas similares, con un espacio entre crestas y crestas de aproximadamente 2,5 m y caras inclinadas. El sonar con visión de futuro se proyecta en Oculus ViewPoint. c, d, Los perfiles lineales de la topografía del lecho en toda la región muestran evidencia de crestas con longitudes de onda de aproximadamente 1 m, 2–2,5 m y 5 m. Estos datos muestran que la forma de la superficie del hielo en el GL se hereda del raspado sobre las formas de fondo y luego se modifica en terrazas.

a, batimetría derivada del sonar desde el pozo hasta el acercamiento más cercano realizado al GL, coloreada por profundidad (después de la Fig. 2, batimetría y perfiles producidos con Qimera y proyectados en QGIS), en los que los recuadros indican las secciones que se muestran en b y c . b, c, Vistas de primer plano que muestran detalles de dos regiones de la encuesta. Las líneas rojas (b) y blancas (c) indican la posición de los perfiles que se encuentran en d y e. d, e, Perfiles lineales de la topografía del lecho que muestran que se formaron crestas a pequeña escala a lo largo de una topografía más grande y de mayor longitud de onda. f, g, más cercano al GL, se observan crestas de flujo a lo largo de longitud de onda de 1 m, 5 m y 10 m.

a, batimetría derivada del sonar desde el pozo hasta el acercamiento más cercano al GL, coloreada por profundidad, con leyendas para los paneles b y c (después de la Fig. 2, batimetría y perfiles producidos con Qimera y proyectados en QGIS). b,c, Vistas de primer plano que muestran detalles de dos regiones del levantamiento, después de la Fig. 2. Las líneas rojas y blancas indican la posición de los perfiles encontrados en d–g. d, e, Los perfiles lineales de una cresta sinuosa transversal de aproximadamente 3 m de altura son consistentes con un evento de puesta a tierra anterior que permitió una mayor deposición de sedimentos en esta área. Esta es la única característica de este tipo en los datos de la encuesta. f,g, Perfiles lineales a través de un posible canal subglacial anterior cerca del GL. En f, una depresión en forma de U de 5 m de profundidad en el sedimento comienza paralela al flujo de hielo pero luego corta perpendicularmente al flujo de hielo a través de las características del lecho alineado y luego gira bruscamente, lo que podría ser consistente con un canal cortado por el flujo de salida subglacial hacia el sedimento. En g, la extensión aguas arriba de la depresión es menos conspicua, lo que sugiere una modificación debido a que el hielo no está conectado a tierra o que el SGW no se encaminó discretamente a través de esta área.

a, La elevación de la cama coloreada de BedMachine v3 (ref. 64) para el TEIS se superpone en una imagen Landsat 8 con las posiciones históricas de GL (las líneas/zonas coloreadas después de la referencia 12 son idénticas a la Fig. 1a y la Fig. 2a de datos extendidos, en el que el verde es 2000, el blanco es 2011 y el azul es 2016-2017). Mapa QGIS: Landsat 8, 15 m píxel−1, imagen de banda 8 LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31 de enero de 2020; el cuadro rojo denota la región de estudio. Nótese que las regiones aguas arriba del presente GL están enterradas a más de 800 m bajo el nivel del mar. b, Como en a excepto coloreado por las velocidades promedio de flujo de hielo hacia el mar de 2019 para esta región del producto de detección remota ITS_LIVE de 120 m píxel−166. Tenga en cuenta que las velocidades de flujo aumentan a medida que el hielo cruza el GL y disminuyen cerca del punto de fijación.

a–d, Las imágenes de una terraza aguas arriba del pozo a lo largo de T1 muestran una pared lateral curva y empinada (a), un techo plano (b), una transición pronunciada de la pared a la base plana (c) y un primer plano de las vieiras en el pared muestran diferencias entre los modos de fusión hacia arriba a lo largo del techo y la base con fusión turbulenta lateralmente a lo largo de la pared lateral. Las vistas hacia arriba de la base (e) y la pared lateral (f) de otra terraza aguas abajo del pozo muestran características similares. Pequeñas terrazas cerca del GL a lo largo de T1 muestran la iniciación de vieiras a lo largo de características más pequeñas en el hielo basal (g), en las que el derretimiento asimétrico del hielo es claro por la forma y las corrientes de partículas (h,i).

El video prospectivo del enfoque de Icefin al GL del TEIS muestra evidencia visual de las interacciones entre el derretimiento y el lecho de hielo. Se observa hielo basal claro con guijarros y piedras incrustados y sedimentos laminados a lo largo de la región (videoclips de la cámara frontal superior de Icefin durante los últimos 200 m hacia el GL del TEIS). El derretimiento variable hace que las partículas y los guijarros caigan del hielo. La base de hielo áspera y rugosa muestra una topografía heredada del raspado a lo largo del fondo del mar, así como la iniciación de terrazas pequeñas y sinuosas con interfaces festoneadas. Al final del video, la columna de agua tenía menos de 50 cm de espesor y se observa el hielo descansando sobre el lecho a lo lejos frente al vehículo.

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Schmidt, BE, Washam, P., Davis, PED et al. Fusión heterogénea cerca de la línea de puesta a tierra del glaciar Thwaites. Naturaleza 614, 471–478 (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-022-05691-0

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Recibido: 27 Abril 2022

Aceptado: 22 de diciembre de 2022

Publicado: 15 febrero 2023

Fecha de emisión: 16 de febrero de 2023

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

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