85 Zrač no lasersko skeniranje zasneženega površja dr. Mihaela Triglav Č ekada * mag. Vasja Bric * , Matija Klanjšč ek * , Blaž Barborič * , mag. Miha Pavšek ** Povzetek V okviru č ezmejnega projekta SI-AT: NH-WF smo izvedli prvo analizo uporabnosti zrač nega laserskega skeniranja za preuč evanje debeline snežne odeje. Podatek o višini snežne odeje nam lahko služi za modeliranje nevarnosti pred snežnimi plazovi, ugotavljanje območ jih z napihanim snegom (zameti) ter za preuč evanje vodnega ekvivalenta snega. Analiza je bila narejena na treh visokogorskih testnih območ jih: Zelenica, Skuta in Triglav. Zaradi zelo majhne višine snežne odeje v zimi 2011/12 se več ina ugotovitev nanaša na zadnji dve območ ji. Ugotovili smo, da lahko v laserskih podatkih loč imo med sabo moker in suh sneg glede na gostoto vrnjenih laserskih toč k. Na treh manjših testnih območ jih smo določ ili še podrobno višino snežne odeje. Ključ ne besede: Lidar, sneg, višina snežne odeje, digitalni modeli višin (DMV) Key words: LiDAR, snow, snow depth, digital elevation model (DEM) Uvod Preuč evanje višine snežne odeje in izrač un volumna snega je pomemben za preuč evanje nastanka in dinamike snežnih plazov ter vpliva snega na hidrološke razmere. Snežni plazovi so sestavni del snežne erozije ter so moč no odvisni od lokalnih topografskih in meteoroloških dejavnikov (strmina/naklon, odsotnost in višina vegetacije, reliefne oblike, zglajenost površja, temperatura snega, višina snežne odeje), ki vplivajo na akumulacijo in transport snega na določ ena območ ja (Pavšek, 2002). Debelina snega in dinamika njegovega taljenja moč no vplivata tudi na količ ino in dinamiko odtekanja vode, ta pa na dinamiko rasti vegetacije ter količ ino pitne vode (Grünewald in drugi, 2010). Preuč evanje spreminjanja vsakoletnih vzorcev debeline snežne odeje in dinamika taljenja snega v talilni sezoni v visokogorju nam dajo pomembne informacije o teh naravnih zbiralnikih vode. Za preuč evanje dinamike spreminjanja snežne odeje na širših območ jih in ne samo toč kovno, kot v primeru meteoroloških meritev, moramo uporabiti moderne metode daljinskega zaznavanja. Fotogrametrič ne metode pri preuč evanju zasneženih območ ij velikokrat naletijo na težavo, saj ima površina snežne odeje ponavadi zelo malo ali nič teksture, ki bi jo lahko uporabili za stereo-zajem podrobnosti na snegu ali avtomatsko slikovno ujemanje. Danes se za manjše snežne plazove uporablja predvsem terestrič no lasersko skeniranje, za obsežnejša območ ja npr. pri preuč evanju visokogorskih zbiralnikov vode, pa zrač no lasersko skeniranje (ZLS) (Prokop, 2008: Prokop in drugi, 2008; Prokop in Panholzer, 2009; Grünewald in drugi, 2010). V sestavku predstavljamo prve rezultate izmere višine snežne odeje, ki smo jo opravili v okviru č ezmejnega projekta Naravne nesreč e brez meja (NH-WF, OP SI–AT 2007–2013) s pomoč jo podatkov dveh zrač nih laserskih skeniranj (lidar). * Geodetski inštitut Slovenije, Jamova 2, 1000 Ljubljana ** Geografski inštitut Antona Melika ZRC SAZU, Gosposka ulica 13, 1000 Ljubljana 86 Testna območ ja in podatki Ker je bila zima 2011/12 zelo sušna in z majhno količ ino padavin, tudi v visokogorju ni bilo veliko snega. Prvo resnejše sneženje v visokogorju smo doč akali šele v aprilu, ki je sicer znan kot mesec, v katerem lahko prič akujemo največ jo višino snežne odeje (Cegnar in Roškar, 2004). Zato smo prvo zrač no lasersko skeniranje z aerofotografiranjem (spomladansko snemanje) izvedli šele 15. 5. 2012 na Zelenici in Skuti in 18. 5. 2012 na Triglavu. Območ je Zelenica Območ je Triglavski podi Območ je Skute Slika 1 – Ortofotografije testnih območ ij maj (levo) in september (desno). 87 Drugo zrač no lasersko skeniranje z aerofotografiranjem (jesensko snemanje), ki nam je služilo kot referenč ni sloj brez snežne odeje, smo izvedli 18. 9. 2012. Žal nas je nekaj dni pred tem snemanjem že presenetil prvi sneg v visokogorju, ki je na dan snemanja še ostal v osojnih legah na testnih območ jih Skute in Triglavskega ledenika (slika 1). V č asu obeh snemanj smo s terena izvedli tudi terensko fotografiranje detajlov zasneženih področ ij. Na obeh ledenikih pa smo v č asu drugega snemanja postavili tudi kontrolne toč ke v obliki pravokotnikov velikosti 1 m × 0,6 m (slika 2). Na testnem območ ju Triglavskih podov smo ob drugem snemanju izvedli še kontrolne GNSS-meritve, ki so nam služile za kasnejšo oceno natanč nosti georeferenciranja laserskih podatkov. Slika 2 – Namestitev kontrolnih toč k na ledenik pod Skuto, 18. 9. 2012. Foto: Blaž Barborič . Pri obeh snemanjih je bil uporabljen zrač ni laserski sistem Riegl LM5600 ter srednjeformatni kalibriran fotoaparat Hasselblad H39. Povpreč na gostota laserskih toč k na enoto površine je bila v obeh primerih 8 toč k/m 2 . Samo snemanje je bilo izvedeno v obeh primerih na višini 700 m nad tlemi. Pri drugem snemanju, se je nad samima ledenikoma pod Skuto in Triglavom, izvedlo še en nižji snemalni pas na višini okoli 200 m, ki je nad ledenikoma obč utno zgostil gostoto laserskih toč k in poveč al intenziteto odbitih laserskih toč k na snegu (Šolar, 2012a, 2012b) (Slika 3). 88 Slika 3 – Pasova z več jo gostoto laserskih toč k (zeleno) na Triglavskih podih (levo) in pod Skuto (desno). Območ je Zelenice smo zaradi pomanjkanja snega ob prvem snemanju, izključ ili iz nadaljnje obravnave določ anja debeline snežne odeje. Bomo pa podatke testnega območ ja Zelenice uporabili za preuč evanje premikov prodišč , melišč in skalnih odlomov. Pri preuč evanju debeline snežne odeje smo med seboj primerjali dva digitalna modela višin (DMV), kjer predstavljajo laserske toč ke, posnete v maju, digitalni model površja (DMP), ki prikazuje sneg in laserske toč ke, posnete v septembru predstavljajo digitalni model reliefa brez snega (DMR). Georeferenciran oblak toč k smo najprej filtrirali in klasificirali v oblak toč k terena/snega in iz njega izdelali DMP/DMR z mrežo celic 1 m × 1 m. Na območ jih s slabo odbojnostjo, kjer je bilo sorazmerno malo laserskih odbojev, predvsem v podatkih prvega laserskega skeniranja, smo DMP snega interpolirali. Odbojnost laserske svetlobe na različ nih tipih snega Č e podrobno pogledamo ortofotografije in laserske podatke testnih območ ji na Skuti in Triglavu, v č asu prvega zasneženega snemanja, hitro ugotovimo, da sta bila v č asu snemanja prisotna vsaj dva tipa snega: moker in suh sneg. Moker sneg je bil v bistvu novi sneg, ki je zapadel nekaj dni pred snemanjem, suh sneg, pa je bil starejši sneg oz. napihan sneg (slika 4), več inoma v obliki trdih klož. 89 Slika 4 – Primer mokrega/novega in suhega/starega snega na Triglavskih podih: (levo) ortofoto, (desno) ortofoto podložen pod oblak laserskih toč k. Ugotovili smo, da je pri višini snemanja 700 m nad tlemi in v valovni dolžini 1550 nm, delež odboja laserskih toč k od snega odvisen od vodnega ekvivalenta snega. Tako se od mokrega snega odbija zelo malo toč k, od suhega snega pa več . Tudi, č e spustimo višino snemanja na 200 m nad terenom še vedno opazimo zmanjšanje gostote laserskih toč k na zasneženih oz. ledeniških površinah. Tako je na desni sliki 3 prikazan ledenik pod Skuto v rdeč em zaprtem poligonu, kjer kljub nižji višini in višji gostoti laserskih toč k opazimo manjšo gostoto laserskih toč k na snegu v primerjavi s toč kami odbitimi od skal. Razlika v deležu vrnjenih odbojev na različ nih vrstah snega glede na vsebnost vode nam omogoč a tudi samodejno razvrstitev območ ij pokritih z različ nimi vrstami snega. Zelo moker sneg je zelo slab odbojnik, saj se obnaša kot voda, ki ne omogoč a sipanja laserske svetlobe nazaj k sprejemniku in je zato s topografskimi laserskimi sistemi ne moremo meriti. Kot voda se je obnašal tudi sneg na testnem območ ju Zelenice, ki se je v č asu snemanja ohranil samo v senč nih grapah in ga zato v laserskih podatkih hitro najdemo, saj gre za območ ja brez odboja. Kako moker je sneg, je odvisno tudi od vertikalnega temperaturnega gradienta ter osonč enosti. Sneg se prej in hitreje tali na nižji nadmorski višini in v prisojah, zato je tam sneg hitreje in bolj moker kot višje in v osojah. Tako lahko laserske podatke uporabimo tudi za preuč evanje spreminjanja strukture snega zaradi nadmorske višine in osonč enosti (slika 5). Na podrobnem prikazu slike 5 vidimo zmanjševanje gostote laserskih toč k v navpič ni smeri, ki je deloma odvisno od zniževanja nadmorske višine (višje temperature ozrač ja), na desni strani pa tudi na rač un več je osonč enosti. 90 Slika 5 – Spreminjanje vodnatosti snega v odvisnosti od nadmorske višine in osonč enosti. Višina snežne odeje Da bi lahko preuč evali samo razlike v višini snežne odeje, smo znotraj območ ij Triglava in Skute izbrali tri manjša območ ja, ki so bila v č asu zimskega snemanja skoraj v celoti pokrita s snegom (slika 6): • območ je Triglav vključ uje Triglavski ledenik, • območ je Skuta 1 vključ uje ledenik pod Skuto ter • območ je Skuta 2 vključ uje snežišč e ob markirani planinski poti proti Jezerskemu sedlu. Na območ ju Triglava smo naredili dve primerjavi. Najprej smo primerjali spomladanski lidarski DMP snega 1 m × 1 m s fotogrametrič nim DMR 2 m × 2 m izdelan na osnovi posebnega fotogrametrič nega snemanja izdelanega v letu 2005 za potrebe preuč evanja Triglavskega ledenika (Triglav in drugi, 2012). Na širšem območ ju Triglavskega ledenika prikazanem na sliki 7, je 62 % višinskih razlik med DMP snega in DMR v razredu med 2 in 6 m. Obarvanost višinskih razlik na sliki 6c je razponu od 0 do 10 m enako kot na sliki 8. V razredu od 0 do 8 m višinske razlike je 93 % meritev. Le 8 % višinskih razlik je več jih. Slika 6 – Izbrana testna območ ja za določ evanje debeline snega: a) Triglav, b) Skuta 1 (spodaj) in Skuta 2 (zgoraj). a b 91 Slika 7 – Višinska ekvidistanca 1 m: a) fotogrametrič ni DMR 2 m×2 m 2005, b) lidarski DMP snega 1 m×1 m 2012, c) višinska razlika med lidarskim DMP in fotogrametrič nim DMR. Drugo primerjavo smo izvedli skupaj za vsa tri manjša testna območ ja med spomladanskim in jesenskim lidarskim snemanjem 2012, ugotavljali smo razliko med DMP snega 1 m ×1 m in DMR 1 m×1 m. Višinska razlika se je določ ala na vsaki celici DMR. Statistič na primerjava med lidarskima DMP snega in DMR je prikazana v preglednici 1. Preglednica 1 – Statistič ni podatki razlike med lidarskim DMP in DMR območ ja maks. in min. viš. razlika povpreč na vrednost interval več ine viš. razlik in delež toč k v njem št. toč k preseka DMR Triglavski podi 10,3 m -8,6 m 2,3 m 0 - 6 m 98,2 % 78200 Skuta 1 41,7 m -8,3 m 6,8 m 0 – 12 m 95,0 % 27000 Skuta 2 14,8 m -8,6 m 1,5 m 0 – 6 m 96,7 % 98000 Največ je vrednosti, tako v pozitivne kot negativne, kažejo na postopek izdelave DMP in DMR in so nastale na strmih stenah, ki niso bila izloč ena iz območ ja testiranja. Vrednost vsake celice DMP/DMR oz. njena višina se izrač unana na osnovi več laserskih toč k, ki se nahajajo v celici. Povpreč na vrednost kaže na povpreč no višino snežne odeje, medtem, ko so razporeditve prikazane na sliki 8. a b c 92 Slika 8 – Del območ ja Triglav a) in območ ji pod Skuto 1 b) in 2 c). Obarvanost višinskih razlik na Triglavskih podih in na območ ju Skuta 2 je v razponu od 0 do 10 m, na območ ju Skuta 1 pa od 0 do 15 m. Sivo so obarvana območ ja, kjer so vrednosti negativne ali presegajo maksimalne višinske razlike, ki so obič ajno posledica napak na zelo strmih območ jih, kjer že rahel zamik lokacije toč k DMP pomeni grobo napako. Na Triglavskih podih prevladuje sprememba višine snežne odeje od 1 do 4 m, na območ ju Skuta 1 od 7 do 15 m in na območ ju Skuta 2 od 0 do 2 m. Več je višine snežne odeje se, kot je prič akovano, pojavljajo po kotanjah in ob zelo strmih poboč jih ter v zatrepu krnic, kar je še posebej lepo vidno na območ ju Skuta 2, kjer leži ledenik pod Skuto. Tik ob stenah krnice ledenika pod Skuto smo izmerili višino snežne odeje kar od 10 do 15 m. Razprava in zaključ ki Kot že omenjeno, nam lahko podatek o višini snežne odeje služi posredno tudi za ocenjevanje nevarnosti za proženje snežnih plazov kot tudi za vodnatost snežne odeje ob njenem spomladanskem taljenju in postopnem izginevanju. Č e ta podatek dopolnimo še z informacijami o zgradbi in vodnatosti snežne odeje ter o geomorfoloških in vegetacijskih znač ilnostih površja na širšem območ ju (naklon snežišč a, geološka zgradba in porašč enost podlage, zbirno območ je posameznega snežnega plazu ali plazovitega območ ja – stene, krnice, kotanje, grape, žlebovi…), potem na temelju enkratnega zajema z eno tehnologijo razpolagamo z že dokaj kakovostnimi vhodnimi podatki, ki omogoč ajo natanč nejše modeliranje nevarnosti proženja snežnih plazov. Č eprav so snežni plazovi pojav, ki se pojavlja v snežni sezoni v goratem svetu redno (seveda v odvisnosti od snežnih padavin in vremenskih vplivov ipd.) in so največ krat vezani predvsem na znana plazovita območ ja, pa ta pojav še vedno spremljata velika č asovna in prostorska nepredvidljivost. Ta pa neposredno ali posredno pomeni tudi ogrožanje č loveških življenj (zimske športne aktivnosti v gorskem svetu) in infrastrukturnih objektov (planinska, turistič na dejavnost, visokogorske prometnice...). Vsak kamenč ek v mozaiku prepreč evanja in boljšega poznavanja tovrstnih masnih oz. erozijskih pojavov je zato dobrodošel in opisana tehnika izmere višine snežne odeje z zrač nim laserskim skeniranjem je pri tem lahko zelo koristno in uporabno dopolnilo v preventivnih dejavnostih. Slednje bomo lahko preverili že v a b c 93 naslednjih snežnih sezonah v okviru priprave poskusnega lavinskega biltena za območ je Srednjih Karavank. V prihodnosti lahko prič akujemo prodor metode zrač nega laserskega skeniranja tudi na področ je kurative, torej njeno uporabo v obliki brezpilotnih zrač nih plovil, ki bodo uporabljena v č asu velike ogroženosti pred snežnimi plazovi. V č asu velike ogroženosti pred snežnimi plazovi v tujini že sedaj uporabljajo za oceno ogroženosti helikopterske oglede, ki jih opravijo č lani lavinskih komisij. Zahvala Analiza je bila narejena v okviru č ezmejnega projekta Slovenija-Avstrija: Naravne nesreč e brez meja (NH-WF). Za izvedbo laserskega skeniranja v oteženih vremenskih razmerah v visokogorju se zahvaljujemo izvajalcu snemanja Flycom d.o.o. Literatura Cegnar, T., Roškar, J. 2004. Meteorološka postaja Kredarica 1954-2004, Agencija Republike Slovenije za okolje, Ljubljana. Grünewald, T., Schirmer, M., Mott, R., Lehning, M. 2010. Spatial and temporal variability of snow depth and ablation rates in small mountain catchment, The Cryosphere, 4. Pavšek, M. 2002. Snežni plazovi v Sloveniji (geografske znač ilnosti in preventiva), Geografski inštitut Antona Melika ZRC SAZU, Ljubljana. Prokop, A. 2008. Assessing the applicability of terrestrial laser scanning for spatial snow depth measurements, Cold Region cience and Technology, doi: 10.1016/j.coldregions.2008.07.002. Prokop, A. Schirmer, M., Rub, M., Lehning, M., Stocker, M. 2008. A comparison of measurement methods: terrestrial laser scanning, tachymetry and snow probing for the determination of the spatial snow-depth distribution on slopes, Annals of Glaciology, 49. Prokop, A., Panholzer, H. 2009. Assessing the capability of terrestrial laser scanning for monitoring slow moving landslides, Nat. Azards Earth Syst. Sci., 9. Šolar, L. 2012a. Lidarski georeferenciran oblak toč k in aerofotografije, Tehnič no poroč ilo, FlyCom d.o.o., 20. 7. 2012. Šolar, L. 2012b. Lidarski georeferenciran oblak toč k in aerofotografije, Tehnič no poroč ilo, FlyCom d.o.o., 26. 11. 2012. Triglav Č ekada, M., Zorn, M., Kaufmann, V., Lieb, G.K., 2012. Merjenje malih alpskih ledenikov: primeri iz Slovenije in Avstrije, Geodetski vestnik, 56:3.