Anar al contingut

Criósfera

De L'Enciclopèdia, la wikipedia en valencià
Mapa del planeta Terra en les zones de la criósfera marcades.

La criósfera o criosfera (gr. κρύος (cryos), "fret", "gebre" o "gèl" i σφαῖρα (esfera) "globo") és el terme que descriu les parts de la superfície de la Terra a on l'aigua es troba en estat sòlit, lo que inclou el gèl del mar, el gèl dels llac i el dels rius, els glaciars, les capes de gèl i el terreny congelat (incloent el permafrost).[1] Per lo tant hi ha una àmplia superposició en l'hidrosfera.

La criósfera és una part integral del sistema climàtic global, en importants vínculs i reaccions generades a través de la seua influència en els fluix d'energia de superfície i la humitat, els núvols, la precipitació, l'hidrologia, la circulació atmosfèrica i oceànica. A través d'estos processos de retroalimentació, la criósfera juga un paper significatiu en el clima global i en la resposta al model climàtic del canvi global. Actualment la major part de la criósfera es troba localisada en les regions polars del planeta, principalment en l'inlandsis de l'Antàrtida (aproximadament el 90 % de la criósfera superficial) seguida de Groenlàndia i les atres illes del Glacial Àrtic, després d'açò les atres principals zones de criósfera són les altes montanyes en "neus perpètues" (per eixemple en els cims dels Andes i el Himalaya, i els camps de Gèl patagónicos argentinochilenos.[2] A inicis del sigle present pel calfament global d'orige antrópico gran part de la criósfera, que és una de les principals reserves d'aigua dolça de la Terra, s'està derritiendo, açò es nota principalment en les montanyes (en reculada de glaciars) i en les regions àrtiques. La criósfera superficial és un principal factor del albedo del planeta Terra i en tal albedo facilita la baixa de la temperatura promig del planeta.

Estructura

Erro al crear miniatura:
Extensió de les regions afectades pels components de la criosfera en tot lo món del IPCC Fifth Assessment Report.
De La criosfera (enquesta 2021): La Terra va perdre 28 billons de tonellades de gèl entre 1994 i 2017, i el derretimiento del gèl en terra (capes de gèl i glaciars) va elevar el nivell global de la mar en 34,6 ±3,1 mm.[3] La taxa de pèrdua de gèl ha aumentat en un 57 % des de la década de 1990: de 0,8 a 1,2 billons de tonellades per any.[3]

L'aigua congelada es troba en la superfície de la Terra principalment com a coberta de neu, gèl d'aigua dolça en llac i rius, gèl marí, glaciars, capes de gèl, i sol congelat i permafrost (sol congelat permanentment). El temps de permanència del gèl en cada u d'estos subsistema criosféricos varia molt. La capa de neu i el gèl d'aigua dolça són essencialment estacionals, i la major part del gèl marí, llevat el gèl del Glacial Àrtic central, dura solament uns pocs anys si no és estacional. No obstant, una determinada partícula d'aigua en els glaciars, les capes de gèl o el gèl terrestre pot permanéixer congelada entre 10 i 100.000 anys o més, i el gèl profunt d'algunes parts de l'Antàrtida Oriental pot tindre una edat propenca al milló d'anys.


La major part del volum de gèl del món es troba en l'Antàrtida, principalment en la capa de gèl de l'Antàrtida Oriental. No obstant, en térmens d'extensió, les neus i gèls hivernals del hemisferi nort comprenen la major superfície, alcançant un promig del 23 % de la superfície hemisfèrica en giner. La gran extensió i l'important paper climàtic de la neu i el gèl, relacionats en les seues propietats físiques úniques, indiquen que la capacitat d'observar i modelizar l'extensió de la coberta de neu i gèl, la seua gruixa i les seues propietats físiques (propietats radiativas i tèrmiques) és d'especial importància per a l'investigació del clima.

Hi ha vàries propietats físiques fonamentals de la neu i el gèl que modulen els intercanvis d'energia entre la superfície i l'atmòsfera. Les propietats més importants són la reflectancia de la superfície (albedo), la capacitat de transferir calor (difusividad tèrmica) i la capacitat de canviar d'estat (calor latent). Estes propietats físiques, junt en la rugosidad de la superfície, l'emisividad i les característiques dielèctriques, tenen importants implicacions per a l'observació de la neu i el gèl des de l'espai. Per eixemple, la rugosidad de la superfície és a sovint el factor dominant que determina la força de la retrodispersión del radar.[4] Les propietats físiques com l'estructura cristalina, la densitat, la llongitut i el contingut d'aigua líquida són factors importants que afecten a les transferències de calor i aigua i a la dispersió de l'energia de microones.

La reflectancia de la superfície de la radiació solar entrante és important per al balanç energètic de la superfície (SEB). És la relació entre la radiació solar reflectida i l'incident, comunament denominada albedo. Els climatólogos s'interessen principalment per l'albedo integrat sobre la porció d'ona curta del espectre electromagnètic (300 a 3500 nm), que coincidix en la principal entrada d'energia solar. Normalment, els valors d'albedo de les superfícies cobertes de neu que no es derriten són alts (80-90 %), llevat en el cas dels boscs. Els albedos més elevats de la neu i el gèl provoquen ràpits canvis en la reflectividad de la superfície en autumne i primavera en les latitut altes, pero l'importància climàtica global d'este aument està modulada espacial i temporalment per la nuvolositat. (L'albedo planetari està determinat principalment per la nuvolositat i per la chicoteta cantitat de radiació solar total que es rep en les latitut altes durant els mesos d'hivern). L'estiu i l'autumne són époques d'alta nuvolositat mija sobre l'oceà Àrtic, per lo que la retroalimentació de l'albedo associada als grans canvis estacionals en l'extensió del gèl marí es reduïx considerablement. Groisman et al. [5] varen observar que la coberta de neu mostrava la major influència en el balanç radiativo de la Terra en el periodo de primavera (abril a maig), quan la radiació solar entrante era major sobre les zones cobertes de neu.[5]


Les propietats tèrmiques dels elements criosféricos també tenen importants conseqüències climàtiques. La neu i el gèl tenen difusividades tèrmiques molt menors que l'aire. La difusividad tèrmica és una mida de la velocitat a la que les ones de temperatura poden penetrar en una substància. La neu i el gèl són molts órdens de magnitut menys eficients en la difusió de la calor que l'aire. La coberta de neu aïlla la superfície del sol i el gèl marí aïlla l'oceà subjacent, desacoplando l'interfaç superfície-atmòsfera sobre els fluix de calor i humitat. El fluix d'humitat d'una superfície d'aigua és eliminat inclús per una fina capa de gèl, mentres que el fluix de calor a través del gèl fi seguix sent substancial fins que alcança una gruixa superior als 30 o 40 cm. No obstant, inclús una chicoteta cantitat de neu sobre el gèl reduirà dràsticament el fluix de calor i disminuirà el ritme de creiximent del gèl. L'efecte aïllant de la neu també té importants implicacions per al cicle hidrològic. En regions sense permafrost, l'efecte aïllant de la neu és tal que solament es congela el sol propenc a la superfície i el drenage d'aigües profundes no s'interromp.[6]

Mentres que la neu i el gèl actuen per a aïllar la superfície de les grans pèrdues d'energia en hivern, també actuen per a retardar el calfament en la primavera i l'estiu per la gran cantitat d'energia necessària per a fondre el gèl (el calor latent de fusió, 3,34 x 105 J/kg a 0 °C). No obstant, la forta estabilitat estàtica de l'atmòsfera sobre les zones en molta neu o gèl tendix a confinar l'efecte de refredat immediat a una capa relativament poc profunda, per lo que les anomalies atmosfèriques associades solen ser de curta duració i d'escala local a regional.[7] En algunes zones del món, com Eurasia, no obstant, se sap que el refredat associat a un gran mant de neu i als sols humits de primavera eixercita un paper en la modulació de la circulació del monsó d'estiu.[8] Gutzler i Preston (1997) varen presentar recentment proves d'una retroalimentació similar de la circulació de la neu en estiu sobre el suroest d'Estats Units.[9]

El paper de la capa de neu en la modulació del monsó és solament un eixemple d'una retroalimentació criosfera-clima a curt determini que involucra la superfície terrestre i l'atmòsfera. En la Figura 1 es pot vore que hi ha numeroses retroalimentaciones criosfera-clima en el sistema clima global. Estos operen en una àmplia gama d'escales espacials i temporals, des del refredat estacional local de la temperatura de l'aire fins a variacions a escala hemisfèrica en les capes de gèl en escales de temps de mils d'anys. Els mecanismes de retroalimentació involucrats són a sovint complexos i no es comprenen per complet. Per eixemple, Curry et al. (1995) va mostrar que la denominada retroalimentació «simple» de l'albedo del gèl marí implicava interaccions complexes en la fracció de plom, els estanys de desgel, la gruixa del gèl, la capa de neu i l'extensió del gèl marí.

Neu

Per la seua estreta relació en la temperatura de l'aire hemisfèric, la capa de neu és un indicador important del canvi climàtic. La major part de l'àrea coberta de neu de la Terra es troba en l'hemisferi nort i varia estacionalment des de 46,5 millons de km2 en giner fins a 3,8 millons de km2 en agost.[10] la capa de neu hivernal en Amèrica del Nort va aumentar durant el XX,[11][12] en gran mida en resposta a un aument en la precipitació.[13] No obstant, el Sext Informe d'Evaluació del IPCC va trobar que la capa de neu de l'hemisferi nort ha estat disminuint des de 1978, junt en la profunditat de la neu.[14] Les observacions paleoclimáticas mostren que tals canvis no tenen precedents en els últims milenis en el ponent d'Amèrica del Nort.[15][16][14]

El mant de neu és un component d'almagasenament extremadament important en el balanç hídric, especialment els mants de neu estacionals en les zones montanyoses del món. Encara que la seua extensió és llimitada, els mants de neu estacionals de les cadenes montanyoses de la Terra constituïxen la principal font d'escorrentía per al fluix de les rieres i la recarrega de les aigües subterrànees en àmplies zones de les latitut miges. Per eixemple, més del 85 % de la escorrentía anual de la conca del riu Colorat s'origina en forma de desgel. La escorrentía del desgel de les montanyes de la Terra ompli els rius i recarrega els aqüífers dels que depenen els recursos hídrics de més de mil millons de persones. Ademés, més del 40 % de les zones protegides del món es troben en les montanyes, lo que demostra el seu valor com ecosistema únic que necessita protecció i com a zona de recree per als sers humans. S'espera que el calfament del clima provoque canvis importants en la distribució de la neu i les precipitacions, aixina com en el moment del desgel, lo que tindrà importants repercussions en l'us i la gestió de l'aigua. Estos canvis també impliquen una retroalimentació potencialment important a escala decenal i a més llarc determini per al sistema climàtic a través de canvis temporals i espacials en l'humitat del sol i la escorrentía cap als oceans (Walsh 1995). Els fluix d'aigua dolça de la coberta de neu cap al mig marí poden ser importants, ya que el fluix total és provablement de la mateixa magnitut que les zones de crestes i enrunes desalinizados del gèl marí.[17] Ademés, hi ha un pols associat de contaminants precipitats que s'acumulen durant l'hivern àrtic en les nevades i es lliberen en l'oceà durant l'ablació del gèl marí.

Gèl marí

El gèl marí cobrix gran part dels oceans polars i es forma per congelació del aigua de mar. Les senyes satelitales des de principis de la década de 1970 revelen una considerable variabilitat estacional, regional i interanual en les cobertes de gèl marí d'abdós hemisferis. Estacionalment, l'extensió del gèl marí en l'hemisferi sur varia per un factor de 5, des d'un mínim de 3 a 4 millons de km2 en febrer a un màxim de 17 a 20 millons de km2 en setembre.[18][19] La variació estacional és molt menor en l'hemisferi nort, a on la naturalea confinada i les altes latitut del oceà Àrtic donen com resultat una coberta de gèl perenne molt més gran, i la terra circumdant llimita l'extensió cap a l'equador del gèl hivernal. Per lo tant, la variabilitat estacional en l'extensió del gèl de l'hemisferi septentrional varia solament per un factor de 2, des d'un mínim de 7 a 9 millons de km2 en setembre a un màxim de 14 a 16 millons de km 2 en març.[19][20]


La coberta de gèl exhibix una variabilitat interanual a escala regional molt major que hemisfèrica. Per eixemple, en la regió del mar de Ojotsk i Japó, l'extensió màxima del gèl va disminuir d'1,3 millons de km2 en 1983 a 0,85 millons de km2 en 1984, una disminució del 35 %, abans de recuperar-se a l'any següent a 1,2 millons de km2.[19] Les fluctuacions regionals en abdós hemisferis són tals que durant qualsevol periodo de varis anys del registrosatelital, algunes regions exhibixen una cobertura de gèl decreixent mentres que unes atres mostren una cobertura de gèl creixent.[21] La tendència general indicada en el registre de microones passives des de 1978 fins a mediats de 1995 mostra que l'extensió del gèl marí de l'Àrtic està disminuint un 2,7 % per década.[22] El treball posterior en les senyes satelitales de microones passius indica que des de fins d'octubre de 1978 fins a fins de 1996, l'extensió del gèl marí Àrtic va disminuir en un 2,9 % per década, mentres que l'extensió del gèl marí Antàrtic va aumentar en 1,3 % per década.[23] La publicació del Panel Intergovernamental sobre el Canvi Climàtic Canvi climàtic 2013: la base de la ciència física va indicar que l'extensió del gèl marí en l'hemisferi nort va mostrar una disminució del 3,8 ± 0,3 % per década des de novembre de 1978 fins a decembre de 2012.[24]

Gèl de llac i rius

El gèl es forma en els rius i llac en resposta al refredat estacional. Els tamanys dels cossos de gèl implicats són massa chicotets per a eixercir alguna cosa més que efectes climàtics localisats. No obstant, els processos de congelació/descongelació responen a factors climàtics locals i a gran escala, de modo que existix una considerable variabilitat interanual en les dates d'aparició i desaparició del gèl. Les llargues séries d'observacions del gèl llacustre poden servir com a registre climàtic indirecte, i el seguiment de les tendències de congelació i desintegració pot proporcionar un convenient índex integrat i estacional dels destorbament climàtics. L'informació sobre les condicions del gèl en els rius és menys útil com proxy climàtic perque la formació de gèl depén en gran mida del règim de fluix dels rius, que es veu afectat per les precipitacions, el derretimiento de la neu i la escorrentía de les conques hidrogràfiques, ademés d'estar subjecte a l'interferència humana que modifica directament el fluix del canal, o que afecta indirectament a la escorrentía a través de les pràctiques d'us de la terra.

La congelació dels llac depén de l'almagasenament de calor en el llac i, per lo tant, de la seua profunditat, la velocitat i la temperatura de qualsevol fluix d'entrada i els fluix d'energia aigua-aire. L'informació sobre la profunditat dels llac a sovint no està disponible, encara que es pot obtindre alguna indicació de la profunditat dels llac poc profunts en l'Àrtic a partir d'imàgens de radar aerotransportadas durant el final de l'hivern (Sellman et al. 1975) i imàgens òptiques espacials durant l'estiu (Duguay i Lafleur 1997). El moment de la ruptura es modifica per la profunditat de la neu en el gèl, aixina com per la gruixa del gèl i l'entrada d'aigua dolça.

Sol congelat i permafrost

El sol congelat (permafrost i sol congelat estacionalmente) ocupa aproximadament 54 millons de km2 de les àrees terrestres expostes de l'hemisferi nort (Zhang et al., 2003) i, per lo tant, té la major extensió d'àrea de qualsevol component de la criosfera. El permafrost (sol congelat perennemente) pot ocórrer a on la temperatura mija anual de l'aire (MAAT) és inferior a −1 o −2 °C i generalment és continu a on MAAT és inferior a −7 °C. Ademés, la seua extensió i gruixa es veuen afectats pel contingut d'humitat del sol, la coberta de vegetació, la profunditat de la neu en hivern i l'aspecte. L'extensió global del permafrost encara no es coneix per complet, pero subyacer aproximadament en el 20 % de les àrees terrestres del hemisferi nort. Les gruixa superen els 600 m a lo llarc de la costa àrtica del norest de Siberia i Alaska, pero, cap als màrgens, el permafrost es torna més prim i discontinu horisontalment. Les zones marginals estaran més immediatament subjectes a qualsevol derretimiento causat per una tendència al calfament. La major part del permafrost existent actualment es va formar durant condicions anteriors més fredes i és, per tant, relicto. No obstant, el permafrost pot formar-se en els climes polars actuals quan els glaciars retrocedixen o l'emergència de la terra deixa al descobert el sol no congelat. Washburn (1973) va aplegar a la conclusió de que la major part del permafrost continu està en equilibri en el clima actual en la seua superfície superior, pero els canvis en la base depenen del clima actual i del fluix de calor geotèrmica; pel contrari, la major part del permafrost discontinu és provablement inestable o «es troba en un equilibri tan delicat que el més mínim canvi climàtic o de superfície tindrà efectes dràstics de desequilibri».[25]

En condicions de calfament, l'aument de la profunditat de la capa activa d'estiu té importants repercussions en els règims hidrològic i geomòrfic. S'ha informat de descongelació i reculada del permafrost en l'alt vall del Mackenzie i a lo llarc del marge sur de la seua ocurrència en Manitoba, pero tals observacions no són fàcilment quantificables ni generalisables. Sobre la base dels gradient latitudinales mijos de la temperatura de l'aire, caldria esperar un desplaçament mig cap al nort del llímit meridional del permafrost d'entre 50 i 150 km, en condicions d'equilibri, per a un calfament de 1 °C.

Només una part de la zona de permafrost està formada per gèl terrestre. El restant (permafrost sec) és simplement sol o roca a temperatures baix zero. El volum de gèl sol ser major en les capes superiors del permafrost i comprén principalment gèl de poros i segregat en el material terrestre. Les medicions de les temperatures de les perforació en el permafrost poden utilisar-se com a indicadors dels canvis nets en el règim de temperatura. Gold i Lachenbruch (1973) infieren un calfament de 2-4 °C durant 75 a 100 anys en Cap Thompson, Alaska, a on el 25 % superior del permafrost de 400 m de gruixa és inestable sobre un perfil d'equilibri de la temperatura en la profunditat (per a l'actual temperatura mija anual de la superfície de -5 °C). No obstant, les influències del clima marítim poden haver biaixat esta estimació. En la baïa Prudhoe senyes similars impliquen un calfament d'1,8 °C durant els últims 100 anys (Lachenbruch et al. 1982). Els canvis en la profunditat de la capa de neu i l'alteració natural o artificial de la vegetació de la superfície poden introduir atres complicacions.


Osterkamp (1984) ha establit que les taxes potencials de descongelació del permafrost són de dos sigles o menys per al permafrost de 25 metros de gruixa en la zona discontínua de l'interior d'Alaska, suponent un calfament de -0,4 a 0 °C en 3-4 anys, seguit d'un aument adicional de 2,6 °C. Encara que la resposta del permafrost (profunditat) al canvi de temperatura és un procés típicament molt llent (Osterkamp 1984; Koster 1993), hi ha moltes proves de que la gruixa de la capa activa respon ràpidament a un canvi de temperatura (Kane et al. 1991). En un escenari de calfament o refredat, el canvi climàtic global tindrà un efecte significatiu en la duració dels periodos lliures de gelades tant en les regions en sol estacional com en les perennes.

Glaciars i capes de gèl

Erro al crear miniatura:
Representació dels glaciars en un mapa topogràfic

Els mants de gèl i els glaciars són masses de gèl que fluïxen i es recolzen en terra ferma. Estan controlats per l'acumulació de neu, el desgel superficial i basal, la solsida en els oceans o llac circumdants i la dinàmica interna. Esta última és el resultat del fluix de fluencia impulsat per la gravetat («fluix glacial») dins del cos de gèl i de l'esmonyida sobre el terreny subjacent, lo que provoca el aprimament i l'extensió horisontal.[26] Qualsevol desequilibri d'este equilibri dinàmic entre el guany de massa, la pèrdua i el transport pel fluix dona lloc a cossos de gèl que creixen o es reduïxen.

Les capes de gèl són la major font potencial d'aigua dolça del món, ya que contenen aproximadament el 77 % del total mundial. Açò correspon a 80 m de l'equivalent del nivell de la mar en el món, i l'Antàrtida representa el 90 %. La major part del 10 % restant correspon a Groenlàndia, mentres que atres masses de gèl i glaciars representen menys del 0,5 %. Pel seu tamany en relació en les taxes anuals d'acumulació i derretimiento de la neu, el temps de permanència de l'aigua en les capes de gèl pot estendre's fins a 100.000 o 1 milló d'anys. En conseqüència, qualsevol destorbament climàtic produïx respostes llentes, que es produïxen a lo llarc de periodos glaciars i interglaciares. Els glaciars de vall responen ràpidament a les fluctuacions climàtiques, en temps de resposta típics de 10-50 anys.[27] No obstant, la resposta dels glaciars individuals pot ser asíncrona al mateix forçament climàtic per les diferències en la llongitut, l'elevació, la pendent i la velocitat de moviment dels glaciars. Oerlemans (1994) va aportar proves d'una reculada global dels glaciars que podria explicar-se per una tendència llineal de calfament de 0,66 °C per 100 anys.[27]


Encara que és provable que les variacions dels glaciars tinguen efectes mínims sobre l'evolució a nivell global del clima, la seua reculada pot haver contribuït a entre un terç i la mitat de l'aument del nivell de la mar observada en el XX (Meier 1984; IPCC 1996). Ademés, és molt provable que una recessió glaciar tan extensa com la que s'observa actualment en la Cordillera Occidental de Norteamérica,[28] a on la escorrentía de les conques glaciars s'utilisa per al rec i l'energia hidroelèctrica, implica importants impactes hidrològics i ecosistema. La planificació eficaç dels recursos hídrics i la mitigació dels impactes en eixes zones depén del desenroll d'un coneiximent sofisticat de l'estat del gele glaciar i dels mecanismes que provoquen el seu canvi. Ademés, la comprensió dels mecanismes en joc és crucial per a interpretar les senyals de canvi global contingudes en les séries temporals dels registres de balanç de massa dels glaciars.

Les estimacions del balanç de massa dels glaciars combinats de les grans capes de gèl comporten una incertitut d'al voltant del 20 %. Els estudis basats en l'estimació de les nevades i la producció de massa tendixen a indicar que les capes de gèl estan prop de l'equilibri o trauen una miqueta d'aigua dels oceans.[29] Estudis marins[30] sugerixen l'aument del nivell de la mar de l'Antàrtida o el ràpit derretimiento basal de les plataformes de gèl. Alguns autors (Paterson 1993; Alley 1997) han sugerit que la diferència entre la taxa observada d'aument del nivell de la mar (aproximadament 2 mm/any) i la taxa explicada d'aument del nivell de la mar a partir del desgel dels glaciars de montanya, l'expansió tèrmica de l'oceà, etc. (aproximadament 1 mm/any o menys) és similar al desequilibri modelat en l'Antàrtida (aproximadament 1 mm/any d'aument del nivell de la mar; Huybrechts 1990), lo que sugerix una contribució de l'aument del nivell de la mar des de l'Antàrtida.

Les relacions entre el clima global i els canvis en l'extensió del gèl són complexes. El balanç de masses dels glaciars i les capes de gèl terrestres està determinat per l'acumulació de neu, sobretot en hivern, i l'ablació de les estacions càlides, deguda principalment a la radiació neta i als fluix de calor turbulento cap al gèl i la neu que es derriten per l'advección d'aire calent[31][32] (Munro 1990). No obstant, la major part de l'Antàrtida mai experimenta un derretimiento superficial.[33] Quan les masses de gèl terminen en l'oceà, la solsida d'icebergs és el principal factor de pèrdua de massa. En esta situació, el marge de gèl pot estendre's cap a aigües profundes com una plataforma de gèl flotant, com la del Mar de Ross. A pesar de la possibilitat de que el calfament global puga fer que les pèrdues de la capa de gèl de Groenlàndia es compensen en els guanys de la capa de gèl de l'Antàrtida,[34] existix una gran preocupació per la possibilitat de que es produïxca un colapse de la capa de gèl de l'Antàrtida Occidental. La capa de gèl de l'Antàrtida Occidental està assentada sobre un llit de roca per baix del nivell de la mar, i el seu colapse té el potencial d'elevar el nivell de la mar mundial entre 6 i 7 m en uns pocs centenars d'anys.

La major part de la descàrrega de la capa de gèl de l'Antàrtida Occidental es produïx a través de les cinc principals corrents de gèl (gèl de fluix més ràpit) que entren en la barrera de gèl de Ross, la corrent de gèl Rutford que entra en la barrera de gèl Filchner-Ronne del mar de Weddell, i el glaciar Thwaites i el glaciar Pine Island que entren en la barrera de gèl Amundsen. Les opinions diferixen sobre el balanç de masses actual d'estos sistemes (Bentley 1983, 1985), principalment per l'escassea de senyes. El mant de gèl de l'Antàrtida Occidental és estable mentres que la plataforma de gèl de Ross i la plataforma de gèl de Filchner-Ronne estiguen llimitades per l'arrastre a lo llarc dels seus llímits laterals i fixades pel enclavamiento local de les elevació de gèl produïdes en aquells sectors en que el gèl entra en contacte en el fondo marí.

Criósfera durant époques glacials

Durant l'época glacial la criosfera va aumentar notablement el seu tamany fins a cobrir una part considerable de les terres boreales d'Eurasia i Amèrica, baixant el nivell de la mar en més de cent metros i creant grans plataformes de gèl que conectaven tot el nort del planeta. També gràcies a açò (i a la deriva continental), els primers homínits, sorgits en Àfrica, varen poder aplegar a totes les parts del món, que després se separarien en el regrés a la normalitat de les mars i oceans.


Referències

  1. ↑ «criosfera» (en castellà). Diccionari de neologismes.
  2. ↑ «Criosfera» (en castellà). eltiempo.és.
  3. ↑ 3,0 3,1 “Artícul de revisió: El desequilibri del gèl de la Terra” (anglés) . The Cryosphere 15 (1): 233-246. doi:10.5194/tc-15-233-2021. ISSN 1994-0416. Bibcode: 2021TCry...15..233S. Fig. 4.
  4. ↑ Detecció remota del gèl i la neu, Dordrecht: Springer Netherlands. ISBN 978-94-009-4842-6.
  5. ↑ 5,0 5,1 “Impacte observat de la coberta de neu en el balanç tèrmic i l'aument de les temperatures primaverales continentals” . Science 263 (5144): 198-200. doi:10.1126/science.263.5144.198. PMID 17839175. Bibcode: 1994Sci...263..198G.
  6. ↑ Lynch-Stieglitz, M., 1994: The development and validation of a simple snow model for the GISS GCM. J. Climate, 7, 1842–1855.
  7. ↑ Cohen, J., i D. Rind, 1991: The effect of snow cover on the climate. J. Climate, 4, 689-706.
  8. ↑ Vernekar, A. D., J. Zhou, i J. Shukla, 1995: The effect of Eurasian snow cover on the Indian monsoon. J. Climate, 8, 248-266.
  9. ↑ “Evidencia d'una relació entre la coberta de neu de primavera en Norteamérica i les precipitacions d'estiu en Nou Mèxic” (en) . Geophysical Research Letters 24 (17): 2207-2210. doi:10.1029/97gl02099. ISSN 1944-8007. Bibcode: 1997GeoRL..24.2207G.
  10. ↑ Robinson, D. A., K. F. Dewey, and R. R. Heim, 1993: Global snow cover monitoring: an update. Bull. Amer. Meteorol. Soc., 74, 1689–1696.
  11. ↑ “Interannual Variability in Reconstructed Canadian Snow Cover, 1915–1992” (EN) . Journal of Climate 9 (6): 1299–1318. doi:10.1175/1520-0442(1996)009<1299:ivircs>2.0.co;2. Bibcode: 1996JCli....9.1299B.
  12. ↑ «Historical analysis of North American snow cover extent: merging satellite and station-derived snow cover observations», Proceedings of the Annual Meeting - Eastern Snow Conference (en en), Williamsburg, Virginia: Eastern Snow Conference, pp. 21–31. ISBN 9780920081181.
  13. ↑ Groisman, P. Ya, and D. R. Easterling, 1994: Variability and trends of total precipitation and snowfall over the United States and Canada. J. Climate, 7, 184–205.
  14. ↑ 14,0 14,1 “Ocean, Cryosphere and Siga Level Change” . Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change 2021: 1283–1285. Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, NY, USA. doi:10.1017/9781009157896.011. Bibcode: 2021AGUFM.U13B..09F.
  15. ↑ “The Unusual Nature of Recent Snowpack Declines in the North American Cordillera” (en) . Science 333 (6040): 332–335. doi:10.1126/science.1201570. ISSN 0036-8075. PMID 21659569. Bibcode: 2011Sci...333..332P.
  16. ↑ “Multi-century evaluation of Serra Nevada snowpack” (en) . Nature Climate Change 6 (1): 2–3. doi:10.1038/nclimate2809. ISSN 1758-6798. Bibcode: 2016NatCC...6....2B.
  17. ↑ Prinsenberg, S. J. 1988: Isse-cover and isse-ridge contributions to the freshwater contents of Hudson Bay and Foxe Basin. Arctic, 41, 6-11.
  18. ↑ Zwally, H. J., J. C. Comiso, C. L. Parkinson, W. J. Campbell, F. D. Carsey, and P. Gloersen, 1983: Antarctic Siga Isse, 1973–1976: Satellite Passive-Microwave Observations. NASA SP-459, National Aeronautics and Space Administration, Washington, D.C., 206 pp.
  19. ↑ 19,0 19,1 19,2 Gloersen, P., W. J. Campbell, D. J. Cavalieri, J. C. Comiso, C. L. Parkinson, and H. J. Zwally, 1992: Arctic and Antarctic Siga Isse, 1978–1987: Satellite Passive-Microwave Observations and Analysis. NASA SP-511, National Aeronautics and Space Administration, Washington, D.C., 290 pp.
  20. ↑ Parkinson, C. L., J. C. Comiso, H. J. Zwally, D. J. Cavalieri, P. Gloersen, and W. J. Campbell, 1987: Arctic Siga Isse, 1973–1976: Satellite Passive-Microwave Observations, NASA SP-489, National Aeronautics and Space Administration, Washington, D.C., 296 pp.
  21. ↑ Parkinson, C. L., 1995: Alvanços recents del gèl marí en la Bahía de Baffin/Estret de Davis i reculada en la Mar de Bellinshausen. Annals of Glaciology, 21, 348-352.
  22. ↑ Johannessen, O. M., M. Mills, i E. Bjørgo, 1995: The Arctic's shrinking siga isse. Nature, 376, 126–127.
  23. ↑ Cavalieri, D. J., P. Gloersen, C. L. Parkinson, J. C. Comiso, and H. J. Zwally, 1997: Observed hemispheric asymmetry in global siga isse changes. Science, 278, 1104–1106.
  24. ↑ «Climate Change 2013: The Physical Science Basis». Intergovernmental Panel on Climate Change.
  25. ↑ Washburn, A. L., 1973: Periglacial processes and environments. Edward Arnold, Londres, 320 pp. p.48
  26. ↑ (2009) Dinàmica dels mants de gèl i els glaciars, Springer. doi:10.1007/978-3-642-03415-2. ISBN 978-3-642-03414-5.
  27. ↑ 27,0 27,1 Oerlemans, J., 1994: Quantifying global warming from the retreat of glaciers. Science, 264, 243-245.
  28. ↑ Pelto, M. S., 1996: Annual net balanç of North Cascade Glaciers, 1984-94. J. Glaciology, 42, 3-9.
  29. ↑ Bentley, C. R., i M. B. Giovinetto, 1991: Balanç de masses de l'Antàrtida i canvi del nivell del mar. En: G. Weller, C. L. Wilson i B. A. B. Severin (eds.), Polar regions and climate change. University of Alaska, Fairbanks, p. 481-488.
  30. ↑ Jacobs, S. S., H. H. Helmer, C. S. M. Doake, A. Jenkins, i R. M. Frohlich, 1992: Melting of isse shelves and the mass balanç of Antarctica. J. Glaciology, 38, 375-387.
  31. ↑ . Paterson, W. S. B., 1993: El nivell de la mar en el món i el balanç de massa actual de la capa de gèl de l'Antàrtida. En: W.R. Peltier (ed.), Isse in the Climate System, NATO ASI Séries, I12, Springer-Verlag, Berlín, 131-140.
  32. ↑ Van donen Broeke, M. R., 1996: La capa llímit atmosfèrica sobre capes de gèl i glaciars. Utrecht, Universitiet Utrecht, 178 pp..
  33. ↑ Van donen Broeke, M. R., i R. Bintanja, 1995: The interaction of katabatic wind and the formation of blue isse areas in East Antarctica. J. Glaciology, 41, 395-407
  34. ↑ Ohmura, A., M. Wild, i L. Bengtsson, 1996: Un possible canvi en el balanç de masses de les capes de gèl de Groenlàndia i l'Antàrtida en el pròxim sigle. J. Climate, 9, 2124-2135.
Obtingut de «https://lenciclopedia.org/w/index.php?title=Criósfera&oldid=1505941»