Criosfera - Cryosphere

Para a revista científica, consulte The Cryosphere .
Visão geral da criosfera e seus componentes maiores, do Programa Ambiental da ONU Global Outlook for Ice and Snow

A criosfera (do grego κρύος kryos , "frio", "geada" ou "gelo" e σφαῖρα sphaira , "globo, bola") é um termo abrangente para as porções da superfície da Terra onde a água está na forma sólida , incluindo o gelo do mar , gelo lago, rio de gelo , neve tampa, geleiras , calotas de gelo , lençóis de gelo e solo congelado (que inclui permafrost ). Assim, há uma ampla sobreposição com a hidrosfera . A criosfera é parte integrante do sistema climático global com ligações e feedbacks importantes gerados por meio de sua influência na energia de superfície e fluxos de umidade, nuvens , precipitação , hidrologia , circulação atmosférica e oceânica. Por meio desses processos de feedback, a criosfera desempenha um papel significativo no clima global e na resposta do modelo climático às mudanças globais. O termo deglaciação descreve o recuo das feições criosféricas. Criologia é o estudo das criosferas.

Estrutura

Extensão das regiões afetadas por componentes da criosfera em todo o mundo, a partir do Quinto Relatório de Avaliação do IPCC
Da Criosfera (levantamento de 2021): A Terra perdeu 28 trilhões de toneladas de gelo entre 1994 e 2017, com o derretimento do gelo subterrâneo (mantos de gelo e geleiras) elevando o nível do mar global em 34,6 ± 3,1 mm. A taxa de perda de gelo aumentou 57% desde a década de 1990 - de 0,8 para 1,2 trilhão de toneladas por ano.

Água congelada é encontrada na superfície da Terra principalmente como cobertura de neve , gelo de água doce em lagos e rios , gelo marinho , geleiras , mantos de gelo e solo congelado e permafrost ( solo permanentemente congelado). O tempo de residência da água em cada um desses subsistemas criosféricos varia amplamente. A cobertura de neve e o gelo de água doce são essencialmente sazonais, e a maior parte do gelo marinho, exceto o gelo do Ártico central , dura apenas alguns anos se não for sazonal. Uma determinada partícula de água em geleiras , mantos de gelo ou gelo moído, no entanto, pode permanecer congelada por 10 a 100.000 anos ou mais, e o gelo profundo em partes do Leste da Antártica pode ter uma idade que se aproxima de 1 milhão de anos.

A maior parte do volume de gelo do mundo está na Antártica , principalmente na camada de gelo da Antártica Oriental . Em termos de extensão de área, entretanto, a extensão de neve e gelo de inverno do Hemisfério Norte compreende a maior área, totalizando uma média de 23% da superfície hemisférica em janeiro. A grande extensão da área e os importantes papéis climáticos da neve e do gelo , relacionados às suas propriedades físicas únicas, indicam que a capacidade de observar e modelar a extensão da neve e da cobertura de gelo, espessura e propriedades físicas ( propriedades radiativas e térmicas) é particular significância para a pesquisa climática .

Existem várias propriedades físicas fundamentais da neve e do gelo que modulam as trocas de energia entre a superfície e a atmosfera . As propriedades mais importantes são a refletância da superfície ( albedo ), a capacidade de transferir calor (difusividade térmica) e a capacidade de mudar de estado ( calor latente ). Essas propriedades físicas, junto com a rugosidade da superfície, emissividade e características dielétricas , têm implicações importantes para a observação de neve e gelo do espaço. Por exemplo, a rugosidade da superfície é frequentemente o fator dominante que determina a força do retroespalhamento do radar . Propriedades físicas como estrutura cristalina , densidade, comprimento e conteúdo de água líquida são fatores importantes que afetam as transferências de calor e água e o espalhamento da energia de microondas .

A refletância da superfície da radiação solar incidente é importante para o balanço de energia da superfície (SEB). É a razão entre a radiação solar refletida e a radiação solar incidente, comumente chamada de albedo . Os climatologistas estão principalmente interessados ​​no albedo integrado na porção de ondas curtas do espectro eletromagnético (~ 300 a 3500 nm), que coincide com a principal entrada de energia solar. Normalmente, os valores de albedo para superfícies cobertas de neve que não derretem são altos (~ 80–90%), exceto no caso de florestas. Os albedos mais altos para neve e gelo causam mudanças rápidas na refletividade da superfície no outono e na primavera em altas latitudes, mas a significância climática geral desse aumento é espacialmente e temporalmente modulada pela cobertura de nuvens . (O albedo planetário é determinado principalmente pela cobertura de nuvens e pela pequena quantidade de radiação solar total recebida em altas latitudes durante os meses de inverno.) O verão e o outono são épocas de nebulosidade média alta sobre o Oceano Ártico, então o feedback do albedo associado ao grande as mudanças sazonais na extensão do gelo marinho são bastante reduzidas. Groisman et al. observaram que a cobertura de neve exibiu a maior influência no equilíbrio radiativo da Terra no período da primavera (abril a maio), quando a radiação solar incidente era maior nas áreas cobertas de neve.

As propriedades térmicas dos elementos criosféricos também têm consequências climáticas importantes. A neve e o gelo têm difusividades térmicas muito mais baixas do que o ar . A difusividade térmica é uma medida da velocidade com que as ondas de temperatura podem penetrar uma substância. A neve e o gelo são muitas ordens de magnitude menos eficientes na difusão do calor do que o ar . A cobertura de neve isola a superfície do solo e o gelo marinho isola o oceano subjacente, desacoplando a interface superfície-atmosfera em relação aos fluxos de calor e umidade. O fluxo de umidade da superfície da água é eliminado mesmo por uma fina camada de gelo, enquanto o fluxo de calor através do gelo fino continua a ser substancial até atingir uma espessura superior a 30 a 40 cm. No entanto, mesmo uma pequena quantidade de neve no topo do gelo reduzirá drasticamente o fluxo de calor e diminuirá a taxa de crescimento do gelo. O efeito isolante da neve também tem implicações importantes para o ciclo hidrológico . Em regiões não permafrost, o efeito isolante da neve é ​​tal que apenas o solo próximo à superfície congela e a drenagem em águas profundas é ininterrupta.

Enquanto a neve e o gelo atuam para isolar a superfície de grandes perdas de energia no inverno, eles também atuam para retardar o aquecimento na primavera e no verão devido à grande quantidade de energia necessária para derreter o gelo (o calor latente de fusão, 3,34 x 10 5 J / kg a 0 ° C). No entanto, a forte estabilidade estática da atmosfera sobre áreas de extensa neve ou gelo tende a confinar o efeito de resfriamento imediato a uma camada relativamente rasa, de modo que as anomalias atmosféricas associadas são geralmente de curta duração e em escala local a regional. Em algumas áreas do mundo, como a Eurásia , no entanto, o resfriamento associado a uma densa camada de neve e solos úmidos de primavera é conhecido por desempenhar um papel na modulação da circulação das monções de verão . Gutzler e Preston (1997) recentemente apresentaram evidências para um feedback semelhante da circulação de neve-verão no sudoeste dos Estados Unidos .

O papel da cobertura de neve na modulação da monção é apenas um exemplo de feedback de curto prazo da criosfera-clima envolvendo a superfície da terra e a atmosfera . Na Figura 1, pode-se ver que existem inúmeros feedbacks da criosfera-clima no sistema climático global . Eles operam em uma ampla gama de escalas espaciais e temporais, desde o resfriamento sazonal local das temperaturas do ar até variações em escala hemisférica nas camadas de gelo em escalas de tempo de milhares de anos. Os mecanismos de feedback envolvidos são frequentemente complexos e compreendidos de forma incompleta. Por exemplo, Curry et al. (1995) mostraram que o chamado feedback "simples" de gelo marinho-albedo envolvia interações complexas com fração de chumbo, lagoas de derretimento, espessura do gelo, cobertura de neve e extensão do gelo marinho.

Neve

A cobertura de neve tem a segunda maior extensão de área de qualquer componente da criosfera, com uma extensão de área máxima média de aproximadamente 47 milhões de km 2 . A maior parte da área coberta de neve da Terra (SCA) está localizada no hemisfério norte , e a variabilidade temporal é dominada pelo ciclo sazonal; A extensão da cobertura de neve do Hemisfério Norte varia de 46,5 milhões de km 2 em janeiro a 3,8 milhões de km 2 em agosto. A SCA de inverno na América do Norte exibiu uma tendência crescente ao longo da maior parte deste século, em grande parte em resposta ao aumento da precipitação. No entanto, os dados de satélite disponíveis mostram que a cobertura de neve do inverno hemisférico exibiu pouca variabilidade interanual durante o período de 1972-1996, com um coeficiente de variação (COV = dp / média) para a cobertura de neve de janeiro no Hemisfério Norte de <0,04. De acordo com Groisman et al. A cobertura de neve da primavera do Hemisfério Norte deve exibir uma tendência decrescente para explicar um aumento observado nas temperaturas do ar da primavera do Hemisfério Norte neste século. Estimativas preliminares de SCA a partir de dados históricos e reconstruídos de cobertura de neve in situ sugerem que este é o caso da Eurásia , mas não da América do Norte , onde a cobertura de neve da primavera permaneceu próxima aos níveis atuais durante a maior parte deste século. Devido à estreita relação observada entre a temperatura do ar hemisférico e a extensão da cobertura de neve durante o período dos dados de satélite (IPCC 1996), há um interesse considerável em monitorar a extensão da cobertura de neve do Hemisfério Norte para detectar e monitorar as mudanças climáticas .

A cobertura de neve é um componente de armazenamento extremamente importante no equilíbrio da água, especialmente os pacotes de neve sazonais em áreas montanhosas do mundo. Embora de extensão limitada, os pacotes de neve sazonais nas cordilheiras da Terra são responsáveis ​​pela principal fonte de escoamento para o fluxo de riachos e recarga de água subterrânea em amplas áreas das latitudes médias. Por exemplo, mais de 85% do escoamento anual da bacia do Rio Colorado se origina como degelo. O escoamento da neve derretida das montanhas da Terra enche os rios e recarrega os aquíferos dos quais mais de um bilhão de pessoas dependem para seus recursos hídricos. Além disso, mais de 40% das áreas protegidas do mundo estão em montanhas, atestando seu valor como ecossistemas únicos que precisam de proteção e como áreas de recreação para humanos. Espera-se que o aquecimento do clima resulte em grandes mudanças na distribuição da neve e da chuva, e no momento do derretimento da neve, o que terá implicações importantes para o uso e gerenciamento da água. Essas mudanças também envolvem feedbacks decadais e de escala de tempo potencialmente importantes para o sistema climático por meio de mudanças temporais e espaciais na umidade do solo e no escoamento para os oceanos (Walsh 1995). Fluxos de água doce da cobertura de neve para o ambiente marinho podem ser importantes, pois o fluxo total é provavelmente da mesma magnitude que cristas dessalinizadas e áreas de entulho de gelo marinho. Além disso, existe um pulso de poluentes associada precipitados que se acumulam durante o inverno ártico na queda de neve e são libertados para o mar após ablação do mar-gelo .

Gelo marinho

O gelo marinho cobre grande parte dos oceanos polares e se forma pelo congelamento da água do mar. Dados de satélite desde o início dos anos 1970 revelam considerável variabilidade sazonal, regional e interanual nas coberturas de gelo marinho de ambos os hemisférios. Sazonalmente, a extensão do gelo marinho no hemisfério sul varia por um fator de 5, de um mínimo de 3–4 milhões de km 2 em fevereiro a um máximo de 17–20 milhões de km 2 em setembro. A variação sazonal é muito menor no hemisfério norte, onde a natureza confinada e as altas latitudes do oceano Ártico resultam em uma cobertura de gelo perene muito maior, e a terra circundante limita a extensão do gelo de inverno em direção ao equador. Assim, a variabilidade sazonal na extensão do gelo do Hemisfério Norte varia apenas por um fator de 2, de um mínimo de 7–9 milhões de km 2 em setembro a um máximo de 14–16 milhões de km 2 em março.

A cobertura de gelo exibe uma variabilidade interanual em escala regional muito maior do que hemisférica. Por exemplo, na região do Mar de Okhotsk e Japão , a extensão máxima do gelo diminuiu de 1,3 milhão de km 2 em 1983 para 0,85 milhões de km 2 em 1984, uma diminuição de 35%, antes de se recuperar no ano seguinte para 1,2 milhão de km 2 . As flutuações regionais em ambos os hemisférios são tais que, para qualquer período de vários anos do registro do satélite, algumas regiões exibem uma cobertura de gelo decrescente, enquanto outras exibem uma cobertura de gelo crescente. A tendência geral indicada no registro passivo de microondas de 1978 a meados de 1995 mostra que a extensão do gelo marinho do Ártico está diminuindo 2,7% por década. Trabalhos subsequentes com os dados de microondas passivas do satélite indicam que do final de outubro de 1978 até o final de 1996, a extensão do gelo marinho do Ártico diminuiu 2,9% por década, enquanto a extensão do gelo marinho da Antártica aumentou 1,3% por década. A publicação do Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas Climate change 2013: The Physical Science Basis declarou que a extensão do gelo marinho para o Hemisfério Norte mostrou uma diminuição de 3,8% ± 0,3% por década de novembro de 1978 a dezembro de 2012.

Gelo do lago e gelo do rio

O gelo se forma em rios e lagos em resposta ao resfriamento sazonal. Os tamanhos dos corpos de gelo envolvidos são pequenos demais para exercer qualquer coisa além de efeitos climáticos localizados. No entanto, os processos de congelamento / quebra respondem a fatores climáticos locais e de grande escala, de modo que existe uma variabilidade interanual considerável nas datas de aparecimento e desaparecimento do gelo. Longas séries de observações de gelo de lago podem servir como um registro climático proxy, e o monitoramento de tendências de congelamento e quebra pode fornecer um índice integrado conveniente e sazonalmente específico de perturbações climáticas. Informações sobre as condições do gelo do rio são menos úteis como proxy climático porque a formação de gelo é fortemente dependente do regime de fluxo do rio, que é afetado pela precipitação, derretimento da neve e escoamento da bacia hidrográfica, além de estar sujeito à interferência humana que modifica diretamente o fluxo do canal , ou que indiretamente afeta o escoamento por meio de práticas de uso da terra.

O congelamento do lago depende do armazenamento de calor no lago e, portanto, de sua profundidade, da taxa e da temperatura de qualquer influxo e dos fluxos de energia água-ar. As informações sobre a profundidade do lago geralmente não estão disponíveis, embora alguma indicação da profundidade dos lagos rasos no Ártico possa ser obtida a partir de imagens de radar aerotransportado durante o final do inverno (Sellman et al. 1975) e imagens ópticas espaciais durante o verão (Duguay e Lafleur 1997). O momento do rompimento é modificado pela profundidade da neve no gelo, bem como pela espessura do gelo e o influxo de água doce.

Solo congelado e permafrost

O solo congelado (permafrost e solo congelado sazonalmente) ocupa aproximadamente 54 milhões de km 2 das áreas de terra expostas do Hemisfério Norte (Zhang et al., 2003) e, portanto, tem a maior extensão de área de qualquer componente da criosfera. Permafrost (solo perenemente congelado) pode ocorrer onde as temperaturas médias anuais do ar (MAAT) são menores que -1 ou -2 ° C e é geralmente contínuo onde MAAT é menor que -7 ° C. Além disso, sua extensão e espessura são afetadas pelo teor de umidade do solo, cobertura vegetal , profundidade da neve de inverno e aspecto. A extensão global do permafrost ainda não é completamente conhecida, mas é a base de aproximadamente 20% das áreas terrestres do Hemisfério Norte . As espessuras excedem 600 m ao longo da costa ártica do nordeste da Sibéria e do Alasca, mas, em direção às margens, o permafrost se torna mais fino e horizontalmente descontínuo. As zonas marginais estarão mais imediatamente sujeitas a qualquer derretimento causado por uma tendência de aquecimento. A maior parte do permafrost existente se formou durante as condições anteriores de frio e, portanto, é uma relíquia. No entanto, o permafrost pode se formar nos climas polares atuais, onde as geleiras recuam ou a emergência da terra expõe solo descongelado. Washburn (1973) concluiu que a maior parte do permafrost contínuo está em equilíbrio com o clima atual em sua superfície superior, mas as mudanças na base dependem do clima atual e do fluxo de calor geotérmico; em contraste, a maior parte do permafrost descontínuo é provavelmente instável ou "em equilíbrio tão delicado que a menor mudança climática ou de superfície terá efeitos drásticos de desequilíbrio".

Sob condições de aquecimento, o aumento da profundidade da camada ativa de verão tem impactos significativos nos regimes hidrológico e geomórfico . O descongelamento e o recuo do permafrost foram relatados no alto vale do Mackenzie e ao longo da margem sul de sua ocorrência em Manitoba , mas tais observações não são prontamente quantificadas e generalizadas. Com base nos gradientes latitudinais médios da temperatura do ar, um deslocamento médio para o norte da fronteira sul do permafrost em 50 a 150 km pode ser esperado, em condições de equilíbrio, para um aquecimento de 1 ° C.

Apenas uma fração da zona do permafrost consiste em gelo terrestre real. O restante (permafrost seco) é simplesmente solo ou rocha em temperaturas abaixo de zero. O volume de gelo é geralmente maior nas camadas mais altas do permafrost e compreende principalmente poros e gelo segregado no material terrestre . As medições das temperaturas do furo no permafrost podem ser usadas como indicadores de mudanças líquidas no regime de temperatura. Gold e Lachenbruch (1973) inferem um aquecimento de 2–4 ° C ao longo de 75 a 100 anos em Cape Thompson , Alasca , onde os 25% superiores do permafrost de 400 m de espessura são instáveis ​​em relação a um perfil de equilíbrio de temperatura com profundidade ( para a atual temperatura média anual da superfície de −5 ° C). Influências marítimas podem ter enviesado esta estimativa, no entanto. Em Prudhoe Bay, dados semelhantes implicam um aquecimento de 1,8 ° C nos últimos 100 anos (Lachenbruch et al. 1982). Outras complicações podem ser introduzidas por mudanças nas profundidades da cobertura de neve e a perturbação natural ou artificial da vegetação superficial.

As taxas potenciais de degelo do permafrost foram estabelecidas por Osterkamp (1984) em dois séculos ou menos para o permafrost de 25 metros de espessura na zona descontínua do interior do Alasca , assumindo o aquecimento de -0,4 a 0 ° C em 3-4 anos, seguido por um aumento adicional de 2,6 ° C. Embora a resposta do permafrost (profundidade) à mudança de temperatura seja tipicamente um processo muito lento (Osterkamp 1984; Koster 1993), há ampla evidência para o fato de que a espessura da camada ativa responde rapidamente a uma mudança de temperatura (Kane et al. 1991) . Seja em um cenário de aquecimento ou resfriamento, a mudança climática global terá um efeito significativo na duração dos períodos sem geadas em ambas as regiões com solo congelado sazonalmente e perenemente.

Geleiras e mantos de gelo

Representação de geleiras em um mapa topográfico

Os mantos de gelo e geleiras são massas de gelo fluidas que repousam em terra firme. Eles são controlados pelo acúmulo de neve, derretimento superficial e basal, parindo em oceanos ou lagos circundantes e dinâmica interna. O último resulta do fluxo de fluência impulsionado pela gravidade (" fluxo glacial ") dentro do corpo de gelo e deslizando na terra subjacente, o que leva ao afinamento e espalhamento horizontal. Qualquer desequilíbrio desse equilíbrio dinâmico entre ganho de massa, perda e transporte devido ao fluxo resulta em corpos de gelo em crescimento ou encolhimento.

Os mantos de gelo são a maior fonte potencial de água doce global, detendo aproximadamente 77% do total global. Isso corresponde a 80 m de equivalente ao nível do mar mundial, com a Antártica sendo responsável por 90% disso. A Groenlândia responde pela maior parte dos 10% restantes, com outros corpos de gelo e geleiras respondendo por menos de 0,5%. Por causa de seu tamanho em relação às taxas anuais de acumulação de neve e derretimento, o tempo de residência da água nos mantos de gelo pode se estender por 100.000 ou 1 milhão de anos. Conseqüentemente, quaisquer perturbações climáticas produzem respostas lentas, ocorrendo durante os períodos glaciais e interglaciais. As geleiras do vale respondem rapidamente às flutuações climáticas com tempos de resposta típicos de 10–50 anos. No entanto, a resposta de geleiras individuais pode ser assíncrona ao mesmo forçamento climático por causa das diferenças no comprimento da geleira, elevação, declive e velocidade de movimento. Oerlemans (1994) forneceu evidências de um recuo global coerente das geleiras, o que poderia ser explicado por uma tendência de aquecimento linear de 0,66 ° C por 100 anos.

Embora as variações das geleiras provavelmente tenham efeitos mínimos sobre o clima global , sua recessão pode ter contribuído com um terço a metade do aumento observado no nível do mar no século 20 (Meier 1984; IPCC 1996). Além disso, é extremamente provável que tal recessão glaciar extensa como é observada atualmente na Cordilheira Ocidental da América do Norte, onde o escoamento de bacias glaciarizadas é usado para irrigação e energia hidrelétrica , envolva impactos hidrológicos e ecossistêmicos significativos. O planejamento eficaz dos recursos hídricos e a mitigação do impacto nessas áreas dependem do desenvolvimento de um conhecimento sofisticado da situação do gelo glaciar e dos mecanismos que o causam. Além disso, uma compreensão clara dos mecanismos em funcionamento é crucial para interpretar os sinais de mudança global que estão contidos nas séries temporais de registros de balanço de massa da geleira .

As estimativas combinadas do balanço de massa das geleiras das grandes camadas de gelo carregam uma incerteza de cerca de 20%. Estudos baseados em estimativas de queda de neve e produção de massa tendem a indicar que os mantos de gelo estão próximos do equilíbrio ou retirando um pouco de água dos oceanos. Estudos baseados no mar sugerem aumento do nível do mar a partir da Antártica ou rápido derretimento basal da plataforma de gelo. Alguns autores (Paterson 1993; Alley 1997) sugeriram que a diferença entre a taxa observada de aumento do nível do mar (cerca de 2 mm / ano) e a taxa explicada de aumento do nível do mar pelo derretimento das geleiras das montanhas, expansão térmica do oceano , etc. (cerca de 1 mm / ano ou menos) é semelhante ao desequilíbrio modelado na Antártica (cerca de 1 mm / ano de aumento do nível do mar; Huybrechts 1990), sugerindo uma contribuição do aumento do nível do mar da Antártica.

As relações entre o clima global e as mudanças na extensão do gelo são complexas. O balanço de massa das geleiras terrestres e mantos de gelo é determinado pelo acúmulo de neve, principalmente no inverno, e ablação na estação quente devido principalmente à radiação líquida e fluxos turbulentos de calor para derreter o gelo e neve da advecção do ar quente, (Munro 1990). No entanto, a maior parte da Antártica nunca experimenta o derretimento da superfície. Onde massas de gelo terminar no oceano , iceberg parto é o principal contribuinte para a perda de massa. Nessa situação, a margem de gelo pode se estender para águas profundas como uma plataforma de gelo flutuante , como a do Mar de Ross . Apesar da possibilidade de que o aquecimento global possa resultar em perdas para a camada de gelo da Groenlândia sendo compensadas por ganhos para a camada de gelo da Antártica , há grande preocupação sobre a possibilidade de um colapso da camada de gelo da Antártica Ocidental . O manto de gelo da Antártica Ocidental está alicerçado em rochas abaixo do nível do mar e seu colapso tem o potencial de elevar o nível do mar mundial em 6–7 m em algumas centenas de anos.

A maior parte da descarga do manto de gelo da Antártica Ocidental ocorre por meio dos cinco principais fluxos de gelo (gelo de fluxo mais rápido) entrando na plataforma de gelo de Ross , a corrente de gelo de Rutford entrando na plataforma de gelo Filchner-Ronne do mar de Weddell e a geleira Thwaites e a ilha de Pine Geleira entrando na plataforma de gelo Amundsen . As opiniões divergem quanto ao balanço de massa atual desses sistemas (Bentley 1983, 1985), principalmente por causa dos dados limitados. O manto de gelo da Antártica Ocidental é estável enquanto a plataforma de gelo Ross e a plataforma de gelo Filchner-Ronne forem restringidas pelo arrasto ao longo de seus limites laterais e presas pelo aterramento local de elevações de gelo .

A Idade do Gelo

Em tempos glaciais , a criosfera aumentou consideravelmente seu tamanho para cobrir uma parte considerável das terras do norte da Eurásia e da América , baixando o nível do mar em mais de cem metros e criando grandes plataformas de gelo que conectavam todo o norte do planeta. Também graças a isso (e à deriva continental ), os primeiros hominídeos, que surgiram na África , conseguiram atingir todas as partes do mundo, que então se separariam com o retorno aos mares e oceanos normais.

Ciência

"Ciências criosféricas" é um termo genérico para o estudo da criosfera (não muito diferente das ciências atmosféricas , abrangendo meteorologia , climatologia e aeronomia ). Como uma ciência da Terra interdisciplinar , muitas disciplinas contribuem para ela, principalmente geologia , hidrologia e meteorologia e climatologia ; nesse sentido, é comparável à glaciologia .

Veja também

Referências

Leitura adicional

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links externos