Idi na sadržaj

Kriosfera

Nepregledano
S Wikipedije, slobodne enciklopedije
Pregled kriosfere i njenih većih komponenti [1]

Kriosfera (grč κρύος —krios = hladno i σφαῖρα —sfera = sfera, sloj) je krovni termin za one dijelove Zemljine površine gdje se voda nalazi u čvrstom čvrstom obliku. To uključuje led ns morima jezerima ili rijekama, snijeg, glečere, ledene kape, ledene ploče i smrznuto tlo (što uključuje permafrost). Dakle, postoji preklapanje sa hidrosferom. Kriosfera je sastavni dio globalnog klimatskog sistema. Također ima važne povratne informacije o klimatskim promjenama. Ove povratne informacije dolaze od uticaja kriosfere na površinsku energiju i protok vlage, oblake, ciklus vode, atmosfersku i okeansku cirkulaciju.

Kroz ove procese povratnih informacija, kriosfera ima značajnu ulogu u globalnoj klimi i u odgovoru klimatskog modela na globalne promjene. Otprilike 10% Zemljine površine prekriveno je ledom, ali se to brzo smanjuje.[2]

„Kriosferske nauke“ su krovni termin za proučavanje kriosfere. Kao interdisciplinarna nauka o Zemlji, mnoge discipline doprinose joj, a najznačajnije geologija, hidrologija, te meteorologija i klimatologija; u tom smislu, uporediva je sa glaciologijom.

Termin „deglacijacija“ opisuje povlačenje kriosferskih karakteristika.

Svojstva i interakcije

[uredi | uredi izvor]
Kriosfera (dolje lijevo) je jedna od pet komponenti klimatskog sistema. Ostale su atmosfera, hidrosfera, litosfera i biosfera.[3]:1451

Postoji nekoliko fundamentalnih fizičkih svojstava snijega i leda koja moduliraju razmjenu energije između površine i atmosfere. Najvažnija svojstva su površinska refleksija (albedo), sposobnost prijenosa toplote (termička difuzivnost) i sposobnost promjene stanja (latentna toplota). Ova fizička svojstva, zajedno s hrapavošću površine, emisivnošću i dielektričnim karakteristikama, imaju važne implikacije za posmatranje snijega i leda iz svemira. Na primjer, hrapavost površine je često dominantan faktor koji određuje jačinu povratnog raspršenja radara.[4] Fizička svojstva poput kristalne strukture, gustoće, dužine i sadržaja tečne vode važni su faktori koji utječu na prijenos topline i vode i raspršivanje mikrotalasne energije.

Vrijeme i obim zadržavanja

[uredi | uredi izvor]

Vrijeme zadržavanja vode u svakom od kriosferskih podsistema uveliko varira. Snježni pokrivač i slatkovodni led su u suštini sezonski, a većina morskog leda, osim leda u centralnom Arktiku, traje samo nekoliko godina ako nije sezonski. Međutim, određena čestica vode u glečerima, ledenim pločama ili prizemnom ledu može ostati smrznuta 10–100.000 godina ili duže, a duboki led u dijelovima Istočnog Antarktika može imati starost koja se približava milionu godina.

Većina svjetske količine leda nalazi se na Antarktiku, uglavnom u Istočnom antarktičkom ledenom pokrovu. Međutim, što se tiče površinskog obuhvata, zimski snijeg i led na sjevernoj hemisferi zauzimaju najveću površinu, u prosjeku 23% površine hemisfere u januaru. Veliki površinski obuhvat i važne klimatske uloge snijega i leda povezani su s njihovim jedinstvenim fizičkim svojstvima. To također ukazuje na to da je sposobnost promatranja i modeliranja opsega, debljine te radijacijskih i termalnih svojstava snijega i ledenog pokrivača od posebnog značaja za klimtatska istraživanja.[5]

Površinska refleksija

[uredi | uredi izvor]

Površinska refleksija dolaznog sunčevog zračenja važna je za površinski energetski bilan (SEB). To je odnos reflektovanog i upadnog sunčevog zračenja, obično se naziva albedo. Klimatolozi su prvenstveno zainteresirani za albedo integriran preko kratkotalasnog dijela elektromagnetnog spektra (~300 do 3500 nm), što se poklapa s glavnim unosom sunčeve energije. Tipično, vrijednosti albeda za površine prekrivene snijegom koje se ne tope su visoke (~80–90%), osim u slučaju šuma.

Veći albedo za snijeg i led uzrokuje brze promjene površinskih refleksija u jesen i proljeće, na visokim geografskim širinama, ali ukupni klimatski značaj ovog povećanja je prostorno i vremenski moduliran oblačnim pokrivačem. (Planetarni albedo uglavnom je određen oblačnošću i malom količinom ukupnog sunčevog zračenja primljenog na visokim geografskim širinama tokom zimskih mjeseci.) Ljeto i jesen su vremena visoke prosječne oblačnosti iznad Arktičkog okeana, tako da je albedo povratna informacija povezana s velikim sezonskim promjenama u obimu morskog leda znatno smanjena. Utvrđeno je da snježni pokrivač pokazuje najveći uticaj na Zemaljsku radijacijsku ravnotežu u proljeće (od aprila do maja) kada je dolazno sunčevo zračenje bilo najveće nad područjima prekrivenim snijegom.[6]

Termička svojstva kriosferskih elemenata

[uredi | uredi izvor]

Toplotna svojstva kriosferskih elemenata također imaju važne klimatske posljedice. Snijeg i led imaju mnogo niže termičke difuzivnosti od zraka. Toplotna difuzivnost je mjera brzine kojom temperaturni talasi mogu prodrijeti kroz supstancu. Snijeg i led su mnogo redova veličine manje efikasni u difuziji toplote od zraka. Snježni pokrivač izoluje površinu tla, a morski led izoluje okean ispod njega, odvajajući granicu površina-atmosfera u odnosu na fluks toplote i vlage. Tok vlage sa vodene površine eliminiše čak i tanki sloj leda, dok fluks toplote kroz tanki led nastavlja biti značajan sve dok ne dostigne debljinu veću od 30 do 40 cm. Međutim, čak i mala količina snijega na vrhu leda će dramatično smanjiti toplotni fluks i usporiti brzinu rasta leda. Izolacijski učinak snijega također ima velike implikacije na hidrološki ciklus. U regijama bez permafrosta, izolacijski učinak snijega je takav da se smrzava samo površina tla blizu površine, a odvodnjavanje dubokih voda je neprekinuto.[7] Dok snijeg i led izoluju površinu od velikih gubitaka energije zimi, oni također usporavaju zagrijavanje u proljeće i ljeto zbog velike količine energije potrebne za topljenje leda (latentna toplota fuzije, 3,34 × 105 J/kg na 0 °C). Međutim, jaka statička stabilnost atmosfere iznad područja s velikim snijegom ili ledom teži ograničavanju neposrednog efekta hlađenja na relativno plitki sloj, tako da su povezane atmosferske anomalije obično kratkotrajne i lokalne do regionalne razmjere.[8] Međutim, u nekim dijelovima svijeta, poput Euroazije, poznato je da hlađenje povezano s gustim snježnim pokrivačem i vlažnim proljetnim tlima igra ulogu u modulaciji ljetne monsunske cirkulacije.[9]

Mehanizmi povratne sprege o klimatskim promjenama

[uredi | uredi izvor]

Postoje brojne povratne sprege kriosfere i klime u globalnom klimatskom sistemu. One djeluju u širokom rasponu prostornih i vremenskih skala, od lokalnog sezonskog hlađenja temperatura zraka do varijacija ledenih pokrivača na hemisfernoj skali tokom vremenskih skala od hiljada godina. Uključeni mehanizmi povratne sprege često su složeni i nepotpuno shvaćeni. Naprimjer, Curry et al. (1995) pokazali su da takozvana "jednostavna" povratna sprega morskog leda i albeda uključuje složene interakcije s frakcijom olova, otopljenim jezerima, debljinom leda, snježnim pokrivačem i obimom morskog leda.[10]

Uloga snježnog pokrivača u modulaciji monsuna samo je jedan primjer kratkoročne povratne sprege između kriosfere i klime koja uključuje površinu kopna i atmosferu.

Komponente

[uredi | uredi izvor]

Glečeri i ledeni pokrovi

[uredi | uredi izvor]
Prikaz glečera na topografskoj mapi.
Glečer Taschachferner u Ötztalskim Alpama u Austriji. Planina s lijeve strane je Wildspitze (3.768 m), druga najviša u Austriji. Desno je područje s otvorenim pukotinama gdje glečer teče preko neke vrste velike litice.[11]

Ledeni pokrovi i glečeri su tekuće ledene mase koje leže na čvrstom kopnu. Kontroliraju ih akumulacija snijega, površinsko i bazalno topljenje, odvajanje u okolne okeane ili jezera i unutrašnja dinamika. Potonja je rezultat gravitacijskog puzajućeg toka ("glacijalni tok") unutar ledenog tijela i klizanja po podložnom kopnu, što dovodi do stanjivanja i horizontalnog širenja.[12] Svaka neravnoteža ove dinamičke ravnoteže između dobitka, gubitka i transporta mase usljed protoka rezultira ili rastom ili smanjenjem ledenih tijela.

Pogled iz zraka na ledenu ploču na istočnoj obali Grenlanda

Odnosi između globalne klime i promjena u obimu leda su složeni. Maseni balans kopnenih glečera i ledenih ploča određen je akumulacijom snijega, uglavnom zimi i ablacijom u toploj sezoni, prvenstveno zbog neto zračenja i turbulentnih toplotnih tokova koji dovode do topljenja leda i snijega od advekcije toplog zraka[13][14] Tamo gdje se ledene mase završavaju u okeanu, ledeni brijeg otpadanje je glavni uzrok gubitka mase. U ovoj situaciji, ledena margina može se protezati u duboku vodu kao plutajuća ledena polica, kao što je ona u Rossovom moru.

Šablon:Izvod

Šablon:Izvod

Morski led

[uredi | uredi izvor]
Izlomljeni komadi arktičkog morskog leda sa snježnim pokrivačem
Satelitski snimak morskog leda koji se formira u blizini Ostrva Svetog Mateja u Beringovom moru.

Morski led pokriva veći dio polarnih okeana i nastaje smrzavanjem morske vode. Satelitski podaci od ranih 1970-ih otkrivaju značajnu sezonsku, regionalnu i međugodišnju varijabilnost u pokrivaču morskog leda na obje hemisfere. Sezonski, opseg morskog leda na Južnoj hemisferi varira za faktor 5, od minimalnih 3–4 miliona km2 u februaru do maksimalnih 17 – 20 miliona km2 u septembru.[15][16] Sezonske varijacije su mnogo manje na sjevernoj hemisferi gdje ograničena priroda i visoke geografske širine Arktičkog okeana rezultiraju mnogo većim višegodišnjim ledenim pokrivačem, a okolno kopno ograničava opseg zimskog leda prema ekvatoru. Stoga, sezonska varijabilnost u opsegu leda na Sjevernoj hemisferi varira samo za faktor 2, od minimalnih 7–9 miliona km2 u septembru do maksimalnih 14–16 miliona km2 u martu.[16][17]

Ledeni pokrivač pokazuje mnogo veću međugodišnju varijabilnost na regionalnom nivou nego na hemisferičnom nivou. Na primjer, u regiji Ohotskog mora i Japana, maksimalna površina leda smanjila se sa 1,3 miliona km² 1983. godine na 0,85 miliona km² 1984., što je smanjenje od 35%, prije nego što se sljedeće godine povećala na 1,2 miliona km².[16] Regionalne fluktuacije na obje hemisfere su takve da tokom bilo kojeg višegodišnjeg perioda satelitskog snimanja neke regije pokazuju smanjenje pokrivenosti ledom, dok druge pokazuju povećanje pokrivenosti ledom.[18]

Smrznuto tlo i permafrost

[uredi | uredi izvor]

Snježni pokrivač

[uredi | uredi izvor]
Drveće prekriveno snijegom u Kuusamu, Finska.
Snježni nanosi koji se formiraju oko prepreka niz vjetar.

Većina Zemljine površine prekrivene snijegom nalazi se na Sjevernoj hemisferi, a sezonski varira od 46,5 miliona km2 u januaru do 3,8 miliona km2 u avgustu.[19]

Snježni pokrivač je izuzetno važna komponenta skladištenja u vodnom bilansu, posebno sezonskog snježnog pokrivača u planinskim područjima svijeta. Iako ograničenog obima, sezonski snježni pokrivač u planinskim lancima Zemlje predstavlja glavni izvor oticanja za protok potoka i obnavljanje podzemnih voda na širokim područjima srednjih geografskih širina. Naprimjer, preko 85% godišnjeg oticanja iz sliva rijeke Colorado potiče od topljenja snijega. Oticanje vode od topljenja snijega sa Zemljinih planina puni rijeke i obnavlja vodonosnike od kojih preko milijardu ljudi zavisi za svoje vodne resurse.

Nadalje, preko 40% zaštićenih područja na svijetu nalazi se u planinama, što svjedoči o njihovoj vrijednosti i kao jedinstvenih ekosistema kojima je potrebna zaštita i kao rekreacijskih područja za ljude.

Led na jezerima i rijekama

[uredi | uredi izvor]

Led se formira na rijekama i jezerima, kao odgovor na sezonsko hlađenje. Veličine uključenih ledenih tijela su premale da bi izazvale bilo šta drugo osim lokalizovanih klimatskih efekata. Međutim, procesi smrzavanja/lomljenja reaguju na vremenske faktore velikih razmjera i lokalne vremenske faktore, tako da postoji značajna međugodišnja varijabilnost u datumima pojave i nestanka leda. Dugi nizovi posmatranja jezerskog leda mogu poslužiti kao zamjenski klimatski zapis, a praćenje trendova smrzavanja i raspadanja može pružiti prikladan integrirani i sezonski specifičan indeks klimatskih poremećaja. Informacije o stanju riječnog leda manje su korisne kao klimatski zamjenski pokazatelj jer formiranje leda snažno ovisi o režimu riječnog toka, na koji utiču padavine, topljenje snijega i oticanje sliva, kao i ljudsko uplitanje koje direktno mijenja protok u kanalu ili koje indirektno utiče na oticanje putem praksi korištenja zemljišta.

Zamrzavanje jezera ovisi o skladištenju topline u jezeru i stoga o njegovoj dubini, brzini i temperaturi bilo kojeg dotoka, te energetskim fluksevima voda – zrak. Informacije o dubini jezera često nisu dostupne, iako se neke indikacije o dubini plitkih jezera na Arktiku mogu dobiti iz radarskih snimaka iz zraka tokom kasne zime (Sellman et al. 1975) i optičkih snimaka iz svemira tokom ljeta (Duguay i Lafleur 1997). Vrijeme raspadanja leda mijenja se dubinom snijega na ledu, kao i debljinom leda i dotokom slatke vode.

Promjene uzrokovane klimatskim promjenama

[uredi | uredi izvor]

Otapanje ledenog pokrivača

[uredi | uredi izvor]
Projekcije iz 2023. godine o tome koliko bi se grenlandski ledeni pokrivač mogao smanjiti u odnosu na sadašnji obim do 2300., pod najgorim mogućim scenarijem klimatskih promjena (gornja polovina) i koliko će se brže preostali led kretati u tom slučaju (donja polovina).[20]

Smanjenje glečera

[uredi | uredi izvor]

Smanjenje morskog leda

[uredi | uredi izvor]

Otapanje permafrosta

[uredi | uredi izvor]

Smanjenje snježnog pokrivača

[uredi | uredi izvor]
Smanjenje trajanja snježnog pokrivača u Alpama, počevši otprilike od kraja 19. stoljeća, naglašavajući potrebe prilagođavanja klimatskim promjenama[21]

Studije iz 2021. godine otkrile su da se snježni pokrivač na sjevernoj hemisferi smanjuje od 1978. godine, zajedno sa dubinom snijega.[22] Paleoklimatološka posmatranja pokazuju da su takve promjene nezapamćene u posljednjim milenijima u zapadnoj Sjevernoj Americi.[23][24][22]

Sjevernoameričkii zimski snježni pokrivač se povećao tokom 20. stoljeća,[25][26] uglavnom kao odgovor na povećanje padavina.[27]

Zbog bliske veze s temperaturom zraka na hemisferi, snježni pokrivač je važan pokazatelj klimatskih promjena. Očekuje se da će globalno zagrijavanje rezultirati velikim promjenama u raspodjeli snijega i padavina, te u vremenu topljenja snijega, što će imati važne implikacije na korištenje i upravljanje vodom. Ove promjene također uključuju potencijalno važne dekadne i duže vremenske povratne informacije o klimatskom sistemu kroz vremenske i prostorne promjene u vlažnosti tla i oticanju u okean. (Walsh 1995). Tokovi slatke vode iz snježnog pokrivača u morski okoliš mogu biti važni, jer je ukupni tok vjerovatno iste veličine kao i desalinizirana područja grebena i ruševina morskog leda.[28] Pored toga, postoji i povezani puls taloženih zagađivača koji se akumuliraju tokom arktičke zime u snježnim padavinama i ispuštaju u okean nakon ablacija morskog leda.

Također pogledajte

[uredi | uredi izvor]

Reference

[uredi | uredi izvor]
  1. ↑ "Cryosphere - Maps and Graphics at UNEP/GRID-Arendal". 2007-08-26. Arhivirano s originala, 2007-08-26. Pristupljeno 2023-09-25.
  2. ↑ "Global Ice Viewer – Climate Change: Vital Signs of the Planet". climate.nasa.gov. Pristupljeno 27 November 2021.
  3. ↑ Planton, S. (2013). "Annex III: Glossary" (PDF). u Stocker, T.F.; Qin, D.; Plattner, G.-K.; Tignor, M.; Allen, S.K.; Boschung, J.; Nauels, A.; Xia, Y.; Bex, V.; Midgley, P.M. (ured.). Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.
  4. ↑ Hall, Dorothy K. (1985). Remote Sensing of Ice and Snow. Dordrecht: Springer Netherlands. ISBN 978-94-009-4842-6.
  5. ↑ "Properties of Snow – Our Winter World". ourwinterworld.org (jezik: engleski). Arhivirano s originala, 2025-01-15. Pristupljeno 2025-03-06.
  6. ↑ Groisman, Pavel Ya.; Karl, Thomas R.; Knight, Richard W. (14 January 1994). "Observed Impact of Snow Cover on the Heat Balance and the Rise of Continental Spring Temperatures". Science. 263 (5144): 198–200. Bibcode:1994Sci...263..198G. doi:10.1126/science.263.5144.198. PMID 17839175. S2CID 9932394. Pristupljeno 25 February 2022.
  7. ↑ Lynch-Stieglitz, M., 1994: The development and validation of a simple snow model for the GISS GCM. J. Climate, 7, 1842–1855.
  8. ↑ Cohen, J., and D. Rind, 1991: The effect of snow cover on the climate. J. Climate, 4, 689–706.
  9. ↑ Vernekar, A. D., J. Zhou, and J. Shukla, 1995: The effect of Eurasian snow cover on the Indian monsoon. J. Climate, 8, 248–266.
  10. ↑ Curry, Judith A.; Schramm, Julie L.; Ebert, Elizabeth E. (1995). "Sea Ice-Albedo Climate Feedback Mechanism". Journal of Climate (jezik: engleski). 8 (2): 240–247. Bibcode:1995JCli....8..240C. doi:10.1175/1520-0442(1995)008<0240:SIACFM>2.0.CO;2. ISSN 0894-8755.
  11. ↑ Google Maps: Distance between Wildspitze and Hinterer Brochkogel, cf. image scale at lower edge of screen
  12. ↑ Greve, R.; Blatter, H. (2009). Dynamics of Ice Sheets and Glaciers. Springer. doi:10.1007/978-3-642-03415-2. ISBN 978-3-642-03414-5.
  13. ↑ Paterson, W. S. B., 1993: World sea level and the present mass balance of the Antarctic ice sheet. In: W.R. Peltier (ed.), Ice in the Climate System, NATO ASI Series, I12, Springer-Verlag, Berlin, 131–140.
  14. ↑ Van den Broeke, M. R., 1996: The atmospheric boundary layer over ice sheets and glaciers. Utrecht, Universitiet Utrecht, 178 pp.
  15. ↑ Zwally, H. J., J. C. Comiso, C. L. Parkinson, W. J. Campbell, F. D. Carsey, and P. Gloersen, 1983: Antarctic Sea Ice, 1973–1976: Satellite Passive-Microwave Observations. NASA SP-459, National Aeronautics and Space Administration, Washington, D.C., 206 pp.
  16. 1 2 3 Gloersen, P., W. J. Campbell, D. J. Cavalieri, J. C. Comiso, C. L. Parkinson, and H. J. Zwally, 1992: Arctic and Antarctic Sea Ice, 1978–1987: Satellite Passive-Microwave Observations and Analysis. NASA SP-511, National Aeronautics and Space Administration, Washington, D.C., 290 pp.
  17. ↑ Parkinson, C. L., J. C. Comiso, H. J. Zwally, D. J. Cavalieri, P. Gloersen, and W. J. Campbell, 1987: Arctic Sea Ice, 1973–1976: Satellite Passive-Microwave Observations, NASA SP-489, National Aeronautics and Space Administration, Washington, D.C., 296 pp.
  18. ↑ Parkinson, C. L., 1995: Recent sea-ice advances in Baffin Bay/Davis Strait and retreats in the Bellinshausen Sea. Annals of Glaciology, 21, 348–352.
  19. ↑ Robinson, D. A., K. F. Dewey, and R. R. Heim, 1993: Global snow cover monitoring: an update. Bull. Amer. Meteorol. Soc., 74, 1689–1696.
  20. ↑ Beckmann, Johanna; Winkelmann, Ricarda (27 July 2023). "Effects of extreme melt events on ice flow and sea level rise of the Greenland Ice Sheet". The Cryosphere (jezik: engleski). 17 (7): 3083–3099. Bibcode:2023TCry...17.3083B. doi:10.5194/tc-17-3083-2023.
  21. ↑ Carrer, Marco; Dibona, Raffaella; Prendin, Angela Luisa; Brunetti, Michele (February 2023). "Recent waning snowpack in the Alps is unprecedented in the last six centuries". Nature Climate Change (jezik: engleski). 13 (2): 155–160. Bibcode:2023NatCC..13..155C. doi:10.1038/s41558-022-01575-3. hdl:11577/3477269. ISSN 1758-6798.
  22. 1 2 Fox-Kemper, B.; Hewitt, H.T.; Xiao, C.; Aðalgeirsdóttir, G.; Drijfhout, S.S.; Edwards, T.L.; Golledge, N.R.; Hemer, M.; Kopp, R.E.; Krinner, G.; Mix, A. (2021). Masson-Delmotte, V.; Zhai, P.; Pirani, A.; Connors, S.L.; Péan, C.; Berger, S.; Caud, N.; Chen, Y.; Goldfarb, L. (ured.). "Ocean, Cryosphere and Sea Level Change" (PDF). Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, NY, USA. 2021: 1283–1285. doi:10.1017/9781009157896.011. ISBN 9781009157896.
  23. ↑ Pederson, Gregory T.; Gray, Stephen T.; Woodhouse, Connie A.; Betancourt, Julio L.; Fagre, Daniel B.; Littell, Jeremy S.; Watson, Emma; Luckman, Brian H.; Graumlich, Lisa J. (2011-07-15). "The Unusual Nature of Recent Snowpack Declines in the North American Cordillera". Science (jezik: engleski). 333 (6040): 332–335. Bibcode:2011Sci...333..332P. doi:10.1126/science.1201570. ISSN 0036-8075. PMID 21659569. S2CID 29486298.
  24. ↑ Belmecheri, Soumaya; Babst, Flurin; Wahl, Eugene R.; Stahle, David W.; Trouet, Valerie (2016). "Multi-century evaluation of Sierra Nevada snowpack". Nature Climate Change (jezik: engleski). 6 (1): 2–3. Bibcode:2016NatCC...6....2B. doi:10.1038/nclimate2809. ISSN 1758-6798.
  25. ↑ Brown, Ross D.; Goodison, Barry E.; Brown, Ross D.; Goodison, Barry E. (1996-06-01). "Interannual Variability in Reconstructed Canadian Snow Cover, 1915–1992". Journal of Climate (jezik: engleski). 9 (6): 1299–1318. Bibcode:1996JCli....9.1299B. doi:10.1175/1520-0442(1996)009<1299:ivircs>2.0.co;2.
  26. ↑ Hughes, M. G.; Frei, A.; Robinson, D.A. (1996). "Historical analysis of North American snow cover extent: merging satellite and station-derived snow cover observations". Proceedings of the Annual Meeting - Eastern Snow Conference (jezik: engleski). Williamsburg, Virginia: Eastern Snow Conference. str. 21–31. ISBN 9780920081181.
  27. ↑ 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.
  28. ↑ Prinsenberg, S. J. 1988: Ice-cover and ice-ridge contributions to the freshwater contents of Hudson Bay and Foxe Basin. Arctic, 41, 6–11.

Vanjski linkovi

[uredi | uredi izvor]

Šablon:Klimatske promjene Šablon:Permafrost

Preuzeto iz "https://bs.wikipedia.org/w/index.php?title=Kriosfera&oldid=3891199"