中间海拔高山积雪

最后更新于结婚,05年4月2023年|雪

埃里克•马丁

相关性和特点Col de土耳其宫廷相当代表中间海拔网站在温带高山气候raybet雷竞技最新。许多滑雪胜地和阿尔卑斯山水电站位于同一高程范围内。

气候潮湿raybet雷竞技最新(2000毫米星河的一年级),因为它坐落在西方欧洲的阿尔卑斯山脉的一部分。冬季平均温度(型号)是1°C。降雨在冬天是很常见的。冬天的第一部分,积雪结构变量是高度;所有谷物类型可以遇到。由于常规降雨,一层一层湿颗粒顶部的圆形颗粒构成一个典型的冬季积雪。深度灰白色遇到只在浅积雪和寒冷的条件。在冬天表面白霜增长发生几次。

网站

在Col de土耳其宫廷a.s.l海拔1320米。,平均积雪持续五个月,从11月底到5月初。平均最大积雪深度在3月初130厘米。融雪事件随时可能发生但消融术通常发生在3月中旬。的最大雪水当量神秘的变化通常在200和500毫米。

筛选的短波辐射在12月和1月,因为树木是很重要的。在大尺度上,反照率依赖于树枝上的雪,但有时也可能是影响沉积的碎片的针。风通常是光。

能量平衡

现场配备短波和长波辐射传感器。空气温度、湿度和风速还以每小时的时间步骤。能量平衡的调查是由使用雪模型磨粉(布朗et al ., 1989年,1992年)。辐射条件测量而计算模型湍流通量。讨论了参数化的通量马丁和勒(1997)。

随着每日的气温,风力和反照率,每日在地表能量通量和质量平衡Col de土耳其宫廷在无花果。3.6和3.7的冬季93/94和94/95,分别。湍流通量(明智的和潜热)转移大气中的热量积雪的气氛通常是稳定的。1994年3月非常温暖和融雪发生在本月。相反,4月的第一部分是前最后融化寒冷多雪。在94/95,融化只发生在4月。

图3.6。每日意味着,在适当的地方,每日最小值和最大值(阴影乐队)在冬季Col de土耳其宫廷93/94。积雪是连续从1993年11月13日至5月5日,1994年。净表面通量是表面通量的总和,这对应于净负变化速率的单位面积上的积雪内部的能源(dh / dt)忽视平流和地面热通量(cf方程3.1)。过总质量的积累差异降雨(雪和雨)径流,忽视了升华和蒸发(cf方程3.4)。

图3.7。每日意味着,在适当的地方,每日最小值和最大值(阴影乐队)在冬季Col de土耳其宫廷1994/95。积雪是连续从1994年12月31日至5月8日,1995年。净表面通量是表面通量的总和,这对应于净负变化速率的单位面积上的积雪内部的能源(dh / dt)忽视平流和地面热通量(cf方程3.1)。过总质量的积累差异降雨(雪和雨)径流,忽视了升华和蒸发(cf方程3.4)。

的大小净短波辐射大融化期间(94年3月和95年4月)。净长波辐射的变化更为复杂。

建模方面

湍流通量可能是最困难的因素考虑在这个网站,因为复杂的地形。所有类型的snowpack可以在这个网站遇到:寒冷的冬天甚至完全湿,导致难以建模的结构和纹理层积雪。

3.5.3白雪覆盖的海冰在高北极冰流

瑞秋·e·乔丹相关性和特征

从1937年到1991年,俄罗斯科学家开始“北极”31日在北冰洋田间试验。最近放松的东西方关系,广泛的一组气象、海洋和冰流数据从这些探险一直在向西方科学家提供cd - rom(国家冰雪数据中心,1996)。现在有一个普遍的共识,能量交换极地冰盖长期的气候变化是至关重要的。历史数据的比较,从最近的示巴探险(佩尔松et al ., 2002;Uttal et al ., 2002)可能揭示新兴趋势在北冰洋的表面能量平衡。

网站

俄罗斯北极漂流站4 (NP-4)在5°纬度的北极从1956年4月到1957年4月。仪表在NP-4网站被伊恩和Sternzat (1959), Marshunova和瓦西(1994),和约旦等等。(1999)。NP-4网站特点是大风,细粒度,密集的雪,和一个相对肤浅的积雪。春天,夏天,冬天的季节有不同的特点。大部分的雪失去了通过夏季融化和池塘中形成海冰融化,导致极端的反照率的变化。云层是沉重的融化的雪和空气温度保持在0°C。相反,温度波动的振幅与天气系统的传递是40°C在冬季(见图3.8)。

能量平衡

能量平衡研究对北极冰流动包括通过Nazintsev (1963、1964), Maykut(1982),艾伯特和咖喱(1993),Radionov et al。(1996),林赛(1998),和Uttal et al。(2002)。乔丹et al。(1999)详细描述NP-4数据呈现在图3.8。

图3.8。每日意味着,在适当的地方,每日最小值和最大值(阴影乐队)在白雪覆盖的海冰在高北极冰流从4月30日,1956年4月3日,1957年。净表面通量是表面通量的总和,这对应于净负变化速率的单位面积上的积雪内部的能源(dh / dt)忽视了平流通量和热通量的海冰(cf方程3.1)。过总质量的积累差异降雨(雪和雨)径流,忽视了升华和蒸发(cf方程3.4)。

短波净辐射占主导地位的能通量的积雪在春末和夏季。在这样的季节里,在NP-4,湍流通量是亲密的在大小和以向上为主,因此冷却表面。图3.8显示了一个积极的辐射平衡后,9月中旬,同时向下的显热通量峰值的出现,这些都会增加大小的冬天。最大的长波辐射损失发生在万里无云的天空下,明智的热交换主要是补偿。潜热通量主要是向上或蒸发。冬季潜热的大小很小因为饱和蒸气压指数随温度降低。

图3.8显示了一个高冰雪反照率新雪和一个在0.8 - -0.9之间低反照率0.65对于年长的雪,裸露的值附近的冰。积雪持续整个夏天在这个位置,与深度介于3和8厘米。大约一半的夏季降水落如雪,在图3.8中增加反照率反映了这一点。相比之下,1997 - 1998年的示巴远征挂失8月初的积雪。其余表面裸露的冰和熔体池了低反照率比雪。这样的戏剧性的反照率变化导致冰反照率反馈(Perovich et al ., 2002),起着关键作用的能源预算高北极。

建模方面

高北极网站吹,吹雪,积雪深度表现出相当大的变化。因此,必须考虑风运输雪来构建现实雪覆盖了。这里降水测量报告纠正风力影响,蒸发和润湿错误(杨,1995;约旦et al ., 1999)。因为北极雪是细粒度的,风,极地积雪密度比温带同行。刚刚下过雪的密度应该约150 - 300公斤m3和风速增加。

Sturm et al。(2002)推断的有效导热系数0.33 W m - 1 k - 1雪温度概要文件在示巴,高于温带雪也高于最近实地测量Sturm et al . (1997、2002)。Sturm et al。(2002)得出结论,除了维传导机制可以增强极地积雪内部的热量交换。乔丹et al。(2003)表明,大风可能诱导风通风上10 - 20厘米的积雪,从而增加其有效导热系数。

冬天持续的辐射损失导致时期标准稳定稳定的大气校正可以关闭明智的热量交换。为了避免不切实际的低表面温度预测,乔丹et al。(1999)因此取代了通常的对数线性稳定的功能与维护一个最小的湍流交换。

3.5.4加拿大草原约翰·w·城堡和唐纳德•m .灰色

相关性和特点

“草原”季节性积雪覆盖大陆北部谷物和草原地区的北美、欧洲和亚洲。这些雪覆盖影响社会和经济方面的地区因为:大部分的人口居住在农村地区,谷物和牲畜的出口是全球重要的粮食供应,该地区经历长期、严重的冬季和夏季水赤字,和农业和工业依靠长途公路和铁路运输(Steppuhn, 1981)。

尽管降雪只包含大约有1/3到1/2的年降水量,融雪径流经常超过90%的年度流速及流水量(灰色,1970)。春季洪水造成的草原融雪水是最经济的破坏性的自然现象在美国和加拿大和防御措施,如大型“ring-dikes”是用来保护主要城市如温尼伯,马尼托巴省。

大草原,飞雪侵蚀和升华可能导致水赤字增加,称为“北方沙漠化”在俄罗斯(Dyunin et al ., 1991),这可能是增强的抑制和自然植被。在许多地区,吹暴风雪结果在冬天限制交通和基础设施的专业设计除雪成本最小化和雪荷载损伤(塔和施密特,1986)。

草原的雪覆盖持续从11月到4月。他们通常是寒冷,干燥,wind-packed。飞雪原因再分配几次在冬季和结果密度(通常大于250公斤m3),陈年的和可变(瑞典文的变异系数0.3 - -0.58)雪覆盖(城堡内et al ., 1998 b)。积雪对植被和地形非常敏感,和庇护的深度网站可以五或六次公开网站上(Steppuhn戴克,1974;城堡内et al ., 1993)。在早春融雪的能源主要来自短波辐射和随着融化的发展网络的大小辐射通量通常增加由于入射短波通量大小的增加和减少区域反照率由于减少雪深和白雪覆盖的地区(O’neill和灰色,1973)。的显热平流裸露的地面,雪可以发挥重要作用的融化的积雪(震动,灰色,1997)。因此,区域熔化率最大,当白雪覆盖的区域是在40%和60%之间(震动,1995)。地面热通量可以忽略在因为融水的渗透到冻土融化,从而导致潜热的释放冻结和非常小的土壤表面附近温度梯度(赵et al ., 1997;城堡内et al ., 1998 b)。

1.2板。意思是季节性变化在雪(灰色)和海冰覆盖(白色)(左)和2月8月间(右)来自卫星数据。国家冰雪数据中心的数据“每周积雪和海冰范围”,cd - rom,国家冰雪数据中心,1996年。

: (b)

1.4板。比较的意思是3月冬季瑞典文(毫米)由加拿大耦合的全球气候模型模拟(CGCM3) 1981 - 2000年的“当前气候期”(a)与模拟的意思是瑞典文2081 - 21raybet雷竞技最新00年期间基于sr A2 (b)发射的场景。数据中心由加拿大气候建模和分析。raybet雷竞技最新

: 日期

4.1板。模拟演化的积雪分层Col de土耳其宫廷冬季1998/99。每一种颜色代表一个雪类型(见布朗et al ., 1992)。

——测量积雪深度

——参考模拟降雪深度

——番红花反照率没有老化的影响,番红花反照率没有粮食的效果

——测量积雪深度

——参考模拟降雪深度

——番红花反照率没有老化的影响,番红花反照率没有粮食的效果

: 日期

4.2板。感性老化和粒度反照率计算积雪深度模拟。

实测雪深

——持续的反照率= 0.725

——持续的反照率= 0.6(较低的曲线)

日期

4.3板。感性对积雪深度模拟反照率。

保水性的影响

实测雪深

——没有固定保留——固定保留=孔隙体积的5%

实测雪深

——没有固定保留——固定保留=孔隙体积的5%

30/10/93 27/11/93 25/12/93 22/01/94 19/02/94 19/03/94 16/04/94 14/05/94 11/06/94

日期

30/10/93 27/11/93 25/12/93 22/01/94 19/02/94 19/03/94 16/04/94 14/05/94 11/06/94

日期

4.4板。感性对积雪深度模拟水潴留。

实测雪深

效果的稳定——充分影响边界层的稳定性——一半效果稳定

实测雪深

效果的稳定——充分影响边界层的稳定性——一半效果稳定

: 日期

4.5板。感性的稳定边界层对积雪深度模拟。

: 日期

4.6板。感性对积雪深度模拟雪粗糙度长度。

的影响snow-rain标准

实测雪深-Snow-rain标准= 0°C Snow-rain标准= 0.5°C -Snow-rain标准= 1.0°C Snow-rain标准= 1.5°C

30/10/93 27/11/93 25/12/93 22/01/94 19/02/94 19/03/94 16/04/94 14/05/94 11/06/94

日期

30/10/93 27/11/93 25/12/93 22/01/94 19/02/94 19/03/94 16/04/94 14/05/94 11/06/94

日期

4.7板。感性对积雪深度模拟snow-rain判据。

* *我我■■。我我我我■■■■■■。我■■

30 40 50 60 70 80 9 c

纬度

* *我我■■。我我我我■■■■■■。我■■

30 40 50 60 70 80 9 c

纬度

4.14板。15耦合模型表面空气温度的变化,大气中的二氧化碳浓度增加了一倍。所有模型显示“极地放大”和增强相比,北极变暖热带。来自荷兰和Bitz (2003)。

180年90 w 0 90 e

降雪变化(kg / m2 /月)

: -12年8 - 4 0 4 8 12

4.19板。之间的差异,2030 - 2050年平均气候变化的模拟和控制的130年平均水平的哈德利GCM (raybet雷竞技最新a)雪质量温度(b)和(c)的降雪。取自Essery (1997)。

Plate4.20。年度时间序列(细线),覆盖以九年运行方式(粗线)的总体均1月北美积雪程度,包括20世纪和21世纪的场景,九可用耦合模型硕士。来自弗雷和龚(2005)。

9月10月11月12月

阿姆斯特朗和Brodzik NSDIC

9月10月11月12月

阿姆斯特朗和Brodzik NSDIC

5.2板。每月北半球积雪(1966 - 2005)和海冰范围(19782005)气候学(来源:北半球NSIDC EASE-Grid每周积雪和海冰范围版本3,2005)。

北半球白雪覆盖的区域

: 一年

5.3板。北半球月SCA, 1978 - 2005,从NOAA雪图表(橙色)和微波卫星(紫色/绿色)数据集。

5.4板。比较北半球月平均积雪程度上来源于可见光和被动微波卫星数据,1978 - 2005(50%或更多的周在特定月份的总时间分类为冰雪覆盖)。

从月度离职意味着北半球白雪覆盖的区域

80 85 90 95 00 05

一年

80 85 90 95 00 05

一年

5.5板。北半球SCA偏离月度意味着,1978 - 2005,从NOAA雪图表(橙色)和微波卫星(紫色/绿色)数据集。NOAA时间序列这段展品大大减少每十年-2.0%的橙色(实线);的微波雪覆盖时间序列展品每十年-0.7%的减少趋势不重要,90%的水平(冲绿线)。

网站

•柯南农场(500 a.s.l。)东部城市萨斯卡通(52°N, 107°W)中部南部一半的萨斯喀彻温省,加拿大。农场坐落在一个开放的、平坦,湖积平原,裁剪下谷物和脉冲作物的做法旱地农业(震动,灰色,1996)。树木是有限的院落,位于距离几公里。气候raybet雷竞技最新半湿润气候的和典型的北方草原寒冷的冬天和连续积雪从11月下旬到4月上旬。

实验在1998年12月和1999年3月在网站连续积雪字段级统一短植被或休耕。能量平衡及相关参数测量和记录一边使用涡流相关设备(吉尔仪器“索伦特海峡”或坎贝尔科学CSAT声波风速计,坎贝尔科学“氪”湿度计,细线热电偶由协方差计算数据记录仪),辐射和能量平衡系统”犹太人的尊称“净辐射仪和地面热通量盘子,“NRG40”杯风速计,红外线温度计“珠穆朗玛峰”,“Vaisala HMP35CF铂电阻温度计,坎贝尔科学SR-50超声波积雪深度计和萨斯喀彻温省大学吹雪粒子计数器(布朗和城堡,1989;震动和灰色,1997;城堡内et al ., 1998 b, 1999 b)。在测量期间,网站经常被载人,这提供了一个高的信心观察。

能量平衡

两个能量平衡和相关测量无花果。3.9和3.10所示。如前所述,负值表示向下通量。图3.9显示了通量在冬季积雪早期飞雪,图3.10显示了通量在雪变暖,春天融化的序列。雪积累时期(图3.9)显示了特有的草原天气模式高度可变的气象学与额叶系统的通道。

12月17日空气温度加热到略高于冻结,然后随着强风急剧下降到-20°C以下大约12个小时。这种冷却期间降雪和飞雪记录和较低的表面边界层仍远喜忧参半。在接下来的两天温度低于-30°C(12月20)较低的风速和一个稳定的低表面边界层形成。在短时间内中午左右,净辐射的大小很小但消极(峰值-20 - -90 W m - 2),但是有时它是积极的,达到40 W m - 2,而保持小于10 W m - 2在多云的夜晚。湍流通量增加,预计从光滑的雪覆盖,因为暴露植被(积雪深度< 10厘米,

——净辐射

——潜热- e -显热«地面热量

——升华

——净辐射

——潜热- e -显热«地面热量

——升华

(b)
——•表面温度
风r
空气温度
1——吹雪粒子
-e-Snow深度1
	1200年12月17日 1800年12月17日 0000年12月18日 0600年12月18日 1200年12月18日 1800年12月18日 0000年12月19日 0000年12月17日 0600年12月17日 1200年12月17日 1800年12月17日 0000年12月18日 0600年12月18日 1200年12月18日 1800年12月18日 0000年12月19日图3.9。直接测量在雪积累期和12月飞雪,1998年•柯南农场,萨斯卡通,萨斯喀彻温省,加拿大。(一)净辐射通量,潜热和显热,测量1米(净辐射)和2米(湍流通量)的积雪,以及地面热通量测量5厘米到土壤和(b)雪表面温度、空气温度、风速测量1.3米雪表面以及吹雪粒子通量(测量0.2米雪表面)和积雪深度。的净辐射地面热潜热显热空气温度■雪风温度空气温度■雪风温度 0000年3月18日 0600年3月18日 1200年3月18日 1800年3月18日 0000年3月19日 0600年3月19日 1200年3月19日 1800年3月19日 0000年3月20日图3.10。直接测量了融雪期3月期间,1999年,•柯南农场,萨斯卡通,萨斯喀彻温省,加拿大。(a)通量的净辐射、潜热,显热,测量1 m(净辐射)和2 m(湍流通量)的积雪,以及地面热通量测量5厘米进入土壤,(b)净变化速率的单位面积上的积雪内部的能源(dH / dt)。正值对应变暖或融化(cf,方程3.2)和(c)雪温度mid-pack深度以及空气温度和风速测量1.3米雪表面。片状草高度约25厘米),强烈影响飞雪的发生。在飞雪事件从17日到12月18日,潜热通量达到60 W m - 2之后,成为小或可以忽略不计。显热通量的山峰高达50 W m - 2在寒冷,相对平静,负辐射时间(12月18 - 20)。在冷,相对平静,积极的辐射时间,略显热通常是负值,高峰值在- 30 wm-2但通常不低于-20 W m - 2。一个显著的变化在这个初冬时期是一贯积极地面热通量进入积雪,成为著名的(30 - 40 W m - 2)冷却的雪和空气收益(12月18 - 20)。飞雪事件没有导致大量增加雪深但密度从100增加到140公斤m3由于跳跃雪粒子和后续烧结的影响。一个模范融雪期(图3.10)发生在1999年3月在一个光滑、连续的积雪(平均深度= 14.5厘米,密度= 330公斤m3)。内部温度显示,积雪温暖从5°C 3月18日随着温度的等温条件达到近3月19日0°C。白天净辐射的大小是大但负的,达到-182 W m - 2 3月18日(阴)和-360 W m - 2(主要是明确的)3月19日。前面是一个小吹雪融化事件(风速峰值7 m s - 1)早期3月18日。最大的潜热通量期(50 W m - 2)在此事件发生。级(< 6 W m - 2)地面热通量相当小的在这两天,变得有点消极,因此针对土壤随着积雪的温暖。尽管风速高达5.5 s - 1,湍流通量在融化很小和类似的大小(峰值40 W m - 2),远小于净辐射的大小。净能量变化率显示一个巨大的积极的输入积雪在这两天(见方程3.1)。3月18日气温变暖雪表明这种积极输入增加了内部能量的积雪而恒定的内部温度在3月19日暗示大多数进入融雪方程(见3.2)。这融化期短暂,积雪回到低于冰点的条件在3月19日。建模方面相对均匀,水平草原雪覆盖了雪应该是最成功的一种物理模型;然而,草原雪现象的复杂性导致了建模的挑战对长期的过程研究(针对男性和灰色、1975、1981;城堡内et al ., 1998 b)。震动和灰色(1994)描述的深度和密度的变化以及这些属性之间的协方差的影响在决定区域雪质量。格兰杰和男性(1978)测量了湍流交换在草原融化雪和派生修正为水蒸气涡流扩散系数和热稳定性对动量转移;这些修正抑制了湍流交换从正常的对数线性公式(例如韦伯,1970)。摇(1993 1995)研究了损耗的白雪覆盖的区域在融化和显示区域反照率的变化可以充分解释为白雪覆盖的面积的减少和不改变假设反照率明显在融化。摇(1995)发现的显热平流可以贡献大量的积雪融化时能量是不完整的。城堡内et al。(1998 b)检查某些草原融雪地表方案的性能,发现湍流通量和地面热通量通常高估了。