CC BY
70
УДК 551.578.467
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2013. Вып. 2
Г. А. Рагулина, Х. Мелвольд, И. Н. Русин, Т. М. Салоранта
ГЕОРАДАРНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ СНЕЖНОГО ПОКРОВА НА ГОРНОМ ПЛАТО ХАРДАНГЕРВИДДА, НОРВЕГИЯ, В 2008-2011 ГОДАХ
Горное плато Хардангервидда, расположенное в западной части южной Норвегии (рис. 1), занимает территорию примерно в 6,5 тыс. км2, из них почти 3,5 тыс. км2 относятся к Хардангервиддскому национальному парку, и является одним из крупнейших в Европе. Большая часть плато лежит выше 1000 м над уровнем моря, и снеговая
01020 40 60 80.
Рис. 1. Географическое положение Хардангервидды с границами национального парка и профилями измерений.
Рагулина Г.А. — инженер, магистр гидрометеорологии, Директорат водных ресурсов и гидроэнергетики Норвегии (NVE); e-mail: gara@nve.no
Мелвольд Хетыль — д-р гляциологии, ученый-исследователь, Директорат водных ресурсов и гидроэнергетики Норвегии (NVE); e-mail: kjme@nve.no
Русин Игорь Николаевич — д-р геогр. наук, профессор, Санкт-Петербургский государственный университет; e-mail: inrusin@mail.ru
Салоранта Туумо Микаэль — д-р геофиз. наук, ученый-исследователь, Директорат водных ресурсов и гидроэнергетики Норвегии (NVE); e-mail: tus@nve.no
© Г. А. Рагулина, Х. Мелвольд, И. Н. Русин, Т. М. Салоранта, 2013
обстановка на Хардангервидде имеет определяющее значение, в частности, для производства гидроэлектроэнергии и туризма. Пространственное распределение высот снежного покрова и его структура также определяют пути миграции северных оленей [1]. Состояние снежного покрова оказывает значительное влияние на вегетационный период растительности и её распространения [2], а от высоты снежного покрова на озёрах в весенний период зависит рост и развитие кумжи [3].
Чтобы исследовать снежный покров на Хардангервидде, Директорат гидроэнергетики и водных ресурсов Норвегии в 2008 г. начал проводить ежегодные измерения высоты снежного покрова с помощью георадара. Параллельно с этими измерениями производятся ручные промеры плотности снега с промежутком примерно 2 км вдоль радарных профилей. Полевые работы проводятся в конце периода снегонакопления, перед самым началом таяния на данной территории (в середине апреля), и занимают обычно 2 дня.
Георадар (импульсная радарная система GPR) может использоваться как инструмент для измерения глубины снежного покрова и структуры снежных слоёв. Основной принцип данного активного геофизического метода состоит в том, чтобы отправить электромагнитные импульсы определённой частоты в подстилающую поверхность через излучатель антенны и зафиксировать отражённую от любой «подповерхности» энергию как функцию времени, амплитуды и фазы с помощью приёмника антенны. Если известна фазовая скорость распространения радиоволн в исследуемой среде, то время можно преобразовать в глубину снежного покрова.
Антенна георадара состоит из излучателя и приёмника, смонтированных на небольшом фиксированном расстоянии друг от друга (рис. 2). Когда георадар передвигают над поверхностью исследуемого снежного покрова, излучатель посылает расходящийся пучок энергетических импульсов в снег, а приёмник собирает отражённую от границы между средами с различными электромагнитными свойствами энергию (в нашем случае, между снежным покровом и тем, что находится под ним). Отражённая энергия записывается как функция времени, и временной промежуток между излучением и получением отражённого сигнала может быть преобразован в высоту снежного покрова путём умножения на фазовую скорость электромагнитной волны в этом снежном покрове. Первичные данные выводятся на экран управляющего устройства в реальном времени в виде радарграмм (рис. 2). Базовую интерпретацию полученных данных можно провести на веб-сайте http://www.sandberg.co.uk/ground-radar/gpr-prin-ciples.html. Однако в нашем случае полученные радарграммы обработаны и проанализированы в пакете профессионального программного обеспечения ReflexW 5.5.
При планировании измерений георадаром необходимо выбрать желаемую глубину проникновения радиосигнала и разрешение получаемых данных. Глубину проникновения радиосигнала непросто предсказать. Нужно, чтобы отражённый сигнал был достаточно сильным для приёмника. Теоретически для этого нужно оценить с помощью уравнения диапазона действия радара, связывающего полученную от объекта рассеивания энергию с энергией излучения, коэффициентом усиления антенны и расстоянием до этого объекта, или с помощью отношения «сигнал/помеха». Однако на практике нужные параметры в исследуемом районе обычно неизвестны.
Для исследований снежного покрова на Хардангервидде использовалась георадарная система SIR-3000 производства Geophysical Survey Systems, Inc с антеннами 350 и 1000 МГц в зависимости от высоты и влажности снега. Для получения возможно более точной пространственной картины распределения снега, свободной от искажений
Рис. 2. Георадарная система и «георадарный поезд».
вследствие наложения частот, снежный радар настраивался на измерения через каждые 20 см при использовании антенны 350 МГц и через каждые 10 см при использовании антенны 1000 МГц. Для контроля за пространственным шагом измерений использовано дистанционное колесо — устройство, позволяющее сохранять постоянное расстояние между измерениями независимо от скорости движения (см. рис. 2). В 2008 г. все измерения проводились с шагом 10 см независимо от выбора антенны.
Измерения проведены с помощью так называемого «георадарного поезда» (см. рис. 2), состоящего из снегохода с водителем и пассажиром-оператором. Позади оператора укреплены GPS-антенна, далее находятся GPR-батарея и антенна на крытых георадарных санях и дистанционное колесо. Георадарный поезд оснащён портативным GPS, что обеспечивает следование по заранее подготовленному маршруту. Маршрут из года в год не меняется, однако локальные особенности рельефа и снежная обстановка на момент измерений могут являться причинами небольших отклонений.
Водитель отвечает за равномерную и мягкую езду по маршруту, в то время как оператор наблюдает на экране управляющего устройства за процессом измерения и следит, чтобы не возникало ошибок и пропусков в данных. Система позволяет делать метки на радарграммах по ходу измерений. Эта функция оказалась особенно полезной для того, чтобы отмечать пересечение георадаром бесснежных участков. Значение каждой отметки записывается в журнал полевых измерений на ближайшей остановке, где также в непосредственной близости от антенны георадара берётся ручной промер высоты снежного покрова. Такие контрольные ручные промеры используются как для калибровки, так и в качестве дополнительной помощи при оцифровке радарграмм.
Промежуточные точки маршрута не меняют своего положения из года в год и расположены на расстоянии примерно 2 км друг от друга вдоль двух широтных маршрутов-профилей (см. рис. 1). Профили, по которым проходит маршрут, имеют протяженность 80 км, начинаются на одной и той же долготе и находятся на расстоянии 10 км друг от друга. Они первоначально были созданы для проекта лазерного сканирования. К сожалению, профиль 1 измерен снежным радаром только в 2008 г. и по причине сильно пересечённого рельефа в западной его части только восточные 50 км.
Обработка данных начинается с определения координат. Точности использованного портативного GPS-навигатора недостаточно для топографической привязки проводимых измерений. Поэтому при обработке используются данные с дополнительного GPS-приёмника GP-3 TOPCON (GPS-антенна см. на рис. 2), а также данные с ближайшей фиксированной станции GPS навигации. После завершения измерений по специальной программе на основе всей совокупности данных о координатах вычисляются точные координаты каждой точки измерения. Такой метод точной привязки полученных данных ко времени и пространству называется дифференциальной системой GPS для постобработки. В ней используется сеть фиксированных наземных станций, на которых установлены GPS-антенны, всё время получающие и записывающие GPS-оценку своего положения. Это уменьшает погрешность определения координат движущегося георадарного поезда от первоначальной в 15 м до окончательной примерно в 10 см.
После привязки координат радарграммы становятся первичным материалом, и для дальнейшей работы необходимо провести так называемую оцифровку радар-грамм, то есть обозначить границу между снегом и подстилающей поверхностью. Из-за того, что снежный радар движется не по гладкой, а по довольно сильно пересечённой местности, в изображениях рефлектора на радарграммах получаются скачки со многими мелкими разрывами. Это превращает оцифровку в сложный и трудоёмкий процесс распознавания истинного положения отражающей поверхности (рефлектора).
Для оцифровки измерений радарграммы в исходном формате *.dzt (георадарный формат GSSI) были импортированы в пакет профессионального программного обеспечения ReflexW Pre Version 5.5 from 01.01.2010 (copyright by K. J. Sandmeier). Он теоретически может автоматически распознавать похожую фазу в последующих измерениях. Однако на практике упомянутые выше скачки создают проблемы для программного средства: как только появляется разрыв, отслеживание фазы сбивается и продолжается по ложной траектории. Поэтому большую часть оцифровывания приходится осуществлять вручную.
На рис. 3 приведён пример отрезка радарграммы длиной 500 м, иллюстрирующий упомянутые проблемы (внизу — радарграма до оцифровывания; вверху — оцифрованная). Как видно из рис. 3, прерывающийся рефлектор — не единственная проблема. Самое важное — правильно определить настоящий рефлектор. Это зависит от опыта и профессионализма специалиста.
Дополнительные сложности связаны с разрешением данных, предоставляемых использованными GPR-антеннами. В георадарной системе трансмиттер и ресивер установлены на небольшом расстоянии друг от друга, обычно 50-100 мм. Поэтому часть излучаемой электромагнитной энергии проходит напрямую от трансмиттера к ресиверу. Такие импульсы называют прямыми волнами (или сопряжёнными импульсами). В наземных георадарных системах сопряжённый импульс накладывается на отражённый
Рис. 3. Пример радарграммы (антенна 350 МГц, профиль 2, 2008 г). Верхняя радарграмма уже оцифрована (т. е. граница между снегом и подстилающей поверхностью уже обозначена); нижняя — та же самая радарграмма до оцифровки. Белыми кольцами обозначены места с несколькими сильными рефлекторами, а также гиперболами и разрывами. Чёрные колечки указывают на участки с проблемой сопряжённого импульса.
сигнал от подстилающей поверхности там, где мало снега или его нет совсем. В результате, для вРЯ-антенны 350 МГц снежный покров тоньше 25-35 см (в зависимости от свойств снега) и просто не виден. Сильная прямая волна перекрывает его на радар-грамме. В более высокочастотных системах, таких как антенна 1000 МГц, на радарграм-мах не распознаваемы глубины/высоты менее 15-23 см.
Невозможно по радарграмме определить не только высоту неглубокого снежного покрова, но и его фактическое наличие. Поэтому для повышения качества измерений важно делать электронные метки на радарграммах, когда снежный радар пересекает бесснежные участки. Такие метки были сделаны во время проведения полевых работ в 2011 г. К сожалению, ни в 2008-м, ни в 2010-м г. подобных меток сделано не было. Первый вариант оцифровывания показал, что обработанные данные не содержат малых высот снежного покрова, хотя в соответствующих полевых журналах говорится о наличии бесснежных участков.
Чтобы не терять важную часть наблюдений, была проведена повторная оцифровка радарграмм, и всем участкам с высотами меньше порога распознавания (ПР) присвоено значение «0». Под порогом распознавания в данном случае понимается минимальное значение высоты снежного покрова после первого оцифровывания. Несмотря на то, что в 2011 г. бесснежные участки отмечались метками, а следовательно, их можно идентифицировать на радарграммах, высоты снежного покрова между ПР и отмеченными территориями всё равно не поддаются идентификации. Поэтому для данных 2011 г. тоже было произведено повторное оцифровывание с присваиванием нулевых значений всем участкам с высотами меньше ПР.
Оцифрованные радарграммы были конвертированы в более широко используемый формат *.хЬ с помощью ЕхсеМасгоБ, написанного Хетылем Мелвольдом, а затем привязаны к точному положению в пространстве и времени. Каждый файл (бывшая радарграмма — 2,5-3 км измерений) состоит из 15-30 тыс. строчек. Учитывая то, что один измеренный профиль состоит из 30-40 таких файлов, необходимо было произвести осреднение данных, чтобы, уменьшив их количество, сделать возможным дальнейший анализ. Таким образом, были рассчитаны средние значения измеренных величин для интервалов 2, 10, 20 и 100 м.
Значения, содержащиеся на радарграмме, далее обозначенные через Т^Т, — это время, затраченное радиосигналом на путешествие от трансмиттера вниз к рефлектору (подстилающей поверхности под снегом) и обратно к ресиверу на поверхности снежного покрова. Зная TWT, высоту снежного покрова SD можно рассчитать из соотношения:
ТШТ
SD = УТ^Т, (1)
2
где V является фазовой скоростью распространения радиоволны.
Для сухого снега возможно оценить значение V с помощью эмпирической формулы относительной диэлектрической проницаемости снега, зависящей от удельной плотности снега [4, 5]. Однако данный метод требует оценки плотности снега по всей изучаемой территории.
В данном исследовании был использован другой эмпирический метод. Чтобы оценить фазовую скорость V, независимо измеренные высоты снежного покрова в тех же местах, где и георадарные измерения, были сопоставлены графически с соответству-
ТШТ „ „ , .. _
ющими значениями - и построена линия линейной регрессии (рис. 4). Оценка
2
значения фазовой скорости была выполнена отдельно для 2008 г. и отдельно для 20102011 гг., так как снежный покров во время измерений в 2008 г. был более сухим, чем в 2010 и 2011 гг. Кроме того, в 2008 г. ручные промеры глубины/высоты снега в непосредственной близости от антенны георадара не производились, однако была косвенная информация о высоте снежного покрова в точках по данным лазерного сканирования ^Б), проводившегося в тот же период. В 2010 и 2011 гг., наоборот, были сделаны ручные промеры, но не было LS.
Разница между фазовыми скоростями в 2008 г. и в 2010-2011 гг. оказалась маленькой (см. рис. 4), поэтому было решено использовать для расчётов высоты снежного покрова во всех годах с наблюдениями на единую скорость, равную 215 мм/нс.
Во время проведения полевых работ все реки и озёра были подо льдом и покрыты снегом. Георадарные измерения проводились без учёта расположения этих гидрологических объектов. Таким образом, значительная часть измерений была произведена над озёрами и реками, поскольку на Хардангервидде их огромное количество. Важно отметить, что на глубину проникновения радиосигнала наличие жидкой воды имеет большое влияние, так как существует значительная разница в обратном рассеянии радарного сигнала в измерениях, сделанных над водоёмами, и в измерениях, сделанных над другой подстилающей поверхностью [6]. Основываясь на проведённых измерениях, невозможно достоверно определить высоту снежного покрова над водоёмами.
Для исключения возможного влияния водоёмов была произведена фильтрация. Обработанные данные измерений, отдельно для каждого профиля и года, были
шт
Рис. 4. Графики отношений независимо измеренных высот снежного покрова и соответствующих отдельно для измерений 2008 и 2010-2011 гг. Я2 — величина достоверности аппроксимации
в долях единицы.
загружены в пакет программного обеспечения АгсОК вместе с точной информацией о географическом положении водоёмов на данной территории. Те точки измерений, которые оказались в границах водоёмов, были удалены из набора данных.
На рис. 5 представлены данные пространственного распределения высот снежного покрова вдоль профиля 2, измеренных георадаром в 2008, 2010 и 2011 гг. и осреднённых по интервалу 10 м. Использованы только значения больше 25-30 см из-за ограничений, обусловленных сопряжённым импульсом. Сплошными жирными линиями обозначены значения высот снежного покрова, сглаженные с помощью метода LOWESS [7]. Они дают лучшее общее представление о распределении снежного покрова вдоль профилей.
На рис. 5 видно, что снегонакопление варьируется от года к году. В 2008 г. средняя высота снежного покрова превышала 2,1 м, в то время как в 2010 и 2011 гг. она составляла около 1,3 и 1,7 м соответственно (табл.). Таблица свидетельствует о значительной разнице в высотах снежного покрова западной и восточной частей плато Хардангервидда. Границей между западной и восточной частью была принята середина профиля 2.
Широтный (вдоль параллели) градиент в снегонакоплении хорошо выражен уменьшением средней высоты снежного покрова с запада на восток. На самых восточных 10 км профиля по сравнению с самыми западными 10 км профиля в среднем накопилось меньше снега на 56%, 43% и 68% (по высоте покрова) в 2008, 2010 и 2011 гг., соответственно. Если сравнивать среднюю высоту на восточной половине со средней высотой снежного покрова западной половины, то она уменьшалась на 44%, 33,5% и 60% в 2008, 2010 и 2011 г., соответственно. Меридиональный градиент в распределении снежного покрова по данным измерений 2008 г. практически отсутствует. Разрез по профилю 1 почти полностью совпадает с разрезом по профилю 2 (см. рис. 5). Некоторые статистические характеристики проведённых (и осреднённых по интервалу 2 м) измерений представлены в таблице.
§ 8000
ев n
о &
о 6000 и
2 о я
| 4000
Ян
а
а §
5 2000
о
Рис. 5. Пространственное распределение высот снежного покрова вдоль профиля 2 в 2008, 2010 и 2011 гг. (точками показаны средние значения по интервалу 10 м).
Статистические характеристики измеренных профилей
Сектор Оценки 2008 2010 2011
Весь профиль 2 Max SD, мм 9679 4619 9475
Min SD, мм 259 318 147
Среднее, мм 2112 1266 1683
Медиана, мм 1688 1067 1209
Стандартное отклонение, мм 1407 664 1278
Количество значений < ПР, % 5,9 8,4 2,1
Западная часть Max SD, мм 9679 4619 9475
Min SD, мм 259 318 0 / 201
Среднее, мм 2701 1515 2441
Медиана, мм 2289 1337 2187
Стандартное отклонение, мм 1669 780 1431
Количество значений < ПР, % 4,9 9,0 0,9
Восточная часть Max SD, мм 7909 3247 2864
Min SD, мм 259 318 0 / 147
Среднее,мм 1513 1006 971
Медиана, мм 1414 925 916
Стандартное отклонение, мм 668 369 442
Количество значений < ПР, % 6,9 7,3 3,3
2008-transect Profile 1 2008-transect Profile2
2010-transect Profile2
2011-transect Profile2
—i-1-1-1-r~
0 20 40 60 80
Расстояние от западного конца профиля, км
Для всех лет измерения георадаром выявили большую амплитуду колебаний высот снежного покрова вдоль профиля 2: от бесснежных участков до снега, высотой 9,6 м. Амплитуда колебаний высот снежного покрова значительно больше в западной части плато. На западе разница между высотами снега на близкорасположенных участках (10-100 м) может достигать 8 м, в то время как в восточной части Хардангервидды она редко превышает 3 м.
На рис. 6 представлены гистограммы, построенные по данным измерений по профилю 2 с интервалом высот 30 мм. В измерениях 2008 г. хорошо виден обособленный пик с высотой снежного покрова примерно 750 мм. Одним из возможных объяснений подобных максимумов может служить наличие в снежном покрове толстых прослоек льда, которые тоже являются сильными рефлекторами и при обработке радарграмм могут быть ошибочно приняты за границу между снежным покровом и подстилающей поверхностью.
600 1200 1800 2400 3000 3600 4200 4800 5400 6000 6600 7200 7800 8400 9000 9600 Высота снежного покрова, мм
Рис. 6. Частотные гистограммы, построенные с интервалом 30 мм по отдельности для каждого года и все вместе.
Использованный метод георадарной съёмки по профилям с поверкой при помощи ручных промеров даёт надежное представление о пространственном распределении высот снежного покрова на горном плато Хардангервидда. Интересно оценить, в чём могут отличаться полученные с его помощью результаты от тех, которые могли бы быть получены с помощью обычных маршрутных снегомерных наблюдений.
Для этого была выбрана часть профиля 2 между 10 и 11 км и на основании этих данных были рассчитаны средние по всем георадарным наблюдениям (более 500)
и отобранным через 10 м ста значениям. Расхождения оказались менее 5 см. Этого и следовало ожидать, так как известно [8]: данные, снятые с малым шагом, сильно кор-релированы, и их использование не увеличивает точность расчёта средней глубины снежного покрова. Автокорреляционная функция, построенная по этому профилю, быстро спадает от 0,89 на расстоянии 10 м до 0,46 на расстоянии 100 м и далее практически линейно убывает до значения 0,25 на расстоянии 1 км. Радиус корреляции равен 2,0 км.
Однако среднее значение, полученное по выборке на участке в один километр, занижено по сравнению со средним по всему профилю (80 км) почти в три раза. Таким образом, выявляется первое важное преимущество георадарного метода: он позволяет произвести почти синхронную съёмку большого участка исследуемой территории, а значит, получить более достоверные данные для расчёта запаса влаги в снегу.
Уже отмечено, что георадарный метод позволяет выявить большую горизонтальную изменчивость глубины снежного покрова. При больших глубинах снежный покров уплотняется, а значит, недооценка изменчивости снежного покрова может также сказаться на рассчитанной величине снегозапаса. Для качественной оценки этого эффекта был проведён расчёт массы единичного столбца снега по всему профилю с учётом теоретической зависимости плотности снега от глубины, полученной в работе [9].
р^) =-a-, a = 522,3, Ь = 1,817, а = 1,946. (2)
1 + Ье~а
Используя (2), нетрудно получить удельную массу M(h) снега в столбце, глубиной h, в виде:
к
M (к) = ^р^ )dz = а ■
0
Масса снега в единичном сечении по всему профилю получена путём численного интегрирования М(к). Результат этого расчёта сопоставлен с результатом расчёта аналогичной массы путём умножения средней глубины слоя снега на среднюю плотность, полученную по выборке через один километр (80 точек). При этом возникает расхождение в оценке средней плотности — 16%, а массы снега — до 20%. Для более коротких маршрутов погрешность оценки влагозапасов может быть ещё больше. Это значит, что георадарный метод снегомерных работ может существенно уточнить оценку запасов влаги в снеге на значительных территориях. Для этого достаточно корректировать коэффициенты формулы (2), и соответственно (3), используя измеренные значения плотности снега в нескольких точках.
Обнаруженные технические ограничения георадарной системы указывают на необходимость делать во время проведения полевых работ электронные отметки пересечения бесснежных участков. Эти отметки помогут в дальнейшей интерпретации полученных радарграмм и оценке доли бесснежных территорий. По-прежнему остаётся проблема распознавания глубин/высот от 1 до 30 см (до ПР). Опробованный на результатах проведённых измерений так называемый метод статистического восполнения [10], моделирующий потерянные данные, может помочь восстановлению полного набора данных для дальнейшего статистического анализа.
к + а 1 ■ 1п
1 + Ье-а 1 + Ь
(3)
Дальнейшее исследование описанного метода измерений снежным радаром и их последующей интерпретации поможет улучшить наше знание природы распределения снежного покрова на горных плато.
Литература
1. Stand O., Bevanger K., Falldorf T. Villreinens bruk av Hardangervidda. Sluttrapport fra Rv7-prosjekt // NINA Rapport. 2006. 131. 67 s. (in Norwegian).
2. Odland A., Munkejord H. K. Plants as indicators of snow layer duration in southern Norway mountains // Ecological Indicators. 8. 2008. P. 57-68.
3. Borgstrin R. Relationship between spring snow depth and growth of Brown Trout, Salmotrutta, in an alpine lake: Predicting consequences of climate change // Arctic, Antarctic and Alpine Research. 2001. Vol. 33. P. 476-480.
4. Kovacs A., Gow A. J., Morey R. M. The in-situ dielectric constant of polar firn revisited // Cold Regions Science and Technology. 1995. Vol. 23 (3). P. 245-256.
5. Marchand W.-D., Killingtveit Е. Statistical probability distributions of snow depth at the model sub-grid cell spatial scale // Hydrological Processes. 19. 2005. P. 355-369.
6. Hamran S.-E. Radar in glaciology // Lecture notes, University Centre in Svalbard (UNIS), Longyearbyen, Svalbard. 1996.
7. Cleveland W. S. Robust Locally Weighted Regression and Smoothing Scatterplots // Journal of the American Statistical Association74. 1979. (368). P. 829-836.
8. Каган Р. Л. Осреднение метеорологических полей. М.: Гидрометеоиздат, 1981. 311 с.
9. Олейников А. И., Скачков М. Н. Модель уплотняемых сыпучих тел и некоторые ее приложения // Моделирование систем. 2011. №4 (30). С. 48-57.
10. Ragulina G., Melvold K., Saloranta T. GPR-measurements of snow distribution on Hardangerviddamountain plateau in 2008-2011. Report N 8. 2011 // Norwegian Water Resources and Energy Directorate (NVE). 2011. P. 26-30.
Статья поступила в редакцию 21 декабря 2012 г.
