研究地点和观察

a.s.l Tsho Rolpa(水位4580米。;27°51镑,86°29)和映佳(5009 m a.s.l。;27°54,86镑55°E)在尼泊尔喜马拉雅山脉和Lugge (4539 m a.s.l。;28°5镑,90°18本部)在喜马拉雅山不丹(图1)一般接触侧碛和cliff-shaped冰川末端在uplake(图2)。映佳和Lugge紧靠死人冰带downlake, 20到30米高于湖水水位,但Tsho Rolpa触动的末冰碛湖边水平(图2 b)。

Tsho Rolpa湖泊扩张的历史,映佳湖的显示为增加表面积在图3中。应该注意的是,表面积的增加率为每个湖显然是线性的。Tsho Rolpa,映佳横向联系双方碛在1980年代和1960年代,分别。水面的宽度是纵向约常数为每个湖(图1)。图3中的线性因此意味着的速率冰川退缩大概是1960年代或1980年代后常数。然而,它是未知的冰川退缩的原因发生在每个湖的恒定速率。的增长率为Imja Tsho Rolpa始终高于。酒井法子等。[11]表明,映佳增加表面

面积和水体积从1992年的0.60公里和2.8 x 10 0.86公里和3.6 x 10 2002年,分别。Imja因此的平均水深46.7米在1992年和2002年的41.9。因此,湖盆扩张可能水平超过垂直盛行。Lugge冰川退缩也被扩大的大约200到1993年的2004 [12]。然而,它的增长率小于0.01平方公里/年[13],小于,映佳。这个小率可能是由于相对较大的下游Lugge冰川的运动。通过观察Lugge冰川和邻近Thorthormi冰川的运动没有冰碛堰塞湖,Naito等。[14]表明Lugge冰川崩解的终点站促进下行冰川运动在下游。

图1所示。的位置三个moraine-dammed湖泊:(一)Tsho Rolpa;(B)映佳;和(C) Lugge,观察网站水深地图。映佳的深度测量法、Tsho Rolpa Lugge获得1992年[8],[9]1993和2002[10],分别。

图2。Tsho Rolpa冰川湖:(A) cliff-shaped冰川末端接触的湖水uplake(1995年5月27日)和结束(B)碛只有2到3米高于水位(1995年5月26日)。湖上的冰川末端水平。20米高。

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一年

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图3。过渡Tsho Rolpa和表面积的映佳(修改后[4,17])。映佳的黑白圆圈是通过地形调查和卫星图像(现货与分辨率10米或Landsat7分辨率15米),分别。

Tsho Rolpa的物理条件,映佳,Lugge前检查季风季节1996 (Tsho Rolpa)和1997年(映佳)和2002年post-monsoon季节(Lugge)通过使用运输大亨(temperature-turbidity-depth)分析器(模型ATU200-PK,亚历克电子有限公司、日本;0.2米间距)和抽样湖水(15、16、17)。纵向的垂直测量水温和浊度进行三到四次在某个点沿中心线的细长的湖泊(图1)。水浊度(ppm)转换成悬浮沉积物浓度(SSC) (g / L)通过使用显著相关(r = 0.836 - 0.996)之间的水浊度和SSC。“剩余密度”,湖水的数值通过G =(压电陶瓷-1000)x 10,在压电陶瓷的体积密度(公斤/立方米)的湖水在SSC, C (G / L),水温、9 (°C),和溶解固体,D (G / L)。脉冲涡流是由压电陶瓷体积密度= (1 - C / ps) pe + C, ps是悬浮沉积物的颗粒密度(Tsho Rolpa = 2730公斤/立方米,2750

映佳公斤/立方米,2760公斤/立方米Lugge [10, 16、17]) andp9是水的密度9点和d .溶解固体在湖水近均匀Tsho Rolpa 0.030 g / L,映佳的0.017 g / L和0.025 g / L Lugge [18]。因此,溶解固体的影响极小的水量。

水的监测温度、浊度、流速在Tsho Rolpa同时进行系泊浊度计和当前米深处[16]。悬浮沉积物的粒度分析不到44点谷物photo-extinction方法和超过44点颗粒筛选[19]。

气象学(风、空气温度、相对湿度、降雨量、空气压力,和太阳辐射)测量现场AWS结束冰碛的映佳,接近尾声的冰碛Tsho Rolpa或dead-ice Lugge区(图1)(16、17、20)。利用气象和水文数据,酒井法子等。[2]估计Tsho Rolpa的热平衡,从而融冰速率。

继续阅读:数值模拟水流湖准备

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