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藏东南尼都藏布流域冰雪崩、滑坡和泥石流等山地灾害频发,研究团队于2021年10月对流域内的塔弄错进行了水深测量和周边地貌环境调查。同时,利用短基线合成孔径雷达干涉测量(SBASInSAR)技术监测了尼都藏布流域的地表形变速率,以识别冰湖周边的潜在滑坡体、崩塌体等诱灾因素。最后,基于数值模型RAMMS和波浪传播模型,评估了不同情景下崩塌体入湖和水量变化对冰湖溃决风险的影响。结果表明,塔弄错的最大水深为29.45 m,平均水深为15.21 m,水量为1820842 m^(3)。塔弄错周边5个不稳定区域的平均形变速率远高于其他区域,将来可能会成为触发塔弄错溃坝的外界诱因。模型模拟显示,塔弄错在入湖崩塌体质量增加或水量增加情况下,产生的洪峰流量、溃口深度和坝顶承受的压力均显著增加。因此,建议在冰湖溃决风险评估工作中重点关注周边有崩塌隐患点且水量持续增长的冰湖,并实时观测崩塌区的动态变化,为下游及时做好冰湖溃决洪水的避险提供预警信息。 相似文献
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冰湖作为区域气候变化的灵敏指示器和主要冰川灾害的启动器，认识其空间分布及变化特征对探讨冰湖对气候变化的响应规律及冰湖溃决危险性评估具有重要意义.基于1968-1980年地形图数据和1994-2016年Landsat TM/OLI遥感影像资料，综合利用RS、GIS技术和数理统计方法分析帕隆藏布流域面积≥ 0.01 km2冰湖时空分布及其动态变化，并对潜在危险性冰湖进行判别和评估.结果表明：2016年帕隆藏布流域共有冰湖351个，面积50.48 km2，且面积和数量分别以面积>1 km2和面积<0.1 km2的冰湖为主，这些冰湖主要分布于海拔2800~5400 m之间.近50年来帕隆藏布流域冰湖总体呈数量增多、面积增加态势；海拔<3000 m的冰湖相对稳定，而海拔>4500 m的冰湖数量和面积增加则相对迅速.近50年间帕隆藏布流域冰川面积减少591.34 km2，气候变暖导致的冰川末端退缩和冰川融水增加为冰湖形成和扩张提供了发育空间和物质来源.切毛措、光谢错等9个冰湖为潜在危险性冰湖，预计未来一段时间内帕隆藏布流域冰湖溃决可能处于活跃阶段，其形成和暴发也将更加频繁. 相似文献
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1973-2018年青海湖岸线动态变化 总被引：2，自引：2，他引：0
青海湖独特的地理位置使得其不仅对环湖周边区域气候起着天然调节器的作用，而且还拥有丰富的湖岸线资源，准确、及时地掌握青海湖岸线动态变化对保护沿湖生态环境有重要意义.因此本文基于1973-2018年Landsat MSS/TM/OLI遥感影像和1961-2017年实测水位资料，对青海湖岸线动态变化及对鸟类栖息地的影响进行研究，同时结合面积、水位及气象数据讨论了影响岸线变化的主要因素.研究表明：1）近45年来青海湖岸线发生变化最大的区域是东岸的沙岛，西岸的鸟岛、铁布卡湾及北岸沙柳河入口区域.尤其自2004年以来，鸟岛地区岸线后退距离最大（5.52 km），鸟类栖息地扩张约97.94 km2，为鸟类提供了较好的栖息环境.（2）1973-2018年青海湖岸线长度以0.88 km/a的速率逐渐延长.1997年之前岸线长度呈较为平稳的上升趋势，1997-2004年呈波动下降趋势，2004年之后呈剧烈波动增加趋势，岸线曲折性也表现出相同的变化趋势.（3）总体上岸线长度和曲折性受水位和面积的影响并不显著，但在不同的水位情况下，二者对青海湖动态变化做出不同的响应.尤其当水位小于3193.3 m或面积小于4249.3 km2时，岸线曲折性会随着水位和面积变化呈现相同的变化趋势，而水位高于3193.3 m时，岸线曲折性一直在增加，且水位上升速率越大则曲折性年际变化越大.（4）1973-2004年间青海湖水位下降和土地沙漠化是造成湖岸线变化的直接成因，人类活动及草场退化加速了湖泊岸线的变迁.2004年之后，随着青海湖水位回升与面积扩张，岸线逐渐后退，尤其在2017-2018年岸线后退距离最大. 相似文献
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湖冰厚度是湖泊在封冻期的重要物理参数,明晰其时空变化特征对于认识气候变暖背景下的湖冰响应规律具有重要的理论价值和现实意义.基于ERA5 Climate Reanalysis气温数据集、MODIS MOD09GQ数据产品和2019年湖冰钻孔测厚数据及雷达测厚数据,重建2000—2019年青海湖冰厚时间序列并分析其时空变化特征.结果表明:①2019年3月实测青海湖湖冰厚度平均增长速率为0.30 cm/d,高于2月份(0.12 cm/d).基于度日法湖冰生长模型模拟的2018年11月—2019年3月青海湖冰厚平均增长速率为0.34 cm/d,与实际观测数据相比,模拟冰厚误差为±2 cm,但在河流入湖口处和湖区南侧误差较大,且冰厚模拟数值在3月中旬前高估而之后有所低估.②青海湖多年平均冰厚介于32～37 cm,其中2008—2016年湖冰厚度年际变化剧烈,呈现先增大再稳定后减小的趋势.冻结初期湖冰厚度增长迅速,12月和1月湖冰增长速率分别为0.45和0.41 cm/d,2月后冰厚增长速率放缓,2月和3月分别为0.29和0.14 cm/d.③2000—2019年冰厚整体呈现北厚南薄、东厚西薄的空间格局,多年冰厚变化幅度湖区西部较东部稳定,湖冰平均厚度与完全封冻时长及封冻期呈正相关. 相似文献
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1956—2017年河西内流区冰川资源时空变化特征 总被引：7，自引：6，他引：1
基于修订后的河西内流区第一、 第二次冰川编目数据及2016—2017年Landsat OLI遥感影像, 对河西内流区1956—2017年冰川时空变化特征进行分析。结果表明： ①河西内流区现有冰川1 769条, 面积976.59 km2, 冰储量约49.82 km3。冰川面积以介于0.1 ~ 10 km2的冰川为主, 数量以<0.5 km2的冰川为主。祁连山是该区域冰川集中分布区, 其冰川数量、 面积和冰储量分别占该区域冰川相应总量的98.47%、 97.52%和97.53%。②疏勒河流域（5Y44）冰川数量、 面积及冰储量最多（最大）, 冰川平均面积为0.81 km2, 石羊河流域（5Y41）最少（最小）。从四级流域来看, 宁掌等流域（5Y445）冰川最为发育, 冰川数量、 面积及储量均最大, 宰尔莫合流域（5Y446）冰川平均面积最大（1.80 km2）, 夹道沟-潘家河流域（5Y422）最小, 仅有0.05 km2。③近60年河西内流区冰川数量减少556条, 面积减少417.85 km2, 冰储量损失20.16 km3。面积介于0.1 ~ 0.5 km2之间的冰川数量与面积减少最多（457条和 -117.49 km2）, 海拔4 400 ~ 5 400 m区间是冰川面积集中退缩的区域（98.55%）, 北朝向冰川面积减少最多（-219.92 km2）且冰川退缩速率最快（-3.61 km2·a-1）。④1956—2017年河西内流区各流域冰川面积均呈退缩态势, 区内冰川变化呈自西向东逐渐加快的趋势, 但有3条冰川在1986—2017年出现不同程度的前进, 气温升高是该区域冰川退缩的主要原因。 相似文献
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延时摄影因可靠、高效和低成本的优势,在冰川监测中应用广泛,特别是对于获取冰川表面连续变化信息而言。本文基于2020年3月—2021年9月物候相机拍摄的梅里雪山明永冰川末端照片及多期无人机影像,利用地面摄影测量技术和互相关算法,提取了日尺度冰川表面运动速度。结果表明:通过物候图像获取的冰川表面运动速度分辨率高,从海拔2 880~3 150 m a. s. l.,冰川总位移介于(129.38±7.76)~(669.95±247.88) m,年均表面运动速度达(79.14±4.74)~(412.86±152.75) m·a-1,呈从中间向两侧减缓的空间分布特征。冰川表面运动速度随季节变化,夏季流速[(0.13±0.06)~(1.99±0.37) m·d-1]快于冬季流速[(0.07±0.06)~(1.35±0.37) m·d-1]。与冬季流速相比,夏季流速受降水和气温升高的影响不稳定。根据流速分离结果,明永冰川末端底部全年处于融化或压融状态,底部滑动对冰川表面运动速度的贡献介于76%~93%。冬季底部滑动占表面流速高达82%,夏季底部滑动对冰川运动起绝对主导作用。本文采用的技术为进一步研究季风海洋型冰川的运动机制提供了参考方案。 相似文献
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冰川冰储量不仅是冰川的重要属性,而且是核算冰川水资源及预测冰川变化的基础数据,因此准确计算冰川冰储量及其变化具有重要的理论与现实意义。目前冰川储量估算的主要方法有经验公式法、冰厚模型估算法、探地雷达法;冰川储量相对变化计算方法有实地测量法和遥感监测法。通过系统分析和讨论各计算方法的原理、现状及存在的问题,以期为冰川储量估算提供方法参考。研究表明：对于冰川冰储量计算而言,经验公式法适用于区域性或全球性的冰川储量估算;模型估算法适用于个体或小范围冰川储量估算;探地雷达法适用于人类易到达区域冰川储量的估算。对于冰川冰储量相对变化计算,实地测量法适用于对精度要求高且满足实地测量条件的单条或中小型冰川,遥感监测法适用于全球性冰储量变化估算,但需改进算法和提高数据空间分辨率。目前,随着无人机技术的逐步应用,以及冰川流速等理论模型的提出,为冰川冰储量估算方法的发展提供了新契机。 相似文献
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基于无人机摄影测量的梅里雪山明永冰川末端表面高程动态监测 总被引：1，自引：0，他引：1
位于横断山区的梅里雪山地区,受地形与气候的影响,该地区光学遥感及微波遥感应用较为受限。论文基于大疆精灵4RTK无人机搭配中海达UBase,于2018年11月9日和2019年11月12日对梅里雪山地区明永冰川末端开展了2期摄影测量,估算冰川消融区表面高程变化,监测冰川动态变化。研究结果表明:冰川区表面形态在不同位置有显著差别,航测冰川区中下部大量表碛覆盖,有少量沿冰川主流线方向发育的裂隙;航测冰川区中上部表碛覆盖较少,大量横向裂隙发育。2018年11月至2019年11月,明永冰川末端表面高程平均变化-1.67 m。冰川表面高程变化空间分布差异显著,在航测冰川区上部高程差存在正负交替现象,航测冰川区中部以减薄为主,而航测冰川区下部以增厚为主。与高亚洲地区其他山系冰川变化对比,梅里雪山地区是冰川表面高程变化最显著的地区。 相似文献
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2000-2016年青海湖湖冰物候特征变化 总被引：4，自引：0，他引：4
湖冰物候特征是气候变化的灵敏指示器。基于2000-2016年青海湖边界矢量数据,结合Terra MODIS和Landsat TM/ETM+遥感影像及气象数据,利用RS和GIS技术综合分析青海湖湖冰物候特征变化及其对气候变化的响应。结果表明：① 青海湖开始冻结、完全冻结、开始消融和完全消融的时间分别为12月中旬、1月上旬、3月中下旬和3月下旬至4月上旬,平均封冻期和平均完全封冻期为88 d和77 d,平均湖冰存在期和平均消融期为108 d和10 d。② 近16年间青海湖湖冰物候特征各时间节点变化呈现较大的差异性。湖泊开始冻结日期相对变化较小,完全冻结日期呈先提前后推迟的波动趋势,开始消融日期呈先推迟后提前的波动趋势,完全消融日期在2012-2016年呈明显提前趋势。青海湖封冻期在2000-2005年和2010-2016年呈缩短趋势,但减少速率慢于青藏高原腹地的湖泊。③ 青海湖冻结和消融的空间模式相同,即湖冰形成较早的区域则消融较早,且前者持续时间（18~31 d）整体上大于后者（7~20 d）,二者相差约10 d。④ 冬半年负积温大小是影响青海湖封冻期的关键要素,但风速和降水对青海湖湖冰的形成和消融亦发挥着重要作用。 相似文献
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