TS.3.2 冰雪圈的变化：器测记录
当前，冰的常年覆盖面积占地表的10%，只有极小的一部份位于南极和格陵兰之外。冰还每年平均覆盖大约7%的海洋。在隆冬季节，雪盖约占北半球陆表面积的49%。雪和冰的一个重要特性就是其较高的地表反照率。因为达90%的太阳辐射被雪面和冰面反射，而只有约10%的辐射被海洋或被林地反射，雪盖和冰盖的变化是气候变化中的重要反馈机制。另外，雪和冰是有效的隔离体。季节性冻土比积雪范围更广，冻土的存在对能量通量和湿度通量很重要。因此，冻土表面在能量过程和气候过程中发挥着重要作用。{4.1}
冰雪圈储存了世界上大约75%的淡水。在区域尺度上，山地积雪、冰川和小型冰帽的变化对淡水的可用量起着关键作用。因为冰变成液态水是在特定的温度下发生的，所以冰是气候系统的一个组成部分，有可能会因气候变暖到一定程度后而发生突变。自TAR以来，扩大并改进了对冰变化的观测和分析，包括山地冰川量的缩减、雪盖的减少、多年冻土层和冻土的变化、北冰洋海冰面积的缩减、格陵兰冰盖沿海部分变薄的速度超过内陆因降雪增加而变厚的速度、及季节性冻土的减少和江河湖泊冰盖的减少。这些可以增加人们对冰雪圈的变化方式的了解，包括其对近期海平面变化的贡献。1961年到目前这段时期和1993年到目前这段时期分别是这份报告的焦点，这是由于有了直接测量的冰川物质平衡资料和冰盖测高观测资料的原因。{4. 1 }
大多数区域的雪盖已经减少，特别是在春季。通过卫星观测发现1966年至2005年这一时期北半球的雪盖每个月都在减少，11月和12月除外，上世纪八十年代后期，其年均值以5%的速度逐步下降(参见图TS.12)。在南半球，为数不多的长期记录或代用资料大多数表明在过去的40多年里情况或者是减少或者是没有变化。北半球四月份雪盖范围与40ºN到60ºN四月份温度有着很强的相关性，这反映了雪和温度之间的反馈关系。{4.2}
根据山地雪水当量和雪深年度时间序列记录显示，全世界几个地区的积雪已经下降。山地积雪可对温度的细小变化具有敏感性，特别是在温带气候区，因为在这样的地区，从雨到雪的转变一般与结冰层的高度有着密切联系。北美洲西部和阿尔卑斯山脉瑞士地区山地积雪的下降在较低、较暖的海拔高度上是最大的。山地雪水当量自1950以来已经减少，为北美洲西部台站监测值的75%。阿尔卑斯山脉和澳大利亚东南部的山地积雪厚度也已减少。积雪厚度的直接观测资料太为有限，无法确定安第斯山脉的变化，但是温度测值表明南美洲山区有雪的高度(雪线以上)可能已经上升。{4.2}
大部分地区的多年冻土层和季节性冻土近几十年来出现了重大变化。多年冻土层条件的变化会影响江河径流、供水、碳交换和景观稳定，并会对基础设施造成损坏。报告称自上世纪八十年代以来，多年冻土层顶部温度上升了3°C。还观测到多年冻土层出现了变暖，加拿大北冰洋地区、西伯利亚、青藏高原和欧洲地区程度不等。多年冻土层的底部出现融化，速度范围为阿拉斯加的0.04米/年到青藏高原的0.02米/年。{4.7}
框TS.3 冰盖动力学和稳定性
冰盖是又厚又宽的冰物质，主要是由密实的雪形成的。冰盖在其自身重量作用下而扩展开，将物质向其边缘传送，到了边缘，物质主要是通过表面融水径流而失去或者通过冰山溶解后进入边缘的大海或湖泊而失去。冰盖通过变形而在冰里流动或通过融水润滑在下面的物质之上而滑动。冰盖底部快速运动要求底部温度提高到融点，所需热量或来自地球内部，通过融水输送而传导，或来自冰的运动“摩擦”。在一定重力应力下的滑动速度可分为几个不同的量级，取决于存不存在可变形的沉积物、下部地层的粗糙度及水的供应和分布。底部条件一般描述模糊，给了解冰盖的稳定性带来很大的不确定性。{4.6}
冰流经常形成通道，成为快速运动的冰溪(在移速缓慢的冰墙之间流动)或成为溢出冰川(伴有石体)。冰溪流动的加强或是因重力应力的增加(与基岩槽冰加厚有关)，或是因冰盖底部润滑作用加大。{4.6}
在海岸溢出的冰常常与冰盖连成一体，成为漂浮冰架。冰架向前运动，在自身的重量作用下散开并变薄，落到其表面上的雪和来自冰盖的冰是冰架的补充来源。冰架边缘与当地浅滩之间的摩擦放慢了冰架的流动，因而也放缓了冰盖的溢出。冰架物质的失去是通过位于前部的冰山崩塌和通过底部融化形成下部洋穴。研究表明海温上升1°C可使冰架的底部融化增加10米/年，但是由于大部分冰架穴是无法到达的，因此对其的认识是不够的，这影响了此类估值的精度。{4.6}
以往冰期的古记录表明冰盖随变暖而缩小，随变冷而扩大，而且缩小的速度能比扩大的速度快得多。格陵兰冰盖和南极冰盖的总量相当于分别让海平面上升约7米和约57米。古气候资料表明，过去有可能其中一个冰盖或者两个冰盖均发生过实质性融化。然而，冰芯资料表明在至少过去百万年中的暖期期间两个冰盖均没有完全消失过。冰盖能够在很长的时间尺度上对环境强迫做出响应，表明当前的变暖可以导致未来的变化。例如，地表变暖可需要一万多年的时间来渗透到底层并去改变那里的温度。大部分冰盖上的冰速随冰盖形状的变化或表面温度的变化而缓慢变化，但是速度的重大变化发生在冰溪和溢出冰川的快速流动中，因为它相应于底部条件的变化、表面融水向底层的渗透或所流入的冰架的变化。{4.6, 6.4}
当前配置针对长期整合的模式在处理表面累积和消融方面仍是最为可靠的，如同TAR，但是这些模式不包括对冰动力的全面处理；因此使用此类模式对过去变化或未来预估的分析可低估冰流对海平面上升的贡献，但是此一效应的程度如何尚不为人所知。{8.2}
二十世纪后半叶，北半球季节性冻土覆盖的最大面积减少了约7%，春季减至15%。自二十世纪中叶以来，其最大深度在欧亚地区减少了约0.3米。另外，从1956年到1990年期间，北冰洋俄罗斯地区的季节性融化最大深度增加了约0.2米。 {4.7}
在过去150年，平均起来，北半球河冰和湖冰的总体趋势表明封冻期推迟，平均速度为每世纪延迟5.8±1.9天，同时解冻日期提前，速度为每世纪提前6.5±1.4天。然而，所观测到的空间变率也很大，部分地区呈现相反迹象的趋势。{4.3}
根据卫星观测，自1978年以来，北冰洋年平均海冰范围以每十年大约2.7±0.6%的速度在缩小(参见图TS.13)。夏季范围的下降比冬季范围的下降要大，夏季最低下降速度约为每十年7.4±2.4%。其它资料表明夏季下降开始于1970年前后。对南极洲进行的类似观测显示年际变率要更大一些，但是在卫星观测期间趋势却不尽一致。与陆冰变化形成对比，诸如冰盖和冰川，海冰的变化对海平面的变化没有直接贡献(因为此冰已处于漂浮状态)，但能通过输入淡水而对盐浓度的变化做出贡献。{4.4}
二十世纪期间，冰川和冰帽遭受大范围物质损失并造成海平面上升。冰川和冰帽的物质损失(不包括格陵兰冰盖和南极冰盖周围的那些冰物质的损失)在1961年至2003年期间估计为0.50±0.18毫米/年的海平面当量(SLE)，在1991年至2003年期间估计为0.77±0.22毫米/年SLE。二十世纪后期冰川的浪费可能是对1970年后变暖的响应。{4.5}
近期观测资料证明部分区域的冰流变化迅速，促进了海平面的上升，还表明冰动动力学可能是冰架、沿海冰川和冰盖在未来响应气候变化过程中的一个关键因素。格陵兰岛、南极半岛和南极洲西部部分近沿海地区冰架变薄或丧失是与附近冰川和冰溪加速流动有关，这表明冰架(包括几公里或几十公里长度的短冰架)在稳定或抑制冰动方面所发挥的作用可能更大。海洋温度和大气温度似乎都促进了所观测到的变化。南极半岛地区夏季重大变暖很可能在随后于2002年发生的拉森-B冰架快速解体方面起到作用，即增加了夏季融水，并流进了裂缝，将之胀开。模式并没有准确地获取所有似涉及所观测到的冰山溶解的物理过程(如拉森-B的解体)。{4.6}
格陵兰冰盖和南极冰盖加起来很可能促进了海平面过去十年的上升。格陵兰冰盖在1993年至2003年期间出现退缩是很有可能的，中部地区加厚，超量补偿了沿海地区融化的增加。冰盖在超过年代际时间尺度上是扩大了还是退缩了，观测资料尚未给出完全的定论。在技术工具和少量估值之间缺乏一致性使之无法确定最佳估值，或者统计上的严格误差要求改变冰盖的物质平衡。然而，溢出冰川的加速将冰从内部排出，这种情况在这两个冰盖上都观测到了(参见图TS.14)。对资料和技术工具的评估表明1993年至2003年期间格陵兰冰盖的物质平衡为 –50 至 –100 十亿吨/年(冰盖退缩可造成全球海平面上升0.14至0.28毫米/年)，2005年的损失量甚至更大。对于更早时期和对于南极而言，不确定性就更大了。对1961年至2003年时期格陵兰冰盖物质平衡的估计范围是在扩大量25十亿吨/年和退缩量60十亿吨/年(-0.07至+0.17毫米/年SLE)之间。对所有资料的评估可得出整个南极冰盖的物质平衡估值，其范围在1961年到2003年期间是从扩大量100十亿吨/年到缩小量200十亿吨/年(-0.27至+0.56毫米/年SLE)，在1993年到2003年期间是从+50到-200十亿吨/年(-0.14至+0.55毫米/年SLE)。冰流的近期变化有可能足以解释所估测的南极洲物质失衡方面的许多情况或者全部情况，同时冰流、降雪和融水径流的近期变化足以解释格陵兰冰物质失衡。{4.6, 4.8}