中海拔高山积雪

最后更新2023年2月2日星期四|雪

埃里克•马丁

相关性和特征Porte Col de Porte是温带中等海拔地区的代表性遗址高山气候raybet雷竞技最新．阿尔卑斯山上的许多滑雪场和水电站都位于同一海拔范围内。

气候湿润raybet雷竞技最新(西经2000毫米，年-1)，因为它位于欧洲阿尔卑斯山的西部。冬季平均气温(12月至2月)为-1°C。降雨事件在冬季很常见。在冬季的第一部分，积雪结构变化很大;所有类型的谷物都可以遇到。由于有规律的降雨事件，一层潮湿的颗粒顶部一层圆形颗粒构成了典型的冬季积雪。只有在积雪较浅和寒冷的情况下才会遇到深灰。地表白灰在冬季会出现几次。

网站

在海拔1320米的波尔特山坳，积雪平均持续5个月，从11月底到5月初。三月初的平均最大雪深为130厘米。融雪事件可能发生在任何时候，但消融通常发生在3月中旬之后。的最大雪水当量宽度一般在200到500毫米之间。

由于树木茂盛，12月和1月对短波辐射的监测非常重要。在大尺度上，反照率取决于树枝上积雪的存在，但有时也可能受到针叶碎片沉积的影响。风一般都很小。

能量平衡

现场配备有短波和长波辐射传感器。空气温度、湿度和风速也以小时为单位进行测量。能量平衡调查使用雪模型CROCUS (Brun et al.， 1989,1992)。在模型计算时测量辐射项湍流通量．Martin和Lejeune(1997)讨论了后者通量的参数化。

除了气温、风和反照率的日平均值外，图3.6和图3.7分别显示了93/94和94/95冬季的地表能量通量和波尔特Col的物质平衡的日平均值。湍流通量(敏感和潜热传递从大气到积雪的热量通常是稳定的大气。1994年3月非常暖和，整个月都在融雪。相反，4月上旬在最后融化期之前寒冷多雪。94/95年，冰川只在4月融化。

图3.6。93/94年冬季Porte坳的日平均值以及(如适用)日最小值和最大值(阴影带)。积雪从1993年11月13日持续到1994年5月5日。净表面通量为表面通量之和，对应于忽略平流和地热通量的积雪单位面积内能的净负变化率(-dH/dt)(参见式3.1)。总质量是降水(雪和雨)与径流的累积差值，忽略升华和蒸发(参见式3.4)。

图3.7。1994/95年冬季Porte坳的日平均值以及适当时的日最小值和最大值(阴影带)。积雪从1994年12月31日持续到1995年5月8日。净表面通量为表面通量之和，对应于忽略平流和地热通量的积雪单位面积内能的净负变化率(-dH/dt)(参见式3.1)。总质量是降水(雪和雨)与径流的累积差值，忽略升华和蒸发(参见式3.4)。

的量级净短波辐射在融化期(94年3月和95年4月)较大。净长波辐射的变化较为复杂。

建模方面

在这个地点，由于地形复杂，湍流可能是最难以考虑的因素。所有雪的种类在这个地方可能会遇到Ack:即使在冬天也很冷或完全潮湿，这给建模积雪的结构和层状纹理带来了困难。

3.5.3北极高冰流上冰雪覆盖的海冰

能量平衡

北极冰流能量平衡研究包括Nazintsev(1963,1964)、Maykut(1982)、Ebert和Curry(1993)、Radionov等人(1996)、Lindsay(1998)和Uttal等人(2002)的工作。Jordan et al.(1999)在图3.8中详细描述了NP-4数据。

图3.8。1956年4月30日至1957年4月3日，北极高冰流上被雪覆盖的海冰的日均值，以及在适当的情况下的日最小值和最大值(阴影带)。净表面通量是表面通量之和，对应于忽略对流通量和来自海冰的热通量的积雪单位面积内能的净负变化率(-dH/dt)(参见式3.1)。总质量是降水(雪和雨)与径流的累积差值，忽略升华和蒸发(参见式3.4)。

在春末和夏季，净短波辐射是积雪的主要能量通量。在NP-4的这几个季节里，湍流通量的大小接近且主要向上，从而使地表冷却。图3.8显示了9月中旬之后的正辐射平衡，同时出现了显热通量的向下峰值，其幅度在冬季有所增加。最大的长波辐射损失发生在无云的天空下，主要由显热交换补偿。潜热通量以上升或蒸发为主。由于饱和蒸汽压随温度呈指数下降，冬季潜热量较小。

图3.8显示了一个高值冰雪反照率新雪在0.8-0.9之间低反照率老雪为0.65，接近裸冰的数值。这个地方整个夏天都被积雪覆盖，积雪深度在3到8厘米之间。大约一半的夏季降水以雪的形式下降，反照率的增加反映在图3.8中。相比之下，1997-1998年的示巴(SHEBA)探险报告称，到8月初，积雪就消失了。剩余的表面混合的裸冰和融化池有很多低反照率比雪。这种显著的反照率变化导致了一个冰反照率反馈(Perovich et al.， 2002)，这在北极高纬度地区的能量预算中起着关键作用。

建模方面

北极高纬度地区易受吹雪和飘雪影响，雪深变化很大。因此，雪的风输运必须考虑到建设的可行性雪覆盖了．这里报告的降水测量经风效应、蒸发和湿润误差校正(Yang, 1995;Jordan et al.， 1999)。由于北极的雪是细颗粒的，由风堆积，极地的积雪比温带的积雪要密集得多。因此，新降雪的密度应在150- 300kg m-3左右，并随着风速的增加而增加。

Sturm等人(2002)推断有效热导率为0.33 W m-1 K-1雪温度示巴雪的剖面，高于温带雪的剖面，也高于Sturm等人(1997.2002)最近的现场测量值。Sturm等人(2002)得出结论，除了一维传导之外，其他机制也可以增强极地积雪内部的热交换。Jordan et al.(2003)认为，强风可以在积雪上部10-20厘米处诱导通风，从而增加其有效导热系数。

冬季持续的辐射损失导致稳定大气的标准稳定修正可以关闭显热交换的时期。为了避免不切实际的低表面温度预测，Jordan等人(1999)因此将通常的对数线性稳定函数替换为维持最小湍流交换的函数。

3.5.4加拿大大草原John W. Pomeroy和Donald M. Gray

相关性和特点

“草原”雪季节性覆盖北部大陆谷物北美、欧洲和亚洲的草原地区。这些积雪对该地区的社会和经济方面都有影响，因为:很大一部分人口生活在农村地区，粮食和牲畜出口是全球重要的粮食供应，该地区经历了漫长而严重的冬季和夏季缺水，农业和工业依赖公路和铁路的长途运输(Steppuhn, 1981)。

虽然降雪量只占年降水量的三分之一到一半，但融雪径流经常超过年流量的90% (Gray, 1970)。在美国和加拿大，由大草原融雪水引起的春季洪水是对经济破坏最大的自然现象，防御措施如大型“环形堤坝”被用来保护主要城市，如马尼托巴省的温尼伯。

在大草原上，吹雪侵蚀和升华可能导致水分亏缺增加，在俄罗斯被称为“北方沙漠化”(Dyunin et al.， 1991)，这种情况可能因压制和清除自然植被而加剧。在许多地区，吹暴风雪导致冬季交通限制和专门设计的基础设施，以尽量减少除雪成本和雪负荷损害(Tabler和Schmidt, 1986)。

草原积雪从11月持续到4月。它们通常又冷又干，而且多风。吹雪会在冬季造成多次重分布，并导致密集(一般大于250 kg m-3)、结皮和可变(SWE变异系数0.3-0.58)积雪覆盖(Pomeroy等人，1998b)。积雪的积累对植被覆盖和地形非常敏感，在有遮蔽的地点，积雪的深度可能是暴露地点的五到六倍(Steppuhn和Dyck, 1974;Pomeroy et al.， 1993)。在早春，融雪的能量主要来自短波辐射，随着融雪的进行，融雪的净强度增大辐射通量由于入射短波通量强度的增加，以及由于积雪深度和积雪覆盖面积的减少而导致的区域反照率的降低(O'Neill and Gray, 1973)。从裸露的地面到积雪的感热平流已被证明在零散积雪的融化中起着重要作用(Shook和Gray, 1997)。因此，当积雪覆盖面积在40%到60%之间时，面积融化率最大(Shook, 1995)。由于融水渗入冻土，融化过程中地热通量可以忽略不计，这导致冻结时释放潜热，土壤表面附近的温度梯度非常小(Zhao et al.， 1997;波默罗伊等人，1998b)。

1.2板。2月(左)至8月(右)积雪(灰色)和海冰覆盖(白色)的平均季节变化由卫星数据得出。数据来自国家国家数据中心“周积雪和海冰范围”光盘，国家数据中心，1996。

: (b)

1.4板。加拿大耦合全球气候模式(CGCM3) 1981-2000年“当前气候”期(a)模拟的平均3月冬季SWE (mm)与基于SRES A2排放情景的2081-2100年期raybet雷竞技最新间模拟的平均SWE (b)的比较。数据由加拿大气候模拟与分析中心提供。raybet雷竞技最新

: 日期

4.1板。1998/99年冬季在Porte坳积雪层的时间演化模拟。每种颜色代表雪类型(见Brun et al.， 1992)。

——测得的雪深

——参考模拟雪深

——不带老化效应的番红花反照率——不带纹路效应的番红花反照率

——测得的雪深

——参考模拟雪深

——不带老化效应的番红花反照率——不带纹路效应的番红花反照率

: 日期

4.2板。积雪深度模拟中反照率计算对年龄和粒度的敏感性。

-测量的雪深

——常数反照率= 0.725

—常数反照率= 0.6(下曲线)

日期

4.3板。对积雪深度模拟反照率的敏感性。

保水效果

-测量的雪深

- -无固位保留- -固位保留=孔隙体积的5%

-测量的雪深

- -无固位保留- -固位保留=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。雪深模拟对水潴留的敏感性。

-测量的雪深

稳定性效应——边界层稳定性的全效应——稳定性的半效应

-测量的雪深

稳定性效应——边界层稳定性的全效应——稳定性的半效应

: 日期

4.5板。边界层稳定性对雪深模拟的敏感性。

: 日期

4.6板。雪深度模拟中雪长粗糙度的敏感性。

的影响snow-rain标准

-实测雪深-雪雨判据= 0°C雪雨判据= 0.5°C -雪雨判据= 1.0°C雪雨判据= 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。雪深模拟对雪雨判据的敏感性。

* *我■我■。■■■■i i i。i■i■

30 40 50 60 70 80 9c

纬度

* *我■我■。■■■■i i i。i■i■

30 40 50 60 70 80 9c

纬度

4.14板。在15个耦合的大气环流模式中，地表空气温度的变化使大气二氧化碳浓度翻了一番。所有模型都显示了“极地放大”和北极变暖的增强热带．摘自Holland and Bitz(2003)。

180 90w 0 90e

降雪量变化(kg/m2/月)

: -12 -8-4 0 4 8

4.19板。在(a)雪量(b)温度和(c)降雪方面，气候变化模拟的2030-2050年平均值与哈德利GCM控raybet雷竞技最新制的130年平均值之间的差异。摘自Essery(1997)。

Plate4.20。9个可用的大气-海洋耦合GCMs的年度时间序列(细线)，覆盖了9年的运行平均值(粗线)，包括20世纪和21世纪情景的北美一月积雪覆盖范围的整体均值。摘自Frei和Gong(2005)。

九月十月十一月十二月

Armstrong和Brodzik, NSDIC

九月十月十一月十二月

Armstrong和Brodzik, NSDIC

5.2板。每月北半球积雪(1966-2005)和海冰范围(1978 -2005)气候(资料来源:NSIDC北半球EASE-Grid每周积雪和海冰范围版本3,2005)。

北半球冰雪覆盖区

: 一年

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

5.4板。根据可见光和被动微波卫星数据得出的1978-2005年北半球月平均积雪范围的比较(在整个时间周期内，特定月份中有50%或以上的周被列为积雪覆盖)。

北半球积雪面积偏离月平均值

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1978-2005年的月平均值，来自NOAA雪图(橙色)和微波卫星(紫色/绿色)数据集。这一时期的NOAA时间序列呈现出每十年-2.0%的显著下降趋势(橙色实线);的微波雪-cover时间序列呈现出每十年-0.7%的下降趋势，但在90%的水平上并不显著(绿色虚线)。

网站

克南农场(海拔500米)位于加拿大萨斯喀彻温省中南部的萨斯卡通市东部(52°N, 107°W)。该农场位于开阔平坦的湖泊平原上，在这种做法下，种植谷物和脉冲作物旱地农业(Shook and Gray, 1996)。树木只能生长在距离基地几公里远的农家庭院里。气候是raybet雷竞技最新半湿润气候的和典型的北方大草原寒冷的冬天11月下旬至4月初持续积雪。

试验于1998年12月和1999年3月在均匀的短植被或休耕地上，在连续积雪覆盖的水平地点进行。利用涡相关设备(吉尔仪器公司“索伦特”或坎贝尔科学公司“CSAT”声波风速计，坎贝尔科学公司“氪”湿度计，由数据记录器控制的协方差计算的细丝热电偶)，辐射和能量平衡系统“REBS”净辐射计和地热流板，“NRG40”杯状风速计，“珠穆朗玛峰”红外温度计，每半小时测量和记录能量平衡和相关参数，“维萨拉”HMP35CF铂电阻温度计，坎贝尔科学公司“SR-50”超声波雪深仪和萨斯喀彻温大学吹雪粒子计数器(Brown和Pomeroy, 1989;肖克和格雷，1997年;Pomeroy等人，1998b, 1999b)。在测量期间，这些地点经常有人值守，这为观测提供了较高的置信度。

能量平衡

两个能量天平及相关测量如图3.9和3.10所示。如前所述，负值表示向下的通量。图3.9为初冬积雪累积期吹雪的通量，图3.10为春季积雪升温和融化序列的通量。积雪积雪期(图3.9)为典型的大草原天气模式与锋面系统的通过有关的高度变化的气象学。

12月17日，气温上升到略高于冰点，然后在大约12小时内，随着强风急剧下降到-20°C以下。在此冷却期间，降雪和吹雪被记录下来，下表面边界层保持良好的混合。在接下来的两天里，气温下降到-30°C以下(到12月20日)，风速降低，低层边界层形成稳定。在中午前后的短时间内，净辐射强度较小，但为负(峰值为-20至-90 W m-2)，但在其他时间为正，达到40 W m-2，而在多云夜晚则小于10 W m-2。由于裸露的植被(雪深<10厘米，

-净辐射

-潜热-e -感热-«-地热

——升华

-净辐射

-潜热-e -感热-«-地热

——升华

(b)
——•表面温度
风r
空气温度
——吹雪颗粒
-e积雪深度1
	1200年12月17日 1800年12月17日 12月18日 12月18日0600 1200年12月18日 1800年12月18日 12月19日 12月17日 12月17日0600 1200年12月17日 1800年12月17日 12月18日 12月18日0600 1200年12月18日 1800年12月18日 12月19日图3.9。1998年12月，加拿大萨斯喀彻温省萨斯卡通的克嫩农场，在吹雪期间进行的直接测量。(a)净辐射通量;潜热和感热(b)雪面以上1.3 m测量的雪面温度、空气温度和风速以及吹雪粒子通量(雪面以上0.2 m测量的)和雪深。净辐射地热潜热显热空气温度■雪温度-风空气温度■雪温度-风 3月18日 18三月0600 1200年3月18日 1800年3月18日 3月19日 19 mar0600 1200年3月19日 1800年3月19日 3月20日图3.10。1999年3月，加拿大萨斯喀彻温省萨斯卡通的克嫩农场，融雪期间的直接测量。(a)积雪上方1米(净辐射)和2米(湍流通量)测量的净辐射、潜热和感热通量，以及深入土壤5厘米测量的地热通量，(b)每单位面积积雪内能的净变化率(dH/dt)。正数值对应于变暖或融化(参见公式3.2)，(c)积雪中段深度的雪温以及在雪面以上1.3米测量的空气温度和风速。斑驳的草高约25厘米)，受到吹雪的强烈影响。在12月17日至18日的吹雪事件期间，潜热通量峰值为60 W m-2，之后变小或可以忽略不计。在寒冷、相对平静、负辐射时期(12月18日至20日)，感热通量最高可达50 W m-2。在寒冷、相对平静、正辐射时期，感热一般略为负，峰值在- 30Wm-2，但大多数情况下不低于- 20wm -2。在这个初冬时期，一个显著的通量是进入积雪的持续正地热通量，随着雪和空气冷却的进行(12月18日至20日)，这一通量变得突出(30-40 W m-2)。吹雪事件并没有导致积雪深度的大幅增加，但由于跳跃雪粒的影响和随后的烧结，积雪密度从接近100 kg m-3增加到140 kg m-3。一个典型的融雪期(图3.10)发生在1999年3月的平滑连续积雪上(平均深度为14.5 cm，密度为330 kg m-3)。内部温度表明，积雪从3月18日的-5°C升温到3月19日接近0°C的等温条件。白天净辐射强度较大但为负，3月18日(多云)和3月19日(大部分时间晴朗)分别达到-182 W m-2和-360 W m-2的峰值。之前的融化是3月18日早些时候的一次小型吹雪事件(风速最高为7米/秒1)。这一时期最大的潜热通量(50 W m-2)发生在这一事件期间。在这两天，地热通量的量级(<6 W m-2)都很小，在积雪变暖时略微变为负值，因此直接流向土壤。尽管风速高达5.5 m / s-1，但熔体期间的湍流通量很小，大小相似(峰值40 W / m-2)，远小于净辐射的强度。净能量变化率表明，这两天对积雪都有较大的正输入(见公式3.1)。3月18日变暖的雪温表明，这种正输入增加了积雪的内能，而3月19日恒定的内部温度意味着大部分进入了融雪(见公式3.2)。这个融化期是短暂的，积雪在3月19日底恢复到冰点以下的状态。建模方面相对均匀、水平的草原积雪应该是物理模型中最成功的积雪类型之一;然而，草原积雪现象的复杂性导致了一些建模挑战，长期过程研究一直在朝着这些挑战前进(Male和Gray, 1975,1981;波默罗伊等人，1998b)。Shook和Gray(1994)描述了深度和密度的变化，以及这些特性之间的协方差对确定区域积雪量的影响。Granger和Male(1978)测量了融化的草原积雪上的湍流交换，并导出了关于动量传递的水蒸气和热量的涡流扩散系数的稳定性修正;这些修正从正常的对数线性公式中抑制了湍流交换(例如Webb, 1970)。摇(1993 1995)研究了融雪过程中积雪覆盖面积的消耗，结果表明，面积反照率的变化可以用积雪覆盖面积的减少和反照率在融雪过程中不发生显著变化的假设来充分解释。Shook(1995)发现，当积雪覆盖不完全时，感热平流可以贡献大量的融化能量。Pomeroy等人(1998b)研究了草原融雪的某些地表方案的表现，发现湍流通量和地热通量通常被高估了。