TS.3.2 Изменения в криосфере: нструментальные наблюдения
В настоящее время льдом постоянно покрыто 10% поверхности суши, и лишь крошечная часть его находится вне Антарктиды и Гренландии. Льдом также в среднем в год покрыто приблизительно 7% океанов. В середине зимы снегом покрыто приблизительно 49% поверхности суши в северном полушарии. Важное свойство снега и льда – высокое альбедо поверхности. Поскольку 90% падающего солнечного излучения отражается поверхностью снега и льда, и лишь 10% отражается открытым океаном или покрытой растительностью сушей, изменения снежного и ледяного покрова являются важными механизмами обратной связи в изменении климата. Кроме того, снег и лед – эффективные изоляторы. Сезонномерзлые грунты занимают большую площадь, чем снежный покров, и их присутствие важно для потоков энергии и влаги. Таким образом, замерзшие поверхности играют важную роль в энергетических и климатических процессах. {4.1}
В криосфере хранится около 75% мировых запасов пресной воды. В региональном масштабе изменения в горном снежном покрове, ледниках и небольших ледяных шапках играют решающую роль в наличии пресной воды. Поскольку превращение льда в жидкую воду происходит при конкретных температурах, то лед является одним из компонентов климатической системы, которые в случае достаточного потепления могут подвергнуться резкому изменению. Наблюдения и анализ изменений льда со времени ТДО расширились и улучшились, в частности, что касается убыли объема горных ледников, уменьшения снежного покрова, изменений в вечной мерзлоте и мерзлых грунтов, уменьшения площади арктического морского льда, прибрежного утончения Гренландского ледового щита, которое превышает внутреннее утолщение, обеспечиваемое усилением снегопадов, уменьшения сезонномерзлых грунтов и речного и озерного ледового покрова. Эти наблюдения и анализ позволяют лучше понять, как меняется криосфера, в частности, как она влияет на последние изменения уровня моря. Центральное место в данном докладе занимают периоды с 1961 года до настоящего времени и с 1993 года до настоящего времени, поскольку за эти периоды имеются, соответственно, данные прямых измерений баланса массы ледников и данные альтиметрических наблюдений ледовых щитов. {4. 1}
Вставка TS.3. Динамика и стабильность ледовых щитов
Ледовые щиты – это толстые, обширные массы льда, образованного, главным образом, вследствие уплотнения снега. Они распространяются под собственным весом, перенося массу к своим границам, где теряют ее, в основном из-за поверхностного стока талых вод или откалывания айсбергов в шельфовые моря либо озера. Ледовые щиты плывут вследствие деформации внутри льда или скольжения по находящимся под ними материалам благодаря смазыванию талой водой. Быстрое движение подошвы ледника требует, чтобы температура у его подошвы поднималась до точки плавления за счет тепла из недр Земли, переносимого с талой водой, или же тепла от «трения» движения льда. Скорость скольжения при данном гравитационном стрессе может различаться на несколько порядков величины, в зависимости от присутствия или отсутствия деформируемых отложений, шероховатости подложки, поступления и распределения воды. Условия у подошвы ледника обычно характеризуются плохо, что вводит важные неопределенности в понимание стабильности ледовых щитов. {4.6}
Движение льда часто принимает форму быстро перемещающихся ледяных потоков (которые плывут между ледяными стенами, движущимися медленнее) или в выводные ледники (со стенками из породы). Усиленное движение в ледяных потоках возникает либо из-за более сильного гравитационного стресса, связанного с более толстым льдом в скальных ковшах, либо из-за повышенного смазывания у подошвы. {4.6}
Стекший лед по берегам часто остается прикрепленным к ледовому щиту, образуя плавучий шельфовый ледник. Шельфовый ледник движется вперед, распространяясь и становясь тоньше под собственным весом, но вместе с тем набирая вес за счет снегопадов и поступления льда с ледового щита. Трение по бокам шельфового ледника и над локальными отмелями замедляет движение ледника и, следовательно, сток льда с ледового щита. Шельфовый ледник теряет массу из-за откалывания айсбергов спереди и за счет таяния в океанической полости под ним. Исследования показывают, что потепление океана на 1°C могло бы повысить скорость таяния массы шельфовых льдов на 10 м в год, но недостаточное знание полостей в шельфовых льдах, которые в значительной мере недоступны, ограничивает точность таких оценок. {4.6}
Палеоклиматические данные о предыдущих ледниковых периодах показывают, что ледовые щиты уменьшаются в ответ на потепление и увеличиваются в ответ на похолодание и что темпы уменьшения могут превышать темпы роста. Объемы Гренландского и Антарктического ледовых щитов эквивалентны повышению уровня моря соответственно приблизительно на 7 и 57 м. Палеоклиматические данные показывают также, что значительное таяние одного или обоих ледовых щитов уже, вероятно, случалось в прошлом, однако данные кернов льда говорят о том, что ни один из них не исчезал полностью в периоды потепления как минимум за последний миллион лет. Ледовые щиты могут реагировать на экологическое воздействие в очень больших временных масштабах, что говорит о том, что текущее потепление может вызвать изменения в далеком будущем. Например, для проникновения поверхностного потепления к породной массе и изменения там температуры может понадобиться больше 10 тысяч лет. Скорость льда на большей части ледового щита медленно изменяется в ответ на изменения формы ледового щита или температуры на его поверхности, однако возможны и сильные изменения скорости в ледяных потоках и выводных ледниках в ответ на изменения условий у подошвы, проникновение поверхностной талой воды к ложу или изменения в шельфовых ледниках, в которые они текут. {4.6, 6.4}
Модели, в настоящее время настроенные на длительную интеграцию, остаются наиболее надежными в трактовке поверхностного накопления и абляции, как для ТДО, но не обеспечивают полную трактовку динамики льда; следовательно, анализ прошлых изменений или будущих проекций с помощью этих моделей может недооценивать влияние движения льда на повышение уровня моря, однако порядок величины такого эффекта неизвестен. {8.2}
Во многих регионах снежный покров уменьшился, особенно весной. По результатам спутниковых наблюдений за 1966-2005 годы снежный покров в северном полушарии в конце 1980-х годов ежемесячно, кроме ноября и декабря, уменьшался со среднегодовой скоростью 5% (см. рис. TS.12). В южном полушарии имеющиеся немногие результаты наблюдений показывают в основном либо снижение, либо отсутствие изменений за последние 40 и более лет. Площадь снежного покрова в северном полушарии в апреле сильно зависит от апрельской температуре в районе 40-60° с.ш., отражая обратную связь между снегом и температурой. {4.2}
Уменьшение снежного покрова зарегистрировано в нескольких регионах по всему миру, что видно из годового временного ряда водного эквивалента горного снега и высоты снежного покрова. Горный снег может быть чувствительным к небольшим изменениям температуры, особенно в умеренных климатических зонах, где переход от дождя к снегу обычно тесно связан с высотой нулевой изотермы. Уменьшение горного снежного покрова в западной части Северной Америки и в Швейцарских Альпах максимально на небольшой высоте, где температура выше. Водный эквивалент горного снега с 1950 года уменьшился на 75% станций мониторинга в западной части Северной Америки. Высота горного снежного покрова также уменьшилась в Альпах и в юго-восточной части Австралии. Прямые наблюдения за высотой снежного покрова слишком ограничены для того, чтобы определить изменения в Андах, однако измерения температуры показывают, что высота, на которой выпадает снег (над снеговой линией), в гористых районах Южной Америки, вероятно, увеличилась. {4.2}
Вечная мерзлота и сезонномерзлые грунты в большинстве регионов в последние десятилетия демонстрируют серьезные изменения. Изменения в состоянии вечной мерзлоты могут влиять на речной сток, водоснабжение, углеродный обмен, стабильность ландшафта, и причинять ущерб инфраструктуре. С 1980-х годов отмечается рост температур в верхней части слоя вечной мерзлоты, достигающий 3°C. Потепление вечной мерзлоты наблюдается также, в разных масштабах, в канадской Арктике, Сибири, на Тибетском плато и в Европе. Толща вечной мерзлоты тает со скоростью от 0,04 м/год на Аляске до 0,02 м/год на Тибетском плато. {4.7}
Максимальная площадь, покрытая сезонномерзлыми грунтами, в северном полушарии уменьшилась за вторую половину 20-го века приблизительно на 7%, причем весной уменьшение составляло до 15%. Максимальная толщина сезонномерзлых грунтов в Евразии с середины 20 столетия уменьшилась приблизительно на 0,3 м. Кроме того, максимальная глубина сезонного таяния в российской Арктике за период с 1956 по 1990 г. увеличилась почти на 0,2 м. {4.7}
В среднем общая тенденция изменений речного и озерного льда в северном полушарии за последние 150 лет показывает, что начало ледостава отодвигалось со средней скоростью 5,8±1,9 дней за сто лет, а начало ледохода – приближалось со скоростью 6,5±1,4 дней за сто лет. Тем не менее, наблюдалась также значительная пространственная изменчивость, и в некоторых регионах отмечались тренды противоположного знака. {4.3}
Согласно спутниковых наблюдениям, среднегодовая площадь арктического морского льда уменьшалась с 1978 года приблизительно на 2,7±0,6% за десятилетие (см. рис TS.13). Летом площадь льда уменьшается больше, чем зимой, причем летний минимум уменьшается со скоростью около 7,4±2,4% за десятилетие. Другие данные показывают, что летнее уменьшение началось около 1970 года. Аналогичные наблюдения в Антарктике обнаруживают более значительную межгодовую изменчивость, но последовательных трендов за период спутниковых наблюдений не выявлено. В щиты и ледники, изменения в морском льде не оказывают прямого воздействия на изменение уровня моря (тому что этот лед уже плавает), но могут влиять на изменение солености через приток пресной воды. {4.4}
На протяжении 20-го столетия ледники и ледяные шапки испытывали повсеместную потерю массы и содействовали повышению уровню моря. Потеря массы ледников и ледяных шапок (за исключением находящихся вокруг ледовых щитов Гренландии и Антарктиды), по оценкам, эквивалентна повышению уровня моря на 0,50±0,18 мм в год за 1961-2003 годы и на 0,77±0,22 мм в год за 1991-2003 годы. Убыль ледников в конце 20-го века, вероятно, стала реакцией на потепление после 1970 года. {4.5}
Недавние наблюдения дают доказательства быстрых изменений ледяного потока в некоторых регионах, которые содействуют повышению уровня моря, и показывают, что движение может быть ключевым фактором в будущей реакции шельфового льда, прибрежных ледников и ледовых щитов на изменение климата. Утончение или убыль шельфового льда в некоторых прибрежных районах Гренландии, Антарктического полуострова и Западной Антарктиды связано с ускорением потока близлежащих ледников и ледяных потоков, показывая, что шельфовые ледники (в том числе короткие, длиной несколько километров или десятков километров) могут играть более значительную роль в стабилизации или ограничении движения льда, чем считалось раньше. Наблюдаемым изменениям способствует как океаническая, так и атмосферная температура. Длительное летнее потепление в районе Антарктического полуострова, весьма вероятно, сыграло роль в последующем быстром разрушении шельфового ледника Ларсена-Б в 2002 году за счет увеличения количества летней талой воды, которая протекла в разломы и вскрыла их. Модели не обеспечивают точный учет всех физических процессов, которые происходят при наблюдаемом откалывании (как при разрушении вышеупомянутого ледника). {4.6}
Гренландский и Антарктический ледовые щиты, вместе взятые, весьма вероятно, содействовали повышению уровня моря в прошедшем десятилетии. Весьма вероятно, что Гренландский ледовый щит с 1993 по 2003 г. уменьшился, причем утолщение в центральных районах более чем компенсировалось повышенным таянием в прибрежных зонах. Из наблюдений четко не установлено, увеличиваются ли или уменьшаются ледовые щиты во временных масштабах больше десятилетия. Несогласованность методов и небольшое количество оценок не позволяют получить наилучшие оценки или статистически точные пределы погрешности изменений в балансах массы ледовых щитов. Однако ускорение движения выводных ледников способствует стоку льда из середины и наблюдается на обоих ледовых щитах (см. рис. TS.14). Оценка данных и методов показывает баланс массы Гренландского ледового щита от –50 до –100 Гт/год (уменьшение способствует повышению глобального уровня моря на 0,14-28 мм/год) за 1993-2003 годы, с еще большими потерями в 2005 году. Для более ранних периодов и для Антарктиды неопределенность еще больше. Оцениваемый диапазон баланса массы Гренландского ледового щита за период 1961-2003 годы – от роста на 25 Гт/год до убыли на 60 Гт/год (–0,07 - +0,17 мм/год эквивалента уровня моря (ЭУМ)). Оценка всех этих данных дает общий баланс массы Антарктического ледового щита в следующем диапазоне: от роста на 100 Гт/год до убыли на 200 Гт/год (–0,27 - +0,56 мм/год ЭУМ) за 1961-2003 годы, от +50 до –200 Гт/год (–0,14 - +0,55 мм/год ЭУМ) за 1993-2003 годы. Эти изменения в ледяном потоке, вероятно, достаточны для того, чтобы объяснить большую часть или весь расчетный дисбаланс массы льда в Антарктиде, а последние изменения в ледяном потоке, снегопадах и стоке талых вод достаточны для объяснения дисбаланса массы в Гренландии. {4.6, 4.8}