高山气候变化和raybet雷竞技最新冰冻圈响应一个介绍

最后一次更新在星期一,2023年1月16日|积雪

罗杰·g·巴里

NSIDC / CIRES,科罗拉多大学博尔德有限公司80309 - 0449,美国

1.1介绍

介绍接下来的章节处理变化雪和冰条件在高山地区,水文后果,简要概述近期的高山气候和相关的冰冻圈变化反应。raybet雷竞技最新

直接观察和代理记录显示历史和最近的气候变化在许多山区的世界至少是相当的,和当地可能大于,这些观察到的邻近低地,费斯(1985)。raybet雷竞技最新冰冻圈的实际和潜在反应变量包括雪线上升,短时间的积雪,冰河衰退,打破冰川湖泊,永久冻土的变暖,融化的冰。

损失的变化——包括气候历史的冰芯记录raybet雷竞技最新热带的冰川和冰盖温暖和融化水破坏了冰地层学——科学的重要性。也有重要的社会经济意义。这些包括变化的直接影响水资源和水力发电,边坡稳定,危害雪崩和冰川湖泊。间接影响包括基于滑雪冬季旅游经济和社会成本和相关的运动;和影响农业、工业和耗水量的强烈影响的年度周期与冰雪融化流失有关。

1.2山区气候变化的证据raybet雷竞技最新

全球年平均温度已经上升了0.6°C在上个世纪,与加速变暖在过去10至15年。山区气候变化的证据是直接的和间接的。raybet雷竞技最新观察记录可从19世纪晚期的山天文台,主要在欧洲(Barry 1992)。他们表明,平均气温上升了数量通常比较与观察到的低地在二十世纪;然而,也有一些不同的季节和昼夜变化模式。高海拔数据可用的一项调查显示,迪亚兹和布拉德利(1997)1951 - 1989年呈现纬向平均温度的变化在30°、70°N,而海拔。最高平均气温略微增加500至1500米,地势较高的微小的变化,而最低温度上升了0.2°C /十年在海拔500米到2500米以上。在落基山脉Pepin(2000)文件高度的差异变化的科罗拉多山脉自1952年以来,与冷却3750但总体变暖在2500和3100之间。这个结果在递减率的复杂变化。热带安第斯山脉,年平均温度趋势已经确定了268个车站1°N和23°之间的年代,1939 - 1998年(Vuille和布拉德利2000)。他们发现一个总体变暖约0.1°C /十年,但三倍至-0.34 + 0.32°C /十年过去

25年。全球变暖随高度,但通常是与高程降低变暖。这种现象尤为明显。在西方(太平洋)安第斯山脉的斜坡。

布朗等等。(1992)证明直减率之间的高地平原(1200 -1500)和三个站3200年科罗拉多洛矶山脉削弱了白天,但晚上加强。在全球范围内,减少白天的温度范围是归因于增加云层,当地的降水和土壤水分的变化(戴et al . 1999年)。分析在英格兰北部的奔宁山脉直减率表明,大气的温度和湿度,云/太阳辐射和风速确定气温递减率(Pepin et al . 1999年)。因此,温度梯度的变化是复杂的,可能会导致完全或部分从气旋/频率的变化反气旋环流政权。浅/陡递减率可能预期下温暖,潮湿的大气条件/增加太阳辐射。昼夜变化的振幅递减率加剧反气旋的条件和松弛压力梯度。

在一些山区,监测地面气温最近已经开始。在北部天山,冻土地面温度上升了0.2 - -0.3°C在过去的25年里(Gorbunov et al . 2000年)。季节性的冻结深度没有改变显著低山区,但有下降的深度在1400年和2700之间,而超过3000 m的季节冻结深度增加。在瑞士阿尔卑斯山,Haeberli(1994)估计冻土变暖了1°C在1880年至1950年之间,然后稳定,加速变暖在1980年代末之前,至少有1992。然而,10年期钻孔记录(Vonder Muhll等等。直到1994年1998年)表明,气候变暖主要是补偿的1994年和1996年之间的快速冷却。

代理的证据气候变化可以从冰川的变化大小的约会lichenometry和碳14,从树木年轮系列,从冰核,尤其。许多山区的账户例证了这些结果(Luckman 1997;Luckman和Villalba 2001;Solomina 1999;卡泽尔1999)。这些资源在山地地区变得更加重要,缺乏直接记录,或者这些都是短期的,在安第斯山脉和其他热带地区(巴里和Seimon 2000)。迪亚兹和格雷厄姆(1996)公布100 - 150米的崛起在冰冷的高度水平在大气层内热带地区(10°N-10°S)在1970年和1986年之间;这是与变暖热带东太平洋海面。的特点冰川的能量余额在中央

安第斯地区由Corripio解决,Purves(第三章)。

1.3冰冻圈反应

全球变暖的影响在山区冰冻圈最明显体现在收缩的高山冰川和积雪持续时间减少。然而,反应绝不是线性的。例如,暖冬意味着更高的大气含水量和更多的降雪与整体降水的增加有关。冰川的记录长度和质量平衡在二十世纪下半叶显示减少气候大陆政权,但增加在海上政权,如挪威、阿拉斯加南部和西北太平洋沿海地区在加拿大,和美国。在热带地区,冻结的增长水平上面所提到的,以及变化大气湿度也许阴沉,在某些情况下,引发了高山冰川和冰盖在逐步减少在过去的世纪。特别是,戏剧性的变化在非洲东部,那里已经很明显减少75%冰地区自1912年以来在乞力马扎罗山(Hastenrath和Greischar 1997)。冰盖在东非峰会将丢失在20年左右,气候条件,除非有一个戏剧性的转变。

在积雪细微变化的一个例子,玻姆(1986)报道的减少May-September积雪在Sonnblick,(3106),奥地利,1910 - 1925年间从82天在1955 - 1970年53天。夏季平均温度高出约0.5°C在第二区间。然而,相关的积雪变化持续时间估计平均梯度的积雪和持续时间温度递减率大约10 - 11天只会(Barry 1990)。通过当地可能出现这种非线性反应albedo-temperature反馈效应,但这仍然需要彻底的调查。凯勒和Goyette(第十九章)提供场景的融雪瑞士阿尔卑斯山下气候变化。

大响应预计年度水文政权的河流径流的很大一部分是来自融化的积雪和冰的浪费严重glacierized盆地。在全球变暖条件下径流模型场景项目更高和更早高峰的春天夏天从融雪径流和减少流(Rango和Martinec 1998)。上隆,例如,柯林斯(1987)发现放电与意味着夏天温度;1°C冷却1941 - 1950和1968 - 1977年之间下降了26%意味着夏天放电。变暖趋势会产生相反的效果,但在严重glacierized流域径流变化的主要组成部分是由于减少冰区域。陈和Ohmura(1990)计算11%的减少径流从一盆上部排水槽排水与66%冰盖在1922 - 1929和1968 - 1972年,相比之下,只有6%的减少有冰层覆盖约17%在1910年-1972年-1919年和1968年。在后一种情况下,门、Scex罗纳,径流变化对气候变化反应也但盆地降水减少抵消了炎热的夏季增加冰层融化的影响。raybet雷竞技最新介绍性章节和第18章地址这一主题使用最近的和广泛的数据。

1.4社会经济后果

山上的积雪的变化和社会经济影响冰的特点将直接和间接的。直接影响与较短的雪季和浅积雪将包括冬季体育设施的减少或损失,或增强依赖人工造雪能力的必要性,和服务员的收入损失和适应成本。奥地利阿尔卑斯山,损失将加剧了在较低海拔地区。副作用造成这种变化可能包括相关服务活动和收入的损失在山区度假胜地。夏天旅游也可能影响风景优美的高山冰川萎缩和浪费。维护游客进入上层的终点站》剧组冰川撤退自1980年代中期以来,例如,需要建设一个木制楼梯。

融雪径流的变化及其时间将直接影响水力发电和实施要求替代能源。停电和损失的收入,公用事业公司可能预期,根据相对贡献ofhydropowerto总发电。在邻近低地地区春季径流是一个灌溉用水的主要来源,和袜子水库,可能会有更大的经济后果。积雪的变化也会影响土壤水分水平在春季和夏季,随着对土壤生物的影响,火灾风险,高山草场和森林的生产力(价格和巴里1997)。

引用

巴里,R.G. 1990。的变化山地气候raybet雷竞技最新和glacio- - - - - -

水文响应。> Dev。10: 161 - 70。巴里,R.G. 1992。山气候学和过去和未来在山区气候变化:一个回顾。> Dev。12:71 - 86。

巴里,R.G. Seimon, a . 2000。研究山区发展:山区的气候波动美洲及其意义。raybet雷竞技最新中29日:364 - 70,勘误表。中69人。

玻姆,r . 1986。Sonnblick。死100 - jahrige Geschichte des Observatoriuns和围网渔船Forschungstatigkeit, Oesterreichischer Bunderverlag,维也纳,p . 224。

布朗,T.J.巴里,R.G. Doesken,新泽西州1992。温度趋势的探索性研究配对山,平原站在科罗拉多州,第六山地气象会议上,美国气象协会,-84年波士顿,MA,页181。

陈,J.-Y。和Ohmura, a . 1990。在高山冰川径流的影响。在h . Lang和a . Musy eds。、水文在山区水文测量,水循环IAHS没有出版。193年,IAHS出版社,瓦林福德,CT,页。117 - 25。

柯林斯,1987年大桥街。从glacierized高山盆地气候波动和径流。在S.L.所罗门,m . Beran和w·霍格eds。,气候变化和气候变化的影响在水文状况和水资源。国际水文学协会发布168年IAHS出版社,瓦林福德,英国,77 - 89页。

戴一个。Trenberth动向和卡尔,1999年西奥多。云的影响,土壤水分、降水和水蒸气在昼夜温度范围。j .爬。12:2451 - 73。

迪亚兹,H.F.和布拉德利,R.S. 1997。在高海拔地点温度变化在过去的世纪。爬。改变36:253 - 80。

Diaz H.F.和格雷厄姆,N.E. 1996。最近修改的热带冻结高度和海洋表面温度的作用。自然383:152 - 55。

Gorbunov,美联社马尔琴科,党卫军Seversky,那么2000年。多年冻土和季节性冻土天山北部应对气候的变化。raybet雷竞技最新Krisfera Zemli 4: 17岁。

Haeberli, w . 1994。加速阿尔卑斯山冰川和冻土变化。在m . Beniston ed。山的环境在改变气候,劳特利奇,伦raybet雷竞技最新敦,91年-107页。

Hastenrath, s和Greischar l . 1997。乞力马扎罗冰川衰退,东非,1912 - 89。j . Glaciol。43 (145): 4655 - 59。

卡瑟,g . 1999。回顾现代热带冰川的波动。全球地球。改变23:93 - 103。

Luckman B.H. 1997。发展一个代理气候记录在过去的300年在raybet雷竞技最新加拿大落基山脉——一些问题和机遇。爬。改变36:455 - 76。

Luckman、林丙辉Villalba, r . 2001。评估synchrone-ity冰川波动西部山脉在最后一年的美洲。诉Markgraf,艾德,两半球间的气候联系,学术出版社,圣地亚哥,119 raybet雷竞技最新- 40页。

Pepin: 2000。二十世纪的变化范围气候记录。raybet雷竞技最新Arct。Antarct。高山。研究》32:135 - 46所示。

Pepin, N。班,d和泰勒,k . 1999。建模气温递减率的海上高地英格兰北部:对气候变化的影响。raybet雷竞技最新Arct。Antarct。高山。研究》31日:151 - 64。

费,c . 1985。冰川和积雪,雪线在16世纪以来的欧洲中部。M.J.托雷和通用Sheail eds。安文,气候,raybet雷竞技最新乔治·艾伦和,伦敦,155 - 74页。

价格、中频和巴里,R.G. 1997。raybet雷竞技最新气候变化。在b . Messerli和J.D.艾夫斯,eds。,堆积如山的世界。全球优先,帕台农神庙出版社,纽约,409 - 45页。

Rango A.S. Martinec, j . 1998。全球变暖对径流的影响山盆地代表不同的气候区域。在h .先民和c·柯比。、水文在变化的环境中,1卷,约翰·威利奇切斯特,页133 - 39。

Solomina, o . 1999。Gornoe Oledenenie Severnoi Evrazi v Golotsene(全新世期间在欧亚大陆北部山地冰川作用),Nauchny米尔,莫斯科,p . 263。

VonderMiihll,科学博士,t . andHaeberli Stucki w . 1998。在高山冻土钻孔温度:10年系列。在A.G. Lewcowitz和m . Allard, eds。冻土,学报,第七届国际会议上,魁北克拉瓦尔大学1089 - 95页。

Vuille、m和布拉德利,R.S. 2000。年平均温度趋势和热带安第斯山脉的垂直结构。地球物理学。卷。27日:3885 - 88。

第一部分:冰雪融化

使用积极的温度单位方法计算冰雪融化和放电Glacierized Langtang山谷盆地,中部尼泊尔

RIJAN b . KAYASTHA YUTAKA AGETA和部门KOJI FUJITA ofHydrospheric-Atmospheric科学、环境研究研究生院,名古屋大学、名古屋464 - 8601,日本

2.1介绍

的预测融化的雪和冰glacierized盆地估计流域排放是很重要的。更重要的是在喜马拉雅山直接进行野外观察非常困难,因为崎岖和偏远的山区。最重要的能量来源冰川消融在喜马拉雅山脉是辐射。许多研究表明,净辐射烧蚀的主要能量来源。净辐射的贡献超过80%的总能源供应消融在尼泊尔喜马拉雅山脉(Ohata和Higuchi 1980;Kayastha等等。1999;Kayastha 2001)。

提出了几个模型和实证关系计算在尼泊尔喜马拉雅冰川消融,例如,实证关系计算冰川消融byAgeta和Higuchi(1984),一个简化的模型估算冰川消融根据Nakawo碎片层和高桥(1982)和Rana等等。(1996),和能量平衡模型冰川质量平衡yala冰川在冰川AX010冰山Kayastha et al。(1999)。

许多喜马拉雅地区的冰川的消融区域覆盖着碎片。碎片有很强的影响表面能量平衡和融化的冰。导热系数(或热阻)和反照率的主要物理特征是一个碎片层,控制热传导碎冰块接口。Kayastha等等。(2000 b)研究的实际预测冰融化在各种厚度的昆布冰川碎片覆盖,尼泊尔,使用积极的温度单位的因素。积极温度单位因素消融在各种残骸碎片厚度被发现和一个实际的关系属性和温度单位因素建立了估算下消融碎片层。

一个叫HYCYMODEL概念径流模型用于Langtang Khola盆地(Khola意味着一条小河在尼泊尔)福岛等等。(1991)来估计流速及流水量变化的全球变暖。他们usedAgeta Higuchi(1984)的实证关系计算冰雪融化。他们的研究没有考虑碎片在冰川表面的影响,这可能会加速或延缓潜在的冰层融化取决于它的厚度。布劳恩等等。(1993)概念precipitation-runoff模型在同一盆地申请更好的理解和有效的规划和水文过程操作的水资源。同样,Rana et al。(1996)使用相同的

HYCYMODEL和实证关系的冰雪融化建模从流域径流的碎片对下面的冰的融化。所有这三种径流模型需要每日数据的空气温度、降水、和其他参数。

关于一个方法来预测喜马拉雅冰雪融化,最小的方法应该是简单的字段数据的要求。因此,积极的温度单位方法应用于估计从debris-free地区冰雪融化冰层融化以及下碎片层。温度单位的方法是基于假设任何特定时期雪或冰的融化成正比的总和每日平均温度高于熔点在那段时期,和之和称为积极的温度单位总和(PDD)。这个因素将消融温度和温度单位积极因素。温度单位因素包括简化复杂的过程,正确描述冰川表面的能量平衡和覆盖大气边界层(布雷斯韦特和奥尔森1989)。这是因为因素确定与温度或融化过程,换句话说,空气温度包含信息的主要能源。例如,在净辐射传入的长波辐射是主要组件的热源表面融化,传输信息(Ohmura2001)表面的空气温度。发现在晴朗的天空下的约60%大气排放来源于在第一个100,90%来自第一个1公里的大气层。当天空是阴暗的云底第一1公里内,90%以上来源于这一层内表面和底部之间的云。

由于其简单性和相当好的结果,温度单位概念已经被许多作者。布雷斯韦特和奥尔森(1989)和Reeh(1991)使用温度单位计算方法在格陵兰冰盖融化。劳曼和Reeh(1993)和Johannesson等等。(1995)使用温度单位的冰川融化率在不同的估算方法在冰岛,挪威和格陵兰岛。典当(1999)发现,经典的温度单位方法产生一个很好的模拟放电的季节性模式从一个小冰川在瑞典。布雷斯韦特、张(2000)使用温度单位模型来研究灵敏度5瑞士冰川质量平衡的温度变化。

在这项研究中,所谓的古典温度单位方法用于估计冰雪融化,但从每月的平均气温计算广泛性成长障碍使用正态分布的概念(布雷斯韦特1985年)。本文的主要目的是估计每年出院Langtang和Lirung Khola盆地温度单位方法利用月平均气温和月总降水量。测试方法与测量放电从1985年7月到1986年6月在Langtang Khola盆地和1996年5月至9月在Lirung Khola盆地。流量的年际变化从1985年到1999年,然后分析。本文组织六个部分。2.2节中介绍了研究区域,数据在2.3节和2.4节的方法。结果与讨论2.5节中描述和结论在最后一节。

2.2研究盆地

研究盆地位于Langtang山谷,尼泊尔加德满都,以北大约60公里。图2.1显示的位置和流域Langtang Khola和Lirung Khola与水文观测站点(S1和S2)和气象观测站点(BH)海拔of3920 m a.s.l。研究盆地的主要物理特征如表2.1所示。的高度的分布Lirung Khola盆地每200米见Rana et al。(1996)用于本研究。对于Langtang Khola盆地,冰雪融化计算每250米海拔乐队除以500米海拔的流域乐队如福岛et al .(1987)所示为两个相等的部分。

2.3数据使用

水文数据在这项研究中用于验证计算放电的测量在水文和气象观测进行Langtang Khola盆地整整一年从1985年7月到1986年6月和1996年5月至9月在Lirung Khola盆地日本和尼泊尔的一个联合研究小组的科学家。平均空气温度和总降水从1985年7月到1986年6月为2.7°C和1225毫米,分别在黑洞。观察到的流量显示,主要是集中在从6月到9月期间,恰逢夏季季风期在尼泊尔。总上述期间观察到的特定放电在S1是1358毫米(福岛等等。1987)。每月月度平均空气温度和降水总量从1988年到1999年是用来估计流量的年际变化。这些观察Kyangjing (3920 m a.s.l。), Langtang水文气象观测站(BH)的同一地区的水文和气象部门,陛下的尼泊尔政府。

: Khola盆地。S1, S2和BH代表水文观测网站Langtang Khola盆地Lirung Khola盆地和气象观测基地的房子,分别

表2.1研究盆地的主要物理特性
盆地的名称	Langtang Khola	Lirung Khola
地区的名称	Langtang谷	Langtang谷
山脉	喜马拉雅山脉	喜马拉雅山脉
盆地的海拔范围(m a.s.l。)	3840 - 7200	4000 - 7200
海拔范围的实验网站(m a.s.l)。	3840 - 7200	4000 - 7200
纬度	28°08年的-28°23’	28°13 -28°16镑
经度	85°35 -85°48本部	85°32 -85°35本部
面积(平方公里)	333年	13.8
地质	- - - - - -	- - - - - -
冰川和永久雪(%)	38	67年
主要植被类型	没有植被	没有植被
森林(%)	0	0
意思是径流集水出口(毫米)	- - - - - -	- - - - - -
平均降水(毫米)	618年	618年