Criosfera

Criosfera é un termo xenérico co que designa as porcións da superficie da Terra nas que a auga está en estado sólido. Isto comprende o xeo mariño, o xeo sobre lagos e ríos, a neve, os glaciares, os casquetes de xeo, os inlandsis e o solo conxelado (que inclúe o permafrost). Deste xeito, o seu significado solápase un pouco co de hidrosfera, que inclúe tamén o resto da auga. A criosfera é unha parte integral do sistema climático global. Tamén exerce unha importante retroalimentación sobre o sistema climático. Estas retroalimentacións proceden da influencia da criosfera sobre a enerxía da superficie e fluxos de humidade, nubes, o ciclo da auga e a circulación atmosférica e oceánica.
Por medio destes procesos de retroalimentación, a criosfera exerce un papel significativo no clima global e a resposta dos modelos climáticos aos cambios globais. Aproximadamente o 10 % da superficie da Terra está cuberta polo xeo, mais este está actualmente decrecendo rapidamente. A redución actual da criosfera (causada polo cambio climático) é medible na fusión dos mantos de xeo, o retroceso dos glaciares, o declive dos xeos mariños, a fusión do permafrost e a diminución da cuberta de neve. Definición e terminoloxía
A criosfera comprende aquelas partes da superficie da Terra nas que a auga está en estado sólido (xeo, neve). A auga conxelada atópase na superficie da Terra principalmente como cuberta de neve, xeo sobre auga doce en lagos e ríos, xeo mariño, glaciares, inlandsis (mantos de xeo), e solo conxelado e permafrost (solo permanentemente conxelado). A criosfera é un dos cinco compoñentes do sistema climático. Os outros son a atmosfera, a hidrosfera, a litosfera e a biosfera.
O termo criosfera procede do grego kryos, 'frío', 'xeada' ou 'xeo' e de sphaira, 'globo', 'bóla'.
As ciencias criosféricas son as que estudan a criosfera. Como Ciencia da Terra intedisciplinar, moitas disciplinas contribúen a ela, especialmente a xeoloxía, hidroloxía, meteoroloxía e climatoloxía; neste senso, é comparable á glacioloxía.
O termo deglaciación describe o retroceso das características criosféricas. Propiedade e interaccións
Hai varias propiedades físicas fundamentais da neve e o xeo que modulan os intercambios de enerxía entre a superficie e a atmosfera. A maioría de propiedades importantes son a reflectancia da superficie (albedo), a capacidade de transferir calor (difusividade térmica), e a capacidade de cambiar de estado (calor latente). Estas propiedades físicas, xunto coas desigualdades da superficie, emisividade e características dieléctricas, teñen importantes implicacións para observar a neve e o xeo desde o espazo. Por exemplo, as desigualdades da superficie son a miúdo o factor dominante que determina a forza de retrodifusión do radar. As propiedades físicas como a estrutura cristalina, densidade, lonxitude e contido de auga líquida son importantes factores que afectan as transferencias de calor e auga e a dispersión da enerxía de microondas.
Tempo de residencia e extensión
O tempo de residencia da auga en cada subsistema criosférico varía amplamente. A cuberta de neve e o xeo sobre auga doce son esencialmente estacionais, e a maioría do xeo mariño, agás o xeo do Ártico central, dura só uns poucos anos se non é estacional. Porén, unha partícula de auga dada nos glaciares ou no xeo do solo pode permanecer conxelado por 10. 000–100. 000 anos ou máis, e o xeo profundo en partes do leste da Antártida pode ter unha idade de case 1 millón de anos. [Cómpre referencia]
A maioría do volume de xeo do mundo está na Antártida, principalmente no inlandsis da Antártida Oriental. Porén, en canto á área pola que se estende, a extensión da neve e xeo invernal do hemisferio norte comprende a maior área superficial, que chega como media ao 23 % da área superficial do hemisferio en xaneiro. A grande extensión superficial e os importantes papeis climáticos da neve e xeo están relacionados coas súas propiedades físicas características. Isto tamén indica que a capacidade para observar e modelizar a extensión da cuberta de neve e xeo, o seu grosor e as propiedades físicas (propiedades radiativas e térmicas) é particularmente significativo para a investigación do clima. [Cómpre referencia]
Reflectancia da superficie
A reflectancia da superficie da radiación solar entrante é impotante para o balance de enerxía superficial. É a proporción de rediación solar reflectida respecto da incidente, denominada comunmente albedo. Os climatólogos están principalmente interesados no albedo integrado na porción de onda curta do espectro electromagnético (de ~300 a 3500 nm), que coincide coa entrada principal de enerxía solar. Tipicamente, os valores de albedo para superficies cubertas de neve non en fusión son altos (~80–90 %) excepto no caso de bosques. [Cómpre referencia] Os albedos máis altos para a neve o o xeo causan cambios rápidos na reflectividade en outono e primavera en latitudes altas, pero a importancia climática global deste incremento está modulado espacial e temporalmente pola cuberta de nubes. (O albedo planetario determínase principalmente pola cuberta de nubes, e pola pequena cantidade da radiación solar total recibida en latitudes altas durante os meses de inverno. ) O verán e o outono son épocas de nubosidade media alta sobre o océano Glacial Ártico, así que a retroalimentación do albedo asociada cos grandes cambios estacionais na extensión do xeo mariño está moi reducida. Atopouse que a cuberta de neve ten unha grande influencia sobre o balance radiativo da Terra no período de primavera (de abril a maio) cando a radiación solar entrante é maior sobre as áreas cubertas de neve.
Propiedades térmicas dos elementos criosféricos
As propiedades térmicas dos elementos criosféricos tamén teñen consecuencias climáticas importantes. A neve e o xeo teñen difusividades térmicas moito menores que o aire. A difusividade térmica é unha medida da velocidade á cal as ondas de temperatura poden penetrar nunha substancia. A neve e o xeo son moitas ordes de magnitude menos eficientes na difusión da calor que o aire. A cobertura de neve illa a superficie do solo e o xeo mariño illa o océano que está por debaixo, desacoplando a interface superficie-atmosfera con respecto á calor e os fluxos de humidade. O fluxo de humidade dunha superficie da auga é eliminado por incluso unha fina capiña de xeo, mentres que o fluxo de calor a través do xeo delgado segue sendo substancial ata que acada un grosor en exceso de 30 a 40 cm. Porén, mesmo unha pequena cantidade de neve na parte superior do xeo reduce drasticamente o fluxo de calor e fai máis lenta a velocidade de crecemeno do xeo. O efecto illante da neve tamén ten implicacións importantes para o ciclo hidrolóxico. En rexións sen permafrost, o efecto illante da neve é tal que soamente se conxela o solo preto da superficie e a drenaxe da auga profunda non se interrompe.
Aínda que a neve e o xeo actúan illando a superficie de grandes perdas de enerxía en inverno, tamén actúan retardando o quecemento en primavera e verán debido á gran cantidade de enerxía que cómpre para fundir o xeo (a calor latente de fusión, 3, 34 x 105 J/kg a 0 °C). Porén, a forte estabilidade estática da atmosfera sobre áreas de neve e xeo extensas tende a confinar o efecto de arrefriamento inmediato a unha capa relativamente pouco profunda, así que as anomalías atmosféricas asociadas son xeralmente de vida curta e de escala local a rexional. Porén, nalgunhas áreas do mundo como Eurasia o arrefriamento asociado con solos de primavera húmidos e moi cubertos de neve sábese que xoga un papel na modulación da circulación do monzón de verán.
Mecanismos de retroalimentación do cambio climático
Hai numerosas retroalimentacións criosfera-clima no sistema do clima global. Estas funcionan sobre un amplo rango de escalas espacials e temporais desde o arrefriamento estacional local das temperaturas do aire a variacións a escala hemisferica nos mantos de xeo en escalas de tempo de miles de anos. Os mecanismos de retroalimentación implicados adoitan ser complexos e non se comprenden completamente. Por exemplo, Curry et al. (1995) mostraron que a chamada retroalimentación do albedo de xeo mariño "simple" está implicado nas complexas interaccións con lagoas de fusión, grosor do xeo, cuberta de neve e extensión do xeo mariño.
O papel da cuberta de neve na modulación do monzón é só un exemplo dunha retroalimentación criosfera-clima a curto prazo que implica a superficie terrestra e a atmosfera. Compoñentes
Glaciares e mantos de xeo
Os inlandsis e os glaciares son masas de xeo que flúen situadas sobre terreo sólido. Están controlados pola acumulación de neve, a fusión basal e superficial, o desprendemento de fragmentos nos océanos ou lagos que os rodean e a dinámica interna. Esta dinámica resulta do fluxo por reptación pulado pola gravidade ("fluxo glacial") dentro do corpo de xeo e o deslizamento sobre a terra que hai debaixo, o cal orixina o adelgazamento e a expansión horizontal. Calquera desequilibrio deste equilibrio dinámico entre a ganancia de masa, a perda e o transporte debido ao fluxo ten como resultado o crecemento ou o decrecemento destes corpos de xeo. As relacións entre o clima global e os cambios na extensión do xeo son complexas. O balance de maas de glaciares coa base en terra e os inlandsis está determinada pola acumulación de neve, maiormente en inverno, e a ablación da estación cálida debida principalmente á radiación neta e fluxos de calor turbulentos que fan que se derreta o xeo e a neve pola advección de aire cálido. Onde as masas de xeo terminan no océano, o desprendemento de icebergs é o que contribúe máis á perda de masa. Nesta situación, as marxes do xeo poden estenderse ata augas profundas como unha plataforma de xeo flotante, como ocorre no mar de Ross.
Un glaciar é un corpo persistente de xeo denso que se está movendo decote montaña abaixo debido ao seu propio peso. Un glaciar fórmase onde a acumulación de neve excede a súa ablación durante moitos anos, xeralmente séculos. Adquire as súas características distintivas, como as crevasses e seracs, a medida que flúe de vagar e se deforma co estrés que induce o seu peso. A medida que se move, produce a abrasión da rocha subxacente e dos fragmentos arrancados do seu substrato para crear paisaxes como circos, morenas ou fiordes. Aínda que un glaciar pode fluír entrando nun corpo de auga, fórmase só en terra e é distinto do xeo mariño ou de lagos, moito máis fino, que se forma na superficie dos corpos de auga.
Na Terra o 99 % do xeo glacial está contido nos enormes inlandsis (tamén coñecidos como "glaciares continentais") das rexións polares, mais os glaciares poden atoparse en cadeas montañosas de todos os continentes agás Australia, incluíndo os cumes de grande altitude de Oceanía en países como Nova Zelandia. Entre as latitudes de 35°N e 35°S, os glaciares aparecen só nos Himalaias, Andes e unhas poucas montañas de África oriental, México, Nova Guinea e no Zard-Kuh de Irán. Paquistán, con máis de 7000 glaciares coñecidos, ten máis xeo glacial que ningún outro país fóra das rexións polares. Os glaciares cobren un 10 % da superficie continental da Terra. Os glaciares continentais cobren case 13 millóns de km2 ou o 98 % dos 13, 2 millóns de km2 da Antártida, cun grosor medio do xeo de 2100 m. En Groenlandia e Patagonia tamén hai enormes extensións de glaciares continentais. O volume dos glaciares, sen incluírmos os mantos de xeo da Antártida e Groenlandia, estimouse en 170. 000 km3.
O xeo glacial é a maior reserva de auga doce na Terra, mantendo en forma de mantos de xeo aproximadamente o 69 % da auga doce do mundo. Moitos glaciares de clima temperado, alpino e polar estacional almacenan a auga en forma de xeo durante as estacións frías e libérana en forma de auga de fusión a medida que as temperaturas máis cálidas do verán causan que o glaciar funda, creando uns recursos hídricos que son especialmente importantes para as plantas, animais e usos humanos cando outras fontes poden ser escasas. Porén, dentro dos ambientes de grande altitude e antárticos, a diferenza de temperaturas estacional adoita non ser abonda para que se libere auga de fusión.
En glacioloxía, un inlandsis, tamén chamado glaciar continental, é unha masa de xeo glacial que cobre máis de 50. 000 km2 do terreo circundante. Os únicos mantos de xeo deste tipo que existen actualmente son o inlandsis antártico e o groenlandés. Os inlandsis son maiores que as plataformas de xeo ou que os glaciares alpinos. As masas de xeo que cobren menos de 50. 000 km2 denomínanse casquete glacial. Un casquete glacial normalmente alimenta unha serie de glaciares arredor da súa periferia.
Aínda que a superficie é fría, a base dun inlandsis é xeralmente máis cálida debido á calor xeotérmica. Nalgúns lugares, prodúcese fusión e a auga de fusión lubrica o manto de xeo de tal xeito que este flúe máis rapidamente. Este proceso produce canles de fluxo rápido no inlandsis, que se chaman correntes de xeo.
Mesmo os inlandsis estables están en movemento continuo, xa que o xeo flúe gradualmente cara a fóra desde a meseta central, a cal é o punto máis alto do inlandsis, e cara ás marxes. A pendente do inlandsis é baixa arredor da meseta, mais increméntase bruscamente nas marxes.
O incremento das temperaturas do aire globais debido ao cambio climático tarda uns 10. 000 anos en propagarse directamente a través do xeo antes que chegue a influír nas temperaturas da base, pero pode ter un efecto ao incrementar a fusión na superficie, producindo máis lago supraglaciais. Estes lagos poden alimentar con auga cálida as bases do glaciar e facilitaren o movemento do glaciar.
En períodos pasados do tempo xeolóxico (períodos glaciais) existían outros inlandsis adicionais. Durante o Último Período Glacial no Último Máximo Glacial, o inlandsis laurentino cubría gran parte de América do Norte. No mesmo período, o inlandsis weichselense cubría o norte de Europa e o inlandsis patagonio estendíase pola parte meridional de América do Sur.
Xeo mariño
O xeo mariño ou banquisa cobre gran parte dos océanos polares e fórmase pola conxelación da auga mariña. Os datos de satélite desde inicios da década de 1970 revelan unha considerable variablidade estacional, rexional e interanual na cuberta de xeo mariño en ambos os hemisferios. Estacionalmente, a extensión de xeo mariño no hemisferio sur varía nun factor de 5, desde un mínimo de 3–4 millóns de km2 en febreiro ata un máximo de 17–20 millóns de km2 en setembro. A variación estacional é moito menor no hemisferio norte, onde a natureza confinada e as altas latitudes do océano Glacial Ártico teñen como resultado unha cuberta de xeo perenne moito maior, e as terras que o rodean limitan a extensión cara ao ecuador do xeo en tempo invernal. Así, a variabilidade estacional no hemisferio norte na extensión do xeo varía só nun factor de 2, desde un mínimo de 7–9 millóns de km2 en setembro a un máximo de 14–16 millóns de km2 en marzo.
A cuberta de xeo mostra unha variabilidade interanual a escala rexional máis grande que a hemisférica. Por exemplo, na rexión do mar de Okhotsk e o Xapón, a extensión máxima do xeo diminuíu desde 1, 3 millóns de km2 en 1983 a 0, 85 millóns de km2 en 1984, unha diminución do 35 %, antes de volver crecer o ano seguinte a 1, 2 millóns de km2. As flutuacións rexionais en ambos os hemisferios son tales que en calquera período de varios anos de rexistros de satélite algunhas rexións mostran un decrecemento da cobertura de xeo, mentres que outras mostran un incremento.
Solos conxelados e permafrost
O permafrost é un solo ou sedimentos baixo a auga que permanecen continuamente por debaixo de 0 °C durante dous anos ou máis: o permafrost máis antigo leva conxelado desde hai 700. 000 anos. Mentres que o permafrost máis superficial ten unha extensión vertical de menos dun metro, o máis profundo ten máis de 1500 m de profundidade. De xeito similar, a área das zonas de permafrost individual pode estar limitada a estreitos cumes de montañas ou estenderse a través de vastas rexións árticas. O solo baixo os glaciares e inlandsis non se define normalmente como permafrost, así que en terra, o permafrost esta xeralmente situado baixo a denominada capa activa de solo que se conxela e derrete dependendo da estación.
Arredor do 15 % do hemisferio norte ou o 11 % da superficie mundial está encima dun permafrost, que cobre unha área total de arredcor de 18 millóns de km2. Isto inclúe grandes áreas de Alasca, o Canadá, Groenlandia e Siberia. Tamén está localizado en rexións de alta montaña, e o mellor exemplo é a meseta do Tíbet. Só unha minoría do permafrost se encontra no hemisferio sur, onde está confinado ás ladeiras montañosas dos Andes da Patagonia, dos Alpes do Sur de Nova Zelandia, ou das montañas máis altas da Antártida.
O permafrost contén grandes cantidades de biomasa morta que se acumulou durante milenios sen ter a oportunidade de descompoñerse totalmente e liberar o seu carbono, o que fai que o solo da tundra sexa un sumidoiro de carbono. A medida que o quecemento global quenta o ecosistema, o solo conxelado derrétese e faise o suficientemente cálido como para que empece a descomposición de novo, acelerando o ciclo do carbono do permafrost. Dependendo das condicións no momento da fusión do xeo, a descomposición pode liberar dióxido de carbono ou metano, e estas emisións de gas invernadoiro actúan como unha retroalimentación do cambio climático. As emisións procedentes da fusión do permafrost terán un efecto suficiente sobre o clima como para afectaren os orzamentos de carbono globais. É difícil predicir con exactitude que cantidade de gases de invernadoiro libera o permafrost debido a que os diferentes procesos de fusión son aínda incertos. Hai un amplo acordo en que as emisións serán menores que as emisións causadas polos seres humanos e non o suficientemente grandes para orixinaren un quecemento desbocado. Ao contrario, as emisións anuais do permafrost son probablemente comparables coas emisións globais da deforestación, ou coas emisións anuais de países grandes como Rusia, os Estados Unidos ou a China.
Cuberta de neve
A maioría da área cuberta de neve da Terra está localizada no hemisferio norte, e varía estacionalmente desde 46, 5 millóns de km2 en xaneiro a 3, 8 millóns de km2 en agosto.
A cuberta de neve é un importante compoñente de almacenamento no balance hídrico, especialmente os mantos nevados estacionais en zonas montañosas do mundo. Estes mantos, aínda tendo unha extensión limitada nas montañas supoñen a maior fonte de escorredura de auga para o caudal dos regatos e ríos e para a recarga de acuíferos en amplas áreas das latitudes medias. Por exemplo, un 85 % da escorredura de auga anual na cunca do río Colorado orixínase da fusión da neve. No mundo, a escorredura procedente da fusión da neve das montañas proporciona a auga da que dependen mil millóns de persoas. [Cómpre referencia]
Ademais, un 40 % das áreas protexidas do mundo están en montañas, o que testemuña o seu valor como ecosistemas únicos e como áreas recreativas. [Cómpre referencia]
Xeo en lagos e ríos
O xeo fórmase en ríos e lagos en resposta ao arrefriamento estacional. Os tamaños dos corpos de xeo implicados son demasiado pequenos e só exercen efectos climáticos localizados. Porén, os procesos de conxelación/rotura do xeo responden a factores climáticos locais e a grande escala, de tal maneira que hai unha considerable variabilidade interanual nos datos da aparición e desaparición deste xeo. As series longas de observacións do xeo formado en lagos poden servirnos como un indicador do rexistro climático, e a monitorización das tendencias de conxelación e rotura poden proporcionar un índice específico das estacións integrado e conveniente das perturbacións climáticas. A información sobre as condicións do xeo formado nos ríos é menos útil como indicador climático porque a formación de xeo é moi dependente do réxime do caudal do río, o cal está afectado pola precipitación, fusión da neve e escorredura superficial, así como está suxeito á interferencia humana que modifica directamente o caudal na canle, ou que afecta indirectamente a escoredura debida ás prácticas de uso da terra. [Cómpre referencia]
A conxelación dos lagos depende do almacenamento de calor no lago e, polo tanto, da súa profundidade, a taxa e temperatura de todas as achegas de auga, e os fluxos de enerxía auga-aire. Con frecuencia non se dispón de información da profundidade do lago, aínda que se poden obter algunhas indicacións sobre a profundidade de lagos pouco fondos do Ártico a partir de imaxes de radar tomadas desde o aire durante o inverno anterior e imaxes ópticas durante o verán. A cronoloxía da rotura do xeo modifícase pola profundidade da neve que cobre o xeo, así como polo grosor do xeo e as achegas de auga doce. Cambios causados polo cambio climático
A criosfera é extremadamente sensible aos cambios causados polo cambio climático. Estase producindo unha ampla perda de neve sobre a terra desde 1981. Algunhas das diminucións máis grandes observáronse en primavera. No século XXI está previsto que a cuberta de neve diminúa en case todas as rexións.
Fusión dos inlandsis
O inlandsis de Groenlandia é un manto de xeo que constitúe o segundo corpo de xeo máis grande do mundo. Ten un grosor medio de 1, 67 km, e un grosor máximo de 3 km. Ten case 2900 km de longo en dirección norte-sur, cunha largura máxima de 1100 km na latitude de 77°N, preto da súa marxe setentrional. O inlandsis cobre unha extensión de 1. 710. 000 km², que supón arredor do 80 % da superficie de Groenlandia ou un 12 % do inlandsis antártico.
Se a totalidade dos 2. 900. 000 km3 de xeo deste manto se derretesen, isto incrementaría os niveis do mar mundiais en ~7, 4 m. Un quecemento global entre 1, 7 °C e 2, 3 °C probablemente faría que esta fusión fose inevitable. Porén, se é de só 1, 5 °C aínda causaría unha perda de xeo equivalente a 1, 4 m de incremento do nivel do mar, e perderase máis xeo se as temperaturas exceden ese nivel antes de empezaren a baixar. Se as temperaturas globais continúan a elevarse, o manto de xeo probablemente desaparecería en 10. 000 anos. Se o quecemento é moi alto, a duración dos mantos de xeo sería de só 1000 anos. O inlandsis do oeste da Antártida é probable que se derreta completamente a non ser que as temperaturas se reduzan en 2 °C por debaixo dos niveis de 2020. A perda deste xeo tardaría entre 2000 e 13. 000 anos, aínda que varios séculos de altas emisións de gases invernadoiro poderían acurtar este tempo a 500 anos. En caso de que este manto colapse, ocorrería un aumento do nivel do mar de 3, 3 m, deixando só casquetes de xeo nas montañas, e o mar subiría 4, 3 m se eses casquetes tamén se derreten. O rebote isostático pode contribuír a unha elevación do mar adicional de 1 m noutros 1000 anos. O inlandsis do leste da Antártida, ao ser moito máis estable, só podería causar un ascenso do nivel do mar de 0, 5 m –0, 9 m desde o actual nivel de quecemento, unha pequena fracción dos 53, 3 m de subida que se produciría se se fundise todo o xeo que contén. Cun quecemento global duns 3 °C, as áreas vulnerables como a cunca de Wilkes e a cunca Aurora poden colapsar nuns 2000 anos, engadindo potencialmente ata 6, 4 m máis de subida do nivel do mar. Para a fusión completa e desaparición do inlandsis do leste da Antártida comprirían polo menos 10. 000 anos e só ocorrería se o quecemento global chega a ser de 5 a 10 °C.
Declive dos glaciares
Desde 1850 obsérvase un retoceso xeral dos glaciares ben documentado como efecto do cambio climático. O retroceso dos glaciares de montaña proporciona probas do incremento nas temperatutas globais desde finais do século XIX. Exemplos son os glaciares de montaña do oeste de América do Norte, Asia, Alpes de Europa central, e as rexións tropicais e subtropicais de América do Sur e África. Como a masa glacial é afectada polos cambios climáticos a longo prazo, por exemplo a precipitación, temperatura media e cobertura de nubes, cambios na masa glacial son un dos indicadores máis sensibles do cambio climático. O retroceso dos glaciares é tamén unha razón principal da subida do nivel do mar. Excluíndo os glaciares periféricos dos inlandsis, as perdas dos glaciares globais acumulados nos últimos 26 anos desde 1993 a 2018 foron probablemente de 5500 xigatoneladas, ou 210 xigatoneladas por ano. Na Terra o 99 % do xeo glacial está contido nos enormes inlandsis (tamén chamados "glaciares continentais") en rexións polares. Os glaciares tamén existen en cadeas montañosas en todos os continentes excepto Australia continental. Os inlandsis teñen varios quilómetros de profundidade e tapan a topografía sobre a que se estenden.
Declive do xeo mariño
O xeo mariño ou banquisa reflicte do 50 % ao 70 % da radiación solar entrante enviándoa de volta ao espazo. O océano só reflicte o 6 % da enerxía solar entrante. A medida que o clima se quenta, a área cuberta pola neve ou xeo mariño diminúe. Despois de que funde o xeo mariño, o océano absorbe máis enerxía, así que quece. Esta retroalimentación do albedo do xeo é unha retroalimentación que se auto-reforza do cambio climático. As medidas a grande escala do xeo mariño só foron posibles desde que se empezaron a usar os satélites.
A banquisa do ártico declinou nas últimas décadas en área e volume debido ao cambio climático. Nos últimos tempos fúndese máis en verán do que se reconxela en inverno. O declive do xeo mariño no Ártico estivo acelerándose durante os inicios do século XXI. A taxa de declive é do 4, 7 % por década. Minguou nun 50 % desde os primeiros rexistos de satélite. Os veráns libres de xeo espérase que sexan raros cun quecemento de 1, 5 °C. Espérase que ocorran polo menos unha vez cada década cun nivel de quecemento de 2 °C. O Ártico probablemente estará libre de xeos ao final dalgúns veráns antes de 2050.
A extensión da banquisa antártica varía moito dun ano para outro. Isto fai que sexa difícil determinar unha tendencia e rexistráronse os valores máis altos e baixos entre 2013 e 2023. A tendencia xeral desde 1979, cando comezaron as medidas por satélite, foi bastante plana. Entre 2015 e 2023, houbo un declive no xeo mariño, pero debido á gran variabilidade, isto non corresponde cunha tendencia significativa.
Fusión do permafrost
Globalmente, o permafrost queceu uns 0, 3 °C entre 2007 e 2016, cun quecemento máis forte observado na zona continua do permafrost en relación coa zona descontinua. O quecemento observado foi de ata 3 °C en partes do norte de Alasca (de inicios da década de 1980 a metade da de 2000) e de ata 2 °C en partes do norte da Rusia europea (1970–2020). Este quecemento causa inevitablemente a fusión do permafrost: o grosor da chamada capa activa incrementouse na Rusia europea e no Ártico ruso ao longo do século XXI e nas áreas de gran altura de Europa e Asia desde a década de 1990.
No Yukón, a zona de pemafrost continuo podería terse desprazado 100 km en dirección ao polo desde 1899, pero os rexistros precisos na zona só existen desde hai 30 anos. A extensión do permafrost submarino tamén está diminuíndo; en 2019, ~97 % do permafrost baixo a plataforma do xeo ártico está quentándose e facéndose máis delgado.
Diminución da cuberta de neve
Os estudos feitos en 2021 atoparon que a cuberta de neve do hemisferio norte leva decrecendo desde 1978, xunto coa profundidade da capa de neve. As observacións paleoclimáticas mostran que tales cambios non teñen precedentes nos últimos milenios no oeste de América do Norte.
A cuberta de neve de América do Norte incrementouse durante o século XX, en gran medida en resposta a un incremento na precipitación.
Debido á súa estreita relación coa temperatura do aire hemisférico, a cuberta de neve é un importante indicador do cambio climático. [Cómpre referencia]
O quecemento global espérase que orixine grandes cambios na repartición de neves e chuvias, e no momento da fusión da neve, o cal terá importantes aplicacións para o uso e xestión da auga. [Cómpre referencia] Estes cambios tamén implican unha posible retroalimentación potencialmente importante en décadas e en escalas temporais máis longas para o sistema climático por medio de cambios temporais e espaciais na humidade do solo e a escorredura de augas aos océanos. (Walsh 1995). Os fluxos de auga doce procedentes da cuberta de neve que van a parar ao ambiente mariño poden ser importantes, xa que o fluxo total é probablemente da mesma magnitude que o das áreas desalinizadas do xeo mariño. Ademais, hai un pulso asociado de contaminantes precipitados que se acumulan sobre o inverno ártico en nevaradas e son liberados ao océano por ablación do xeo mariño. [Cómpre referencia]