При изложении теории метаморфизма нельзя не упомянуть о процессе рекристаллизации. Хотя этот процесс больше относится к теории кристаллического роста поликристаллического льда, его влияние сказывается и на процессах превращения снега в лед. В отложенном снеге наблюдаются вариации напряжений и, следовательно, свободной энергии. Такие вариации способствуют возникновению массообмена между кристаллами при плотности снежного покрова порядка 580 кг/м, соответствующей тесной беспорядочной упаковке несвязных зерен. Известно, что механизмом переноса при такой плотности служит объемная диффузия сквозь ледяную решетку, направленная в сторону зон высокого напряжения вблизи контактов между кристаллами. Исследователи считают, что скорость уплотнения не зависит от приложенного давления, по крайней мере для периодов продолжительностью до 15 ч. Однако с увеличением давления вышележащих слоев снега вязкопластическое течение может стать доминирующим фактором в процессе уплотнения.

При вязкопластическом течении кристаллы постоянно деформируются.

Исследование зависимости роста зерен от такого течения должно учитывать кристаллическую решетку льда. Атомы кислорода и, следовательно, молекулы льда образуют правильную объемную решетку, показанную на рисунке 1.1. В направлении оси С решетка имеет гексагональную симметрию, т.е. поворот на 60° и смещение по оси С приводит к совмещению решетки с первоначальной упаковкой молекул. Такая симметрия обусловливает гексагональную форму пластинок, звезд и призм снежных кристаллов. В кристаллической решетке льда молекулы располагаются в плоскостях таким образом, что расстояние между плоскостями оказывается небольшим в направлении оси С. В связи с этим молекулярные связи между этими плоскостями оказываются самыми слабыми и сопротивление снега на сдвиг оказывается наименьшим при напряжениях, приложенных параллельно этим плоскостям. Плоскость наименьшего сопротивления сдвигу называется базальной плоскостью.

Сильные напряжения, создаваемые массой вышележащих слоев снега или возникающие при залегании снега на склоне, приводят к постоянным деформациям кристаллических решеток, ориентированных таким образом, что напряжения сдвига оказываются параллельными базальным плоскостям.

Прочие кристаллы могут выдерживать большие напряжения, прежде чем установится постоянный процесс деформации; при этом до начала деформации свободная энергия таких кристаллов повышается. Увеличение свободной энергии приводит к возникновению массопереноса в напрвлении кристаллов, находящихся в условиях пластических деформаций.

Рисунок 1.1 – Расположение атомов кислорода в решетке льда На величину свободной энергии и, следовательно, на рост кристаллов влияет также количество дефектов в кристаллической решетке. Обычно строение кристаллической решетки далеко не идеально, и в правильной упаковке молекул встречаются разные типы дислокации. Дислокации обычно характерны для деформированных кристаллов. Легче всего дислокации перемещаются в базальной плоскости, что способствует дальнейшему уменьшению сопротивления сдвигу. Напряжения, приложенные в других направлениях, повышают концентрацию дислокаций и, следовательно, свободной энергии. Таким образом, кроме энергии упругой деформации, свободная энергия дислокаций, обусловленная неупругими деформациями, способствует избирательному росту зерен [1].

1.4 Классификация кристаллического строения снежного покрова В результате метаморфизма снега формируются снежные кристаллы определенного типа. Необходимость классификации снежного покрова привела к появлению нескольких систем, предназначенных для разных целей. Наиболее ранние классификации датируются 19 веком. Они были разработаны альпинистами или лыжниками, и поэтому основное внимание в них уделялось внешнему снегу и его поверхностными свойствами. Лучшая описательная классификация, иллюстрированная большим числом фотографий, была предложена Зелигманом. Хотя основное внимание автора было уделено терминологии, он высказал немало предположений о причинах возникновения характерных черт снежного покрова. Под термином «фирнизация» Зелигман понимает процесс метаморфизмаю.

Бадером была предпринята попытка составления полевой классификационной системы, основывающейся на физических свойствах снежного покрова, в частности на данных о размерах зерен, твердости и влажности снега. Хотя классификация носила довольно субъективный характер, авторы попытались ввести количественные показатели путем измерения плотности и воздухопроницаемости снега. Результаты лабораторных экспериментов не позволили провести четкое разграничение в пределах выделенных градаций, однако способствовали выяснению вариации указанных параметров в процессе метаморфизма. Эта работа положила начало изучению влияния метаморфизма на физических свойствах снега.

Дальнейшие исследования физических свойств снежного покрова привели к появлению в описаниях таких характеристик, как плотность и твердость снега, и официальному принятию Комиссией снега и льда при Международной ассоциации научной гидрологии Международной классификации снега, включающей как качественные описания, так и количественные характеристики некоторых физических и механических свойств снега. При описании вертикальных профилей снежных толщ и идентификации физических наблюдений применены символы, приведенные в таблице 1.1, а рисунок 1.2 служит иллюстрацией использования классификации при описании снежного покрова.

П.А. Шумский рассматривает процесс метаморфизма количественно на базе концепции минимума свободной энергии, включающей в себя поверхностную свободную энергию и внутреннюю свободную энергию, обусловленную напряжением ледяных кристаллов. Изучение деформации ледяных кристаллов обусловило включение в классификацию процесса рекристаллизации. Эта классификация представлена в таблице 1.2. Интерес к изучению физических процессов в снежном покрове привел к появлению в 60-х годах классификации, основывающихся на характере процессов метаморфизма.

Другая классификация этого типа была предложена Соммерфельдом и Лашапалем в 1970г. [1].

Рисунок 1.2 – Пример использования символов для описания снежного Таблица 1.1 – Описания и символы для классификации форм зерен Свежевыпавший снег, состоящий из кристаллов или ++++ частей поломанных кристаллов типа от F1 и F7, обычно очень мягкий, утративший кристаллический характер при выпадении, а также снежная крупа, ледяной дождь Снежный покров в начальной стадии оседания, обычно >>>> довольно мягкий. Снег еще не достиг мелкозернистой структуры, характерной для стадии завершения первичного преобразования. Сохранились только некоторые черты кристаллического строения таянием с последующим замерзанием. Такой снег полностью теряет черты кристаллического строения, и его зерна приобретают неправильную более или менее округлую форму. Он не искрится даже при ярком солнечном свете; обычно довольно мягок, будучи влажным, но в замерзшем состоянии очень тверд.

Может иметь зерна любого размера – от очень маленьких до очень крупных таяния вследствие процессов сублимации, в результате чего возникают неправильные зерна с плоскими гранями. Благодаря этим граням при солнечном свете снег ярко сверкает. В Арктике, где температуры низки, практически весь отложившийся снег относится к этому классу. Такой снег обычно очень тверд бокаловидных кристаллов. Эти кристаллы образуются при очень малой интенсивности сублимации в течение длительного и непрерывного холодного периода; чаще всего их можно найти непосредственно под более или менее непроницаемой коркой в нижней части снежного покрова. Прочность слоя глубинной изморози очень Таблица 1.2 – Классификация процессов метаморфизма Внутренняя энергия породы Классификация снега в соответствии с характером процессов метаморфизма:

1) Неметаморфизированный снег а) влияние ветра отсутствует. Множество различных форм снежных кристаллов, слабо отличающихся от снежинок в воздухе;

первоначальных снежных кристаллов;

2) Деструктивный метаморфизм а) уменьшение размера зерен:

Начальная стадия: распознаваемы первоначальные формы снежных кристаллов, однако углы округлены и четкая Развитая стадия: распознаваемо крайне незначительное число слабо выраженных пластинок или обломков, зерна б) увеличение размера зерен:

1. Начальная стадия: первоначальные формы снежинок не распознаваемы; имеется тенденция к выравниванию размеров зерен; иногда наблюдается слабо выраженная огранка.

2. Развитая стадия: присутствуют зерна большого размера;

наблюдается строгая тенденция к выравниванию размеров всех зерен; огранка зерен практически отсутствует.

3) Конструктивный метаморфизм а) Ранняя фаза: обусловлена появлением больших градиентов температуры в свежевыпавшем снеге; связана с первыми снегопадами холодного сезона;

1. Начальная стадия: обычно присутствуют угловые или ограненные зерна; ступенчатые поверхности отсутствуют.

2. Промежуточная стадия: преобладают угловые зерна средних размеров; наблюдаются плохо оформившиеся ступенчатые грани.

3. Развитая стадия: средне- или крупнозернистый снег, состоящий из угловых зерен; видны хорошо сформировавшиеся грани и ступени; иногда встречаются полые или массивные бокаловидные кристаллы.

б) Поздняя фаза: обусловлена появлением больших градиентов температур в снегу, характеризующемся поздними стадиями деструктивного метаморфизма:

1. Начальная стадия: преобладают угловые и ограненные зерна средних и больших размеров; наблюдается слабо развитые ступенчатые грани.

2. Развитая стадия: преобладают зерна больших размеров;

наблюдается большое число хрупких бокаловидных полых кристаллов и пластинок с глубокой ступенчатой огранкой.

4) Фирнизация а) Метаморфизм плавления-замерзания.

Начальная стадия: единичный цикл плавление-замерзание и соответствующее ограниченное увеличение плотности.

плавление-замерзание и соответствующее значительное увеличение плотности и прочности; плотность колеблется в б) Метаморфизм давления.

деформируются и образуются более плотную упаковку; плотность составляет 800-830 кг/м.

1.5 Влияние метаморфизма на свойства снежного покрова При термических условиях, характерных для ряда горных районов, структура снежного покрова претерпевает ряд изменений, то есть снег подвержен метаморфизму.

Вновь отложенные снежные кристаллы – обычно тонковетвистые, звездообразные дендриты – вначале подвергаются деструктивному метаморфизму, в ходе которого возникает тенденция к формированию более округлых кристаллов. Со временем уменьшается средний размер зерен, тогда как плотность снежного покрова растет, что приводит к видимому проседанию снега. Процесс происходит при температуре значительно ниже температуры точки плавления, однако наиболее интенсивен при температуре, близкой к 0 °С. В ходе метаморфизма вода в виде пара проникает в промежутки между отдельными кристаллами снега, образую ледяные перемычки. В результате этого процесса спекания образуются прочные связи между зернами, и конечным продуктом деструктивного метаморфизма является плотный, прочный при отрицательной температуре снег.

При резком перепаде температур в сравнительно тонком слое снежного покрова снег подвергается конструктивному метаморфизму, который характеризуется ростом отдельных кристаллов, приобретающих угловатую, фасетчатую форму. Конечным продуктом этого процесса является глубинная изморозь. Большие градиенты температуры обусловливают возникновение свободно расположенных кристаллов и очень слабое спекание; в результате происходит уменьшение прочности, то есть ослабление снежного покрова.

Резкие градиенты температуры наблюдаются обычно в маломощном снежном покрове при низкой температуре, а также у поверхности глубокого снега вследствие ее охлаждения за счет радиационных потерь тепла. В этом случае поверхность покрывается фасетчатыми зернами, для которых характерно слабое сцепление.

Другой важный вид снега, не являющийся продуктом метаморфизма, поверхностный иней, который образуется при осаждении водяных паров из атмосферы на холодный снег преимущественно в холодные ясные ночи. Он состоит из игольчатых кристаллов в слоях толщиной в несколько миллиметров; иногда толщина слоя достигает 50 мм. Характеристики поверхностного инея сходны с характеристиками глубинной изморози; так же как и последняя, он отличается малой прочностью.

метаморфизма, изменяется вследствие повышения температуры или увеличения толщины слоя снега, глубинная изморозь, фасеточные зерна на поверхности и поверхностный иней подвергаются деструктивному метаморфизму.

Когда флуктуации температуры воздуха вызывают повторное таяние и замерзание, формируются крупные зерна неправильной формы, образующие зернистый снег. Замерзая, такой снег образует твердую корку.

Обычно слои внутри мощного снежного покрова хорошо различимы, так как они соответствуют разным фазам развития метаморфизма. Каждому слою присущи свои механические и физические свойства.

Исчерпывающая классификация система для описания снежного покрова до настоящего времени не создана. Однако, несмотря на последовательные изменения в подходах к составлению классификаций, предшествующие системы сохраняют свою ценность и достойны внимания читателя, поскольку каждая классификация предназначена для описания различных физических свойств снежного покрова и сопровождается списком специфических терминов [1].

В первой главе был рассмотрены процессы образования, распределения и эволюции снежного покрова, а также физические свойства снега, залегающего на грунте, и процессы, которые происходят внутри снежной толщи и определяют изменения ее свойств.

2 Механические свойства снега Снег отличается упругими свойствами при приложении небольших нагрузок в течение достаточно короткого времени. При таких условиях деформации невелики (структура снега не нарушается) и обратимы при устранении приложенных напряжений. Снег испытывает постоянные деформации, если к нему приложены напряжения в течение длительного времени; деформация при этом называется крипом (ползучестью), а также вязким или пластическим течением. Строго говоря, для пластического течения требуется, чтобы было достигнуто некоторое пороговое значение напряжения, после которого оно начинается. Однако для снега это напряжение настолько мало, что оно не может быть измерено. В связи с этим принято считать снег вязкопластическим материалом [3].

Поведение снега под нагрузкой легко представить, если сравнить его с механической системой упругих и вязких элементов, известной под названием тела Бюргера, представленное на рисунке 2.1. Когда такая система сжимается под действием сил. Приложенных в точках А или В, немедленно возникает упругая реакции, и пружина 1 сжимается. После этого начинается стадия ползучести, при которой в работу включается вязкий элемент 4, который сжимается до тех пор, пока приложенные силы не будут компенсированы сжатием пружины 3. В течение всего этого времени вязкий элемент 2 медленно движется и на последних стадиях сжатия определяет процесс ползучести, поскольку пружины 1 и 3, а также вязкий элемент оказываются к этому моменту неподвижными. Константы упругости пружин и временные константы вязких элементов являются функциями температуры, плотности, метаморфического и напряженно деформированного состояний снега. При достаточно больших напряжениях происходит разрушение, что еще более затрудняет описание поведения снега при нагрузках.

Рисунок 2.1 – Модель тела Бюргера, иллюстрирующая вязко-упругие Меллор утверждает, что «в инженерной практике не существует другого материала, который обладал бы таким комплексом ставящих в тупик свойств, каким является снег». Его мнение было подтверждено докладами, представленными на международную конференцию, посвященную механике снега, в Гриндельвальде, Швейцария, в 1974 году. По этой причине ниже будут рассматриваться лишь наиболее важные свойства снега [1].

2.1 Пористость и прочность Также к основным свойствам снега относят пористость и прочность.

Пористостью называют объем газовых полостей, выраженных в процентах, относительно всего объема. Пористость снега формируется в процессе образования снежного покрова. Этот процесс называется первичным или сингенетическим. С течением времени пористость может претерпевать значительные изменения.

Плотность и пористость связана следующей зависимостью:

где n – пористость снега;

0 = 916/8 кг/м3 – плотность чистого, лишенного пузырьков снега, вычисленная теоретически по размерам элементарной ячейки – плотность исследуемого снега.

При определении пористости снега формулу можно применять только к сухому снегу. Во влажном снеге поры между кристаллами частично заполнены водой. Отношение объема воздуха, заключенного в снеге к общему объему (воздушная пористость снега), вычисляется по формуле:

где – плотность влажного снега;

W – влажность снега, определяемая как отношение массы воды к В зависимости от типа снега его плотность и пористость изменяются очень сильно. В таблице 2.1. приведены значения плотности и пористости сухого и влажного снега [3].

Таблица 2.1–Плотность и пористость снега Старый снег Свежий снег предела прочности. Этот предел определяют для разных видов деформации.

В соответствии с этим установлены следующие его разновидности:

раз превышает прочность при растяжении. Прочность на сжатие возрастает увеличении размера зерна прочность снега на сжатие уменьшается. При постоянной температуре и плотности наибольшей прочностью на сжатие обладает мелкозернистый снег. Несомненно, что прочность снега на сжатие зависит от его плотности, но надежных данных по этому вопросу нет.

2.2 Лавины Снежный покров на склонах гор в определенных условиях теряет устойчивость и под действием сил тяжести начинает двигаться вниз по склону. Пришедшая в движение масса снега может захватывать на своем пути и вовлекать в движение новые его порции и низвергаться до более пологих участков склона или до противоположного склона долины. Такая движущаяся снежная масса называется лавиной. Иногда под лавиной понимается место схода лавин, то есть лавиносбор.

Снежный покров на любом склоне под действием силы тяжести всегда находится в состоянии медленного течения со скольжением (сползание) по подстилающей поверхности. Скорость смещения снежных частиц обычно измеряется несколькими сантиметрами в сутки. При сползании иногда формируются складки, и снежный покров отрывается от подстилающей поверхности, скатываются комья снега, превращающиеся в снежные улитки, могут возникнуть трещины. Однако, если снежный покров сохраняет сплошность, такие виды движений не относятся к лавинным. Но если прогрессирующие течения приводят к нарушению сплошности снежного покрова, то формируется лавина. Условной границей такого перехода считается скорость движения снега около 1 м/c. Медленно движущиеся лавины – не редкость. Если они при этом проходят небольшое расстояние, то их называют осовы. Но даже при сравнительно небольшой скорости лавины – быстро текущее явление, продолжающееся от нескольких секунд до нескольких минут.

В зоне зарождения в зависимости от состояния снежного покрова и метеорологических условий механизм отрыва лавины может приводить к двум формам зарождения лавины: лавина из точки или лавина из рыхлого снега, и лавина от линии или лавина из снежной доски.

2.2.1 Лавины из рыхлого снега Лавины из рыхлого снега состоят из снега, лишенного внутреннего сцепления, и похожи на оползни в сухих песчаных грунтах. Во время сильных снегопадов, сопровождающихся понижением температуры, на крутых (более 45°) верхних участках зоны зарождения начинается движение в точки на поверхности, например, от комка снега, упавшего с дерева или вылетевшего из-под лыжника. Деформации распространяются вниз и в сторону, вовлекая в движение все новые массы снега. Лавины из рыхлого снега могут наблюдаться как в случае мокрого, так и сухого снега. Сухие рыхлые лавины не велики, так как содержат лишь снег с поверхности. Чаще всего они сходят через несколько дней после снегопада [4].

2.2.2 Лавина из снежной доски Лавина от линии или лавина из снежной доски (связный снежный пласт) развивается в том случае, когда относительно прочный слой снега перекрывает менее прочный слой толщиной иногда всего в несколько миллиметров. Ослабленный слой может образовываться на поверхности снежного покрова в результате метаморфизма (рыхлые ограненные зерна), образования поверхностного инея или отложения свежего снега, имеющего кристаллическую структуру, отличную от дендритовой, и последующего погребения снегопадами. Относительно твердая снежная доска состоит из отложений одного или нескольких снегопадов и имеет толщину от 10см до 3м. Конкретный механизм отрыва зависит от прочностных свойств снега и распределения в нем напряжений. Наиболее характерной причиной увеличения напряжений, ведущей к отрыву, служит добавочная нагрузка на систему вследствие аккумуляции снежных осадков или метелевого переноса.

Таким образом, большинство лавин возникает в период снегопадов и (или) при сильных ветрах. Другими факторами, вызывающими возрастание напряжений и отрыв, могут оказаться вес лыжников, удары взрывной волны, вибрации, вызываемые транспортом. Повышение температуры снега вследствие потепления воздуха обычно приводит к уменьшению прочности ослабленного слоя. Конструктивный метаморфизм также может привести к разуплотнению снега и его последующему обвалу [1].

Кроме того, отрыв снежной доски может произойти в результате просадки рыхлого слоя, подстилающего доску. После того как доска теряет опору, перпендикулярную склону, ее отрыв может быть обусловлен увеличением напряжений изгиба.

Лавины из снежных досок возникают преимущественно на крутых склонах от 25 до 55° при средней крутизне 38°.

2.2.3 Пылевые, сухие, мокрые лавины С инженерной точки зрения лавины делятся на пылевые, сухие, мокрые и смешанные. Пылевые лавины являются аэрозолем, состоящим из тонких распыленных частиц снега, которое ведет себя как быстро движущееся облако плотного газа. Скорость такой лавины приблизительно равна скорости ветра. Плотность ее массы в общем колеблется между 3 и 15 кг/м.

Вследствие большой плотности пылевая лавина более разрушительна, чем штормовой ветер [5].

Сухие лавины – лавины из сухого снега, которые движутся по крутым и неровным склонам и состоят из различных частиц – от пылеватых до комков размером около 0.2м. Эти лавины перемещаются по поверхности в четко фиксированных лотках, подвергаясь воздействию небольших неровностей микрорельефа. На открытых склонах толщина движущегося снега немного больше толщины снежной доски и обычно колеблется от 0. до 3.0м. Плотность снежной массы в лавинах такого типа изменяется от 50 до 150 кг/м.

Мокрые лавины состоят из округлых частиц мокрого снега диаметром от 0.1м до нескольких метров либо представляют собой сплошную влажную массу. Средняя толщина слоя колеблется от 0.2 до 2.0м, в лотках она гораздо больше. Мокрая лавина оставляет на пути своего движения хорошо заметный след в виде желоба. Средняя плотность движущегося снега меняется от до 400 кг/м [4].

Пылевые и сухие лавины часто наблюдаются одновременно. На крутых склонах снежная пыль и снег движутся вместе, тогда, как на пологих склонах снежная пыль движется впереди и выносится дальше.

Скорость движения фронта лавины зависит от ее типа, она может достигать до 100 м/с. На склонах крутизной более 30° лавина быстро разгоняется, и при скорости более 10м/с ее движение приобретает турбулентный характер, крупные блоки разбиваются, превращаясь в массу окатанного и распыленно материала [5].

Глубокий снег и крутые горы, необходимые для зарождения и распространения лавин, существуют в горных районах всего мира. Несмотря на то, что тысячи лавин сходят каждую зиму, большинство их остается не замеченными. Лавинная опасность возникает всякий раз, когда лавина оказывается в поле деятельности человека.

Во второй главе были рассмотрены упругие свойства снега, такие понятия, как пористость и прочность, а также различные пределы прочности снега, так как они имеют большое значение при использовании его в качестве строительного материала, при транспортировке по нему грузов, при изучении снежных лавин. Были рассмотрены основные виды лавин и причины их возникновения.

3 Акустическое излучение при деформации снежного покрова Термин «акустика» (от греческого «акуо» - «слушаю») введен в употребление Самуэлем Рейером в 1963 году. До этого сведения о звуковых явлениях систематизировались в учении о гармонии. Ученым Древней Греции было известно, что звук распространяется через воздух и что при его отражении может возникнуть эхо. Пифагор и его ученики имели понятие и о резонансе. В школе Пифагора возникло представление, что «чем проще отношение длин двух колеблющихся струн, тем совершеннее их звучание».

Найденные при изучении звучащих струн соотношения Пифагор и его последователи пытались распространить на Вселенную. Они полагали, небесные тела распределены в пространстве в соответствии с музыкальными интервалами и создают при своем движении «музыку небесных сфер». Хотя в наши дни это и выглядит крайне наивно, но именно исходя из подобных представлений Пифагор выразил свое понимание структуры Вселенной, впервые присвоив ей наименование Космос (греческое слово, означающее «порядок» в широком понимании, до Пифагора использовалось также для обозначения «надлежащей меры» и «прекрасного устройства»).

Успехи античной акустики связаны со свойствами органа слуха человека: ухо воспринимает и предает в мозг информацию медленнее, чем глаз, но оно фиксирует ее в пределах десяти октав (глаз в пределах лишь одной октавы) и гораздо лучше анализирует по спектральному составу (ухо может воспринимать до 300 тысяч звуков различной силы и тональности).

Вместе с тем зрение позволяет человеку видеть мир объемно, объемное же восприятие звуковых образов людям не свойственно. Кроме того, по сравнению со зрением слух дает нам менее детальную информацию об окружающем мире. Несмотря на то, что с помощью слуха мы воспринимаем менее 20% поступающей к нам информации, а с помощью зрения около 80%, обмен информацией между нормальными людьми в основном осуществляется через посредство звуковых колебаний.

В наше время, когда техника позволила резко увеличить число и глубину контактов человека с природой, роль акустики в процессе познания несколько уменьшилась. Несмотря на это, ей по-прежнему принадлежит заметная роль в прогрессе науки и культуры.

В итоге изучения атмосферы акустическими методами получены важные для практики результаты. Можно полагать, что в будущем акустические методы исследований внесут немало ценного в наши представления о структуре воздушной оболочки планеты и о происходящих в ней явлениях.

На Земле нет тишины. Всюду на дне воздушного океана человек находится в мире различной силы и тональности звуков, от еле слышимого шороха до оглушительного грохота. Тишину создавать труднее, чем звук. В связи с интенсивным развитием хозяйственной деятельности человека уровень создаваемых им шумовых загрязнений ежегодно возрастает. Это привело к тому, что шум в городах стал одной из экологических проблем и одновременно одной из характеристик общей культуры населенных мест.

Для решения проблем акустической экологии следует исходить из представлений о мире звуков, который нас окружает [6].

3.1 Упругие колебания и волны Упругость – это свойство твердых тел восстанавливать свои форму и объем (а жидкостей и газов – только объем) после прекращения действия внешних сил. Среду, обладающую упругостью, называют упругой средой.

Упругие колебания – это колебания механических систем упругой среды или ее части, возникающие под действием механического возмущения. Упругие или акустические волны – механические возмущения, распространяющиеся в упругой среде. Частный случай акустических волн – слышимый человеком звук. В зависимости от частоты упругие колебания и волны называются поразному. В таблице 3.1 представлена классификация акустических колебаний.

Таблица 3.1 – Диапазоны частот упругих колебаний Название Ультразвук Выше границы слы- От 15-2010 до От 2010 3 до 3.1.1 Продольные и поперечные волны Если частицы колеблются параллельно направлению распространения волны, то волна называется продольной. Если же они колеблются перпендикулярно направлению распространения, то волна называется поперечной. Звуковые волны в газах и жидкостях – продольные. В твердых же телах существуют волны обоих типов. Поперечная волна в твердом теле возможна благодаря его жесткости (сопротивлению к изменению формы).

Самая существенная разница между этими двумя типами в том, что поперечная волна обладает свойствами поляризации (колебания происходят в определенной плоскости), а продольная – нет. В некоторых явлениях, таких, как отражение и прохождение звука через кристаллы, многое зависит от направления смещения частиц, так же как и в случае световых волн [7].

3.2 Скорость распространения звука в воздухе Для идеального газа скорость звука рассчитывается по формуле:

– фактический градиент температуры;

R – удельная газовая постоянная, Дж/мольК;

T – абсолютная температура, К;

µ – молярная масса газа, кг/моль.

Для сухого воздуха = 1.402, µ = 28.96 кг/моль, R = 8.314 Дж/мольК.

Подставив эти значения в формулу (3.1), получаем, что скорость звука для сухого воздуха будет зависеть только от температуры [8].

Формула для расчета скорость звука во влажном воздухе будет иметь вид:

где С помощью формулы (3.3) рассчитаем скорость распространения звука для температур в диапазоне от -50 °С до +50 °С при относительной влажности воздуха 0% и 100%. Результаты расчетов представлены в таблице 3. Из графика, представленного на рисунке 3.1 видно, что скорость звука во влажном воздухе несколько больше, чем в сухом и не превышает более чем на 3 м/с, то есть менее 1% от значения скорости звука.

Таблица 3.2 – Скорость звука для влажного воздуха Рисунок 3.1 – Зависимость скорости звука в воздухе от температуры 3.3 Скорость распространения звука в снеге распространения звука в снеге зависит от плотности снега, числа частиц в единице объема, среднего размера кристаллов и влажности снега. На рисунке 3.2 представлена зависимость скорости распространения звука в снеге от плотности снега [9].

Сплошная кривая, представленная на рисунке 3.2, описывается уравнением:

где – скорость звука в снеге, м/c;

Рисунок 3.2 – Зависимость скорости звука от плотности снега Из рисунка 3.2 видно, что с увеличением плотности снега скорость звука в снеге увеличивается.

3.4 Спектральный анализ акустического излучения материалов при их деформации Мною были проведены опыты по деформации различных материалов и исследованы спектры их акустического излучения. Перечень, используемых образцов, представлен в таблице 3.3.

Таблица 3.3 – Образцы материалов Результаты спектрального анализа акустических сигналов представлены на рисунках 3.2 – 3.10.

Рисунок 3.2 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.3 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.3 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.4 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.5 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.6 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.7 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.8 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.9 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Рисунок 3.10 – Спектрограмма акустического сигнала. Опыт № Для различных материалов положение спектральных максимумов различно. На спектрограммах акустических сигналов при деформации полиэтилена, крахмала, пергамента и фольги наблюдается один максимум.

Для снега же наблюдаются два выраженных максимума на частотах 200 и 900 Гц. Причем на спектрограмме, представленной на рисунке 3.10, виден сплошной спектр на низких частотах. Это объясняется тем, что измерения проводились вблизи автодороги.

Из энергетических соображений наиболее целесообразно регистрировать акустические колебания на частотах, соответствующих максимумам акустической эмиссии исследуемого материала.

3.5 Звук снега В полярных странах нередко наблюдается явление, получившее название «толчки фирна», когда при резком оседании верхних разрыхленных слоев снега возникают сопровождаемые сильным гулом и треском колебания снежного покрова, простирающиеся на 3-4 м в глубину и охватывающие площадь в несколько десятков квадратных километров. Толчки фирна могут быть вызваны движением по поверхности снега машин, человека или животного, а иногда и просто ветром.

После оттепели и метелей с деревьев часто срываются глыбы снега.

При падении на снежный покров земной поверхности они создают «ухающий» звук. Снег скрипит только в мороз, и тональность его скрипа меняется в зависимости от температуры воздуха – чем крепче мороз, тем выше тон скрипа. Есть люди, которые могут оценивать температуру воздуха по воспринимаемым на слух изменениям в характере скрипа снега.

Скрип снега – не что иное, как шум от раздавливаемых мельчайших кристалликов снега. В отдельности каждый из них так мал, что, ломаясь, издает звук, недоступный человеческому уху. Но когда суммируются мириады таких «голосов», появляется вполне явственный скрип.

Акустические измерения показали, что в спектре скрипа снега есть два пологих и не резко выраженных максимума – в диапазоне от 250 до 400 Гц и от 1000 до 1600 Гц. В большинстве случаев низкочастотный максимум на несколько децибел превышает высокочастотный. Если температура воздуха более минус 6 °C, высокочастотный максимум сглаживается и полностью исчезает. Усиление морозов делает ледяные кристаллики более твердыми и хрупкими. При каждом шаге ледяные иглы ломаются, акустический спектр скрипа смещается в область высоких частот. С изменением температуры от минус 8 °C до минус 20 °C сила звука скрипа снега возрастает на 1 децибел [6].

Итак, снег не просто нечто эфемерное, непостоянное, сезонное. Не просто красивый спутник зимнего пейзажа. И даже прошлогодний снег отнюдь не бесполезен. Снег – это и высокие, устойчивые урожаи, это основа зимних дорог и даже аэродромов, это строительный материал для зимовий и различных хранилищ на севере, источник воды на юге. Со снежными запасами связаны водность рек и изменения климата целых районов.

Шум листьев деревьев, водопадов, звучащие пески, удары и раскаты грома, гул земных недр, щебетание птиц, рев зверей – все это звуки природы.

А также инфразвуки, не воспринимаемые слуховым аппаратом человека или воспринимаемые как сигналы, не имеющие тонального характера. Основные источники инфразвуков в атмосфере – полярные сияния, штормы и фронтальные разделы воздушных масс, грозовые облака, смерчи, качание деревьев и высотных сооружений, пролеты метеорных тел и сверхзвуковых самолетов и другое.

В третьей главе были рассмотрены упругие или акустические колебания, виды волн, особенности распространения скорости звука в атмосфере и в снеге, проведен спектральный анализ акустических сигналов при деформации различных материалов, в том числе, и снега. В результате акустических измерений было выявлено, что в спектре скрипа снега есть два не резко выраженных максимума – в диапазоне от 250 до 400 Гц и от 1000 до 1600 Гц.

4 Методы акустической диагностики состояния снежного покрова 4.1 Дифференциальный метод определения расстояния до источника акустических колебаний Для измерения расстояния от датчика до источника акустических колебаний может быть использован дифференциальный метод. Схема проведения измерений представлена на рисунке 4.1.

Рисунок 4.1 – Схема измерения расстояния дифференциальным методом Источник акустических колебаний находится внутри снежного покрова на неком расстоянии L от двух датчиков, принимающих сигнал в воздухе (атмосфере) и в снегу. Суть данного метода заключается в измерении разницы времени распространения сигнала в двух средах: в атмосфере и в снеге.

Поскольку измеренный параметр между приходом сигнала к датчикам от источника акустических колебаний, то его можно использовать для расчета этого расстояния L. Для этого можно воспользоваться формулой для определения времени распространения сигнала в атмосфере:

где – время, за которое пришел сигнал от источника до датчика L – расстояние, на котором находится источник от датчика, м.

Время распространения сигнала в снеге определяется формулой:

где – время, за которое пришел сигнал от источника до датчика в Формулы (4.1) и (4.2) можно приравнять, так как расстояние L одно и то же в двух уравнениях, выразив его оттуда:

Выразим из уравнения (4.3) а :

максимумами амплитудных колебаний сигналов, пришедших из двух разных сред (снег, атмосфера). Получим:

Подставив формулу (4.4) в уравнение (4.5),преобразовав его, получим:

Из уравнения (4.6) выражаем с, получаем:

Также по аналогии находим а, получаем:

Подставляем уравнения (4.7) и (4.8) в уравнение (4.3) для нахождения искомого параметра L :

Благодаря этому дифференциальному методу можно определить расстояние, на которое удален источник акустических колебаний от датчика с помощью измерений интервала времени, между приходом сигнала, распространяющегося по воздуху и приходом сигнала, распространяющегося в снежном покрове.

Рассмотрим пример, когда температура воздуха Т = -30 °С и 0 °С, плотность снега =500 кг/м и 200 кг/м, расстояние от источника акустических колебаний до датчика L меняется от 0 до 1000 м с шагом 100 м, Полученные временные задержки представим в таблице 4.1 и на рисунках 4.2-4.3.

дифференциального метода Рисунок 4.2 – Зависимость от L при c = 500 кг/м Из графика, представленного на рисунке 4.2 видно, что с увеличением расстояния до источника, временные задержки увеличиваются, причем быстрее при низких температурах. Это объясняется тем, что при плотности снега 500 кг/м скорость звука в снеге больше, чем в воздухе.

Из рисунка 4.3 видно, что при плотности снега 200 кг/м при температуре -30 С временные задержки увеличиваются с расстоянием от источника, а при 0 С – уменьшаются. Это объясняется тем, что при температуре 0 С скорость звука в воздухе больше, чем скорость звука в снеге.

4.2 Триангуляционный метод определения местоположения источника акустических колебаний Для определения положения источника акустических колебаний на плоскости достаточно использовать три приемных датчика, расположенных приблизительно на одинаковых расстояниях друг от друга. Схема расположения представлена на рисунке 4.2.

Рисунок 4.2 – Общая схема определения местоположения источника акустических колебаний триангуляционным методом.

Рассмотрим частный случай, когда источник акустических колебаний находится в снегу между двумя приемными датчиками на линии, соединяющей эти датчики. Сигнал распространяется по воздуху. Схема расположения представлена на рисунке 4.3.

Расстояние от источника до первого датчика равно:

где – расстояние от источника акустических колебаний до первого Расстояние от источника до второго датчика равно:

После вычитания уравнения (4.10) из (4.11) с учетом (4.12) получим уравнения для расчета расстояний:

где = – временная задержка между моментами прихода сигналов В таблице 4.1. представлены результаты расчетов временных задержек сигналов при L=1000 м и T=263 К (-10 °С).

Из таблицы 4.2 видно, что с увеличением расстояния, временная