Криосфера - Cryosphere

Для научного журнала см. Криосфера.
Обзор криосферы и ее более крупных компонентов из Глобальный прогноз программы ООН по окружающей среде для льда и снега.

В криосфера (от Греческий κρύος Криос, «холодный», «морозный» или «ледяной» и σφαῖρα Sphaira, "глобус, мяч"[1]) является всеобъемлющим термином для тех частей Земля поверхность, где воды в твердый форма, в том числе морской лед, ледяное озеро, река лед, снег обложка, ледники, ледяные шапки, кусочки льда, и мерзлый грунт (в том числе вечная мерзлота ). Таким образом, существует широкое совпадение с гидросфера. Криосфера - неотъемлемая часть глобальный климат система с важными связями и отзывы образуются из-за его влияния на поверхностные потоки энергии и влаги, облака, атмосферные осадки, гидрология, атмосферная и океаническая циркуляция. Через эти Обратная связь процессов криосфера играет значительную роль в глобальный климат И в климатическая модель ответ на глобальные изменения. Период, термин дегляциация описывает отступление криосферных особенностей. Криология - это исследование криосфер.

Структура

Степень влияния компонентов криосферы в регионах мира от Пятый оценочный доклад МГЭИК

Замороженная вода находится на Земля Поверхность прежде всего как снег обложка, пресная вода лед в озера и реки, морской лед, ледники, кусочки льда, и мерзлую землю и вечная мерзлота (вечномерзлый грунт). Время пребывания воды в каждой из этих криосферных подсистем широко варьируется. Снежный покров и пресноводный лед в основном сезонные, и большая часть морского льда, за исключением льда в центральной части Арктический, длится всего несколько лет, если это не сезонно. Данная частица воды в ледники, кусочки льда, или грунтовый лед, однако, может оставаться мерзлым в течение 10–100 000 лет или дольше, а глубокий лед в некоторых частях Восточная Антарктида может иметь возраст, приближающийся к 1 миллиону лет.

Большая часть мирового льда находится в Антарктида, в основном в Восточно-антарктический ледяной щит. Однако с точки зрения площади Северное полушарие Зимние снежные и ледяные покровы составляют самую большую площадь, составляя в среднем 23% площади поверхности полушария в январе. Большая площадь и важная климатическая роль снег и лед, связанные с их уникальными физическими свойствами, указывают на то, что способность наблюдать и моделировать протяженность, толщину и толщину снежного и ледяного покрова. физические свойства (радиационные и тепловые свойства) имеет особое значение для климатические исследования.

Есть несколько фундаментальных физических свойств снега и льда, которые модулируют обмен энергией между поверхностью и поверхностью. атмосфера. Наиболее важными свойствами являются отражательная способность поверхности (альбедо ), способность передавать тепло (температуропроводность) и способность изменять состояние (скрытая теплота ). Эти физические свойства вместе с шероховатостью поверхности излучательная способность, и диэлектрик характеристики, имеют важное значение для наблюдения снег и лед из космоса. Например, шероховатость поверхности часто является доминирующим фактором, определяющим прочность радар обратное рассеяние .[2] Физические свойства, такие как кристалл структура, плотность, длина и содержание жидкой воды являются важными факторами, влияющими на передачу тепла и воды, а также на рассеивание микроволновая печь энергия.

Поверхностная отражательная способность входящих солнечная радиация важен для баланса поверхностной энергии (SEB). Это отношение отраженного солнечного излучения к падающему, обычно называемое альбедо. Климатологи в первую очередь заинтересованы в альбедо интегрированы в коротковолновый часть электромагнитный спектр (~ 300-3500 нм), что совпадает с основным вкладом солнечной энергии. Обычно альбедо значения для не талых покрытых снегом поверхностей высоки (~ 80–90%), за исключением лесов. Выше альбедо для снега и льда вызывают быстрые сдвиги поверхности отражательная способность осенью и весной в высоких широтах, но общее климатическое значение этого увеличения пространственно и временно модулируется облачность. (Планетарный альбедо определяется главным образом облачность, и небольшой суммой солнечная радиация получил в высоком широты в зимние месяцы.) Лето и осень - это периоды высокой средней облачности над Арктический океан так что альбедо Обратная связь связанные с большими сезонными изменениями в морской лед степень сильно уменьшена. Groisman и другие.[3] заметил, что снежный покров оказывает наибольшее влияние на Земля радиационный баланс в весенний (с апреля по май) период при поступлении солнечная радиация был наибольшим на заснеженных территориях.[3]

В тепловой свойства криосферных элементов также имеют важные климатические последствия. Снег и лед гораздо ниже тепловой диффузии, чем воздуха. Температуропроводность это мера скорости, с которой температурные волны могут проникать в вещество. Снег и лед много порядки величины менее эффективен при рассеивании тепла, чем воздуха. Снежный покров изолирует поверхность земли, а морской лед изолирует нижележащий океан, разъединяя границу раздела поверхность-атмосфера в отношении потоков тепла и влаги. Поток влаги с водной поверхности устраняется даже тонкой коркой льда, тогда как поток тепла через тонкий лед продолжает оставаться значительным, пока он не достигнет толщины более 30-40 см. Однако даже небольшое количество снега на поверхности льда резко снизит тепловой поток и замедлит скорость роста льда. Изолирующий эффект снега также имеет большое значение для гидрологический цикл. В регионах без вечной мерзлоты изолирующий эффект снега таков, что промерзает только приповерхностный грунт и не прерывается глубоководный дренаж.[4]

В то время как снег и лед действуют, чтобы изолировать поверхность от больших потерь энергии зимой, они также действуют, чтобы замедлить потепление весной и летом из-за большого количества энергии, необходимой для таяния льда ( скрытая теплота плавления, 3,34 х 105 Дж / кг при 0 ° C). Однако сильная статическая стабильность атмосфера над участками обширного снега или льда имеет тенденцию ограничивать немедленный охлаждающий эффект относительно неглубоким слоем, так что связанные с этим атмосферные аномалии обычно кратковременны и имеют локальный или региональный масштаб.[5] В некоторых регионах мира, таких как Евразия однако известно, что охлаждение, связанное с сильным снежным покровом и влажными весенними почвами, играет роль в модулировании летнего периода. сезон дождей тираж.[6] Gutzler и Preston (1997) недавно представили доказательства аналогичной циркуляции снег-лето. Обратная связь над юго-западом Соединенные Штаты.[7]

Роль снег прикрытие в модуляции муссонов - лишь один пример краткосрочного криосферно-климатического Обратная связь с участием поверхности земли и атмосфера. Из рисунка 1 видно, что существует множество обратных связей между криосферой и климатом. глобальный климат система. Они работают в широком диапазоне пространственных и временных масштабов от местного сезонного похолодания температуры воздуха до изменений температуры в масштабе полушария. кусочки льда в масштабе времени в тысячи лет. В Обратная связь задействованные механизмы часто сложны и не до конца понятны. Например, Карри и другие. (1995) показали, что так называемая «простая» обратная связь между морским льдом и альбедо включает сложные взаимодействия с фракцией свинца, талыми прудами, толщиной льда, снежным покровом и протяженностью морского льда.

Снег

Снег Покрытие занимает второе место по площади среди всех компонентов криосферы со средней максимальной площадью около 47 миллионов км2. Большая часть заснеженной территории Земли (ЗСА) расположена в Северное полушарие, и временный в изменчивости преобладает сезонный цикл; Северное полушарие Площадь снежного покрова составляет от 46,5 млн км.2 в январе до 3,8 млн км2 в августе.[8] североамериканский зимний SCA демонстрирует тенденцию к росту на протяжении большей части этого столетия[9][10] в основном в ответ на увеличение количества осадков.[11] Однако доступные спутниковое данные показывают, что зимний снежный покров в полушарии в период 1972–1996 гг. демонстрировал небольшую межгодовую изменчивость с коэффициентом вариации (COV = s.d. / mean) для января Северное полушарие снег крышка <0,04. По словам Гройсмана и другие.[3] Северное полушарие весенний снежный покров должен демонстрировать тенденцию к уменьшению, чтобы объяснить наблюдаемое увеличение Северное полушарие весна температура воздуха этот век. Предварительные оценки SCA из исторических и реконструированных на месте данные о снежном покрове предполагают, что это Евразия, но не для Северная Америка, где весенний снежный покров оставался близким к текущим уровням на протяжении большей части этого столетия.[12] Из-за тесной связи, наблюдаемой между температурой воздуха в полушарии и площадью снежного покрова за период спутниковое данных (IPCC 1996), существует значительный интерес к мониторингу Северное полушарие площадь снежного покрова для обнаружения и мониторинга изменение климата.

Снег крышка - чрезвычайно важный запасной компонент в водном балансе, особенно сезонном снежные покровы в горных районах мира. Хотя и ограниченные по размеру, сезонные снежные покровы в Земля Горные хребты составляют основной источник стока для ручьев и грунтовые воды перезарядка на обширных территориях средних широт. Например, более 85% годового стока с Река Колорадо бассейн берет начало как таяние снега. Таяние снега сток из гор Земли наполняет реки и подпитывает водоносные горизонты, от которых зависят водные ресурсы более миллиарда человек. Кроме того, более 40% охраняемых территорий мира находятся в горах, что свидетельствует об их уникальности. экосистемы нуждающиеся в защите и как зоны отдыха человека. Ожидается, что потепление климата приведет к серьезным изменениям в распределении снега и дождя, а также в сроках таяния снега, что будет иметь важные последствия для использования водных ресурсов и управления ими. Эти изменения также включают потенциально важные десятилетия и более длительные сроки. отзывы в климатическую систему через временные и пространственные изменения в влажность почвы и сток в океаны (Уолш, 1995). Потоки пресной воды из снежного покрова в морскую среду могут иметь важное значение, поскольку общий поток, вероятно, имеет ту же величину, что и опресненные гряды и обломки морского льда.[13] Кроме того, имеется связанный импульс осажденных загрязнителей, которые накапливаются за арктическую зиму в виде снегопада и выбрасываются в океан после абляция из морской лед .

Морской лед

Морской лед покрывает большую часть полярных океанов и образуется при замерзании морской воды. спутниковое данные с начала 1970-х годов показывают значительную сезонную, региональную и межгодовую изменчивость в морской лед крышки обоих полушарий. В зависимости от сезона протяженность морского льда в Южное полушарие изменяется в 5 раз, от минимум 3–4 млн км2 в феврале до максимум 17–20 млн км2 в сентябре.[14][15] Сезонные колебания намного меньше в Северном полушарии, где ограниченная природа и высокие широты Арктический океан приводят к гораздо большему многолетнему ледяному покрову, а окружающая земля ограничивает протяженность зимнего льда в экваториальном направлении. Таким образом, сезонная изменчивость Северное полушарие Протяженность льда колеблется всего в 2 раза, от минимум 7–9 млн км.2 в сентябре до максимум 14–16 млн км2 в марте.[15][16]

Ледяной покров демонстрирует гораздо большую межгодовую изменчивость в региональном масштабе, чем полусферический. Например, в районе Охотское море и Япония, максимальная протяженность льда уменьшилась с 1,3 млн км2 в 1983 г. до 0,85 млн км2 в 1984 г. - снижение на 35%, а в следующем году рост составил 1,2 млн км.2.[15] Региональные колебания в обоих полушариях таковы, что за любой многолетний период существования спутниковое запись в некоторых регионах наблюдается уменьшение ледяного покрова, в то время как в других наблюдается увеличение ледового покрова.[17] Общая тенденция, показанная в пассивных микроволновых записях с 1978 по середину 1995 года, показывает, что степень Арктический морской лед снижается на 2,7% за десятилетие.[18] Последующая работа со спутниковыми данными пассивного микроволнового излучения показывает, что с конца октября 1978 г. по конец 1996 г. Арктический морской лед уменьшалась на 2,9% за десятилетие, в то время как степень Антарктика морской лед увеличивается на 1,3% за десятилетие.[19] Публикация Межправительственной группы экспертов по изменению климата Изменение климата 2013: основы физических наук заявил, что протяженность морского льда для Северное полушарие показали снижение на 3,8% ± 0,3% за десятилетие с ноября 1978 г. по декабрь 2012 г.[20]

Лед озера и лед реки

Ледяной формы на реки и озера в ответ на сезонное похолодание. Размеры задействованных ледяных тел слишком малы, чтобы оказывать что-либо иное, кроме локальных климатических воздействий. Однако процессы ледостава / вскрытия льда реагируют на крупномасштабные и местные погодные факторы, так что существует значительная межгодовая изменчивость дат появления и исчезновения льда. Длинные серии наблюдений за озерным льдом могут служить косвенными данными о климате, а мониторинг тенденций ледостава и вскрытия льда может обеспечить удобный интегрированный и привязанный к сезону индекс климатических возмущений. Информация о ледовых условиях в реке менее полезна в качестве климатического косвенного показателя, поскольку образование льда в значительной степени зависит от режима речного стока, на который влияют осадки, таяние снега и водосборный сток, а также влияние человека, которое напрямую влияет на сток в русле. , или это косвенно влияет на сток через методы землепользования.

Озеро замерзание зависит от накопления тепла в озере и, следовательно, от его глубины, скорости и температуры любого приток, и потоки энергии вода-воздух. Информация о глубине озера часто недоступна, хотя есть некоторые указания на глубину мелководных озер в Арктический можно получить с воздуха радиолокационные изображения в конце зимы (Селлман и другие. 1975) и космические оптические изображения летом (Duguay and Lafleur 1997). Время вскрытия зависит от высоты снежного покрова на льду, а также от толщины льда и притока пресной воды.

Мерзлый грунт и вечная мерзлота

Мерзлый грунт (вечная мерзлота и сезонно мерзлый грунт) занимает около 54 млн км2.2 обнаженных участков суши в Северном полушарии (Zhang et al., 2003) и, следовательно, имеет наибольшую протяженность по площади из всех компонентов криосферы. Вечная мерзлота (многолетняя мерзлота) может возникать там, где среднегодовая температура воздуха (MAAT) меньше -1 или -2 ° C, и обычно является постоянной, если MAAT меньше -7 ° C. Кроме того, на его протяженность и толщину влияет влажность почвы, растительность покров, толщина зимнего снега и внешний вид. Глобальные масштабы вечной мерзлоты до сих пор полностью не известны, но она составляет примерно 20% Северное полушарие земельные участки. Мощность превышает 600 м вдоль арктического побережья северо-востока Сибири и Аляски, но ближе к окраинам вечная мерзлота становится более тонкой и прерывистой по горизонтали. Краевые зоны будут более подвержены таянию, вызванному тенденцией к потеплению. Большая часть существующей в настоящее время вечной мерзлоты образовалась во время предыдущих более холодных условий и, следовательно, является реликтовой. Однако вечная мерзлота может образовываться в современном полярном климате, когда ледники отступают или выход на сушу обнажает незамерзшую землю. Washburn (1973) пришел к выводу, что наиболее сплошная вечная мерзлота находится в равновесии с нынешним климатом на ее верхней поверхности, но изменения в основании зависят от нынешнего климата и геотермального теплового потока; напротив, наиболее прерывистая вечная мерзлота, вероятно, нестабильна или «находится в таком хрупком равновесии, что малейшее изменение климата или поверхности приведет к резкому нарушению равновесия».[21]

В условиях потепления нарастающая глубина лета активный слой оказывает значительное влияние на гидрологический и геоморфный режимы. Таяние и отступление вечная мерзлота сообщалось в верхних Mackenzie Valley и по южной окраине его залегания в Манитоба, но такие наблюдения не поддаются количественной оценке и обобщению. Исходя из средних широтных градиентов температуры воздуха, среднее смещение к северу южных вечная мерзлота Граница на 50–150 км, в условиях равновесия, можно было ожидать при потеплении на 1 ° C.

Только часть зоны вечной мерзлоты состоит из настоящих грунтовых льдов. Остальное (сухая вечная мерзлота) - это просто почва или скала при минусовых температурах. Объем льда обычно наибольший в самых верхних слоях вечной мерзлоты и в основном состоит из пор и сегрегированного льда в Земля материал. Измерения скважинных температур в вечной мерзлоте могут использоваться как индикаторы чистых изменений температурного режима. Голд и Лахенбрух (1973) делают вывод о потеплении на 2–4 ° C за 75–100 лет при Мыс Томпсон, Аляска, где верхние 25% толщины 400 м вечная мерзлота неустойчиво по отношению к равновесному профилю температуры с глубиной (для нынешней средней годовой приземной температуры –5 ° C). Морской Однако влияние могло повлиять на эту оценку. В Prudhoe Bay аналогичные данные предполагают потепление на 1,8 ° C за последние 100 лет (Lachenbruch и другие. 1982). Дальнейшие осложнения могут быть вызваны изменениями глубины снежного покрова и естественным или искусственным нарушением поверхностной растительности.

Потенциальная скорость таяния вечной мерзлоты, установленная Osterkamp (1984), составляет два столетия или меньше для вечной мерзлоты толщиной 25 метров в прерывистой зоне внутренних пространств. Аляска, предполагая потепление с –0,4 до 0 ° C через 3–4 года с последующим повышением на 2,6 ° C. Хотя реакция вечной мерзлоты (глубины) на изменение температуры, как правило, является очень медленным (Osterkamp 1984; Koster 1993), есть достаточно доказательств того, что активный слой толщина быстро реагирует на изменение температуры (Кейн и другие. 1991). Вне зависимости от того, окажет ли глобальное изменение климата существенное влияние на продолжительность безморозных периодов в обоих регионах с сезонным и многолетним мерзлым грунтом, в случае сценария потепления или похолодания, глобальное изменение климата.

Ледники и ледяные щиты

Кусочки льда и ледники текут ледяные массы, покоящиеся на твердой земле. Они контролируются накоплением снега, таянием поверхности и базальных слоев, отколом в окружающие океаны или озера и внутренней динамикой. Последнее является результатом ползучести под действием силы тяжести ("ледниковый поток ") внутри ледяного тела и скольжение по подстилающей поверхности, что приводит к истончению и горизонтальному растеканию.[22] Любой дисбаланс этого динамического равновесия между набором, потерей и переносом массы из-за потока приводит либо к росту, либо к сокращению ледяных тел.

Ледяные щиты являются крупнейшим потенциальным источником пресной воды в мире, на долю которого приходится примерно 77% общемирового объема. Это соответствует 80 м мирового эквивалента уровня моря, с Антарктида приходится 90% этого. Гренландия составляет большую часть оставшихся 10%, а на другие ледяные тела и ледники приходится менее 0,5%. Из-за их размера по отношению к годовым темпам накопления и таяния снега время пребывания воды в ледяных покровах может достигать 100 000 или 1 миллиона лет. Следовательно, любые климатические возмущения вызывают медленную реакцию, происходящую в ледниковые и межледниковые периоды. Ледники долин быстро реагируют на климатические колебания, время реакции обычно составляет 10–50 лет.[23] Однако реакция отдельных ледников может быть асинхронной с одним и тем же климатическим воздействием из-за различий в длине, высоте, уклоне и скорости движения ледников. Эрлеманс (1994) представил доказательства последовательной глобальной отступление ледника что можно объяснить линейным трендом потепления на 0,66 ° C за 100 лет.[23]

В то время как колебания ледников, вероятно, будут иметь минимальное влияние на глобальный климат их рецессия, возможно, способствовала от одной трети до половины наблюдаемого в XX веке повышения уровня моря (Meier 1984; IPCC 1996). Более того, весьма вероятно, что такое обширное отступление ледников, которое в настоящее время наблюдается в Западных Кордильерах Северной Америки,[24] где сток из ледниковых бассейнов используется для орошение и гидроэнергетика, включает в себя значительные гидрологические и экосистема ударов. Эффективное планирование водных ресурсов и смягчение последствий в таких районах зависит от развития сложных знаний о состоянии ледникового льда и механизмах, которые вызывают его изменение. Более того, четкое понимание действующих механизмов имеет решающее значение для интерпретации сигналов глобальных изменений, содержащихся во временных рядах баланс массы ледника записи.

Комбинированный баланс массы ледника оценки больших ледяных щитов несут погрешность около 20%. Исследования, основанные на оценках снегопадов и массового производства, как правило, указывают на то, что ледяные щиты почти сбалансированы или забирают немного воды из океанов.[25] Морские исследования [26] предложить повышение уровня моря от антарктического или быстрого базального таяния шельфового ледника. Некоторые авторы (Paterson 1993; Alley 1997) предположили, что разница между наблюдаемой скоростью подъема уровня моря (примерно 2 мм / год) и объясненной скоростью подъема уровня моря в результате таяния горных ледников, теплового расширения океана и т. д. (примерно 1 мм / год или меньше) аналогична смоделированному дисбалансу в Антарктика (примерно на 1 мм / год повышения уровня моря; Huybrechts 1990), что предполагает вклад Антарктики в повышение уровня моря.

Связь между глобальным климатом и изменениями площади льда сложна. Баланс массы наземных ледников и ледяных щитов определяется накоплением снега, в основном зимой, и в теплое время года. абляция в первую очередь из-за чистой радиации и турбулентных тепловых потоков к таянию льда и снега в результате адвекции теплого воздуха,[27][28](Манро, 1990). Однако большинство Антарктида никогда не испытывает поверхностного плавления.[29] Где ледяные массы заканчиваются в океан, айсберг отел является основным фактором потери массы. В этой ситуации ледяная кромка может уходить в глубокую воду как плавающий шельфовый ледник, например, в Море Росса. Несмотря на возможность того, что глобальное потепление может привести к убыткам Ледяной покров Гренландии компенсируется выгодами Антарктический ледяной покров,[30] есть серьезные опасения по поводу возможности Западно-антарктический ледяной щит коллапс. Западно-Антарктический ледяной щит опирается на скальную породу ниже уровня моря, и его обрушение может поднять уровень мирового океана на 6–7 м в течение нескольких сотен лет.

Большая часть разряда Западно-антарктический ледяной щит проходит через пять основных ледяных потоков (более быстрый лед), входящих в Шельфовый ледник Росс, то Ледяной ручей Рутфорд входящий Полка Ronne-Filchner из Море Уэдделла, ледник Туэйтс и Ледник Пайн Айленд вход в Шельфовый ледник Амундсена. Мнения расходятся относительно текущего баланса масс этих систем (Bentley 1983, 1985), главным образом из-за ограниченности данных. Ледяной щит Западной Антарктики стабилен, пока Шельфовый ледник Росс сдерживается сопротивлением по его боковым границам и закрепляется местным заземлением.

Наука

«Криосферные науки» - это Обобщающий термин для изучения криосферы (в отличие от атмосферные науки, охватывающий метеорология, климатология, и аэрономия ). Как междисциплинарный Наука о планете Земля, этому способствуют многие дисциплины, в первую очередь геология, гидрология, и метеорология и климатология; в этом смысле он сравним с гляциология.

Смотрите также

использованная литература

  1. ^ σφαῖρα, Генри Джордж Лидделл, Роберт Скотт, Греко-английский лексикон, на Персее
  2. ^ Холл, Д. К., 1996: Применение дистанционного зондирования в гидрологии: радар для построения изображений. Гидрологические науки, 41, 609–624.
  3. ^ а б c Гройсман, П. Я., Т. Р. Карл и Р. В. Найт, 1994a: Наблюдаемое влияние снежного покрова на тепловой баланс и повышение температуры континентальной весны. Наука, 363, 198–200.
  4. ^ Линч-Штиглиц, М., 1994: Разработка и проверка простой модели снега для GISS GCM. J. Climate, 7, 1842–1855.
  5. ^ Коэн, Дж. И Д. Ринд, 1991: Влияние снежного покрова на климат. J. Климат, 4, 689–706.
  6. ^ Вернекар, А. Д., Дж. Чжоу и Дж. Шукла, 1995: Влияние снежного покрова Евразии на индийский муссон. J. Климат, 8, 248–266.
  7. ^ Gutzler, David S .; Престон, Джессика В. (1 сентября 1997 г.). «Доказательства связи между весенним снежным покровом в Северной Америке и летними осадками в Нью-Мексико». Письма о геофизических исследованиях. 24 (17): 2207–2210. Bibcode:1997GeoRL..24.2207G. Дои:10.1029 / 97gl02099. ISSN  1944-8007.
  8. ^ Робинсон, Д. А., К. Ф. Дьюи и Р. Р. Хайм, 1993: Глобальный мониторинг снежного покрова: обновленная информация. Бык. Амер. Meteorol. Soc., 74, 1689–1696.
  9. ^ Браун, Росс Д .; Гудисон, Барри Э .; Браун, Росс Д .; Гудисон, Барри Э. (1996-06-01). "Межгодовая изменчивость реконструированного снежного покрова Канады, 1915–1992 гг.". Журнал климата. 9 (6): 1299–1318. Bibcode:1996JCli .... 9.1299B. Дои:10.1175 / 1520-0442 (1996) 009 <1299: ivircs> 2.0.co; 2.
  10. ^ Hughes, M. G .; Frei, A .; Робинсон, Д.А. (1996). «Исторический анализ площади снежного покрова в Северной Америке: объединение спутниковых и станционных наблюдений за снежным покровом». Материалы ежегодного собрания - Восточной снежной конференции. Вильямсбург, Вирджиния: Восточная снежная конференция. С. 21–31.
  11. ^ Гройсман, П. Я. и Д. Р. Истерлинг, 1994: Изменчивость и тенденции общего количества осадков и снегопадов в США и Канаде. J. Климат, 7, 184–205.
  12. ^ Браун, Р. Д., 1997: Историческая изменчивость весеннего снежного покрова Северного полушария. Анналы гляциологии, 25, 340–346.
  13. ^ Принсенберг, С. Дж. 1988: Ледяной покров и ледяные гряды влияют на содержание пресной воды в Гудзоновом заливе и бассейне Фокса. Арктика, 41, 6–11.
  14. ^ Цвалли, Х. Дж., Дж. К. Комизо, К. Л. Паркинсон, У. Дж. Кэмпбелл, Ф. Д. Карси и П. Глэрсен, 1983: Антарктический морской лед, 1973–1976: спутниковые наблюдения в пассивном микроволновом режиме. НАСА SP-459, Национальное управление по аэронавтике и исследованию космического пространства, Вашингтон, округ Колумбия, 206 стр.
  15. ^ а б c Глэрсен П., У. Дж. Кэмпбелл, Д. Дж. Кавальери, Дж. К. Комизо, К. Л. Паркинсон и Х. Дж. Цвалли, 1992: Морской лед Арктики и Антарктики, 1978–1987: спутниковые пассивные микроволновые наблюдения и анализ. НАСА SP-511, Национальное управление по аэронавтике и исследованию космического пространства, Вашингтон, округ Колумбия, 290 стр.
  16. ^ Паркинсон, К.Л., Дж. К. Комизо, Х. Дж. Звалли, Д. Дж. Кавальери, П. Глэрсен и В. Дж. Кэмпбелл, 1987: Arctic Sea Ice, 1973–1976: спутниковые пассивные микроволновые наблюдения, НАСА SP-489, Национальное управление по аэронавтике и исследованию космического пространства, Вашингтон, DC, 296 стр.
  17. ^ Паркинсон, К. Л., 1995: Недавнее наступление морского льда в Баффинова заливе / проливе Дэвиса и отступление в море Беллинсгаузена. Анналы гляциологии, 21, 348–352.
  18. ^ Йоханнесен, О. М., М. Майлз и Э. Бьёрго, 1995: Сокращение морского льда в Арктике. Природа, 376, 126–127.
  19. ^ Кавальери, Д. Дж., П. Глэрсен, К. Л. Паркинсон, Дж. К. Комизо и Х. Дж. Цвалли, 1997: наблюдаемая полушарная асимметрия в глобальных изменениях морского льда. Science, 278, 1104–1106.
  20. ^ «Изменение климата 2013: основы физических наук» (PDF). ipcc. Межправительственная комиссия по изменению климата. п. 324. Получено 16 июн 2015.
  21. ^ Вашберн А. Л., 1973: Перигляциальные процессы и окружающая среда. Эдвард Арнольд, Лондон, 320 стр. 48
  22. ^ Greve, R .; Блаттер, Х. (2009). Динамика ледяных покровов и ледников. Springer. Дои:10.1007/978-3-642-03415-2. ISBN  978-3-642-03414-5.
  23. ^ а б Орлеманс, Дж., 1994: Количественная оценка глобального потепления по отступлению ледников. Наука, 264, 243–245.
  24. ^ Пелто, М. С., 1996: Годовой чистый баланс ледников Северного Каскада, 1984–94. J. Glaciology, 42, 3–9.
  25. ^ Бентли, К. Р. и М. Б. Джовинетто, 1991: Баланс массы Антарктиды и изменение уровня моря. В: Г. Веллер, К. Л. Уилсон и Б. А. Б. Северин (ред.), Полярные регионы и изменение климата. Университет Аляски, Фэрбенкс, стр. 481-488.
  26. ^ Джейкобс, С. С., Х. Х. Хелмер, К. С. М. Доук, А. Дженкинс и Р. М. Фрелих, 1992: Таяние шельфовых ледников и баланс массы Антарктиды. J. Glaciology, 38, 375–387.
  27. ^ Патерсон, В. С. Б., 1993: Мировой уровень моря и нынешний баланс массы антарктического ледяного покрова. В: W.R. Peltier (ed.), Ice in the Climate System, NATO ASI Series, I12, Springer-Verlag, Berlin, 131–140.
  28. ^ Ван ден Брук, М. Р., 1996: Пограничный слой атмосферы над ледяными щитами и ледниками. Утрехт, Университет Утрехта, 178 с.
  29. ^ Ван ден Брок, М. Р., и Р. Бинтанджа, 1995: Взаимодействие стокового ветра и образования областей голубого льда в Восточной Антарктиде. J. Glaciology, 41, 395–407.
  30. ^ Омура А., М. Уайлд и Л. Бенгтссон, 1996: возможное изменение баланса массы ледяных щитов Гренландии и Антарктики в грядущем столетии. J. Climate, 9, 2124–2135.

дальнейшее чтение

  • Браун, Р. Д., и П. Кот, 1992: Межгодовая изменчивость толщины припайного льда в канадской высокой Арктике, 1950–89. Арктика, 45, 273–284.
  • Шахин, М. Т., 1992: Гидрологический цикл и его влияние на климат. Природа, 359, 373–380.
  • Флато, Г. М. и Р. Д. Браун, 1996: Изменчивость и климатическая чувствительность припайных арктических морских льдов. J. Geophys. Res., 101 (C10), 25,767–25,777.
  • Гройсман, П. Я., Т. Р. Карл и Р. В. Найт, 1994b: Изменения снежного покрова, температуры и радиационного теплового баланса в Северном полушарии. J. Climate, 7, 1633–1656.
  • Хьюз, М. Г., А. Фрей и Д. А. Робинсон, 1996: Исторический анализ площади снежного покрова Северной Америки: объединение спутниковых и спутниковых наблюдений за снежным покровом. Proc. 53-я Восточная снежная конференция, Вильямсбург, Вирджиния, 21–31.
  • Хайбрехтс, П., 1990: Антарктический ледяной щит во время последнего межледникового цикла: трехмерный эксперимент. Анналы гляциологии, 14, 115–119.
  • МГЭИК, 1996: Изменение климата, 1995: Наука об изменении климата. Хоутон, Дж. Т., Л. Г. Мейра Филхо, Б. А. Калландер, Н. Харрис, А. Каттенберг, и К. Маскелл (ред.), Вклад WGI во второй оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата. Издательство Кембриджского университета, Кембридж, Великобритания, 572 стр.
  • Ледли, Т. С., 1991: Снег на морском льду: конкурирующие эффекты в формировании климата. J. Geophys. Res., 96, 17,195–17,208.
  • Ледли, Т. С., 1993: Колебания снега на морском льду: механизм, вызывающий колебания климата. J. Geophys. Res., 98 (D6), 10,401–10,410.
  • Линч-Штиглиц, М., 1994: Разработка и проверка простой модели снега для GISS GCM. J. Climate, 7, 1842–1855.
  • Мартин, С., К. Стеффен, Дж. Комизо, Д. Кавальери, М. Р. Дринкуотер и Б. Холт, 1992: Микроволновое дистанционное зондирование полыней. В: Карси, Ф. Д. (ред.), Микроволновое дистанционное зондирование морского льда, Вашингтон, округ Колумбия, Американский геофизический союз, 1992, 303–311.
  • Мейер, М. Ф., 1984: Вклад небольших ледников в повышение уровня мирового океана. Наука, 226, 1418–1421.
  • Паркинсон, К.Л., Дж. К. Комизо, Х. Дж. Звалли, Д. Дж. Кавальери, П. Глэрсен и В. Дж. Кэмпбелл, 1987: Arctic Sea Ice, 1973–1976: спутниковые пассивные микроволновые наблюдения, НАСА SP-489, Национальное управление по аэронавтике и исследованию космического пространства, Вашингтон, DC, 296 стр.
  • Патерсон, В. С. Б., 1993: Мировой уровень моря и текущий баланс массы антарктического ледяного покрова. В: W.R. Peltier (ed.), Ice in the Climate System, NATO ASI Series, I12, Springer-Verlag, Berlin, 131–140.
  • Робинсон, Д. А., К. Ф. Дьюи и Р. Р. Хайм, 1993: Глобальный мониторинг снежного покрова: обновленная информация. Бык. Амер. Meteorol. Soc., 74, 1689–1696.
  • Штеффен К. и А. Омура, 1985: Теплообмен и состояние поверхности в Северной воде, северной части Баффинова залива. Анналы гляциологии, 6, 178–181.
  • Ван ден Брук, М. Р., 1996: Пограничный слой атмосферы над ледяными щитами и ледниками. Утрехт, Университеты Утрехта, 178 стр.
  • Ван ден Брок, М. Р., и Р. Бинтанджа, 1995: Взаимодействие стокового ветра и образования областей голубого льда в Восточной Антарктиде. J. Glaciology, 41, 395–407.
  • Уэлч, Х. Э., 1992: Поток энергии через морскую экосистему региона Ланкастер-Саунд, Арктическая Канада. Арктическая, 45, 343.
  • Федоров Р. Криогенные ресурсы: лед, снег и вечная мерзлота в традиционных системах жизнеобеспечения России. // Ресурсы 2019, 8 (1), 17, Криогенные ресурсы: лед, снег и вечная мерзлота в традиционных системах жизнеобеспечения России

внешние ссылки