研究地点和观察结果

Tsho Rolpa(海拔4580m a.s.l;北纬27°51′n，东经86°29′e)和Imja (a.s.l 5009m;北纬27°54′n，东经86°55′E)的尼泊尔喜马拉雅山脉和鲁格山脉(平均海拔4539米;28°5′n, 90°18′e)(图1)通常与两侧冰碛和上高地的悬崖状冰川末端(图2A)接触。伊姆佳和卢格在死者身上相拥冰带位于湖底，比湖面高20到30米，但Tsho Rolpa触及末冰碛(图2B)。

图3显示了Tsho Rolpa和Imja湖泊扩张的历史，湖面面积增加。值得注意的是，对于每个湖泊来说，表面积的增加率明显是线性的。Tsho Rolpa和Imja分别在20世纪60年代和80年代与两侧冰碛横向接触。每个湖泊的水面宽度在纵向上大致是恒定的(图1)。图3中的线性关系因此意味着冰川退缩在20世纪60年代或80年代之后基本不变。然而，为什么每个湖泊的冰川退缩都以恒定的速度发生，这是未知的。Tsho Rolpa的增长速度始终高于Imja。Sakai et al.[11]表明Imja在地表增加

面积和水量分别从1992年的0.60 km和2.8 × 10 m增加到2002年的0.86 km和3.6 × 10 m。1992年临子的平均水深为46.7米，2002年为41.9米。因此，湖盆的扩张可能在水平方向多于垂直方向。从1993年到2004年，拉格也一直在扩张，冰川退缩了大约200米。但其增加速率小于0.01 km2/yr[13]，小于临子。这一较小的速率可能是由于拉格冰川相对较大的下游运动。通过观察没有冰碛的Lugge冰川和邻近的Thorthormi冰川的运动堰塞湖， Naito et al.[14]表明Lugge冰川终点的冰解有利于向下冰川运动在下游。

图1。三个冰碛湖的位置:(A) Tsho Rolpa;(B)映佳;(C)深海地图上的行李和观测地点。Imja、Tsho Rolpa和Lugge的水深分别于1992年[8]、1993年[9]和2002年[10]获得。

图2。Tsho Rolpa冰湖:(A)悬崖形状的冰川末端与湖面接触(1995年5月27日)和(B)末端冰碛仅比水位高2至3米(1995年5月26日)。湖面以上的冰川终点大约有20米高。

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一年

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图3。Tsho Rolpa和Imja的表面积转换(在[4,17]之后修改)。Imja的黑色和白色圆圈分别是通过地形调查和卫星图像(分辨率为10米的SPOT或分辨率为15米的Landsat7)获得的。

对Tsho Rolpa, Imja和luge的身体状况进行了预检查季风季节在1996年(Tsho Rolpa)和1997年(Imja)以及2002年(Lugge)的季风后季节，使用TTD(温度-浊度-深度)剖面仪(型号ATU200-PK, Alec Electronics, Inc.，日本;0.2m pitch)和湖水取样[15,16,17]。纵向上沿长形湖泊中心线的一些点进行3 - 4次水温和浊度测量(图1)，利用水浊度与悬沙浓度(SSC)之间的显著相关性(r = 0.836 ~ 0.996)将水浊度(ppm)转换为悬沙浓度(SSC) (g/L)。湖水的“剩余密度”，a，由G = (pec -1000) x 10数值得到，其中pec是SSC下湖水的容重(kg/m3)， C (G /L)，水温，9(°C)，溶解固体D (G /L)。堆积密度pec定义为pec = (1 - C / ps)pe + C，其中ps为悬浮沉积物的颗粒密度(Tsho Rolpa = 2730 kg/m3, 2750

Imja为2760 kg/m3, Lugge为2760 kg/m3 [10,16,17])， p9为水的密度Tsho Rolpa，约0.030 g/L, Imja，约0.017 g/L, Lugge[18]，约0.025 g/L，湖水溶解固体基本均匀。因此，溶解固体对水量的影响可以忽略不计。

在Tsho Rolpa的某些深度[16]，通过系泊浊度计和流速计同时监测水温、浊度和流速。用光消光法分析了小于44pm颗粒的悬沙粒径，用[19]筛分法分析了大于44pm颗粒的悬沙粒径。

气象学(风、气温、相对湿度、降雨、气压和太阳辐射)是在Imja终碛、Tsho Rolpa终碛附近或Lugge死冰区(图1)的AWS现场测量的[16,17,20]。Sakai et al.[2]利用气象和水文资料，估计了Tsho Rolpa的热平衡，从而估计了融冰率。

继续阅读:湖泊水流形成的数值模拟

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