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標題: 湖泊和河流的冰
 
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湖泊和河流的冰

湖泊和河流的冰
應對季節性的河流和湖泊冷卻,形成冰。 A線的冰的身體的大小有關的非本地化的氣候影響是太小。封河過程顯著長期變化的冰損失的到來之日起大區域的天氣因素存在。長長的一系列觀測湖冰監測可以作為一個代理的氣候記錄,並凍結,直到突破上升趨勢的氣候擾動,賽季的具體指標可以提供方便的集成。冰的形成和沉澱,以及在融化徑流是主要依賴的情況變化和人類活動干擾​​的直接通道流影響河流徑流量的,因為在河冰作為一個氣候代理有效或太間接土地使用狀態的相關信息習俗的影響​​徑流。

凍結的湖水是依賴於在湖中的蓄熱,因為:在所需的深度,速度和溫度的空氣和水的流入的能量通量。等衛星的淺水湖泊在北極圈之間早期的夏季和冬季末(1975年)王子的深度,安裝光學圖像(Duguay和LA hururu 1997)這目標,在機載雷達圖像,但你可以得到的湖水的深度信息是經常提供沒有在冰雪路面上的溶解時間,取決於冰和淡水流入的厚度,以及將更改的深度上。

[編輯]凍土和多年凍土
冷凍地面永久凍土和季節性凍土層,在北部半球的裸露面積約5400公里²(張,2003)佔為,並因此擁有的最大擴張的雪和冰書的組成部分之一的面積。溫度(MAAT)年度熟悉的永久凍土MAAT小於-7°C小於-1或-2℃的多年凍土意味著,如果發生一般是連續的,如果地面的水分含量,其範圍和厚度和植物在冬天積雪深度,根據屏幕上的影響力。全球範圍內的永久凍土尚未完全知道,但它的基礎是北半球陸地的20%左右。 600米以上的厚度沿北極海岸,阿拉斯加和西伯利亞永久凍土東北緣對薄水平的不連續性。邊緣區,您將收到更快變暖的趨勢發生不融合。目前,大多數現有的永凍層之間形成冷態比以前的文物。然而,將揭示多年凍土,冰川退縮,或出現在現代的北極氣候的土地,可以形成地面不結冰。在另一方面,大多數的不連續的永久凍土是可能是不穩定的,“是這樣一個微妙的沃什伯恩(1973),或永久凍土層表面,但在當前的氣候和的平衡在當前的氣候變化的基礎和地熱影響的氣候和表面變化輕微的結論,根據的根本不平衡“有平衡的流率。 [18]

氣候變暖的情況下,增加深度的活性層的夏天,水文,地形系統上可以有很大的影響。易於量化,壓縮和永久凍土的退縮和南部邊緣上麥肯齊谷和馬尼托巴省,發生的這些意見,但並不能一概而論。緯度南向北位移的平均溫度的空氣50 150㎞1°C的氣候變暖,因為根據坡起的平衡條件,可以預計,多年凍土邊界。

青藏鐵路多年凍土區的部分是由實際的地下冰。其餘的(幹凍土層),在零度以下的氣溫是泥土和石塊。在一般情況下,從頂端的多年凍土冰最大冰量主要是分離的孔的物質的地球包含。英國健康研究組多年凍土溫度測量溫度的面積看,可作為指標,淨值變動。母雞布魯克黃金,和機架(1973)2〜4°理由,在頂部25%的400 miteo厚的永凍層不穩定的平衡配置文件(深度和溫度的開普敦湯普森,阿拉斯加,至少有75個禮物變暖-5超過100年年平均表面溫度℃)。帆船的影響,但估計可能是有偏見的。 1.8°C的氣候變暖“(緯度母雞布魯克,1982)ppuru類似的數據,在剛剛過去的100年中一直。此外,可以引入並發症通過改變雪的深度和表面的植物的天然或人工的干擾

在個別地區在阿拉斯加凍土融化的潛力比為3-4,0,-0.4℃變暖,假設25米厚的多年凍土對內部的不到兩個世紀的Osterkamp(1984),2.6℃將繼續上升。快速的反應溫度和厚度的活性層由於,的響應凍土的變化溫度(深度)是典型的一個非常緩慢的過程(Osterkamp 1984;科斯塔,1993)中的變化,但有足夠的證據(凱恩1991 )。季節,全球氣候是否變暖和冷卻的情況下永凍層,和免費本地時期有很大的影響。
2012-10-18 10:41 PM#1
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