Fonte hétérogène près de la ligne d'échouement du glacier Thwaites

Nature volume 614, pages 471–478 (2023)Citer cet article

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Le glacier Thwaites représente 15 % de la décharge de glace de l'inlandsis de l'Antarctique occidental et influence un bassin versant plus large1,2,3. Parce qu'il est ancré sous le niveau de la mer4,5, on pense que le glacier Thwaites est susceptible d'un recul incontrôlable déclenché à la ligne d'échouement (GL) à laquelle le glacier atteint l'océan6,7. L'accélération récente de l'écoulement glaciaire2,8 et le retrait du front de glace8,9,10 et GL11,12 indiquent que la perte de glace se poursuivra. Les impacts relatifs des mécanismes sous-jacents au recul récent sont cependant incertains. Ici, nous montrons un recul soutenu du GL d'au moins 2011 à 2020 et résolvons les mécanismes de fonte de la banquise à l'échelle submétrique. Nos conclusions sont basées sur des observations de la plate-forme de glace orientale de Thwaites (TEIS) à partir d'un véhicule sous-marin, s'étendant du GL à 3 km vers l'océan et de l'interface glace-océan au fond marin. Ces observations montrent une base de glace rugueuse au-dessus d'un fond marin en pente ascendante vers le GL et une cavité océanique dans laquelle l'eau la plus chaude dépasse 2 °C au-dessus du point de congélation. Les données les plus proches de la base de la glace montrent qu'une fonte accrue se produit le long des surfaces inclinées qui commencent près du GL et évoluent en terrasses à flancs escarpés. Cette fonte prononcée le long des faces de glace abruptes, y compris dans les crevasses, produit une stratification qui supprime la fonte le long des interfaces plates. Ces données impliquent que la fonte dépendante de la pente sculpte la base de la glace et agit comme une réponse importante au réchauffement des océans.

Les conditions océaniques et atmosphériques au large forcent les eaux profondes circumpolaires chaudes (CDW) sur le plateau continental de la mer d'Amundsen13,14, où elles contribuent à la perte de glace et au retrait GL des glaciers drainant ce secteur de l'inlandsis de l'Antarctique occidental, y compris le glacier Thwaites11. Le glacier Thwaites s'étend vers la mer à partir de la côte de Walgreen, formant la langue du glacier Thwaites (TGT) à l'ouest et le TEIS qui repose sur un point d'ancrage proéminent du fond marin (Fig. 1a). La CDW chaude s'écoule vers le glacier le long de la côte et à travers les canaux du fond marin15,16,17, où elle entraîne la fonte. Le lit sous la glace de fond en amont s'approfondit jusqu'à un maximum de 2 300 m sous le niveau de la mer4,5, ce qui le rend susceptible de reculer à grande échelle suite à la fonte océanique7. L'effondrement du glacier Thwaites, qui représente lui-même plus d'un demi-mètre de potentiel global d'élévation du niveau de la mer, pourrait également déstabiliser les glaciers voisins qui représentent 3 mètres supplémentaires d'élévation future du niveau de la mer4.

a, Les positions GL historiques (lignes/zones colorées après la réf. 12) démontrent un recul notable du GL au cours des deux dernières décennies (carte QGIS : Landsat 8, 15 m pixel−1, bande 8 image LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31 janvier 2020 ; la boîte rouge indique la région d'étude). b, c, L'eau chaude est délivrée près de la base de la glace (régions grises supérieures), illustrées par les contours de la conduite thermique (degrés au-dessus du point de congélation in situ). Les profils d'altitude de la glace (ligne noire) et du fond marin (régions brunes) sont mesurés par l'altimétrie haut et bas d'Icefin, qui se compare à la bathymétrie de la cartographie et du sonar avant (Fig. 2). Les petits cercles indiquent la piste Icefin, le long de deux transects approchant le GL, T1 (rouge) et T2 (bleu) indiqués dans l'encadré inférieur (boîte rouge de a). Le cercle jaune dans l'encart et la ligne verticale à travers la glace indiquent l'emplacement du trou de forage. La trajectoire T1 est orientée obliquement de 5 à 10° par rapport à la direction d'écoulement du glacier et T2 obliquement d'environ 50° par rapport à l'écoulement ; Icefin a atteint le point d'ancrage du glacier à la fin de T2. Les triangles en b et c marquent les emplacements GL historiques estimés à partir de l'interférométrie par satellite pour 2011 (blanc) et l'estimation la plus en aval en 2016 (bleu)12. En b, le triangle jaune désigne le biseau GL potentiel détecté par Icefin (Fig. 2). Le plus proche du GL, bien que les températures soient plus froides que l'eau profonde, l'eau de l'océan détient plus d'un degré de conduite thermique. La base de la glace passe de rugueuse près du GL à en terrasse (éléments en forme de marches progressivement plus raides) près et en aval du trou de forage, suggérant une fonte progressive. Les crevasses contiennent également des terrasses, particulièrement claires en c.

Les changements dans le système Thwaites se sont accélérés au cours des 20 dernières années (réfs. 8,9,10), entraînant l'éclatement du TGT et la propagation de failles à travers le TEIS10. Le recul récent du GL a varié de 0,6 à 1,2 km an-1 (réf. 12). La fonte des océans, l'amincissement dynamique et les taux d'écoulement des glaces influencent ce retrait12, mais il est difficile de déterminer exactement comment ces facteurs fonctionnent avec des observations généralement médiocres sous la glace. Les observations satellitaires, qui mesurent l'élévation de la surface du glacier, suggèrent que le TEIS s'amincit en moyenne de 25 mètres par décennie10,12, tandis que le radar aéroporté pénétrant dans la glace qui mesure directement l'épaisseur de la glace estime des taux allant jusqu'à 45 mètres par décennie18.

Bien que la fonte océanique influence directement la stabilité de la glace autour de l'Antarctique19,20, peu de données résolvent directement l'interaction entre la glace et l'océan21,22,23,24,25,26,27,28,29,30. Les modèles de forçage océanique sont souvent limités par la résolution ou les paramétrisations disponibles. Généralement, les modèles représentent les plates-formes de glace de manière simpliste comme des coins de glace avec des interfaces plates ou courbes et une géométrie déduite du fond marin en fonction de la distance par rapport au GL présumé. Habituellement, une condition de fusion zéro est imposée au GL31, ce qui est incompatible avec les preuves d'amincissement et de retrait du GL. Bien que les pentes de lit rétrogrades facilitent la rétroaction positive dans la perte de glace au sol due à la fonte forcée par l'océan6,7, les glaciers reposant sur des pentes progrades subissent toujours l'influence de l'eau chaude sous la glace. Les variations de température et de salinité influencent la circulation et les échanges thermiques entre la glace et l'océan. Ces variations se produisent à des échelles beaucoup plus petites que celles résolues par la télédétection ou capturées dans les modèles d'interaction glace-océan à l'échelle de la banquise. De plus, peu de mesures directes ont été effectuées près de la base de glace24,25,26,27,28,29,30, et aucune au GL d'un glacier considérable, ce qui aiderait les modèles à grande et petite échelles à mieux représenter la fonte. Par conséquent, la façon dont la fonte se produit sous les plates-formes de glace et en particulier au GL, influençant la perte de glace, reste largement non résolue.

Dans le cadre de la National Science Foundation (NSF)-Natural Environment Research Council (NERC) International Thwaites Glacier Collaboration (ITGC), une vaste campagne de terrain a été menée sur deux étés australs, avec une campagne de forage de banquise en 2019-2020 pour accéder à la cavité océanique28 et aux sédiments sous le TEIS afin d’observer directement l’évolution du système. Nous avons effectué des mesures hydrographiques détaillées in situ dans une zone du TEIS appelée « papillon »12. La glace dans cette région est ancrée à environ 500 m sous le niveau de la mer (Figs. 1 et 2), typique de la plupart du système Thwaites à l'extérieur du tronc occidental. Nous avons déployé le nouveau véhicule sous-marin Icefin (Extended Data Fig. 1) à travers le trou de forage au cours de cinq missions sous la glace du 9 au 11 janvier 2020. Le véhicule a mesuré la température de l'océan, la salinité, l'oxygène dissous et les vitesses des courants (Fig. 1 et Extended Data Fig. 2), cartographié le fond marin et la base de glace en trois dimensions (Fig. 1 et 2) et imagé la glace et le fond marin (Fig. 3).

La bathymétrie du fond marin près du TEIS GL est caractérisée par des formes de lit striées le long de l'écoulement ayant plusieurs longueurs d'onde différentes, ainsi que des preuves de deux anciennes positions possibles du GL (boîtes blanches et rouges) et d'un écoulement sous-glaciaire canalisé (boîte noire). Les données en a–d proviennent du sonar bathymétrique orienté vers le bas et e du sonar avant sur Icefin. Des sédiments remaniés (encadré blanc) sont observés à proximité du forage (cercle jaune). b, Une seule pente sinueuse de 2 à 3 m de haut compatible avec un coin de sédiments GL se trouve à environ 200 m au nord du GL de 2016 estimé par télédétection (région encadrée en rouge à partir de a ; les flèches rouges indiquent un coin). Le coin recoupe les formes de lit le long de l'écoulement de longueur d'onde de 2 à 5 m (données étendues, figures 5 et 6). c, Un chenal isolé de 4 m de profondeur creusé dans le fond marin fait deux virages serrés et comprend un segment qui coupe perpendiculairement à la plupart des formes de lit, suggérant que cette caractéristique s'est formée à partir du détournement de l'eau sous-glaciaire lors du retrait du GL (Extended Data Fig. 5). d, La topographie de la forme du lit près du GL de T2 montre des preuves de crêtes linéaires orientées vers le nord (données étendues Fig. 4). e, Les données du sonar prospectif de la base de glace près du GL montrent que la glace a les mêmes crêtes de longueur d'onde de 2 à 5 m que les caractéristiques de longueur d'onde la plus courte sur le fond marin. Ces données suggèrent ensemble que le retrait de GL a été largement continu sur la période observable, depuis au moins 2011 sur la base de la télédétection. De plus, les similitudes entre le lit et la morphologie de la glace au GL suggèrent que les interactions glace-lit créent des pentes qui sont ensuite progressivement fondues par l'intrusion de l'eau de mer. Le sonar bathymétrique, a–d, a été traité dans Qimera et projeté à l'aide de QGIS. Le sonar avant est projeté à l'aide du logiciel Oculus ViewPoint.

La trajectoire du véhicule Icefin est ombrée par la distance relative le long de la trajectoire de l'aval (blanc) à l'amont (noir). Les données en bleu clair indiquent les régions avec refroidissement et rafraîchissement dans les terrasses et le bleu foncé indique les données les plus froides/fraîches observées. a, Les conditions dans la cavité d'eau proche du GL montrent l'influence de la fusion (rafraîchissement) près du GL le long de T2 (à gauche). Les étoiles colorées indiquent des passages proches de la glace qui ont également des signatures distinctes de mélange et de fonte. Les profils verticaux de conduite thermique (Θ - Θf), de salinité absolue (SA) et d'oxygène dissous (DO) regroupés avec la distance de la base de la glace montrent des signatures complexes qui varient selon l'emplacement (Extended Data Fig. 3), suggérant l'influence à la fois de la fonte et de l'écoulement SGW (au centre). L'imagerie près du GL (encadré rouge) montre une topographie de glace striée et une glace basale claire chargée de sédiments au GL (étoile jaune) (à droite). Barre d'échelle, environ 0,5 m. b, Les conditions océaniques dans une grande terrasse formée dans la base de glace impliquent une fonte près des parois latérales (boîtes rouges, à 800 m du GL le long de T2) (à gauche). L'eau chaude et salée (noire, grise) se trouve le long des parois latérales, tandis que l'eau beaucoup plus fraîche et plus oxygénée avec une faible conduite thermique (froide par rapport au gel in situ) se rassemble dans le toit de la terrasse (au centre). L'imagerie des parois latérales de la terrasse à travers le TEIS montre uniformément des surfaces festonnées reflétant une fusion turbulente (données étendues Fig. 8 et vidéo supplémentaire 1) (à droite). Barre d'échelle, environ 0,5 m. c, Comme en b mais pour une petite terrasse à 2 400 m en aval le long de T1 qui contient de l'eau froide, fraîche et riche en oxygène le long de son toit. Ici, l'eau devient surfondue, des cristaux de glace se formant latéralement (à droite) à travers l'interface fortement stratifiée (boîte rouge) entre cette couche limite supérieure de 0,1 m et les eaux océaniques inférieures chaudes, salines et plus pauvres en oxygène. Barre d'échelle, environ 0,1 m.

La base de glace s'est approfondie avec la distance du GL, allant d'environ 500 m à 520 m sous le niveau de la mer sur les près de 3 km du relevé T1 (Fig. 1b) et descendant plus fortement le long de T2 à partir d'un minimum de 475 m de profondeur au GL (Fig. 1c). Le fond marin (prograde) s'est également incliné vers le bas en s'éloignant du GL (figures 1 et 2). La température, la salinité et la teneur en oxygène dissous de l'eau océanique reflètent le mélange de différents réservoirs, y compris l'océan, la glace glaciaire fondue (eau de fonte glaciaire (GMW)) et l'eau sous-glaciaire (SGW) sous la glace de fond. L'eau chaude occupait une grande partie de l'océan sous le TEIS, avec une conduite thermique maximale de 2,25 ° C (températures de l'océan de 2,25 ° C au-dessus du point de congélation in situ), ne diminuant que légèrement à 2 ° C à environ 5 à 10 m de la base de glace et 400 m du GL (Fig. 1b, c). Cette diminution de la conduite thermique résulte d'un relâchement de la pression, d'un refroidissement de l'eau de 0 °C à −0,25 °C et d'un rafraîchissement de 34,50 g kg−1 à 34,40 g kg−1 (Extended Data Fig. 2). L'oxygène dissous, qui reflète à la fois l'échange avec l'atmosphère avant de plonger sous la glace et celui libéré lors de la fonte des glaces, a augmenté en concentration dans cette région de 4,47 ml l−1 à 4,50 ml l−1 ; le changement couplé des conditions hydrographiques indique une légère augmentation de la GMW plus près de la glace (Extended Data Fig. 3). La colonne d'eau relativement bien mélangée était recouverte d'une couche supérieure stratifiée, généralement de 5 à 10 m d'épaisseur, à laquelle l'océan s'est refroidi, rafraîchi et augmenté en oxygène en raison de la fonte locale des glaces produisant un plus grand mélange de GMW.

Le fond marin était principalement caractérisé par des crêtes de forme de lit orientées nord-sud parallèlement à l'écoulement du glacier (Fig. 2). L'espacement crête-crête du fond marin varie d'un ordre de grandeur de 3 à 25 m et de dizaines de centimètres à 10 m de hauteur; la plupart des crêtes ont des hauteurs de 0,5 à 2 m (Données étendues Figs. 4–6). Des rochers sporadiques et des pierres tombantes sont visibles à travers les sédiments (Fig. 3 et vidéo supplémentaire 1). Près du forage, des creux recoupant les crêtes suggèrent un remaniement des sédiments, qui pourrait se produire si le glacier était coincé près de cet emplacement qui coïncide avec la position GL estimée en 201112 (Fig. 2a). En amont du forage, une seule caractéristique semi-linéaire traverse les crêtes et les crêtes le long de l'écoulement, avec une forte marche en profondeur de 2 à 3 m de hauteur (Fig. 2b) ; ceci est en aval de toutes les positions GL estimées pour 2016-2017 (réf. 12). Nous interprétons cette caractéristique comme le coin de sédiments produit lorsque la plate-forme de glace s'est échouée à cette position, à environ 1 250 m de la fin du levé T1 et à 1 500 m de l'emplacement GL 2017 le plus en amont. Nous n'observons aucune autre preuve claire de coins GL dans cette région. Ainsi, la bathymétrie suggère que le GL s'est retiré doucement sur le fond marin prograde, avec un seul emplacement stable depuis au moins 2011.

Les variations locales de la pente basale de la plate-forme glaciaire (topographie) influencent la fonte par la modulation des gradients de densité océanique près de la glace (stratification) et la turbulence à petite échelle qui contrôle la chaleur océanique et les flux de sel32,33,34,35,36,37,38. Plus près du GL, la base de glace comprend un système de crêtes de courte longueur d'onde (Fig. 2e) qui ont une forme similaire et un espacement de 2 à 5 m de crêtes de faible amplitude (0,1 à 0,5 m) dans le fond marin (Fig. 2b–d et données étendues Fig. 4) qui recouvrent de larges ondulations topographiques (environ 50 m). À moins d'un kilomètre du GL, la surface de la glace est très accidentée, constituée à environ 30 % de pentes élevées. Une glace relativement claire chargée de sédiments, appelée glace basale, se trouve constamment dans cette région et dans les plaques en aval, interrompant la glace météorique blanche riche en bulles. Les débris à grain fin (sable à boue) (Fig. 3a, à droite et vidéo supplémentaire 1) et les clastes angulaires entrecoupés dont la taille varie de quelques à plusieurs dizaines de centimètres comprennent de fortes couches stratifiées dans la glace basale à un espacement centimétrique. Une fonte visible a été observée dans toute la région, avec des grains et de petites pierres tombant régulièrement de la glace basale, ajoutant à la turbidité de la colonne d'eau (Vidéo supplémentaire 1). De petites terrasses et une morphologie festonnée creusées dans la glace apparaissent à moins de 200 m du GL, indiquant que la fonte érode rapidement ces faces de glace en pente. Les faces escarpées croissent à l'échelle verticale avec la distance par rapport au GL, montrant l'évolution progressive de la forme de la glace depuis la fonte au fur et à mesure qu'elle est exposée à l'océan chaud.

La base de glace rugueuse observée au niveau du GL s'érode en aval, laissant place à des terrasses à toit plat et à parois abruptes (fig. 1 et 3). Les murs de ces caractéristiques forment des angles allant jusqu'à 90° avec leurs toits plats et leurs quilles, s'élevant de plusieurs dizaines de centimètres à plus de 6 m de hauteur (Fig. 1b, c) et présentant uniformément des textures de surface festonnées (Fig. 3b, à droite), indiquant une fusion turbulente provoquée par l'océan33. Des terrasses sont également observées dans les crevasses. A l'inverse, la glace en aval sous le TEIS est extrêmement plate, avec des pentes de surface inférieures à 5° (Figs. 1, 4 et 5). La topographie basale de la plate-forme glaciaire sculptée par la fonte a été observée ailleurs, comme les quilles et les canaux29,39,40,41,42, y compris les terrasses du glacier Pine Island à proximité29 associées à des pentes abruptes le long des caractéristiques marginales et des canaux qui se sont formées au moyen d'une rétroaction entre les pentes et la fonte. Nous avons observé des terrasses réparties sur le TEIS, dans de nombreuses orientations différentes et sur une gamme d'échelles horizontales et verticales, à la fois associées et indépendantes des autres caractéristiques basales. Nos observations soutiennent que les terrasses sont des caractéristiques basales répandues des plates-formes de glace qui recouvrent les cavités océaniques chaudes ; ceux-ci ne sont pas encore représentés dans la plupart des modèles d'ice-shelf.

Ici, la trajectoire du véhicule Icefin est ombrée par la distance relative le long de la trajectoire de l'aval (blanc) à l'amont (noir) et les vitesses de courant sont ombrées du plus lent (blanc) au plus rapide (violet). a, Les tendances horizontales et verticales près d'un coin d'une large terrasse (1 900 m en aval dans T1 près du forage) montrent un rafraîchissement et un refroidissement de l'eau à l'intérieur de la terrasse et un ralentissement des courants lorsque l'eau ressent l'influence de l'interface de glace. Les lignes grises dénotent le bas de la terrasse. Les profils verticaux de la vitesse des courants océaniques (U), de la conduite thermique (Θ − Θf), de la salinité absolue (SA) et de l'oxygène dissous (DO) en fonction de la distance à la base de la glace montrent que, bien que l'eau soit chaude près de l'interface, la vitesse du courant ralentit dans la couche limite, suggérant une rupture du frottement à l'interface28. b,c, Comme en a pour la crevasse la plus éloignée du GL, observée le long de T1 (b) et T2 (c). Les panneaux de droite sont regroupés à distance du sommet d'une marche dans le flanc de la crevasse le long de T1 marqué par la ligne grise supérieure. La ligne grise inférieure indique l'élévation du fond de la crevasse en T1. Les étoiles en b se rapportent à l'emplacement dans le panneau de gauche. Ces panneaux montrent de l'eau chaude avec une conduite thermique de près de 1,8 °C (Θ - Θf) atteignant les parois de la crevasse accompagnée d'un très léger rafraîchissement et d'une augmentation d'oxygène qui indiquent une fusion (SA et DO) qui remonterait ensuite dans la crevasse.

a, b, Les estimations du taux de fonte de la plate-forme glaciaire variant dans l'espace sont présentées pour chacune des quatre sous-régions le long de T1 (a) et T2 (b) (r1 à r4 sont les mêmes régions que dans le tableau de données étendu 2). La surface de la glace est colorée par le taux de fonte calculé le long de chaque pente (panneaux du haut) à partir de la paramétrisation à trois équations (Méthodes) dans des conditions océaniques moyennes régionales, démontrant le taux de fonte accru le long des pentes abruptes. Les lignes colorées horizontales (panneaux du bas) correspondent aux vitesses de fusion moyennes dans chaque région. Pour les régions r2 dans T1 et r3 dans T2, deux moyennes sont présentées, car on a observé que les conditions changeaient avec la hauteur dans les crevasses, dans lesquelles l'eau plus haute dans les crevasses était plus froide et plus fraîche que l'eau plus basse dans ces caractéristiques. La barre inférieure indique le taux de fonte déterminé par le forçage variable de l'océan dans la crevasse supérieure au-dessus des lignes pointillées dans les panneaux supérieurs ; la barre supérieure représente le taux de fusion moyen sous la ligne pointillée dans les crevasses. Les moyennes pour chacune de ces régions sont les suivantes : T1 : r1 : 3,07 m an−1 ; r2 : 16,16 m an−1 (en dessous des tirets), 9,72 m an−1 (au dessus des tirets) ; r3 : 3,48 m an−1 ; r4 : 4,11 m an−1 ; T2 : r1 : 1,47 m an−1 ; r2 : 4,18 m an−1 ; r3 : 9,12 m an−1 (en dessous des tirets), 6,82 m an−1 (au dessus des tirets) ; r4 : 5,76 m an−1.

Les observations in situ de la couche limite glace-océan non perturbée sous les plates-formes de glace sont intrinsèquement difficiles à effectuer à travers les trous de forage en raison de la contamination par l'eau douce chauffée utilisée pour forer le trou d'accès. Avant ces travaux, il n'existait aucune mesure in situ pouvant contraindre le comportement au GL. Pour faire ces observations, nous avons conduit Icefin le long de la base de la glace pour capturer la couche limite le long d'interfaces plates, à un angle vers puis en contact avec la glace pour mesurer les gradients jusqu'à la glace, et directement dans les parois latérales verticales, dans certains cas mesurant à environ 5 cm de l'interface.

Dans toute la région, la conduite thermique était d'environ 1,75 °C à moins de 1 m de la base de la glace, fournissant suffisamment de chaleur pour entraîner la fonte (Méthodes). Généralement, la colonne d'eau proche de la glace sous le TEIS correspond étroitement aux lignes de mélange bien définies entre le GMW et une masse d'eau source, et les observations impliquent un mélange turbulent pleinement développé35,37 (Méthodes et données étendues Fig. 3), bien que les données les plus proches de la glace reflètent une fonte accrue. Nos observations montrent une forte stratification verticale à l'approche des parties plates de l'interface glace-océan contenant du GMW formé par la fonte le long des pentes voisines s'élevant jusqu'à la base de la glace (Fig. 3 et 4). Les courants océaniques s'affaiblissent à moins de 5 m de la glace d'une vitesse de fond proche de 3 cm s−1 (réf. 28) à près de zéro près de l'interface (Fig. 4a). En revanche, les courants ont augmenté dans les crevasses jusqu'à un maximum mesuré de 5,90 cm s−1 (Fig. 4b, c).

Dans les terrasses, l'oxygène dissous augmente avec la diminution de la température et de la salinité, ce qui correspond à l'apport de la fonte des glaces. Certaines des stratifications les plus fortes que nous avons observées se trouvaient dans une terrasse peu profonde formée le long du toit d'une autre grande terrasse, à laquelle la salinité de la couche limite était de 20 g kg-1, soit environ un tiers plus fraîche que l'eau de l'océan environnant. Les couches extrêmement fraîches (36 à 42 % d'eau douce) dans les creux le long des toits des terrasses ne sont pas entièrement turbulentes, car la salinité et l'oxygène dissous présentent des signatures beaucoup plus importantes que la température, ce qui suggère un régime dans lequel les processus diffusifs contrôlent la chaleur et le flux de sel43. Les épaisseurs de ces couches plus fraîches sont de l'ordre de dizaines de centimètres et reflètent probablement la transition entre les parties externes entièrement turbulentes et internes visqueuses de la couche limite glace-océan44.

L'eau la plus proche du GL est plus fraîche et plus fraîche que l'océan environnant (à l'exclusion de l'eau douce des toits en terrasse), avec une signature d'oxygène dissous distincte d'ailleurs dans la région. Ces données ont une pente température-salinité (T – S) moins profonde de 2,05 ° C (g kg -1) -1 que la ligne de mélange de la fonte (environ 2,5 ° C (g kg -1) -1) et une diminution de l'oxygène dissous avec le rafraîchissement (Extended Data Fig. 3). Ce mélange d'eau douce pauvre en oxygène suggère la présence de SGW rejetés en amont du GL45. Bien qu'aucune source de SGW ne soit observée directement, la bathymétrie près du GL le long de T1 suggère un chenal sous-glaciaire récent (Fig. 2c), et le débit de SGW mesuré en aval varie dans le temps28. Les estimations de la concentration de SGW calculées à partir des propriétés T–S et DO–S indiquent des valeurs maximales de 7 ml l−1 et 24 ml l−1, respectivement. L'estimation SGW beaucoup plus élevée impliquée par DO – S suggère que la glace basale chargée de débris qui prévaut près du GL est également pauvre en oxygène (comme la réf. 45) et provient de SGW qui a été accrété dans le bassin surapprofondi plus en amont (Extended Data Fig. 7).

Pour tester l'impact de la fonte dans la région, nous avons calculé les taux de fonte en supposant un mélange turbulent induit par le cisaillement, en fonction de la pente de base de la glace locale et en utilisant les vitesses de courant et les conditions hydrographiques moyennées sur des régions présentant des conditions similaires (indiquées à la Fig. 5). Nous les avons comparés aux résultats de trois échosondeurs radio autonomes sensibles à la phase (ApRES) et au mouillage océanographique au forage28 (Fig. 5 et Méthodes). Cette approche utilisant des conditions océaniques moyennes régionales (Méthodes) donne des taux de fonte ascendants moyens de 5 m an-1, mais la fonte dans la région est très variable (Fig. 5 et 6). La stratification supprime la fusion le long des interfaces planes, alors que les taux de fonte estimés le long des faces verticales approchent 30 m an-1.

a, Les taux de fonte estimés de la plate-forme glaciaire variables dans l'espace le long de T1 et T2 montrent la forte influence de la pente locale. Ici, chaque courbe se compose de points de données individuels sur le taux de fonte qui ont été calculés à l'aide des conditions océaniques moyennes régionales (méthodes) correspondant aux régions étiquetées sur la figure 5. Les courbes rouges proviennent de T1 et les courbes bleues de T2. b, La fonte latérale le long des pentes supérieures à 30° contribue à environ 27 % de la fonte sous le TEIS, alors que ces pentes ne représentent que 9 % de la base de glace. La fonte vers le haut le long des pentes faibles reste la source de fonte la plus notable, dans laquelle les pentes inférieures à 30° représentent 73 % de la fonte, tout en représentant 91 % de la glace.

Bien que la stratification supprime la fonte vers le haut (fonte verticale modérée ou amincissement), un mélange turbulent latéral plus élevé46 et une GMW montante déstabilisante36,47,48 permettent à l'eau chaude d'atteindre les surfaces inclinées et de favoriser la fonte (fonte latérale élevée ; Figs. 5 et 6). Les surfaces de glace festonnées observées uniquement sur les faces abruptes correspondent à une fonte latérale élevée (Fig. 3b et données étendues Fig. 8). La fonte est la plus forte le long des parois presque verticales des crevasses, où de l'eau à 1,8 °C au-dessus du point de congélation a été observée atteignant à moins de 1 m de la paroi verticale de la crevasse (Fig. 4b). L'eau se refroidit avec l'altitude au milieu des crevasses, se rafraîchit et devient plus oxygénée, suggérant une accumulation locale d'eau de fonte supérieure à 3 ml l−1 due à l'érosion des parois des crevasses. Les courants étaient plus rapides dans les crevasses jusqu'à un facteur de deux par rapport au bruit de fond28, avec des vitesses d'écoulement atteignant environ 6 cm s−1. Ces observations impliquent des taux de fonte le long des parois latérales des crevasses allant jusqu'à 43 m an-1 dans une crevasse à l'emplacement de ces observations (Méthodes), alors que la fonte ailleurs est plus supprimée (Fig. 6 ; réf. 28).

Ces résultats indiquent que les interactions glace-océan sous le TEIS sont influencées même par la topographie des glaces à petite échelle, qui s'étendrait à d'autres plates-formes de glace à base chaude dans lesquelles des vitesses de courant faibles à modérées permettent à des niveaux élevés de stratification océanique proche de la glace de persister. Nous calculons une fonte ascendante moyenne modérée le long des surfaces planes à 5 m an-1, ce qui correspond aux taux de fonte mesurés sur des interfaces similaires à partir de trois données ApRES et d'amarrage à long terme28 et sont cohérents avec les estimations historiques du radar pénétrant dans la glace18. Au plus près du GL le long de chaque ligne de levé, les taux de fonte sont en moyenne de 2 m an-1 mais varient de 1 à 10 m an-1 (Fig. 5 et 6). Nos observations montrent que la rétroaction entre la pente de la glace et la fonte est pertinente pour toute la base des plates-formes de glace, y compris près du GL. La topographie variée de la base de glace au GL, sculptée alors qu'elle s'écoulait sur le lit avant d'atteindre l'océan, devient un réseau largement distribué de surfaces de glace inclinées le long desquelles la fonte est favorisée.

Nos observations suggèrent que la fonte le long de la glace inclinée est un facteur important dans la perte totale de glace près du GL du glacier Thwaites. Dans la région étudiée, 27 % de la fonte totale se produit le long de pentes supérieures à 30° (Fig. 6). Étant donné que les crevasses canalisent l'eau à travers elles28 à des taux qui peuvent efficacement transférer la chaleur et le sel dans les parois abruptes des crevasses (Fig. 4), ces taux de fonte localement élevés devraient élargir à la fois les crevasses et les fissures basales à travers le glacier, y compris le TGT et le TEIS, et pourraient contribuer à l'augmentation du vêlage du glacier8,10. La topographie accidentée près du GL peut permettre à la fonte de persister dans cette région malgré les faibles vitesses de courant. Notre travail implique que la fonte basale des plates-formes de glace à base chaude est hétérogène et exploite la topographie de la glace héritée des interactions avec le lit et formée par les crevasses. De tels effets sont difficiles à observer, pas encore capturés dans les modèles de retrait GL et contribuent probablement à la perte de glace ailleurs le long de la côte antarctique.

Le véhicule Icefin49 est un véhicule modulaire, hybride, télécommandé avec des capacités autonomes qui a été conçu pour être utilisé à travers des trous forés ou fondus dans la glace (Extended Data Fig. 1). Pour ce travail, Icefin a été équipé de capteurs pour l'analyse scientifique du système glace-océan et la navigation (Extended Data Table 1). La plupart des capteurs de la colonne d'eau sont situés dans le nez du véhicule pour fournir un débit d'eau non perturbé. Les caméras, les lumières et le sonar avant fournissent une perception pour la science et la navigation, et le sonar bathymétrique cartographie la géométrie du fond marin. Une caméra haute définition et un enregistreur de vitesse Doppler (DVL) avec profileur de courant acoustique Doppler (ADCP) pointent dans le même sens, et un altimètre dans le sens opposé, dans le module de navigation qui peut être orienté vers le bas (face au fond marin) ou vers le haut (face aux glaces). Une caméra orientée vers l'arrière surveille l'attache/la queue. Le guidage, la navigation et le contrôle d'Icefin permettent de géolocaliser les données scientifiques grâce à la fusion d'une unité de mesure inertielle à gyroscope à fibre optique avancée, d'une boussole, d'un DVL, d'un altimètre et d'un capteur de pression fournissant un contrôle de mouvement de bas niveau et une localisation de haut niveau. Les cinq propulseurs offrent cinq degrés de liberté de mouvement, contrôlent le tangage, le lacet, le soulèvement et le balancement sans surfaces saillantes et permettent le vol stationnaire. Icefin est évalué à 1,5 km de profondeur, pèse 120 kg dans l'air, mesure 23 cm de large et 4,5 m de long. Au TEIS, Icefin a été déployé verticalement à partir d'un système de lancement et de récupération articulé, abaissé à travers le trou de forage au moyen d'une fibre optique de 3,5 km de long et de 4 mm de diamètre renforcée de Kevlar (résistance à la rupture de 1 800 lb; Linden) fixée à une terminaison renforcée au niveau du véhicule, permettant le contrôle, la communication et la récupération de données.

Icefin a été déployé pour cinq missions de 6 à 8 heures du 11 au 14 janvier 2020 pour cartographier les gradients environnementaux en coupe transversale s'étendant vers la mer à partir du GL, chevauchant les levés de surface, aéroportés et ApRES. Les données Icefin sont regroupées en deux profils composites, transect 1 (T1) et transect 2 (T2) ; T1 comprend les missions 1 (à environ 1,2 km au sud), 2 (à environ 1,9 km au sud) et 3 (à environ 1 km au nord) et T2 est la mission 4 (à environ 1,6 km au sud-est). Les missions 1 à 4 ont été effectuées avec le module de navigation en panne et la mission 5 avec le module de navigation en place. Les trajets multiples dans la glace basale claire ont réduit la précision de positionnement du véhicule lors de la mission 5. T2 a croisé le GL à 104,780° O, 75,214° S. Pour les missions 1 et 3, le véhicule a effectué des segments de levé alternant entre le cabrage vers la glace et la descente vers le fond marin à environ 20–30° pour acquérir des profils hydrographiques tout en progressant vers l'avant, comme les planeurs océaniques.

Les données hydrographiques proviennent de trois capteurs sur Icefin : capteurs de conductivité-température (C-T), de pression (P) et d'OD. Tous les capteurs ont été calibrés en usine avant le travail sur le terrain. Les capteurs C–T et DO ont été calibrés sur le terrain. Les mesures de pression (1 Hz) ont été interpolées pour correspondre aux données C–T 5 Hz afin de dériver les variables hydrographiques. Les mesures DO (1 Hz) n'ont pas été interpolées.

Supprimer la pression atmosphérique de fond,

Supprimer les valeurs aberrantes ± 2 écarts-types de la moyenne pour C–T et DO (à l'exclusion des données de forage),

Appliquez un filtre moyen pondéré en trois points à C – T, P et DO,

Aligner les mesures C et T avec le décalage temporel (le décalage de 0 s produit les meilleurs résultats),

Supprimer les données C, T et DO pour les vitesses véhicule <5 cm s−1,

Dériver des variables hydrographiques (température conservatrice, salinité absolue, densité, etc.) à l'aide de TEOS-10 (réf. 50),

Supprimer les effets de pression/salinité sur DO51.

Les vitesses des courants océaniques sont dérivées du DVL/ADCP embarqué, qui calcule les vitesses X, Y et Z du véhicule (axes majeur, mineur et vertical) et récupère les vitesses de la colonne d'eau dans des bacs de 2 m à une distance de départ variable du véhicule. L'altitude minimale à partir d'une interface pour qu'un profilage de courant se produise est de 10 m; les gradients de tangage, de roulis, de cap et de vitesse du véhicule dictent la distance du premier bac par rapport au véhicule et la fréquence d'échantillonnage (maximum 5 Hz). Nous sous-échantillonnons les vitesses à 1 Hz. Les vitesses X de la colonne d'eau sont différentes de la vitesse du véhicule, ce qui donne une incertitude ≤1 cm s−1. Les vitesses Y et Z du véhicule sont sensiblement inférieures à X, de sorte que les incertitudes de vitesse Y et Z sont également plus faibles. Ici, nous analysons uniquement les vitesses X et Y.

Post-traitement des données :

Supprimer les données dans les bacs hors plage (par exemple, sous le fond marin, au-dessus de la base de glace),

Supprimer les données parasites : exactement 0 m s−1 ou 32 767 m s−1,

Supprimer les mesures lorsque le tangage ou le roulis du véhicule >+/−30°,

Passer du référentiel véhicule au référentiel géographique,

Appliquer le filtre moyen de 30 s,

Filtre pour les gradients <1 écart type par rapport à la vitesse moyenne du véhicule, au tangage, au roulis et à la vitesse individuelle des bacs,

Rassemblez les bacs par chaque montée / descente du véhicule dans des bacs verticaux de 1 m, en supprimant les données> 1 écart type de la moyenne pour cette plage.

Les élévations de la base de glace et du fond marin sont dérivées des données DVL et altimétriques et des données sonar bathymétriques. Le DVL prend en compte le tangage, le roulis et le cap lors de la production des distances et les données de l'altimètre et du sonar sont corrigées pour ces attitudes. Le sonar bathymétrique a été traité à Qimera, dans lequel les valeurs aberrantes évidentes ont été filtrées ou nettoyées à la main.

Post-traitement des données (DVL, altimètre) :

Supprimer les données> 2 écarts-types du gradient moyen de l'élévation de l'interface (base de glace ou fond marin),

Supprimer manuellement les valeurs aberrantes.

Après post-traitement, 94 % des mesures de la base de glace avaient une résolution horizontale de 26 ± 14 cm, avec des espacements minimum et maximum de 1,4 mm et 3,38 m, respectivement. Quatre-vingt-treize pour cent des données sur le fond marin avaient une résolution horizontale de 29 ± 20 cm et des espacements minimum et maximum de 2,3 mm et 4,72 m, respectivement.

Nous utilisons une partition terminale à trois points35 pour estimer les concentrations des masses d'eau sous le plateau, ce qui suppose que les propriétés hydrographiques (Θ, SA et DO) reflètent un mélange de trois masses d'eau :

Une masse d'eau de source (SRC) responsable de la fonte : Θ = −0,21 °C, SA = 34,50 g kg−1, DO = 4,48 ml l−1,

GMW de la fonte locale de la banquise : Θ = −92,50 °C, SA = 0 g kg−1, DO = 25,20 ml l−1,

SGW rejeté par l'amont sous le glacier enterré52 : Θ = −0,34 °C, SA = 0 g kg−1, DO = 1,61 ml l−1.

Cette partition utilise des traceurs conservateurs qui ne varient qu'en raison d'un mélange physique de masses d'eau et de mélange dans des conditions entièrement turbulentes35,37. Les sous-ensembles de données qui ne sont pas dans un régime de mélange entièrement turbulent sont exclus de la partition. Ces données sont facilement identifiées par des caractéristiques de double diffusion - de grands changements dans SA (et DO) par rapport à Θ qui résultent d'une diffusion moléculaire de la chaleur plus rapide que le sel43,44.

La masse d'eau de source (SRC, étoile rouge dans Extended Data Fig. 3 et Fig. 4b) est le point le plus chaud, le plus salé et le plus appauvri en oxygène dans l'espace T–S et DO–S qui correspond à la ligne de mélange GMW sur laquelle reposent nos données : pentes T–S et DO–S de -2,49 °C (g kg-1)-1 et 0,60 ml l-1 (g kg-1)-1, respectivement. Le SRC réside généralement à 10 m sous la base de la glace (à l'extérieur des crevasses). Des données plus chaudes, plus salées et plus appauvries en oxygène (données rouges dans Extended Data Fig. 3) plus bas dans la colonne d'eau présentent une pente différente dans l'espace T–S (−2,74 °C (g kg−1)−1) et DO–S (0,35 ml l−1 (g kg−1)−1), suggérant des processus de mélange non dérivés d'une modification glaciaire locale. Ainsi, les propriétés hydrographiques du SRC représentent la masse d'eau locale faisant fondre la banquise, appelée traceur composite35. Le SRC est un mélange dérivé de CDW modifié et d'eau d'hiver qui réside autour de la profondeur de la pycnocline très variable séparant ces masses d'eau dans la baie de Pine Island. Un apport relativement faible d'environ 3 cm s−1 dans notre région d'étude et à une distance d'environ 75 km de Pine Island Bay28 entraîne une période de ventilation d'environ un mois pour le SRC. Pendant ce temps, les propriétés Θ, SA et DO pourraient être altérées par l'interaction avec la base de glace le long d'autres sections du TEIS, la consommation par des organismes ou le mélange avec d'autres masses d'eau. Nous renonçons à choisir des propriétés hydrographiques pour la masse d'eau de source absolue afin de nous assurer que les propriétés utilisées dans notre partition masse d'eau en trois points sont conservatrices pour les interactions glace-océan locales.

Les valeurs Θ et SA pour GMW tiennent compte de la perte de chaleur latente associée au changement de phase de l'eau douce solide à l'eau douce liquide. Une extrapolation de la droite de mélange de Gade ou GMW35,37 pour nos données à 0 g kg−1 donne une température effective de −86,46 °C. Le GMW est riche en DO en raison des bulles d'air dans la glace météorique qui se dissolvent en solution lorsqu'elles fondent. Une extrapolation de la droite de mélange DO–S à 0 g kg−1 pour nos données donne une concentration DO de 25,20 ml l−1.

Les valeurs Θ et SA pour SGW représentent l'eau douce au point de congélation sous pression à une profondeur GL de 480 m dans T2 (Fig. 1c). Nous utilisons des mesures d'OD in situ du lac Whillans, dans l'Antarctique occidental45 pour le membre terminal SGW, car des lacs sous-glaciaires actifs existent en amont du TEIS53,54,55. Ainsi, nous nous attendons à ce que la glace basale ici porte un DO aussi bas.

Nous estimons les taux de fonte de la plate-forme glaciaire le long de T1 et T2 en utilisant la paramétrisation de la couche limite (BL) à trois équations pour le transfert de chaleur et de sel entre l'océan et la glace56, qui suppose que la turbulence induite par le cisaillement contrôle la fonte des glaces en tant que mécanisme dominant transmettant la chaleur et le sel à la sous-couche visqueuse (VSL), au-delà de laquelle la diffusion moléculaire opère57. Les mesures des courants océaniques près de la glace présentent un cisaillement (Fig. 4a), ce qui est en accord avec la physique régissant les couches d'Ekman28 et est cohérent avec la turbulence induite par le cisaillement.

Cette hypothèse ne tient pas pour les régions à faible vitesse de courant, dans lesquelles les processus moléculaires et la convection diffusive dictent des flux de chaleur et de sel à des distances supérieures à la VSL typique44,58, de l'ordre de plusieurs millimètres56. Nous n'avons observé de telles conditions que dans deux petites régions le long des toits de deux terrasses avec des couches extrêmement fraîches (S ≈ 20 psu) de plusieurs dizaines de centimètres d'épaisseur (Fig. 3b, c) qui ne contenaient pas de lignes de mélange entièrement turbulentes et présentaient des gradients de salinité plus importants que la température. D'autres données océaniques proches de la glace n'ont pas montré ces couches épaisses et fraîches, mais se sont progressivement refroidies et rafraîchies vers la glace dans toute la zone étudiée. Ce changement de densité stabilise le BL sous les régions de la base de glace, réduisant le mélange turbulent entraîné par le cisaillement vertical59. Par conséquent, bien que la turbulence induite par le cisaillement domine les flux de chaleur et de sel, les flux turbulents sont modifiés par la stratification47,60. Nous tenons compte de la stratification dans nos taux de fusion.

La paramétrisation BL à trois équations est la suivante :

L'équation (1) représente la température, la salinité pratique et la pression à l'interface glace-océan, dans laquelle a = −5,73 × 10−2 °C (g kg−1)−1, b = 9,39 × 10−2 et c = −7,53 × 10−8 °C Pa−1 sont des constantes et TB est toujours au point de congélation. TB et SB ne sont pas directement observés et sont estimés ci-dessous.

L'équation (2) représente le bilan du flux de chaleur et l'équation (3) représente le bilan du flux de sel, dans lequel \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{S}}}\) est le flux de sel océanique vers la glace, \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{S}}}\) est le flux de sel diffusif à travers la glace (0 ici) et \({Q}_{{\rm{Fresh}}}^{{\ rm{S}}}\) est le flux d'eau douce provenant de la fonte. \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) est le flux de chaleur sensible de l'océan dans la base de la glace, \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}\) est le flux de chaleur conductrice à travers la banquise et \({Q}_{{\rm{Latent}}}^{{\rm{T}}}\) est la chaleur latente évacuée lors de la fonte :

Dans l'équation (4), ρw et T représentent respectivement la densité et la température de l'eau de mer en dehors du BL/VSL. Pour l'eau de mer, cp = 3 974 J kg−1 °C−1, la vitesse de frottement u* est la contrainte cinématique à l'interface glace-océan et le coefficient de transfert de chaleur ΓT décrit le mélange turbulent de chaleur à travers le BL. La densité de la glace est ρi = 918 kg m−3, LF = 3,34 × 105 J kg−1 est la chaleur latente de fusion et \(\dot{m}\) est le taux de fonte de la banquise (m an−1), dans laquelle \(\dot{m}\) est positif pour la fusion. Nous utilisons la formule de contrainte quadratique pour relier u* aux vitesses des courants proches de la glace61 :

où CD = 2,2 × 10−3 est un coefficient de traînée sans dimension supposé constant27 et U est la vitesse courante. Sans profil de température vertical de la colonne de glace, nous varions \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}\) comme 0,12–0,2 de la magnitude de \({Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) (réfs. 42,62).

Les équations (7) et (8) ressemblent aux équations (4) et (5), dans lesquelles S est la salinité en dehors du BL/VSL, SB est la salinité de l'interface glace-océan et SI est la salinité de la banquise (considérée ici comme 0). Le coefficient de transfert de sel ΓS est beaucoup plus petit que ΓT, en raison d'une diffusion moléculaire plus lente du sel que de la chaleur dans le VSL63. Nous considérons une plage de valeurs publiées pour ΓS entre \(\frac{1}{70}\) et \(\frac{1}{25}\) de ΓT (réfs. 23,57,59) et choisissons le rapport qui produit un accord optimal entre les vitesses de fusion dérivées des équations de flux de chaleur et de flux de sel.

Nous avons estimé les taux de fonte dans cinq sous-régions en fonction des caractéristiques de la base de glace et des conditions océaniques proches de la glace T, S et U (Fig. 5). Nous avons compilé des fonctions de densité de probabilité intégrées des conditions océaniques dans chaque sous-région, puis avons considéré les 25e, 50e et 75e centiles de T et S à moins de 5 m de la base de la glace et les 50e, 75e et 100e centiles de U à moins de 10 m de la base de la glace pour chaque sous-région. Nous sélectionnons des centiles (et donc des vitesses) plus élevés pour U parce que les courants océaniques observés ont augmenté vers la glace (réf. 28 ; Fig. 4) avant de ralentir à cause du frottement (réf. 28 ; Fig. 4) et parce que moins de données de courant ont été collectées près de la base de la glace. Le tableau de données étendu 2 fournit les propriétés océaniques saisies dans les équations (4), (7) et (8). Nous considérons ensuite un tableau de dix valeurs pour les propriétés de l'interface glace-océan (TB, SB) en faisant varier SB de la salinité minimale observée au 75e centile de S pour chaque sous-région, puis converties en TB en utilisant l'équation (1) pour la pression moyenne de la base de glace.

Nous estimons ΓT en divisant la plage publiée du nombre de Stanton thermique (\({{C}_{{\rm{D}}}^{1/2}\varGamma }_{{\rm{T}}}\) = 2,18 × 10−4 – 1,10 × 10−3) des observations sous les plates-formes de glace24,55 par CD, ce qui donne ΓT = 4,60 × 10−3–2,35 × 10−2, en considérant alors que ΓS est compris entre \(\frac{1}{70}\) et \(\frac{1}{25}\) de ΓT. Nous faisons varier ΓT et ΓS de leurs valeurs minimales à maximales en fonction du sinus de la pente de la base de glace, de 0° à 90°, car la pente/rugosité de la glace interagit avec la stratification pour produire une fonte variable36,48,63,64,65, et l'augmentation de la GMW flottante déstabilise également la stratification le long des pentes de glace abruptes. Les équations par lesquelles nous avons calculé cela sont les suivantes :

Nous avons comparé les taux de fonte calculés aux données ApRES à trois endroits38 : distance T1 2 250–2 857 m ; région 2 : distance T1 1 810–1 904 m et distance T2 1 480–1 608 m ; et région 3 : distance T1 de 0 à 960 m. L'ensemble de conditions qui a produit le meilleur ajustement aux taux de fonte observés le long de la base de glace plate (pente <5 °) était le 75e centile de T et S, le 100e centile de U et presque le SB le plus frais et le TB le plus chaud, avec conduction thermique \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0,12{Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}\) et coefficient de transfert de sel ΓS = \(\frac{1}{45}\)ΓT = 1,03 × 10−4–5,21 × 10−4. Les meilleures estimations du taux de fonte sont : région 1 : 3,41 m an-1 contre 3 m an-1 observés ; région 2 : 4,80 m an−1 (T1) et 4,65 m an−1 (T2) contre 5 m an−1 observés ; région 3 : 2,37 m an−1 contre 2 m an−1 observés.

Nous avons comparé les estimations turbulentes stratifiées et induites par le cisaillement à celles d'un taux de fusion diffusif-convectif supposé47, en considérant \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}}=0,12{Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\) :

où kT = 1,40 × 10−7 m2 s−1 est la diffusion moléculaire (conduction) de la chaleur, ks = 1,30 × 10−9 m2 s−1 est la diffusion moléculaire du sel et t est la durée pendant laquelle la convection diffusive a entraîné la fusion. Pour t = 1 h, le taux de fonte diffusif-convectif donne 2,26 m an−1 pour la région 1, 2,35 m an−1 pour la région 2 et 2,06 m an−1 pour la région 3. A t = 1 jour, le taux de fonte diminue à 0,46 m an−1 pour la région 1, 0,48 m an−1 pour la région 2 et 0,42 m an−1 pour la région 3. A t = 1 semaine, l'estimation de la fonte diminue à 0,17 m an-1 pour la région 1, 0,18 m an-1 pour la région 2 et 0,16 m an-1 pour la région 3. Bien que les taux de fonte par convection diffusive ressemblent initialement à ceux observés, ils diminuent à <10% des observations en une semaine à mesure que le BL augmente. La série chronologique de taux de fonte ApRES ne présente pas cette diminution, ce qui montre que, bien que la stratification inhibe la turbulence, le cisaillement actuel détermine toujours le taux de fonte le long des régions plates et à faible pente de la zone d'étude.

Le réglage uniforme du taux de fonte sur la région étudiée surestime la fonte le long des parties de la base de la glace qui sont dans des régimes diffusifs et éventuellement dans les sommets non cartographiés des crevasses ; cependant, il ne s'agit que d'une petite fraction de la région étudiée. Les propriétés de l'océan se refroidiront/se rafraîchiront avec la hauteur dans les crevasses et les vitesses des courants peuvent changer par rapport aux 10 % inférieurs étudiés (réf. 28 ; Fig. 4). Cette approche sous-estime cependant les taux de fonte le long des pentes de glace abruptes sous les sections supérieures des crevasses, car un faible SB (22,14 psu) et donc un TB élevé réduit le forçage thermique supposé (T − TB) : l'ApRES au forage a mesuré des taux de fonte latérale de 70 m an−1 sur le mur de la terrasse (pente moyenne 79°) à 1 800 m le long de T1, contre 26,35 m an−1 estimés. Le passage à une salinité de 34,28 psu (75e centile pour la sous-région T1 3) obtient un taux de fonte de 45,97 m an-1, plus proche de celui observé.

Nous avons également comparé les vitesses de fusion induites par le cisaillement à celles d'une paramétrisation de la vitesse de fusion turbulente induite par la flottabilité36 :

dans laquelle φ est la pente de glace et T − Tf est la conduite thermique à l'extérieur du BL/VSL. Pour une pente φ = 79°, S = 34,28 psu et T = −0,34 °C (75e centile pour la sous-région T1 3), l'estimation du taux de fonte induite par la flottabilité est de 18,43 m an−1, considérablement inférieure à celle observée et de 45,97 m an−1 estimée à partir de la turbulence induite par le cisaillement, et ne tient pas compte de \({Q}_{{\rm{I}}}^{{\rm{T}}} =0,12{Q}_{{\rm{O}}}^{{\rm{T}}}\). Les conditions océaniques sur le mur opposé de la crevasse sont plus chaudes (−0,33 à −0,28 °C) et plus salées (34,26–34,27 psu) que ce que nous utilisons pour estimer la fonte sur le mur de la terrasse, ce qui suggère que les conditions sont plus chaudes près de la glace ou que les vitesses verticales augmentent la turbulence, augmentant la fonte.

Toutes les statistiques ont été réalisées dans MATLAB. Les sections ci-dessus fournissent les détails de ces analyses statistiques, les fonctions de moyenne et d'écart type sous-jacentes étant natives de MATLAB.

Les ensembles de données générés et/ou analysés au cours de la présente étude ont été soumis à https://www.usap-dc.org/ et sont disponibles à https://doi.org/10.15784/601618. Les scripts de traitement et de traçage des figures sont disponibles sur https://doi.org/10.5281/zenodo.7278005.

Une correction à cet article a été publiée : https://doi.org/10.1038/s41586-023-05861-8

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Nous remercions le personnel du United States Antarctic Program et du British Antarctic Survey, sans qui ces données ne pourraient être collectées. Le travail de terrain et le soutien à l'analyse ont été fournis par la NSF-NERC International Thwaites Glacier Collaboration (ITGC), financée par la subvention NSF OPP 1739003 (États-Unis), NERC NE/S006656/1, NERC NE/S006761/1 et NERC NE/S006427/1 (Royaume-Uni). Nous reconnaissons le soutien du personnel et des scientifiques de l'ITGC dans l'exécution de cette ambitieuse campagne de terrain. L'équipe Icefin remercie les anciens membres de l'équipe de Georgia Tech qui ont contribué au développement et à la mise en service du véhicule : J. Lutz, M. "Kit" Philleo, C. Ramey, C. Walker, J. Buffo, T. Hobbs et le président de l'École des sciences de la Terre et de l'atmosphère (EAS) G. Huey et le personnel de l'EAS qui ont soutenu ce travail. Le véhicule Icefin a été initialement développé avec un financement du Georgia Institute of Technology et des fonds de démarrage pour BES Maintenant dans sa troisième version, Icefin a été repensé sous la subvention de la NASA NNX16AL07G, chercheur principal BES Le projet Icefin est maintenant situé à l'Université Cornell.

Département d'astronomie, Cornell University, Ithaca, NY, États-Unis

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Département des sciences de la Terre et de l'atmosphère, Cornell University, Ithaca, NY, États-Unis

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

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Département d'études environnementales, Université de Portland, Portland, OR, États-Unis

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J. Chemins

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BES a dirigé l'équipe de développement et de terrain du véhicule Icefin, a conduit le véhicule, rédigé le document et traité les données d'imagerie et de sonar. PW a participé à des travaux de terrain en début de saison près de la station McMurdo, a analysé des données hydrographiques, produit des chiffres et aidé à rédiger l'article. PEDD, KWN, DMH, KLR et JAS ont participé à la campagne de terrain ITGC, ont aidé à formuler des idées et ont discuté des analyses, JDL et AS ont aidé à développer Icefin et le pipeline d'analyse de données, ont participé au travail de terrain de début de saison et à la discussion, EC a participé à la campagne de terrain et à la discussion sur les données, DJGD et ADM ont aidé à développer Icefin, ont utilisé le véhicule et ont participé à la campagne de terrain ITGC, BY a participé aux discussions sur les données, PA a développé le forage à eau chaude et foré le trou d'accès, MRM, était ingénieur principal pour Icefin et BCH, ESQ et FEB a aidé à développer et à mettre en service Icefin, CT, JW, AB-F. et DGV ont participé à la campagne sur le terrain et SA, ER, JP et KM ont aidé à obtenir un financement pour le projet et ont discuté du document.

Correspondance à BE Schmidt.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

Nature remercie Susheel Adusumilli, Craig Lee, Craig McConnochie et les autres évaluateurs anonymes pour leur contribution à l'examen par les pairs de ce travail.

Note de l'éditeur Springer Nature reste neutre en ce qui concerne les revendications juridictionnelles dans les cartes publiées et les affiliations institutionnelles.

Le véhicule se compose d'un total de sept modules : la science avancée comprenant des capteurs océanographiques (CTD, DO), un sonar prospectif, des caméras et un éclairage ; propulseurs directionnels avant ; charge utile scientifique personnalisable, illustrée ici telle que configurée pour les missions Thwaites avec un sonar bathymétrique ; module électronique ; module arrière scientifique et de navigation avec DVL/ADCP, altimètre, caméra haute définition et lumière ; propulseur directionnel arrière ; et propulseur arrière avec caméra arrière. L'attache à fibre optique se monte sur une bride à l'arrière du véhicule et se connecte à travers la cloison arrière du module électronique, fournissant des flux de données en direct à la surface.

a, Comme sur la Fig. 1, image du TEIS, avec les positions historiques du GL en lignes colorées montrant un recul notable au cours des deux dernières décennies (carte QGIS : Landsat 8, 15 m pixel−1, bande 8 image LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31 janvier 2020 ; la boîte rouge indique la région d'étude) ; l'encart indique l'emplacement géographique du TEIS par rapport à l'Antarctique. b–g, L'hydrographie de l'océan sous la glace montre que la salinité absolue (d,e) et l'oxygène dissous (f,g) suivent la température (Fig. 1b,c) sous le TEIS. L'encart en b fournit une vue ciblée de la région d'étude : le cercle jaune indique l'emplacement du trou d'accès foré à l'eau chaude, la ligne rouge représente T1 (oblique de 5 à 10 ° par rapport à la direction d'écoulement du glacier) et la ligne bleue représente T2 (oblique de 50 ° par rapport à l'écoulement). Les triangles en b–g marquent les emplacements historiques du GL estimés à partir des données satellitaires12 (blanc, 2011 ; bleu, 2016-2017) et indiqués par les données du sonar bathymétrique Icefin (jaune).

Les diagrammes T–S (a) et DO–S (b) comparent les données hydrographiques de T1 et T2. Les données sont colorées après les données montrées dans les Fig. 3 et 4 (avec la distance le long de la voie et pour laquelle les couleurs bleues indiquent une section extrêmement fraîche) et les étoiles indiquent des emplacements également signalés par des étoiles dans les Fig. 3 et 4. Les données chaudes, salées et pauvres en oxygène en rouge ne sont pas représentées sur les Fig. 3 ou 4 mais proviennent des données les plus éloignées de la Fig. 2 Extended Data à des distances supérieures à 10 m de la base de la glace. Cette eau n'interagit pas avec la base de glace dans la région étudiée. Les lignes épaisses montrent des lignes de mélange linéaires entre la masse d'eau source responsable de la fonte locale de la base de glace (étoile rouge) et un mélange pur de GMW ou SGW dans des conditions de mélange entièrement turbulentes35,37,42. Ceux-ci peuvent ne pas décrire complètement les environnements abrités le long des toits de terrasse, dans lesquels les processus diffusifs peuvent dominer43,44.

a, Bathymétrie dérivée du sonar du plus proche du GL, colorée par la profondeur, montrant des exemples de crêtes linéaires (d'après la Fig. 2, bathymétrie et profils produits avec Qimera et projetés dans QGIS). Les lignes blanches indiquent la position des profils trouvés en c et d. b, Le sonar prospectif montre que la topographie basale de la banquise près du GL (d'après la Fig. 2) est caractérisée par des crêtes similaires, ayant un espacement crête-crête d'environ 2,5 m et des faces inclinées. Le sonar prospectif est projeté dans Oculus ViewPoint. c, d, Les profils linéaires de la topographie du lit à travers la région montrent des preuves de crêtes avec des longueurs d'onde d'environ 1 m, 2–2,5 m et 5 m. Ces données montrent que la forme de la surface de la glace au GL est héritée du raclage sur les formes de lit et est ensuite modifiée en terrasses.

a, Bathymétrie dérivée du sonar depuis le forage jusqu'à l'approche la plus proche faite du GL, colorée par la profondeur (d'après la Fig. 2, bathymétrie et profils produits avec Qimera et projetés dans QGIS), dans laquelle les cases désignent les sections indiquées en b et c. b,c, Vues rapprochées montrant les détails de deux régions de l'enquête. Les lignes rouges (b) et blanches (c) indiquent la position des profils trouvés en d et e. d, e, profils linéaires de la topographie du lit montrant que des crêtes à petite échelle se sont formées sur une topographie plus grande et à plus longue longueur d'onde. f, g, au plus près du GL, on observe des crêtes de longueur d'onde de 1 m, 5 m et 10 m le long de l'écoulement.

a, Bathymétrie dérivée du sonar du forage à l'approche la plus proche faite du GL, colorée par la profondeur, avec des légendes pour les panneaux b et c (d'après la Fig. 2, bathymétrie et profils produits avec Qimera et projetés dans QGIS). b,c, Vues rapprochées montrant les détails de deux régions de l'enquête, après la Fig. 2. Les lignes rouges et blanches indiquent la position des profils trouvés en d–g. d,e, Les profils linéaires d'une crête sinueuse transversale d'environ 3 m de haut sont compatibles avec un événement d'échouement passé permettant un dépôt accru de sédiments dans cette zone. Il s'agit de la seule caractéristique de ce type dans les données de l'enquête. f,g, Profils linéaires à travers un possible ancien chenal sous-glaciaire près du GL. En f, un creux en forme de U de 5 m de profondeur dans les sédiments commence parallèlement à l'écoulement glaciaire, mais coupe ensuite perpendiculairement à l'écoulement glaciaire à travers les caractéristiques du lit ligné, puis tourne brusquement, ce qui pourrait être cohérent avec un canal incisé par l'écoulement sous-glaciaire dans les sédiments. En g, l'étendue en amont du creux est moins visible, ce qui suggère soit une modification lorsque la glace n'est plus ancrée, soit que la SGW n'a pas été acheminée discrètement à travers cette zone.

a, L'élévation de lit colorisée de BedMachine v3 (réf. 64) pour le TEIS est superposée sur une image Landsat 8 avec les positions GL historiques (les lignes/zones colorées après la réf. 12 sont identiques à la Fig. 1a et à la Fig. Carte QGIS : Landsat 8, 15 m pixel−1, bande 8 image LC08_L1GT_003113_20200131_20200211_01_T2_B8, 31 janvier 2020 ; la case rouge indique la région d'étude. A noter que les régions en amont du GL actuel sont ancrées à plus de 800 m sous le niveau de la mer. b, Comme dans a sauf coloré par les vitesses moyennes de l'écoulement des glaces vers la mer en 2019 pour cette région à partir du produit de télédétection ITS_LIVE de 120 m pixel−166. Notez que les vitesses d'écoulement augmentent lorsque la glace traverse le GL et diminuent près du point d'ancrage.

a–d, les images d'une terrasse en amont du trou de forage le long de T1 montrent une paroi latérale raide et incurvée (a), un toit plat (b), une transition nette du mur à la base plate (c) et un gros plan des coquilles Saint-Jacques dans le mur montrent des différences entre les modes de fusion vers le haut le long du toit et la base avec une fusion latérale turbulente le long de la paroi latérale. Des vues vers le haut de la base (e) et de la paroi latérale (f) d'une autre terrasse en aval du forage montrent des caractéristiques similaires. De petites terrasses près du GL le long de T1 montrent l'initiation de pétoncles le long de caractéristiques plus petites dans la glace basale (g), dans lesquelles la fonte asymétrique de la glace est claire à partir de la forme et des flux de particules (h,i).

Une vidéo tournée vers l'avenir de l'approche d'Icefin vis-à-vis du GL du TEIS montre des preuves visuelles de la fonte et des interactions entre la glace et le lit. De la glace basale claire avec des galets et des pierres incrustés et des sédiments stratifiés est observée à travers la région (clips vidéo de la caméra avant supérieure Icefin sur les 200 derniers mètres vers le GL du TEIS). La fonte variable fait tomber des particules et des cailloux de la glace. La base de glace rugueuse et striée montre une topographie héritée du raclage du fond marin ainsi que l'initiation de petites terrasses sinueuses aux interfaces festonnées. A la fin de la vidéo, la colonne d'eau avait moins de 50 cm d'épaisseur et la glace est observée reposant sur le lit au loin devant le véhicule.

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Réimpressions et autorisations

Schmidt, BE, Washam, P., Davis, PED et al. Fonte hétérogène près de la ligne d'échouement du glacier Thwaites. Nature 614, 471–478 (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-022-05691-0

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Reçu : 27 avril 2022

Accepté : 22 décembre 2022

Publié: 15 février 2023

Date d'émission : 16 février 2023

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

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Nature (2023)

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