Kryosféra - Cryosphere

Přehled kryosféry a jejích větších součástí z globálního výhledu programu OSN pro životní prostředí pro led a sníh

Kryosféru (z řeckého κρύος Kryos , „chladný“, „námraza“ nebo „led“ a σφαῖρα sphaira , „zeměkoule, koule“) je všezahrnující termín pro ty části Země povrchu je místo, kde voda je v pevné formě , včetně mořského ledu , jezerního ledu, říčního ledu , sněhové pokrývky, ledovců , ledových čepic , ledových příkrovů a zmrzlé půdy (včetně permafrostu ). Existuje tedy široké překrytí s hydrosférou . Kryosféra je nedílnou součástí globálního klimatického systému s důležitými vazbami a zpětnými vazbami generovanými jeho vlivem na toky povrchové energie a vlhkosti, mraky , srážky , hydrologii , atmosférický a oceánský oběh. Díky těmto procesům zpětné vazby hraje kryosféra významnou roli v globálním klimatu a v reakci klimatického modelu na globální změny. Termín deglaciace popisuje ústup kryosférických znaků. Kryologie je studium kryosfér.

Struktura

Rozsah regionů ovlivněných komponentami kryosféry po celém světě z Páté hodnotící zprávy IPCC
Z The Cryosphere (průzkum 2021): Země ztratila v letech 1994 až 2017 28 bilionů tun ledu, přičemž tající uzemněný led (ledové pláty a ledovce) zvýšil globální hladinu moře o 34,6 ± 3,1 mm. Míra ztráty ledu se od 90. let 20. století zvýšila o 57% - z 0,8 na 1,2 bilionu tun ročně.

Zmrazená voda se na zemském povrchu nachází především jako sněhová pokrývka, sladkovodní led v jezerech a řekách , mořský led , ledovce , ledové pláty a zmrzlá půda a permafrost (trvale zmrzlá půda). Doba pobytu vody v každém z těchto kryosférických subsystémů se velmi liší. Sněhová pokrývka a sladkovodní led jsou v zásadě sezónní a většina mořského ledu, kromě ledu v centrální Arktidě , vydrží jen několik let, pokud není sezónní. Daná vodní částice v ledovcích , ledových příkrovech nebo podzemním ledu však může zůstat zmrzlá po dobu 10–100 000 let nebo déle a hluboký led v částech východní Antarktidy může mít věk blížící se 1 milionu let.

Většina světového objemu ledu je v Antarktidě , především ve východoantarktickém ledovém plášti . Z hlediska plošného rozsahu však největší plochu tvoří zimní polokoule a zimní sníh a led na severní polokouli , což v průměru činí v lednu 23% polokoule. Velký plošný rozsah a důležité klimatické role sněhu a ledu související s jejich jedinečnými fyzikálními vlastnostmi naznačují, že schopnost pozorovat a modelovat rozsah, tloušťku a fyzikální vlastnosti sněhu a ledové pokrývky (radiační a tepelné vlastnosti) je zvláště důležitá význam pro výzkum klimatu .

Existuje několik základních fyzikálních vlastností sněhu a ledu, které modulují výměnu energie mezi povrchem a atmosférou . Nejdůležitějšími vlastnostmi jsou povrchová odrazivost ( albedo ), schopnost přenášet teplo (tepelná difuzivita) a schopnost měnit stav ( latentní teplo ). Tyto fyzikální vlastnosti spolu s drsností povrchu, emisivitou a dielektrickými charakteristikami mají důležité důsledky pro pozorování sněhu a ledu z vesmíru. Například drsnost povrchu je často dominantním faktorem určujícím sílu zpětného rozptylu radaru . Fyzikální vlastnosti, jako je krystalová struktura, hustota, délka a obsah kapalné vody, jsou důležitými faktory ovlivňujícími přenos tepla a vody a rozptyl mikrovlnné energie .

Pro povrchovou energetickou bilanci (SEB) je důležitá povrchová odrazivost přicházejícího slunečního záření . Je to poměr odraženého a dopadajícího slunečního záření, běžně označovaného jako albedo . Klimatologové se zajímají především o albedo integrované v krátkovlnné části elektromagnetického spektra (~ 300 až 3500 nm), které se shoduje s hlavním vstupem sluneční energie. Typicky, albedo hodnoty než tavení zasněženém povrchu jsou vysoké (~ 80 - 90%), s výjimkou v případě lesů. Vyšší albeda pro sníh a led způsobují rychlé posuny povrchové odrazivosti na podzim a na jaře ve vysokých zeměpisných šířkách, ale celkový klimatický význam tohoto nárůstu je prostorově a časově modulován oblačností . (Planetární albedo je určeno především oblačností a malým množstvím celkového slunečního záření přijímaného ve vysokých zeměpisných šířkách v zimních měsících.) Léto a podzim jsou časy průměrné oblačnosti nad Severním ledovým oceánem, takže zpětná vazba na albedo spojená s velkým sezónní změny v rozsahu mořského ledu jsou výrazně omezeny. Groisman a kol. zjistil, že sněhová pokrývka vykazovala největší vliv na radiační rovnováhu Země v jarním období (duben až květen), kdy bylo příchozí sluneční záření největší na zasněžené oblasti.

Tyto tepelné vlastnosti kryosférických prvky mají také významné klimatické důsledky. Sníh a led mají mnohem nižší tepelné difuzivity než vzduch . Tepelná difuzivita je měřítkem rychlosti, kterou mohou teplotní vlny proniknout do látky. Sníh a led jsou o mnoho řádů méně účinné při šíření tepla než vzduch . Sněhová pokrývka izoluje povrch země a mořský led izoluje podzemní oceán a odděluje rozhraní povrchové atmosféry od tepelných a vlhkostních toků. Tok vlhkosti z vodní hladiny je eliminován dokonce i tenkou vrstvou ledu, zatímco tok tepla tenkým ledem je i nadále značný, dokud nedosáhne tloušťky přesahující 30 až 40 cm. I malé množství sněhu na povrchu ledu však dramaticky sníží tepelný tok a zpomalí růst ledu. Izolační účinek sněhu má také zásadní důsledky pro hydrologický cyklus . V nepermafrostových oblastech je izolační účinek sněhu takový, že zamrzá pouze povrch blízko povrchu a odvod hluboké vody je nepřerušovaný.

Zatímco sníh a led akt izolovat povrch z velké energetické ztráty v zimním období, ale také působí tak, že zpomalení oteplování v jarním a letním období a to z velkého množství energie potřebné pro roztavení led (na latentní teplo tání, 3,34 x 10 5 J /kg při 0 ° C). Silná statická stabilita atmosféry v oblastech rozsáhlého sněhu nebo ledu však má tendenci omezovat okamžitý chladicí účinek na relativně mělkou vrstvu, takže související atmosférické anomálie jsou obvykle krátkodobé a mají lokální až regionální rozsah. V některých oblastech světa, jako je Eurasie , je však známo, že chlazení spojené s těžkou sněhovou pokrývkou a vlhkými jarními půdami hraje roli v modulaci letního monzunového oběhu. Gutzler a Preston (1997) nedávno předložili důkazy pro podobnou zpětnou vazbu cirkulace sněhu a léta na jihozápadě USA .

Role sněhové pokrývky při modulaci monzunu je jen jedním příkladem krátkodobé zpětné vazby kryosféry a klimatu zahrnující zemský povrch a atmosféru . Z obrázku 1 je vidět, že v globálním klimatickém systému existuje mnoho zpětných vazeb na kryosféru a klima . Ty operují v celé řadě prostorových a časových měřítek od lokálního sezónního ochlazování teplot vzduchu až po variace polokoule v ledových příkrovech v časových měřítcích tisíců let. Mechanismy zpětné vazby jsou často složité a neúplně pochopené. Například Curry a kol. (1995) ukázali, že takzvaná „jednoduchá“ zpětná vazba na mořský led-albedo zahrnovala komplexní interakce s frakcí olova, tajícími rybníky, tloušťkou ledu, sněhovou pokrývkou a rozsahem mořského ledu.

Sníh

Sněhová pokrývka má druhý největší plošný rozsah ze všech složek kryosféry, s průměrným maximálním plošným rozsahem přibližně 47 milionů km 2 . Většina zasněžené oblasti Země (SCA) se nachází na severní polokouli a časové proměnlivosti dominuje sezónní cyklus; Rozsah sněhové pokrývky na severní polokouli se pohybuje od 46,5 milionu km 2 v lednu do 3,8 milionu km 2 v srpnu. Severoamerická zimní SCA vykazovala po většinu tohoto století rostoucí trend, převážně v reakci na nárůst srážek. Dostupné satelitní údaje však ukazují, že polokulovitá zimní sněhová pokrývka vykazovala v období 1972–1996 malou meziroční variabilitu s variačním koeficientem (COV = sd/průměr) lednové sněhové pokrývky severní polokoule <0,04. Podle Groismana a kol. Jarní sněhová pokrývka severní polokoule by měla vykazovat klesající trend, aby vysvětlila pozorovaný nárůst teplot jarního vzduchu na severní polokouli v tomto století. Předběžné odhady SCA z historických a rekonstruovaných údajů o sněhové pokrývce na místě naznačují, že tomu tak je v Eurasii , ale ne v Severní Americe , kde se jarní sněhová pokrývka po většinu tohoto století drží blízko současných úrovní. Vzhledem k úzkému vztahu pozorovanému mezi teplotou polokoule a rozsahem sněhové pokrývky v období satelitních dat (IPCC 1996) existuje značný zájem o monitorování rozsahu sněhové pokrývky na severní polokouli pro detekci a monitorování změny klimatu .

Sněhová pokrývka je nesmírně důležitou skladovací složkou vodní bilance, zejména sezónní sněhové pokrývky v horských oblastech světa. Přestože jsou sezónní sněhové pokrývky v horských pásmech Země omezené, představují hlavní zdroj odtoku toku potoků a doplňování podzemní vody v širokých oblastech středních poloh. Například více než 85% ročního odtoku z povodí řeky Colorado pochází z tání sněhu. Odtok taveniny sněhu ze zemských hor vyplňuje řeky a dobíjí zvodně, na nichž je více než miliarda lidí závislá na svých vodních zdrojích. Kromě toho je více než 40% chráněných oblastí světa v horách, což potvrzuje jejich hodnotu jako jedinečných ekosystémů, které potřebují ochranu, a jako rekreačních oblastí pro člověka. Očekává se, že oteplování klimatu povede k zásadním změnám v rozdělování sněhu a srážek a načasování tání sněhu, což bude mít důležité důsledky pro využívání vody a hospodaření s ní. Tyto změny také zahrnují potenciálně důležité dekadické a delší časové ohlasy ke klimatickému systému prostřednictvím časových a prostorových změn půdní vlhkosti a odtoku do oceánů . (Walsh 1995). Sladkovodní toky ze sněhové pokrývky do mořského prostředí mohou být důležité, protože celkový tok je pravděpodobně stejné velikosti jako odsolované hřebenové a suťové oblasti mořského ledu. Kromě toho, že je zapojena puls vysrážených znečišťujících látek, které se hromadí v průběhu zimy polárního ve sněhu a jsou uvolňovány do oceánu při ablaci z mořského ledu .

Mořský led

Mořský led pokrývá velkou část polárních oceánů a vzniká zmrazením mořské vody. Satelitní data od začátku 70. let ukazují značnou sezónní, regionální a meziroční variabilitu mořských ledových pokryvů obou polokoulí. Sezónně se rozsah mořského ledu na jižní polokouli mění faktorem 5, z minima 3–4 milionů km 2 v únoru na maximálně 17–20 milionů km 2 v září. Sezónní výkyvy jsou mnohem menší na severní polokouli, kde omezená příroda a vysoké zeměpisné šířky Severního ledového oceánu vedou k mnohem větší trvalé ledové pokrývce a okolní země omezuje ekvatorní rozsah zimního ledu. Sezónní variabilita rozsahu ledu na severní polokouli se tedy liší pouze faktorem 2, z minima 7–9 milionů km 2 v září na maximálně 14–16 milionů km 2 v březnu.

Ledová pokrývka vykazuje mnohem větší regionální meziroční variabilitu než polokoule. Například v oblasti Ochotského moře a Japonska se maximální rozsah ledu snížil z 1,3 milionu km 2 v roce 1983 na 0,85 milionu km 2 v roce 1984, což je pokles o 35%, než se v následujícím roce odrazil na 1,2 milionu km 2 . Regionální výkyvy v obou hemisférách jsou takové, že po několik let satelitního záznamu některé oblasti vykazují klesající pokrytí ledem, zatímco jiné vykazují rostoucí ledovou pokrývku. Celkový trend uvedený v pasivním mikrovlnném záznamu od roku 1978 do poloviny roku 1995 ukazuje, že rozsah arktického mořského ledu klesá o 2,7% za desetiletí. Následná práce se satelitními pasivními mikrovlnnými daty naznačuje, že od konce října 1978 do konce roku 1996 se rozsah arktického mořského ledu snižoval o 2,9% za desetiletí, zatímco rozsah antarktického mořského ledu se zvyšoval o 1,3% za desetiletí. Publikace Mezivládní komise pro změnu klimatu Změna klimatu 2013: Základy fyzikálních věd uvedla, že rozsah mořského ledu na severní polokouli vykazoval od listopadu 1978 do prosince 2012 pokles o 3,8% ± 0,3% za desetiletí.

Jezerní led a říční led

Led vzniká na řekách a jezerech v reakci na sezónní ochlazení. Velikosti zapojených ledových těles jsou příliš malé na to, aby mohly vyvíjet cokoli jiného než lokalizované klimatické efekty. Procesy zmrazení/rozbití však reagují na rozsáhlé a místní faktory počasí, takže v datech vzniku a zániku ledu existuje značná meziroční variabilita. Dlouhé série pozorování ledových jezer mohou sloužit jako zástupný záznam klimatu a monitorování trendů zamrzání a rozpadu může poskytnout pohodlný integrovaný a sezónně specifický index klimatických poruch. Informace o podmínkách říčního ledu jsou méně užitečné jako klimatické proxy, protože tvorba ledu je silně závislá na režimu toku řeky, který je ovlivňován srážkami, táním sněhu a odtokem povodí, jakož i vlivem člověka, který přímo mění tok kanálu , nebo který nepřímo ovlivňuje odtok prostřednictvím postupů využívání půdy.

Zmrazení jezera závisí na akumulaci tepla v jezeře, a tedy na jeho hloubce, rychlosti a teplotě jakéhokoli přítoku a energetických tocích vody a vzduchu. Informace o hloubce jezera jsou často nedostupné, i když určité údaje o hloubce mělkých jezer v Arktidě lze získat z leteckých radarových snímků během pozdní zimy (Sellman et al. 1975) a vesmírných optických snímků v létě (Duguay a Lafleur 1997). Načasování rozpadu je upraveno hloubkou sněhu na ledu, stejně jako tloušťkou ledu a přílivem sladké vody.

Zmrzlá půda a permafrost

Zmrzlá půda (permafrost a sezónně zmrzlá půda) zaujímá přibližně 54 milionů km 2 exponovaných pevninských oblastí severní polokoule (Zhang et al., 2003), a proto má největší plošný rozsah ze všech složek kryosféry. Permafrost (trvale zmrzlá půda) se může objevit tam, kde jsou průměrné roční teploty vzduchu (MAAT) nižší než −1 nebo −2 ° C a je obecně kontinuální, pokud jsou MAAT nižší než −7 ° C. Jeho rozsah a tloušťka jsou navíc ovlivněny obsahem zemní vlhkosti, vegetačním krytem, ​​hloubkou sněhu v zimě a aspektem. Globální rozsah permafrostu stále není zcela znám, ale je základem přibližně 20% pozemních oblastí severní polokoule . Tloušťky přesahují 600 m podél arktického pobřeží severovýchodní Sibiře a Aljašky, ale směrem k okrajům se permafrost ztenčuje a je horizontálně nesouvislý. Okrajové zóny budou bezprostředněji podléhat jakémukoli tání způsobenému trendem oteplování. Většina v současnosti existujících permafrostů se vytvořila během předchozích chladnějších podmínek, a je proto reliktní. Permafrost se však může tvořit v dnešním polárním podnebí, kde ledovce ustupují nebo vznik půdy odhaluje nezmrzlou půdu. Washburn (1973) dospěl k závěru, že většina kontinuálního permafrostu je v rovnováze se současným podnebím na jeho horním povrchu, ale změny na základně závisí na současném klimatu a toku geotermálního tepla; naproti tomu většina diskontinuálních permafrostů je pravděpodobně nestabilní nebo „v tak delikátní rovnováze, že sebemenší klimatické nebo povrchové změny budou mít drastické nerovnovážné efekty“.

V podmínkách oteplování má rostoucí hloubka letní aktivní vrstvy významný dopad na hydrologický a geomorfní režim. Rozmrazování a ústup permafrostu byly hlášeny v horním údolí Mackenzie a podél jižního okraje jeho výskytu v Manitobě , ale taková pozorování nejsou snadno kvantifikovatelná a generalizovatelná. Na základě průměrných šířkových gradientů teploty vzduchu lze za oteplení o 1 ° C očekávat za rovnovážných podmínek průměrné posunutí jižní hranice permafrostu na sever o 50 až 150 km.

Pouze zlomek permafrostové zóny tvoří skutečný přízemní led. Zbytek (suchý permafrost) je jednoduše půda nebo skála při teplotách pod bodem mrazu. Objem ledu je obecně největší v nejvyšších vrstvách permafrostu a obsahuje hlavně póry a oddělený led v zemském materiálu. Měření teplot vrtů v permafrostu lze použít jako indikátory čistých změn teplotního režimu. Zlaté a Lachenbruch (1973) odvodit 2-4 ° C zahřívá přes 75 až 100 let, v Cape Thompson , Aljašce , kde se horní 25% 400 m tlustou trvale zmrzlé půdy je nestabilní vzhledem k rovnovážné profilu teploty s hloubkou ( pro současnou průměrnou roční povrchovou teplotu -5 ° C). Námořní vlivy však mohly tento odhad zkreslit. V Prudhoe Bay podobná data naznačují oteplení o 1,8 ° C za posledních 100 let (Lachenbruch et al. 1982). Další komplikace mohou přinést změny hloubky sněhové pokrývky a přirozené nebo umělé narušení povrchové vegetace.

Osterkamp (1984) stanovil potenciální míry rozmrazování permafrostu na dvě století nebo méně pro 25 metrů silný permafrost v nesouvislé zóně vnitřní Aljašky , za předpokladu oteplení z −0,4 na 0 ° C za 3-4 roky, následuje další nárůst o 2,6 ° C. Ačkoli reakce permafrostu (hloubky) na změnu teploty je typicky velmi pomalý proces (Osterkamp 1984; Koster 1993), existuje dostatek důkazů pro skutečnost, že aktivní tloušťka vrstvy rychle reaguje na změnu teploty (Kane et al. 1991) . Zda v případě scénáře oteplování nebo ochlazování bude mít globální změna klimatu významný vliv na trvání období bez mrazu v obou regionech se sezónně a trvale zmrzlou půdou.

Ledovce a ledové pláty

Reprezentace ledovců na topografické mapě

Ledové pláty a ledovce jsou proudící masy ledu, které spočívají na pevné zemi. Jsou řízeny akumulací sněhu, povrchovou a bazální tání, otelením do okolních oceánů nebo jezer a vnitřní dynamikou. Ten je výsledkem tečení tekoucího gravitací („ ledovcový tok “) uvnitř ledového tělesa a klouzání po podložní zemi, což vede k řídnutí a horizontálnímu šíření. Jakákoli nerovnováha této dynamické rovnováhy mezi hmotnostním ziskem, ztrátou a transportem v důsledku toku vede buď k růstu nebo zmenšování ledových těles.

Ledové příkrovy jsou největším potenciálním zdrojem celosvětové sladké vody a drží přibližně 77% celosvětového součtu. To odpovídá 80 m světového ekvivalentu hladiny moře, přičemž 90% z toho tvoří Antarktida . Grónsko tvoří většinu ze zbývajících 10%, přičemž ostatní ledové útvary a ledovce tvoří méně než 0,5%. Vzhledem k jejich velikosti ve vztahu k ročním rychlostem akumulace sněhu a tání se doba pobytu vody v ledových plážích může prodloužit na 100 000 nebo 1 milion let. V důsledku toho jakékoli klimatické poruchy způsobují pomalé reakce, k nimž dochází v ledových a meziledových obdobích. Údolní ledovce rychle reagují na klimatické výkyvy s typickou dobou odezvy 10–50 let. Reakce jednotlivých ledovců však může být asynchronní na stejné klimatické síly kvůli rozdílům v délce ledovce, nadmořské výšce, sklonu a rychlosti pohybu. Oerlemans (1994) poskytl důkazy o souvislém globálním ústupu ledovců, což lze vysvětlit trendem lineárního oteplování o 0,66 ° C za 100 let.

I když variace ledovců pravděpodobně budou mít minimální vliv na globální klima , jejich recese mohla přispět k jedné třetině až polovině pozorovaného vzestupu hladiny moře ve 20. století (Meier 1984; IPCC 1996). Kromě toho je velmi pravděpodobné, že tak rozsáhlá ledovcová recese, jaká je v současné době pozorována v Západních Kordillérech v Severní Americe, kde se pro zavlažování a vodní energii využívá odtok z ledovcových pánví , zahrnuje významné hydrologické a ekosystémové dopady. Efektivní plánování vodních zdrojů a zmírňování dopadů v takových oblastech závisí na vývoji sofistikovaných znalostí o stavu ledovcového ledu a mechanismů, které způsobují jeho změnu. Kromě toho je pro interpretaci signálů globální změny, které jsou obsaženy v časové řadě záznamů o hmotnostní bilanci ledovce, klíčové jasné porozumění fungujícím mechanismům .

Kombinované odhady hmotnosti ledovce u velkých ledových příkrovů nesou nejistotu asi 20%. Studie založené na odhadovaném sněžení a masové produkci obvykle naznačují, že ledová pokrývka je téměř v rovnováze nebo odčerpává vodu z oceánů. Mořské studie naznačují, že hladina moří stoupá z Antarktidy nebo z rychlého bazálního tání na šelfu. Někteří autoři (Paterson 1993; Alley 1997) navrhli, že rozdíl mezi pozorovanou rychlostí vzestupu hladiny moře (zhruba 2 mm/rok) a vysvětlenou rychlostí vzestupu hladiny moře v důsledku tání horských ledovců, tepelné roztažnosti oceánu atd. (zhruba 1 mm/rok nebo méně) je podobná modelované nerovnováze v Antarktidě (zhruba 1 mm/rok vzestupu mořské hladiny; Huybrechts 1990), což naznačuje přínos vzestupu mořské hladiny z Antarktidy.

Vztahy mezi globálním klimatem a změnami rozsahu ledu jsou složité. Hmotnostní bilance suchozemských ledovců a ledových příkrovů je dána akumulací sněhu, většinou v zimě, a ablací v teplém období, zejména v důsledku čistého záření a turbulentních tepelných toků k tání ledu a sněhu z teplovzdušné advekce, (Munro 1990). Většina Antarktidy však nikdy nezažila povrchové tání. Tam, kde ledové masy končí v oceánu , ledové otelení je hlavním přispěvatelem ke ztrátě hmotnosti. V této situaci se okraj ledu může rozšířit do hluboké vody jako plovoucí ledová polička , jako je tomu v Rossově moři . I přes možnost, že globální oteplování by mohlo vést ke ztrátám na grónského ledového příkrovu je kompenzován zisky do antarktického ledového příkrovu , existuje velké obavy ohledně možností West antarktický ledový štít kolapsu. Západní antarktická ledová pokrývka je umístěna na podloží pod hladinou moře a její kolaps má potenciál zvednout světovou hladinu moře o 6–7 m na několik set let.

Většina z vypouštění West antarktický ledový štít se provádí pomocí pěti hlavních ledových proudů (rychleji tekoucí led) zadáním Ross Ice Shelf , na Rutford Ice Stream vstupující Filchnera-Ronneové šelfový ledovec na Weddell moře , a Thwaites Glacier a Pine Island Ledovec vstupující do ledové poličky Amundsen . Názory na současnou hmotnostní bilanci těchto systémů se liší (Bentley 1983, 1985), a to především z důvodu omezených údajů. Západní antarktická ledová pokrývka je stabilní, pokud jsou ledová polička Ross a Filchner-Ronne Ice Shelf omezována tažením podél jejich bočních hranic a připínána místním uzemněním stoupání ledu .

Doba ledová

V době ledové kryosféra značně zvětšila svou velikost, aby pokryla značnou část zemí severní Eurasie a Ameriky , snížila hladinu moře o více než sto metrů a vytvořila velké ledové šelfy, které spojovaly celý sever planety. Také díky tomuto (a kontinentálnímu driftu ) se první hominidi, kteří vznikli v Africe , dokázali dostat do všech částí světa, které by se pak oddělily návratem do normálních moří a oceánů.

Věda

„Kryosférické vědy“ jsou zastřešujícím termínem pro studium kryosféry (ne nepodobné atmosférickým vědám zahrnujícím meteorologii , klimatologii a aeronomii ). Jako interdisciplinární věda o Zemi k tomu přispívá mnoho oborů, zejména geologie , hydrologie a meteorologie a klimatologie ; v tomto smyslu je srovnatelná s glaciologií .

Viz také

Reference

Další čtení

  • Brown, RD a P. Cote, 1992: Meziroční variabilita tloušťky rychlého ledu na pevnině v kanadské vysoké Arktidě, 1950–89. Arktida, 45, 273–284.
  • Chahine, MT, 1992: Hydrologický cyklus a jeho vliv na klima. Příroda, 359, 373–380.
  • Flato, GM a RD Brown, 1996: Variabilita a klimatická citlivost pevninského arktického mořského ledu. J. Geophys. Res., 101 (C10), 25,767–25,777.
  • Groisman, P. Ya, TR Karl a RW Knight, 1994b: Změny sněhové pokrývky, teploty a radiační tepelné bilance na severní polokouli. J. Climate, 7, 1633–1656.
  • Hughes, MG, A. Frei a DA Robinson, 1996: Historická analýza rozsahu severoamerické sněhové pokrývky: sloučení pozorování sněhové pokrývky odvozené ze satelitu a stanice. Proč. 53. konference Eastern Snow, Williamsburg, Virginie, 21. – 31.
  • Huybrechts, P., 1990: Antarktický ledový příkrov během posledního glaciálního meziledového cyklu: trojrozměrný experiment. Annals of Glaciology, 14, 115–119.
  • IPCC, 1996: Climate Change 1995: The Science of Climate Change. Houghton, JT, LG Meira Filho, BA Callander, N. Harris, A. Kattenberg a K. Maskell (eds.), Příspěvek WGI k druhé hodnotící zprávě Mezivládního panelu pro změnu klimatu. Cambridge University Press, Cambridge, Velká Británie, 572 stran.
  • Ledley, TS, 1991: Sníh na mořském ledu: konkurenční efekty při formování klimatu. J. Geophys. Res., 96, 17,195–17,208.
  • Ledley, TS, 1993: Variace ve sněhu na mořském ledu: mechanismus produkce klimatických změn. J. Geophys. Res., 98 (D6), 10 401–10 410.
  • Lynch-Stieglitz, M., 1994: Vývoj a validace jednoduchého sněhového modelu pro GISS GCM. J. Climate, 7, 1842–1855.
  • Martin, S., K. Steffen, J. Comiso, D. Cavalieri, MR Drinkwater a B. Holt, 1992: Mikrovlnné dálkové snímání polyny. In: Carsey, FD (ed.), Microwave remote sensing of sea ice, Washington, DC, American Geophysical Union, 1992, 303–311.
  • Meier, MF, 1984: Příspěvek malých ledovců ke globálnímu vzestupu hladiny moře. Science, 226, 1418–1421.
  • Parkinson, CL, JC Comiso, HJ Zwally, DJ Cavalieri, P. Gloersen a WJ Campbell, 1987: Arctic Sea Ice, 1973–1976: Satellite Passive-Microwave Observations, NASA SP-489, National Aeronautics and Space Administration, Washington, DC, 296 stran
  • Paterson, WSB , 1993: Světová hladina moře a současná hmotnostní bilance antarktického ledového příkrovu. In: WR Peltier (ed.), Ice in the Climate System, NATO ASI Series, I12, Springer-Verlag, Berlin, 131–140.
  • Robinson, DA, KF Dewey a RR Heim, 1993: Globální monitorování sněhové pokrývky: aktualizace. Býk. Amer. Meteorol. Soc., 74, 1689–1696.
  • Steffen, K. a A. Ohmura, 1985: Výměna tepla a povrchové podmínky v North Water, severní Baffin Bay. Annals of Glaciology, 6, 178–181.
  • Van den Broeke, MR, 1996: Atmosférická mezní vrstva nad ledovými příkrovy a ledovci. Utrecht, univerzity Utrecht, 178 s.
  • Van den Broeke, MR a R. Bintanja, 1995: Interakce katabatického větru a tvorba oblastí modrého ledu ve východní Antarktidě. J. Glaciology, 41, 395–407.
  • Welch, HE, 1992: Tok energie mořským ekosystémem oblasti Lancaster Sound, Arktická Kanada. Arktida, 45, 343.
  • Fedorov R. Kryogenní zdroje: led, sníh a permafrost v tradičních existenčních systémech v Rusku. // Zdroje 2019, 8 (1), 17, Kryogenní zdroje: led, sníh a permafrost v tradičních existenčních systémech v Rusku
  • Arsuaga, JL "Un descubrimiento tan grande que nadie se ha dado cuenta" «Breve historia de la tierra con nosotros dentro» (ve španělštině). Úvodník Planeta, SA, 2, 2019, strany 13–17.

externí odkazy