Энергообмен между атмосферой и поверхностью

Энергообмен между атмосферой и подстилающей поверхностью (землёй, океаном, льдом, растительностью и др.) представляет собой ключевое звено в системе климата и погодных процессов. Этот обмен осуществляется в различных формах: в виде тепловой энергии (чувствительное и скрытое тепло), радиационного излучения (солнечного и земного), а также посредством механических процессов (турбулентный перенос). Правильное понимание этих процессов необходимо для построения моделей климата, прогнозирования погоды и анализа антропогенного влияния на климатическую систему.

Радиационный обмен

Входящая солнечная радиация

Основной источник энергии в системе атмосфера–поверхность — это солнечное излучение. Величина приходящей солнечной радиации на верхнюю границу атмосферы определяется солнечной постоянной (~1361 Вт/м²), но её значение на уровне поверхности зависит от:

угла падения солнечных лучей (широта, время суток, сезон),
состояния атмосферы (наличие облаков, аэрозолей, водяного пара),
альбедо поверхности.

Часть солнечного излучения поглощается атмосферой (озоном, водяным паром, аэрозолями), но значительная доля доходит до поверхности и поглощается ею, нагревая поверхность.

Исходящее длинноволновое излучение

Нагретая поверхность излучает в инфракрасном диапазоне (длинноволновое излучение), соответствующее её температуре. Это излучение частично поглощается атмосферными газами (прежде всего — водяным паром, углекислым газом, метаном), которые, в свою очередь, также излучают в инфракрасной области, как вверх, так и вниз. Эта часть энергии, возвращающаяся обратно к поверхности, называется обратным излучением атмосферы.

Радиационный баланс

Полный радиационный баланс на границе атмосферы и поверхности можно выразить следующим образом:

Q^* = K_↓ − K_↑ + L_↓ − L_↑,

где

K_↓ — входящее коротковолновое излучение (солнечное),
K_↑ — отражённое коротковолновое излучение,
L_↓ — входящее длинноволновое (атмосферное) излучение,
L_↑ — исходящее длинноволновое (земное) излучение,
Q^* — чистый радиационный поток на поверхности.

Чистый радиационный поток — основной источник энергии, которая далее перераспределяется между процессами теплообмена.

Тепловой (конвективный) обмен

Поток чувствительного тепла

Чувствительное тепло — это энергия, передаваемая между поверхностью и атмосферой в результате температурного градиента. Тепло передаётся от более тёплой поверхности к более холодному воздуху посредством молекулярной теплопроводности и, в значительно большей степени, турбулентной конвекции.

Плотность потока чувствительного тепла H можно описать как:

$$ H = \rho c_p \cdot \overline{w'\theta'}, $$

где

ρ — плотность воздуха,
c_p — удельная теплоёмкость воздуха при постоянном давлении,
$\overline{w'\theta'}$ — вертикальный турбулентный поток потенциальной температуры.

Этот поток особенно интенсивен над сушей в дневные часы при высоком градиенте температуры между нагретой землёй и воздухом.

Поток скрытого тепла

Скрытое тепло связано с фазовыми переходами воды — испарением и конденсацией. Поверхность испаряет влагу, и при этом поглощается энергия, которая затем передаётся в атмосферу с восходящими потоками водяного пара. При конденсации в атмосфере эта энергия выделяется, играя важную роль в развитии облаков и осадков.

Плотность потока скрытого тепла LE:

$$ LE = \rho L_v \cdot \overline{w'q'}, $$

где

L_v — удельная теплота парообразования,
$\overline{w'q'}$ — вертикальный поток удельной влажности.

Скрытый теплообмен особенно важен над океанами, влажными почвами, лесами и в условиях активной конвекции.

Теплопроводный обмен внутри поверхности

Кроме обмена между атмосферой и поверхностью, существенным является внутренний поток тепла внутри самой поверхности — например, вниз в толщу почвы или воды. Он зависит от теплопроводности материала и суточных/сезонных изменений температуры.

Плотность потока тепла в почве:

$$ G = -\lambda \frac{\partial T}{\partial z}, $$

где

λ — коэффициент теплопроводности почвы,
∂T/∂z — вертикальный градиент температуры.

Этот поток, как правило, составляет небольшую часть от полного радиационного баланса, но играет значительную роль в термическом режиме почвы и росте растительности.

Турбулентный перенос

Ключевым механизмом передачи энергии (и массы) в приземном слое атмосферы является турбулентный перенос. Он реализуется в виде флуктуаций скорости ветра и температуры, и описывается методами турбулентной динамики, включая теорию подобия Монина–Обухова.

Потоки энергии в условиях турбулентности сильно зависят от:

шероховатости подстилающей поверхности,
устойчивости стратификации атмосферы (стабильная/нестабильная),
скорости и направления ветра,
интенсивности солнечной радиации.

Турбулентный поток, в отличие от молекулярной теплопроводности, позволяет эффективно передавать энергию на значительные расстояния (в пределах нескольких десятков и сотен метров).

Энергетический баланс поверхности

Полный баланс энергии на границе атмосферы и поверхности можно представить в виде:

Q^* = H + LE + G,

где

Q^* — чистый радиационный поток,
H — поток чувствительного тепла,
LE — поток скрытого тепла,
G — поток тепла внутрь поверхности.

Каждый компонент этого уравнения зависит от климатических, географических и погодных условий, а также от типа подстилающей поверхности.

Суточные и сезонные вариации

Энергообмен характеризуется выраженными суточными и сезонными изменениями:

В дневное время Q^* положителен, и поверхность нагревается, передавая тепло в атмосферу.
В ночное время Q^* становится отрицательным, и поверхность теряет энергию, в первую очередь за счёт инфракрасного излучения.
Летом интенсивность радиационного потока выше, преобладают восходящие потоки тепла.
Зимой поверхность часто теряет больше энергии, чем получает, особенно в высоких широтах.

Пространственная неоднородность энергообмена

Характер энергообмена варьируется в зависимости от типа подстилающей поверхности:

Суша быстро нагревается и охлаждается, потоки чувствительного тепла доминируют.
Океаны обладают высокой теплоёмкостью, и большая часть энергии уходит в скрытое тепло.
Ледяные поверхности имеют высокое альбедо, отражают значительную долю солнечной радиации, и потоки тепла малы.
Города создают особые условия энергообмена за счёт антропогенной теплоты и изменённой структуры поверхности.

Роль энергообмена в формировании климата и погодных условий

Процессы энергообмена лежат в основе образования атмосферных циркуляций, формирования температурных градиентов, развития облачности и осадков. Изменение одного из компонентов баланса (например, увеличение содержания парниковых газов или изменение альбедо поверхности) приводит к перераспределению энергии в системе, что влияет на климатические условия как локально, так и глобально.

Поэтому точное моделирование и наблюдение за потоками энергии между атмосферой и поверхностью являются центральной задачей климатологии и метеорологии.