Sněhová pokrývka a permafrost

Co pozorujeme

Sníh na souši pozorujeme jako plochu, dobu trvání, výšku a množství vody uložené ve sněhové pokrývce. U permafrostu sledujeme teplotu půdy nebo horniny v určené hloubce a největší hloubku, do níž během roku rozmrzne aktivní vrstva. Výsledkem je několik samostatně označených údajů, u nichž musí být uvedeno místo, období, jednotka a způsob měření.

Toto vymezení odpovídá způsobu, jakým jsou pozorování zveřejňována v hlavních odborných souborech. Rozsah sněhu nad severní polokoulí popisují Estilow, Young a Robinson, 2015 a vodní hodnotu a hmotnost sněhu Luojus et al., 2021. Teplotu permafrostu a hloubku aktivní vrstvy shromažďuje celosvětová pozorovací síť Global Terrestrial Network for Permafrost (GTN-P). Její databázi popsali Biskaborn et al., 2015. Globální změnu teploty vrtů vyhodnotili Biskaborn et al., 2019 a opakované měření sezónního rozmrzání koordinuje program Circumpolar Active Layer Monitoring (CALM), původně zaměřený na oblasti kolem severního pólu a později rozšířený i do hor a Antarktidy. Nelson, Shiklomanov a Nyland, 2021

Sníh: plocha, trvání a množství vody

Rozsah sněhu udává, kolik území splnilo v daném dni, týdnu nebo měsíci podmínku „pokryto sněhem“. Družicová mapa je rozdělena na buňky a každá buňka dostane označení sníh, bez sněhu, případně podíl pokrytý sněhem. Rozsah vznikne součtem ploch označených buněk. Doba trvání se počítá z počtu dnů mezi objevením a zmizením sněhu nebo z celkového počtu dnů se sněhem. Výsledek tedy závisí i na prostorovém rozlišení, četnosti snímků a hranici, od které se buňka považuje za zasněženou.

Výška sněhu říká, jak silná je vrstva od země k povrchu. Vodní hodnota navíc zahrnuje hustotu: dvacet centimetrů lehkého čerstvého sněhu může obsahovat méně vody než deset centimetrů starého zhutněného sněhu. V terénu se proto odebere svislý válec sněhu o známé ploše, změří se jeho délka a hmotnost a z nich se určí výška i vodní hodnota. Ve velkých oblastech vodní hodnotu odhadují družicové mikrovlnné přístroje. Jednotnou definici SWE uvádí Světová meteorologická organizace.

Odběr vzorku, výpočet množství vody a kontrolu výsledku podrobně vysvětluje metoda měření výšky, hustoty a vodní hodnoty sněhu. Obsahuje také výpočet ze čtyř skutečných odběrů v arktickém sněhovém profilu.

Padající sníh lze zachytit také do srážkoměru. Ten určí vodu přinesenou srážkami za daný interval. Sněhová pokrývka naproti tomu představuje zásobu, která v krajině zůstala po sněžení, tání, odtoku a přenosu větrem. Oba údaje proto při sledování sněhu odpovídají na odlišné otázky. (WMO, 2024, kapitola 2)

Permafrost: teplota a sezónní rozmrzání

Permafrost je půda nebo hornina, jejíž teplota zůstává nejméně dva roky po sobě na 0 °C nebo níže. Může být ve zmrzlé rašelině, štěrku i pevné skále a může obsahovat mnoho ledu, málo ledu nebo žádný viditelný led. Ve vrtu se proto uvádí teplota v přesné hloubce. Pro porovnání více let se často volí hloubka, kde už je roční kolísání menší než přibližně 0,1 °C. Tato hloubka se nazývá hloubka nulového ročního kolísání. V mělkém vrtu se naopak sleduje celý průběh zamrzání a rozmrzání. Biskaborn et al., 2019

Tloušťka aktivní vrstvy je největší svislá vzdálenost mezi povrchem a rozhraním, kam v daném roce proniklo tání. V zemině se obvykle zjišťuje na konci léta sondou zasouvanou až k tvrdé zmrzlé vrstvě. V kamenité půdě, kde sonda neprojde, se používají trubice naplněné kapalinou nebo teplotní čidla v několika hloubkách. Opakování na stejné síti bodů omezuje vliv náhodného výběru místa. Protokol sítě CALM používá podle lokality čtvercové sítě o straně přibližně 100 až 1 000 metrů nebo transekty, tedy trasy s opakovaným měřením ve stejných bodech.

Historie pozorování

Sníh

Pravidelné místní záznamy výšky sněhu vznikaly u meteorologických stanic, ale pro vodní zásobu bylo třeba měřit také hustotu. James E. Church zavedl roku 1909 na Mount Rose v Nevadě odběr celého sněhového sloupce přenosnou trubicí a váhou. Jeho postup se stal základem sněhoměrných tras, na nichž se během zimy opakovaně měří stejné body. Historii metody a její rozšíření v západních Spojených státech popisuje historie programu Snow Survey americké služby pro ochranu přírodních zdrojů (NRCS).

Souvislý obraz celé severní polokoule přinesly meteorologické družice. Americká Národní správa pro oceán a atmosféru (NOAA) začala v říjnu 1966 vytvářet týdenní mapy sněhové pokrývky z viditelných snímků. Zpočátku se kreslily ručně. Při převodu do digitální podoby odpovídá buňka na 60° severní šířky přibližně 191 kilometrům. Přístroje, podkladové mapy i pracovní postup se v dalších desetiletích měnily. Soubor Rutgers Global Snow Lab zachoval původní mapy a spojil je s denním systémem Interactive Multisensor Snow and Ice Mapping System (IMS), který soustřeďuje údaje z více přístrojů a funguje od roku 1997. Do dlouhodobého souboru jeho mapy vstupují od června 1999. Podrobný popis vzniku, kontrol a změn publikovali Estilow, Young a Robinson, 2015.

Množství vody ve sněhu začaly nad kontinenty soustavně mapovat pasivní mikrovlnné radiometry. Záznam GlobSnow využívá mikrovlnná měření družice Nimbus-7 od roku 1979 a měření navazujících družic. Družicový signál se v něm spojuje s výškou sněhu naměřenou stanicemi. Tím vznikají mapy SWE pro nezaledněnou pevninu severně od 40° s výjimkou horských oblastí. Starší družice měřila obden, od podzimu 1987 jsou podklady denní. Verzi 3 a celý výpočet popsali Luojus et al., 2021.

Permafrost

Teploty zmrzlé půdy se dlouho měřily v jednotlivých vrtech pro stavby, doly a místní výzkum. Příkladem jsou čtyři vrty v Utqiaġviku na Aljašce, v nichž pracovníci laboratoře Naval Arctic Research Laboratory měřili teplotu v letech 1950–1961. Americká geologická služba USGS v roce 2025 zveřejnila digitalizované původní hodnoty, kalibrační tabulky i opravené teploty. Oprava zahrnuje převod elektrického odporu na teplotu, kontrolu v ledové lázni a odstranění zjevných odlehlých hodnot. Skeny původních listů jsou podle popisu poskytovány na vyžádání. USGS: Permafrost ground temperature 1950–1961

Mezinárodně srovnatelné sledování aktivní vrstvy začalo vznikat v roce 1991 jako program CALM. Jeho smyslem bylo měřit každoročně stejné body stejným postupem a uchovat i údaje o vegetaci, půdě a poloze. Druhou část systému tvoří vrty s teplotními čidly. Obě větve byly spojeny v síti Global Terrestrial Network for Permafrost, která spravuje údaje o teplotě permafrostu a tloušťce aktivní vrstvy. Vývoj sítě shrnují Biskaborn et al., 2015 a Nelson, Shiklomanov a Nyland, 2021.

Mezinárodní polární rok 2007–2009 rozšířil počet vrtů a sjednotil část jejich odečtů. Právě roky 2007–2016 proto umožnily jednotné globální vyhodnocení: autoři shromáždili údaje ze 154 vrtů a pro výpočet trendu vybrali 123 dostatečně dlouhých záznamů. Některé místní záznamy jsou mnohem delší: například soubor severoaljašských vrtů zahrnuje měření od roku 1973. Clow, 2014 a Biskaborn et al., 2019

Jak vzniká zveřejněný záznam

Mapa rozsahu sněhu

Viditelné a blízké infračervené snímky rozeznávají sníh podle toho, jak odráží různé vlnové délky světla. Princip měření a porovnání pásem podrobněji vysvětluje metoda optického a multispektrálního snímkování. Novější systém IMS dává analytikovi vedle několika družic také mikrovlnná data, hlášení stanic a předchozí mapu. Analytik označí buňky se sněhem a ledem a výslednou mapu zkontroluje vůči sousedním dnům. Denní produkt je od roku 1997 dostupný v rozlišení přibližně 24 km, od roku 2004 také 4 km a od roku 2014 také 1 km. U.S. National Ice Center: IMS. Data uchovává Národní středisko pro data o sněhu a ledu (NSIDC).

Mraky zakrývají povrch a polární noc omezuje viditelné snímky. Analytik proto používá více zdrojů a někdy přenese hranici sněhu z předchozího dne. Les, hory a roztříštěná jarní pokrývka mohou v jedné buňce skrýt malé zasněžené plochy. Historická týdenní mapa zachycovala poslední dostupný pohled na povrch během týdne, nikoli průměr všech sedmi dnů.

Spojení starých a nových map vyžaduje výslovnou kontrolu. Historická buňka se označovala za zasněženou, pokud sníh pokrýval alespoň polovinu její pevniny. Autoři dlouhodobého souboru přepočítali jemnější IMS na původní hrubou síť a porovnali souběžná měření z června 1997 až května 1999. Nejlepší návaznost vyšla při hranici 42 % zasněžených pevninských bodů IMS v hrubé buňce. Od června 1999 používají pondělní mapy IMS, aby časově navázali na konec staršího mapovacího týdne. Rozsah sněhu pak získají součtem skutečných ploch buněk. Toto sjednocení omezuje skok při změně systému, ale samo neodstraní všechny změny citlivosti družicového pozorování. Estilow et al., 2015, oddíl 3

Vodní hodnota a hmotnost sněhu

Pasivní mikrovlnný radiometr měří přirozené záření povrchu na několika frekvencích. Sněhová zrna záření rozptylují a rozdíl mezi kanály souvisí s množstvím sněhu. GlobSnow v3 kombinuje kanály kolem 19 a 37 GHz se staniční výškou sněhu. Gigahertz vyjadřuje miliardu kmitů za sekundu. Model nejprve přizpůsobí velikost zrn tak, aby co nejlépe vysvětlil záření a naměřenou výšku. Nejde o přímé měření jednotlivých zrn. Potom odhadne SWE v buňkách o rozměru 25 × 25 km. Používá přitom stálou hustotu sněhu 240 kg/m³. U mokrého sněhu mikrovlnný odhad nefunguje a výpočet se opírá pouze o výšku dopočítanou mezi stanicemi. Součet SWE násobené plochou buněk dává hmotnost sněhu. Luojus et al., 2021, popis algoritmu a ověření

Denní mapy se ověřovaly pomocí nezávislých sněhoměrných tras z Kanady, Finska a Ruska. Pro roky 1980–2016 vyšla chyba označovaná RMSE 52,6 mm SWE. U hodnot pod 150 mm činila 32,7 mm. RMSE je odmocnina průměru čtverců rozdílů od kontrolních měření: vyjadřuje velikost odchylek a větším chybám dává větší váhu. Hluboký sníh bývá podhodnocen, protože mikrovlnný signál postupně přestává růst. Hustý les mění záření a horské oblasti se kvůli složitému terénu a nedostatku stanic vynechávají.

Měsíční produkt navíc obsahuje variantu opravenou podle sněhoměrných tras. Tyto trasy pak už nemohou současně sloužit jako nezávislý důkaz přesnosti téže opravy. Oprava je pro daný kalendářní měsíc stejná ve všech letech a je dostupná pro leden až květen. Čísla z ověření denních map proto nelze vydávat za nezávislé ověření opravené měsíční hmotnosti. Omezení výslovně rozebírají Luojus et al., 2021, oddíly Technical Validation a Usage Notes.

Teplota ve vrtu

Do vrtu se spustí kabel s elektrickými teploměry v přesně změřených hloubkách. V některých vrtech zůstává kabel trvale a zapisovač ukládá hodnoty několikrát denně. Jinde se přenosná sonda spouští při pravidelné návštěvě. Po vrtání je třeba počkat, než se teplota okolní horniny vrátí k původnímu stavu. Zveřejněný údaj musí uvádět hloubku čidla, datum, kalibraci a odhad nejistoty. Čidlo obvykle měří elektrický odpor, který se převádí na teplotu pomocí kalibrace. Princip tohoto převodu vysvětluje měření termistory. Clow popisuje porovnání každého přístroje s referenčním platinovým teploměrem v řízené lázni i změnu převodního výpočtu po modernizaci laboratoře v 90. letech. U starších aljašských vrtů také upozorňuje, že zveřejněná teplota ještě obsahuje zbytkový vliv vrtání. Clow, 2014, oddíly 1 a 2.2.2

Rozložení teplot po hloubce uchovává také stopu starších změn povrchu. Její měření a vyhodnocení vysvětluje metoda rekonstrukce teploty z vrtů. Taková rekonstrukce může doplnit historii před začátkem pravidelných měření. (Clow 2014, klimatické využití vrtů)

Pro dlouhodobé porovnání se používá roční průměr v hloubce, kde je sezónní kolísání malé. Jednotlivé vrty mají odlišnou hloubku, a proto Biskaborn et al. vybírali čidlo nejblíže hloubce s ročním kolísáním nejvýše 0,1 °C. Prostřední hodnota těchto hloubek byla 12 metrů. V každém vrtu pak porovnávali stále stejnou hloubku. Pro trend požadovali nejméně pět ročních průměrů, alespoň jeden z let 2007–2009 a jeden z let 2015–2016. Kratší záznamy někdy prodloužili vypočteným trendem o jeden až tři roky. Blízké vrty seskupili, zohlednili kvalitu záznamu a deset geografických oblastí vážili podle jejich plochy permafrostu. Tento krok rozebírá metoda prostorového zpracování teplot permafrostu. Biskaborn et al., 2019, metody

Kalibrace určuje přesnost jednotlivé teploty, stálost přístroje přesnost její změny. V globálním souboru uváděli autoři přesnost čidel od 0,01 do 0,25 °C. Stálá kalibrační odchylka se při rozdílu dvou teplot odečte, měnící se chyba čidla však může trend zkreslit. Přenosné sondy lze znovu kontrolovat v lázni. Čidla trvale zamrzlá ve vrtu se kontrolují hůře a podezřelá měření se vyřazují. Biskaborn et al., 2019, kontrola kvality

Hloubka aktivní vrstvy

Postup terénního měření, porovnání přístrojů a opakovatelný výpočet z jednotlivých bodů rozvádí metoda Měření hloubky sezónního rozmrzání.

Mechanická sonda se na konci období tání zatlačí svisle do půdy, dokud nenarazí na zmrzlé rozhraní. Odečtená vzdálenost se zapíše v každém bodu sítě a z bodů se vypočítá průměr i rozpětí. Pokud tání pokračuje po dni návštěvy, jednorázové měření může roční maximum podhodnotit. Teplotní čidla nebo mrazové trubice naopak umožňují určit okamžik a hloubku maxima během celé sezóny, ale nemusí měřit přesně stejný objem půdy jako sonda. V běžné síti 100 × 100 metrů se měří 121 bodů a v každém se vpich dvakrát až třikrát opakuje. Přesnost jednotlivého měření sondou je přibližně 2 cm. Průměrování více bodů omezuje náhodné rozdíly, neodstraní však společnou chybu způsobenou například příliš časnou návštěvou. Streletskiy et al., 2026, terénní metody

Sonda měří vzdálenost od současného povrchu. Pokud podzemní led taje a terén sesedá, může se rozhraní rozmrzání posouvat dolů, aniž se naměřená vzdálenost od klesajícího povrchu výrazně zvětší. Na vybraných místech se proto současně geodeticky měří výška povrchu vůči stálému bodu. Tak lze odlišit tloušťku aktivní vrstvy od skutečného prohlubování tání vůči původnímu terénu. Nelson et al., 2021, měření sesedání

Místa se výrazně liší půdou, sněhem, vegetací, vodou i ledem v podloží. Změna průměru vybrané sítě vrtů nebo sond proto popisuje tato monitorovací místa, nikoli každý metr arktické pevniny. Síť CALM uchovává jednotlivé body i souhrnné hodnoty, aby bylo možné rozdíl mezi prostorovou proměnlivostí a změnou v čase znovu zkontrolovat. International Permafrost Association: CALM

Zveřejňovaná data

Co lze mezi soubory porovnávat

Plocha sněhu a jeho hmotnost odpovídají na rozdílné otázky. Velká plocha s tenkým sněhem může obsahovat méně vody než menší plocha s hlubokým a hustým sněhem. V zimě může být téměř celé sledované území zasněžené a rozdíly se projeví hlavně v SWE. Na jaře se naopak rychle mění hranice sněhu a plocha je citlivá na okamžik tání. Graf rozsahu proto nelze přepočítat na hmotnost bez dalších měření.

Dlouhý soubor NOAA/Rutgers zachovává historické mapy vytvořené různými družicemi a postupy. To je jeho přednost i omezení. Elias Chereque et al. v roce 2025 zjistili, že rostoucí citlivost rozpoznávání sněhu vytvořila umělé přírůstky v období nástupu sněhu, zejména od září do listopadu. Porovnali záznam s výpočtem sněhu řízeným třemi meteorologickými rekonstrukcemi a s nezávislým družicovým souborem japonské agentury JAXA. Pokles prahu, od kterého systém sníh rozpozná, zjistili od září do února. Autoři navrhli upravené odhady trendů. Neznamená to, že byl automaticky opraven celý veřejný archiv NOAA. Na jaře jejich model hůře vystihuje tání, takže tato práce sama neověřuje přesnost květnových a červnových trendů níže. Elias Chereque et al., 2025

Také permafrost má dvě odlišné úrovně výsledků. Vrty a sondy jsou přímá místní pozorování. Souvislá mapa ESA Permafrost CCI dopočítává prostor mezi nimi fyzikálním modelem a družicovými údaji o povrchu. Mapa umožňuje jednotné plošné srovnání, zatímco vrt zachovává skutečně naměřenou teplotu v hloubce. Článek proto označuje modelované mapy a přímá pozorování zvlášť.

Vrty nejsou rozmístěny rovnoměrně. V databázi z roku 2015 bylo 73 % vrtů mělčích než 25 metrů a velké části Sibiře, vysokých hor i Antarktidy měly řídké pokrytí. Některé vrty navíc začínají pozdě nebo mají mezery. Globální průměr Biskaborna et al. proto používá prostorové vážení a uvádí nejistotu. Novější regionální měření, například z Aljašky do roku 2024, lze přidat jako aktuální stav regionu, nikoli jako prodloužení stejného globálního průměru za rok 2016. Biskaborn et al., 2015

Pozorování

Jarní rozsah sněhu v Arktidě

NOAA Arctic Report Card vyhodnocuje zasněženou pevninu severně od 60° severní šířky bez Grónska. Z trendu za roky 1967–2025 vychází pokles květnového rozsahu přibližně o 15 %, tedy −2,5 % za desetiletí, a červnového o 50 %, tedy −8,7 % za desetiletí. Jde o shrnutí dlouhodobého trendu, nikoli prosté odečtení dvou krajních let. Graf pod textem nezobrazuje tato procenta přímo: každý měsíc převádí na standardizovanou odchylku vůči období 1991–2020. NOAA Arctic Report Card 2025

Doba tání se v téže zprávě porovnává z týdenních map. V letech 2010–2024 začínalo květnové a červnové tání v severoamerické i euroasijské části Arktidy přibližně o jeden až dva týdny dříve než v letech 1967–1981. Jde o rozdíl mezi dvěma určenými obdobími, nikoli o údaj, že se každý rok přidává stejný počet dnů. Mudryk et al., 2025, obr. 2

Hmotnost sněhu během jara

Podle Arctic Report Card byla dubnová hmotnost sněhu v roce 2025 nad průměrem 1991–2020 v severoamerické i euroasijské Arktidě. V červnu už rozsah zasněžené plochy klesl pod průměr. Z toho však neplyne, že na všech zbývajících zasněžených místech bylo málo vody. Z trendů hmotnosti za období 1981–2025 vychází dubnový pokles přibližně o 3 %, který není statisticky průkazný. Květnový činí 13 % a červnový 33 %. Mudryk et al., 2025

Zpráva porovnává čtyři datové produkty: Snow CCI, meteorologické rekonstrukce MERRA-2 a ERA5-Land a sněhový model Crocus řízený údaji ERA5. Jejich shoda není shodou čtyř zcela nezávislých měření: některé sdílejí meteorologické vstupy a liší se i délkou dostupného záznamu. Snow CCI v3.1 například končí rokem 2022. Rozpětí dostupných produktů ukazuje rozdíly postupů, ale nezachytí chybu společnou jejich vstupům. Mudryk et al., 2025, oddíl Methods and data

GlobSnow vyjadřuje výsledek také jako hmotnost. Na nezaledněné pevnině severně od 40° mimo hory dosahovala v letech 1980–2018 průměrná roční nejvyšší hmotnost sněhu 3 062 ± 35 Gt. Maximum měsíčních hodnot připadá na březen. Gigatuna (Gt) je miliarda tun. Na Severní Ameriku připadalo 1 128 ± 31 Gt a na Eurasii 1 934 ± 35 Gt. V březnu klesala severoamerická hmotnost tempem −46 ± 42 Gt za desetiletí, zatímco euroasijská změna byla vzhledem k nejistotě zanedbatelná. Značka ± zachovává nejistoty uvedené autory. Výsledky opraveného měsíčního produktu nezahrnují hory a popisují jiné území a období než Arctic Report Card. Luojus et al., 2021

Horská zásoba vody na západě Severní Ameriky

Mote a kolegové v roce 2005 porovnávali vodní hodnotu sněhu kolem 1. dubna s měřením počasí. Pro mapu trendů za roky 1950–1997 použili 824 opakovaně měřených profilů, z nichž 75 % vykazovalo pokles. Profily nevzorkují rovnoměrně celou plochu hor. Podíl míst proto není podílem území. Regionální průměry také závisí na zastoupení nadmořských výšek a změnách míst měření. (Mote a kol. 2005, obr. 1 a tabulka 1)

Zvláštní porovnání průměrů 1945–1955 a 1990–1997 uvádí tabulka 1 původní práce. Její číselný přepis zachovává čtyři oblasti, změny měřené i modelované zásoby a změny srážek. Procenta jsou rozdílem pozdějšího a dřívějšího průměru, vyděleným dřívějším průměrem a vynásobeným stem. Nejde o trend za desetiletí. Přepis umožňuje zkontrolovat publikované srovnání, nenahrazuje původní jednotlivé odběry.

Kdy stanice hlásí déšť a kdy sníh

Jennings a kolegové zpracovali 17,8 milionu hlášení z 11 924 pozemních stanic severní polokoule od 1. ledna 1978 do 25. února 2007. Zprávy obsahují pozorované skupenství a teplotu, z teploty rosného bodu a tlaku se dopočítává relativní vlhkost. Chybějící tlak autoři doplnili z meteorologické analýzy MERRA-2. Smíšené srážky a fyzikálně nevěrohodné vlhkosti vyřadili. Výsledek popisuje četnost hlášení, protože soubor neobsahuje množství vody v jednotlivých srážkách. (Jennings a kol. 2018, metody)

Pro každou stanici rozdělili záznamy do teplotních pásem širokých 1 °C a spočítali podíl sněhových hlášení. Proložená křivka dovolila u 6 883 stanic určit teplotu stejně častého deště a sněhu. Průměr činil 1,0 °C a 95 % stanic mělo hodnotu od −0,4 do 2,4 °C. Rozpětí vyjadřuje prostorové rozdíly. V Dryadu obsahuje soubor označený file2 zpracovaná hlášení, file3 staniční prahy a file6 kód jejich výpočtu v R. Hodnota NA označuje stanici s nedostatkem dat pro proložení. Čtenář tak může začít malou tabulkou prahů, nebo zopakovat jejich výpočet z přibližně 1,21 GB hlášení.

Průběh zásoby v povodí Kaweah

Musselman a kolegové použili pro sezony 2008–2010 tři automatické stanice s měřením zatížení sněhové podušky, sedm tras ručních odběrů a 24 ultrazvukových snímačů výšky na čtyřech místech. Terénní průzkum zahrnoval také 1 494 navštívených bodů a 26 jam s odběrem hustoty po 10 cm. Sněhová poduška poskytuje vodní hodnotu, ultrazvuk vzdálenost k povrchu sněhu. Jejich rozdílné veličiny se nesmějí zaměnit. (Musselman a kol. 2017, oddíl 2.4)

Obrázek 3 původní práce zveřejňuje průběh vodní hodnoty na stanicích Giant Forest, Big Meadows a Farewell Gap ve výškách 1 951, 2 317 a 2 896 metrů. Obrázek 4 zachycuje výšku sněhu a rozdíly sousedních čidel. Tyto záznamy slouží ke kontrole vypočtené sezony, nikoli k odvození dlouhodobého trendu. Podklady článku odkazují také na veřejné doplňkové tabulky. Úplné modelové vstupy a výstupy studie poskytuje na vyžádání, proto samotný otevřený článek neumožňuje zopakovat celý výpočet.

Březnová zásoba v povodích severní polokoule

Gottlieb a Mankin v roce 2024 shromáždili pro období 1981–2020 pět plošných sněhových produktů a soubor pozemních měření. Plošné produkty kombinují družicová měření, stanice či modely. Jednotlivé soubory mohou sdílet vstupní měření. Autoři vyhodnotili 169 povodí mimo Grónsko. Vyloučili také buňky, v nichž byla březnová zásoba ve více než polovině let nulová. Pro kontrolu statistické rekonstrukce použili 2 961 stanic mimo její učící soubor. (Gottlieb a Mankin 2024, metody)

Zpracování rozlišuje původní sněhové produkty, rekonstrukci zásoby z počasí a odhad příčin změny. Medián chyby při kontrole na vynechaných stanicích činil přibližně 22 % průměrné zásoby dané stanice. Jde o odmocninu průměru čtverců odchylek, nikoli o nejistotu jednoho hemisférického trendu. Plný text nabízí pod obrázky soubory Source Data a v oddílu Data availability odkazy na vstupní databáze. Při samostatné kontrole je nutné zachovat uvedené období, masku území a verze produktů. (Gottlieb a Mankin 2024)

Teplota permafrostu ve vrtech

Z celkem 154 vrtů použili Biskaborn et al. pro trend 123 míst. Prostorově vážené tempo oteplování za období 2007–2016 vyšlo 0,29 ± 0,12 °C za desetiletí. Jde o sklon přímky proložené ročními teplotami a přepočtený na deset let, nikoli o prostý rozdíl prvního a posledního měření. Číslo za ± zde vyjadřuje polovinu 95% intervalu spolehlivosti vypočteného odhadu. Tento interval nenahrazuje chybějící pozorování v málo sledovaných oblastech.

V souvislém arktickém permafrostu, který zabírá více než 90 % plochy daného území, vyšlo oteplování 0,39 ± 0,15 °C za desetiletí. V oblastech s méně souvislým permafrostem činilo 0,20 ± 0,10 °C a v horách 0,19 ± 0,05 °C za desetiletí. Pro Antarktidu je záznam kratší a pokrytí řídké. Autoři tam rozdíl teplot svým statistickým testem nepotvrdili. V pěti vrtech během sledování teplota v hloubce 10 metrů přesáhla 0 °C. Takové měření dokládá změnu v dané hloubce, nikoli rozmrznutí celého tělesa permafrostu. Biskaborn et al., 2019

Hluboké profily a jejich opakované měření

Vrty v Prudhoe Bay umožnily porovnat teplotu od povrchu až pod zmrzlou vrstvu. V devíti vrtech s malým zbytkovým vlivem vrtání se přibližně v 600 metrech měnil sklon teplotního profilu. V horních přibližně 160 metrech naměřené teploty vybočovaly k vyšším hodnotám oproti přímce prodloužené z hlubší části. V 50 metrech činila průměrná odchylka asi 1 °C. Jde o porovnání hloubek při měření, nikoli o přímo pozorovanou stoletou časovou řadu. (Lachenbruch a kol. 1982, obr. 3 a tab. 2)

Pozdější soubor 23 severoaljašských vrtů zahrnuje opakovaná měření z let 1973–2013. Předběžné vyhodnocení ukázalo od konce osmdesátých let oteplení ve 20 metrech o 2–3 °C podle lokality. U většiny vrtů zbytková porucha způsobená vrtáním do roku 1989 klesla přibližně na 0,1 °C nebo méně. Zpracování a kalibraci popisuje Clow (2014).

Půda pod sněhovými závějemi

U sněhového plotu v Barrow se v letech 1999–2005 měřily teploty v 5, 30 a 50 centimetrech na devíti místech, kontrolu tvořila tři místa na okolní tundře. Pod závějemi byla půda v zimě o 2–14 °C teplejší, v létě zpravidla o 2–3 °C chladnější než kontrola. Na většině ovlivněných míst půda v 50 centimetrech, zpočátku celoročně zmrzlá, později v létě rozmrzala. (Hinkel a Hurd 2006, obr. 4 a 8)

Výšková měření mezi roky 2000 a 2004 zachytila podél jižního profilu průměrný pokles povrchu o 4,3 cm a podél severního o 6,1 cm. Prostřední profil měl téměř nulovou průměrnou změnu, přesto na něm místy půda klesala a jinde se zvedala. V terénu přibývaly a zvětšovaly se tůně. (Hinkel a Hurd 2006, obr. 6 a diskuse)

Proč permafrost rozmrzá vysvětluje navazující článek: porovnává hluboké profily, opakované měření a sněhový pokus jako zkoušky různých cest přenosu tepla.

Novější regionální měření a aktivní vrstva

Aljašské vrty pokračují za konec globálního vyhodnocení. V roce 2024 zaznamenalo 9 z 20 dlouhodobě sledovaných míst nejvyšší teplotu za celou dobu svého měření. Ve studeném permafrostu severní Aljašky se teplota v posledních čtyřech desetiletích zvyšovala o 0,3 až 0,7 °C za desetiletí. V teplejším permafrostu vnitrozemí se zvyšovala o 0,02 až 0,3 °C za desetiletí. Jde o regionální měření v hloubce 20 metrů na severu a 15 metrů ve vnitrozemí, nikoli o novou globální hodnotu. NOAA Arctic Report Card 2024

Aktivní vrstva se mezi místy výrazně liší. Strand et al. vyhodnotili roky 2000–2018 a pro pět severských lokalit ve Švédsku, Grónsku a na Špicberkách zjistili průměrný trend 0,5 cm za rok. Často uváděných 0,8 cm za rok z jejich širšího arktického srovnání je průměr pouze 37 lokalit se statisticky průkazným trendem. Není to průměr celé sítě CALM: místa bez průkazného trendu do tohoto čísla nevstupují. Strand et al., 2021

Novější studie Streletského a kolegů z roku 2026 analyzuje období 2000–2024. Z 316 registrovaných míst vybrala 156 s alespoň deseti roky měření a návštěvou nejméně jednou v letech 2019–2024. Vyloučila místa narušená například požárem nebo se vznikající trvale nezamrzlou vrstvou. Statisticky průkazné zvětšení aktivní vrstvy zjistila u 55 % arktických a 38 % antarktických míst, v evropských a asijských vysokých horách u více než 90 %. Jde o podíly sledovaných lokalit, nikoli procenta rozlohy permafrostu. Prostorové mezery přetrvávají a po roce 2022 výrazně ubylo hlášení z Ruska. Také regionální průměry této práce zahrnují jen statisticky průkazné trendy, což je třeba při srovnání čísel zachovat.

Proč se mění množství sněhu a délka sněhové sezóny? Navazující mechanismus porovnává změny srážek, skupenství a přísunu energie pomocí těchto měření.

Prameny a data