Сніговий покрив - Бібліографічна збірка Альпи - Клімат - Ризики
Збір знань 2.2.0
Засніжений сніг
Вплив зміни клімату на сніговий покрив
Оновлення: січень 2015 р
Вимірювання, проведені в Коль-де-Порте, показують чітке зниження глибини снігу за 48 років (-64 см) та помітне підвищення температур за той же період (+ 1,9 ° C). Тенденція дощів не дуже помітна для цього пункту.
Дані використовуються з пунктів вимірювання температури та опадів мережі Метео-Франція, для яких доступні середньомісячні середні показники цих метеорологічних параметрів за період 1971-2000. Ці середні показники, які часто називають нормальними, є основою інформації, яка використовується для оцінки клімату.
Станція Col de Porte, розташована на 1325 м, недалеко від Гренобля, є історичною станцією вимірювання снігового покриву. У звіті про це йдеться у конкретному поданні, яке пов’язує вимірювання температури та опадів.
Детальне дослідження (Poinard & Viez, 2008) еволюції снігового покриву в Савойї було проведено приблизно на десяти станціях нижче 1800 м і двох станціях на більшій висоті (Куршевель і Ла-Плань) за період 1959-2008 рр.
Міжрічна мінливість як максимального снігопаду, так і зимових опадів демонструє чітку тенденцію до зменшення. Довгострокові тенденції в товщині снігового покриву свідчать про значне зменшення внеску глибоких зимових накопичень снігу (з 1 грудня по 1 березня) порівняно з початковим і кінцевим періодами. Зима, особливо в південній частині регіону, де лінійна тенденція в внесок у загальне накопичення оцінюється у –2,7% на десятиліття.
Дуже чіткий кліматичний сигнал з’явився у ймовірності перевищення питомих глибин снігу, яка восени є досить стабільною, але яка значно зменшилася влітку, а також у період максимального снігового покриву в південній частині. Ця знахідка також відображається на негативному балансі маси льодовиків у регіоні Зоннблік.
Висота снігу 1 травня не показує кореляції з глибиною снігу, що залишилася на 1 жовтня в кінці сезону абляції, що збігається з добре відомою високою чутливістю балансів крижаної маси до температури повітря влітку та їх низькою чутливістю до зимового накопичення.
Влітку було виявлено зменшення твердих опадів приблизно на 1% за десятиліття для найнижчих ділянок (2400 метрів над рівнем моря), тоді як частка твердих опадів взимку залишається стабільною або лише незначно зменшується (для найнижчих місць. Нижча для період жовтень-травень). Незважаючи на те, що це, здається, досить мало, вплив на радіаційний баланс на коротких довжинах хвиль через альбедо є значним.
Нарешті, хоча зимова температура повітря суттєво корелює з НАО, зимові опади та сніговий покрив 1 травня не демонструють кореляції з НАО.
Просторова репрезентативність вимірювань полюсів снігу, що датуються 1928 роком, була отримана з максимальних глибин снігу в травні за допомогою вимірювань щільності глибини снігу за допомогою вимірювань балансу крижаної маси. Репрезентативність вимірювань обробляли просторовим кореляційним аналізом, а тенденції та часові коливання вивчали із зменшеної кількості серій статистичним аналізом вимірювань. Зв'язок між варіаціями глибини снігу та клімату виграв завдяки високоякісним довгостроковим кліматичним серіям із сусідньої обсерваторії Соннблік.
Це дослідження показує, що мережа вимірювання снігу Sonnblick підходить для опису довгострокових змін глибини снігу на місцях висот. Порівняння з обстеженнями висоти снігу з високою роздільною здатністю показує, що ці дані є просторово репрезентативними.
Статистичний зв’язок між температурою повітря та твердою часткою опадів був використаний для оцінки тимчасових тенденцій частки твердих частинок опадів у місцях вимірювань.
Кореляція між глибиною снігу, виміряною на снігових стовпах, та місцевими вимірами опадів є слабкою і, схоже, на це впливають помилки вимірювання та процеси перерозподілу снігу, але в довгостроковій перспективі середні локальні значення опадів, виміряні на підсумованих дощомірах, добре відповідають до середнього снігопаду.
Більш сильна кореляція між глибиною снігу та низкою опадів (HISTALP) у порівнянні з великими висотами, що підсумовують вимірювання дощоміра, підтверджує висновок багатьох дослідників про те, що достовірна оцінка опадів на високогірних ділянках досі не вирішена.
Результати свідчать про продовження сезону танення (кількість днів з розплавом> 1 кг/м2) на великих висотах майже місяця з 1970-х рр. У той же час розрахована частка снігопаду відносно річних опадів зменшилась на 12% в середньому на місцях дослідження.
Щорічний коефіцієнт градусного дня для діагностики снігу (DDFsnow), який використовує сезонні вимірювання балансу маси, дозволив авторам кількісно визначити довгострокові зміни у співвідношенні між позитивними температурами повітря та таненням. Вони виявили, що DDF є відносно стабільними до середини 70-х років, а потім негативна тенденція становила –7% на десятиліття. Фактори, що контролюють ці довгострокові коливання, неможливо виявити з наявних даних, оскільки вони не вирішують усіх складових енергетичного балансу.
Якість даних перевірялася вручну, відсутні або помилкові значення поповнювались за допомогою сусідніх станцій.
Для первинного відбору можна було провести 41 станцію з даними понад 60 років (принаймні 1948-2007). Сім станцій було виключено через відомі неоднорідності або близькість іншої станції з довшою серією. Решта 34 станції між 200 і 1800 м над рівнем моря розташовані по всій Швейцарії. Більшість із цих станцій зазнали однієї або декількох змін у місцезнаходженні, спостерігачі чи навколишньому середовищі, що могло призвести до перекосу часових рядів. Станції були розділені на три різні висотні пояси (201–800 м, 801–1300 м, 1301–1800 м). Ці ділянки називаються "низькою", "середньою" або "великою" висотою. Курорти на південному схилі Альп були розглянуті окремо, оскільки їх клімат контролюється температурними режимами та режимами опадів (середземноморські впливи), відмінними від тих, що розташовані на північній стороні Альп.
Основні аномалії накопичення свіжого снігу в основному пов'язані з сезонними аномаліями опадів. Аномалії кількості днів зі снігом від основного режиму, навпаки, в основному пов'язані з сезонними аномаліями температури і слабо з аномаліями опадів, процеси плавлення мають майже лінійну залежність від сезонних температур ( Омура 2001). На скупчення свіжого снігу впливають лише процеси в сезон скупчення снігу. Отже, їх можна обґрунтовано описати сезонними скупченнями опадів. Навпаки, на мінливість кількості днів зі снігом впливають процеси, що контролюють накопичення та танення снігу, які сильно пов’язані з сезонними температурами. Сніговий режим північ-південь, який пояснює більшу частину мінливості снігового покриву на півдні Швейцарії, дуже добре корелює з опадами в південних Альпах. Низько-високий режим добре корелює з місцевими температурами.
Для більшості місць вимірювання снігу температура та опади недоступні. У цьому випадку середні сезонні температури та опади екстраполювались (Scherrer et al. 2004, Begert et al. 2005). Дані середнього атмосферного тиску на рівні моря за проектом ERA-40 (Uppala et al. 2005) використовувались для визначення широкомасштабних режимів течії.
Для визначення основних режимів середньої сезонної мінливості снігового покриву було застосовано неротатований основний компонентний аналіз (PCA) (Preisendorfer 1988). PCA також проводився для визначення основних місцевих температурних режимів та режимів опадів та масштабної мінливості потоків (тиск на рівні моря) в євроатлантичному секторі.
До середніх висот періоди снігового покриву, як правило, значно зменшуються. Однак протягом зазначеного періоду слід відзначити чіткі регіональні особливості. На сході досліджуваного регіону (східні частини Альп та Баварський ліс) зменшення становить від 20 до 30% на малих висотах. Ця тенденція слабшає з висотою і змінюється (позитивна тенденція) на вершинах.
На заході регіону (високо Рейнська рівнина та західні схили Шварцвальду) тривалість снігопаду зменшується приблизно на 50% і більше на низьких висотах, на 10-20% на середніх висотах і менше 10% на великих висотах на середній. І тут тенденція до зменшення часу снігового покриву слабшає з висотою. Однак тенденція змінюється лише у деяких поодиноких випадках.
Аналізи базуються на даних глибини снігу (HS) та свіжого снігу (HN), що вимірюються щодня мережами спостережень.
Лише станції з послідовними довгостроковими серіями (> 25 років) розглядалися протягом періоду 1931-99. Це призводить до загальної кількості 140 станцій для HS та 120 станцій для HN .
Проаналізовано середній сезонний снігопад з 1 листопада по 30 квітня. На додаток до зимового сезону в цілому також вивчалися періоди по 2 місяці.
Беністон, 1997 у Браварді 2006 - С
З моделювання IPCC поверхневі температури світового океану були вилучені та виправлені, а потім використані для створення атмосферних моделей (Arpege та LMDZ) другого набору більш точних моделей (50 км над Європою) та наближення до реальності. Атмосферні умови навколо Франції були використані для третього набору моделей із ще більш точним дозволом (10 км). До даних регіональних моделей було застосовано три методи статистичної корекції, щоб надати їм формат та кліматичні характеристики, що відповідають поточному клімату аналізам Safran (щоденні серії на вертикальний відрізок 300 м): метод DSCLIM, квантильний метод -квантил та третій метод аналогів, характерний для альпійського масиву, був вироблений в рамках проекту.
Виправлені серії були використані для експериментальної моделі ґрунтово-снігової маси більшої складності, ніж у кліматичних моделей. Дві моделі використовуються для точного моделювання еволюції снігового покриву протягом тридцятирічних скибочок. Isba-ES охоплює всю Францію, включаючи низинні регіони. Крокус обмежений Альпами, але більш детально представляє сніг на землі (ефект схилу, експозиції, дрібної стратифікації). Виправлені дані для зон Сафран також були інтерпольовані через 8-кілометрову сітку по всій країні та зведені до щоденного використання. Індекси екстремальних подій були розраховані для кожного зрізу часу та кожного моделювання. Оскільки ці індекси обчислюються щорічно, легко встановити діапазони помилок через міжрічну мінливість.
Схоже, що з прогнозованим потеплінням сніг або постійний ожеледиця більше не будуть можливі в басейнах Дішми або Інну, що узгоджується з прогнозом, що ті кілька менших льодовиків на цих висотах, що найнижчі, можуть повністю зникнути в Альпах (Zemp et ін., 2006). Висоти, що представляють найбільшу частку поверхні, зазнають повного танення приблизно 40 днів раніше за сценарію А2 та за 35 днів раніше для сценарію В2. На більших висотах може спостерігатися відставання на 60 або 50 днів заздалегідь для сценаріїв A2 або B2, відповідно. Для басейну Інну більшість висот зазнають повного танення приблизно за 40 днів до цього за сценарієм А2.
Порівнюючи середню глибину снігу трьох станцій (Стілберг, Теуфі та Давос) між еталонним моделюванням та сценаріями А2 та В2, сезон снігу буде скорочений, як описано вище, але глибина снігу буде зазнавати більших наслідків.: за сценарієм А2 спостерігається зменшення глибини снігу на 40% у Стілбергу, 49% у Теуфі та 54% на станції SLF у Давосі. У сценарії B2 ці скорочення становитимуть відповідно 30, 33 та 42%.
Опис одноточкової колони снігу, наданий SNOWPACK, включає параметричний модуль для рослинності. Динаміка снігу та ґрунтів представлена чисельно довільною великою кількістю шарів. Висока роздільна здатність поверхневих шарів снігу або грунту дозволяє виконати більш точний енергетичний баланс на поверхні та описати вертикальний транспорт води в снігу або в землі за допомогою простої моделі резервуару.
Для отримання в якості вхідних даних даних моделі, що представляють майбутній клімат, дані спостережень були змінені з передбачуваними змінами, передбаченими набором регіональних кліматичних моделей (RCM), які брали участь у проекті PRUDENCE (Прогнозування регіональних сценаріїв та невизначеності для визначення Європейські ризики та наслідки зміни клімату). Було обрано підмножину з 12 модельних виходів для моделювання змін температури, опадів та довгохвильового випромінювання між базовим періодом 1961–1990 рр. Та майбутнім періодом 2071–2100 рр. Для двох стандартних сценаріїв викидів парникових газів МГЕЗК, SRES A2 та В2.
Для того, щоб дослідити надійність методу, використовуваного в цьому дослідженні, було визначено еталонне моделювання з використанням Alpine3D з використанням немодифікованих метеорологічних даних як вхідних даних. Виходи цього еталонного моделювання порівнювали з вимірами для перевірки точності моделювання (результати вважаються задовільними).
Час року, коли останній сніг зникає в певній смузі висот, також витягували з моделювань і усереднювали за період моделювання. Для цього 20-міліметровий еквівалент порогу снігової води 20 мм був довільно визначений як „снігу не залишилось”. Початок нового сезону засніження для даної смуги висот визначається як перший день, з якого середня товщина снігу, еквівалентна воді, всієї висотної смуги більше не опускається нижче порога. Кінець снігового сезону визначається як перший день, коли середня глибина снігу, еквівалентна воді, по всій смузі висот опускається нижче порогу. На практиці це означає, що сніг, накопичений у затіненій місцевості, може суттєво сприяти зміні дати початку та кінця сезону засніження для його висотної смуги. Проте це визначення має сенс з гідрологічної точки зору, оскільки воно представляє внесок даної смуги висот у загальний потік водозбору. На кривій тривалості снігового покриву для порівняння було показано еталонне моделювання, а також кліматичні сценарії.