CC BY
158
УДК 551.465.553
О.А. Дубровская, В.М. Мальбахов ИВТ СО РАН, Новосибирск ИВМиМГ СО РАН, Новосибирск
ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОЗДУШНЫХ МАСС НАД ЗОНОЙ МАССОВЫХ ЛЕСНЫХ ПОЖАРОВ В ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ
Влияние погоды на лесные пожары не вызывает сомнений. В жаркие и засушливые годы вероятность природных пожаров сильно возрастает. Важнейший показатель пирологического режима, межпожарный интервал, сократился на треть в 20-м столетии по сравнению с 19-м; имеются предположения на взаимосвязь этого феномена с климатическими трендами. Обратное влияние пожаров на атмосферную циркуляцию менее очевидно. Обзор работ, в которых исследовалось такое влияние, дан в [1]. Воздействие лесных пожаров на атмосферные процессы осуществляется за счет явного и скрытого тепла, выделяемых при горении лесных горючих материалов и при конденсации водяного пара. Эти процессы происходят непосредственно над зоной пожара. Существенное влияние на формирование облачности и осадков оказывает дымовой аэрозоль, который покрывает территорию в сотни раз большую, чем площадь горения. Дымовые частицы являются ядрами конденсации водяного пара, коагуляции и кристаллизации водяных капель [2].
Теоретическое изучение влияния дымового аэрозоля на процессы облако - и осадкообразования проводилось в работах [3, 4]. Настоящая работа является продолжением этих исследований в аспекте изучения физических механизмов, обуславливающих прямое и обратное влияние пожаров на синоптические процессы в средней тропосфере.
Лесной пожар задаем в виде источника тепла, влаги и примесей в ограниченной области, расположенной на верхней границе слоя постоянных потоков [3, 4].
Движение воздушных масс, водяного пара, облачных капель и капель дождя описываются в рамках модели глубокой конвекции с учетом процессов облако- и осадкообразования [3, 4].
Результаты численных экспериментов показывают, что потоки тепла и пара, генерируемые в зоне горения, образуют пересыщенную смесь, а наличие ядер конденсации обуславливает формирование кучевых облаков. В некоторых случаях пожары сопровождаются образованием облаков, локализованных над тепловыми источниками. Влияние метеорологических условий изучалось с помощью задания разных значений начального поля влажности.
Результаты расчетов представлены на рис. 1а, б. Темным цветом изображена зона распространения примеси через 2 часа развития процесса. В случае «сухой» атмосферы аэрозольное облако достигает высоты 1700 м и не выходит за пределы экмановского пограничного слоя (рис. 1, а). На рис. 1, б светлой заливкой изображено облако (область, внутри которой qc > 0). В атмосфере с высокой влажностью / = 90% образуется конвективное облако, а
конвективная колонка вместе с аэрозольным облаком увеличивается на 1100 м (рис. 1, б).
14 14
а) б)
Рис. 1. Область распространения дымового аэрозоля при образовании облаков в условиях устойчивой стратификации а) - при / =30%, б) - при /
=90%
Результаты численного моделирования подтверждаются данными наблюдений, которые показывают, что в антициклональных условиях (/ =30%) образуется перемешанный слой и при пожарах дымовой аэрозоль не выходит за верхнюю границу этого слоя. Пожар в условиях, когда влажность относительно велика (в нашем случае / =90%), приводит к образованию конвективных облаков над зоной пожара, и они достигают высоты 2-3 км.
Сопоставительный анализ экспериментов показывает, что при достаточно высокой фоновой влажности роль пожара проявляется главным образом в формировании конвективной струи с мощными вертикальными токами, которые обуславливают транспорт влажного воздуха выше уровня конденсации и стимулируют образование облачной воды.
4 5 2
Массовые лесные пожары охватывают территорию порядка 10-10 км , а
6 8 2
площадь, покрываемая дымовыми шлейфами, оценивается как 10-10 км [5]. Применение мезомасштабной модели на территориях таких размеров неправомерно, поэтому далее ограничимся анализом взаимодействия погодных процессов и пожаров на качественном уровне, опираясь на материалы космических снимков [1, 5] и натурных данных.
Летом, для антициклональных условий типичен хорошо развитый слой перемешивания в дневное время. В случае возникновения лесных пожаров аэрозоль в дымовом шлейфе равномерно распределяется по всей высоте этого слоя, что показывает рис. 2, а.
При развитой конвективной облачности над зоной пожара слой перемешивания не образуется. Если дымовой аэрозоль попадает в облачный
слой, то создаются условия для проникновения примеси вплоть до тропопаузы (рис. 2, б).Такая ситуация часто реализуется при массовых лесных пожарах.
а) б)
Рис. 2. Схема пространственного распределения дымового аэрозоля для различных синоптических условий: а) - антициклональных; б) -
циклонических
Влияние дымового аэрозоля на процессы осадкообразования изучалось
в работе [5]. Моделировалось дождевое изолированное конвективное облако с верхней границей, расположенной выше изотермы -120С. Рассматривались два случая:
1. Облако не содержало дымового аэрозоля;
2. Дымовой аэрозоль достигал верхней границы облака.
Численные расчеты показали, что увеличение концентрации дымового аэрозоля в вершине облака приводило к уменьшению общего количества выпадаемых осадков. Физическое объяснение этого феномена заключается в следующем.
Если вершина дождевого облака расположена выше уровня изотермы -120С, то она состоит из водяного пара, водяных капель, ледяных кристаллов, снега и ледяной крупы [6]. Попадание достаточного количества дымового аэрозоля в верхние слои стимулирует быструю кристаллизацию водяных капель. Облака с «ледяной вершиной» дают более слабые осадки, чем те облака, вершины которых состоят из смеси ледяных кристаллов, снега и дождевых капель [6, 7].
Действительно, данные наблюдений показывают, что в средних широтах в летний период основная масса осадков приходится на ливневые облака с
вертикальными размерами от 5 до 10 км. Верхняя часть таких облаков оказывается сильно переохлажденной. Самолетные наблюдения и экспериментальные данные [6, 7] указывают на то, что ледяные кристаллы обнаруживаются на высотах, где температура воздуха ниже -120 С. Эти кристаллы образуются из пара и водяных капелек при наличии достаточного количества твердых частиц аэрозоля радиусом больше 1,0 мкм, которые служат ядрами кристаллизации. В итоге это приводит к замедлению процессов осадкообразования [5].
Данные лабораторных экспериментов, проведенных в термобарокамере, [8] показывают, что достаточно около 100 частиц крупнодисперсного
-5
аэрозоля на 1 м воздуха для того, чтобы обеспечить кристаллизацию большей части капельной фракции при температуре воздуха менее -120 С. При массовых лесных пожарах выделяется огромное количество аэрозоля, незначительной части которого достаточно для того, чтобы повлиять на процессы осадкообразования на большой территории.
Анализ космического мониторинга, сделанного над зонами массовых лесных пожаров 2002 г. (Республика Саха), 2005 г. (Ханты-Мансийский АО), 2006 г. (Приангарье), показывает, что непосредственно над зоной пожаров облачность отсутствует. Это косвенно подтверждает, что крупнодисперсный аэрозоль подавляет процессы облако - и осадкообразования. Кроме того, под влиянием инсоляции и тепла, выделяемого при пиролизе, происходит перестройка циркуляций воздушных масс над зоной пожара и в ее окрестностях. На снимках видно как, циклон огибает территорию пожаров. Анализ большого количества спутниковых снимков массовых лесных пожаров показывает, что данная ситуация весьма характерна для циклонических условий.
Предложим гипотезу для объяснения данной ситуации. Под влиянием крупнодисперсного дымового аэрозоля мощность облаков на обширных территориях уменьшается, а процессы осадкообразования выше изотермы -120С прекращаются. В результате часть тропосферы, расположенная над этой изотермой, охлаждается, и температура ее становится ниже, чем у окружающего облачного пространства, где воздействие аэрозоля отсутствовало. Холодные тяжелые массы воздуха опускаются, подавляя конвекцию в нижних слоях. Вследствие этого уменьшается интенсивность процессов осадкообразования, что приводит к дальнейшему охлаждению облачного слоя и усилению нисходящего потока. Этот процесс продолжается до тех пор, пока облачный слой над зоной задымления не исчезнет.
В условиях ясной погоды возникает перемешанный слой. Все тепло и дымовой аэрозоль, выделяемые при пожарах, теперь не проникают выше этого слоя. Если этот процесс происходит на больших территориях, то возникает циркуляция, при которой холодный воздух опускается в верхней и нижней части тропосферы и растекается в перемешанном слое. Под действием силы Кориолиса возникает типичная антициклональная циркуляция, при которой ветер в этой области меняет свое направление, что подтверждает анализ снимков космического зондирования над зоной
наиболее мощных массовых пожаров. Ледяные частицы, образовавшиеся в результате кристаллизации в большом количестве облаков, формируют перистые ледяные облака, которые расположены с подветренной стороны от лесных пожаров (рис. 4).
Заметим, что похожий механизм реализуется при искусственных воздействиях на дождевые и градовые облака. Различие заключается в том, что роль фактора кристаллизации играет не крупнодисперсный аэрозоль, а специальный реагент.
Таким образом, активный вертикальный тепломассоперенос, генерируемый в зоне массовых лесных пожаров, может заметно повлиять на атмосферную циркуляцию зонального (синоптического) масштаба. При этом активную роль играют частицы дымового аэрозоля, выбрасываемого в зоне горения, которые способствуют кристаллизации облачной воды и блокируют процессы осадкообразования. Возникающие нисходящие токи на больших территориях подавляют конвективный обмен и могут привести к смене типа тропосферной циркуляции. В результате возникает механизм положительной обратной связи, приводящей к увеличению длительности массовых пожаров в условиях Сибирских регионов.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Amber J. Soja, W. Randy Cofer, Herman H. Shugart, Anatoly I. Sukhinin, Paul W. Stackhouse Jr., Douglas J. McRae, and Susan G. Conard. Estimating fire emissions and disparities in boreal Siberia (1998 through 2002), JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 109, D14S06, doi: 10.1029/2004JD004570, 2004.
2. Ramanathan V., P. J. Crutzen, J. T. Kiehl, and D. Rosenfeld (2001), Aerosols, climate, and the hydrological cycle, Science, 294(5549), 8.
3. Шлычков В.А., Мальбахов В.М. Расчет высоты подъема дымового аэрозоля, вовлекаемого в облачные системы в зоне лесного пожара / В.А. Шлычков, В.М. Мальбахов, // Оптика атмосферы и океана, Тематический выпуск «Аэрозоли Сибири». -Томск, 2004., Т 17, №5-6. - С. 453-456.
4. Шлычков В.А. Влияние атмосферной конвекции на вертикальный перенос аридных аэрозолей / В.А. Шлычков, П.Ю. Пушистов, В.М. Мальбахов, // Оптика атмосферы и океана - 2001. - Т 14, № 6-7. - С. 578-582.
5. Дубровская О.А. Оценка влияния крупных дымовых частиц на процессы осадкообразования / О.А. Дубровская, В.С. Козлов, В.М. Мальбахов, // Оптика атмосферы и океана - 2005. - Т. 18, № 5-6. - С. 430-435.
6. Мейсон Б. Дж. Физика облаков / Б. Дж. Мейсон. - Л.: Гидрометеорологическое изд., 1961. - 541 с.
7. Сулаквелидзе, Г.К. Ливневые осадки и град / Г.К. Сулаквелидзе. - Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1963. - 412 с.
8. Изменение микроструктуры древесных дымов в малогабаритной аэрозольной камере под воздействием различных факторов / Р.П. Рахимов и др. // Оптика атмосферы и океана. - 2003. - №4. - С.337-346.
© О.А. Дубровская, В.М. Мальбахов,2007
