Der cryosphere (von der griechischen cryos "Kälte", "dem Frost" oder "dem Eis" und sphaira, "Erdball, Ball") ist der Begriff, der insgesamt die Teile der Oberfläche der Erde beschreibt, wo Wasser in der festen Form, einschließlich Seeeises, Seeeises, Flusseises, Schnee-Deckels, Gletscher, Eiskappen und Eiskappen und eingefrorenen Bodens ist (der Permafrostboden einschließt). So gibt es ein breites Übergreifen mit dem Hydrobereich. Der cryosphere ist ein integraler Bestandteil des globalen Klimasystems mit wichtigen Verbindungen und Feed-Backs, die durch seinen Einfluss auf Oberflächenenergie und Feuchtigkeitsflüsse, Wolken, Niederschlag, Hydrologie, atmosphärischen und ozeanischen Umlauf erzeugt sind. Durch diese Feed-Back-Prozesse spielt der cryosphere eine bedeutende Rolle im globalen Klima und in der Klimamusterantwort auf die globale Änderung.

Struktur

Eingefrorenes Wasser wird auf der Oberfläche der Erde in erster Linie als Schnee-Deckel, Süßwassereis in Seen und Flüssen, Seeeis, Gletscher, Eiskappen, und eingefrorener Boden und Permafrostboden (dauerhaft eingefrorener Boden) gefunden. Die Verweilzeit von Wasser in jedem dieser cryospheric Subsysteme ändert sich weit. Schnee-Deckel und Süßwassereis sind im Wesentlichen jahreszeitlich, und der grösste Teil des Seeeises, abgesehen vom Eis in der zentralen Arktis, dauert nur ein paar Jahre, wenn es nicht jahreszeitlich ist. Eine gegebene Wasserpartikel in Gletschern, Eiskappen, oder Boden-Eis kann jedoch eingefroren seit 10-100.000 Jahren oder länger bleiben, und tief in Teilen der Östlichen Antarktis vereisen kann ein Alter haben, das sich 1 Million Jahren nähert.

Der grösste Teil des Eisvolumens in der Welt ist in der Antarktis hauptsächlich in der Antarktischen Osteiskappe. In Bezug auf das Flächenausmaß, jedoch, umfassen Nordhemisphäre-Winterschnee und Eisausmaß das größte Gebiet, sich auf durchschnittliche 23 % der hemisphärischen Fläche im Januar belaufend. Das große Flächenausmaß und die wichtigen klimatischen Rollen des Schnees und Eises, das mit ihren einzigartigen physikalischen Eigenschaften verbunden ist, zeigen an, dass die Fähigkeit, Schnee und Eisdeckel-Ausmaß, Dicke und physikalische Eigenschaften (Strahlungs- und Thermaleigenschaften) zu beobachten und zu modellieren, der besonderen Bedeutung für die Klimaforschung ist.

Es gibt mehrere grundsätzliche physikalische Eigenschaften des Schnees und Eises, die Energieaustausch zwischen der Oberfläche und der Atmosphäre abstimmen. Die wichtigsten Eigenschaften sind die Oberfläche reflectance (Rückstrahlvermögen), die Fähigkeit, Hitze (thermischer diffusivity), und die Fähigkeit zu übertragen, Staat (latente Hitze) zu ändern. Diese physikalischen Eigenschaften, zusammen mit der Oberflächenrauheit, Emissionsvermögen, und dielektrischen Eigenschaften, haben wichtige Implikationen, um Schnee und Eis vom Raum zu beobachten. Zum Beispiel ist Oberflächenrauheit häufig der dominierende Faktor, der die Kraft der Radarrückstreuung bestimmt. Physikalische Eigenschaften wie Kristallstruktur, Dichte, Länge und Flüssig-Wasserinhalt sind wichtige Faktoren, die die Übertragungen der Hitze und des Wassers und des Zerstreuens der Mikrowellenenergie betreffen.

Die Oberfläche reflectance der eingehenden Sonnenstrahlung ist für das Oberflächenenergiegleichgewicht (SEB) wichtig. Es ist das Verhältnis von widerspiegelten zur Ereignis-Sonnenstrahlung, allgemein gekennzeichnet als Rückstrahlvermögen. Klimaforscher interessieren sich in erster Linie für den über den Kurzwellenteil des elektromagnetischen Spektrums integrierten Rückstrahlvermögen (~300 zu 3500 nm), der mit dem Hauptsonnenenergieeingang zusammenfällt. Gewöhnlich sind Rückstrahlvermögen-Werte, um schneebedeckte Oberflächen nichtzuschmelzen (~80-90 %) außer im Fall von Wäldern hoch. Die höheren Rückstrahlvermögen für den Schnee und das Eis verursachen schnelle Verschiebungen im Oberflächenreflexionsvermögen im Herbst und Frühling in hohen Breiten, aber die gesamte klimatische Bedeutung dieser Zunahme wird durch den Wolkendeckel räumlich und zeitlich abgestimmt. (Planetarischer Rückstrahlvermögen wird hauptsächlich durch den Wolkendeckel, und durch den kleinen Betrag der Gesamtsonnenstrahlung bestimmt, die in hohen Breiten während Wintermonate erhalten ist.) Sommer und Herbst sind Zeiten der hoch-durchschnittlichen Bewölkung über Nordpolarmeer, so wird das Rückstrahlvermögen-Feed-Back, das mit den großen Saisonänderungen im Seeeisausmaß vereinigt ist, außerordentlich reduziert. Groisman u. a. (1994a) hat bemerkt, dass Schnee-Deckel den größten Einfluss auf das Erdstrahlungsgleichgewicht im Frühling (April bis Mai) Periode ausgestellt hat, als eingehende Sonnenstrahlung über schneebedeckte Gebiete am größten war.

Die Thermaleigenschaften von cryospheric Elementen haben auch wichtige klimatische Folgen. Schnee und Eis haben viel niedrigeren thermischen diffusivities als Luft. Thermischer diffusivity ist ein Maß der Geschwindigkeit, mit der Temperaturwellen in eine Substanz eindringen können. Schnee und Eis sind viele Größenordnungen, die an der sich verbreitenden Hitze weniger effizient sind als Luft. Schnee-Deckel isoliert die Boden-Oberfläche, und Seeeis isoliert den zu Grunde liegenden Ozean, Entkoppeln die Oberflächenatmosphäre-Schnittstelle sowohl in Bezug auf Hitze-als auch in Bezug auf Feuchtigkeitsflüsse. Der Fluss der Feuchtigkeit von einem Wasserspiegel wird durch sogar eine dünne Haut des Eises beseitigt, wohingegen der Fluss der Hitze durch das dünne Eis fortsetzt, wesentlich zu sein, bis es eine Dicke über 30 bis 40 Cm erreicht. Jedoch wird sogar ein kleiner Betrag des Schnees oben auf dem Eis den Hitzefluss drastisch reduzieren und die Rate des Eiswachstums verlangsamen. Die Isolieren-Wirkung des Schnees hat auch Hauptimplikationen für den hydrologischen Zyklus. In Nichtpermafrostboden-Gebieten ist die Isolieren-Wirkung des Schnees solch, dass nur Nah-Oberflächenboden-Stopps und Tief-Wasserdrainage ununterbrochen sind.

Während Schnee und Eis handeln, um die Oberfläche von großen Energieverlusten im Winter zu isolieren, handeln sie auch, um das Wärmen im Frühling und Sommer wegen des großen Betrags der Energie zu verzögern, die erforderlich ist, Eis (die latente Schmelzwärme, 3.34 x 10 J/kg an 0°C) zu schmelzen. Jedoch neigt die starke statische Stabilität der Atmosphäre über Gebiete des umfassenden Schnees oder Eises dazu, die unmittelbare kühl werdende Wirkung auf eine relativ seichte Schicht zu beschränken, so dass verbundene atmosphärische Anomalien gewöhnlich kurzlebig und zum regionalen in der Skala lokal sind. In einigen Gebieten der Welt wie Eurasien, jedoch, wie man bekannt, spielt das Abkühlen, das mit einem schweren snowpack und feuchten Frühlingsböden vereinigt ist, eine Rolle im Modulieren des Sommermonsun-Umlaufs. Gutzler und Preston (1997) haben kürzlich Beweis für ein ähnliches mit dem Schneesommerumlauf-Feed-Back über die südwestlichen Vereinigten Staaten geliefert.

Die Rolle des Schnee-Deckels im Modulieren des Monsuns ist gerade ein Beispiel eines Kurzzeitcryosphere-Klimafeed-Backs, das die Landoberfläche und die Atmosphäre einschließt. Aus der Abbildung 1 kann es gesehen werden, dass es zahlreiche Cryosphere-Klimafeed-Backs im globalen Klimasystem gibt. Diese funktionieren über eine breite Reihe von räumlichen und zeitlichen Skalen vom lokalen Saisonabkühlen von Lufttemperaturen zu Schwankungen der hemisphärischen Skala in Eiskappen über Zeitskalen von Tausenden von Jahren. Die beteiligten Feed-Back-Mechanismen sind häufig kompliziert und unvollständig verstanden. Zum Beispiel, Curry u. a. (1995) hat gezeigt, dass das so genannte "einfache" Seeeisrückstrahlvermögen-Feed-Back komplizierte Wechselwirkungen mit dem Leitungsbruchteil eingeschlossen hat, schmelzen Sie Teiche, Eisdicke, Schnee-Deckel und Seeeisausmaß.

Schnee

Schnee-Deckel hat das zweitgrößte Flächenausmaß jedes Bestandteils des cryosphere, mit einem maximalen Mittelflächenausmaß von etwa 47 Millionen km ². Der grösste Teil des schneebedeckten Gebiets (SCA) der Erde wird in der Nordhemisphäre gelegen, und zeitliche Veränderlichkeit wird durch den Saisonzyklus beherrscht; Nordhemisphäre-Ausmaß des Schnee-Deckels erstreckt sich von 46.5 Millionen km ² im Januar zu 3.8 Millionen km ² im August. Nordamerikanischer winterlicher SCA hat eine zunehmende Tendenz im Laufe viel von diesem Jahrhundert ausgestellt (Brown und Goodison 1996; Hughes u. a. 1996) größtenteils als Antwort auf eine Zunahme im Niederschlag. Jedoch zeigen die verfügbaren Satellitendaten, dass der hemisphärische Winterschnee-Deckel wenig zwischenjährliche Veränderlichkeit im Laufe der 1972-1996 Periode, mit einem Koeffizienten der Schwankung (COV=s.d./mean) für den Nordhemisphäre-Schnee-Deckel im Januar dessen ausgestellt hat

Axel Heiberg Island, N.W.T. Kanada, 1960-91. J. Glaziologie, 42 (142): 548-563. </ref> wegen der nahen Beziehung, die zwischen hemisphärischer Lufttemperatur und Ausmaß des Schnee-Deckels im Laufe der Periode von Satellitendaten (IPCC 1996) beobachtet ist, es gibt beträchtliches Interesse an der Überwachung des Nordhemisphäre-Ausmaßes des Schnee-Deckels, um Klimaveränderung zu entdecken und zu kontrollieren.

Schnee-Deckel ist ein äußerst wichtiger Lagerungsbestandteil im Wassergleichgewicht, besonders jahreszeitlicher snowpacks in gebirgigen Gebieten der Welt. Obwohl beschränkt, im Ausmaß sind jahreszeitliche snowpacks in den Bergketten der Erde für die Hauptquelle des Entscheidungslaufs für den Strom-Fluss verantwortlich, und Grundwasser laden über breite Gebiete des midlatitudes wieder. Zum Beispiel entstehen mehr als 85 % des jährlichen Abflusses von der Colorado Flusswaschschüssel als snowmelt. Der Entscheidungslauf von Snowmelt von den Bergen der Erde füllt die Flüsse und lädt den aquifers wieder, von dem mehr als eine Milliarde Menschen für ihre Wassermittel abhängen. Weiter sind mehr als 40 % der geschützten Bereiche in der Welt in Bergen, für ihren Wert sowohl als einzigartige Ökosysteme zeugend, die Schutz als auch als Unterhaltungsgebiete für Menschen brauchen. Wie man erwartet, läuft das Klimawärmen auf Hauptänderungen zum Verteilen des Schnees und Niederschlags, und zum Timing von snowmelt hinaus, der wichtige Implikationen für den Wassergebrauch und das Management haben wird. Diese Änderungen schließen auch potenziell wichtigen decadal und längere Zeitskala-Feed-Backs zum Klimasystem durch zeitliche und räumliche Änderungen in der Boden-Feuchtigkeit und dem Entscheidungslauf zu den Ozeanen ein. (Walsh 1995). Süßwasserflüsse vom Schnee-Deckel in die Seeumgebung können wichtig sein, wie der Gesamtfluss wahrscheinlich desselben Umfangs, wie entsalzt, ridging und Trümmer-Gebiete des Seeeises ist. Außerdem gibt es einen verbundenen Puls von hinabgestürzten Schadstoffen, die im Laufe des Arktischen Winters im Schneefall anwachsen und in den Ozean auf ablation des Seeeises veröffentlicht werden.

Seeeis

Seeeis bedeckt viele der polaren Ozeane und Formen durch das Einfrieren von Seewasser. Satellitendaten seit dem Anfang der 1970er Jahre offenbaren beträchtliche jahreszeitliche, regionale und zwischenjährliche Veränderlichkeit in den Seeeisdeckel von beiden Halbkugeln. Jahreszeitlich ändert sich das Seeeisausmaß in der Südlichen Halbkugel durch einen Faktor 5, von einem Minimum 3-4 Millionen km ² im Februar zu einem Maximum 17-20 Millionen km ² im September. Die Saisonschwankung ist viel weniger in der Nordhemisphäre, wo die beschränkte Natur und hohen Breiten Nordpolarmeers auf einen viel größeren beständigen Eisdeckel hinauslaufen, und das Umgebungsland das equatorward Ausmaß des Winterzeit-Eises beschränkt. So ändert sich die Saisonveränderlichkeit im Nordhemisphäre-Eisausmaß durch nur einen Faktor 2, von einem Minimum 7-9 Millionen km ² im September zu einem Maximum 14-16 Millionen km ² im März.

Der Eisdeckel stellt viel größere Regionalskala zwischenjährliche Veränderlichkeit aus, als es hemispherical tut. Zum Beispiel, im Gebiet der Meere von Okhotsk und Japan, kühlt Maximum Ausmaß mit Eis, das von 1.3 Millionen km ² 1983 zu 0.85 Millionen km ² 1984, eine Abnahme von 35 %, vor dem Zurückprallen im nächsten Jahr zu 1.2 Millionen km ² vermindert ist. Die Regionalschwankungen in beiden Halbkugeln sind solch, dass für jede mehrere jährige Periode der Satellitenaufzeichnung ein Gebiet-Ausstellungsstück, das Eiseinschluss vermindert, während andere zunehmenden Eisdeckel ausstellen. Die gesamte Tendenz hat in der passiven Mikrowellenaufzeichnung von 1978 durch die Mitte 1995 Shows angezeigt, dass das Ausmaß des Arktischen Seeeises um 2.7 % pro Jahrzehnt abnimmt. Die nachfolgende Arbeit mit den Satellitenpassiv-Mikrowellendaten zeigt an, dass von Ende Oktober 1978 im Laufe des Endes von 1996 das Ausmaß des Arktischen Seeeises um 2.9 % pro Jahrzehnt abgenommen hat, während das Ausmaß des Antarktischen Seeeises um 1.3 % pro Jahrzehnt zugenommen hat.

Seeeis und Flusseis

Eisformen auf Flüssen und Seen als Antwort auf das Saisonabkühlen. Die Größen der beteiligten Eiskörper sind zu klein, um anders auszuüben, als lokalisierte klimatische Effekten. Jedoch antworten die Freeze-Up/break-Up-Prozesse auf groß angelegte und lokale Wetterfaktoren, solch, dass beträchtliche zwischenjährliche Veränderlichkeit in den Daten des Äußeren und dem Verschwinden des Eises besteht. Die lange Reihe von Seeeisbeobachtungen kann als eine Proxyklimaaufzeichnung dienen, und die Überwachung dessen friert ein, und Bruch-Tendenzen können einen günstigen einheitlichen und jahreszeitlich spezifischen Index von klimatischen Unruhen zur Verfügung stellen. Die Information über Flusseisbedingungen ist als eine klimatische Vertretung weniger nützlich, weil Eisbildung vom Flussfluss-Regime stark abhängig ist, das durch den Niederschlag betroffen wird, Schnee, schmelzen und Wasserscheide-Entscheidungslauf sowie der menschlichen Einmischung unterworfen seiend, die direkt Kanalfluss modifiziert, oder das indirekt den Entscheidungslauf über Landgebrauch-Methoden betrifft.

See friert ein hängt von der Hitzelagerung im See und deshalb auf seiner Tiefe, der Rate und der Temperatur jedes Zustroms und den Wasserluft-Energieströmen ab. Die Information über die Seetiefe ist häufig nicht verfügbar, obwohl eine Anzeige der Tiefe von seichten Seen in der Arktis bei Bordradarbildern während des Endes des Winters erhalten werden kann (Sellman u. a. 1975) und spaceborne optische Bilder während des Sommers (Duguay und Lafleur 1997). Das Timing des Bruchs wird durch die Schnee-Tiefe auf dem Eis sowie durch die Eisdicke und den Süßwasserzustrom modifiziert.

Eingefrorener Boden und Permafrostboden

Eingefrorener Boden (Permafrostboden und jahreszeitlich eingefrorener Boden) besetzt etwa 54 Millionen km ² von den ausgestellten Landgebieten der Nordhemisphäre (Zhang u. a. 2003), und hat deshalb das größte Flächenausmaß jedes Bestandteils des cryosphere. Permafrostboden (beständig eingefrorener Boden) kann vorkommen, wo jährliche Mittellufttemperaturen (MAAT) weniger als-1 oder-2°c sind und allgemein dauernd ist, wo MAAT weniger sind als-7°c. Außerdem werden sein Ausmaß und Dicke durch Boden-Feuchtigkeitsgehalt, Vegetationsdeckel, Winterschnee-Tiefe und Aspekt betroffen. Das globale Ausmaß des Permafrostbodens ist noch immer nicht völlig bekannt, aber es unterliegt etwa 20 % von Nordhemisphäre-Landgebieten. Dicke geht um 600 M entlang der Arktischen Küste des nordöstlichen Sibiriens und Alaskas zu weit, aber, zu den Rändern, wird Permafrostboden dünner und horizontal diskontinuierlich. Die Randzonen werden jedem durch eine sich erwärmende Tendenz verursachten Schmelzen mehr sofort unterworfen sein. Der grösste Teil des jetzt vorhandenen Permafrostbodens, der während vorheriger kälterer Bedingungen gebildet ist, und ist deshalb Reliquie. Jedoch kann sich Permafrostboden unter heutigen polaren Klimas formen, wo Gletscher-Rückzug oder landet, stellt Erscheinen aufgetauten Boden aus. Washburn (1973) hat beschlossen, dass dauerndester Permafrostboden im Gleichgewicht mit dem heutigen Klima an seiner oberen Oberfläche ist, aber sich an der Basis ändert, hängen vom heutigen Klima und geothermischen Hitzefluss ab; im Gegensatz ist am meisten diskontinuierlicher Permafrostboden wahrscheinlich nicht stabil oder "in solchem feinem Gleichgewicht, dass die geringste klimatische oder Oberflächenänderung drastische Ungleichgewicht-Effekten haben wird".

Unter sich erwärmenden Bedingungen hat die zunehmende Tiefe der aktiven Sommerschicht bedeutende Einflüsse auf die hydrologischen und geomorphic Regime. Das Auftauen und Rückzug des Permafrostbodens ist im oberen Tal von Mackenzie und entlang dem südlichen Rand seines Ereignisses in Manitoba berichtet worden, aber solche Beobachtungen werden nicht sogleich gemessen und verallgemeinert. Gestützt auf durchschnittlichen Breitenanstiegen der Lufttemperatur konnte eine durchschnittliche nördliche Versetzung der südlichen Permafrostboden-Grenze dadurch 50 zu 150 km, unter Gleichgewicht-Bedingungen, für 1°C das Wärmen erwartet werden.

Nur ein Bruchteil der Permafrostboden-Zone besteht aus dem wirklichen Boden-Eis. Der Rest (trockener Permafrostboden) ist einfach Boden oder Felsen bei subeiskalten Temperaturen. Das Eisvolumen ist allgemein in den obersten Permafrostboden-Schichten am größten und umfasst hauptsächlich Pore und getrenntes Eis im Erdmaterial. Maße von Bohrloch-Temperaturen im Permafrostboden können als Hinweise von Nettoänderungen im Temperaturregime verwendet werden. Gold und Lachenbruch (1973) leiten ein 2-4°C Wärmen von mehr als 75 bis 100 Jahren an Kap Thompson, Alaska ab, wo die oberen 25 % des 400 M dicken Permafrostbodens in Bezug auf ein Gleichgewicht-Profil der Temperatur mit der Tiefe nicht stabil sind (für die Gegenwart bedeuten jährliche Oberflächentemperatur von-5°c). Seeeinflüsse können diese Schätzung jedoch beeinflusst haben. An Prudhoe Kastanienbraunen ähnlichen Daten beziehen 1.8°C das Aufwärmen der letzten 100 Jahre ein (Lachenbruch u. a. 1982). Weitere Komplikationen können durch Änderungen in Tiefen des Schnee-Deckels und der natürlichen oder künstlichen Störung der Oberflächenvegetation eingeführt werden.

Die potenziellen Raten des Permafrostboden-Auftauens sind von Osterkamp (1984) gegründet worden, um zwei Jahrhunderte oder weniger für 25 Meter dick Permafrostboden in der diskontinuierlichen Zone des Innenalaskas zu sein, annehmend, sich von-0.4 bis 0°C in 3-4 Jahren erwärmend, die von einem weiteren 2.6°C Anstieg gefolgt sind. Obwohl die Antwort des Permafrostbodens (Tiefe) zur Temperaturänderung normalerweise ein sehr langsamer Prozess ist (Osterkamp 1984; 1993 von Koster), es gibt große Beweise für die Tatsache, dass die aktive Schicht-Dicke schnell auf eine Temperaturänderung antwortet (Kane u. a. 1991). Ob, unter einem Wärmen oder dem Abkühlen des Drehbuches, globale Klimaveränderung eine bedeutende Wirkung auf die Dauer von frostfreien Perioden in beiden Gebieten mit jahreszeitlich - und beständig eingefrorener Boden haben wird.

Gletscher und Eiskappen

Eiskappen und Gletscher überfluten Eismassen, die auf festem Land ruhen. Sie werden von der Schnee-Anhäufung kontrolliert, Oberfläche und grundlegend schmelzen, in Umgebungsozeane oder Seen und innere Dynamik kalbend. Die letzten Ernst-gesteuerten Ergebnisse kriechen Fluss ("Eisfluss") innerhalb des Eiskörpers und auf dem zu Grunde liegenden Land gleitend, das zu Verdünnung und dem horizontalen Verbreiten führt. Jede Unausgewogenheit dieses dynamischen Gleichgewichts zwischen dem Massengewinn, Verlust und Transport, der erwartet ist zu fließen, läuft entweder auf das Wachsen oder auf Schrumpfen von Eiskörpern hinaus.

Eiskappen sind die größte potenzielle Quelle von Süßwasser-globalen, etwa 77 % der globalen Summe haltend. Das entspricht 80 M des Weltmeeresspiegels gleichwertig mit der Antarktis, die für 90 % davon verantwortlich ist. Grönland ist für die meisten restlichen 10 %, mit anderen Eiskörpern und Gletschern verantwortlich, die für weniger als 0.5 % verantwortlich sind. Wegen ihrer Größe in Bezug auf jährliche Raten der Schnee-Anhäufung und schmelzen, die Verweilzeit von Wasser in Eiskappen kann sich bis zu 100,000 oder 1 Million Jahre ausstrecken. Folglich erzeugen irgendwelche klimatischen Unruhen langsame Antworten, im Laufe Eis- und Zwischeneisperioden vorkommend. Talgletscher antworten schnell auf klimatische Schwankungen mit typischen Ansprechzeiten von 10-50 Jahren. Jedoch kann die Antwort von individuellen Gletschern zu demselben klimatischen Zwingen wegen Unterschiede in Gletscher-Länge, Erhebung, Hang und Geschwindigkeit der Bewegung asynchron sein. Oerlemans (1994) hat Beweise des zusammenhängenden globalen Gletscher-Rückzugs zur Verfügung gestellt, der durch eine geradlinige sich erwärmende Tendenz von 0.66°C pro 100 Jahre erklärt werden konnte.

Während Gletscher-Schwankungen wahrscheinlich minimale Effekten auf das globale Klima haben werden, kann ihr Zurücktreten ein Drittel zu einer Hälfte des beobachteten Anstiegs des 20. Jahrhunderts des Meeresspiegels beigetragen haben (Meier 1984; IPCC 1996). Außerdem ist es äußerst wahrscheinlich, dass solches umfassendes Gletscher-Zurücktreten, wie zurzeit im Westkettengebirge Nordamerikas beobachtet wird, wo der Entscheidungslauf von glacierized Waschschüsseln für die Bewässerung und Wasserkraft verwendet wird, bedeutend hydrologisch und Ökosystem-Einflüsse einschließt. Wirksame Wasserquelle-Planung und Einfluss-Milderung in solchen Gebieten hängen vom Entwickeln hoch entwickelter Kenntnisse des Status des Gletscher-Eises und der Mechanismen ab, die es veranlassen sich zu ändern. Außerdem ist ein klares Verstehen der Mechanismen bei der Arbeit für die Interpretation der Signale der globalen Änderung entscheidend, die in der Zeitreihe von Gletscher-Massengleichgewicht-Aufzeichnungen enthalten werden.

Vereinigte Gletscher-Massengleichgewicht-Schätzungen der großen Eiskappen tragen eine Unklarheit von ungefähr 20 %. Studien, die auf dem geschätzten Schneefall und der Massenproduktion gestützt sind, neigen dazu anzuzeigen, dass die Eiskappen nahes Gleichgewicht sind oder etwas Wasser aus den Ozeanen nehmend. Studien von Marinebased deuten Meeresspiegel-Anstieg vom Antarktischen oder schnellen Eisbord das grundlegende Schmelzen an. Einige Autoren (Paterson 1993; Allee-1997) haben darauf hingewiesen, dass der Unterschied zwischen der beobachteten Rate des Meeresspiegel-Anstiegs (ungefähr 2 mm/y) und der erklärten Rate des Meeresspiegel-Anstiegs davon, Berggletscher, Thermalvergrößerung des Ozeans, usw. (ungefähr 1 mm/y oder weniger) zu schmelzen, der modellierten Unausgewogenheit in der Antarktis ähnlich ist (ungefähr 1 mm/y des Meeresspiegel-Anstiegs; 1990 von Huybrechts), einen Beitrag des Meeresspiegels darauf hinzuweisen, erhebt sich von der Antarktis.

Beziehungen zwischen globalem Klima und Änderungen im Eisausmaß sind kompliziert. Das Massengleichgewicht von landgestützten Gletschern und Eiskappen wird durch die Anhäufung des Schnees, größtenteils im Winter, und warme Jahreszeit ablation in erster Linie dank der Nettoradiation und unruhigen Hitzeflüsse zum schmelzenden Eis und Schnee von der Advektion der warmen Luft, (Munro 1990) bestimmt. Jedoch erfährt der grösste Teil der Antarktis nie das Oberflächenschmelzen. Wo im Ozean begrenzte Eismassen, das Eisberg-Kalben der Hauptmitwirkende zum Massenverlust ist. In dieser Situation kann sich der Eisrand in tiefes Wasser als ein Schwimmeisbord, wie das im Meer von Ross ausstrecken. Trotz der Möglichkeit, dass Erderwärmung auf Verluste gegen die Eiskappe von Grönland hinauslaufen konnte, die durch Gewinne zur Antarktischen Eiskappe wird ausgleicht, gibt es Hauptsorge über die Möglichkeit eines Antarktischen Westeiskappe-Zusammenbruchs. Die Antarktische Westeiskappe wird auf der Grundlage unter dem Meeresspiegel niedergelegt, und sein Zusammenbruch hat das Potenzial, den Weltmeeresspiegel 6-7 M mehr als einige hundert Jahre zu erheben.

Der grösste Teil der Entladung der Antarktischen Westeiskappe ist über die fünf Haupteisströme (schneller Eis überflutend), das Eingehen ins Eisbord von Ross, der Rutford-Eisstrom, der in Ronne-Filchner Bord des Weddell Meeres und des Thwaites Gletscher- und Kiefer-Inselgletschers eingeht, der ins Eisbord von Amundsen eingeht. Meinungen unterscheiden sich betreffs des gegenwärtigen Massengleichgewichtes dieser Systeme (Bentley 1983, 1985) hauptsächlich wegen der beschränkten Daten. Die Antarktische Westeiskappe ist stabil, so lange das Eisbord von Ross durch die Schinderei entlang seinen seitlichen Grenzen beschränkt und durch das lokale Fundament befestigt wird.

Siehe auch

• Eis
• Schnee
• Seeeis
• Gletscher
• Eiskappe
• Eiskappe
• Permafrostboden
• Aktive Schicht
• Hydrobereich

Weiterführende Literatur

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Links

• Internationale Vereinigung von Cryospheric Wissenschaften (IACS)
• International Glaciological Society (IGS)
• Globale Aussichten für die Eis- und Schnee-Bewertung auf dem Staat und der Zukunft von Cryosphere, durch das Umgebungsprogramm der Vereinten Nationen, Juni 2007
• Übersicht-Karte von Cryosphere, aus dem Umgebungsprogramm der Vereinten Nationen
• Abteilung von atmosphärischen Wissenschaften an der Universität Illinois: Cryosphere heute
• Kanadisches Cryospheric Informationsnetz
• Staat des kanadischen Cryosphere
• Nah-Echtzeitübersicht der globalen Eiskonzentration und des Schnee-Ausmaßes
• Nationaler Schnee und Eisdatenzentrum
• ResearchChannel - Cryospheric Antwort auf die Klimaveränderung. Ein Video, das von der Universität Washingtons, März 2008 erzeugt ist