スウェイツ氷河接地線付近の不均一な融解

Natura Volume 614, pagine

Nature volume 614、pages 471–478 (2023)この記事を引用

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スウェイツ氷河は西南極氷床から流出する氷の 15% を占めており、より広い流域に影響を与えています1、2、3。スウェイツ氷河は海面下に接地しているため4,5、氷河が海に達する接地線(GL)で引き起こされる暴走後退の影響を受けやすいと考えられています6,7。最近の氷流の加速 2,8 と氷前線 8,9,10 および GL11,12 の後退は、氷の減少が今後も続くことを示しています。しかしながら、最近の後退の根底にあるメカニズムの相対的な影響は不確実である。今回我々は、少なくとも2011年から2020年までの持続的なGL後退を示し、サブメートルスケールでの棚氷融解のメカニズムを解明する。私たちの結論は、水中車両からのスウェイツ東部棚氷 (TEIS) の観察に基づいており、この棚氷は、GL から海側 3 km、氷と海の境界面から海底まで広がっています。これらの観察は、GL に向かって上向きに傾斜している海底上の粗い氷の基盤と、最も暖かい水が氷点下 2 °C を超える海洋空洞を示しています。氷底に最も近いデータは、GL 付近で始まり急勾配のテラスに発展する傾斜面に沿って融解の促進が起こっていることを示しています。クレバスを含む急な氷の表面に沿ったこの顕著な融解は、平らな界面に沿った融解を抑制する層形成を生成します。これらのデータは、斜面に依存した融解が氷の底を削り、海洋温暖化に対する重要な反応として機能していることを示唆しています。

沖合の海洋と大気の状況により、暖かい周極深層水（CDW）がアムンゼン海の大陸棚に押し寄せられ13,14、そこで氷の消失と、スウェイツ氷河を含む西南極氷床のこの部分を流出させる氷河のGL後退に寄与しています11。スウェイツ氷河はウォルグリーン海岸から海に向かって伸びており、西にはスウェイツ氷河舌（TGT）と、顕著な海底ピンニングポイントにあるTEISを形成しています（図1a）。暖かい CDW は海岸線に沿って氷河に向かって流れ、海底水路を通って 15、16、17 、そこで融解を引き起こします。上流の接地した氷の下の層は最大海面下 2,300 m まで深くなり 4,5、海洋による融解による大規模な後退の影響を受けやすくなっています 7。スウェイツ氷河の崩壊は、それ自体が世界全体で 0.5 メートル以上の海面上昇の可能性を示しており、将来さらに 3 メートルの海面上昇の原因となる近隣の氷河も不安定化する可能性があります4。

a、過去の GL 位置 (参考文献 12 の後の色付きの線/ゾーン) は、過去 20 年間にわたる顕著な GL の後退を示しています (QGIS マップ: Landsat 8、15 m ピクセル−1、バンド 8 画像 LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8、2020 年 1 月 31 日; 赤いボックスは研究地域）。 b、c、温水は氷底近く（上部の灰色の領域）に供給され、熱駆動の等高線（現場の凝固点を超える度）で示されます。氷 (黒い線) と海底 (茶色の領域) の標高プロファイルは、Icefin からの上下の高度測定によって測定され、マッピングや前方ソナーによる水深測定と比較されます (図 2)。小さな円は、下の挿入図 (a の赤いボックス) に示されている、GL に近づく 2 つのトランセクト、T1 (赤) および T2 (青) に沿った Icefin トラックを示します。差し込み図の黄色の円と氷を通る垂直線は、ボーリング孔の位置を示しています。 T1 トラックは氷河の流れ方向に対して 5 ～ 10 度斜めの方向を向いており、T2 トラックは氷河の流れに対して約 50 度斜めに向いています。アイスフィンは、T2 の終わりに氷河の接地点に到達しました。 b と c の三角形は、2011 年の衛星干渉法から推定された歴史的な GL の位置 (白) と、2016 年の最下流推定値 (青) を示しています。 b では、黄色の三角形は、Icefin によって検出された潜在的な GL ウェッジを示します (図 2)。 GL に最も近く、温度は深海よりも低いですが、海水は 1 度以上の熱伝導を保持しています。氷の基部は、GL 近くの粗いものから、ボーリング孔の近くおよび下流の段状 (徐々に側面が急になった階段状の特徴) に移行しており、進行的な融解を示唆しています。クレバスには段丘も含まれており、特に c では明確です。

スウェイツ星系の変化は過去 20 年間で加速しており (参考文献 8、9、10)、その結果、TGT の崩壊と TEIS10 全体にわたる亀裂の伝播が生じています。最近の GL 後退は、1 年あたり 0.6 ～ 1.2 km の範囲で変動しています (参考文献 12)。海洋の融解、動的な薄化、氷の流速はこの後退に影響を及ぼします 12 が、これらの要因がどのように機能するかを正確に把握することは、氷の下での観測が一般的に不十分であるため、抑制することが困難です。氷河の表面標高を測定する衛星観測は、TEIS が 10 年あたり平均 25 メートル薄くなることを示唆しています 10,12 が、氷の厚さを直接測定する航空機搭載氷貫通レーダーは 10 年あたり最大 45 メートルの速度で減少していると推定しています 18。

海洋による融解は南極周囲の氷の安定性に直接影響を及ぼしますが 19,20、氷と海洋の相互作用を直接解明するデータはほとんどありません 21,22,23,24,25,26,27,28,29,30。海洋強制力のモデルは、解像度や利用可能なパラメータ化によって制限されることがよくあります。一般に、モデルは棚氷を、平坦または湾曲した境界面を持つ氷のくさびとして単純化し、推定される GL からの距離の関数として推定される海底形状を表します。通常、GL31 にはゼロ溶融条件が課されますが、これは薄化と GL 後退の証拠と一致しません。逆行の河床斜面は、海洋強制融解による接地氷の損失に対する正のフィードバックを促進しますが6,7、順行斜面にある氷河は、依然として氷をアンダーカットする温水の影響に直面しています。温度と塩分の変化は、氷と海の間の循環と熱交換に影響を与えます。これらの変動は、リモートセンシングによって解決されるものや、氷と海の相互作用の氷棚全体のモデルで捕捉されるものよりもはるかに小さいスケールで発生します。さらに、氷底近くでの直接測定はほとんど行われておらず24、25、26、27、28、29、30、かなりの氷河のGLでは行われていない。これは、大小のスケールのモデルが融解をより適切に表現するのに役立つだろう。したがって、棚氷の下、特にGLでどのように融解が起こり、氷の損失に影響を与えるかは、ほとんど未解決のままである。

米国科学財団 (NSF) と自然環境研究評議会 (NERC) の国際スウェイツ氷河協力 (ITGC) の一環として、2019 年から 2020 年にかけて棚氷掘削キャンペーンを含む包括的な現地キャンペーンが 2 つの南半球の夏にわたって実施されました。 TEIS の下の海洋空洞 28 や堆積物にアクセスして、変化するシステムを直接観察します。私たちは、TEIS の「バタフライ」と呼ばれるエリアで詳細な現場水路測定を実施しました12。この地域の氷は海面下約 500 m にあります (図 1 および 2)。これは、西幹線の外側にあるスウェイツ星系の大部分に典型的な傾向です。私たちは、2020 年 1 月 9 日から 11 日までの 5 回の氷下ミッションで、ボーリング孔を通して新しい水中ビークル Icefin (拡張データ図 1) を配備しました。この車両は、海水温、塩分、溶存酸素、流速を測定しました (図 1 および拡張データ)図 2)、海底と氷底を 3 次元でマッピングし (図 1 および 2)、氷と海底を画像化しました (図 3)。

TEIS GL 付近の海底地形は、いくつかの異なる波長を持つ流れに沿った隆起のある層状地形、および考えられる 2 つのかつての GL 位置 (白と赤のボックス) およびチャネル化された氷河下流出 (黒のボックス) の証拠によって特徴付けられます。 a～dのデータはIcefinの下向き深深ソナーから、eは前方ソナーからのものです。再加工された堆積物 (白いボックス) がボーリング孔 (黄色の円) の近くで観察されます。 b、GL 堆積物のくさびと一致する高さ 2 ～ 3 m の単一の曲がりくねった斜面が、リモートセンシングから推定された 2016 年の GL の北約 200 m で見つかります (a の赤いボックスで囲まれた領域、赤い矢印はくさびを示します)。くさびは 2 ～ 5 m の波長で流れに沿った河床を横断します (拡張データ図 5 および 6)。 c. 海底に切り込まれた深さ 4 m の孤立した水路は 2 回急に曲がり、ほとんどの河床形に垂直に切れる部分を含んでいます。これは、この地形が GL の後退に伴う氷河下水の経路変更によって形成されたことを示唆しています (拡張データ図 5)。）。 d. T2 の GL 付近のベッドフォーム地形は、北に突き当たる直線状の尾根の証拠を示しています (拡張データ図 4)。 e. GL 付近の氷底の前方視ソナーデータは、氷が海底の最も短い波長の特徴と同じ 2 ～ 5 m の波長の尾根を持っていることを示しています。これらのデータを総合すると、リモートセンシングに基づくと、少なくとも 2011 年以来、観測可能な期間にわたって GL の後退がほぼ継続していることが示唆されます。さらに、GL の層と氷の形態の類似性は、氷と層の相互作用によって斜面が形成され、その後侵入した海水によって徐々に溶けていくことを示唆しています。深深ソナー a ～ d は Qhimera で処理され、QGIS を使用して投影されました。前方ソナーは、Oculus ViewPoint ソフトウェアを使用して投影されます。

Icefin 車両の軌道は、下流 (白) から上流 (黒) までの相対的な軌道に沿った距離によって陰影が付けられます。水色のデータは段丘で冷却と新鮮化が見られる領域を示し、濃い青は観測された最も寒い/最も新鮮なデータを示します。 a, GL 付近の水空洞の状態は、T2 に沿った GL 付近の溶融 (新鮮化) の影響を示しています (左)。色付きの星は、氷への接近を示しており、混合と融解の明確な兆候も見られます。氷底からの距離に応じてビン化された熱駆動 (Θ − Θf)、絶対塩分 (SA)、および溶存酸素 (DO) の垂直プロファイルは、場所によって異なる複雑な兆候を示し (拡張データ図 3)、両方の融解の影響を示唆しています。 SGW 流出（中央）。 GL 付近の画像 (赤いボックス) は、隆起した氷の地形と GL (黄色の星) の堆積物を含んだ透明な基底氷を示しています (右)。スケールバー、約0.5m。 b. 氷底に形成された大きな段丘の海洋状況は、側壁付近の融解を示唆しています (赤いボックス、T2 に沿って GL から 800 m) (左)。暖かい塩分を含んだ水（黒、灰色）が側壁に沿って見られますが、熱駆動が低い、より新鮮で酸素を豊富に含んだ水（現場での凍結に比べて冷たい）がテラスの屋根（中央）に集まります。 TEIS 全体のテラス側壁の画像には、乱流の溶融を反映した波状の表面が均一に示されています (拡張データ図 8 および補足ビデオ 1) (右)。スケールバー、約0.5m。 c、b と同様ですが、T1 沿いの下流 2,400 m にある小さなテラスには、その屋根に沿って冷たくて新鮮で酸素が豊富な水が流れています。ここで水は過冷却され、この 0.1 m の上部境界層と、暖かく塩分が多く酸素の少ない下層海水との間の重層化された界面 (赤いボックス) を横切って氷の結晶が横方向 (右) に形成されます。スケールバー、約0.1m。

氷の基底はGLからの距離とともに深くなり、約3kmにわたるT1調査では海面下約500mから520mの範囲であり（図1b）、GLの最低深さ475mからT2に沿ってより急に下向きに傾斜している。 (図1c)。海底（順行）もGLから遠ざかるように下向きに傾斜しています（図1、2）。海水の温度、塩分、溶存酸素量は、海洋、氷河の溶けた氷（氷河融解水（GMW））、地面についた氷の下からの氷河下水（SGW）など、さまざまな貯留層の混合を反映しています。 TEIS 下の海洋の大部分は温水で占められており、最大熱伝導率は 2.25 °C (海水温度は現場の凝固点より 2.25 °C高い) で、氷底から約 5 ～ 10 m 以内ではわずか 2 °C までしか低下しませんでした。 GL から 400 m (図 1b、c)。この熱駆動の減少は、圧力解放、水の0℃から-0.25℃への冷却、および34.50g kg-1から34.40g kg-1への新鮮化によって生じた（拡張データ図2）。氷の下に沈む前の大気との交換と氷が溶けて放出された酸素の両方を反映する溶存酸素は、この領域で濃度が4.47 ml l-1から4.50 ml l-1に増加しました。水路条件の変化の組み合わせは、氷に近づくと GMW がわずかに増加することを示しています (拡張データ図 3)。比較的よく混合された水柱は、一般に厚さ 5 ～ 10 m の層状の上層で覆われており、局所的な氷の融解により GMW のより多くの混合物が生成されるため、海は冷却され、新鮮になり、酸素が増加しました。

海底は主に、氷河の流れと平行に南北に向いたベッド状の尾根によって特徴づけられました（図2）。海底の尾根と頂上の間隔は、3 ～ 25 m、数十センチから高さ 10 m まで、一桁異なります。ほとんどの尾根の高さは 0.5 ～ 2 m です (拡張データ図 4 ～ 6)。堆積物を通して散発的な岩や落石が見えます（図3および補足ビデオ1）。ボーリング孔の近くでは、尾根を横切る谷が堆積物の再加工を示唆しており、2011 年の推定 GL 位置と一致するこの位置の近くに氷河が固定されていた場合、再加工が発生する可能性があります 12 (図 2a)。ボーリング孔の上流では、単一の半直線状の特徴が流れに沿った尾根と頂上を横切り、高さ 2 ～ 3 m の深さの鋭い段差があります (図 2b)。これは、2016 年から 2017 年のすべての推定 GL ポジションの下流です (参考文献 12)。私たちは、この特徴を、T1 調査の終点から約 1,250 m、最上流の 2017 GL 位置から 1,500 m のこの位置で棚氷が接地したときに生成された堆積物のくさびと解釈します。この領域では他に GL ウェッジの明確な証拠は観察されません。したがって、深深測量は、GL が順行海底をスムーズに後退し、少なくとも 2011 年以降、安定した場所は 1 か所だけであることを示唆しています。

棚氷の基底斜面（地形）の局所的な変動は、氷に近い海洋の密度勾配（成層）や海洋の熱と塩の流動を制御する小規模な乱流の調節を通じて融解に影響を与える32,33,34,35,36,37,38。。 GLに最も近い氷底は、同様の形状と海底の小振幅（0.1〜0.5 m）の尾根の2〜5 mの間隔を持つ短波長の尾根のシステム（図2e）で構成されています（図2b） –d および拡張データ図 4) は、広い (約 50 m) の地形の起伏を重ね合わせたものです。 GL から 1 km 以内の氷の表面は非常に荒れており、約 30% が高い斜面で構成されています。基底氷と呼ばれる、堆積物を含んだ比較的透明な氷が、この地域と下流の斑点で一貫して見られ、白く気泡の多い流星氷が中断されています。細粒（砂から泥）の破片（図3a、右および補足ビデオ1）と、数センチメートルから数十センチメートルの範囲のサイズの点在する角張った破片は、センチメートルスケールの間隔で基底氷に強力な積層層を構成します。この地域全体で目に見える融解が観察され、基礎氷から粒子や小さな落下石が着実に落ち、水柱の濁りが増加しました（補足ビデオ1）。氷に刻まれた小さなテラスと波状の形態が GL から 200 m 以内に現れ、融解によってこれらの傾斜した氷の面が急速に侵食されていることを示しています。急峻な面は、GL から離れるにつれて垂直スケールで成長し、暖かい海に長くさらされると氷が溶けて形状が徐々に進化することを示しています。

GL で観察された粗い氷の基盤は下流で侵食され、側面が急な平らな屋根の段丘に変わります（図 1 および 3）。これらの地物の壁は平らな屋根と竜骨に対して最大 90 度の角度を形成し、高さは数十センチメートルから 6 メートル以上に上昇し (図 1b、c)、波形の表面テクスチャを均一に示します (図 3b、右)。乱流の海洋による融解を示しています33。段丘はクレバスにも観察されます。逆に、TEIS の下流の氷は非常に平坦で、表面の傾斜は 5° 未満です (図 1、4、5)。融解物によって刻まれた氷棚の基底地形は、竜骨や水路 29,39,40,41,42 などの他の場所で観察されており、その中には近くのパインアイランド氷河の段丘も含まれます 29。スロープと融解の間のフィードバック。私たちは、TEIS 全体に、さまざまな方向で、さまざまな水平スケールと垂直スケールにわたって分布するテラスを観察しました。これらのテラスは、他の基底特徴と関連するものと独立したものがあります。私たちの観察によれば、テラスは暖かい海の空洞を覆う棚氷の広範囲にわたる基礎的な特徴であると主張されています。これらは、ほとんどのアイスシェルフモデルではまだ表現されていません。

ここで、Icefin 車両の軌跡は、下流 (白) から上流 (黒) までの相対的な軌跡に沿った距離によって陰影が付けられ、現在の速度は最も遅い (白) から最も速い (紫) まで陰影が付けられます。 a、広い段丘（ボーリング孔近くの T1 の下流 1,900 m）の角付近の水平方向および垂直方向の傾向は、段丘内の水が新鮮になり冷却され、水が氷の界面の影響を受けるにつれて流れが遅くなっている様子を示しています。灰色の線はテラスの底を示します。海流速度 (U)、熱駆動 (Θ − Θf)、絶対塩分濃度 (SA)、および溶存酸素 (DO) を氷底からの距離ごとに垂直方向にプロファイルすると、界面近くの水は暖かいにもかかわらず、境界層では流速が遅くなり、界面での摩擦による破壊を示唆しています28。 b、c、a と同様、GL から最も遠いクレバスで、T1 (b) と T2 (c) の両方に沿って観察されます。右側のパネルは、上部の灰色の線でマークされた T1 に沿ったクレバス側壁の段差の頂上からの距離でビン化されています。下の灰色の線は、T1 のクレバスの底の標高を示します。 b の星は、左側のパネルの位置に関連しています。これらのパネルは、ほぼ 1.8 °C (Θ − Θf) の熱駆動を伴う温水が、非常にわずかな新鮮化と酸素の増加を伴い、クレバス内に上昇する溶融 (SA と DO) を示す、クレバス壁に到達していることを示しています。

a、b、空間的に変化する棚氷融解速度の推定値が、T1 (a) および T2 (b) に沿った 4 つのサブ領域のそれぞれについて示されています (r1 ～ r4 は拡張データ表 2 と同じ領域です)。氷の表面は、地域的に平均された海洋条件下で 3 つの方程式パラメータ化 (方法) から各斜面 (上のパネル) に沿って計算された融解速度によって色付けされており、急な斜面に沿った融解速度の増加を示しています。色付きの水平線 (下のパネル) は、各領域の平均溶融速度に対応します。 T1 の領域 r2 と T2 の r3 については、クレバスの高さに応じて条件が変化することが観察されたため、2 つの平均が提示されます。クレバスの高い位置にある水は、これらのフィーチャの低い位置にある水よりも冷たくて新鮮です。下のバーは、上部パネルの破線より上の上部クレバスにおける変動する海洋強制力によって決定される溶融速度を示しています。上のバーは、クレバス内の破線の下の平均溶融速度を表します。これらの各領域の平均は次のとおりです。 T1: r1: 3.07 m year−1; r2: 1616 万年 -1 (破線の下)、972 万年 -1 (破線の上)。 r3: 348 万年−1; r4: 411 万年−1; T2: r1: 147 万年−1; r2: 418 万年−1; r3: 912 万年 -1 (破線の下)、682 万年 -1 (破線の上)。 r4: 576 万年−1。

棚氷の下にあるそのままの氷と海洋の境界層をその場で観察することは、アクセスホールの掘削に使用される加熱された淡水による汚染のため、ボーリング孔を通して行うことは本質的に困難です。この研究が行われるまでは、GL での動作を制限できる現場測定は存在しませんでした。これらの観察を行うために、アイスフィンを氷の底に沿って運転し、平らな界面に沿って境界層を捕捉し、氷に向かって斜めに接触して氷までの勾配を測定し、場合によっては垂直側壁に向かってまっすぐに勾配を測定しました。界面から約5cm以内。

この地域全体で、氷底から 1 m 以内の熱駆動は約 1.75 °C であり、融解を促進するのに十分な熱が提供されました (方法)。一般に、TEIS の下の氷に近い水柱は、GMW と源水塊の間の明確に定義された混合線に厳密に適合しており、観察は完全に発達した乱流混合を示唆しています 35,37 (方法と拡張データ図 3)。氷は溶解の増加を反映します。私たちの観察では、氷の底まで上昇する隣接する斜面に沿って溶けて形成されたGMWを含む、氷と海の境界面の平らな部分に接近する強力な垂直成層が示されています（図3および4）。海流は、氷から 5 m 以内で、3 cm s-1 近くの背景速度 (参考文献 28) から界面近くのゼロ近くまで弱まります (図 4a)。対照的に、クレバスでは電流が増加し、測定最大値は5.90 cm s-1でした（図4b、c）。

段丘では、溶けた氷からの流入と一致して、気温と塩分濃度の低下に伴って溶存酸素が増加します。私たちが観察した最も強力な層状構造の一部は、別の大きな段丘の屋根に沿って形成された浅い段丘にあり、そこでの境界層の塩分濃度は 20 g kg-1、つまり周囲の海水より約 3 分の 1 新鮮でした。テラスの屋根沿いのくぼみにある非常に新鮮な層（淡水 36 ～ 42%）は、塩分と溶存酸素が温度よりもはるかに大きな兆候を示すため、完全な乱流ではなく、拡散プロセスが熱と塩の流束を制御している状況を示唆しています 43。これらのより新しい層の厚さは数十センチメートル程度で、おそらく氷と海の境界層の完全に乱流な外側部分と粘性のある内側部分の間の移行を反映していると考えられます44。

GL に最も近い水は周囲の海よりも冷たくて新鮮で (テラス屋根の淡水を除く)、この地域の他の場所とは異なる溶存酸素の特徴があります。これらのデータは、溶融混合線（約 2.5 °C (g kg-1)-1）よりも温度 - 塩分（T-S）の傾きが 2.05 °C (g kg-1)-1 と浅く、溶存酸素が減少しています。リフレッシュあり（拡張データ図3）。この酸素の少ない新鮮な水の混合物は、GL45 の上流から放出された SGW の存在を示唆しています。 SGW 源は直接観測されていないが、T1 に沿った GL 付近の深深測量は最近の氷河下流路を示唆しており (図 2c)、下流で測定された SGW 流出は時間の経過とともに変化する 28。 T-S 特性および DO-S 特性から計算された SGW 濃度の推定値は、最大値がそれぞれ 7 ml l-1 および 24 ml l-1 であることを示しています。 DO-S から示唆されるはるかに高い SGW 推定値は、GL 付近に広がっている破片を積んだ基底氷も酸素が少なく (参考文献 45 など)、さらに上流の深くなりすぎた盆地に堆積した SGW として発生したことを示唆しています (拡張データ)図7）。

この地域の融解の影響をテストするために、局所的な氷底の傾斜に従って、同様の条件の地域全体で平均された流速と水路条件を使用して、せん断による乱流混合を仮定して融解速度を計算しました（図5に示されています）。。私たちはこれらを、3 台の自律型位相感知無線エコー測深機 (ApRES) およびボーリング孔の海洋係留装置からの結果と比較しました 28 (図 5 および方法)。地域的に平均化された海洋条件を使用したこのアプローチ（方法）では、平均で年間 5 メートルの融解上昇速度が得られますが、この地域の融解は非常にばらつきがあります（図 5 および 6）。層状化は平坦な界面に沿った溶融を抑制しますが、垂直面に沿った推定溶融速度は 30 m year-1 に近づきます。

a, T1 および T2 に沿って推定される空間的に変化する棚氷の融解速度は、局所的な傾斜の強い影響を示しています。ここで、各曲線は、図 5 でラベル付けされた領域に対応する地域平均海洋条件 (方法) を使用して計算された個々の融解速度データポイントで構成されます。赤い曲線は T1 から、青い曲線は T2 からのものです。 b. 30°を超える斜面に沿った横方向の融解は、TEIS 下の融解の推定 27% に寄与しますが、これらの斜面は氷底の 9% のみを占めます。低い斜面に沿った上向きの融解は依然として融解の最も顕著な原因であり、30°未満の斜面が融解の73%を占め、氷の91%を占めています。

成層は上向きの融解を抑制しますが（中程度の垂直融解または薄化）、より高い横方向の乱流混合46と不安定な上昇するGMW36、47、48により、温水が傾斜面に到達し、融解が促進されます（高い横方向の融解、図5および6）。急勾配の面でのみ観察される波形の氷の表面は、横方向の高度な融解と一致しています（図3bおよび拡張データ図8）。融解はクレバスの垂直に近い壁に沿って最も強く、そこでは氷点下1.8℃の水が垂直のクレバス壁から1メートル以内に到達するのが観察されました（図4b）。水はクレバスの中央で高さとともに冷却され、新鮮になり、より酸素を多く含むようになります。これは、クレバス壁の浸食によって3 ml l-1を超える融解水が局所的に蓄積していることを示唆しています。クレバス内の流れは背景と比較して最大 2 倍速く 28、流速は約 6 cm s-1 に達しました。これらの観察は、これらの観察場所のクレバスの側壁に沿った溶融速度が最大 43 m year-1 であることを示唆しています（方法）が、他の場所の溶融はより抑制されています（図 6; 参考文献 28）。

これらの結果は、TEISの下での氷と海の相互作用が、小規模な氷の地形によってさえ影響を受けることを示しており、その影響は、低速から中程度の流速によって高レベルの氷近傍の海の成層が持続できる他の温暖な氷棚にも及ぶ可能性がある。我々は、平坦な表面に沿った平均上向き融解を年−1 5 m で計算した。これは、3 つの長期 ApRES および係留データ 28 からの同様の界面で測定された融解速度と一致し、氷貫通レーダーからの過去の推定値 18 と一致している。各調査線に沿った GL に最も近いところでは、融解速度は平均 2 m year-1 ですが、その範囲は 1 ～ 10 m year-1 です (図 5 および 6)。私たちの観察は、氷の傾斜と融解の間のフィードバックが、GL付近を含む棚氷の底部全体に関連していることを示しています。 GL の氷底の変化に富んだ地形は、氷が海に到達する前に氷床の上を流れるときに刻まれ、傾斜した氷表面が広く分布したネットワークとなり、それに沿って融解が促進されます。

私たちの観察は、傾斜した氷に沿った融解が、スウェイツ氷河の GL 付近の氷の総損失の重要な要因であることを示唆しています。調査された地域では、総融解の 27% が 30° を超える斜面に沿って発生しています (図 6)。クレバスは、熱と塩分を急峻なクレバス壁に効率的に伝達できる速度で水を注ぎ込みます28（図4）ので、これらの局所的に高い融解速度は、TGTとTEISを含む氷河全体のクレバスと基底亀裂の両方を拡大するはずです。氷河の崩壊の増加に寄与する可能性があります8,10。 GL 付近の粗い地形により、流速が遅いにもかかわらず、この領域での溶融が持続する可能性があります。私たちの研究は、暖地棚氷の基礎融解が不均一であり、層との相互作用から継承され、クレバス形成によって形成された氷の地形を利用していることを示唆しています。このような影響は観測が難しく、GL 後退のモデルではまだ捉えられておらず、おそらく南極沿岸の他の場所での氷の減少に寄与していると考えられます。

Icefin 車両 49 は、自律機能を備えたモジュール式のハイブリッド遠隔操作車両で、氷に開けられた穴または氷に溶けた穴を通して使用するように設計されています（拡張データ図 1）。この研究のために、Icefin には氷海洋系と航行の科学的分析のためのセンサーが取り付けられました (拡張データ表 1)。ほとんどの水柱センサーは車両のノーズに配置されており、妨げられない水流を提供します。前方カメラ、ライト、ソナーは科学とナビゲーションの認識を提供し、深浅ソナーは海底の形状をマップします。高解像度カメラと音響ドップラー電流プロファイラー (ADCP) を備えたドップラー速度ロガー (DVL) は同じ意味で、高度計は逆の意味で、下 (海底に面する) または上に向けることができるナビゲーションモジュール内にあります。 (氷に面しています)。後ろ向きのカメラがテザー/尾を監視します。 Icefin の誘導、ナビゲーション、制御により、高度な光ファイバージャイロスコープ慣性測定ユニット、コンパス、DVL、高度計、圧力センサーの融合により、低レベルのモーションコントロールと高レベルの位置特定を提供することで、地理位置情報を取得した科学データが可能になります。 5 つのスラスターは 5 つの自由度の動きを提供し、突出面なしでピッチ、ヨー、揺れ、揺れを制御し、ホバリングを可能にします。アイスフィンの深さは 1.5 km、空中での重さは 120 kg、幅は 23 cm、長さは 4.5 m です。 TEIS では、Icefin は関節式発射および回収システムから垂直に展開され、長さ 3.5 km、直径 4 mm のケブラーで強化された (破壊強度 1,800 ポンド、リンデン) 光ファイバーを使ってボーリング孔を通して降下されました。車両側での強力な終端により、制御、通信、データ取得が可能になります。

Icefinは2020年1月11日から14日にかけて5回の6～8時間のミッションに配備され、GLから海側に伸びる断面の環境勾配、重なり合う表面、航空機およびApRES調査の地図を作成した。 Icefin データは、トランセクト 1 (T1) とトランセクト 2 (T2) の 2 つの複合プロファイルにグループ化されます。 T1はミッション1(南約1.2km)、ミッション2(南約1.9km)、ミッション3(北約1km)で構成され、T2はミッション4(南東約1.6km)となる。ミッション 1 ～ 4 はナビゲーションモジュールを下げて実行し、ミッション 5 はナビゲーションモジュールを上げて実行しました。透明な基底氷のマルチパスにより、ミッション 5 では車両の位置精度が低下しました。T2 は西経 104.780 度、南緯 75.214 度で GL と交差しました。ミッション 1 と 3 では、車両は氷に向かってピッチアップと海に向かってピッチングを交互に繰り返す調査セグメントを実施しました。オーシャングライダーと同様に、前進しながら水路プロフィールを取得するために床を約20〜30°に傾けます。

水路データは、Icefin の 3 つのセンサー、導電率 – 温度 (C – T)、圧力 (P)、および DO センサーから取得されます。すべてのセンサーは現場での作業前に工場で校正されています。 C-T センサーと DO センサーは現場で校正されました。圧力測定値 (1 Hz) を補間して 5 Hz C-T データと一致させ、水路変数を導き出しました。 DO 測定値 (1 Hz) は補間されませんでした。

背景の大気圧を除去し、

C-T および DO の平均から ±2 標準偏差の外れ値を削除します (ボーリング孔データを除く)。

C-T、P、DOに3点加重平均フィルターを適用し、

C と T の測定値を時間差で調整します (0 秒の時間差で最良の結果が得られます)。

車速 <5 cm s−1 の C、T、DO データを削除します。

TEOS-10 (参考文献 50) を使用して、水路変数 (保存温度、絶対塩分、密度など) を導出します。

DO51 に対する圧力/塩分の影響を除去します。

海流の速度は、搭載された DVL/ADCP から導出されます。DVL/ADCP は、X、Y、Z の車両速度 (長軸、短軸、垂直軸) を計算し、車両からの開始距離を可変にして 2 m のビン内の水柱速度を取得します。。電流プロファイリングを実行するための界面からの最小高度は 10 m です。車両のピッチ、ロール、機首方位、および速度の勾配により、車両からの最初のビンの距離とサンプリング周波数 (最大 5 Hz) が決まります。速度を 1 Hz にサブサンプリングします。水柱 X の速度は車両の速度とは異なるため、不確実性は ≤1 cm s−1 になります。車両の Y および Z の速度は X よりも大幅に低いため、Y および Z の速度の不確実性も同様に低くなります。ここでは、X 速度と Y 速度のみを分析します。

データの後処理:

範囲外のビン (海底下、氷床上など) のデータを削除します。

偽のデータを削除します: 正確に 0 m s−1 または 32,767 m s−1、

車両のピッチまたはロール >+/-30° の場合は測定値を削除します。

車両基準フレームから地理基準フレームに変換し、

30 秒平均フィルターを適用し、

平均車両速度、ピッチ、ロール、および個々のビン速度からの標準偏差が 1 未満の勾配をフィルターします。

車両が 1 m の垂直ビンに急降下するたびにビンを照合し、その範囲の平均の標準偏差が 1 を超えるデータを削除します。

氷底と海底の標高は、DVL、高度計データ、および深浅ソナーデータから導出されます。 DVL は、距離を生成するときにピッチ、ロール、機首方位を考慮し、高度計とソナーデータがこれらの姿勢に合わせて補正されます。深浅ソナーはキメラで処理され、明らかな異常値は手作業でフィルタリングまたはクリーニングされました。

データ後処理 (DVL、高度計):

界面標高 (氷底または海底) の平均勾配の 2 標準偏差を超えるデータを削除します。

異常値を手動で削除します。

後処理後、氷底測定値の 94% の水平解像度は 26 ± 14 cm、最小間隔と最大間隔はそれぞれ 1.4 mm と 3.38 m でした。海底データの 93% の水平解像度は 29 ± 20 cm、最小間隔と最大間隔はそれぞれ 2.3 mm と 4.72 m でした。

棚の下の水塊の濃度を推定するために 3 点の端部材の分割 35 を使用します。これは、水路特性 (Θ、SA、および DO) が 3 つの水塊の混合を反映していると仮定しています。

融解の推進に関与する源水質量 (SRC): Θ = −0.21 °C、SA = 34.50 g kg−1、DO = 4.48 ml l−1、

現地の棚氷融解からの GMW: Θ = −92.50 °C、SA = 0 g kg−1、DO = 25.20 ml l−1、

接地氷河の下の上流から放出された SGW 52: Θ = −0.34 °C、SA = 0 g kg−1、DO = 1.61 ml l−1。

この分割では、水塊の物理的混合の結果としてのみ変化する保守的なトレーサーを使用し、完全な乱流条件下で混合します 35,37。完全な乱流混合状態にないデータのサブセットは、パーティションから除外されます。これらのデータは、二重拡散特性、つまり塩よりも速い熱の分子拡散に起因する Θ に対する SA (および DO) の大きな変化によって簡単に識別されます 43,44。

源水塊 (SRC、拡張データ図 3 および図 4b の赤い星) は、T-S および DO-S 空間で最も暖かく、最も塩分が多く、最も酸素が枯渇した点であり、我々の実験が行われる GMW 混合ラインに適合します。データは次のとおりです。T-S および DO-S の傾きは、それぞれ -2.49 °C (g kg-1)-1 および 0.60 ml l-1 (g kg-1)-1 です。 SRC は通常、氷底 (クレバスの外側) から 10 m の深さに存在します。水柱のさらに下にある、より暖かく、塩分が多く、より酸素が枯渇したデータ (拡張データ図 3 の赤色のデータ) は、T-S (-2.74 °C (g kg-1)-1) と DO で異なる傾きを示します。 –S (0.35 ml l−1 (g kg−1)−1) 空間。局所的な氷河の改変に由来しない混合プロセスを示唆しています。したがって、SRC 水路特性は、複合トレーサーと呼ばれる、棚氷を溶かしている局所的な水塊を表します 35。 SRC は、パインアイランド湾の水塊を分離する非常に変動性の高いピクノクリンの深さ付近に存在する、改変された CDW と冬季の水の派生混合物です。パインアイランド湾から約 75 km の距離にある我々の調査地域への約 3 cm s-1 の比較的弱い流入により、SRC の換気期間は約 1 か月になります。この間、Θ、SA、DO の特性は、TEIS の他のセクションに沿った氷底との相互作用、生物による消費、または他の水塊との混合を通じて変化する可能性があります。 3 点水塊分割で使用される特性が局所的な氷と海の相互作用に対して保守的であることを保証するために、絶対源水量の水路特性の選択は見送りました。

GMW の Θ 値と SA 値は、固体淡水から液体淡水への相変化に伴う潜熱損失を考慮しています。私たちのデータに対する Gade または GMW 混合ライン 35,37 を 0 g kg-1 に外挿すると、実効温度は -86.46 °C になります。 GMW は溶融時に溶液に溶ける流星氷内の気泡のため、DO が高くなります。私たちのデータの DO-S 混合ラインを 0 g kg-1 に外挿すると、DO 濃度は 25.20 ml l-1 になります。

SGW の Θ 値と SA 値は、T2 の GL 深さ 480 m における減圧凝固点の淡水を表します（図 1c）。 TEIS の上流には活発な氷河下湖が存在するため、SGW 端成分には西南極のウィランズ湖からの現場 DO 測定値 45 を使用します53、54、55。したがって、ここの基礎氷も同様に低いDOを含むはずであると予想されます。

我々は、海と氷の間の熱と塩の移動に関する 3 方程式境界層 (BL) パラメータ化を使用して、T1 と T2 に沿った棚氷の融解速度を推定します56。これは、熱と氷を運ぶ支配的な機構としてせん断による乱流が氷の融解を制御すると仮定しています。粘性下層（VSL）に塩が入り、それを越えると分子拡散が起こります57。氷近傍の海流の測定ではせん断が示され（図4a）、これはエクマン層を支配する物理学と一致し28、せん断による乱流と一致します。

この仮定は、流速が遅い領域では当てはまらない。この領域では、分子プロセスと拡散対流が、典型的な VSL よりも長い距離で熱と塩の流束を決定する 44,58、数ミリメートルのオーダーである 56。このような状況は、完全に乱流の混合ラインを保持しておらず、より大きな塩分勾配を示した厚さ数十センチメートルの非常に新鮮な層（S ≈ 20 psu）を持つ2つの段丘の屋根に沿った2つの小さな領域でのみ観察されました（図3b、c）。温度。他の氷近海のデータでは、このような厚くて新鮮な層は示されていませんが、代わりに、調査地域全体で氷に向かって徐々に冷却され、新鮮になっています。この密度変化により、氷底領域の下の BL が安定化し、垂直せん断による乱流混合が減少します 59。したがって、せん断による乱流が熱と塩の流束を支配しますが、乱流流は成層によって変更されます 47,60。溶融速度では層別を考慮しています。

3 つの方程式 BL パラメータ化は次のとおりです。

式 (1) は、氷海界面の温度、実際の塩分および圧力を表します。ここで、a = −5.73 × 10−2 °C (g kg−1)−1、b = 9.39 × 10−2、および c = − 7.53 × 10−8 °C Pa−1 は定数で、TB は常に凝固点にあります。 TB と SB は直接観察されず、以下のように推定されます。

式 (2) は熱流束バランスを表し、式 (3) は塩流束バランスを表します。ここで \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{S}}}\) は氷に向かう海塩フラックス、\({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{S}}}\) は氷を通る拡散塩フラックス (ここでは 0)、\( {Q}_{{\rm{Fresh}}}^{{\rm{S}}}\) は、融解による淡水フラックスです。 \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) は氷底への海洋顕熱流束です、\({Q}_{{\rm{I }}}^{{\rm{T}}}\) は棚氷を通る伝導熱流束であり、\({Q}_{{\rm{Latent}}}^{{\rm{T}}} \) は溶解中に除去される潜熱です。

式 (4) において、ρw と T は、それぞれ BL/VSL の外側の海水の密度と温度を表します。海水の場合、cp = 3,974 J kg−1 °C−1、摩擦速度 u* は氷と海の境界面での運動学的応力であり、熱伝達係数 ΓT は BL を横切る熱の乱流混合を表します。氷の密度は ρi = 918 kg m−3、LF = 3.34 × 105 J kg−1 は融解潜熱、\(\dot{m}\) は氷棚の融解速度 (m year-1) です。、ここで \(\dot{m}\) は融解に対して正です。二次応力公式を使用して u* を氷付近の流速に関連付けます 61:

ここで、CD = 2.2 × 10−3 は定数 27 と仮定される無次元抗力係数、U は現在の速度です。垂直の氷柱の温度プロファイルがなければ、\({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}\) を \({ Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) (参考文献 42、62)。

式 (7) と (8) は式 (4) と (5) に似ています。ここで、S は BL/VSL の外側の塩分、SB は氷と海洋の境界面の塩分、SI は棚氷の塩分です (ここでは 0 とみなします)。）。 VSL63 内では塩の分子拡散が熱よりも遅いため、塩移動係数 ΓS は ΓT よりもはるかに小さくなります。 ΓT の \(\frac{1}{70}\) と \(\frac{1}{25}\) の間の ΓS の公表値の範囲を考慮し (参考文献 23,57,59)、比率を選択します。これにより、熱流束と塩流束の方程式によって導出される溶融速度の間に最適な一致が得られます。

氷底の特性と氷近傍の海洋条件 T、S、U に基づいて、5 つのサブ領域の融解速度を推定しました (図 5)。各サブ領域の海洋状況の統合確率密度関数を編集し、氷底から 5 m 以内の T と S の 25、50、および 75 パーセンタイルと、氷から 10 m 以内の U の 50、75、および 100 パーセンタイルを考慮しました。各サブリージョンのベース。 U に対してより高いパーセンタイル (したがって速度) を選択するのは、観察された海流が摩擦によって減速する前に氷に向かって増加し (参考 28、図 4)、また氷付近で収集された海流データが少ないためです。アイスベース。拡張データ表 2 は、方程式 (4)、(7)、および (8) に入力された海洋特性を示しています。次に、サブ領域ごとに観測された最小塩分濃度から S の 75 パーセンタイルまで SB を変化させ、氷に対する方程式 (1) を使用して TB に変換することにより、氷と海洋の界面特性 (TB、SB) の 10 個の値の配列を検討します。 -ベース平均圧力。

熱スタントン数の公表範囲 (\({{C}_{{\rm{D}}}^{1/2}\varGamma }_{{\rm{T}}}\) を除算して ΓT を推定します。 ) = 2.18 × 10−4 – 1.10 × 10−3) CD による棚氷下の観測 24,55 から、ΓT = 4.60 × 10−3–2.35 × 10−2 が得られ、ΓS が \(\frac{ ΓT の 1}{70}\) と \(\frac{1}{25}\)。氷の傾斜/粗さが層化と相互作用して可変的な融解を引き起こすため、氷底の傾斜の正弦に基づいて ΓT と ΓS を最小値から最大値まで変化させます 36,48,63,64。また、浮力のある GMW の上昇も、急な氷の斜面に沿った成層を不安定にします。これを計算するための式は次のとおりです。

計算された融解速度を 3 つの場所での ApRES データと比較しました 38: T1 距離 2,250 ～ 2,857 m。領域 2: T1 距離 1,810 ～ 1,904 m および T2 距離 1,480 ～ 1,608 m。領域 3: T1 距離 0 ～ 960 m。平らな（傾斜 <5°）氷底に沿って観察された融解速度に最もよく適合する一連の条件は、T と S の 75 パーセンタイル、U の 100 パーセンタイル、および熱を伴うほぼ最も新鮮な SB と最も温かい TB でした。伝導 \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0.12{Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}} }\)、塩移動係数 ΓS = \(\frac{1}{45}\)ΓT = 1.03 × 10−4–5.21 × 10−4。最適な溶融速度推定値は次のとおりです。領域 1: 3.41 m year-1 と 3 m year-1 が観測されました。領域 2: 480 万年 -1 (T1) および 465 万年 -1 (T2) と 500 万年 -1 が観測された。領域 3: 237 万年 -1 と 200 万年 -1 が観測されました。

\({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0.12{Q を考慮して、層別のせん断駆動乱流の推定値を、想定される拡散対流の溶融速度の推定値と比較しました47。 }_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\):

ここで、kT = 1.40 × 10−7 m2 s−1 は熱の分子拡散（伝導）、ks = 1.30 × 10−9 m2 s−1 は塩の分子拡散、t は拡散対流の時間です。溶解を推進しました。 t = 1 時間の場合、拡散対流溶融速度は領域 1 で 2.26 m 年−1、領域 2 で 2.35 m 年−1、領域 3 で 2.06 m 年−1 になります。t = 1 日では、溶融速度は減少します。領域 1 では 0.46 m year-1、領域 2 では 0.48 m year-1、領域 3 では 0.42 m year-1 になります。t = 1 週間では、融解推定値は、領域 1 では 0.17 m year-1、0.18 m に減少します。拡散対流の融解速度は、最初は観測されたものと似ていますが、BL が成長するにつれて 1 週間以内に観測値の 10% 未満に減少します。 ApRES 溶融速度時系列ではこの減少は見られず、層化によって乱流が抑制されているにもかかわらず、調査地域の平坦な領域および傾斜の低い領域に沿った溶融速度は依然として流せん断によって決定されていることを示しています。

調査領域全体にわたって融解速度を均一に調整すると、拡散領域にある氷底の部分、およびおそらくマッピングされていないクレバスの上部に沿った融解が過大評価されます。ただし、これは調査対象地域のごく一部です。海洋の性質はクレバスの高さに応じて冷却/新鮮になり、調査対象の下位 10% と比較して流速が変化する可能性があります (参考文献 28、図 4)。しかし、このアプローチでは、クレバス上部セクションの下の急な氷の斜面に沿った融解速度が過小評価されています。これは、SB (22.14 psu) が低く、したがって TB が高いと、想定される熱力 (T − TB) が減少するためです。ボーリング孔の ApRES では、年間 70 m の横方向融解速度が測定されました。 T1 に沿った 1,800 m のテラス壁 (平均傾斜 79°) では -1 であり、年 -1 の推定値は 26.35 m です。塩分濃度を 34.28 psu (T1 サブ領域 3 の 75 パーセンタイル) に変更すると、融解速度は 45.97 m year-1 となり、観測値に近づきます。

また、せん断による溶融速度を、浮力による乱流の溶融速度パラメータ化によるものと比較しました 36:

ここで、φ は氷の傾斜、T − Tf は BL/VSL の外側の熱ドライブです。傾斜角 φ = 79°、S = 34.28 psu、T = −0.34 °C (T1 サブ領域 3 の 75 パーセンタイル) の場合、浮力に基づく溶融速度の推定値は 18.43 m year−1 であり、観測値の 45.97 m よりもかなり低くなります。 year−1 はせん断による乱流から推定されており、\({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0.12{Q}_{{\rm は考慮されていません) {O}}}^{{\rm{T}}}\)。反対側のクレバス壁の海洋条件は、段丘壁の融解の推定に使用するものよりも暖かく (-0.33 ～ -0.28 °C)、塩分が多い (34.26 ～ 34.27 psu) ため、氷付近の条件がより温暖であるか、または垂直速度が増加していることを示唆しています。乱流、溶解の増加。

すべての統計は MATLAB で実行されました。上のセクションでは、MATLAB にネイティブな基礎となる平均および標準偏差関数を使用して、これらの統計解析の詳細を説明します。

本研究中に生成および/または分析されたデータセットは https://www.usap-dc.org/ に提出されており、https://doi.org/10.15784/601618 から入手できます。処理スクリプトと図プロットスクリプトは https://doi.org/10.5281/zenodo.7278005 で入手できます。

この論文の訂正が公開されました: https://doi.org/10.1038/s41586-023-05861-8

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これらのデータを収集することができなかった米国南極計画と英国南極調査の職員に感謝します。分析のフィールドワークとサポートは、NSF OPP 助成金 1739003 (米国)、NERC NE/S006656/1、NERC NE/S006761/1 および NERC NE/S006427/1 の資金提供を受けた NSF-NERC International Thwaites Glacier Collaboration (ITGC) によって提供されました。（イギリス）。私たちは、この野心的な現場キャンペーンの実施における ITGC スタッフと科学者の支援に感謝します。 Icefin チームは、車両の開発と実戦に貢献したジョージア工科大学の過去のチームメンバーに感謝します: J. Lutz、M. 'Kit' Philleo、C. Ramey、C. Walker、J. Buffo、T. Hobbs、地球大気科学部(EAS) 議長の G. Huey とこの作業をサポートした EAS スタッフ。 Icefin 車両は当初、ジョージア工科大学からの資金提供と BES のスタートアップ資金で開発されました。現在、第 3 バージョンでは、Icefin は NASA 助成金 NNX16AL07G の下で再設計され、主任研究者 BES Icefin プロジェクトは現在コーネル大学にあります。

コーネル大学天文学部、米国ニューヨーク州イサカ

BE シュミット、P. ワシャム、DJG ディチェック、AD マレン、MR マイスター、ES クアルティーニ、FE ブライソン

コーネル大学地球大気科学部、米国ニューヨーク州イサカ

BE シュミット、P. ワシャム、DJG ディチェック、AD マレン、MR マイスター、ES クアルティーニ、FE ブライソン

英国南極観測所、ケンブリッジ、英国

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

クーラント数理科学研究所、ニューヨーク大学、ニューヨーク州、ニューヨーク州、米国

DM ホランド & A. バシンスキー＝フェリス

世界海面変動センター、ニューヨーク大学アブダビ校、アブダビ、アラブ首長国連邦

DM ホランド & B. イェーガー

ジョージア工科大学地球大気科学部、米国ジョージア州アトランタ

JD ローレンス、A. スピアーズ、BC ハーウィッツ、FE ブライソン

ポートランド大学環境学部（米国オレゴン州ポートランド）

KLリバーマン

ペンシルベニア州立大学地球科学科、ステートカレッジ、ペンシルバニア州、米国

E. クライン & S. アナンダクリシュナン

環境学、ルイス＆クラーク大学、ポートランド、オレゴン州、米国

E・クライン

カリフォルニア大学アーバイン校、地球システム科学部、米国カリフォルニア州アーバイン

E. リグノット

米国カンザス州ローレンス、カンザス大学リモートセンシングおよび統合システムセンター

J. パス

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BES は Icefin 車両開発および現場チームを率い、車両を運転し、論文を起草し、画像データとソナーデータを処理しました。 PW はマクマード基地近くでシーズン初期のフィールドワークに参加し、水路データを分析し、数値を作成し、論文の執筆を手伝いました。 PEDD、KWN、DMH、KLR、JAS は ITGC フィールドキャンペーンに参加し、アイデアの策定を支援し分析について議論しました。JDL と AS は Icefin とデータ分析パイプラインの開発を支援し、シーズン初期のフィールドワークとディスカッションに参加しました。EC はフィールドキャンペーンとデータディスカッション、DJGD と ADM は Icefin の開発を支援し、車両を操作し、ITGC フィールドキャンペーンに参加しました。BY はデータディスカッションに参加し、PA は温水ドリルを開発し、アクセスホールを掘削しました。MRM は Icefin の主任エンジニアであり、 BCH、ESQ、FEB は、Icefin、CT、JW、AB-F の開発と実装を支援しました。と DGV はフィールドキャンペーンに参加し、SA、ER、JP、KM はプロジェクトへの資金調達を支援し、論文について議論しました。

BE シュミットへの対応。

著者らは競合する利害関係を宣言していません。

Nature は、この研究の査読に貢献してくれた Susheel Adusumilli、Craig Lee、Craig McConnochie、およびその他の匿名の査読者に感謝します。

発行者注記 Springer Nature は、発行された地図および所属機関の管轄権の主張に関して中立を保っています。

この車両は合計 7 つのモジュールで構成されています。海洋センサー (CTD、DO)、前方監視ソナー、カメラ、照明を含む前方科学。前方指向性スラスター。カスタマイズ可能な科学ペイロード。ここでは深浅ソナーを備えたスウェイツミッション用に構成されています。電子モジュール; DVL/ADCP、高度計、高解像度カメラ、ライトを備えた船尾科学およびナビゲーションモジュール。後部指向性スラスター。リアカメラ付きリアスラスター。光ファイバーテザーは車両の後部の手綱に取り付けられ、電子モジュールの後部隔壁を介して接続され、ライブデータフィードを地表に配信します。

a、図 1 と同様、TEIS の画像。色付きの線で示された過去の GL 位置は、過去 20 年間で顕著な後退を示しています (QGIS マップ: Landsat 8、15 m ピクセル−1、バンド 8 画像 LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8、2020 年 1 月 31 日;赤いボックスは調査領域を示します)。挿入図は、南極に対する TEIS の地理的位置を示しています。 b〜g、氷の下の海洋の水路図は、TEISの下で絶対塩分（d、e）と溶存酸素（f、g）が温度とともに追跡することを示しています（図1b、c）。 b の挿入図は、調査地域の焦点を絞ったビューを示しています。黄色の円は熱水掘削によるアクセス穴の位置を示し、赤い線は T1 (氷河の流れ方向に対して 5 ～ 10 ° 斜め) を表します。青い線は T2 (流れに対して 50° 斜め) を表します。 b ～ g の三角形は、衛星データ 12 から推定された歴史的な GL の位置を示し (白、2011 年、青、2016 ～ 2017 年)、Icefin の深浅ソナーデータ (黄色) によって示されています。

T-S (a) と DO-S (b) の図は、T1 と T2 の水路データを比較しています。データは、図 1 と 2 に示したデータの後に色付けされています。図 3 と図 4 (線路に沿った距離、青い色は非常に新鮮なセクションを示します) と星印は、図 3 と図 4 でも星印で示されている場所を示します。赤色の温かい、塩辛い、酸素の少ないデータは図 3 と 4 には示されていません。 3 または 4 ですが、拡張データ図 2 の最も外側の、氷底から 10 m を超える距離にあるデータからのものです。この水は調査地域の氷床と相互作用しません。太線は、氷底を局所的に融解させる原因となる源水塊（赤い星）と、完全な乱流混合条件下での GMW または SGW の純粋な混合物との間の直線混合線を示しています 35,37,42。これらは、拡散プロセスが支配的である可能性があるテラス屋根沿いの保護された環境を完全には説明していない可能性があります43,44。

a、GLに最も近いソナー由来の深浅測量。深さによって色分けされ、線状尾根の例を示しています（図2以降、Qhimeraで作成されQGISに投影された深深測量とプロファイル）。白い線は、c と d で見つかったプロファイルの位置を示します。 b、前方ソナーは、GL付近の棚氷基底地形（図2以降）が、約2.5メートルの尾根と頂の間隔と傾斜面を有する同様の尾根によって特徴付けられることを示しています。前方を見据えたソナーがOculus ViewPointに投影されます。 c、d、この地域全体の河床地形の線形プロファイルは、約1m、2〜2.5m、および5mの波長を持つ尾根の証拠を示しています。これらのデータは、GL の氷表面の形状が層状層の削れから受け継がれ、後にテラスに修正されたことを示しています。

a、ボーリング孔から GL への最接近までのソナー由来の深浅測量。深度ごとに色分けされています (図 2 以降、キメラで作成され QGIS で投影された深浅測量とプロファイル)。ここで、ボックスは b と c に示されているセクションを示します。。 b、c、調査の 2 つの領域の詳細を示す拡大図。赤 (b) と白 (c) の線は、d と e で見つかったプロファイルの位置を示します。 d、e、河床地形の線形プロファイルは、小規模な尾根がより大きな、より長い波長の地形を横切って形成されたことを示しています。 f、g、GLに最も近い、1m、5m、10mの波長に沿った流れ尾根が観察されます。

a、ボーリング孔から GL への最も近い進入までのソナー由来の深浅測量。深さによって色分けされ、パネル b および c に吹き出しが付いています (図 2 以降、深深測量とプロファイルは Qhimera で作成され、QGIS で投影されています)。 b、c、図2の後の、調査の2つの領域の詳細を示す拡大図。赤と白の線は、d〜gで見つかったプロファイルの位置を示します。 d、e、高さ約 3 m の曲がりくねった尾根の横切りの線形プロファイルは、この地域での堆積物の堆積の促進を可能にする過去の接地事象と一致しています。これは、調査データの中で唯一そのような特徴です。 f、g、GL付近のかつての氷河下流路の可能性を横切る線形プロファイル。 f では、堆積物中の深さ 5 m の U 字型の谷が、氷の流れと平行に始まり、線状の層の特徴を横切って氷の流れに垂直に切れ、その後急に曲がります。これは、氷河下への流出によって切り込まれた水路と一致している可能性があります。沈殿物。 g では、谷の上流範囲はそれほど目立たず、氷が地面に落ちたための変更、または SGW がこの領域を個別に通って配線されなかったことを示唆しています。

a、TEIS 用の BedMachine v3 (参照 64) からの色付けされた河床高度が、過去の GL 位置を持つ Landsat 8 画像に重ねられています (参照 12 の後の色付きの線/ゾーンは、図 1a および拡張データ図 2a と同じです)。緑は 2000 年、白は 2011 年、青は 2016 ～ 2017 年を表します)。 QGIS マップ: Landsat 8、15 m ピクセル -1、バンド 8 画像 LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8、2020 年 1 月 31 日。赤いボックスは調査領域を示します。現在の GL より上流の地域は海抜 800 m 以上の地盤にあることに注意してください。 b、a と同様。ただし、120 m ピクセル -1 の ITS_LIVE リモートセンシング製品66 からのこの地域の 2019 年の海側氷流の平均速度で色付けされています。氷が GL を横切ると流速が増加し、ピンニングポイント付近では流速が減少することに注意してください。

a-d、T1 沿いのボーリング孔の上流のテラスの画像には、急な湾曲した側壁 (a)、平らな屋根 (b)、壁から平らな底部への鋭い移行部 (c)、およびホタテ貝の拡大図が示されています。壁は、屋根とベースに沿って上向きに溶解するモードと、側壁に沿って横方向に乱流で溶解するモードの違いを示しています。ボーリング孔の下流にある別のテラスの底面 (e) と側壁 (f) を上から見た図でも、同様の特徴が見られます。 T1 に沿った GL 近くの小さなテラスは、基底氷 (g) の小さな特徴に沿ってホタテ貝の形成が始まっていることを示しており、非対称な氷の融解は粒子の形状と流れ (h、i) から明らかです。

Icefin による TEIS の GL へのアプローチの将来を見据えたビデオには、融解と氷床相互作用の視覚的な証拠が示されています。この地域では、小石や石、積層された堆積物が埋め込まれた透明な基底氷が観察されます (TEIS の GL に向かう最後の 200 m にわたる Icefin の上部前方カメラからのビデオクリップ)。変動する融解により、氷から粒子や小石が落下します。ごつごつとした隆起のある氷の基部には、海底に沿って削り取られた地形と、波状の境界面を持つ小さな曲がりくねった段丘の始まりが示されています。ビデオの最後では、水柱の厚さは 50 cm 未満で、車両の前方遠くのベッドの上に氷が乗っているのが観察されました。

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転載と許可

Schmidt, BE、Washam, P.、Davis, PED et al. スウェイツ氷河接地線付近の不均一な融解。 Nature 614、471–478 (2023)。 https://doi.org/10.1038/s41586-022-05691-0

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受信日: 2022 年 4 月 27 日

受理日: 2022 年 12 月 22 日

公開日: 2023 年 2 月 15 日

発行日: 2023 年 2 月 16 日

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

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