Способ определения влагозапаса в снежном покрове

Изобретение относится к области метеорологии и может быть использовано для определения влагозапаса снежного покрова. Сущность: проводят три измерения мощности дозы гамма-излучения в приземной атмосфере. Первое измерение производят до начала установления снежного покрова, второе - при толщине снежного покрова не менее 0,1 м, а третье - перед началом таяния снежного покрова. Причем указанные измерения производят в дневное время суток и не менее чем через 3,5 часа после выпадения снега или дождя. По результатам измерений рассчитывают влагозапас снежного покрова. Технический результат: упрощение определения влагозапаса снежного покрова. 1 ил.

 

Изобретение относится к метеорологии и может быть использовано для определения влагозапаса (запасенной за зиму влаги) в снежном покрове по измеренной мощности дозы гамма-излучения в приземной атмосфере.

Известен способ определения влагозапаса в снежном покрове путем измерения водного эквивалента снежного покрова [Снег. Справочник. / Под редакцией Д.М. Грея и Д.X. Мэйла. - Л.: Гидрометеоиздат, 1986. - С. 206.]. Способ заключается в измерении массы образцов снега, извлеченных из снежного покрова с помощью пробоотборника весового снегомера. Пробоотборник весового снегомера [Лесная метеорология. Метеорологические приборы и наблюдения: учебное пособие / А.В. Иванов. - Йошкар-Ола: Марийский государственный технический университет, 2009. - С. 100.] представляет собой полый цилиндр. Для проведения измерения цилиндр вертикально погружают в снег до контакта с почвой. Цилиндр, содержащий снег, вынимают и взвешивают на специальных весах, входящих в комплект снегомера. Плотность снега рассчитывают из полученного веса и объема пробы. Весовым снегомером можно сразу определить влагозапас в снежном покрове в метрах, а также рассчитать, сколько воды в тоннах или кубических метрах получит 1 га от таяния снега.

Однако способ трудоемок. Внутреннюю поверхность пробоотборника трудно очистить от снега, влаги, грунта, остатков растительности, что снижает достоверность результатов измерений. При проведении механических измерений зачастую теряются отдельные части прибора.

Известен радиометрический способ определения влагозапаса в снежном покрове [Москвич Т.И. Микроволновое зондирование как метод оценки снегозапасов // Труды ГУ Дальневосточный региональный научно-исследовательский гидрометеорологический институт - 2009. - №153. - С. 25.], основанный на пассивном СВЧ зондировании, заключающийся в определении высоты снежного покрова и снегозапаса по измеренным данным с искусственных спутников Земли в микроволновой области спектра (λ=0,1÷30 см) посредством пассивной радиометрической системы. Способ позволяет производить картирование областей залегания снега, выявлять состояние снежного покрова и, таким образом, выделять границы площадей одновременного снеготаяния. Физическая основа распознавания снежного и ледяного покровов заключается в широком диапазоне изменения их коэффициентов излучения в санти- и миллиметровом диапазонах, при этом значительное влияние оказывает дополнительное рассеяние, которое создает снежный покров на поверхности почвы. Возможность измерений характеристик снежного покрова в микроволновом диапазоне обусловлена большой разницей значений диэлектрической постоянной сухого и влажного снега. Влагозапас в снежном покрове определяют из снегозапаса параллельно с оценкой высоты снега.

Использование способа требует организации дополнительных трассовых измерений толщины снежного покрова или проведения измерений в репрезентативных реперных точках, что усложняет процесс оценки влагозапаса.

Известен способ определения влагозапаса в снежном покрове [Loijens H.S. Measurements of snow water equivalent and soil moisture by natural gamma radiation. // Proc. Can. Hydrol. Symp., 1975, Aug. 11-14, Winnipeg. P. 43-50], выбранный в качестве прототипа, основанный на зависимости гамма-излучения в атмосфере от влагозапаса в снежном покрове. Способ заключается в измерении числа фотонов гамма-излучения при полетах самолета на высоте 20-100 метров по сети маршрутов. Изменение влагозапаса в снежном покрове за время между двумя полетами определяют из выражения

где ΔР - изменение влагозапаса в снежном покрове между двумя полетами;

I₁ и I₂ - число фотонов гамма-излучения с энергией в интервале от Е₁ до Е₂ в первом и втором полетах, соответственно;

α - коэффициент, характеризующий спектральные характеристики излучения.

Сложность этого способа заключается в необходимости использования авиации.

Предложенный способ определения влагозапаса в снежном покрове расширяет арсенал средств аналогичного назначения.

Способ определения влагозапаса в снежном покрове, также как в прототипе, включает измерение ионизирующего излучения над снежным покровом.

Согласно изобретению производят 3 измерения мощности дозы гамма-излучения в приземной атмосфере, первое измерение производят до начала установления снежного покрова, второе - при толщине снежного покрова не менее 0,1 м, а третье - перед началом таяния снежного покрова, причем измерения производят в дневное время суток, и не менее чем через 3,5 часа после выпадения снега или дождя, а влагозапас в снежном покрове определяют из выражения:

где: W₂ - влагозапас в снежном покрове в период второго измерения мощности дозы гамма-излучения, м;

W₃ - влагозапас в снежном покрове перед началом его таяния, м;

- измеренное на высоте z от земной поверхности значение мощности дозы гамма-излучения до начала установления снежного покрова, Зв/с;

- измеренное на высоте z от земной поверхности значение мощности дозы гамма-излучения при толщине снежного покрова не менее 0,1 м, Зв/с;

- измеренное на высоте z от земной поверхности значение мощности дозы гамма-излучения перед началом таяния снежного покрова, Зв/с.

Известно, что в теплый период года (без снежного покрова) суммарная мощность дозы гамма-излучения в приземной атмосфере складываются из разных компонент: атмосферные [Яковлева B.C. Методы и приборы контроля полей α-, β-, γ-излучений и радона в системе "грунт-атмосфера": диссертация на соискание ученой степени доктора технических наук: спец. 05.11.13; Национальный исследовательский Томский политехнический университет. - Томск: 2013, С. 64] и почвенные радионуклиды [B.C. Яковлева, В.Д. Каратаев, В.В. Зукау. Моделирование атмосферных полей γ- и β-излучений, формирующихся почвенными радионуклидами // Вестник КРАУНЦ. Физ.-мат. науки. 2011. №1 (2). С. 65-74], космическая радиация [А.С. Зеленский, B.C. Яковлева Оценка вклада космической компоненты в суммарный β-~ и γ-фон приземной атмосферы // Вестник КРАУНЦ. Физико-математические науки. - 2017. - №4(20). - С. 28-314.].

Количественной характеристикой интенсивности турбулентного перемешивания в приземной атмосфере является коэффициент турбулентности [Гальперин Б.М. Турбулентный тепло- и влагообмен поверхности суши и водоемов с атмосферой: Учебное пособие. - Ленинград: Изд-во ЛГИ, 1970. С. 11]. При низком коэффициенте турбулентности гамма-излучение короткоживущих дочерних продуктов распада радона, содержащихся в атмосфере, может вносить существенный (до 20%) вклад в суммарную мощность дозы гамма-излучения в приземной атмосфере [Яковлева B.C. Методы и приборы контроля полей α-, β-, γ-излучений и радона в системе "грунт-атмосфера": диссертация на соискание ученой степени доктора технических наук: спец. 05.11.13; Национальный исследовательский Томский политехнический университет. - Томск: 2013. С. 64]. Проведение измерений в то время суток, когда интенсивность турбулентного перемешивания в приземной атмосферы максимальна, позволяет уменьшить этот вклад до единиц %. Максимум коэффициента турбулентности наблюдается в дневные часы [Гальперин Б.М. Турбулентный тепло- и влагообмен поверхности суши и водоемов с атмосферой: Учебное пособие. - Ленинград: Изд-во ЛГИ, 1970. С. 27]. Так как зимой плотность потока радона из грунта в атмосферу существенно снижается, в среднем, в 2-3 раза [Яковлева B.C. Методы измерения плотности потока радона и торона с поверхности пористых материалов: монография. - Томск: Изд-во ТПУ, 2011. С. 120, С. 144], то это приводит к пропорциональному снижению среднего содержания радона и дочерних продуктов его распада в атмосфере. Вышесказанное позволяет пренебречь вкладом атмосферных радионуклидов в суммарную мощность дозы гамма-излучения в приземной атмосфере.

Вклад космической радиации в суммарную мощность дозы гамма-излучения в приземной атмосфере на высотах до 50 м от земной поверхности составляет около 1% [Яковлева B.C., Каратаев В.Д., Зукау В.В. Моделирование атмосферных полей γ- и β-излучений, формирующихся почвенными радионуклидами. Вестник КРАУНЦ. Физ.-мат. науки, 2011, №1 (2), С. 64-73], следовательно, вкладом космической радиации можно пренебречь.

Таким образом, мощность дозы гамма-излучения в приземной атмосфере формируется, в основном, за счет почвенных радионуклидов [B.C. Яковлева, В.Д. Каратаев, В.В. Зукау. Моделирование атмосферных полей γ- и β-излучений, формирующихся почвенными радионуклидами // Вестник КРАУНЦ. Физ.-мат.науки. 2011. №1 (2). С. 65-74].

Поскольку, при выпадении атмосферных дождевых и снежных осадков гамма-излучение осажденных на земную поверхность дочерних продуктов распада изотопов радона существенно увеличивает мощность дозы гамма-излучения приземной атмосферы в 2 и более раз [Yakovleva V.S., Nagorsky P.M., Cherepnev M.S., Kondratyeva A.G., Ryabkina K.S., 2016. Effect of precipitation on the background levels of the atmospheric P- and y-radiation. Applied Radiation and Isotopes. 118, 190-195], то необходимо выждать не менее 3,5 часов (около 7 периодов полураспада) до полного распада осажденных радионуклидов, чтобы избежать их влияния на результаты измерений мощности дозы гамма-излучения.

Выбор высоты измерения мощности дозы гамма-излучения ограничен только высотой снежного покрова и техническими возможностями.

Условие, что второе измерение мощности дозы гамма-излучения надо проводить при толщине снежного покрова не менее 0,1 м связано со снижением погрешности определения влагозапаса в снежном покрове. Чем меньше толщина снежного покрова после первого измерения, тем меньше будет разница между следовательно, тем больше погрешность определения влагозапаса в снежном покрове.

В предложенном способе не надо знать массовый коэффициент ослабления излучения μ_m снежным покровом, радионуклидный состав грунта, удельные активности радионуклидов, содержащихся в грунте, измерение которых довольно трудоемкая и время затратная процедура. Поэтому, предложенный способ будет полезным для определения влагозапаса на больших территориях, например на сельскохозяйственных полях.

Влагозапас W₂ в снежном покрове измеряют стандартным способом, например, с помощью пробоотборника весового снегомера [Лесная метеорология. Метеорологические приборы и наблюдения: учебное пособие / А.В. Иванов. - Йошкар-Ола: Марийский государственный технический университет, 2009. - С. 100.].

На фиг. 1 представлены временные изменения: а) мощности дозы гамма-излучения на высотах 1 м (кривая 1), 5 м (кривая 2) и 25 м (кривая 3), полученные экспериментально с 1 октября 2017 г. по 1 июня 2018 г. с использованием блоков детектирования БДКГ-03, данные усреднены по 25 часов; б) высоты снежного покрова по данным с сайта ООО «Расписание Погоды»; в) атмосферной температуры по данным с сайта ООО «Расписание Погоды», данные усреднены по 25 часов; г) влагозапаса в снежном покрове, рассчитанного суммированием количества выпавших снежных осадков по данным с сайта ООО «Расписание Погоды».

Для определения влагозапаса в снежном покрове выбрали площадку, расположенную недалеко от института мониторинга климатических и экологических систем СО РАН г. Томска.

Максимальная турбулентность атмосферы наблюдается, в основном, в дневные часы [Гальперин Б.М. Турбулентный тепло- и влагообмен поверхности суши и водоемов с атмосферой: Учебное пособие. - Ленинград: Изд-во ЛГИ, 1970. - С. 27], поэтому выбрали время начала проведения измерения в 14:00 часов.

В 14:00 часов 9 октября 2017 г. в отсутствие осадков произвели измерение мощности дозы гамма-излучения на высоте 1 м от земной поверхности, с использованием блока детектирования гамма-излучения БДКГ-03, значение которой составило (1,76⋅10^-11 Зв/с) (а) на фиг. 1).

По данным с сайта ООО «Расписание Погоды» [RL: http://rp5.ru/Погода_в_Томске] определили, что 8 декабря 2017 г. толщина снежного покрова составляет 0,27 м, что удовлетворяет условию, что толщина снежного покрова должна быть не менее 0,1 м (б) на фиг. 1).

В 14:00 часов 8 декабря 2017 г. в отсутствие снежных осадков произвели измерение мощности дозы гамма-излучения на высоте 1 м от земной поверхности, с использованием блока детектирования гамма-излучения БДКГ-03, которое составило (в) на фиг 1). Провели измерение влагозапаса в снежном покрове с помощью весового снегомера [Лесная метеорология. Метеорологические приборы и наблюдения: учебное пособие / А.В. Иванов. - Йошкар-Ола: Марийский государственный технический университет, 2009. - С. 100.], значение которого составило W₂=0,037 м.

По результатам анализа динамики атмосферной температуры по данным с сайта ООО «Расписание Погоды» [RL: http://rp5.ru/Погода_в_Томске], с учетом метеорологических прогнозов, определили, что после 26 марта 2018 г. начнется таяние снега. Это подтверждается переходом среднесуточной атмосферной температуры (в) на фиг. 1) из области отрицательных значений в область положительных значений.

В 14:00 часов 26 марта 2018 г. в отсутствие снежных осадков произвели измерение мощности дозы гамма-излучения на высоте 1 м от земной поверхности, с использованием блока детектирования гамма-излучения БДКГ-03, которое составило (а) на фиг 1).

Влагозапас в снежном покрове, определенный из выражения (1) составил:

Рассчитанное значение влагозапаса в снежном покрове хорошо согласуется с данными сайта ООО «Расписание Погоды» (г) на фиг. 1), что свидетельствует о достоверности предлагаемого способа определения влагозапаса в снежном покрове.

Полученные экспериментально данные мониторинга мощности дозы гамма-излучения на разных высотах в приземной атмосфере в течение зимнего периода (а) на фиг. 1) показывают экспоненциальное снижение мощности дозы гамма-излучения с ростом влагозапаса (водного эквивалента снега) (г) на фиг. 1). Снижение мощности дозы гамма-излучения наблюдается вплоть до начала таяния снега (а) на фиг. 1). Динамика изменения мощности дозы гамма-излучения в приземной атмосфере на разных высотах: 1 м (кривая 1), 5 м (кривая 2) и 25 м (кривая 3) аналогичны. После полного схода снежного покрова мощность дозы гамма-излучения возрастает (восстанавливается) до своего значения, наблюдаемого до начала установления снежного покрова. Всплески мощности дозы гамма-излучения в 1,5-3 раза, наблюдаемые в разные сезоны года, обусловлены выпадением дождя (при положительной атмосферной температуре) или снега (при отрицательной атмосферной температуре).

Способ определения влагозапаса в снежном покрове, включающий измерение ионизирующего излучения над снежным покровом, отличающийся тем, что производят три измерения мощности дозы гамма-излучения в приземной атмосфере: первое измерение производят до начала установления снежного покрова, второе - при толщине снежного покрова не менее 0,1 м, а третье - перед началом таяния снежного покрова, причем измерения производят в дневное время суток и не менее чем через 3,5 часа после выпадения снега или дождя, а влагозапас в снежном покрове определяют из выражения:

где: W₂ - влагозапас в снежном покрове, измеренный во время второго измерения мощности дозы гамма-излучения, м;

W₃ - влагозапас в снежном покрове перед началом его таяния, м;

- измеренное на высоте z от земной поверхности значение мощности дозы гамма-излучения до начала установления снежного покрова, Зв/с;

- измеренное на высоте z от земной поверхности значение мощности дозы гамма-излучения при толщине снежного покрова не менее 0,1 м, Зв/с;

- измеренное на высоте z от земной поверхности значение мощности дозы гамма-излучения перед началом таяния снежного покрова, Зв/с.