Albedo

Procent rozproszonego odbicia światła słonecznego w stosunku do różnych warunków powierzchni

Albedo ( / jest æ l b iː d oʊ / ; z łaciny albedo „białość”) miarą rozproszonego odbicia promieniowania słonecznego od całkowitego promieniowania słonecznego i mierzone w skali od 0, odpowiadającej ciału doskonale czarnemu , które pochłania całe padające promieniowanie do 1, co odpowiada ciału, które odbija całe padające promieniowanie.

Albedo powierzchni definiuje się jako stosunek radiosity J _e do irradiancji E _e (strumień na jednostkę powierzchni) odbieranej przez powierzchnię. Odbita proporcja zależy nie tylko od właściwości samej powierzchni, ale także od widmowego i kątowego rozkładu promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi. Czynniki te różnią się w zależności od składu atmosfery, położenia geograficznego i czasu (patrz pozycja Słońca ). Podczas gdy dwupółkulowy współczynnik odbicia jest obliczane dla pojedynczego kąta padania (tj. dla danej pozycji Słońca), albedo jest kierunkową całką współczynnika odbicia dla wszystkich kątów padania promieni słonecznych w danym okresie. Rozdzielczość czasowa może wahać się od sekund (uzyskanych z pomiarów strumienia) do średnich dziennych, miesięcznych lub rocznych.

O ile nie podano dla określonej długości fali (albedo widmowe), albedo odnosi się do całego widma promieniowania słonecznego. Ze względu na ograniczenia pomiarowe często podaje się ją dla widma, w którym większość energii słonecznej dociera do powierzchni (między 0,3 a 3 μm). Widmo to obejmuje światło widzialne (0,4–0,7 μm), co wyjaśnia, dlaczego powierzchnie o niskim albedo wydają się ciemne (np. drzewa pochłaniają większość promieniowania), podczas gdy powierzchnie o wysokim albedo wydają się jasne (np. śnieg odbija większość promieniowania).

Albedo jest ważną koncepcją w klimatologii , astronomii i zarządzaniu środowiskiem (np. jako część programu Leadership in Energy and Environmental Design (LEED) dotyczącego oceny budynków pod kątem zrównoważonego rozwoju). Średnie albedo Ziemi z górnych warstw atmosfery, jej albedo planetarne , wynosi 30–35% z powodu zachmurzenia , ale różni się znacznie lokalnie na powierzchni ze względu na różne cechy geologiczne i środowiskowe.

Termin albedo został wprowadzony do optyki przez Johanna Heinricha Lamberta w jego pracy Photometria z 1760 roku .

Ziemskie albedo

Przykładowe albedo
Powierzchnia	Typowe albedo
świeży asfalt	0,04
Otwarty ocean	0,06
Zużyty asfalt	0,12
Las iglasty (lato)	0,08, 0,09 do 0,15
Lasy liściaste	0,15 do 0,18
Goła gleba	0,17
Zielona trawa	0,25
Pasek pustynny	0,40
Nowy beton	0,55
Lód oceaniczny	0,50 do 0,70
Świeży śnieg	0,80
Aluminium	0,85

Każde albedo w świetle widzialnym mieści się w przedziale od około 0,9 dla świeżego śniegu do około 0,04 dla węgla drzewnego, jednej z najciemniejszych substancji. Głęboko zacienione wnęki mogą osiągnąć efektywne albedo bliskie zeru ciała doskonale czarnego . Widziana z daleka powierzchnia oceanu ma niskie albedo, podobnie jak większość lasów, podczas gdy obszary pustynne mają jedne z najwyższych albedo wśród form terenu. Większość obszarów lądowych znajduje się w zakresie albedo od 0,1 do 0,4. Średnie albedo Ziemi wynosi około 0,3. Jest to znacznie więcej niż w przypadku oceanu, głównie ze względu na udział chmur.

2003–2004 oznacza roczne albedo bezchmurnego i całkowitego nieba

powierzchni Ziemi jest regularnie szacowane za pomocą satelitarnych czujników obserwacji Ziemi , takich jak instrumenty NASA MODIS na pokładzie satelitów Terra i Aqua oraz instrument CERES na Suomi NPP i JPSS . Ponieważ ilość promieniowania odbitego jest mierzona przez satelitę tylko dla jednego kierunku, a nie dla wszystkich kierunków, do przełożenia przykładowego zestawu pomiarów współczynnika odbicia satelitarnego na szacunki kierunkowo-półkulistego współczynnika odbicia stosuje się model matematyczny i dwupółkulowy współczynnik odbicia (np.). Obliczenia te opierają się na dwukierunkowej funkcji rozkładu odbicia (BRDF), która opisuje, w jaki sposób współczynnik odbicia danej powierzchni zależy od kąta widzenia obserwatora i kąta padania promieni słonecznych. BDRF może ułatwić tłumaczenie obserwacji współczynnika odbicia na albedo.

Średnia temperatura powierzchni Ziemi ze względu na jej albedo i efekt cieplarniany wynosi obecnie około 15 ° C (59 ° F). Gdyby Ziemia była całkowicie zamarznięta (a przez to bardziej odbijająca światło), średnia temperatura planety spadłaby poniżej -40 ° C (-40 ° F). Gdyby tylko kontynentalne masy lądowe zostały pokryte lodowcami, średnia temperatura planety spadłaby do około 0 ° C (32 ° F). Natomiast gdyby cała Ziemia była pokryta wodą – tak zwana planeta oceaniczna – średnia temperatura na planecie wzrosłaby do prawie 27°C (81°F).

W 2021 roku naukowcy poinformowali, że Ziemia przyciemniła się o ~ 0,5% w ciągu dwóch dekad (1998–2017), jak zmierzono za pomocą blasku ziemi przy użyciu nowoczesnych technik fotometrycznych. Mogło to być zarówno spowodowane zmianami klimatycznymi , jak i znacznym wzrostem globalnego ocieplenia. Jednak do tej pory nie zbadano związku ze zmianami klimatycznymi i nie jest jasne, czy stanowi to stałą tendencję.

Albedo białego nieba, czarnego nieba i błękitnego nieba

W przypadku powierzchni lądowych wykazano, że albedo przy określonym kącie zenitu Słońca θ _i można przybliżyć proporcjonalną sumą dwóch składników:

kierunkowo -półkulisty współczynnik odbicia $pod$ kątem zenitu Słońca , albedo czarnego
dwupółkulisty współczynnik odbicia , czasami $.$ jako albedo

gdzie ${\ displaystyle {1-D}}$ jest proporcją bezpośredniego promieniowania z danego kąta słonecznego, a $jest$ proporcją oświetlenia rozproszonego, rzeczywiste albedo $\ alfa }}$ (zwane także albedo błękitnego nieba) można zatem przedstawić jako:

{\ Displaystyle \ alfa = (1-D) {\ bar {\ alfa}} (\ theta _ {i}) + D {\ bar {\ bar {\ alfa}}}.}

Ten wzór jest ważny, ponieważ umożliwia obliczenie albedo dla dowolnych warunków oświetlenia na podstawie znajomości wewnętrznych właściwości powierzchni.

Przykłady ziemskich efektów albedo

Oświetlenie

Albedo nie jest bezpośrednio zależne od oświetlenia, ponieważ zmiana ilości docierającego światła proporcjonalnie zmienia ilość światła odbitego, z wyjątkiem okoliczności, w których zmiana oświetlenia powoduje zmianę powierzchni Ziemi w tym miejscu (np. poprzez topnienie odbijającego światło lodu). To powiedziawszy, albedo i oświetlenie różnią się w zależności od szerokości geograficznej. Albedo jest najwyższe w pobliżu biegunów, a najniższe w strefie podzwrotnikowej, z lokalnym maksimum w tropikach.

Efekty nasłonecznienia

Intensywność wpływu temperatury albedo zależy od wielkości albedo i poziomu lokalnego nasłonecznienia (natężenia promieniowania słonecznego); obszary o wysokim albedo w arktycznych i antarktycznych są zimne z powodu niskiego nasłonecznienia, podczas gdy obszary takie jak Sahara , które również mają stosunkowo wysokie albedo, będą gorętsze z powodu wysokiego nasłonecznienia. Tropikalne i subtropikalne obszary lasów deszczowych mają niskie albedo i są znacznie gorętsze niż lasy strefy umiarkowanej odpowiedniki, które mają niższe nasłonecznienie. Ponieważ nasłonecznienie odgrywa tak dużą rolę w efektach ogrzewania i chłodzenia albedo, obszary o wysokim nasłonecznieniu, takie jak tropiki, będą wykazywać wyraźniejsze wahania lokalnej temperatury, gdy lokalne albedo się zmienia. ^{[ potrzebne źródło ]}

Regiony arktyczne w szczególności oddają więcej ciepła z powrotem w przestrzeń kosmiczną niż pochłaniają, skutecznie chłodząc Ziemię . Było to niepokojące, ponieważ arktyczny lód i śnieg topniały w szybszym tempie z powodu wyższych temperatur, tworząc regiony w Arktyce, które są znacznie ciemniejsze (jest to woda lub ziemia, która ma ciemniejszy kolor) i odbijają mniej ciepła z powrotem w przestrzeń kosmiczną. Ta pętla sprzężenia zwrotnego powoduje zmniejszenie efektu albedo.

Klimat i pogoda

Albedo wpływa na klimat , określając, ile promieniowania pochłania planeta. Nierównomierne nagrzewanie się Ziemi spowodowane wahaniami albedo między powierzchniami lądowymi, lodowymi lub oceanicznymi może wpływać na pogodę .

Sprzężenie zwrotne albedo-temperatura

Kiedy albedo obszaru zmienia się z powodu opadów śniegu, następuje sprzężenie zwrotne temperatury śniegu . Warstwa opadów śniegu zwiększa lokalne albedo, odbijając światło słoneczne, prowadząc do lokalnego ochłodzenia. W zasadzie, jeśli na ten obszar nie wpłynie żadna zmiana temperatury zewnętrznej (np. ciepła masa powietrza ), podwyższone albedo i niższa temperatura utrzymają obecny śnieg i wywołają dalsze opady śniegu, pogłębiając sprzężenie zwrotne między śniegiem a temperaturą. Jednakże, ponieważ lokalna pogoda jest dynamiczna ze względu na zmianę pór roku , ostatecznie ciepłe masy powietrza i bardziej bezpośredni kąt padania promieni słonecznych (wyższe nasłonecznienie ) spowodować stopienie. Kiedy stopiony obszar ujawnia powierzchnie o niższym albedo, takie jak trawa, gleba lub ocean, efekt jest odwrotny: ciemniejąca powierzchnia obniża albedo, zwiększając lokalne temperatury, co indukuje większe topnienie, a tym samym dalsze zmniejszanie albedo, co skutkuje jeszcze większym ogrzewaniem .

Śnieg

Albedo śniegu jest bardzo zmienne i waha się od 0,9 dla świeżo opadłego śniegu, do około 0,4 dla topniejącego śniegu i zaledwie 0,2 dla brudnego śniegu. Na Antarktydzie albedo śniegu wynosi średnio nieco ponad 0,8. Jeśli obszar nieznacznie pokryty śniegiem ociepla się, śnieg ma tendencję do topnienia się, obniżając albedo, a tym samym prowadząc do większego topnienia śniegu, ponieważ pokrywa śnieżna pochłania więcej promieniowania (dodatnie sprzężenie zwrotne albedo lodu ) .

Tak jak świeży śnieg ma wyższe albedo niż śnieg brudny, albedo pokrytego śniegiem lodu morskiego jest znacznie wyższe niż albedo wody morskiej. Woda morska pochłania więcej promieniowania słonecznego niż ta sama powierzchnia pokryta odbijającym śniegiem. Kiedy lód morski topnieje, albo z powodu wzrostu temperatury morza, albo w odpowiedzi na zwiększone promieniowanie słoneczne z góry, powierzchnia pokryta śniegiem zmniejsza się, a większa powierzchnia wody morskiej jest odsłonięta, więc tempo pochłaniania energii wzrasta. Dodatkowa pochłonięta energia podgrzewa wodę morską, co z kolei zwiększa tempo topnienia lodu morskiego. Podobnie jak w poprzednim przykładzie topnienia śniegu, proces topnienia lodu morskiego jest kolejnym przykładem pozytywnego sprzężenia zwrotnego. Obie pętle dodatniego sprzężenia zwrotnego od dawna uznawane są za ważne globalne ocieplenie . ^{[ potrzebne źródło ]}

Kriokonit , sproszkowany pył przenoszony przez wiatr zawierający sadzę, czasami zmniejsza albedo na lodowcach i pokrywach lodowych.

Dynamiczny charakter albedo w odpowiedzi na dodatnie sprzężenie zwrotne, wraz ze skutkami niewielkich błędów w pomiarze albedo, może prowadzić do dużych błędów w szacunkach energii. Z tego powodu, aby zmniejszyć błąd szacunków energii, ważne jest, aby mierzyć albedo obszarów pokrytych śniegiem za pomocą technik teledetekcji, zamiast stosować pojedynczą wartość albedo w szerokich regionach. ^{[ potrzebne źródło ]}

Efekty na małą skalę

Albedo działa też na mniejszą skalę. W świetle słonecznym ciemne ubrania pochłaniają więcej ciepła, a ubrania w jasnych kolorach lepiej je odbijają, co pozwala na pewną kontrolę nad temperaturą ciała poprzez wykorzystanie efektu albedo koloru odzieży wierzchniej.

Efekty fotowoltaiki słonecznej

Albedo może wpływać na wytwarzanie energii elektrycznej przez słoneczne urządzenia fotowoltaiczne . Na przykład skutki albedo reagującego na widmo ilustrują różnice między ważonym widmowo albedo słonecznej technologii fotowoltaicznej opartej na uwodornionym krzemie amorficznym (a-Si:H) i krzemie krystalicznym (c-Si) w porównaniu z tradycyjnym widmem -zintegrowane prognozy albedo. Badania wykazały wpływ ponad 10% w przypadku systemów montowanych pionowo (90°), ale efekty te były znacznie niższe w przypadku systemów o mniejszym nachyleniu powierzchni. Widmowe albedo silnie wpływa na wydajność dwustronnych ogniw słonecznych gdzie zaobserwowano wzrost wydajności tylnej powierzchni o ponad 20% w przypadku ogniw c-Si zainstalowanych nad zdrową roślinnością. Analiza odchylenia wynikającego z odbicia lustrzanego 22 powszechnie występujących materiałów powierzchniowych (zarówno stworzonych przez człowieka, jak i naturalnych) dostarczyła efektywnych wartości albedo do symulacji wydajności siedmiu materiałów fotowoltaicznych zamontowanych na trzech typowych topologiach systemów fotowoltaicznych: przemysłowej (farmy słoneczne), komercyjnych płaskich dachów i mieszkaniowych dachów spadzistych.

Drzewa

Lasy na ogół mają niskie albedo, ponieważ większość widma ultrafioletowego i widzialnego jest absorbowana w procesie fotosyntezy . Z tego powodu większa absorpcja ciepła przez drzewa może zrekompensować niektóre korzyści wynikające z zalesiania w zakresie emisji dwutlenku węgla (lub zrekompensować negatywny wpływ wylesiania na klimat ). Innymi słowy: efekt sekwestracji dwutlenku węgla przez lasy w zakresie łagodzenia zmiany klimatu jest częściowo równoważony tym, że ponowne zalesianie może zmniejszyć odbijanie światła słonecznego (albedo).

W przypadku lasów wiecznie zielonych z sezonową pokrywą śnieżną redukcja albedo może być na tyle duża, że wylesianie wywoła efekt ochłodzenia netto. Drzewa wpływają również na klimat w niezwykle skomplikowany sposób poprzez ewapotranspirację . Para wodna powoduje ochłodzenie powierzchni lądu, powoduje ogrzewanie tam, gdzie się skrapla, działa jako silny gaz cieplarniany i może zwiększyć albedo, gdy skrapla się w chmury. Naukowcy na ogół traktują ewapotranspirację jako wpływ ochłodzenia netto, a wpływ zmian albedo i ewapotranspiracji spowodowanych wylesianiem na klimat w dużej mierze zależy od lokalnego klimatu.

Lasy na średnich i dużych szerokościach geograficznych mają znacznie niższe albedo w okresach śnieżnych niż tereny płaskie, co przyczynia się do ocieplenia. Modelowanie porównujące skutki różnic albedo między lasami i łąkami sugeruje, że powiększanie powierzchni lasów w strefach umiarkowanych zapewnia jedynie tymczasowe korzyści w zakresie łagodzenia.

W strefach sezonowo pokrytych śniegiem zimowe albedo obszarów bezdrzewnych jest od 10% do 50% wyższe niż pobliskie obszary leśne, ponieważ śnieg nie pokrywa drzew tak łatwo. Drzewa liściaste mają wartość albedo około 0,15 do 0,18, podczas gdy drzewa iglaste mają wartość około 0,09 do 0,15. Zróżnicowanie letniego albedo w obu typach lasów wiąże się z maksymalnym tempem fotosyntezy, ponieważ rośliny o dużej zdolności wzrostu wykazują większą część swoich liści w celu bezpośredniego przechwytywania docierającego promieniowania w górnym baldachimie. W rezultacie długości fal światła, które nie są wykorzystywane w fotosyntezie, z większym prawdopodobieństwem zostaną odbite z powrotem w przestrzeń kosmiczną, niż zostaną pochłonięte przez inne powierzchnie znajdujące się niżej w koronie.

Badania przeprowadzone przez Hadley Center zbadały względny (ogólnie ocieplający) wpływ zmiany albedo i (chłodzący) wpływ sekwestracji węgla na sadzenie lasów. Odkryli, że nowe lasy w obszarach tropikalnych i na umiarkowanych szerokościach geograficznych mają tendencję do ochładzania się; nowe lasy na dużych szerokościach geograficznych (np. na Syberii) były neutralne lub być może ocieplające.

Woda

Współczynnik odbicia gładkiej wody w temperaturze 20 ° C (68 ° F) (współczynnik załamania światła = 1,333)

Woda odbija światło zupełnie inaczej niż typowe materiały ziemskie. Współczynnik odbicia powierzchni wody jest obliczany za pomocą równań Fresnela .

W skali długości fali światła nawet falująca woda jest zawsze gładka, więc światło odbija się lokalnie w sposób zwierciadlany (nie rozproszony ). Błysk światła na wodzie jest tego powszechnym efektem. Przy małych kątach padania światła pofałdowanie skutkuje zmniejszonym współczynnikiem odbicia z powodu stromości krzywej współczynnika odbicia w funkcji kąta padania i lokalnie zwiększonego średniego kąta padania.

Chociaż współczynnik odbicia wody jest bardzo niski przy niskich i średnich kątach padania światła, staje się bardzo wysoki przy wysokich kątach padania światła, takich jak te, które występują po oświetlonej stronie Ziemi w pobliżu terminatora (wczesnym rankiem, późnym popołudniem i blisko słupy). Jednak, jak wspomniano powyżej, falistość powoduje znaczną redukcję. Ponieważ światło lustrzane odbite od wody zwykle nie dociera do widza, zwykle uważa się, że woda ma bardzo niskie albedo, pomimo jej wysokiego współczynnika odbicia pod dużymi kątami padania światła.

Zauważ, że białe czapeczki na falach wyglądają na białe (i mają wysokie albedo), ponieważ woda jest spieniona, więc istnieje wiele nałożonych na siebie bąbelków, które odbijają, sumując swoje współczynniki odbicia. Świeży „czarny” lód wykazuje odbicie Fresnela. Śnieg na wierzchu tego lodu morskiego zwiększa albedo do 0,9.

Chmury

Albedo chmur ma znaczący wpływ na temperaturę atmosferyczną. Różne typy chmur wykazują różny współczynnik odbicia, teoretycznie w zakresie albedo od minimum bliskiego 0 do maksimum zbliżającego się do 0,8. „Każdego dnia około połowa Ziemi jest pokryta chmurami, które odbijają więcej światła słonecznego niż ziemia i woda. Chmury utrzymują chłód na Ziemi, odbijając światło słoneczne, ale mogą również służyć jako koce zatrzymujące ciepło”.

Na albedo i klimat na niektórych obszarach mają wpływ sztuczne chmury, takie jak te tworzone przez smugi kondensacyjne ciężkiego ruchu samolotów komercyjnych. Badanie przeprowadzone po spaleniu pól naftowych w Kuwejcie podczas okupacji irackiej wykazało, że temperatury pod płonącymi pożarami ropy były nawet o 10 ° C (18 ° F) niższe niż temperatury kilka mil dalej przy bezchmurnym niebie.

Efekty aerozolu

Aerozole (bardzo drobne cząstki/kropelki w atmosferze) mają zarówno bezpośredni, jak i pośredni wpływ na równowagę radiacyjną Ziemi. Bezpośrednim efektem (albedo) jest ogólnie ochłodzenie planety; efekt pośredni (cząstki działają jak jądra kondensacji chmur i tym samym zmieniają właściwości chmur) jest mniej pewny. Według Spracklena i in. efekty są następujące:

Bezpośredni efekt w aerozolu. Aerozole bezpośrednio rozpraszają i pochłaniają promieniowanie. Rozpraszanie promieniowania powoduje ochłodzenie atmosfery, podczas gdy absorpcja może powodować ocieplenie atmosfery.

Pośrednie działanie aerozolu. Aerozole modyfikują właściwości chmur poprzez podzbiór populacji aerozoli zwany jądrami kondensacji chmur . Zwiększona koncentracja jąder prowadzi do zwiększenia koncentracji kropel chmur, co z kolei prowadzi do zwiększenia albedo chmur, zwiększonego rozpraszania światła i chłodzenia radiacyjnego ( pierwszy efekt pośredni ), ale także prowadzi do zmniejszenia wydajności opadów i wydłużenia czasu życia chmury ( drugi efekt pośredni ).

W ekstremalnie zanieczyszczonych miastach, takich jak Delhi , zanieczyszczenia aerozolowe wpływają na lokalną pogodę i wywołują efekt miejskiej chłodnej wyspy w ciągu dnia.

Czarny karbon

Innym związanym z albedo wpływem na klimat są cząstki czarnego węgla . Wielkość tego efektu jest trudna do oszacowania: Międzyrządowy Zespół ds. Zmian Klimatu szacuje, że globalne średnie wymuszenie radiacyjne dla aerozoli sadzy z paliw kopalnych wynosi +0,2 W·m ^-2 , w zakresie od +0,1 do +0,4 W·m ^-2 . Sadza jest większą przyczyną topnienia polarnej pokrywy lodowej w Arktyce niż dwutlenek węgla ze względu na jej wpływ na albedo. ^{[ nieudana weryfikacja ]}

Działalność człowieka

Szklarnie Almería, Hiszpania

Działalność człowieka (np. wylesianie, rolnictwo i urbanizacja) zmienia albedo różnych obszarów na całym świecie. Według Campry i in., wpływ człowieka na „fizyczne właściwości powierzchni lądu może zaburzać klimat poprzez zmianę bilansu energii radiacyjnej Ziemi” nawet na małą skalę lub niewykryty przez satelity.

Dziesiątki tysięcy hektarów szklarni w Almería w Hiszpanii tworzą duży obszar pobielanych plastikowych dachów. Badanie z 2008 roku wykazało, że ta zmiana antropogeniczna obniżyła lokalną temperaturę powierzchni obszaru o wysokim albedo, chociaż zmiany były zlokalizowane. Kolejne badanie wykazało, że „emisje ekwiwalentu CO2 związane ze zmianami albedo na powierzchni są konsekwencją przekształcania terenu” i mogą ograniczać wzrost temperatury powierzchni związany ze zmianami klimatycznymi.

Stwierdzono, że urbanizacja ogólnie zmniejsza albedo (zwykle jest o 0,01–0,02 niższe niż sąsiednie pola uprawne ), co przyczynia się do globalnego ocieplenia . Celowe zwiększanie albedo na obszarach miejskich może złagodzić miejską wyspę ciepła . Ouyang i in. _że w skali globalnej „wzrost albedo na obszarach miejskich na całym świecie o 0,1 spowodowałby efekt ochłodzenia równoważny z pochłanianiem ~44 Gt emisji CO2 ”.

Celowe zwiększenie albedo powierzchni Ziemi, wraz z jej dzienną emisją ciepła , zostało zaproponowane jako strategia zarządzania promieniowaniem słonecznym w celu złagodzenia kryzysów energetycznych i globalnego ocieplenia, znanego jako pasywne dzienne chłodzenie radiacyjne (PDRC). Wysiłki zmierzające do powszechnego wdrożenia PDRC mogą koncentrować się na maksymalizacji albedo powierzchni od bardzo niskich do wysokich wartości, o ile można osiągnąć emisyjność cieplną na poziomie co najmniej 90%.

Albedo astronomiczne

W astronomii termin albedo można zdefiniować na kilka różnych sposobów, w zależności od zastosowania i długości fali promieniowania elektromagnetycznego.

Albedo optyczne lub wizualne

Albedo planet , satelitów i mniejszych planet, takich jak asteroidy , można wykorzystać do wnioskowania o ich właściwościach. Badanie albedo, ich zależności od długości fali, kąta oświetlenia („kąta fazowego”) i zmienności w czasie stanowi większą część astronomicznej dziedziny fotometrii . W przypadku małych i odległych obiektów, których nie można rozdzielić za pomocą teleskopów, wiele z tego, co wiemy, pochodzi z badania ich albedo. Na przykład bezwzględne albedo może wskazywać zawartość lodu na powierzchni zewnętrznego Układu Słonecznego obiektów, zmienność albedo wraz z kątem fazowym dostarcza informacji o właściwościach regolitu , podczas gdy niezwykle wysokie albedo radarowe wskazuje na wysoką zawartość metali w asteroidach .

Enceladus , księżyc Saturna, ma jedno z najwyższych znanych optycznych albedo spośród wszystkich ciał w Układzie Słonecznym, z albedo 0,99. Innym godnym uwagi ciałem o wysokim albedo jest Eris z albedo 0,96. Wiele małych obiektów w zewnętrznym Układzie Słonecznym i pasie asteroid ma niskie albedo do około 0,05. Typowe jądro komety ma albedo 0,04. Uważa się, że taka ciemna powierzchnia wskazuje na prymitywną i mocno zwietrzałą powierzchnię zawierającą pewne związki organiczne .

całkowite albedo Księżyca wynosi około 0,14, ale jest ono silnie kierunkowe i nielambertowskie , wykazując również silny efekt opozycji . Chociaż takie właściwości odbicia różnią się od właściwości wszelkich terenów ziemskich, są one typowe dla regolitu pozbawionych powietrza ciał Układu Słonecznego.

albedo geometryczne (pasmo V) (mierzące jasność, gdy oświetlenie pochodzi bezpośrednio z tyłu obserwatora) i albedo Bonda (mierzące całkowity udział odbitej energii elektromagnetycznej). Ich wartości mogą się znacznie różnić, co jest częstym źródłem nieporozumień.

Planeta	Geometryczny	Obligacja
Rtęć	0,142	0,088 lub 0,068
Wenus	0,689	0,76 lub 0,77
Ziemia	0,434	0,306
Mars	0,170	0,250
Jowisz	0,538	0,503±0,012
Saturn	0,499	0,342
Uran	0,488	0,300
Neptun	0,442	0,290

W szczegółowych badaniach właściwości kierunkowego odbicia ciał astronomicznych są często wyrażane za pomocą pięciu parametrów Hapkego , które półempirycznie opisują zmiany albedo wraz z kątem fazowym , w tym charakterystykę efektu opozycji powierzchni regolitu . Jednym z tych pięciu parametrów jest jeszcze inny rodzaj albedo zwany albedo pojedynczego rozpraszania . Służy do definiowania rozpraszania fal elektromagnetycznych na małych cząstkach. Zależy to od właściwości materiału ( współczynnik załamania światła ), rozmiar cząstki i długość fali docierającego promieniowania.

Ważny związek między astronomicznym (geometrycznym) albedo obiektu, wielkością bezwzględną i średnicą jest określony przez:

{\ Displaystyle A = \ lewo ({\ Frac {1329 \ razy 10 ^ {-H / 5}} {D}} \ prawej) ^ {2},}

gdzie

to

astronomiczne albedo,

wielkość

.

kilometrach, a to bezwzględna

Albedo radarowe

W radarowej astronomii planetarnej impuls mikrofalowy (lub radarowy) jest wysyłany w kierunku celu planetarnego (np. Księżyca, asteroidy itp.) i mierzone jest echo od celu. W większości przypadków wysyłany impuls jest spolaryzowany kołowo , a odbierany impuls jest mierzony w tym samym kierunku polaryzacji, co wysyłany impuls (SC) i przeciwnym kierunku (OC). Moc echa $} _ {OC$ mierzona w kategoriach przekroju poprzecznego radaru , $}$ sigma lub ${\ Displaystyle {\ sigma} _ {T}}$ (całkowita moc, SC + OC) i jest równa polu przekroju poprzecznego metalowej kuli (doskonały odbłyśnik) w tej samej odległości co cel, który zwróciłby ta sama moc echa

Te składowe odebranego echa, które powracają z odbić od pierwszej powierzchni (jak z gładkiej lub lustrzanej powierzchni) są zdominowane przez składową OC, ponieważ następuje odwrócenie polaryzacji po odbiciu. Jeśli powierzchnia jest chropowata w skali długości fali lub istnieje znaczna penetracja regolitu, w echu pojawi się znacząca składowa SC spowodowana wielokrotnym rozpraszaniem.

W przypadku większości obiektów w Układzie Słonecznym dominuje echo OC, a najczęściej zgłaszanym parametrem albedo radaru jest (znormalizowane) albedo radaru OC (często skracane do albedo radaru):

{\ Displaystyle {\ kapelusz {\ sigma}} _ {OC} = \ lewo ({\ Frac {{\ sigma} _ {OC}} {\ pi r ^ {2}}}\prawo)}

gdzie mianownik jest efektywnym polem przekroju poprzecznego obiektu docelowego o średnim promieniu, ${\ displaystyle r}$ . Gładka metalowa kula miałaby ${\ Displaystyle {\ hat {\ sigma}} _ {OC} = 1}$ .

Albedo radarowe obiektów Układu Słonecznego

Obiekt	${\ Displaystyle {\ kapelusz {\ sigma}} _ {\ tekst {OC}}}$
Księżyc	0,06
Rtęć	0,05
Wenus	0,10
Mars	0,06
Śr. Asteroida typu S	0,14
Śr. Asteroida typu C	0,13
Śr. Asteroida typu M	0,26
Kometa P/2005 JQ5	0,02

Wartości podane dla Księżyca, Merkurego, Marsa, Wenus i komety P/2005 JQ5 pochodzą z całkowitego albedo radarowego (OC+SC) podanego w tych odnośnikach.

Związek z powierzchniową gęstością nasypową

W przypadku, gdy większość echa pochodzi z pierwszych odbić powierzchniowych ( $albedo$ więcej), przybliżenie pierwszego rzędu współczynnika odbicia Fresnela (znanego również jako współczynnik odbicia) i może być użyte do oszacowania gęstości objętościowej powierzchni planety do głębokości około metra (kilka długości fali radarowej, która zwykle ma skalę decymetrową ) korzystając z następujących zależności empirycznych:

{\ Displaystyle \ rho = {\ rozpocząć {przypadki} 3,20 {\ tekst {g cm}} ^ {-3} \ ln \ lewo ({\ Frac {1 + {\ sqrt {0,83 {\ kapelusz {\ sigma}} _{\text{OC}}}}}{1-{\sqrt {0.83{\hat {\sigma}}_{\text{OC}}}}}}\right)&{\text{for}} {\ kapelusz {\ sigma}} _ {\ tekst {OC}} \ równoważnik 0,07 \\ (6,944 {\ kapelusz {\ sigma}} _ {\ tekst {OC}} + 1,083) {\ tekst {g cm}} ^{-3}&{\text{dla }}{\hat {\sigma }}_{\text{OC}}>0,07\end{przypadków}}}

.

Zobacz też

Linki zewnętrzne

Kontrola autorytetu
Biblioteki Narodowe	Francja Dane BnF Niemcy Izrael Stany Zjednoczone
Inny	SZYBKO