Criosfera

De la Wikipedia, enciclopedia liberă.
Salt la navigare Salt la căutare
Prezentare generală a criosferei și a celor mai mari componente ale acesteia, din Programul ONU de mediu Global Outlook for Ice and Snow .

Criosfera (din grecescul kryos = gheață, rece) este porțiunea variabilă a suprafeței pământului acoperită sau îmbibată în apă solidă și care include: învelișurile înghețate ale mărilor, lacurilor și râurilor, straturile de zăpadă , ghețarii , capacele polare și solul înghețat într-un mod temporar sau peren ( permafrost ).

Criosfera este o parte integrantă a sistemului climatic global , cu conexiuni și feedback importante generate de influența sa asupra radiației solare absorbite de suprafață, asupra fluxurilor de umiditate , asupra norilor , asupra precipitațiilor , asupra hidrologiei și asupra atmosferei. și circulația oceanică . Prin aceste procese, joacă, de asemenea, un rol semnificativ în răspunsul la schimbările climatice globale , iar modelarea sa exactă este o parte fundamentală a oricărui model climatic .

Structura

Vedere de iarnă a suprafeței înghețate a Mării Beaufort ; Versantul nordic al Alaska ; Primăvara anului 1949; Autor: contraamiralul Harley D. Nygren, NOAA Corps (ret.)

Apa înghețată se formează pe suprafața Pământului în primul rând ca o pătură de zăpadă, gheață de apă dulce în lacuri și râuri , rafturi de gheață , ghețari , calote de gheață , sol înghețat temporar și permafrost (sol înghețat permanent). Timpul de ședere al apei în fiecare dintre aceste subsisteme criosferice variază considerabil. Stratul de zăpadă și gheața de apă dulce sunt, în esență, sezoniere, iar majoritatea gheții marine, cu excepția gheții din Arctica centrală, durează doar câțiva ani, dacă nu sezoniere. O particulă de apă dată în ghețar , calotele polare sau gheață terestre , cu toate acestea, pot rămâne înghețate pentru 10 Format: Formatunum: 100.000 ) ani sau mai mult, și gheață găsit adânc în părți din Antarctica de Est poate fi de aproximativ vechi de un milion de ani .

Cea mai mare parte a volumului de gheață din lume se găsește în regiunea Antarcticii , în principal în stratul de gheață din estul Antarcticii. În ceea ce privește întinderea, totuși, zăpada și gheața de iarnă din emisfera nordică acoperă cea mai mare suprafață, care în ianuarie are o medie de 23% din suprafața emisferică. Extinderea mare a zonei și rolul climatic important al zăpezii și al gheții, legate de proprietățile lor fizice unice, indică faptul că abilitatea de a observa și forma forma zăpezii și a extensiilor stratului de gheață, a grosimii și a proprietăților fizice (proprietăți radiative și termice ) este de o importanță deosebită pentru cercetarea climatică .

Există mai multe proprietăți fizice fundamentale despre zăpadă și gheață care modulează schimburile de energie între suprafață și atmosferă . Cele mai importante proprietăți sunt indicele de reflexie al suprafeței ( albedo ), capacitatea de a transfera căldură ( difuzivitate termică ) și de a schimba starea ( căldură latentă ). Aceste proprietăți fizice, împreună cu neregularitatea suprafeței, emisivitatea și caracteristicile dielectrice , au, de asemenea, implicații importante pentru observarea zăpezii și a gheții din spațiu. De exemplu, neregularitatea suprafeței este adesea factorul dominant care determină puterea radiației de retur radar [1] . Proprietățile fizice, cum ar fi structura cristalelor , densitatea, întinderea și conținutul de apă lichidă sunt factori importanți care afectează deplasarea căldurii și a apei și dispersia energiei în microunde .

Antarctica ( Bariera Ross )

Reflectanța de suprafață a radiației solare primite este importantă pentru echilibrul energetic de suprafață (SEB). Este raportul de reflexie la radiația solară incidentă, denumită în mod obișnuit albedo. Climatologii sunt interesați în primul rând de unificarea albedo pe porțiunea cu unde scurte a spectrului electromagnetic ( ~ 0,3-3,5 nm ), care coincide cu aportul principal de energie solară. În general, valorile albedo pentru suprafețele acoperite de zăpadă care nu se topesc sunt ridicate (~ 80-90%), cu excepția pădurilor. Valori ridicate de albedo de zăpadă și gheață provoacă schimbări rapide ale reflectanței suprafeței în toamnă și primăvară la latitudini mari, dar semnificația climatică globală a acestei creșteri este modulată spațial și temporar de acoperirea norilor . (albedoul planetar este determinat în principal de acoperirea cu nori, datorită și cantităților mici de radiații solare totale primite la latitudini ridicate în lunile de iarnă). Vara și toamna sunt perioade de acoperire de nori mediu-înaltă peste Oceanul Arctic, astfel încât feedback-ul albedo, asociat cu modificările sezoniere mari în întinderea pachetului de gheață , este mult redus. Groisman și colab. (1994) au remarcat că stratul de zăpadă a arătat cea mai mare influență asupra echilibrului radiativ al Pământului în perioada de primăvară (aprilie-mai) și că radiația solară a fost cea mai mare asupra zonelor acoperite de zăpadă. [2]

Proprietățile termice ale elementelor criosferice au, de asemenea, consecințe climatice importante. Zăpada și gheața au o difuzivitate termică mult mai mică decât aerul. Difuzivitatea termică este o măsură a vitezei cu care undele de temperatură pot pătrunde într-o substanță. Zăpada și gheața au un ordin de mărime mult mai puțin eficient la difuzarea căldurii decât aerul. Pătura de zăpadă izolează suprafața pământului, iar gheața-pachet izolează oceanul subiacent, decuplând interfața suprafață-atmosferă de fluxurile de căldură și umiditate. Fluxul de umiditate de pe o suprafață de apă este, de asemenea, eliminat de un strat subțire de gheață, unde fluxul de căldură prin gheața subțire continuă să fie consistent până când atinge o grosime în exces de 30-40 cm. Cu toate acestea, chiar și o cantitate mică de zăpadă deasupra gheții va reduce drastic fluxul de căldură prin încetinirea ritmului de creștere a gheții. Efectul izolator al zăpezii are implicații majore și pentru ciclul hidrologic . În regiunile non-permafrost, efectul izolator al zăpezii este de așa natură încât îngheță doar solul aproape de suprafață și drenajul apei profunde este neîntrerupt. [3]

Pietris Baltoro ( Karakorum )

În timp ce zăpada și gheața în timpul iernii acționează pentru a izola suprafața de pierderile mari de energie, ele lucrează și la încetinirea reîncălzirii primăvara și vara datorită cantității mari de energie necesară pentru topirea gheții (căldura latentă de topire, 3,34 × 10 5 J / kg a 0 ° C ). Cu toate acestea, stabilitatea statică puternică a atmosferei pe zone cu întinderi mari de zăpadă sau gheață tinde să limiteze efectul răcirii imediate la un strat relativ superficial, astfel încât anomaliile atmosferice asociate sunt de obicei de scurtă durată și locale. [4] În unele zone ale lumii, cum ar fi Eurasia , totuși, răcirea asociată cu zăpada abundentă și solurile umede de primăvară este cunoscută că joacă un rol în modularea circulației musonilor de vară. [5] Gutzler și Preston (1997) au prezentat recent o demonstrație pentru a justifica un feedback similar al circulației de zăpadă-vară în sud-vestul Statelor Unite . [6]

Rolul stratului de zăpadă în modularea musonilor este tocmai un exemplu de feedback pe termen scurt criosferă-climatică care implică suprafața și atmosfera pământului. Din figura 1 este posibil să se vadă că există numeroase reacții criosferice-climatice în sistemul climatic global. Acestea acționează pe o gamă largă de scale spațiale și temporale, de la răcirea sezonieră locală a temperaturii aerului până la variațiile la scară emisferică ale calotelor polare pe o perioadă de timp de mii de ani. Mecanismele de feedback implicate sunt adesea complexe și nu sunt încă pe deplin înțelese.

Zăpadă

Pictogramă lupă mgx2.svg Același subiect în detaliu: Zăpadă .
Marea Britanie acoperită de zăpadă în iarna 2009-2010. Imagine de satelit obținută prin instrumentul MODIS al NASA .

Pătura de zăpadă este a doua cea mai mare suprafață extinsă din fiecare componentă a criosferei, cu o extensie areală medie maximă de aproximativ 47 milioane km². Cea mai mare parte a zăpezii -covered pământului (SCA) este situată în emisfera nordică , și variabilitatea temporală este dominată de ciclul sezonier; Extinderea stratului de zăpadă în emisfera nordică variază de la 46,5 milioane km² în ianuarie la 3,8 milioane km² în august. [7] SCA din iarna nord-americană a arătat o creștere în cea mai mare parte a secolului [8] [9] în mare parte ca răspuns la o creștere a precipitațiilor. [10]

Cu toate acestea, datele disponibile prin satelit arată că stratul de zăpadă de iarnă din emisfera nordică a furnizat o variabilitate interanuală redusă în perioada 1972-1996, cu un coeficient de variație în ianuarie (COV = sd / medie) sub 0., 04. Potrivit lui Groisman și colab., Stratul de zăpadă din primăvara emisferei nordice (1994) ar arăta o scădere care tinde să explice creșterea temperaturilor atmosferice de primăvară în acest secol. Estimările preliminare ale SCA din datele istorice și in situ ale acoperirii de zăpadă reconstituite sugerează că acesta este cazul Eurasiei , dar nu și în America de Nord, unde stratul de zăpadă de primăvară a rămas aproape de nivelurile actuale în cea mai mare parte a secolului. [11] [12] Datorită relației intime observate între temperatura aerului emisferic și întinderea stratului de zăpadă în raport cu perioada de date prin satelit , [13] există un interes considerabil în monitorizarea gradului stratului de zăpadă de zăpadă din emisfera nordică până la detectează și monitorizează schimbările climatice .

Peninsula scandinavă acoperită de zăpadă în februarie 2003. Imagine de satelit obținută prin instrumentul MODIS al NASA.

Pătura de zăpadă este un depozit extrem de important în echilibrul hidrologic, în special acumulările de zăpadă sezonieră în zonele montane ale lumii. Deși limitată ca întindere, zăpada sezonieră a munților Pământului se extinde în avantajul sursei majore de scurgeri din curenții și acviferele cursurilor de apă reîncărcate pe zone întinse de latitudine medie. De exemplu, mai mult de 85% din scurgerea anuală a bazinului Colorado provine din topirea zăpezii. Scurgerea zăpezii topite din munții Pământului umple râurile și reîncarcă acviferele ale căror resurse de apă depind de peste un miliard de oameni.

Mai mult, peste 40% din ariile protejate ale lumii sunt montane, atestând valoarea lor atât ca ecosisteme unice care au nevoie de protecție, cât și ca zone de recreere pentru specia umană. Se preconizează că încălzirea climei va avea ca rezultat schimbări majore din cauza separării zăpezii, a precipitațiilor și a topirii zăpezii, care vor avea implicații importante pentru utilizarea și gestionarea apei. Aceste schimbări pot implica, de asemenea, feedback-ul pe o perioadă mai lungă de timp pentru sistemul climatic, prin schimbări temporale și spațiale ale umidității solului și scurgeri către oceane . [14] Debiturile de apă dulce provenite din pătura de zăpadă care se varsă în mediul marin pot fi semnificative, deoarece debitul total este probabil de aceeași dimensiune ca lanțurile muntoase desalinizate și zonele de resturi de gheață. [15] În plus, există o tendință asociată de poluanți precipitați care se acumulează în iarna arctică cu zăpadă și apoi sunt eliberați în ocean prin ablația stratului de gheață .

Pachet de gheață

Pictogramă lupă mgx2.svg Același subiect în detaliu: Floare de gheață .
Floare de gheață de pe insula Baffin , Canada , în iulie 2009. Imagine de satelit obținută prin instrumentul MODIS al NASA.

Pachetul de gheață acoperă o mare parte a oceanelor polare și se formează prin înghețarea apei de mare. Datele furnizate de satelit de la începutul anilor 1970 arată o variabilitate sezonieră, regională și interanuală considerabilă în pachetul de gheață care acoperă ambele emisfere. Sezonal, întinderea pachetului de gheață din emisfera sudică variază cu un factor de 5, de la un minim de 3-4 milioane km² în februarie la un maxim de 17-20 milioane km² în septembrie. [16] [17] Variația sezonieră este mult mai mică în emisfera nordică, unde natura limitată și latitudinile înalte ale Oceanului Arctic duc la o strat de gheață perenă mult mai mare, iar terenul înconjurător ajunge să delimiteze întinderea spre ecuatorul de gheață al perioada de iarnă. Astfel, variabilitatea sezonieră a întinderii gheții în emisfera nordică variază doar cu un factor de 2, de la un minim de 7-9 milioane km² în septembrie la un maxim de 14-16 milioane km² în martie. [17] [18]

Stratul de gheață prezintă o variabilitate interanuală mult mai mare la scară regională decât la nivel emisferic. De exemplu, în regiunile Mării Okhotsk și Japonia , întinderea maximă a gheții scade de la 1,3 milioane km² în 1983 la 0,85 milioane km² în 1984, o scădere de 35%, înainte de stabilizare. 'Anul următor în jur de 1,2 milioane km² [17] . Fluctuațiile regionale din ambele emisfere sunt de așa natură încât, pentru fiecare perioadă de câțiva ani de înregistrare prin satelit, unele regiuni prezintă acoperire de gheață în scădere, în timp ce altele prezintă acoperire de gheață în creștere. [19] Tendința generală indicată în înregistrarea pasivă a microundelor, din 1978 până la mijlocul anului 1995, arată că întinderea gheții marine arctice scade cu 2,7% pe deceniu. [20] Lucrările ulterioare indică faptul că de la sfârșitul lunii octombrie 1978 până la sfârșitul anului 1996 întinderea gheții marine arctice a scăzut cu 2,9% pentru fiecare deceniu, în timp ce întinderea gheții marine din Antarctica a crescut cu 1,3% pentru fiecare deceniu. [21]

Înghețarea râurilor și a lacurilor

Suprafața înghețată a lacului Huron .

Se formează gheață pe râuri și lacuri ca urmare a răcirii sezoniere. Dimensiunile maselor de gheață implicate sunt prea mici și, prin urmare, exercită doar efecte climatice localizate. Cu toate acestea, procesele de îngheț / topire au loc la scară largă și factori atmosferici locali, precum cel al unei variabilități interanuale considerabile, există în datele apariției și dispariției gheții.

O serie de observații lungi pe gheața lacului poate servi ca o documentație climatică proxy , iar monitorizarea tendințelor de îngheț și topire poate oferi un indice integrat și rentabil specific sezonier al perturbărilor climatice. Informațiile despre condițiile de gheață ale râului sunt mai puțin utile ca proxy climatic, deoarece formarea de gheață este foarte dependentă de regimul de curgere al râului, care este afectat de precipitații, topirea zăpezii și scurgerea bazinului apei, precum și poate fi supus unor interferențe. fluxul canalului, sau indirect prin practici de utilizare a solului.

Lacul Kenai din Alaska .

Înghețarea lacului depinde de stocarea căldurii în lac și, prin urmare, de adâncimea, cursul și temperatura fiecărui flux și de schimburile de energie între apă și aer. Informațiile referitoare la adâncimea lacului nu sunt adesea disponibile, deși unele indicații ale adâncimii lacurilor arctice de mică adâncime pot fi obținute din imaginile furnizate de radarul aerian la sfârșitul iernii [22] și din imaginile optice obținute prin instrumentarea aeriană în timpul verii. [23] Momentul (sincronizarea) dizolvării este schimbat de la zăpada adâncă pe gheață, precum și de grosimea acesteia și de fluxul de apă proaspătă.

Sol înghețat și permafrost

Pictogramă lupă mgx2.svg Același subiect în detaliu: Permafrost și eliberarea de metan arctic .
Localizarea permafrostului în emisfera nordică.

Solul înghețat (permafrost și înghețarea sezonieră a solului) ocupă aproximativ 54 de milioane de km² de suprafețe terestre în emisfera nordică (Zhang și colab., 2003) și are astfel cea mai mare întindere areală a oricărei componente a criosferei. Permafrostul (solul înghețat permanent) poate apărea acolo unde „ temperaturile medii anuale ale aerului ” (MAAT) sunt sub -1 sau -2 ° C și este în general persistent acolo unde MAAT sunt sub -7 ° C. Mai mult, întinderea și grosimea acesteia sunt afectate de conținutul de umiditate din sol , acoperirea vegetației , zăpada adâncă de iarnă și aspectul sezonier. Extinderea globală a permafrostului nu este încă pe deplin cunoscută, deoarece continuă chiar și sub mări reci adânci, dar stă la baza a aproximativ 20% din zonele din regiunea emisferei nordice. Grosimea depășește 600 m de-a lungul coastei arctice din nord-estul Siberiei și Alaska, dar, spre margini, permafrostul devine mai subțire și orizontal discontinuu.

Zonele marginale vor fi mai imediat supuse oricărei topiri cauzate de o tendință de încălzire. Majoritatea permafrostului existent în prezent s-a format în epoci anterioare cu condiții mai reci și, prin urmare, este rezidual. Cu toate acestea, permafrostul se poate forma sub climele polare actuale, unde ghețarii se retrag sau aflorimentul teren expune solul dezghețat. Washburn (1973) a concluzionat că cea mai mare parte a permafrostului permanent este în echilibru cu clima prezentă la cea mai înaltă suprafață, dar schimbările de la bază depind de climatul actual și de fluxurile de căldură geotermale; în caz contrar, cea mai mare parte a permafrostului discontinuu este probabil instabilă sau „într-un echilibru atât de delicat încât cea mai mică schimbare climatică sau de suprafață va produce un dezechilibru drastic”. [24]

Un pingo dezghețat înconjurat de pene de gheață lângă Tuktoyaktuk din nordul Canadei.

În condiții de încălzire, adâncimea crescândă a stratului activ în timpul verii are impact semnificativ asupra regimurilor hidrologice și geomorfe . Topirea și retragerea permafrostului au fost raportate în valea superioară a Mackenzie și de-a lungul marginii sudice a apariției sale în Manitoba , dar astfel de observații nu sunt dificil de cuantificat și generalizat. Pe baza gradienților medii de latitudine a temperaturii aerului, s-ar putea prezice o deplasare medie spre nord a limitei sudice de permafrost de 50 până la 150 km, în condiții de echilibru, pentru încălzirea de 1 ° C.

Doar o fracțiune din zona de permafrost este alcătuită din gheață terestră actuală. Restul (permafrost uscat) este pur și simplu sol sau rocă la temperaturi sub-înghețate. Volumul de gheață este în general mai mare în majoritatea straturilor superioare ale permafrostului și cuprinde în principal gheață poroasă segregată în materialul Pământului. Măsurătorile temperaturilor găurilor găurite de sondele din permafrost pot fi utilizate ca indicatori ai schimbărilor bruste în regimul de temperatură. Gold și Lachenbruch (1973) au dedus încălzirea cu 2-4 ° C peste 75 până la 100 de ani în Cape Thompson , Alaska , unde 25% din cel mai înalt permafrost de 400 m grosime este instabil în comparație cu un profil de echilibru al temperaturii cu adâncimea (pentru media actuală temperatura anuală a suprafeței de -5 ° C). [25] Este posibil ca influențele climatului maritim să fi influențat într-un fel sau altul această evaluare. Date similare în Prudhoe Bay implică încălzirea cu 1,8 ° C în ultimii 100 de ani. [26] Complicații suplimentare pot fi introduse prin modificări ale adâncimii stratului de zăpadă și perturbații naturale sau provocate de om ale vegetației de suprafață.

Imagine aeriană a permafrostului în Arctica.

Tendințele potențiale ale dezghețării permafrostului au fost stabilite de Osterkamp (1984), adică două secole sau mai puțin pentru un permafrost gros de 25 de metri în zonele discontinue și interioare din Alaska , având în vedere o încălzire cuprinsă între -0,4 și 0 ° C în 3- 4 ani, urmată de o creștere ulterioară de 2,6 ° C. [27] Deși răspunsul permafrostului (adâncimea) la schimbarea temperaturii este de obicei un proces foarte lent, [27] [28] există dovezi mari că grosimea stratului activ răspunde rapid la o modificare a temperaturii. [29] Prin o simulare a încălzirii sau răcirii, schimbările climatice globale vor avea un efect semnificativ asupra duratei perioadelor fără îngheț în regiunile cu sol înghețat, atât sezonier, cât și perpetuu.

Rezerve mari de metan sunt sigilate sub permafrost arctic, iar topirea acestuia le va elibera în atmosferă cu influențe asupra schimbărilor climatice ca gaz de seră . [30]

Ghețarii și capace polare

Pictogramă lupă mgx2.svg Același subiect în detaliu: Ghețarul , capacul polar și capacul de gheață .
Imagine de satelit a Antarcticii obținută în mai 2000 cu satelitul QuikSCAT al NASA.

Calotele polare sunt cele mai mari surse potențiale de apă dulce, conținând aproximativ 77% din resursele întregii planete. Acest lucru este echivalent cu 80 m de nivel al mării, cu Antarctica în fruntea căreia rezervele se ridică la 90%. Groenlanda este cea mai mare parte din restul de 10%, cu alte mase de gheață și ghețari mai puțin de 0,5%. Datorită dimensiunii lor în raport cu variațiile anuale ale acumulării sau topirii zăpezii, timpul de ședere al apei în masele de gheață se poate extinde la 100.000 sau 1 milion de ani. În consecință, orice perturbare climatică produce răspunsuri lente, care apar în perioadele glaciare și interglaciare. Ghețarii din vale răspund rapid la fluctuațiile climatice cu timpi de răspuns tipici de 10-50 de ani. [31] Cu toate acestea, răspunsul ghețarilor individuali poate fi asincron la aceeași condiție climatică datorită diferențelor de lungime, înălțime, înclinare și viteză de deplasare a ghețarului. Oerlemans (1994) a furnizat dovezi pentru o retragere consistentă a ghețarului la scară globală, care ar putea fi explicată printr-o tendință de încălzire liniară de 0,66 ° C la fiecare 100 de ani. [31]

În timp ce schimbările ghețarilor vor avea probabil efecte minime asupra climatului global , recesiunea lor ar fi putut contribui cu o treime până la jumătate la creșterea nivelului mării observată în secolul al XX-lea. [13] [32] Mai mult, este extrem de probabil ca o recesiune atât de extinsă a ghețarilor, așa cum se observă în prezent în Cordilera de Vest a Americii de Nord [33] , unde scurgerile din bazinele de gheață sunt utilizate pentru irigații și hidroelectricitate , implicând impacturi hidrologice și ecosistemice semnificative. Planificarea eficientă a resurselor de apă și reducerea impactului în astfel de zone depind de dezvoltarea unei înțelegeri sofisticate a stării ghețarului și a mecanismului care provoacă modificările sale. În plus, o înțelegere clară a mecanismului în acțiune este crucială pentru interpretarea semnalelor de schimbare globală care sunt detectabile în seria de înregistrări privind echilibrul de masă al ghețarului în timp.

Sudul Groenlandei preluat de la naveta spațială în martie 1992.

În ceea ce privește echilibrul de masă al ghețarului, estimările pentru calotele mari de gheață polare au o incertitudine de 20%. Studiile bazate pe ninsoare și pe masa produsă tind să indice că calotele polare sunt aproape de echilibru sau emit apă în oceane. [34] Studiile de mare sugerează creșterea nivelului mării din Antarctica sau topirea rapidă bazală a rafturilor de gheață. [35] Unii autori au susținut că diferența dintre rata observată a creșterii nivelului mării (aproximativ 2 mm / an) și rata creșterii nivelului mării datorită topirii ghețarilor de munte, expansiunii termice a oceanului etc. (aproximativ 1 mm / an sau mai puțin) este similar cu dezechilibrul modelat pe Antarctica (aproximativ 1 mm / an de creștere a nivelului mării) [36] , sugerând o contribuție din creșterea nivelului Antarcticii. [37] [38]

Imagine satelit a Arcticii în timpul iernii nordice. Credit: MODIS / NASA.

Relațiile dintre climatul global și modificările întinderii gheții sunt complexe. Bilanțul de masă al ghețarilor terestri și al calotelor polare este determinat de acumularea de zăpadă, în special iarna, și de ablația obținută în sezonul cald, în principal datorită radiațiilor de rețea și fluxurilor de căldură turbulente pentru a topi gheața și zăpada din aerul cald advecție , [37] [39] [40] Cu toate acestea, cea mai mare parte a regiunii Antarctice nu a experimentat niciodată topirea suprafeței [41] înainte de anii 2000. [42] Acolo unde masele de gheață se termină în ocean , eliberările de aisberg sunt cei mai mari contribuabili la pierderea de masă. În această situație, marginea gheții se poate extinde în apă adâncă ca o platformă plutitoare, cum ar fi cea din Marea Ross . În ciuda posibilității ca încălzirea globală să provoace pierderi ghețarului Groenlandei prin deplasarea în favoarea stratului de gheață din Antarctica [43] , există o îngrijorare mai mare cu privire la posibilitatea ca un ghețar din vestul Antarcticii să se prăbușească. Ghețarul Antarcticii de Vest este construit pe stâncă sub nivelul mării, iar prăbușirea sa are potențialul de a ridica nivelul mării lumii cu 6-7m în câteva sute de ani.

Cea mai mare parte a descărcării de gheață din vestul Antarcticii are loc prin cele cinci fluxuri glaciare majore prezente în acea parte a stratului de gheață , inclusiv cele care pătrund în bariera Ross , fluxul glaciar Rutford , care alimentează raftul de gheață Ronne-Filchner , pe Marea Weddell , și ghețarii Thwaites și Pine Island , care intră în Marea Amundsen . În prezent, opiniile diferă în ceea ce privește echilibrul de masă al acestor sisteme [44], în principal datorită datelor limitate.

Notă

  1. ^(EN) Hall, DK, 1996: Aplicații de teledetecție la hidrologie: imagistica radar. Științe hidrologice, 41, 609-624.
  2. ^ Groisman, P. Ya, TR Karl și RW Knight, 1994a: Impactul observat al stratului de zăpadă asupra echilibrului termic și creșterea temperaturilor continentale de primăvară. Știință, 263, 198-200.
  3. ^(EN) Lynch-Stieglitz, M., 1994: Dezvoltarea și validarea unui model simplu de zăpadă pentru GISS GCM. J. Climate, 7, 1842-1855.
  4. ^(EN) Cohen, J. și D. Rind, 1991: Efectul stratului de zăpadă asupra climei. J. Climate, 4, 689-706.
  5. ^(EN) Vernekar, AD, J. Zhou și J. Shukla, 1995: Efectul stratului de zăpadă eurasiatic asupra musonului indian. J. Climate, 8, 248-266.
  6. ^(EN) Gutzler, DS și JW Preston, 1997: dovezi pentru o relație între stratul de zăpadă de primăvară și precipitațiile de vară din America de Nord în New Mexico. Geofizi. Res. Lett., 24, 2207-2210.
  7. ^ Robinson, DA și colab. , 1993.
  8. ^ Brown, RD și Goodison, BE , 1996.
  9. ^ Hughes, MG și colab. , 1996.
  10. ^ ( EN ) P. Ya Groisman, Easterling, DR, Variability and trends of total precipitation and snowfall over the United States and Canada , in J. Climate , vol. 7, n. 1, 1994, pp. 184-205. URL consultato il 7 maggio 2010 .
  11. ^ ( EN ) RD Brown, Historical variability in Northern Hemisphere spring snow covered area ( PDF ), in Annals of Glaciology , vol. 25, 1997. URL consultato il 7 maggio 2010 .
  12. ^ ( EN ) JG Cogley et al. , Mass balance of White Glacier, Axel Heiberg Island, NWT, Canada, 1960-91 , in J. Glaciology , vol. 42, n. 142, pp. 548-563.
  13. ^ a b Houghton, JT et al. - IPCC , 1996.
  14. ^ ( EN ) JE Walsh, Continental Snow Cover and Climate Variability , in Natural Climate Variability on Decade-to-Century Time Scales , Climate Research Committee, National Research Council, Washington, DC, National Academy Press, 1995, ISBN 978-0-309-12722-6 .
  15. ^ ( EN ) SJ Prinsenberg,Ice-cover and ice-ridge contributions to the freshwater contents of Hudson Bay and Foxe Basin ( PDF ), in Arctic , vol. 41, n. 1, 1988, pp. 6-11. URL consultato il 7 maggio 2010 .
  16. ^ Zwally, HJ et al. , 1983.
  17. ^ a b c ( EN ) P. Gloersen et al. , Arctic and Antarctic Sea Ice, 1978-1987: Satellite Passive-Microwave Observations and Analysis. NASA SP-511 , Washington, DC, National Aeronautics and Space Administration, 1992, p. 290. URL consultato il 6 maggio 2010 .
  18. ^ Parkinson, CL et al. , 1987.
  19. ^ Parkinson, CL , 1995.
  20. ^ Johannessen, OM et all , 1995.
  21. ^ ( EN ) Cavalieri, DJ, P. Gloersen, CL Parkinson, JC Comiso, and HJ Zwally, 1997: Observed hemispheric asymmetry in global sea ice changes. Science, 278, 1104-1106.
  22. ^ ( EN ) PV Sellman, Weeks, WF; Campbell, WJ, Use of side-looking airborne radar to determine lake depth on the Alaskan North Slope. Special Report No. 230. , Hanover, New Hampshire, Cold Regions Research and Engineering Laboratory, 1975.
  23. ^ ( EN ) CR Duguay, Lafleur, PM, Monitoring ice freeze-up and break-up of shallow tundra lakes and ponds using ERS-1 SAR data. , in Proceedings GER'97 - International Symposium: Geomatics in the Era of Radarsat, May 24-30 , Ottawa, Ontario (CDROM Vol. 1), 1997.
  24. ^ Washburn, AL , p. 48 , 1973.
  25. ^ ( EN ) LW Gold, Lachenbruch, AH, Thermal conditions in permafrost - a review of North American literature , in Permafrost: The North American Contribution to the Second International Conference , National Academy of Sciences, 1973, pp. 3-23.
  26. ^ ( EN ) AH Lachenbruch, Sass, JH; Marshall, BV; Moses, TH Jr., Permafrost, heat flow and the geothermal regime at Prudhoe Bay, Alaska , in J. Geophys. Res. , vol. 87, 1982, pp. 9301-9316.
  27. ^ a b ( EN ) TE Osterkamp, Potential impact of a warmer climate on permafrost in Alaska. , in Potential effects of carbon dioxide-induced climatic changes in Alaska, The proceedings of a conference. , McBeath, JH (ed.), Fairbanks, University of Alaska, 1984, pp. 106-113.
  28. ^ ( EN ) EA Koster, Introduction - Present global change and permafrost, within the framework of the International Geosphere-Biosphere Programme. , in Permafrost and Periglacial Processes , vol. 4, n. 2, 1993, pp. 95-98, DOI : 10.1002/ppp.3430040202 .
  29. ^ ( EN ) DL Kane, Hinzman, LD; Zarling, JP, Thermal response of the active layer to climatic warming in a permafrost environment. , in Cold Regions Science and Technology , vol. 19, n. 2, 1991, pp. 111-122, DOI : 10.1016/0165-232X(91)90002-X .
  30. ^ Peter Wadhams, Addio ai ghiacci.Rapporto dall'Artico. , capitolo 9 Il metano dell'Artico, una catastrofe in atto , 2017, Bollati Boringhieri, traduzione di Maria Pia Casarini.
  31. ^ a b ( EN ) Oerlemans, J., 1994: Quantifying global warming from the retreat of glaciers. Science, 264, 243-245.
  32. ^ Meier, MF , 1984.
  33. ^ ( EN ) MS Pelto, Annual net balance of North Cascade Glaciers, 1984-94 ( PDF ), in J. Glaciology , vol. 42, n. 140, 1996, pp. 3-9. URL consultato il 7 maggio 2010 .
  34. ^ ( EN ) Bentley, CR, and MB Giovinetto, 1991: Mass balance of Antarctica and sea level change. In: G. Weller, CL Wilson and BAB Severin (eds.), Polar regions and climate change. University of Alaska, Fairbanks, p. 481-488.
  35. ^ Jacobs, SS et al. , 1992.
  36. ^ Huybrechts, P. , 1990.
  37. ^ a b Paterson, WSB , 1993.
  38. ^ ( EN ) RB Alley, Antarctica and sea-level change. , in Antarctic Journal of the US , vol. 32, n. 2, 1997. URL consultato il 9 maggio 2010 .
  39. ^ Van den Broeke, MR , 1996.
  40. ^ ( EN ) DS Munro, Comparison of Melt Energy Computations and Ablatometer Measurements on Melting Ice and Snow , in Arctic and Alpine Research , vol. 22, n. 2, 1990, pp. 153-162. URL consultato il 7 maggio 2010 .
  41. ^ Van den Broeke, MR; Bintanja, R. , 1995.
  42. ^ https://www.focus.it/ambiente/natura/fiumi-stagionali-estivi-sulla-coltre-di-ghiaccio-antartico
  43. ^ Ohmura, A. et al. , 1996.
  44. ^ ( EN ) CR Bentley, The west Antarctic ice sheet: diagnosis and prognosis. , in Proc. Carbon Dioxide Research Conference: Carbon Dioxide, Science and Consensus. (Berkeley Springs, W. VA., September 19-23, 1982) , 1983.
    ( EN ) CR Bentley, Glaciological evidence: the Ross Sea sector. Glaciers, ice sheets, and sea level: effect of a CO2-induced climatic change. , in Report of a workshop held in Seattle, Washington September 13-15, 1984 , Washington, DC, United States Department of Energy, 1985, pp. 178-196.

Bibliografia

Fonti

Immagine satellitare dell'Italia ottenuta nel marzo del 2003 attraverso lo strumento MODIS della NASA. Sono evidenti le cime innevate delle Alpi e degli Appennini .

Ulteriori letture

  • ( EN ) BE Goodison, RD Brown; RG Crane, Cyrospheric systems , in Earth Observing System (EOS) Science Plan , NASA, 1999. URL consultato il 7 maggio 2010 (archiviato dall' url originale il 31 ottobre 2010) .
  • ( EN ) Olav Slaymaker, Richard EJ Kelly, The cryosphere and global environmental change , Malden, Mass., Wiley-Blackwell, 2006, ISBN 978-1-4051-2976-3 .
  • Peter Wadhams, Addio ai ghiacci.Rapporto dall'Artico. , 2017, Bollati Boringhieri, traduzione di Maria Pia Casarini,2020 edizione speciale aggiornata per Le Scienze.

Voci correlate

Collegamenti esterni

Controllo di autorità GND ( DE ) 4385553-2
Scienze della Terra Portale Scienze della Terra : accedi alle voci di Wikipedia che trattano di scienze della Terra
Estratto da " https://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Criosfera&oldid=122520073 "