Albedo

Relación de radiación reflejada a radiación incidente

Para otros usos, vea Albedo (desambiguación) .

El porcentaje de luz solar reflejada de forma difusa en relación con diversas condiciones de la superficie.

Albedo (pronunciado / æ l b i d oʊ / ; América : albedo , lo que significa 'blancura') es la medida de la reflexión difusa de la radiación solar sobre el total de la radiación solar y medido en una escala de 0, que corresponde a un negro cuerpo que absorbe toda la radiación incidente, a 1, correspondiente a un cuerpo que refleja toda la radiación incidente.

El albedo de superficie se define como la relación entre la radiosidad J _e y la irradiancia E _e (flujo por unidad de área) que recibe una superficie. ^[1] La proporción reflejada no solo está determinada por las propiedades de la propia superficie, sino también por la distribución espectral y angular de la radiación solar que llega a la superficie de la Tierra. ^[2] Estos factores varían con la composición atmosférica, la ubicación geográfica y el tiempo (ver posición del Sol ). Mientras que la reflectancia bi-hemisféricase calcula para un solo ángulo de incidencia (es decir, para una posición dada del Sol), el albedo es la integración direccional de la reflectancia sobre todos los ángulos solares en un período dado. La resolución temporal puede variar desde segundos (como se obtiene de las mediciones de flujo) hasta promedios diarios, mensuales o anuales.

A menos que se indique para una longitud de onda específica (albedo espectral), albedo se refiere a todo el espectro de radiación solar. ^[3] Debido a limitaciones de medición, a menudo se da para el espectro en el que la mayor parte de la energía solar llega a la superficie (entre 0,3 y 3 μm). Este espectro incluye luz visible (0,4-0,7 μm), lo que explica por qué las superficies con un albedo bajo parecen oscuras (p. Ej., Los árboles absorben la mayor parte de la radiación), mientras que las superficies con un albedo alto parecen brillantes (p. Ej., La nieve refleja la mayor parte de la radiación).

El albedo es un concepto importante en climatología , astronomía y gestión ambiental (por ejemplo, como parte del programa de Liderazgo en Energía y Diseño Ambiental (LEED) para la calificación sostenible de edificios). El albedo promedio de la Tierra desde la atmósfera superior, su albedo planetario , es del 30 al 35% debido a la cobertura de nubes , pero varía ampliamente a nivel local en la superficie debido a diferentes características geológicas y ambientales. ^[4]

El término albedo fue introducido en la óptica por Johann Heinrich Lambert en su obra Photometria de 1760 .

Albedo terrestre

Muestra de albedos

Superficie	Albedo típico
Asfalto fresco	0.04 [5]
Mar abierto	0.06 [6]
Asfalto gastado	0.12 [5]
Bosque de coníferas (verano)	0.08 [7] 0.09 a 0.15 [8]
Bosque caducifolio	0,15 a 0,18 [8]
Suelo desnudo	0,17 [9]
Césped verde	0,25 [9]
Arena del desierto	0.40 [10]
Hormigón nuevo	0,55 [9]
Hielo oceánico	0,50 a 0,70 [9]
Nieve fresca	0,80 [9]

Cualquier albedo en luz visible cae dentro de un rango de aproximadamente 0,9 para la nieve fresca a aproximadamente 0,04 para el carbón, una de las sustancias más oscuras. Las cavidades profundamente sombreadas pueden lograr un albedo efectivo acercándose al cero de un cuerpo negro . Cuando se ve desde la distancia, la superficie del océano tiene un albedo bajo, al igual que la mayoría de los bosques, mientras que las áreas desérticas tienen algunos de los albedos más altos entre los accidentes geográficos. La mayoría de las áreas terrestres se encuentran en un rango de albedo de 0,1 a 0,4. ^[11] El albedo medio de la Tierra es de aproximadamente 0,3. ^[12] Esto es mucho más alto que para el océano principalmente debido a la contribución de las nubes.

2003-2004 albedo medio anual de cielo despejado y cielo total

El albedo de la superficie de la Tierra se estima regularmente a través de sensores satelitales de observación de la Tierra , como los instrumentos MODIS de la NASA a bordo de los satélites Terra y Aqua , y el instrumento CERES en la central nuclear Suomi y JPSS . Como la cantidad de radiación reflejada solo se mide para una sola dirección por satélite, no para todas las direcciones, se utiliza un modelo matemático para traducir un conjunto de muestra de mediciones de reflectancia satelital en estimaciones de reflectancia direccional-hemisférica y reflectancia bi-hemisférica (p. Ej., ^{[ 13]} ). Estos cálculos se basan en la función de distribución de reflectancia bidireccional(BRDF), que describe cómo la reflectancia de una superficie determinada depende del ángulo de visión del observador y del ángulo solar. BDRF puede facilitar la traducción de observaciones de reflectancia en albedo.

La temperatura media de la superficie de la Tierra debido a su albedo y al efecto invernadero es actualmente de unos 15 ° C. Si la Tierra estuviera completamente congelada (y por lo tanto fuera más reflectante), la temperatura promedio del planeta descendería por debajo de los -40 ° C. ^[14] Si solo las masas de tierra continentales quedaran cubiertas por glaciares, la temperatura media del planeta bajaría a aproximadamente 0 ° C. ^[15] Por el contrario, si toda la Tierra estuviera cubierta por agua, un llamado planeta oceánico , la temperatura promedio del planeta se elevaría a casi 27 ° C. ^[dieciséis]

Albedo de cielo blanco, cielo negro y cielo azul

Para las superficies terrestres, se ha demostrado que el albedo en un ángulo cenital solar particular θ _i puede aproximarse mediante la suma proporcional de dos términos:

• la reflectancia direccional-hemisférica en ese ángulo cenital solar , a veces denominado albedo de cielo negro, y${\displaystyle {{\bar {\alpha }}(\theta _{i})}}$
• la reflectancia bi-hemisférica , a veces referido como blanco-cielo albedo.${\displaystyle {\bar {\bar {\alpha }}}}$

con siendo la proporción de la radiación directa desde un ángulo solar dado, y siendo la proporción de difusa iluminación, el albedo real (también llamado azul-cielo albedo), entonces se puede dar como:${\displaystyle {1-D}}$${\displaystyle {D}}$${\displaystyle {\alpha }}$

${\displaystyle {\alpha }=(1-D){\bar {\alpha }}(\theta _{i})+D{\bar {\bar {\alpha }}}.}$

Esta fórmula es importante porque permite calcular el albedo para cualquier condición de iluminación dada a partir del conocimiento de las propiedades intrínsecas de la superficie. ^[17]

Albedo astronómico

Los albedos de los planetas , los satélites y los planetas menores , como los asteroides, se pueden utilizar para inferir mucho sobre sus propiedades. El estudio de los albedos, su dependencia de la longitud de onda, el ángulo de iluminación ("ángulo de fase") y la variación en el tiempo constituye una parte importante del campo astronómico de la fotometría . Para los objetos pequeños y lejanos que no pueden ser resueltos con telescopios, mucho de lo que sabemos proviene del estudio de sus albedos. Por ejemplo, el albedo absoluto puede indicar el contenido de hielo en la superficie de los objetos externos del Sistema Solar , la variación del albedo con el ángulo de fase proporciona información sobre el regolito.propiedades, mientras que un albedo de radar inusualmente alto es indicativo de un alto contenido de metales en los asteroides .

Encelado , una luna de Saturno, tiene uno de los albedos más altos conocidos de cualquier cuerpo del Sistema Solar, con un albedo de 0,99. Otro cuerpo notable de alto albedo es Eris , con un albedo de 0,96. ^[18] Muchos objetos pequeños en el Sistema Solar exterior ^[19] y el cinturón de asteroides tienen albedos bajos de aproximadamente 0.05. ^[20] Un núcleo de cometa típico tiene un albedo de 0.04. ^[21] Se cree que una superficie tan oscura es indicativa de una superficie primitiva y muy erosionada por el espacio que contiene algunos compuestos orgánicos .

El albedo general de la Luna se mide en alrededor de 0,14, ^[22] pero es fuertemente direccional y no lambertiano , mostrando también un fuerte efecto de oposición . ^[23] Aunque tales propiedades de reflectancia son diferentes de las de cualquier terreno terrestre, son típicas de las superficies de regolito de los cuerpos sin aire del Sistema Solar.

Dos albedos comunes que se utilizan en astronomía son el albedo geométrico ( banda V) (que mide el brillo cuando la iluminación proviene directamente de detrás del observador) y el albedo de Bond (que mide la proporción total de energía electromagnética reflejada). Sus valores pueden diferir significativamente, lo cual es una fuente común de confusión.

Planeta	Geométrico	Vínculo
Mercurio	0,142 [24]	0,088 [25] o 0,068
Venus	0,689 [24]	0,76 [26] o 0,77
tierra	0,434 [24]	0.306 [27]
Marte	0.170 [24]	0.250 [28]
Júpiter	0,538 [24]	0,503 ± 0,012 [29]
Saturno	0,499 [24]	0.342 [30]
Urano	0,488 [24]	0.300 [31]
Neptuno	0,442 [24]	0,290 [32]

En estudios detallados, las propiedades de reflectancia direccional de los cuerpos astronómicos a menudo se expresan en términos de los cinco parámetros de Hapke que describen semi-empíricamente la variación del albedo con el ángulo de fase , incluida una caracterización del efecto de oposición de las superficies de regolitos .

La relación entre el albedo astronómico (geométrico), la magnitud absoluta y el diámetro es: ^[33] ,${\displaystyle A=\left({\frac {1329\times 10^{-H/5}}{D}}\right)^{2}}$

donde es el albedo astronómico, es el diámetro en kilómetros y es la magnitud absoluta.${\displaystyle A}$${\displaystyle D}$${\displaystyle H}$

Ejemplos de efectos de albedo terrestre

Iluminación

El albedo no depende directamente de la iluminación porque cambiar la cantidad de luz entrante cambia proporcionalmente la cantidad de luz reflejada, excepto en circunstancias en las que un cambio en la iluminación induce un cambio en la superficie de la Tierra en esa ubicación (por ejemplo, a través del derretimiento del hielo reflectante). Dicho esto, el albedo y la iluminación varían según la latitud. El albedo es más alto cerca de los polos y más bajo en los subtrópicos, con un máximo local en los trópicos. ^[34]

Efectos de insolación

La intensidad de los efectos de la temperatura del albedo depende de la cantidad de albedo y del nivel de insolación local (irradiancia solar); Las áreas de alto albedo en las regiones ártica y antártica son frías debido a la baja insolación, mientras que áreas como el desierto del Sahara , que también tienen un albedo relativamente alto, serán más calientes debido a la alta insolación. Tropicales y subtropicales del bosque lluvioso áreas tienen albedo bajo, y son mucho más caliente que su bosque templadocontrapartes, que tienen una insolación más baja. Debido a que la insolación juega un papel tan importante en los efectos de calentamiento y enfriamiento del albedo, las áreas de alta insolación como los trópicos tenderán a mostrar una fluctuación más pronunciada en la temperatura local cuando el albedo local cambie. ^{[ cita requerida ]}

Las regiones árticas liberan notablemente más calor al espacio del que absorben, enfriando efectivamente la Tierra . Esto ha sido una preocupación ya que el hielo y la nieve del Ártico se han estado derritiendo a tasas más altas debido a las temperaturas más altas, creando regiones en el Ártico que son notablemente más oscuras (siendo el agua o el suelo, que es de color más oscuro) y reflejan menos calor de regreso al espacio. Este ciclo de retroalimentación da como resultado un efecto de albedo reducido. ^[35]

Clima y tiempo

El albedo afecta el clima al determinar cuánta radiación absorbe un planeta. ^[36] El calentamiento desigual de la Tierra debido a las variaciones del albedo entre la tierra, el hielo o las superficies oceánicas puede impulsar el clima .

Retroalimentación de temperatura albedo

Cuando el albedo de un área cambia debido a las nevadas, se produce una retroalimentación de la temperatura de la nieve . Una capa de nieve aumenta el albedo local, reflejando la luz solar y provocando un enfriamiento local. En principio, si ningún cambio de temperatura exterior afecta a esta área (por ejemplo, una masa de aire caliente ), el albedo elevado y la temperatura más baja mantendrían la nieve actual e invitarían a más nevadas, profundizando la retroalimentación de la temperatura de la nieve. Sin embargo, debido a que el clima local es dinámico debido al cambio de estaciones , eventualmente masas de aire cálido y un ángulo de luz solar más directo (mayor insolación) provocan el derretimiento. Cuando el área derretida revela superficies con menor albedo, como pasto, suelo u océano, el efecto se invierte: la superficie que se oscurece disminuye el albedo, lo que aumenta las temperaturas locales, lo que induce más derretimiento y, por lo tanto, reduce aún más el albedo, lo que resulta en aún más calentamiento. .

Nieve

El albedo de la nieve es muy variable, desde 0,9 para la nieve recién caída hasta aproximadamente 0,4 para la nieve derretida y tan solo 0,2 para la nieve sucia. ^[37] Sobre la Antártida, el albedo de nieve tiene un promedio de poco más de 0,8. Si un área marginalmente cubierta de nieve se calienta, la nieve tiende a derretirse, lo que reduce el albedo y, por lo tanto, conduce a más nieve derretida porque la capa de nieve absorbe más radiación (la retroalimentación positiva del albedo del hielo ).

Así como la nieve fresca tiene un albedo más alto que la nieve sucia, el albedo del hielo marino cubierto de nieve es mucho más alto que el del agua de mar. El agua de mar absorbe más radiación solar que la misma superficie cubierta con nieve reflectante. Cuando el hielo marino se derrite, ya sea debido a un aumento de la temperatura del mar o en respuesta al aumento de la radiación solar desde arriba, la superficie cubierta de nieve se reduce y se expone más superficie de agua de mar, por lo que aumenta la tasa de absorción de energía. La energía extra absorbida calienta el agua de mar, lo que a su vez aumenta la velocidad a la que se derrite el hielo marino. Como en el ejemplo anterior de fusión de la nieve, el proceso de fusión del hielo marino es, por tanto, otro ejemplo de retroalimentación positiva. ^[38] Ambos ciclos de retroalimentación positiva han sido reconocidos desde hace mucho tiempo como importantes para el calentamiento global .^{[ cita requerida ]}

Cryoconite , polvo arrastrado por el viento polvo que contiene hollín, a veces reduce albedo en glaciares y capas de hielo. ^[39]

La naturaleza dinámica del albedo en respuesta a la retroalimentación positiva, junto con los efectos de pequeños errores en la medición del albedo, pueden dar lugar a grandes errores en las estimaciones de energía. Debido a esto, para reducir el error de las estimaciones de energía, es importante medir el albedo de las áreas cubiertas de nieve mediante técnicas de teledetección en lugar de aplicar un solo valor para el albedo en regiones amplias. ^{[ cita requerida ]}

Efectos a pequeña escala

Albedo también funciona a menor escala. A la luz del sol, la ropa oscura absorbe más calor y la ropa de colores claros lo refleja mejor, lo que permite cierto control sobre la temperatura corporal al explotar el efecto albedo del color de la ropa exterior. ^[40]

Efectos solares fotovoltaicos

El albedo puede afectar la producción de energía eléctrica de los dispositivos solares fotovoltaicos . Por ejemplo, los efectos de un albedo espectralmente sensible se ilustran por las diferencias entre el albedo ponderado espectralmente de la tecnología solar fotovoltaica basada en silicio amorfo hidrogenado (a-Si: H) y silicio cristalino (c-Si) basado en comparación con el espectral tradicional. -Predicciones de albedo integradas. La investigación mostró impactos de más del 10%. ^[41]Más recientemente, el análisis se extendió a los efectos del sesgo espectral debido a la reflectividad especular de 22 materiales superficiales que ocurren comúnmente (tanto artificiales como naturales) y analiza los efectos del albedo en el rendimiento de siete materiales fotovoltaicos que cubren tres topologías comunes de sistemas fotovoltaicos. : aplicaciones industriales (granjas solares), techos planos comerciales y techos inclinados residenciales. ^[42]

Árboles

Debido a que los bosques generalmente tienen un albedo bajo (la mayor parte del espectro ultravioleta y visible se absorbe a través de la fotosíntesis ), algunos científicos han sugerido que una mayor absorción de calor por parte de los árboles podría compensar algunos de los beneficios de carbono de la forestación (o compensar los impactos climáticos negativos de la forestación). deforestación ). En el caso de los bosques siempre verdes con una capa de nieve estacional, la reducción del albedo puede ser lo suficientemente grande como para que la deforestación provoque un efecto de enfriamiento neto. ^{[43] Los} árboles también impactan el clima de formas extremadamente complicadas a través de la evapotranspiración.. El vapor de agua causa enfriamiento en la superficie terrestre, causa calentamiento donde se condensa, actúa como un fuerte gas de efecto invernadero y puede aumentar el albedo cuando se condensa en nubes. ^[44] Los científicos generalmente tratan la evapotranspiración como un impacto neto de enfriamiento, y el impacto climático neto de los cambios en el albedo y la evapotranspiración de la deforestación depende en gran medida del clima local. ^[45]

En las zonas cubiertas de nieve estacionalmente, los albedos invernales de las áreas sin árboles son entre un 10% y un 50% más altos que las áreas boscosas cercanas porque la nieve no cubre los árboles con tanta facilidad. Los árboles de hoja caduca tienen un valor de albedo de aproximadamente 0,15 a 0,18, mientras que los árboles coníferos tienen un valor de aproximadamente 0,09 a 0,15. ^{[8] La} variación en el albedo de verano en ambos tipos de bosque se asocia con tasas máximas de fotosíntesis porque las plantas con alta capacidad de crecimiento muestran una mayor fracción de su follaje para la interceptación directa de la radiación entrante en el dosel superior. ^[46] El resultado es que es más probable que las longitudes de onda de luz que no se utilizan en la fotosíntesis se reflejen en el espacio en lugar de ser absorbidas por otras superficies más bajas en el dosel.

Los estudios del Centro Hadley han investigado el efecto relativo (generalmente de calentamiento) del cambio de albedo y el efecto (de enfriamiento) del secuestro de carbono en la plantación de bosques. Descubrieron que los nuevos bosques en áreas tropicales y de latitudes medias tendían a enfriarse; los nuevos bosques en latitudes altas (por ejemplo, Siberia) eran neutrales o quizás se estaban calentando. ^[47]

Agua

Reflectividad del agua suave a 20 ° C (índice de refracción = 1.333)

El agua refleja la luz de manera muy diferente a los materiales terrestres típicos. La reflectividad de una superficie de agua se calcula utilizando las ecuaciones de Fresnel .

En la escala de la longitud de onda de la luz, incluso el agua ondulada es siempre suave, por lo que la luz se refleja de manera localmente especular (no difusa ). El destello de luz en el agua es un efecto común de esto. En pequeños ángulos de luz incidente , la ondulación da como resultado una reflectividad reducida debido a la inclinación de la curva de reflectividad versus ángulo incidente y un ángulo de incidencia promedio aumentado localmente. ^[48]

Aunque la reflectividad del agua es muy baja en ángulos bajos y medios de luz incidente, se vuelve muy alta en ángulos altos de luz incidente, como los que ocurren en el lado iluminado de la Tierra cerca del terminador (temprano en la mañana, al final de la tarde y cerca de los polos). Sin embargo, como se mencionó anteriormente, la ondulación provoca una reducción apreciable. Debido a que la luz reflejada especularmente por el agua no suele llegar al espectador, se suele considerar que el agua tiene un albedo muy bajo a pesar de su alta reflectividad en ángulos elevados de luz incidente.

Tenga en cuenta que las tapas blancas en las olas se ven blancas (y tienen un albedo alto) porque el agua está formada por espuma, por lo que hay muchas superficies de burbujas superpuestas que se reflejan, sumando sus reflectividades. El hielo "negro" fresco presenta un reflejo de Fresnel. La nieve encima de este hielo marino aumenta el albedo a 0,9. ^{[ cita requerida ]}

Nubes

El albedo de las nubes tiene una influencia sustancial sobre las temperaturas atmosféricas. Los diferentes tipos de nubes exhiben una reflectividad diferente, teóricamente variando en albedo desde un mínimo cercano a 0 hasta un máximo cercano a 0.8. "En un día cualquiera, aproximadamente la mitad de la Tierra está cubierta por nubes, que reflejan más luz solar que la tierra y el agua. Las nubes mantienen la Tierra fresca al reflejar la luz solar, pero también pueden servir como mantas para atrapar el calor". ^[49]

El albedo y el clima en algunas áreas se ven afectados por nubes artificiales, como las creadas por las estelas del tráfico pesado de aviones comerciales. ^[50] Un estudio que siguió a la quema de los campos petrolíferos de Kuwait durante la ocupación iraquí mostró que las temperaturas bajo los incendios de petróleo ardiendo eran hasta 10 ° C más frías que las temperaturas a varias millas de distancia bajo cielos despejados. ^[51]

Efectos de aerosol

Los aerosoles (partículas / gotitas muy finas en la atmósfera) tienen efectos directos e indirectos sobre el equilibrio radiativo de la Tierra. El efecto directo (albedo) es generalmente enfriar el planeta; el efecto indirecto (las partículas actúan como núcleos de condensación de las nubes y, por lo tanto, cambian las propiedades de las nubes) es menos seguro. ^[52] Según Spracklen et al. ^[53] los efectos son:

• Efecto directo de aerosol. Los aerosoles dispersan y absorben directamente la radiación. La dispersión de la radiación causa el enfriamiento atmosférico, mientras que la absorción puede causar el calentamiento atmosférico.
• Efecto indirecto del aerosol. Los aerosoles modifican las propiedades de las nubes a través de un subconjunto de la población de aerosoles llamado núcleos de condensación de nubes . El aumento de las concentraciones de núcleos conduce a un aumento en la concentración del número de gotas de nubes, lo que a su vez conduce a un aumento del albedo de las nubes, una mayor dispersión de la luz y un enfriamiento radiativo ( primer efecto indirecto ), pero también conduce a una menor eficiencia de precipitación y una mayor vida útil de la nube ( segundo efecto indirecto ) .

En ciudades extremadamente contaminadas como Delhi , los contaminantes en aerosol influyen en el clima local e inducen un efecto de isla fresca urbana durante el día. ^[54]

Carbón negro

Otro efecto sobre el clima relacionado con el albedo es el de las partículas de carbono negro . El tamaño de este efecto es difícil de cuantificar: el Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático estima que el forzamiento radiativo medio global para aerosoles de carbono negro de combustibles fósiles es +0,2 W m ⁻² , con un rango de +0,1 a +0,4 W m ⁻² . ^[55] El carbono negro es una causa más importante del derretimiento de la capa de hielo polar en el Ártico que el dióxido de carbono debido a su efecto sobre el albedo. ^{[56] [ verificación fallida ]}

Actividades humanas

Las actividades humanas (por ejemplo, deforestación, agricultura y urbanización) cambian el albedo de varias áreas alrededor del mundo. Sin embargo, la cuantificación de este efecto a escala global es difícil, se requieren más estudios para determinar los efectos antropogénicos. ^[57]

Otros tipos de albedo

El albedo de dispersión simple se utiliza para definir la dispersión de ondas electromagnéticas en partículas pequeñas. Depende de las propiedades del material ( índice de refracción ); el tamaño de la partícula o partículas; y la longitud de onda de la radiación entrante.

Ver también

• Techo fresco
• Daisyworld
• Emisividad
• Salida
• Oscurecimiento global
• Irradiancia
• Ley de radiación térmica de Kirchhoff
• Aumento de la oposición
• Balancín polar
• Gestión de la radiación solar

Referencias

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Enlaces externos

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• Proyecto Albedo
• Albedo - Enciclopedia de la Tierra
• Sitio del producto NASA MODIS BRDF / albedo
• Albedo de superficie derivado de observaciones de Meteosat
• Una discusión sobre los albedos lunares
• reflectividad de los metales (gráfico)