Mořský led

Jako mořský led je známo, že led , někdy mražené mořské vodě i zmrzlé vody z polárních oceánů . Mořský led se sezónně vyskytuje i mimo polární oblasti, mimo jiné v Baltském moři , ve skandinávských fjordech, v zálivu Svatého Vavřince a v Ochotském moři . Mořský led je součástí kryosféry naší planety a pokrývá roční průměr kolem 6,5 procenta (což odpovídá ploše 22,5 milionů km 2 ) světového oceánu. Polární mořský led a polární ledové listy pevniny společně tvoří polární led . Mořského ledu hraje klíčovou roli v této zemského klimatického systému vlivem polární zesílení způsobené primárně ledu albedo zpětné vazby .

Sbal led

Typy mořského ledu

Tvorba nového ledu ( Nilas ) v arktické zátoce Baffin
Vytrvalý smeč ledu na zeměpisném severním pólu . V polovině dubna 1990 byly ploché ledové kry tlusté 2,5 metru.
Přízemní led na mysu Armitage na jižním cípu ostrova Ross pod mořským ledem McMurdo Sound v Antarktidě

Mořský led ukazuje velké bohatství různých forem, které jsou do značné míry určeny vlnou. Frazilový led se zpočátku tvoří na pohyblivém povrchu oceánu ; jedná se o jemné ledové jehly nebo destičky o velikosti až 2 cm, které kondenzují na ledový kal podobný polévce . Jak roste, vytváří se palačinkový led, vrstva převážně kruhových kousků ledu o velikosti až 3 m s vypouklou hranou. Bez bobtnání může vzniknout nový led ve formě uzavřené ledové pokrývky ( Nilas ). Ledová pokrývka se stává silnější hlavně v důsledku zamrzání vody pod ledem.

Ledová vrstva zpravidla na konci období mrazu dosáhne tloušťky až 2 m a poté vytvoří roční led . Od tloušťky menší než jeden metr izoluje vrstva mořského ledu vodu pod sebou, takže už dále nezamrzá. Mořský led se poté zvětšuje, zejména proto, že jsou ledové kryy tlačeny k sobě. To platí zejména pro většinou vytrvalý led . Zatlačením ledu na sebe můžete v balíkovém ledu vytvořit metrové kopce lisu . Nižší podíl vytrvalého ledu, který byl pozorován od 90. let, je spojen s většími sezónními výkyvy v mořské ledové pokrývce.

Téměř veškerý mořský led v Antarktidě je roční. Nachází se na nižší zeměpisné šířce a do značné míry se taví v létě, kdy jsou teploty vody mírnější. Naproti tomu části arktického mořského ledu jsou trvalé ve vyšších zeměpisných šířkách; v arktickém létě se úplně nerozmrazí, ale pouze když je ledový drift transportuje do nižších zeměpisných šířek.

Fixní led je led, který je ukotven na pobřeží nebo na mořském dně, což znamená, že nepluje volně na mořské hladině. Balený led často není ukotven na pevnině, a může proto podléhat ledovému driftu . Driftový led se skládá z ledových kry, které se oddělily od ledového štítu.

Přírodní oblast bez ledu, která je zcela obklopena mořským ledem, se nazývá polynya . Umělé rokle a díry vyhloubené do ledu se nazývají Wuhnen .

Ledový šelf a ledovce vytvořené ledovcovou řekou se nepočítají jako mořský led .

vlastnosti

Vytrvalý smeč ledu na zeměpisném severním pólu o tloušťce asi 2,5 metru. Jádrové vrty zde v polovině dubna 1990 ukazují, že horní 2 metry všech vrtů byly oslazeny.

Sůl mořské vody (asi 35 promile slanost) snižuje svou teplotu tuhnutí až -1,9 ° C Když led roste, není zabudován do krystalové mřížky ledu, ale částečně zůstává v okolní vodě a částečně tvoří v ledu kapsy solanky. V trvalých tlustých ledových krych mohou tyto kapsy solanky migrovat dolů, což znamená, že mořský led v horních oblastech je slazený a má velmi malou nebo žádnou slanost. Salinity z jednoleté mořského ledu, na druhou stranu, je asi tři až pět promile. (Viz také: Květ mořského ledu .)

Pokud zpočátku nedochází ke konvekci, tvorba ledu vede ke zvýšení slanosti (obsahu soli), a tím i hustoty okolní vody. To může vést k destabilizaci vrstvy hustoty a ke konvekci ( termohalinní cirkulace ). Cirkulace thermohaline je elementární pro tvorbu hluboké vody a tedy pro celou cirkulaci oceánu. Tání mořského ledu naopak působí jako vstup čerstvé vody do horních oceánských vrstev, což stabilizuje stratifikaci a působí proti konvekci.

Pohyb ledu, poháněný větrem a oceánskými proudy, je spojen s transportem sladké vody a negativního latentního tepla . Mořský led brání výměně latentního a citelného tepla mezi oceánem a atmosférou . Dokonce i tenká mořská ledová pokrývka téměř úplně brání toku tepla. Pokud není ledová pokrývka úplně uzavřená, může tepelný výkon dosáhnout několika stovek wattů na metr čtvereční.

Mořský led, který je většinou pokryt sněhem, se vyznačuje velmi vysokou odrazivostí ( albedo ) pro sluneční světlo. Velká část krátkovlnného záření je absorbována oceánem bez ledu, zatímco odráží se mořským ledem . Tato zpětnovazebná zpětná vazba, ledová albedo , má významný vliv na radiační rovnováhu polárních oblastí a Země jako celku.

Měření

Klíčové postavy ledových kry

Dálkový průzkum pomocí satelitních senzorů v mikrovlnném dosahu je jediný způsob, jak získat globální informace o mořské ledové pokrývce, a to téměř nezávisle na světelné a oblačné pokrývce. Od roku 1979 se mořský led měří ze satelitů pomocí pasivních mikrovlnných senzorů. Jeden využívá vlastnost ledu k vyzařování jiného mikrovlnného záření než mořská voda.

Pomocí satelitních dat se vypočítá plocha mořského ledu a rozsah mořského ledu, které se používají k odhadu skutečné mořské ledové pokrývky. Pro výpočet oblasti mořského ledu se odhaduje podíl ledové plochy ( koncentrace mořského ledu ) pro každou jednotku plochy v datech satelitu, obvykle 25 km 2 , a celková plocha mořského ledu se vypočítá z této jednotky a jednotky plochy . Rozsah mořského ledu , na druhé straně, je součet jednotek oblasti, v nichž se předpokládá podíl mořského ledu překročí prahovou hodnotu, obvykle 15%. Vzhledem k tomu, že povrchové změny, jako je sněhová pokrývka nebo kaluže roztavené vody, ztěžují odhad přesné koncentrace mořského ledu, je důslednějším měřítkem rozsah mořského ledu.

Dalšími důležitými opatřeními jsou tloušťka mořského ledu , která se určuje pomocí satelitních misí, jako je ICESat nebo CryoSat -2, náhodně z povrchu nebo pod mořem pomocí sonaru , a objem mořského ledu vypočítaný z moře koncentrace a tloušťka ledu.

Ledové kry se také přímo měří, aby se ověřila satelitní data. Za tímto účelem se používají senzory tažené z lodi nebo ručně, vrtání do ledu a skládací metr. Ledová kra může být podrobně popsána jen s několika parametry (tloušťka ledu, hloubka, volný bok, hloubka bazénu taveniny, tloušťka sněhové pokrývky).

Mořský led v Arktidě

Dějiny

Rekonstruovaný rozsah arktického mořského ledu na konci léta od 560 (červená čára) a pozorované hodnoty od roku 1870 (modrá čára, vyhlazeno); současné nevyhladěné hodnoty se pohybují mezi 3,5 a 5 miliony km 2

Geologická data naznačují, že historie arktického mořského ledu úzce souvisí s klimatickými změnami způsobenými změnami koncentrací skleníkových plynů, oběžné dráhy Země a sklonu zemské osy. Velké sezónní ledové příkrovy se vytvořily v Arktidě po maximu paleocenu / eocénu asi před 47 miliony let. První víceletý led se vytvořil zhruba před 13-14 miliony let. Se začátkem kvartérního období , asi 3 miliony let (viz také kvartérní zalednění ), se dostalo k ledové pokrývce a v meziglaciálech to mohlo být sezónně období bez ledu. Na začátku holocénu , asi před 10 000 lety, byla fáze poměrně malé ledové pokrývky. Od té doby až do konce 19. století nedošlo k žádným zásadním změnám ovlivňujícím celou Arktidu.

přítomnost

Sezónní změna rozsahu mořského ledu v Arktidě mezi březnem (maximum) a zářím (minimum), jak tomu bylo ještě před asi 10 lety. Mezitím tato grafika zastarala kvůli změně klimatu.
Rozsah mořského ledu v Arktidě v dubnu 2013 (maximum) a srpnu 2013 (minimum)
Časový průběh povrchu mořského ledu v Arktidě. Jeden pozná sezónní průběh a klesající celkovou tendenci. Data byla získána ze satelitních snímků.
S poklesem plochy se spojuje tloušťka, a tedy ještě jasnější objem ledu, který je zde viditelný jako superponované sezónní výkyvy. Data byla získána pomocí komplexního numerického modelu, který byl přizpůsoben bohužel poměrně řídkým datům měření tloušťky ledu.
Objem mořského ledu v Arktidě v průběhu času pomocí systému polárních souřadnic (časový průběh: proti směru hodinových ručiček; jedna revoluce za rok)

Mořská ledová pokrývka na severu kolísá každoročně mezi přibližně 15 miliony kilometrů čtverečních v dubnu a přibližně 3,5 miliony kilometrů čtverečních v září. Každé léto zmizí asi ⅔ až ¾ celého ledu. V zimě pak tato oblast znovu zmrzne, což představuje opětovné namrzání kolem 10 milionů kilometrů čtverečních. (To odpovídá asi 28násobku rozlohy Spolkové republiky Německo.) Ledová fronta se během letní tání pohybuje několik tisíc km na sever a v zimě mrzne až na jih - viz sousední obrázek.

Rozsah mořského ledu v Arktidě od začátku satelitního měření klesá. Klesající trendy lze pozorovat ve všech regionech a všech měsících, přičemž měsíce s největším poklesem jsou září, červenec a srpen, regiony s největším průměrným ročním poklesem jsou Barentsovo moře a Karské moře . Podíl silného vytrvalého ledu také prudce poklesl. Od roku 1996, v období maximálního rozsahu mořského ledu, převažoval podíl jednoročního ledu. Současná ztráta ledu se zdá být mimořádná, přinejmenším ve srovnání s posledními několika tisíci lety, a nelze ji vysvětlit přirozenými příčinami minulých změn. Kromě rozsáhlých oscilací, jako je severoatlantická oscilace , je příčinou také globální oteplování . V září 2016 byla mořská ledová pokrývka v Arktidě (obvykle na podzim rychle roste) o dobrých milión kilometrů čtverečních menší, než byl průměr v té době v letech 1981 až 2010.

Viz také Důsledky globálního oteplování v Arktidě , Arctic Ice Cap .

Mořský led v severních mořích

Pro jednotlivé regiony existují také pozorování, která se vracejí zpět před měřením satelitu. V Barentsově moři byl průměrný rozsah mořského ledu pozorován v dubnu, tj. V maximálním měsíci, v období od roku 1850 do roku 2001 pomocí norských ledových map a sovětských, norských a amerických průzkumných letů, jakož i satelitních dat z 1966. Během tohoto období byl zjištěn trvalý pokles.

V severoevropském polárním moři od 75 ° severní šířky se led za posledních 150 let snížil v ročním průměru téměř o 30%. Při změnách v rozsahu ledu hrají roli oceánské proudy a teplota povrchu moře i atmosférické efekty. Severoatlantická oscilace silně určuje změnu rozsahu ledu. Evropský ledový oceán je často ovlivňován nízkotlakými oblastmi, které se většinou pohybují na severovýchod, zatímco Labradorské moře je více ovlivňováno severními větry.

V letech 1920–1998 došlo u zde uvedené oblasti k poklesu rozsahu ledu o 10% za duben a o 40% za srpen. Zároveň teplota na Svalbardu vzrostla na jaře přibližně o 3 ° C a v zimě o přibližně 1 ° C. Od roku 1850 došlo k celkovému poklesu mořského ledu na přibližně 30% plochy. V Barentsově moři mořský led v létě téměř úplně mizí.

Na začátku 20. století se rozsah ledu snížil, zatímco průměrná teplota arktické zimy stoupla o 3 ° C a na Špicberkách dokonce kolem 9 ° C. Od roku 1949 do poloviny šedesátých let se rozsah mořského ledu v Severním ledovém oceánu dočasně zvýšil, ale od poloviny šedesátých let opět klesá. Severoatlantický proud přináší na severovýchod masy teplé vody. Celkově se teplota povrchu moře v období ~ 1860-2000 zvýšila asi o 1 ° C. Rozsah ledu do značné míry závisí na oteplování povrchové vody moře. Pokud se současně vyskytnou atmosférické a oceánské efekty, vede to k ještě většímu snížení nebo zvýšení rozsahu ledu. Od roku 1970 tomu tak bylo v souvislosti s globálním oteplováním.

Mořský led v Antarktidě

Historie během posledního ledovcového období

Během posledního ledovcového období (asi před 20 000 lety) byl mořský led v Antarktidě o 70 až 100% rozsáhlejší než dnes. Výsledkem bylo, že oceánská cirkulace a teplotní přechody v jižním oceánu měly jiný tvar.

Metody

Rozsah zimního mořského ledu v Antarktidě dnes (šedobílá oblast) a asi před 21 000 lety (červená čára) v době posledního ledovcového maxima.

Diatomy (rozsivky) , radiolariáni (radiační zvířata ) a planktonové foraminifery (komorové) jsou jednobunková zvířata. Teplota povrchu v létě a rozsah zimního a letního mořského ledu lze určit z distribuce jejich usazeného oxidu křemičitého nebo vápenatých usazenin na dně oceánu. Za tímto účelem jsou hodnocena jádra sedimentů z oceánského dna, která umožňují časovou řadu zpět na maximum z poslední doby ledové (23 000 až 19 000 let před dneškem) a dále. Stáří jednotlivých vrstev sedimentu ve vrtech sedimentu se stanoví pomocí radiokarbonového datování (datování 14 C) a poměrů izotopů kyslíku .

Teplota povrchu moře může být stanovena stanovením hustoty nyní sedimentovaných zbytků radiolarian a diatom křemíku v jádru vrtáku. Rozsah mořského ledu je určen z distribuce rozsivek v různých jádrech sedimentů ve směru poledníku. Pod mořským ledem žije méně rozsivek, a proto je frekvence rozsivek v oblastech pokrytých mořským ledem nižší. Některé druhy (např. Frgilariopsis obliquecostata ) se vyskytují pouze při velmi studených teplotách vody (méně než −1 ° C) a jejich výskyt označuje minimální rozsah letního mořského ledu.

Ve srovnání s dneškem

Teplota povrchu moře v létě posledních 30 000 let v jižním Atlantiku na 44 ° 9'S / 14 ° 14'W. Tyto údaje byly získány pomocí zkamenělých rozsivek v jádru sedimentu.

U maxima poslední doby ledové byl rozsah zimního mořského ledu v Antarktidě o 70 až 100% (asi 39,10 6 km²) větší než dnes (19,10 6  km²). Obdobně byl antarktický cirkumpolární proud posunut asi o 5–7 ° zeměpisné šířky na sever, takže se rozšířil do současné polární přední zóny. To mimo jiné vedlo k tomu, že letní povrchová teplota moře v antarktické zóně byla pod 1 ° C v atlantickém sektoru a pod 2 ° C v indickém a pacifickém sektoru. Tyto hodnoty jsou o 3–4 ° C pod aktuálními hodnotami.

Jelikož se však jižní subtropická fronta v oceánu posunula jen trochu na sever, vedlo to ke zvýšení tepelného gradientu v jižním oceánu. Výsledkem bylo, že zonální vodní doprava byla rychlejší než dnes a vzorce atmosférické cirkulace, jako jsou západní větry, byly také posunuty na sever.

Posun antarktického cirkumpolárního proudu na sever dále vedl k oslabení transportu studené vody přes Drakův průliv mezi Jižní Amerikou a Antarktickým poloostrovem do Atlantiku. Část studené vody byla odkloněna na sever na západním pobřeží Jižní Ameriky. Dovoz teplé a slané vody z Indie do Atlantského oceánu na jih od Afriky však nebyl blokován, ale oslaben. Kvůli těmto dvěma protichůdným účinkům blokovaného dovozu studené vody a malého změn dovozu teplé vody do jižního Atlantiku byl jižní subtropický vír ve srovnání s dneškem jen mírně ochlazen. To mělo za následek silný teplotní gradient v jižním Atlantiku mezi subtropy a jižními polárními oblastmi.

Mořský led blokuje výměnu oxidu uhličitého mezi atmosférou a oceánem. Zvýšená zimní mořská ledová plocha, spolu s chladnějšími teplotami povrchové vody, mohla hrát důležitou roli při snižování koncentrace CO 2 v atmosféře během poslední doby ledové.

Letní rozsah mořského ledu během posledního ledovcového maxima neumožňuje žádné spolehlivé rekonstrukce. Podle nedávných studií se mohla příležitostně rozšířit na současný rozsah zimního mořského ledu v jižním oceánu v oblasti jižně od Atlantiku a západního Indického oceánu. Nízký výskyt rozsivek indikátoru ledu ( Frgilariopsis obliquecostata ) by rovněž umožnil rozsah mořského ledu v letním období, který není výrazně větší než v současnosti převládající. Existují náznaky, že v minulých tisíciletích (kolem 29 000 až 23 000) byla letní expanze mnohem větší. Celkově je rozdíl v rozsahu mořského ledu v létě (5 až 6 · 10 6  km²) ve srovnání s dneškem (3 · 10 6  km²) menší než v rozsahu zimního mořského ledu. To naznačuje zvýšenou sezónnost během poslední doby ledové.

přítomnost

Stejně jako arktický mořský led podléhá i Antarktida sezónním výkyvům. Maximální rozsah má v září, na konci antarktické zimy, minimální v únoru. Na rozdíl od Arktidy se mořský led v Antarktidě v létě téměř úplně roztaví, protože se nachází v nižších zeměpisných šířkách. Proto se skládá hlavně z ročního ledu.

V období 1979 až 2006, tj. Od začátku družicových měření, došlo v oblasti Antarktidy jako celku k mírně rostoucímu trendu v rozsahu mořského ledu. To je však regionálně a sezónně nekonzistentní. V současné době klesá pouze v oblasti jezer Amundsen a Bellingshausen , v jiných oblastech roste, i když v některých oblastech se růst zpomaluje. V oblasti jižně od Indického oceánu došlo k obrácení trendu, od poklesu k nárůstu ledové pokrývky.

Důvody různých a někdy se zvyšujících trendů, navzdory zvyšujícím se teplotám vzduchu a vody, nebyly konečně objasněny. Za prvé, vyčerpání ozonové vrstvy nad Antarktidou ( ozonová díra ) mohlo zvýšit cirkumpolární větry. To roztáhne led na větší plochu a větší plochy na otevřeném moři mohou zamrznout. Na druhé straně by podle modelových výpočtů mohla být příčinou klesající slanost jižního oceánu v důsledku zvýšených srážek a vstupu taveniny.

Viz také Důsledky globálního oteplování v Antarktidě

Srovnání Arktida - Antarktida

Rozdílné zeměpisné umístění mořského ledu v Arktidě a Antarktidě způsobuje významné rozdíly mezi těmito dvěma regiony. Arktický mořský led se nachází v oceánu, který je napůl uzavřený kontinenty a ve výrazně vyšších zeměpisných šířkách než antarktický mořský led, který obklopuje antarktický kontinent a vytváří tak téměř geografický kontrast. Antarktický mořský led se pohybuje volněji, s vyšší rychlostí driftu a má mnohem vyšší variabilitu, protože není obklopen pevninami. Téměř celý antarktický mořský led byl proto vždy schopen unášet se do teplejších zeměpisných šířek a v létě tát. Zatímco tenký led dlouho dominoval na mořském ledu v Antarktidě, v Arktidě převládal pouze v posledních letech kvůli prudkému poklesu vytrvalého ledu a v poslední době také vedl ke zvýšené variabilitě.

Zatímco ledová plocha v Arktidě za posledních několik let a desetiletí klesá, v Antarktidě se zvýšila. Pokles množství arktického mořského ledu však jasně převažoval nad růstem antarktického mořského ledu. Minimální rozloha mořského ledu v Arktidě se snížil o 13,0% za desetiletí (v absolutní hodnotě necelých 3,5 milionu km² ve srovnání s průměrem 1979 - 2010), zatímco v Antarktidě zvýšil o 3,2% za desetiletí (v absolutní hodnotě kolem 0 ° C, 68 milionů km² ve ​​srovnání s průměrem od roku 1979). V obou polárních oblastech dochází k poklesu průměrného tloušťky mořského ledu a mořského ledu objemu , který v roce 2012, nicméně, byla 72% nižší než průměr od roku 1979 v arktické, mnohem výraznější než v Antarktidou. Posledně jmenovaný dokonce zaznamenal v letních měsících mírný nárůst objemu ledu, což však při ročním nárůstu o 160 km³ představuje méně než stotinu ztráty objemu v Arktidě.

V roce 2009 John Turner z Britského antarktického průzkumu uvedl, že důvodem zvyšujícího se ledového příkrovu v Antarktidě je ozónová díra , která ji tam v posledních letech ochladila. Očekává, že tento efekt potrvá maximálně deset let, a poté bude pozorovatelný také pokles množství ledu. Účinek ozónové díry navíc zvýšil víry antarktické bouře, které ohřívaly antarktický poloostrov, ale ochladily Rossovo moře. Výsledkem bylo, že na Arktickém poloostrově poklesla ledová pokrývka, zatímco v Rossovém moři se zvýšila . Několik studií podporuje vliv změněných větrů na tvorbu mořského ledu v Antarktidě; tyto vedly k tomu, že led byl distribuován na větší plochu, ale také odváděl tepelné toky.

  • Vývoj září v arktickém mořském ledu za posledních 40 let

  • Arktická mořská ledová pokrývka ve srovnání se simulovaným kurzem, jak je ukázáno v běžných klimatických modelech. Skutečná rychlost tání významně převyšuje modelovanou rychlost tání.

  • Vývoj březnového rozsahu antarktického mořského ledu za posledních 40 let

ekologie

„Ledové řasy“: rozsivky ve vnitřku antarktického mořského ledu

Na první pohled je mořský led nepřátelský k životu a je stanovištěm mnoha, zejména malých, rostlinných a živočišných druhů, přičemž dominují formy planktonu . Druhy, které žijí v ledu nebo jsou s ním spojeny, se označují jako sympatické . V mořském ledu se vyskytují autochtonní druhy, tj. Druhy, které se tam vyskytují pouze, i druhy, které tam žijí pouze dočasně. Mořský led nabízí stanoviště na ledu, tam v hřebenech lisu, sněhové pokrývce nebo kalužích z taveniny, také v jeho vnitřku, v slaných kanálech a na jeho dně, kde se řasy, které se tam usazují, živí krillem . Mnoho zvířat v arktické fauně, jako jsou kraby, ryby, velryby a tuleni, závisí přímo nebo nepřímo na krilu v potravinovém řetězci. Polynjas, kde tuleni vycházejí dýchat, jsou důležitým lovištěm ledních medvědů .

Viz také

literatura

  • Světová meteorologická organizace (Ed.): Nomenklatura mořského ledu WMO: Terminologie, kódy a ilustrovaný glosář . 1970. Viz také NOAA Sea Ice Glossary (en.).
  • Petra Demmler: Moře - voda, led a klima . Ulmer, 2011. , kapitola „Led na moři“ s populárně vědeckou prezentací
  • Gerland et al.: Globální výhled na led a sníh, Kapitola 5: Led v moři . Vyd.: Program OSN pro životní prostředí. 2007 ( unep.org [PDF; 3.0 MB ]).

webové odkazy

Commons : Kategorie Mořský led (mořský led)  - sbírka obrázků, videí a zvukových souborů

Individuální důkazy

  1. ↑ a b Stroeve et al.: Rychle se zmenšující krycí vrstva mořského ledu v Arktidě: syntéza výzkumu . In: Klimatické změny . 2012, s. 1005-1027 , doi : 10,1007 / s10584-011-0101-1 ( PDF ). PDF ( Memento v originálu od 1. února 2012 do internetového archivu ) Info: archiv odkaz byl automaticky vložen a dosud nebyl zkontrolován. Zkontrolujte prosím původní a archivovaný odkaz podle pokynů a poté toto oznámení odstraňte.  @ 1@ 2Šablona: Webachiv / IABot / arcus.org
  2. ^ Mořský led. Monitorování mořského ledu. NASA Earth Observatory System, přístup 3. března 2012 .
  3. ↑ a b Polyak a kol.: Historie mořského ledu v Arktidě . In: Quaternary Science Reviews . 2010, s. 1757-1778 .
  4. ↑ Fetterer, F. K. Knowles, W. Meier, a M. Savoie. 2002, aktualizováno 2009. Index mořského ledu. Boulder, Colorado USA: National Snow and Ice Data Center. Digitální média.
  5. ↑ Jinlun Zhang a DA Rothrock: Modelování globálního mořského ledu pomocí modelu distribuce tloušťky a entalpie v obecných křivočarých souřadnicích . In: Měsíční přehled počasí . páska 131 , č. 5 , 2003, s. 681-697 , doi : 10,1175 / 1520-0493 (2003) 131 <0845: MGSIWA> 2.0.CO; 2 .
  6. ↑ a b Parkinson a Cavalieri: Variabilita a trendy arktického mořského ledu, 1979-2006 . In: Journal of Geophysical Research . 2008, doi : 10.1029 / 2007JC004558 .
  7. ↑ spiegel.de: Globální mořský led se dramaticky zmenšuje
  8. ^ Shapiro, I. a kol.: Dubnový rozsah mořského ledu v Barentsově moři, 1850-2001 . In: Polární výzkum . páska 55 , 2003, str. 5-10 .
  9. ↑ T. Vinje: Anomálie a trendy rozsahu mořského ledu a atmosférického oběhu v severských mořích v období 1864-1998 . Americká meteorologická společnost, 2001, str. 258 .
  10. ↑ T. Vinje: Anomálie a trendy rozsahu mořského ledu a atmosférického oběhu v severských mořích v období 1864-1998 . Americká meteorologická společnost, 2001, str. 264-265 .
  11. ^ Gersonde et al.: Teplota povrchu moře a distribuce mořského ledu v jižním oceánu na EPILOG Last Glacial Maximum - cirkum-antarktický pohled založený na křemičitých mikrofosilních záznamech . In: Quaternary Science Reviews . páska 24 , 2005, str. 869-896 , doi : 10,1016 / j.quascirev.2004.07.015 . , zde str. 869–871 a 885
  12. ^ Gersonde et al.: Poslední povrchové teploty ledovcového moře a rozsah mořského ledu v jižním oceánu (atlanticko-indický sektor): přístup založený na více hydroxylech . In: Paleoceanography . páska 18 , č. 3 , 2003, s. 1061 , doi : 10.1029 / 2002PA000809 . , zde: str. 1061-1065
  13. ^ Gersonde et al.: Teplota povrchu moře a distribuce mořského ledu v jižním oceánu na EPILOG Last Glacial Maximum - cirkum-antarktický pohled založený na křemičitých mikrofosilních záznamech . In: Quaternary Science Reviews . páska 24 , 2005, str. 869-896 , doi : 10,1016 / j.quascirev.2004.07.015 . , zde str. 885-886 894
  14. ^ A b Gersonde et al.: Teplota povrchu moře a distribuce mořského ledu v jižním oceánu na EPILOG Last Glacial Maximum - cirkum-antarktický pohled založený na křemičitých mikrofosilních záznamech . In: Quaternary Science Reviews . páska 24 , 2005, str. 869-896 , doi : 10,1016 / j.quascirev.2004.07.015 . , zde str. 893
  15. ^ Gersonde et al.: Poslední povrchové teploty ledovcového moře a rozsah mořského ledu v jižním oceánu (atlanticko-indický sektor): přístup založený na více hydroxylech . In: Paleoceanography . páska 18 , č. 3 , 2003, s. 1061 , doi : 10.1029 / 2002PA000809 . , zde: bod 29
  16. ^ Gersonde et al.: Poslední povrchové teploty ledovcového moře a rozsah mořského ledu v jižním oceánu (atlanticko-indický sektor): přístup založený na více hydroxylech . In: Paleoceanography . páska 18 , č. 3 , 2003, s. 1061 , doi : 10.1029 / 2002PA000809 . , zde: bod 21,32
  17. ^ Gersonde et al.: Teplota povrchu moře a distribuce mořského ledu v jižním oceánu na EPILOG Last Glacial Maximum - cirkum-antarktický pohled založený na křemičitých mikrofosilních záznamech . In: Quaternary Science Reviews . páska 24 , 2005, str. 869-896 , doi : 10,1016 / j.quascirev.2004.07.015 . , zde str. 891
  18. ^ DJ Cavalieri a CL Parkinson: Variabilita a trendy antarktického mořského ledu, 1979-2006 . In: Journal of Geophysical Research . páska 113 , 2008, doi : 10.1029 / 2007 JC004564 .
  19. ↑ Turner et al.: Změna prstencové atmosférické cirkulace vyvolaná úbytkem stratosférického ozonu a její role v nedávném zvýšení rozsahu antarktického mořského ledu . In: Dopisy o geofyzikálním výzkumu . 2009, doi : 10.1029 / 2009GL037524 .
  20. ↑ Zhang: Zvyšování antarktického mořského ledu za oteplování atmosférických a oceánských podmínek . In: J. Clim. 2007.
  21. ↑ Vše o mořském ledu: Arktida vs. Antarktida. Národní datové centrum Snow & Ice, přístup k 30. prosinci 2012 .
  22. ↑ Opačné chování? Ledový led se zmenšuje, Antarktida roste. Národní datové centrum Snow & Ice, 23. října 2012; přístup k 30. prosinci 2012 .
  23. ↑ Anomálie objemu ledového ledu v Arktidě, verze 2. Polar Science Center, zpřístupněno 31. prosince 2012 .
  24. ^ NT Kurtz, T. Markus: Satelitní pozorování tloušťky a objemu antarktického mořského ledu . In: Journal of Geophysical Research . páska 117 , 2012, doi : 10.1029/2012 JC008141 .
  25. ↑ Proč antarktický led roste navzdory globálnímu oteplování. New Scientist, 20. dubna 2009, přístup k 1. lednu 2013 .
  26. ^ Poláci od sebe: Rekordní léto a zima. Národní datové centrum Snow & Ice, 2. října 2012; přístup k 30. prosinci 2012 .
  27. ^ Paul R. Holland, Ron Kwok: Trendy větru v antarktickém driftu mořského ledu . In: Nature Geoscience . Listopad 2012, doi : 10.1038 / ngeo1627 .
  28. ↑ Variabilita a trendy antarktického mořského ledu, 1979–2010. (PDF; 5,9 MB) Laboratoř kryosférických věd / Code 615, NASA Goddard Space Flight Center, Greenbelt, MD 20771, USA, 16. května 2012, zpřístupněno 20. ledna 2013 .
  29. ^ Rita Horner et al.: Ekologie bioty mořského ledu . In: Polární biologie . Ne. 12 , 1992, str. 417-427 .
  30. ↑ Nadja Podbregar: scinexx dossier: Stanoviště mořského ledu - přežilo v nejmenších prostorech. Citováno 3. dubna 2012 .