Heterogenes Schmelzen in der Nähe der Erdungslinie des Thwaites-Gletschers

Nature Band 614, Seiten 471–478 (2023)Diesen Artikel zitieren

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Der Thwaites-Gletscher macht 15 % des Eisabflusses aus dem westantarktischen Eisschild aus und beeinflusst ein größeres Einzugsgebiet1,2,3. Da der Thwaites-Gletscher unterhalb des Meeresspiegels liegt4,5, wird davon ausgegangen, dass er anfällig für einen außer Kontrolle geratenen Rückzug ist, der an der Erdungslinie (GL) ausgelöst wird, an der der Gletscher den Ozean erreicht6,7. Die jüngste Beschleunigung des Eisflusses2,8 und der Rückzug der Eisfront8,9,10 und GL11,12 deuten darauf hin, dass der Eisverlust anhalten wird. Die relativen Auswirkungen der Mechanismen, die dem jüngsten Rückgang zugrunde liegen, sind jedoch ungewiss. Hier zeigen wir einen anhaltenden GL-Rückgang von mindestens 2011 bis 2020 und klären Mechanismen des Schmelzens des Schelfeises im Submetermaßstab auf. Unsere Schlussfolgerungen basieren auf Beobachtungen des Thwaites Eastern Ice Shelf (TEIS) von einem Unterwasserfahrzeug aus, die sich vom GL bis 3 km ozeanwärts und von der Eis-Ozean-Grenzfläche bis zum Meeresboden erstrecken. Diese Beobachtungen zeigen eine raue Eisbasis über einem Meeresboden, der zum GL hin abfällt, und einen Meereshohlraum, in dem das wärmste Wasser mehr als 2 °C über dem Gefrierpunkt liegt. Daten, die der Eisbasis am nächsten liegen, zeigen, dass entlang geneigter Oberflächen ein verstärktes Schmelzen auftritt, das in der Nähe des GL beginnt und sich zu steilen Terrassen entwickelt. Dieses ausgeprägte Schmelzen entlang steiler Eisflächen, auch in Gletscherspalten, führt zu einer Schichtung, die das Schmelzen entlang flacher Grenzflächen unterdrückt. Diese Daten deuten darauf hin, dass das neigungsabhängige Schmelzen die Eisbasis formt und eine wichtige Reaktion auf die Erwärmung der Ozeane darstellt.

Offshore-Meeres- und Atmosphärenbedingungen zwingen warmes zirkumpolares Tiefenwasser (CDW) auf den Kontinentalschelf des Amundsenmeeres13,14, wo es zum Eisverlust und GL-Rückzug der Gletscher beiträgt, die diesen Abschnitt des westantarktischen Eisschildes entwässern, einschließlich des Thwaites-Gletschers11. Der Thwaites-Gletscher erstreckt sich von der Walgreen-Küste seewärts und bildet im Westen die Thwaites-Gletscherzunge (TGT) und den TEIS, der auf einem markanten Befestigungspunkt am Meeresboden ruht (Abb. 1a). Warmes CDW fließt entlang der Küste und durch Meeresbodenkanäle15,16,17 zum Gletscher und treibt dort das Schmelzen voran. Das Bett unter dem stromaufwärts auf dem Boden liegenden Eis vertieft sich bis auf maximal 2.300 m unter dem Meeresspiegel4,5 und macht es dadurch anfällig für einen großflächigen Rückzug durch ozeanisches Schmelzen7. Der Zusammenbruch des Thwaites-Gletschers, der selbst mehr als einen halben Meter des globalen Meeresspiegelanstiegspotenzials darstellt, könnte auch benachbarte Gletscher destabilisieren, die für weitere 3 Meter des künftigen Meeresspiegelanstiegs verantwortlich sind4.

a, Historische GL-Positionen (farbige Linien/Zonen nach Ref. 12) zeigen einen bemerkenswerten GL-Rückgang in den letzten zwei Jahrzehnten (QGIS-Karte: Landsat 8, 15 m Pixel−1, Band 8 Bild LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31. Januar 2020; das rote Kästchen zeigt an der Studienregion). b,c: Warmes Wasser wird nahe der Eisbasis zugeführt (obere graue Regionen), dargestellt durch Konturen der thermischen Bewegung (Grad über dem In-situ-Gefrierpunkt). Die Höhenprofile des Eises (schwarze Linie) und des Meeresbodens (braune Regionen) werden durch Auf- und Ab-Höhenmessung von Icefin gemessen, die mit der Bathymetrie von Kartierungen und Vorwärtssonaren verglichen werden (Abb. 2). Die kleinen Kreise kennzeichnen die Icefin-Spur entlang zweier Transekte, die sich dem GL nähern, T1 (rot) und T2 (blau), wie im unteren Einschub gezeigt (roter Kasten aus a). Der gelbe Kreis im Einschub und die vertikale Linie durch das Eis zeigen den Standort des Bohrlochs an. Die Spur T1 ist 5–10° schräg zur Fließrichtung des Gletschers ausgerichtet und T2 etwa 50° schräg zur Fließrichtung; Icefin erreichte am Ende von T2 den Aufsetzpunkt des Gletschers. Dreiecke in b und c markieren historische GL-Standorte, die anhand der Satelliteninterferometrie für 2011 geschätzt wurden (weiß), und die am weitesten flussabwärts gelegene Schätzung im Jahr 2016 (blau)12. In b bezeichnet das gelbe Dreieck den potenziellen GL-Keil, der von Icefin erkannt wurde (Abb. 2). Am nächsten zum GL sind die Temperaturen zwar kälter als im Tiefenwasser, das Meerwasser weist jedoch mehr als ein Grad thermischen Antrieb auf. Die Eisbasis geht in der Nähe des GL von rau in terrassenförmig (stufenartige Strukturen mit zunehmend steileren Seiten) in der Nähe und stromabwärts des Bohrlochs über, was auf ein fortschreitendes Schmelzen hindeutet. Gletscherspalten enthalten auch Terrassen, besonders deutlich in c.

Die Veränderungen im Thwaites-System haben sich in den letzten 20 Jahren beschleunigt (Ref. 8,9,10), was zum Zerfall des TGT und zur Ausbreitung von Rissen im TEIS10 führte. Der jüngste GL-Rückzug schwankte zwischen 0,6 und 1,2 km pro Jahr (Lit. 12). Das Schmelzen der Ozeane, die dynamische Ausdünnung und die Eisflussraten beeinflussen diesen Rückgang12, aber die genaue Wirkungsweise dieser Faktoren lässt sich aufgrund der im Allgemeinen schlechten Beobachtungen unter dem Eis nur schwer einschätzen. Satellitenbeobachtungen, die die Oberflächenhöhe des Gletschers messen, deuten darauf hin, dass der TEIS durchschnittlich 25 Meter pro Jahrzehnt dünner wird10,12, wohingegen luftgestütztes Eisdurchdringungsradar, das die Eisdicke direkt misst, Geschwindigkeiten von bis zu 45 Metern pro Jahrzehnt schätzt18.

Obwohl das vom Ozean verursachte Schmelzen die Stabilität des Eises rund um die Antarktis direkt beeinflusst19,20, gibt es nur wenige Daten, die die Wechselwirkung zwischen Eis und Ozean direkt aufklären21,22,23,24,25,26,27,28,29,30. Modelle des Ozeanantriebs sind oft durch die Auflösung oder verfügbare Parametrisierungen begrenzt. Im Allgemeinen stellen Modelle Schelfeise vereinfacht als Eiskeile mit flachen oder gekrümmten Grenzflächen und einer abgeleiteten Meeresbodengeometrie als Funktion der Entfernung vom angenommenen GL dar. Normalerweise wird bei GL31 ein Null-Schmelz-Zustand vorgegeben, was nicht mit Anzeichen von Ausdünnung und GL-Rückgang vereinbar ist. Obwohl rückläufige Gefälle eine positive Rückkopplung auf den Eisverlust am Boden durch vom Ozean verursachte Schmelze ermöglichen6,7, sind Gletscher, die auf prograden Abhängen ruhen, immer noch dem Einfluss von warmem Wasser ausgesetzt, das das Eis untergräbt. Temperatur- und Salzgehaltsschwankungen beeinflussen die Zirkulation und den Wärmeaustausch zwischen Eis und Ozean. Diese Variationen treten in Maßstäben auf, die viel kleiner sind als diejenigen, die durch Fernerkundung aufgelöst oder in Modellen der Eis-Ozean-Wechselwirkungen erfasst werden, die sich über das gesamte Schelfeis erstrecken. Darüber hinaus wurden nur wenige direkte Messungen in der Nähe der Eisbasis24,25,26,27,28,29,30 und keine am GL eines beträchtlichen Gletschers durchgeführt, die dazu beitragen würden, dass Modelle im großen und kleinen Maßstab das Schmelzen besser darstellen könnten. Daher bleibt weitgehend ungeklärt, wie das Schmelzen unter dem Schelfeis und insbesondere am GL auftritt und sich auf den Eisverlust auswirkt.

Im Rahmen der International Thwaites Glacier Collaboration (ITGC) der National Science Foundation (NSF) und des Natural Environment Research Council (NERC) wurde über zwei australische Sommer hinweg eine umfassende Feldkampagne mit einer Schelfeis-Bohrkampagne in den Jahren 2019–2020 durchgeführt Zugang zum Meereshohlraum28 und zu den Sedimenten unterhalb des TEIS zu erhalten, um das sich verändernde System direkt zu beobachten. Wir führten detaillierte hydrografische In-situ-Messungen in einem Bereich des TEIS durch, der als „Schmetterling“12 bezeichnet wird. Das Eis in dieser Region liegt etwa 500 m unter dem Meeresspiegel (Abb. 1 und 2), was typisch für den Großteil des Thwaites-Systems außerhalb des westlichen Rumpfes ist. Wir haben das neue Unterwasserfahrzeug Icefin (Erweiterte Daten, Abb. 1) im Rahmen von fünf Untereismissionen vom 9. bis 11. Januar 2020 durch das Bohrloch eingesetzt. Das Fahrzeug hat die Meerestemperatur, den Salzgehalt, den gelösten Sauerstoff und die Strömungsgeschwindigkeiten gemessen (Abb. 1 und Erweiterte Daten). Abb. 2), kartierte den Meeresboden und die Eisbasis dreidimensional (Abb. 1 und 2) und bildete das Eis und den Meeresboden ab (Abb. 3).

Die Bathymetrie des Meeresbodens in der Nähe des TEIS GL zeichnet sich durch geriffelte Bettformen entlang der Strömung mit mehreren unterschiedlichen Wellenlängen sowie durch Hinweise auf zwei mögliche frühere GL-Positionen (weiße und rote Kästchen) und einen kanalisierten subglazialen Abfluss (schwarzes Kästchen) aus. Die Daten in a–d stammen vom nach unten gerichteten Bathymetrie-Sonar und e vom vorwärts gerichteten Sonar auf Icefin. In der Nähe des Bohrlochs (gelber Kreis) sind umgearbeitete Sedimente (weißer Kasten) zu beobachten. b: Ein einzelner gewundener, 2–3 m hoher Hang, der mit einem GL-Sedimentkeil übereinstimmt, befindet sich etwa 200 m nördlich des GL aus dem Jahr 2016, der anhand von Fernerkundungen geschätzt wurde (rot eingerahmter Bereich aus a; rote Pfeile kennzeichnen einen Keil). Der Keil schneidet die entlang der Strömung verlaufenden Bettformen mit einer Wellenlänge von 2–5 m (Erweiterte Daten, Abb. 5 und 6). c: Ein isolierter, 4 m tiefer Kanal, der in den Meeresboden geschnitten ist, macht zwei scharfe Kurven und enthält ein Segment, das senkrecht zu den meisten Bettformen schneidet, was darauf hindeutet, dass dieses Merkmal durch die Umleitung von subglazialem Wasser beim Rückzug des GL entstanden ist (Erweiterte Daten, Abb. 5). ). d: Die Bettformtopographie in der Nähe des GL von T2 zeigt Hinweise auf lineare Grate, die nach Norden verlaufen (Erweiterte Daten, Abb. 4). e, Vorausschauende Sonardaten der Eisbasis in der Nähe des GL zeigen, dass das Eis die gleichen Grate mit einer Wellenlänge von 2–5 m aufweist wie die Strukturen mit der kürzesten Wellenlänge auf dem Meeresboden. Zusammengenommen deuten diese Daten darauf hin, dass der GL-Rückgang im beobachtbaren Zeitraum, basierend auf Fernerkundungen, seit mindestens 2011 weitgehend kontinuierlich war. Darüber hinaus legen die Ähnlichkeiten zwischen der Bett- und Eismorphologie am GL nahe, dass die Eis-Bett-Wechselwirkungen Hänge bilden, die dann durch das eindringende Meerwasser nach und nach geschmolzen werden. Bathymetrisches Sonar, a–d, wurde in Qimera verarbeitet und mit QGIS projiziert. Vorwärtssonare werden mit der Oculus ViewPoint-Software projiziert.

Die Spur des Icefin-Fahrzeugs ist durch die relative Entfernung entlang der Strecke von flussabwärts (weiß) nach flussaufwärts (schwarz) schattiert. Hellblaue Daten kennzeichnen Regionen mit Abkühlung und Auffrischung in Terrassen und dunkelblau bezeichnet die kältesten/frischesten beobachteten Daten. a: Die Bedingungen im Wasserhohlraum nahe der GL zeigen den Einfluss des Schmelzens (Auffrischens) nahe der GL entlang T2 (links). Farbige Sterne kennzeichnen enge Vorgänge zum Eis, die ebenfalls deutliche Anzeichen von Vermischung und Schmelzen aufweisen. Vertikale Profile des thermischen Antriebs (Θ − Θf), des absoluten Salzgehalts (SA) und des gelösten Sauerstoffs (DO), sortiert nach der Entfernung von der Eisbasis, zeigen komplexe Signaturen, die je nach Standort variieren (Extended Data Abb. 3), was auf den Einfluss beider Schmelzen schließen lässt und SGW-Abfluss (Mitte). Bilder in der Nähe des GL (roter Kasten) zeigen eine geriffelte Eistopographie und sedimentbeladenes klares Basaleis am GL (gelber Stern) (rechts). Maßstabsbalken, ca. 0,5 m. b: Meeresbedingungen in einer großen Terrasse, die sich in der Eisbasis gebildet hat, deuten auf ein Schmelzen in der Nähe der Seitenwände hin (rote Kästchen, 800 m vom GL entlang T2) (links). Entlang der Seitenwände befindet sich warmes, salziges Wasser (schwarz, grau), während sich im Terrassendach (Mitte) viel frischeres und sauerstoffreicheres Wasser mit geringer thermischer Antrieb (kalt im Vergleich zum In-situ-Gefrieren) sammelt. Bilder von Terrassenseitenwänden entlang des TEIS zeigen gleichmäßig gewellte Oberflächen, die turbulentes Schmelzen widerspiegeln (Erweiterte Daten, Abb. 8 und Zusatzvideo 1) (rechts). Maßstabsbalken, ca. 0,5 m. c, Wie in b, jedoch mit einer kleinen Terrasse auf 2.400 m flussabwärts entlang T1, deren Dach kaltes, frisches und sauerstoffreiches Wasser enthält. Hier wird das Wasser unterkühlt, wobei sich Eiskristalle seitlich (rechts) über der stark geschichteten Grenzfläche (roter Kasten) zwischen dieser 0,1 m hohen oberen Grenzschicht und dem warmen, salzhaltigen und sauerstoffärmeren unteren Meereswasser bilden. Maßstabsbalken, ca. 0,1 m.

Die Eisbasis vertiefte sich mit zunehmender Entfernung vom GL und reichte während der fast 3 km langen T1-Untersuchung von etwa 500 m bis 520 m unter dem Meeresspiegel (Abb. 1b) und fiel entlang T2 ab einer Tiefe von mindestens 475 m am GL steiler ab (Abb. 1c). Auch der Meeresboden (prograde) neigte sich vom GL weg nach unten (Abb. 1 und 2). Die Temperatur, der Salzgehalt und der Gehalt an gelöstem Sauerstoff im Meerwasser spiegeln die Vermischung verschiedener Reservoirs wider, darunter Ozean, geschmolzenes Gletschereis (glaziales Schmelzwasser (GMW)) und subglaziales Wasser (SGW) aus dem Grundeis. Warmes Wasser besetzte einen Großteil des Ozeans unter dem TEIS mit einer maximalen thermischen Erwärmung von 2,25 °C (Ozeantemperaturen 2,25 °C über dem In-situ-Gefrierpunkt) und sank innerhalb von etwa 5–10 m um die Eisbasis nur geringfügig auf 2 °C und 400 m des GL (Abb. 1b, c). Dieser Rückgang des thermischen Antriebs resultierte aus einer Druckentlastung, einer Abkühlung des Wassers von 0 °C auf −0,25 °C und einer Auffrischung von 34,50 g kg−1 auf 34,40 g kg−1 (Extended Data Abb. 2). Die Konzentration des gelösten Sauerstoffs, der sowohl den Austausch mit der Atmosphäre vor dem Untertauchen unter das Eis als auch den aus schmelzendem Eis freigesetzten Sauerstoff widerspiegelt, stieg in diesem Bereich von 4,47 ml l−1 auf 4,50 ml l−1; Die gekoppelte Änderung der hydrografischen Bedingungen deutet auf einen leichten Anstieg des GMW näher am Eis hin (Extended Data Abb. 3). Über der relativ gut durchmischten Wassersäule lag eine geschichtete obere Schicht mit einer Dicke von im Allgemeinen 5–10 m, in der sich der Ozean abkühlte, erfrischte und der Sauerstoffgehalt zunahm, da die lokale Eisschmelze zu einer stärkeren Beimischung von GMW führte.

Der Meeresboden war hauptsächlich durch Gebirgskämme gekennzeichnet, die parallel zum Gletscherfluss von Norden nach Süden ausgerichtet waren (Abb. 2). Der Abstand zwischen Kamm und Kamm des Meeresbodens variiert um eine Größenordnung von 3 bis 25 m und von mehreren zehn Zentimetern bis zu 10 m Höhe. Die meisten Grate haben eine Höhe von 0,5–2 m (Extended Data Abb. 4–6). Durch das Sediment sind vereinzelte Felsbrocken und Tropfsteine sichtbar (Abb. 3 und Zusatzvideo 1). In der Nähe des Bohrlochs deuten Tröge, die die Bergrücken durchschneiden, auf eine Überarbeitung des Sediments hin, die auftreten könnte, wenn der Gletscher in der Nähe dieser Stelle festgehalten würde, die mit der geschätzten GL-Position von 2011 übereinstimmt12 (Abb. 2a). Stromaufwärts des Bohrlochs durchschneidet ein einzelnes halblineares Merkmal die entlang der Strömung verlaufenden Grate und Kämme mit einer scharfen Stufe in der Tiefe von 2–3 m Höhe (Abb. 2b); Dies erfolgt nach allen geschätzten GL-Positionen für 2016–2017 (Ref. 12). Wir interpretieren dieses Merkmal als den Sedimentkeil, der entstand, als das Schelfeis an dieser Position auf Grund gesetzt wurde, etwa 1.250 m vom Ende der T1-Untersuchung und 1.500 m vom am weitesten stromaufwärts gelegenen GL-Standort 2017 entfernt. Wir beobachten keine weiteren eindeutigen Hinweise auf GL-Keile in dieser Region. Somit lässt die Bathymetrie darauf schließen, dass sich der GL sanft über den progressiven Meeresboden zurückzog und seit mindestens 2011 nur einen stabilen Standort hatte.

Lokale Variationen in der Grundneigung des Schelfeises (Topographie) beeinflussen das Schmelzen durch Modulation der Ozeandichtegradienten in der Nähe des Eises (Schichtung) und kleinräumige Turbulenzen, die die Wärme- und Salzflüsse der Ozeane steuern32,33,34,35,36,37,38 . Die dem GL am nächsten gelegene Eisbasis besteht aus einem System kurzwelliger Grate (Abb. 2e), die eine ähnliche Form und einen Abstand von 2–5 m von Graten mit kleiner Amplitude (0,1–0,5 m) im Meeresboden haben (Abb. 2b). –d und erweiterte Daten Abb. 4), die breite (ca. 50 m) topografische Wellen überlagern. Innerhalb eines Kilometers vom GL ist die Eisoberfläche sehr rau und besteht zu etwa 30 % aus hohen Hängen. Relativ klares, mit Sedimenten beladenes Eis, sogenanntes Basaleis, kommt in dieser Region und in Bereichen flussabwärts regelmäßig vor und unterbricht weißes, blasenreiches Meteoreis. Die feinkörnigen (Sand bis Schlamm) Trümmer (Abb. 3a, rechts und Zusatzvideo 1) und die verstreuten eckigen Klasten mit einer Größe von einigen bis zu mehreren zehn Zentimetern bestehen aus starken laminierten Schichten im Basaleis im Abstand von Zentimetern. In der gesamten Region wurde sichtbares Schmelzen beobachtet, wobei Körner und kleine Tropfensteine stetig aus dem Basaleis fielen und die Trübung der Wassersäule verstärkten (Ergänzungsvideo 1). Innerhalb von 200 m um den GL herum erscheinen kleine Terrassen und eine bogenförmige Morphologie, die in das Eis gehauen sind, was darauf hindeutet, dass das Schmelzen diese geneigten Eisflächen schnell erodiert. Die Steilwände wachsen im vertikalen Maßstab mit der Entfernung vom GL und zeigen eine fortschreitende Entwicklung der Form des Eises durch das Schmelzen, je länger es dem warmen Ozean ausgesetzt ist.

Die am GL beobachtete raue Eisbasis erodiert flussabwärts und macht steilen Terrassen mit flachem Dach Platz (Abb. 1 und 3). Die Wände dieser Strukturen bilden bis zu 90°-Winkel zu ihren flachen Dächern und Kielen, erreichen eine Höhe von mehreren zehn Zentimetern und mehr als 6 m (Abb. 1b, c) und weisen gleichmäßig gewellte Oberflächenstrukturen auf (Abb. 3b, rechts). Anzeichen für turbulentes, vom Ozean verursachtes Schmelzen33. Auch in Gletscherspalten werden Terrassen beobachtet. Im Gegensatz dazu ist das stromabwärts gelegene Eis unter dem TEIS extrem flach und weist eine Oberflächenneigung von weniger als 5° auf (Abb. 1, 4 und 5). Durch Schmelze geformte Basaltopographien des Schelfeises wurden an anderer Stelle beobachtet, beispielsweise an Kielen und Kanälen29,39,40,41,42, einschließlich Terrassen am nahegelegenen Pine-Island-Gletscher29, die mit steilen Abhängen entlang von Rand- und Kanalstrukturen verbunden sind, von denen angenommen wird, dass sie sich dadurch bilden der Rückkopplung zwischen Steigungen und Schmelzen. Wir beobachteten Terrassen, die über das TEIS verteilt waren, in vielen verschiedenen Ausrichtungen und über eine Reihe horizontaler und vertikaler Maßstäbe hinweg, sowohl mit anderen Basalmerkmalen verbunden als auch unabhängig davon. Unsere Beobachtungen deuten darauf hin, dass Terrassen weitverbreitete basale Merkmale von Eisschelfs sind, die warme Meereshöhlen überlagern; diese sind in den meisten Schelfeismodellen noch nicht vertreten.

Hier ist die Eisflossen-Fahrzeugspur durch die relative Entfernung entlang der Strecke von flussabwärts (weiß) nach flussaufwärts (schwarz) schattiert, und die aktuellen Geschwindigkeiten sind von der langsamsten (weiß) bis zur höchsten (lila) schattiert. a: Horizontale und vertikale Trends in der Nähe einer Ecke einer breiten Terrasse (1.900 m flussabwärts in T1 in der Nähe des Bohrlochs) zeigen erfrischendes und abkühlendes Wasser innerhalb der Terrasse und verlangsamte Strömungen, da das Wasser den Einfluss der Eisgrenzfläche spürt. Die grauen Linien markieren den unteren Rand der Terrasse. Vertikale Profile der Meeresströmungsgeschwindigkeit (U), des thermischen Antriebs (Θ − Θf), des absoluten Salzgehalts (SA) und des gelösten Sauerstoffs (DO) in Abhängigkeit von der Entfernung von der Eisbasis zeigen, dass das Wasser in der Nähe der Grenzfläche zwar warm ist, Die Strömungsgeschwindigkeit verlangsamt sich in der Grenzschicht, was auf einen Bruch aufgrund der Reibung an der Grenzfläche schließen lässt28. b,c, Wie in a für die am weitesten vom GL entfernte Spalte, beobachtet sowohl entlang T1 (b) als auch T2 (c). Die Paneele auf der rechten Seite sind mit dem Abstand von der Oberseite einer Stufe in der Spaltenseitenwand entlang T1 eingeteilt, der mit der oberen grauen Linie markiert ist. Die untere graue Linie zeigt die Höhe des Gletscherspaltenbodens in T1 an. Sterne in b beziehen sich auf die Position im linken Feld. Diese Tafeln zeigen warmes Wasser mit einer thermischen Erwärmung von fast 1,8 °C (Θ − Θf), das die Spaltenwände erreicht, begleitet von einer sehr leichten Auffrischung und einem Sauerstoffanstieg, was auf Schmelzen (SA und DO) hinweist, das dann in die Spalte aufsteigen würde.

a,b, Schätzungen der räumlich variierenden Schmelzrate des Schelfeises werden für jede der vier Unterregionen entlang T1 (a) und T2 (b) angezeigt (r1–r4 sind die gleichen Regionen wie in der erweiterten Datentabelle 2). Die Eisoberfläche wird durch die Schmelzrate gefärbt, die entlang jedes Hangs (obere Felder) aus der Drei-Gleichungs-Parametrisierung (Methoden) unter regional gemittelten Meeresbedingungen berechnet wird, was die erhöhte Schmelzrate entlang steiler Hänge zeigt. Horizontale farbige Linien (untere Felder) entsprechen den mittleren Schmelzraten in jeder Region. Für die Regionen r2 in T1 und r3 in T2 werden zwei Mittelwerte dargestellt, da beobachtet wurde, dass sich die Bedingungen mit der Höhe in den Gletscherspalten ändern, wobei das Wasser höher in den Gletscherspalten kälter und frischer war als das Wasser tiefer in diesen Merkmalen. Der untere Balken zeigt die Schmelzrate an, die durch den variablen Ozeanantrieb in der oberen Gletscherspalte über den gestrichelten Linien in den oberen Feldern bestimmt wird; Der obere Balken stellt die mittlere Schmelzrate unterhalb der gestrichelten Linie in den Gletscherspalten dar. Die Mittelwerte für jede dieser Regionen sind wie folgt: T1: r1: 3,07 Mio. Jahr−1; r2: 16,16 Mio. Jahr−1 (unter den Strichen), 9,72 Mio. Jahr−1 (über den Strichen); r3: 3,48 Mio. Jahr−1; r4: 4,11 Mio. Jahr−1; T2: r1: 1,47 Mio. Jahr−1; r2: 4,18 Mio. Jahr−1; r3: 9,12 Mio. Jahr−1 (unter den Strichen), 6,82 Mio. Jahr−1 (über den Strichen); r4: 5,76 Mio. Jahr−1.

In-situ-Beobachtungen der ungestörten Eis-Ozean-Grenzschicht unter Eisschelfs sind durch Bohrlöcher aufgrund der Kontamination durch das erhitzte Süßwasser, das zum Bohren des Zugangslochs verwendet wird, von Natur aus schwierig. Vor dieser Arbeit gab es keine In-situ-Messungen, die das Verhalten am GL beeinflussen könnten. Um diese Beobachtungen zu machen, fuhren wir Icefin entlang der Basis des Eises, um die Grenzschicht entlang flacher Grenzflächen zu erfassen, in einem Winkel zum Eis und dann in Kontakt mit dem Eis, um Steigungen bis zum Eis zu messen, und in einigen Fällen direkt in vertikale Seitenwände hinein innerhalb von etwa 5 cm von der Schnittstelle entfernt.

In der gesamten Region betrug die thermische Erwärmung etwa 1,75 °C innerhalb von 1 m von der Eisbasis und lieferte ausreichend Wärme, um das Schmelzen voranzutreiben (Methoden). Im Allgemeinen passt die eisnahe Wassersäule unter dem TEIS genau zu den gut definierten Mischungslinien zwischen GMW und einer Quellwassermasse, und die Beobachtungen deuten auf eine vollständig entwickelte turbulente Vermischung35,37 hin (Methoden und erweiterte Daten, Abb. 3), obwohl die Daten am nächsten liegen Eis spiegelt erhöhte Schmelze wider. Unsere Beobachtungen zeigen eine starke vertikale Schichtung, die sich flachen Teilen der Eis-Ozean-Grenzfläche nähert und GMW enthält, das durch Schmelzen entlang benachbarter Hänge entsteht, die bis zur Eisbasis reichen (Abb. 3 und 4). Die Meeresströmungen schwächen sich innerhalb von 5 m um das Eis von einer Hintergrundgeschwindigkeit nahe 3 cm s−1 (Lit. 28) auf nahezu Null in der Nähe der Grenzfläche ab (Abb. 4a). Im Gegensatz dazu stiegen die Strömungen in Gletscherspalten auf ein gemessenes Maximum von 5,90 cm s−1 (Abb. 4b,c).

In den Terrassen nimmt der gelöste Sauerstoff mit abnehmender Temperatur und sinkendem Salzgehalt zu, was mit dem Eintrag durch schmelzendes Eis übereinstimmt. Die stärkste Schichtung, die wir beobachteten, war in einer flachen Terrasse, die sich entlang des Daches einer anderen großen Terrasse bildete, wo der Salzgehalt der Grenzschicht 20 g kg−1 betrug, also etwa ein Drittel frischer als das umgebende Meerwasser. Extrem frische Schichten (36–42 % Süßwasser) in Nischen entlang von Terrassendächern sind nicht vollständig turbulent, da Salzgehalt und gelöster Sauerstoff viel größere Signaturen aufweisen als die Temperatur, was auf ein Regime schließen lässt, in dem diffusive Prozesse den Wärme- und Salzfluss steuern43. Die Mächtigkeiten dieser frischeren Schichten liegen in der Größenordnung von mehreren zehn Zentimetern und spiegeln wahrscheinlich den Übergang zwischen den vollständig turbulenten äußeren und viskosen inneren Teilen der Eis-Ozean-Grenzschicht wider44.

Das dem GL am nächsten gelegene Wasser ist kühler und frischer als das umgebende Meer (mit Ausnahme von Süßwasser in Terrassendächern) und weist eine Signatur für gelösten Sauerstoff auf, die sich von anderen Teilen der Region unterscheidet. Diese Daten haben eine flachere Temperatur-Salinitäts-Steigung (T–S) von 2,05 °C (g kg−1)−1 als die Schmelzmischungslinie (ungefähr 2,5 °C (g kg−1)−1) und eine Abnahme des gelösten Sauerstoffs mit Auffrischung (Extended Data Abb. 3). Diese Beimischung von frischem, sauerstoffarmen Wasser lässt auf das Vorhandensein von eingeleitetem SGW oberhalb des GL45 schließen. Obwohl keine SGW-Quelle direkt beobachtet wird, deutet die Bathymetrie in der Nähe des GL entlang T1 auf einen neueren subglazialen Kanal hin (Abb. 2c), und der flussabwärts gemessene SGW-Abfluss variiert im Laufe der Zeit28. Aus den T-S- und DO-S-Eigenschaften berechnete Schätzungen der SGW-Konzentration weisen auf Maximalwerte von 7 ml l-1 bzw. 24 ml l-1 hin. Die viel höhere SGW-Schätzung, die sich aus DO-S ergibt, legt nahe, dass das in der Nähe des GL vorherrschende, mit Trümmern beladene Basaleis ebenfalls sauerstoffarm ist (wie Lit. 45) und als SGW entstanden ist, das sich in dem übertieften Becken weiter flussaufwärts angesammelt hat (Erweiterte Daten). Abb. 7).

Um die Auswirkungen des Schmelzens in der Region zu testen, berechneten wir die Schmelzraten unter der Annahme einer durch Scherung verursachten turbulenten Vermischung, entsprechend der Neigung der lokalen Eisbasis und unter Verwendung von Strömungsgeschwindigkeiten und hydrografischen Bedingungen, die über Regionen mit ähnlichen Bedingungen gemittelt wurden (dargestellt in Abb. 5). . Wir verglichen diese mit den Ergebnissen von drei autonomen phasenempfindlichen Radioecholoten (ApRES) und der ozeanografischen Verankerung am Bohrloch28 (Abb. 5 und Methoden). Dieser Ansatz unter Verwendung regional gemittelter Meeresbedingungen (Methoden) führt zu durchschnittlichen Aufwärtsschmelzraten von 5 Mio. pro Jahr, die Schmelze in der Region ist jedoch sehr unterschiedlich (Abb. 5 und 6). Die Schichtung unterdrückt das Schmelzen entlang flacher Grenzflächen, wohingegen die geschätzten Schmelzraten entlang vertikaler Flächen etwa 30 m pro Jahr betragen.

a: Die geschätzten räumlich variierenden Schmelzraten des Schelfeises entlang T1 und T2 zeigen den starken Einfluss der lokalen Neigung. Hier besteht jede Kurve aus einzelnen Schmelzraten-Datenpunkten, die unter Verwendung der regional gemittelten Meeresbedingungen (Methoden) berechnet wurden, die den in Abb. 5 markierten Regionen entsprechen. Rote Kurven stammen von T1 und blaue Kurven von T2. b: Das seitliche Schmelzen entlang von Hängen mit einer Neigung von mehr als 30° trägt schätzungsweise 27 % zum Schmelzen unter dem TEIS bei, während diese Hänge nur 9 % der Eisbasis ausmachen. Das Aufwärtsschmelzen entlang niedriger Hänge ist immer noch die auffälligste Schmelzquelle, wobei Hänge mit einer Neigung von weniger als 30° für 73 % des Schmelzens verantwortlich sind, während sie 91 % des Eises ausmachen.

Obwohl die Schichtung das Schmelzen nach oben unterdrückt (mäßiges vertikales Schmelzen oder Ausdünnen), ermöglicht eine stärkere laterale turbulente Vermischung46 und ein destabilisierendes steigendes GMW36,47,48, dass warmes Wasser geneigte Oberflächen erreicht und das Schmelzen fördert (starkes seitliches Schmelzen; Abb. 5 und 6). Die nur auf steilen Flächen beobachteten bogenförmigen Eisflächen stehen im Einklang mit einem starken seitlichen Schmelzen (Abb. 3b und erweiterte Daten Abb. 8). Das Schmelzen ist an den nahezu vertikalen Spaltenwänden am stärksten, wobei beobachtet wurde, dass Wasser mit einer Temperatur von 1,8 °C über dem Gefrierpunkt bis auf 1 m an die vertikale Spaltenwand heranreicht (Abb. 4b). Das Wasser kühlt mit zunehmender Höhe in der Mitte der Spalten ab, frischt auf und wird stärker mit Sauerstoff angereichert, was auf eine lokale Ansammlung von Schmelzwasser von mehr als 3 ml l−1 aufgrund der Erosion der Spaltenwände schließen lässt. Die Strömungen in den Gletscherspalten waren im Vergleich zum Hintergrund um bis zu den Faktor zwei schneller28, wobei die Strömungsgeschwindigkeiten etwa 6 cm s−1 erreichten. Diese Beobachtungen implizieren Schmelzraten entlang der Gletscherspaltenseitenwände von bis zu 43 m pro Jahr in einer Gletscherspalte am Ort dieser Beobachtungen (Methoden), wohingegen das Schmelzen anderswo stärker unterdrückt wird (Abb. 6; Lit. 28).

Diese Ergebnisse deuten darauf hin, dass die Eis-Ozean-Wechselwirkungen im Rahmen des TEIS auch durch die Eistopographie in kleinem Maßstab beeinflusst werden, was sich auf andere warmbasierte Schelfeise ausdehnen würde, in denen niedrige bis mäßige Strömungsgeschwindigkeiten ein hohes Maß an eisnaher Ozeanschichtung aufrechterhalten können. Wir berechnen ein moderates durchschnittliches Aufwärtsschmelzen entlang flacher Oberflächen bei 5 m pro Jahr, was mit den gemessenen Schmelzraten an ähnlichen Schnittstellen aus drei langfristigen ApRES- und Verankerungsdaten28 übereinstimmt und mit den historischen Schätzungen von eisdurchdringenden Radaren18 übereinstimmt. Am nächsten zum GL entlang jeder Vermessungslinie liegen die Schmelzraten im Durchschnitt bei 2 Mio. pro Jahr, liegen jedoch zwischen 1 und 10 Mio. pro Jahr (Abb. 5 und 6). Unsere Beobachtungen zeigen, dass die Rückkopplung zwischen Eisneigung und Eisschmelze für die gesamte Basis von Eisschelfs, auch in der Nähe des GL, relevant ist. Die abwechslungsreiche Topographie der Eisbasis am GL, die beim Fließen über den Boden geformt wurde, bevor sie den Ozean erreichte, wird zu einem weitverbreiteten Netzwerk geneigter Eisflächen, entlang derer das Schmelzen gefördert wird.

Unsere Beobachtungen legen nahe, dass das Schmelzen entlang geneigter Eisflächen ein wichtiger Faktor für den gesamten Eisverlust in der Nähe des GL des Thwaites-Gletschers ist. In der untersuchten Region finden 27 % der gesamten Schmelze an Hängen mit einer Neigung von mehr als 30° statt (Abb. 6). Da Gletscherspalten Wasser mit einer Geschwindigkeit durch sie leiten28, die Wärme und Salz effizient in die steilen Spaltenwände übertragen kann (Abb. 4), sollten diese lokal hohen Schmelzraten sowohl Spalten als auch Basalrisse im gesamten Gletscher, einschließlich TGT und TEIS, verbreitern könnte zu einer verstärkten Kalbung des Gletschers beitragen8,10. Die raue Topographie in der Nähe des GL kann dazu führen, dass das Schmelzen in dieser Region trotz geringer Strömungsgeschwindigkeiten anhält. Unsere Arbeit impliziert, dass das Basalschmelzen warmbasierter Eisschelfs heterogen ist und die Eistopographie ausnutzt, die durch Wechselwirkungen mit dem Bett entsteht und durch Spaltenbildung entsteht. Solche Effekte sind schwer zu beobachten, wurden in Modellen des GL-Rückzugs noch nicht erfasst und tragen wahrscheinlich zum Eisverlust an anderen Orten entlang der antarktischen Küste bei.

Das Icefin-Fahrzeug49 ist ein modulares, hybrides, ferngesteuertes Fahrzeug mit autonomen Fähigkeiten, das für den Einsatz durch in Eis gebohrte oder geschmolzene Löcher konzipiert wurde (Erweiterte Daten, Abb. 1). Für diese Arbeit wurde Icefin mit Sensoren zur wissenschaftlichen Analyse des Eis-Ozean-Systems und zur Navigation ausgestattet (Erweiterte Datentabelle 1). Die meisten Wassersäulensensoren befinden sich in der Fahrzeugnase, um einen ungestörten Wasserfluss zu gewährleisten. Vorwärtskameras, Lichter und Sonar liefern Erkenntnisse für Wissenschaft und Navigation, undbathymetrisches Sonar kartiert die Geometrie des Meeresbodens. Eine hochauflösende Kamera und ein Doppler-Geschwindigkeitslogger (DVL) mit akustischem Doppler-Stromprofil (ADCP) zeigen in die gleiche Richtung und ein Höhenmesser in die entgegengesetzte Richtung im Navigationsmodul, das nach unten (zum Meeresboden gerichtet) oder nach oben ausgerichtet sein kann (Eisseite). Eine nach hinten gerichtete Kamera überwacht die Leine/das Heck. Führung, Navigation und Steuerung von Icefin ermöglichen geolokalisierte wissenschaftliche Daten durch die Kombination einer fortschrittlichen faseroptischen Gyroskop-Trägheitsmesseinheit, eines Kompasses, eines DVL, eines Höhenmessers und eines Drucksensors, die eine Bewegungssteuerung auf niedriger Ebene und eine Lokalisierung auf hoher Ebene ermöglichen. Die fünf Triebwerke bieten fünf Bewegungsfreiheitsgrade, steuern Nicken, Gieren, Heben und Schwanken ohne hervorstehende Oberflächen und ermöglichen den Schwebeflug. Icefin ist für eine Tiefe von 1,5 km ausgelegt, wiegt in der Luft 120 kg, ist 23 cm breit und 4,5 m lang. Am TEIS wurde Icefin vertikal von einem gelenkigen Start- und Bergungssystem aus eingesetzt und mithilfe einer 3,5 km langen, mit Kevlar verstärkten (1.800 lb Bruchfestigkeit; Linden) Glasfaser mit einem Durchmesser von 4 mm, die an einem befestigt war, durch das Bohrloch abgesenkt Kraftverstärkter Abschluss am Fahrzeug, der Kontrolle, Kommunikation und Datenabruf ermöglicht.

Icefin wurde vom 11. bis 14. Januar 2020 für fünf 6- bis 8-stündige Missionen eingesetzt, um Umweltgradienten im Querschnitt abzubilden, die sich vom GL seewärts erstrecken und sich mit Oberflächen-, Luft- und ApRES-Erhebungen überschneiden. Die Icefin-Daten sind in zwei zusammengesetzte Profile gruppiert, Transekt 1 (T1) und Transekt 2 (T2); T1 besteht aus den Missionen 1 (ca. 1,2 km südlich), 2 (ca. 1,9 km südlich) und 3 (ca. 1 km nördlich) und T2 ist Mission 4 (ca. 1,6 km südöstlich). Die Missionen 1–4 wurden mit heruntergeklapptem Navigationsmodul und Mission 5 mit hochgeklapptem Navigationsmodul durchgeführt. Multipath im klaren Basaleis reduzierte die Positionierungsgenauigkeit des Fahrzeugs in Mission 5. T2 kreuzte den GL bei 104,780° W, 75,214° S. Für die Missionen 1 und 3 führte das Fahrzeug Vermessungssegmente durch, bei denen es sich abwechselnd nach oben zum Eis und nach unten zum Meer neigte Boden in einer Neigung von etwa 20–30°, um hydrografische Profile zu erfassen und dabei vorwärts zu kommen, ähnlich wie bei Ozeangleitern.

Hydrografische Daten stammen von drei Sensoren auf Icefin: Leitfähigkeits-Temperatur- (C–T), Druck- (P) und Sauerstoffsensoren. Alle Sensoren wurden vor der Feldarbeit werkseitig kalibriert. CT- und DO-Sensoren wurden vor Ort kalibriert. Druckmessungen (1 Hz) wurden interpoliert, um sie an die 5-Hz-C-T-Daten anzupassen und hydrografische Variablen abzuleiten. DO-Messungen (1 Hz) wurden nicht interpoliert.

Hintergrundatmosphärendruck entfernen,

Ausreißer ±2 Standardabweichungen vom Mittelwert für C–T und DO entfernen (ohne Bohrlochdaten),

Wenden Sie einen dreipunktgewichteten Mittelwertfilter auf C–T, P und DO an.

Richten Sie C- und T-Messungen mit Zeitverzögerung aus (0 s Verzögerung lieferte die besten Ergebnisse),

Entfernen Sie C-, T- und DO-Daten für Fahrzeuggeschwindigkeiten <5 cm s−1,

Leiten Sie hydrografische Variablen (konservative Temperatur, absoluter Salzgehalt, Dichte usw.) mit TEOS-10 (Lit. 50) ab.

Druck-/Salzgehaltseffekte auf DO51 beseitigen.

Die Meeresströmungsgeschwindigkeiten werden vom bordeigenen DVL/ADCP abgeleitet, das die X-, Y- und Z-Fahrzeuggeschwindigkeiten (Haupt-, Neben- und Vertikalachse) berechnet und die Wassersäulengeschwindigkeiten in 2-m-Bins bei einem variablen Startabstand vom Fahrzeug abruft . Die Mindesthöhe von einer Schnittstelle für die aktuelle Profilierung beträgt 10 m; Gradienten in Fahrzeugneigung, -neigung, -richtung und -geschwindigkeit bestimmen den Abstand des ersten Abschnitts vom Fahrzeug und die Abtastfrequenz (maximal 5 Hz). Wir unterabtasten Geschwindigkeiten auf 1 Hz. Die X-Geschwindigkeiten der Wassersäule unterscheiden sich von der Fahrzeuggeschwindigkeit, was zu einer Unsicherheit von ≤1 cm s−1 führt. Die Y- und Z-Geschwindigkeiten des Fahrzeugs sind wesentlich niedriger als die X-Geschwindigkeit, sodass die Unsicherheiten der Y- und Z-Geschwindigkeit ebenfalls geringer sind. Hier analysieren wir nur X- und Y-Geschwindigkeiten.

Datennachbearbeitung:

Entfernen Sie Daten in Bins außerhalb der Reichweite (z. B. unter dem Meeresboden, über der Eisbasis).

Falsche Daten entfernen: genau 0 m s−1 oder 32.767 m s−1,

Messungen entfernen, wenn Fahrzeugneigung oder -neigung >+/−30° ist,

Konvertieren vom Fahrzeug-Referenzrahmen in den geografischen Referenzrahmen,

30-Sekunden-Mittelwertfilter anwenden,

Filtern Sie nach Steigungen <1 Standardabweichung von der mittleren Fahrzeuggeschwindigkeit, der Neigung, der Rollgeschwindigkeit und der Geschwindigkeit des einzelnen Abschnitts.

Ordnen Sie die Behälter bei jedem Auf-/Abwärtsflug des Fahrzeugs in 1-m-Vertikalbehältern an und entfernen Sie Daten >1 Standardabweichung vom Mittelwert für diesen Bereich.

Eisbasis- und Meeresbodenhöhen werden aus DVL- und Höhenmesserdaten sowie Bathymetrie-Sonardaten abgeleitet. Das DVL berücksichtigt Nicken, Rollen und Kurs bei der Ermittlung von Entfernungen und die Höhenmesser- und Sonardaten werden für diese Fluglagen korrigiert. Bathymetrisches Sonar wurde in Qimera verarbeitet, wobei offensichtliche Ausreißer manuell gefiltert oder bereinigt wurden.

Datennachbearbeitung (DVL, Höhenmesser):

Entfernen Sie Daten >2 Standardabweichungen des mittleren Gradienten in der Grenzflächenhöhe (Eisbasis oder Meeresboden).

Ausreißer manuell entfernen.

Nach der Nachbearbeitung hatten 94 % der Eisbasismessungen eine horizontale Auflösung von 26 ± 14 cm, mit minimalen und maximalen Abständen von 1,4 mm bzw. 3,38 m. 93 Prozent der Meeresbodendaten hatten eine horizontale Auflösung von 29 ± 20 cm und minimale und maximale Abstände von 2,3 mm bzw. 4,72 m.

Wir verwenden eine Dreipunkt-Endelementpartition35, um die Konzentrationen der Wassermassen unterhalb des Schelfs abzuschätzen. Dabei wird davon ausgegangen, dass die hydrografischen Eigenschaften (Θ, SA und DO) eine Mischung aus drei Wassermassen widerspiegeln:

Eine Quellwassermasse (SRC), die für den Antrieb der Schmelze verantwortlich ist: Θ = −0,21 °C, SA = 34,50 g kg−1, DO = 4,48 ml l−1,

GMW aus lokaler Schelfeisschmelze: Θ = −92,50 °C, SA = 0 g kg−1, DO = 25,20 ml l−1,

SGW, das stromaufwärts unterhalb des geerdeten Gletschers ausgetragen wird52: Θ = −0,34 °C, SA = 0 g kg−1, DO = 1,61 ml l−1.

Diese Partition verwendet konservative Tracer, die sich nur aufgrund einer physikalischen Mischung von Wassermassen und einer Mischung unter vollständig turbulenten Bedingungen verändern35,37. Teilmengen der Daten, die sich nicht in einem vollständig turbulenten Mischregime befinden, werden von der Partition ausgeschlossen. Diese Daten lassen sich leicht durch doppelte Diffusionseigenschaften identifizieren – große Änderungen in SA (und DO) relativ zu Θ, die aus einer schnelleren molekularen Wärmediffusion als bei Salz resultieren43,44.

Die Quellwassermasse (SRC, roter Stern in den erweiterten Daten Abb. 3 und Abb. 4b) ist der wärmste, salzigste und sauerstoffärmste Punkt im T-S- und DO-S-Raum, der zur GMW-Mischungslinie passt, auf der unsere Daten liegen vor: T-S- und DO-S-Steigungen von −2,49 °C (g kg−1)−1 bzw. 0,60 ml l−1 (g kg−1)−1. SRC liegt im Allgemeinen 10 m unterhalb der Eisbasis (außerhalb von Gletscherspalten). Wärmere, salzigere und sauerstoffärmere Daten (rote Daten in Abb. 3 der erweiterten Daten) weiter unten in der Wassersäule zeigen eine unterschiedliche Steigung im T–S (–2,74 °C (g kg–1)–1) und im DO –S (0,35 ml l−1 (g kg−1)−1) Raum, was auf Vermischungsprozesse hindeutet, die nicht auf lokale glaziale Modifikationen zurückzuführen sind. Somit stellen die hydrografischen Eigenschaften von SRC die lokale Wassermasse dar, die das Schelfeis schmilzt, was als zusammengesetzter Tracer bezeichnet wird35. SRC ist eine abgeleitete Mischung aus modifiziertem CDW und Winterwasser, die sich in der Tiefe der äußerst variablen Pyknokline befindet, die diese Wassermassen in der Pine Island Bay trennt. Ein relativ schwacher Zufluss von etwa 3 cm s−1 in unsere Untersuchungsregion und in einer Entfernung von etwa 75 km von Pine Island Bay28 führt zu einer Belüftungsperiode von etwa einem Monat für SRC. Während dieser Zeit könnten die Eigenschaften von Θ, SA und DO durch Wechselwirkung mit der Eisbasis entlang anderer Abschnitte des TEIS, Verbrauch durch Organismen oder Mischung mit anderen Wassermassen verändert werden. Wir verzichten auf die Auswahl hydrografischer Eigenschaften für die absolute Quellwassermasse, um sicherzustellen, dass die in unserer Dreipunkt-Wassermassenaufteilung verwendeten Eigenschaften für lokale Eis-Ozean-Wechselwirkungen konservativ sind.

Die Θ- und SA-Werte für GMW berücksichtigen den latenten Wärmeverlust, der mit dem Phasenwechsel von festem zu flüssigem Süßwasser verbunden ist. Eine Extrapolation der Gade- oder GMW-Mischlinie35,37 für unsere Daten auf 0 g kg−1 ergibt eine effektive Temperatur von −86,46 °C. GMW hat einen hohen DO-Gehalt aufgrund von Luftblasen im Meteoreis, die sich beim Schmelzen in Lösung auflösen. Eine Extrapolation der DO-S-Mischlinie auf 0 g kg-1 für unsere Daten ergibt eine DO-Konzentration von 25,20 ml l-1.

Die Θ- und SA-Werte für SGW stellen Süßwasser am druckunterdrückten Gefrierpunkt in einer GL-Tiefe von 480 m in T2 dar (Abb. 1c). Wir verwenden In-situ-DO-Messungen vom Lake Whillans in der Westantarktis45 für das SGW-Endmitglied, da aktive subglaziale Seen stromaufwärts des TEIS existieren53,54,55. Daher gehen wir davon aus, dass das Basaleis hier einen ähnlich niedrigen Sauerstoffgehalt aufweisen sollte.

Wir schätzen die Schmelzraten des Schelfeises entlang T1 und T2 mithilfe der Drei-Gleichungen-Grenzschichtparametrisierung (BL) für den Wärme- und Salztransfer zwischen Ozean und Eis56, die davon ausgeht, dass scherbedingte Turbulenzen die Eisschmelze als dominanten Mechanismus zur Wärmeübertragung steuern Salz in die viskose Unterschicht (VSL), jenseits derer die molekulare Diffusion stattfindet57. Messungen der eisnahen Meeresströmungen zeigen Scherung (Abb. 4a), was mit der Physik der Ekman-Schichten28 übereinstimmt und mit scherungsbedingten Turbulenzen vereinbar ist.

Diese Annahme gilt nicht für Regionen mit niedrigen Strömungsgeschwindigkeiten, in denen molekulare Prozesse und diffusive Konvektion Wärme- und Salzflüsse in Abständen diktieren, die größer als die typische VSL44,58 sind und mehrere Millimeter betragen56. Wir haben solche Bedingungen nur in zwei kleinen Regionen entlang der Dächer von zwei Terrassen mit extrem frischen Schichten (S ≈ 20 psu) von mehreren zehn Zentimetern Dicke beobachtet (Abb. 3b, c), die keine vollständig turbulenten Mischlinien aufwiesen und größere Salzgehaltsgradienten aufwiesen als Temperatur. Andere eisnahe Ozeandaten zeigten diese dicken, frischen Schichten nicht, sondern kühlten sich im gesamten untersuchten Gebiet allmählich zum Eis hin ab und erfrischten sich. Diese Dichteänderung stabilisiert die BL unter Regionen der Eisbasis und reduziert die durch vertikale Scherung verursachte turbulente Vermischung59. Obwohl scherbedingte Turbulenzen die Wärme- und Salzflüsse dominieren, werden turbulente Flüsse durch Schichtung modifiziert47,60. Wir berücksichtigen die Schichtung in unseren Schmelzraten.

Die BL-Parametrisierung mit drei Gleichungen lautet wie folgt:

Gleichung (1) stellt Temperatur, praktischen Salzgehalt und Druck an der Eis-Ozean-Grenzfläche dar, wobei a = −5,73 × 10−2 °C (g kg−1)−1, b = 9,39 × 10−2 und c = − 7,53 × 10−8 °C Pa−1 sind Konstanten und TB liegt immer am Gefrierpunkt. TB und SB werden nicht direkt beobachtet und werden unten geschätzt.

Gleichung (2) stellt die Wärmeflussbilanz dar und Gleichung (3) stellt die Salzflussbilanz dar, wobei \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{S}}}\) ist der Ozeansalzfluss in Richtung Eis, \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{S}}}\) ist der diffusive Salzfluss durch das Eis (hier 0) und \( {Q}_{{\rm{Fresh}}}^{{\rm{S}}}\) ist der Süßwasserfluss durch Schmelzen. \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) ist der sensible Wärmefluss des Ozeans in die Eisbasis, \({Q}_{{\rm{I }}}^{{\rm{T}}}\) ist der konduktive Wärmefluss durch das Schelfeis und \({Q}_{{\rm{Latent}}}^{{\rm{T}}} \) ist die beim Schmelzen entzogene latente Wärme:

In Gleichung (4) stellen ρw und T die Dichte bzw. Temperatur des Meerwassers außerhalb der BL/VSL dar. Für Meerwasser, cp = 3.974 J kg−1 °C−1, ist die Reibungsgeschwindigkeit u* die kinematische Spannung an der Eis-Ozean-Grenzfläche und der Wärmeübertragungskoeffizient ΓT beschreibt die turbulente Wärmemischung über die BL. Die Dichte des Eises beträgt ρi = 918 kg m−3, LF = 3,34 × 105 J kg−1 ist die latente Schmelzwärme und \(\dot{m}\) ist die Schmelzrate des Schelfeises (m Jahr−1) , wobei \(\dot{m}\) für das Schmelzen positiv ist. Wir verwenden die quadratische Spannungsformel, um u* mit den Strömungsgeschwindigkeiten in der Nähe des Eises in Beziehung zu setzen61:

wobei CD = 2,2 × 10−3 ein als konstant angenommener dimensionsloser Luftwiderstandsbeiwert ist27 und U die aktuelle Geschwindigkeit ist. Ohne ein Temperaturprofil der vertikalen Eissäule variieren wir \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}\) als 0,12–0,2 der Größe von \({ Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) (Lit. 42,62).

Die Gleichungen (7) und (8) ähneln den Gleichungen (4) und (5), in denen S der Salzgehalt außerhalb der BL/VSL, SB der Salzgehalt der Eis-Ozean-Grenzfläche und SI der Salzgehalt des Schelfeises ist (hier als 0 betrachtet). ). Der Salzübertragungskoeffizient ΓS ist viel kleiner als ΓT, da die molekulare Diffusion von Salz im VSL63 langsamer ist als die von Wärme. Wir betrachten einen Bereich veröffentlichter Werte für ΓS zwischen \(\frac{1}{70}\) und \(\frac{1}{25}\) von ΓT (Lit. 23,57,59) und wählen das Verhältnis Dies führt zu einer optimalen Übereinstimmung zwischen den Schmelzraten, die durch die Wärmefluss- und Salzflussgleichungen abgeleitet werden.

Wir haben die Schmelzraten in fünf Unterregionen basierend auf den Eigenschaften der Eisbasis und den eisnahen Ozeanbedingungen T, S und U geschätzt (Abb. 5). Wir haben integrierte Wahrscheinlichkeitsdichtefunktionen der Meeresbedingungen in jeder Subregion zusammengestellt und dann das 25., 50. und 75. Perzentil von T und S innerhalb von 5 m von der Eisbasis und das 50., 75. und 100. Perzentil von U innerhalb von 10 m von der Eisbasis berücksichtigt Basis für jede Unterregion. Wir wählen höhere Perzentile (und damit Geschwindigkeiten) für U, weil die beobachteten Meeresströmungen zum Eis hin zunahmen (Ref. 28; Abb. 4), bevor sie sich aufgrund der Reibung verlangsamten (Ref. 28; Abb. 4) und weil in der Nähe des Eises weniger Strömungsdaten gesammelt wurden Eisbasis. Die erweiterte Datentabelle 2 enthält die in die Gleichungen (4), (7) und (8) eingegebenen Meereseigenschaften. Anschließend betrachten wir eine Reihe von zehn Werten für die Eigenschaften der Eis-Ozean-Grenzfläche (TB, SB), indem wir SB vom minimal beobachteten Salzgehalt bis zum 75. Perzentil von S für jede Unterregion variieren und dann mithilfe von Gleichung (1) für das Eis in TB umwandeln -Basismitteldruck.

Wir schätzen ΓT, indem wir den veröffentlichten Bereich der thermischen Stanton-Zahl (\({{C}_{{\rm{D}}}^{1/2}\varGamma }_{{\rm{T}}}\ dividieren. ) = 2,18 × 10−4 – 1,10 × 10−3) aus Beobachtungen unter Eisschelfs24,55 durch CD, was ΓT = 4,60 × 10−3–2,35 × 10−2 ergibt, wenn man dann berücksichtigt, dass ΓS zwischen \(\frac{ 1}{70}\) und \(\frac{1}{25}\) von ΓT. Wir variieren ΓT und ΓS von ihren minimalen bis zu maximalen Werten basierend auf dem Sinus der Neigung der Eisbasis von 0° bis 90°, da die Neigung/Rauigkeit des Eises mit der Schichtung interagiert, um ein unterschiedliches Schmelzen zu erzeugen36,48,63,64, 65, und steigendes schwimmendes GMW destabilisiert auch die Schichtung entlang steiler Eishänge. Die Gleichungen, mit denen wir dies berechnet haben, lauten wie folgt:

Wir verglichen die berechneten Schmelzraten mit ApRES-Daten an drei Standorten38: T1-Entfernung 2.250–2.857 m; Region 2: T1-Distanz 1.810–1.904 m und T2-Distanz 1.480–1.608 m; und Region 3: T1-Distanz 0–960 m. Die Bedingungen, die am besten zu den beobachteten Schmelzraten entlang der flachen (Neigung <5°) Eisbasis passten, waren das 75. Perzentil von T und S, das 100. Perzentil von U und fast das frischeste SB und das wärmste TB mit Hitze Leitung \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0,12{Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}} }\) und Salztransferkoeffizient ΓS = \(\frac{1}{45}\)ΓT = 1,03 × 10−4–5,21 × 10−4. Die am besten geeigneten Schmelzratenschätzungen sind: Region 1: 3,41 Mio. Jahr–1 gegenüber 3 Mio. Jahr–1 beobachtet; Region 2: 4,80 Mio. Jahr-1 (T1) und 4,65 Mio. Jahr-1 (T2) gegenüber 5 Mio. Jahr-1 beobachtet; Region 3: 2,37 Mio. Jahr gegenüber 2 Mio. Jahr beobachtet.

Wir verglichen geschichtete, schergetriebene turbulente Schätzungen mit denen für eine angenommene diffusiv-konvektive Schmelzrate47 und berücksichtigten dabei \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0,12{Q }_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\):

Dabei ist kT = 1,40 × 10−7 m2 s−1 die molekulare Diffusion (Leitung) von Wärme, ks = 1,30 × 10−9 m2 s−1 die molekulare Diffusion von Salz und t die Zeitdauer der diffusiven Konvektion hat das Schmelzen vorangetrieben. Für t = 1 h ergibt die diffusiv-konvektive Schmelzrate 2,26 m Jahr−1 für Region 1, 2,35 m Jahr−1 für Region 2 und 2,06 m Jahr−1 für Region 3. Bei t = 1 Tag nimmt die Schmelzrate ab auf 0,46 m pro Jahr für Region 1, 0,48 m pro Jahr für Region 2 und 0,42 m pro Jahr für Region 3. Bei t = 1 Woche sinkt die Schmelzschätzung auf 0,17 m pro Jahr für Region 1, also 0,18 m Jahr-1 für Region 2 und 0,16 m Jahr-1 für Region 3. Obwohl die Schmelzraten der diffusiven Konvektion anfänglich den beobachteten ähneln, sinken sie innerhalb einer Woche mit zunehmender BL auf <10 % der Beobachtungen. Die ApRES-Schmelzraten-Zeitreihen zeigen diesen Rückgang nicht, was zeigt, dass, obwohl die Schichtung Turbulenzen hemmt, die Strömungsscherung immer noch die Schmelzrate in flachen und gering geneigten Bereichen des Untersuchungsgebiets bestimmt.

Die gleichmäßige Einstellung der Schmelzrate über das Untersuchungsgebiet führt zu einer Überschätzung der Schmelze entlang Teilen der Eisbasis, die sich in diffusiven Regimen befinden, und möglicherweise in den nicht kartierten Spitzen von Gletscherspalten. Dies ist jedoch nur ein kleiner Teil der untersuchten Region. Die Meereseigenschaften werden mit der Höhe in den Gletscherspalten abkühlen/erfrischen und die Strömungsgeschwindigkeiten können sich im Vergleich zu den unteren 10 % der untersuchten Gebiete ändern (Ref. 28; Abb. 4). Dieser Ansatz unterschätzt jedoch die Schmelzraten entlang steiler Eishänge unterhalb der oberen Gletscherspaltenabschnitte, da niedrige SB (22,14 psu) und daher hohe TB den angenommenen thermischen Antrieb (T − TB) reduzieren: Der ApRES am Bohrloch maß seitliche Schmelzraten von 70 m pro Jahr −1 an der Terrassenwand (mittlere Neigung 79°) auf 1.800 m entlang T1, verglichen mit geschätzten 26,35 m pro Jahr. Bei einem Wechsel zu einem Salzgehalt von 34,28 psu (75. Perzentil für T1-Unterregion 3) ergibt sich eine Schmelzrate von 45,97 m pro Jahr, was näher an der beobachteten liegt.

Wir haben auch scherbedingte Schmelzraten mit denen aus einer auftriebsgetriebenen turbulenten Schmelzratenparametrisierung verglichen36:

wobei φ die Eisneigung und T − Tf der thermische Antrieb außerhalb der BL/VSL ist. Für die Steigung φ = 79°, S = 34,28 psu und T = −0,34 °C (75. Perzentil für T1-Unterregion 3) beträgt die auftriebsbedingte Schätzung der Schmelzrate 18,43 m pro Jahr, deutlich niedriger als die beobachtete von 45,97 m Jahr−1, geschätzt aus schergetriebenen Turbulenzen, und berücksichtigt nicht \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0,12{Q}_{{\rm {O}}}^{{\rm{T}}}\). Die Meeresbedingungen an der gegenüberliegenden Gletscherspaltenwand sind wärmer (–0,33 bis –0,28 °C) und salziger (34,26–34,27 psu) als die, die wir zur Schätzung der Schmelze an der Terrassenwand verwenden, was darauf hindeutet, dass die Bedingungen in der Nähe des Eises wärmer sind oder die Vertikalgeschwindigkeiten zunehmen Turbulenzen, zunehmende Schmelze.

Alle Statistiken wurden in MATLAB durchgeführt. Die obigen Abschnitte enthalten die Details dieser statistischen Analysen, wobei die zugrunde liegenden Mittelwert- und Standardabweichungsfunktionen in MATLAB enthalten sind.

Die im Rahmen der vorliegenden Studie generierten und/oder analysierten Datensätze wurden an https://www.usap-dc.org/ übermittelt und sind unter https://doi.org/10.15784/601618 verfügbar. Die Verarbeitungs- und Abbildungsskripte sind unter https://doi.org/10.5281/zenodo.7278005 verfügbar.

Eine Korrektur zu diesem Artikel wurde veröffentlicht: https://doi.org/10.1038/s41586-023-05861-8

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Wir danken den Mitarbeitern des United States Antarctic Program und des British Antarctic Survey, ohne die diese Daten nicht gesammelt werden könnten. Feldarbeit und Unterstützung für die Analyse wurden von der NSF-NERC International Thwaites Glacier Collaboration (ITGC) bereitgestellt, finanziert durch NSF OPP Grant 1739003 (USA), NERC NE/S006656/1, NERC NE/S006761/1 und NERC NE/S006427/1 (VEREINIGTES KÖNIGREICH). Wir bedanken uns für die Unterstützung der Mitarbeiter und Wissenschaftler des ITGC bei der Durchführung dieser ehrgeizigen Feldkampagne. Das Icefin-Team würdigt frühere Georgia Tech-Teammitglieder, die bei der Entwicklung und dem Einsatz des Fahrzeugs geholfen haben: J. Lutz, M. „Kit“ Philleo, C. Ramey, C. Walker, J. Buffo, T. Hobbs und School of Earth and Atmospheric Sciences (EAS)-Vorsitzender G. Huey und die EAS-Mitarbeiter, die diese Arbeit unterstützt haben. Das Icefin-Fahrzeug wurde ursprünglich mit Mitteln des Georgia Institute of Technology und Startkapital für BES entwickelt. Jetzt wurde Icefin in seiner dritten Version im Rahmen des NASA-Stipendiums NNX16AL07G, Hauptforscher von BES, neu gestaltet. Das Icefin-Projekt ist jetzt an der Cornell University angesiedelt.

Abteilung für Astronomie, Cornell University, Ithaca, NY, USA

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

Abteilung für Erd- und Atmosphärenwissenschaften, Cornell University, Ithaca, NY, USA

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

British Antarctic Survey, Cambridge, Großbritannien

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

Courant Institute of Mathematical Sciences, New York University, New York, NY, USA

DM Holland & A. Basinski-Ferris

Zentrum für globale Meeresspiegelveränderungen, New York University Abu Dhabi, Abu Dhabi, Vereinigte Arabische Emirate

DM Holland & B. Yeager

School of Earth and Atmospheric Sciences, Georgia Institute of Technology, Atlanta, GA, USA

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

Abteilung für Umweltstudien, University of Portland, Portland, OR, USA

KL Riverman

Abteilung für Geowissenschaften, Pennsylvania State University, State College, PA, USA

E. Clyne & S. Anandakrishnan

Umweltstudien, Lewis & Clark College, Portland, OR, USA

E. Clyne

Abteilung für Erdsystemwissenschaften, University of California, Irvine, Irvine, CA, USA

E. Rignot

Zentrum für Fernerkundung und integrierte Systeme, University of Kansas, Lawrence, KS, USA

J. Wege

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BES leitete das Icefin-Fahrzeugentwicklungs- und Feldteam, fuhr das Fahrzeug, verfasste das Papier und verarbeitete Bild- und Sonardaten. PW beteiligte sich zu Beginn der Saison an Feldarbeiten in der Nähe der McMurdo-Station, analysierte hydrografische Daten, erstellte Zahlen und half beim Schreiben der Arbeit. PEDD, KWN, DMH, KLR und JAS nahmen an der ITGC-Feldkampagne teil, halfen bei der Formulierung von Ideen und diskutierten Analysen, JDL und AS halfen bei der Entwicklung von Icefin und der Datenanalyse-Pipeline, beteiligten sich an der Feldarbeit und Diskussion zu Beginn der Saison, EC beteiligte sich an der Feldkampagne und Datendiskussion, DJGD und ADM halfen bei der Entwicklung von Icefin, bedienten das Fahrzeug und nahmen an der ITGC-Feldkampagne teil, BY nahm an Datendiskussionen teil, PA entwickelte den Heißwasserbohrer und bohrte das Zugangsloch, MRM war leitender Ingenieur für Icefin und BCH, ESQ und FEB halfen bei der Entwicklung und dem Einsatz von Icefin, CT, JW und AB-F. und DGV beteiligten sich an der Feldkampagne und SA, ER, JP und KM halfen bei der Beschaffung von Mitteln für das Projekt und diskutierten das Papier.

Korrespondenz mit BE Schmidt.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

Nature dankt Susheel Adusumilli, Craig Lee, Craig McConnochie und den anderen, anonymen Gutachtern für ihren Beitrag zum Peer-Review dieser Arbeit.

Anmerkung des Herausgebers Springer Nature bleibt hinsichtlich der Zuständigkeitsansprüche in veröffentlichten Karten und institutionellen Zugehörigkeiten neutral.

Das Fahrzeug besteht aus insgesamt sieben Modulen: Zukunftsforschung einschließlich ozeanographischer Sensoren (CTD, DO), vorausschauendem Sonar, Kameras und Beleuchtung; Vorwärtsrichtungsstrahlruder; Anpassbare wissenschaftliche Nutzlast, hier gezeigt als konfiguriert für die Thwaites-Missionen mit einembathymetrischen Sonar; Elektronikmodul; hinteres Wissenschafts- und Navigationsmodul mit DVL/ADCP, Höhenmesser, hochauflösender Kamera und Licht; hinteres Richtungsstrahlruder; und Heckstrahlruder mit Rückfahrkamera. Das Glasfaserkabel wird an einem Kabelbaum am Heck des Fahrzeugs befestigt und durch die hintere Trennwand des Elektronikmoduls angeschlossen, um Live-Daten an die Oberfläche zu übertragen.

a, Wie in Abb. 1, Bild des TEIS, mit historischen GL-Positionen in farbigen Linien, die einen bemerkenswerten Rückgang in den letzten zwei Jahrzehnten zeigen (QGIS-Karte: Landsat 8, 15 m Pixel−1, Band 8-Bild LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31. Januar 2020; das rote Kästchen bezeichnet die Untersuchungsregion); Der Einschub gibt den geografischen Standort des TEIS in Bezug auf die Antarktis an. b–g: Die Hydrographie des Ozeans unter dem Eis zeigt, dass der absolute Salzgehalt (d, e) und der gelöste Sauerstoff (f, g) mit der Temperatur unter dem TEIS korrelieren (Abb. 1b, c). Der Einschub in b bietet einen fokussierten Blick auf das Untersuchungsgebiet: Der gelbe Kreis markiert die Position des mit Heißwasser gebohrten Zugangslochs, die rote Linie stellt T1 dar (5–10° schräg zur Fließrichtung des Gletschers) und die Die blaue Linie stellt T2 dar (50° schräg zur Strömung). Dreiecke in b–g markieren historische GL-Standorte, die aus Satellitendaten12 geschätzt wurden (weiß, 2011; blau, 2016–2017) und durch die Bathymetrie-Sonardaten von Icefin angezeigt (gelb).

Die Diagramme T–S (a) und DO–S (b) vergleichen hydrografische Daten von T1 und T2. Die Daten werden nach den in den Abbildungen gezeigten Daten eingefärbt. 3 und 4 (mit Entfernung entlang der Strecke und für die blaue Farben extrem frische Abschnitte kennzeichnen) und Sterne bezeichnen Orte, die in den Abb. ebenfalls mit Sternen gekennzeichnet sind. 3 und 4. Die warmen, salzigen und sauerstoffarmen Daten in Rot sind in den Abbildungen nicht dargestellt. 3 oder 4, stammen aber aus den äußersten Daten aus Extended Data Abb. 2 bei Entfernungen von mehr als 10 m von der Eisbasis. Dieses Wasser interagiert nicht mit der Eisbasis in der untersuchten Region. Dicke Linien zeigen lineare Mischungslinien zwischen der Quellwassermasse, die für das lokale Schmelzen der Eisbasis verantwortlich ist (roter Stern), und einer reinen Mischung aus GMW oder SGW unter vollständig turbulenten Mischungsbedingungen35,37,42. Diese beschreiben geschützte Umgebungen entlang von Terrassendächern möglicherweise nicht vollständig, in denen diffusive Prozesse dominieren können43,44.

a, Sonar-abgeleitete Bathymetrie vom nächstgelegenen GL, gefärbt nach Tiefe, zeigt Beispiele linearer Grate (nach Abb. 2, Bathymetrie und Profile, die mit Qimera erstellt und in QGIS projiziert wurden). Weiße Linien kennzeichnen die Position der in c und d gefundenen Profile. b: Vorausschauendes Sonar zeigt, dass die Basaltopographie des Schelfeises in der Nähe des GL (nach Abb. 2) durch ähnliche Grate mit einem Abstand von etwa 2,5 m zwischen Grat und Kamm und geneigten Flächen gekennzeichnet ist. Vorausschauendes Sonar wird in Oculus ViewPoint projiziert. c,d: Lineare Profile der Schichttopographie in der gesamten Region zeigen Hinweise auf Grate mit Wellenlängen von etwa 1 m, 2–2,5 m und 5 m. Diese Daten zeigen, dass die Form der Eisoberfläche am GL durch das Abstreifen der Bettformen entsteht und später in Terrassen umgewandelt wird.

a, Sonar-abgeleitete Bathymetrie vom Bohrloch bis zur nächsten Annäherung an den GL, gefärbt nach Tiefe (nach Abb. 2, Bathymetrie und Profile, erstellt mit Qimera und projiziert in QGIS), wobei Kästchen die in b und c gezeigten Abschnitte bezeichnen . b,c, Nahaufnahmen, die Details von zwei Regionen der Umfrage zeigen. Rote (b) und weiße (c) Linien kennzeichnen die Position der in d und e gefundenen Profile. d,e: Lineare Profile der Schichttopographie, die zeigen, dass sich über größere Topographien mit längeren Wellenlängen kleine Grate bildeten. f,g, In der Nähe des GL werden entlang der Strömung Grate mit Wellenlängen von 1 m, 5 m und 10 m beobachtet.

a, Sonar-abgeleitete Bathymetrie vom Bohrloch bis zur nächsten Annäherung an den GL, gefärbt nach Tiefe, mit Beschriftungen für Panels b und c (nach Abb. 2, Bathymetrie und Profile, erstellt mit Qimera und projiziert in QGIS). b,c, Nahaufnahmen, die Details von zwei Regionen der Vermessung zeigen, nach Abb. 2. Rote und weiße Linien zeigen die Position der in d–g gefundenen Profile an. d,e: Lineare Profile eines quer verlaufenden, etwa 3 m hohen, gewundenen Bergrückens stimmen mit einem früheren Erdungsereignis überein, das eine verstärkte Sedimentablagerung in diesem Gebiet ermöglichte. Dies ist das einzige derartige Merkmal in den Umfragedaten. f,g, Lineare Profile über einen möglichen ehemaligen subglazialen Kanal in der Nähe des GL. In f beginnt ein 5 m tiefes U-förmiges Trog im Sediment parallel zum Eisfluss, schneidet dann aber senkrecht zum Eisfluss über linienförmige Schichten des Bodens und dreht sich dann scharf, was mit einem durch subglazialen Abfluss in das Sediment eingeschnittenen Kanal übereinstimmen könnte Sediment. In g ist die stromaufwärts gelegene Ausdehnung des Trogs weniger auffällig, was darauf hindeutet, dass es sich entweder um eine Modifikation handelte, da das Eis nicht auf dem Boden lag, oder dass das SGW nicht diskret durch dieses Gebiet geleitet wurde.

a: Die kolorierte Betthöhe von BedMachine v3 (Ref. 64) für das TEIS wird einem Landsat 8-Bild mit den historischen GL-Positionen überlagert (farbige Linien/Zonen nach Ref. 12 sind identisch mit Abb. 1a und Extended Data Abb. 2a, wobei Grün für 2000, Weiß für 2011 und Blau für 2016–2017 steht). QGIS-Karte: Landsat 8, 15 m Pixel−1, Band 8-Bild LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31. Januar 2020; Das rote Kästchen bezeichnet die Untersuchungsregion. Beachten Sie, dass die Gebiete oberhalb des aktuellen GL mehr als 800 m unter dem Meeresspiegel liegen. b, Wie in a, außer gefärbt durch die durchschnittlichen seewärts gerichteten Eisflussgeschwindigkeiten für diese Region im Jahr 2019 aus dem 120 m Pixel−1 ITS_LIVE-Fernerkundungsprodukt66. Beachten Sie, dass die Strömungsgeschwindigkeiten zunehmen, wenn das Eis den GL überquert, und in der Nähe des Fixierungspunkts abnimmt.

a–d, Bilder einer Terrasse stromaufwärts des Bohrlochs entlang T1 zeigen eine steile, gebogene Seitenwand (a), ein flaches Dach (b), einen scharfen Übergang von der Wand zur flachen Basis (c) und Nahaufnahmen von Muscheln in der Wand zeigen Unterschiede zwischen den Arten des Schmelzens nach oben entlang des Dachs und der Basis mit seitlichem turbulentem Schmelzen entlang der Seitenwand. Blicke nach oben auf die Basis (e) und die Seitenwand (f) einer weiteren Terrasse stromabwärts des Bohrlochs zeigen ähnliche Merkmale. Kleine Terrassen in der Nähe des GL entlang T1 zeigen den Beginn von Ausläufern entlang kleinerer Strukturen im Grundeis (g), in denen asymmetrisches Eisschmelzen anhand der Form und der Partikelströme (h,i) deutlich wird.

Ein zukunftsgerichtetes Video von Icefins Annäherung an den GL des TEIS zeigt visuelle Beweise für Schmelzen und Wechselwirkungen zwischen Eis und Boden. In der gesamten Region ist klares Basaleis mit eingebetteten Kieselsteinen und Steinen sowie laminierten Sedimenten zu beobachten (Videoclips der oberen Vorwärtskamera von Icefin über die letzten 200 m in Richtung des GL des TEIS). Durch das wechselnde Schmelzen fallen Partikel und Kieselsteine aus dem Eis. Die raue, geriffelte Eisbasis weist eine Topographie auf, die durch das Kratzen entlang des Meeresbodens entstanden ist, sowie die Entstehung kleiner, gewundener Terrassen mit bogenförmigen Grenzflächen. Am Ende des Videos war die Wassersäule weniger als 50 cm dick und man konnte beobachten, wie das Eis in einiger Entfernung vor dem Fahrzeug auf dem Boden ruhte.

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Nachdrucke und Genehmigungen

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Eingegangen: 27. April 2022

Angenommen: 22. Dezember 2022

Veröffentlicht: 15. Februar 2023

Ausgabedatum: 16. Februar 2023

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

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Natur (2023)

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Heterogenes Schmelzen in der Nähe der Erdungslinie des Thwaites-Gletschers