Albedo

Relación entre la cantidad de luz que se refleja desde un cuerpo

Cambio de albedo en Groenlandia : el mapa muestra la diferencia entre la cantidad de luz solar reflejada por Groenlandia en el verano de 2011 y el porcentaje promedio que reflejó entre 2000 y 2006. Algunas áreas reflejan cerca de un 20 por ciento menos de luz que hace una década. ^[1]

El albedo ( del latín albedo , « blancura  ») es la fracción de luz solar que se refleja de forma difusa en un cuerpo. Se mide en una escala de 0 (que corresponde a un cuerpo negro que absorbe toda la radiación incidente ) a 1 (que corresponde a un cuerpo que refleja toda la radiación incidente). El albedo de la superficie se define como la relación entre la radiosidad J _e y la irradiancia E _e (flujo por unidad de área) recibida por una superficie. ^[2] 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. ^[3] Estos factores varían con la composición atmosférica, la ubicación geográfica y el tiempo (véase la posición del Sol ).

Mientras que la reflectancia bihemisférica se calcula para un único 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 determinado. La resolución temporal puede variar desde segundos (obtenidos a partir de mediciones de flujo) hasta promedios diarios, mensuales o anuales.

A menos que se indique para una longitud de onda específica (albedo espectral), el albedo se refiere a todo el espectro de radiación solar. ^[4] Debido a las limitaciones de medición, a menudo se indica 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 la 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).

La retroalimentación hielo-albedo es un proceso climático de retroalimentación positiva en el que un cambio en el área de los casquetes polares , los glaciares y el hielo marino altera el albedo y la temperatura superficial de un planeta. El hielo es muy reflectante, por lo tanto, refleja mucha más energía solar hacia el espacio que los otros tipos de áreas terrestres o aguas abiertas. La retroalimentación hielo-albedo juega un papel importante en el cambio climático global . ^[5] El albedo es un concepto importante en la ciencia del clima .

Albedo terrestre

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 alcanzar un albedo efectivo que se acerca 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 están en un rango de albedo de 0,1 a 0,4. ^[14] El albedo promedio de la Tierra es de aproximadamente 0,3. ^[15] Esto es mucho más alto que para el océano, principalmente debido a la contribución de las nubes.

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 el Suomi NPP 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 bihemisférica (por ejemplo, ^[16] ). Estos cálculos se basan en la función de distribución de reflectancia bidireccional (BRDF), que describe cómo la reflectancia de una superficie dada depende del ángulo de visión del observador y del ángulo solar. La BDRF puede facilitar las traducciones de observaciones de reflectancia en albedo. ^{[ cita requerida ]}

La temperatura media de la superficie de la Tierra, debido a su albedo y al efecto invernadero, es actualmente de unos 15 °C (59 °F). Si la Tierra estuviera completamente congelada (y por lo tanto fuera más reflectante), la temperatura media del planeta caería por debajo de los -40 °C (-40 °F). ^[17] Si solo las masas continentales se cubrieran de glaciares, la temperatura media del planeta caería a unos 0 °C (32 °F). ^[18] Por el contrario, si toda la Tierra estuviera cubierta de agua (un planeta llamado océano ), la temperatura media del planeta aumentaría a casi 27 °C (81 °F). ^[19]

En 2021, los científicos informaron que la Tierra se oscureció en un 0,5 % aproximadamente a lo largo de dos décadas (1998-2017), según las mediciones de la luz cenicienta realizadas con técnicas fotométricas modernas. Esto puede haber sido causado tanto por el cambio climático como por un aumento sustancial del calentamiento global. Sin embargo, hasta la fecha no se ha explorado el vínculo con el cambio climático y no está claro si esto representa o no una tendencia en curso. ^{[20] [21]}

Albedo del 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 denominada albedo del cielo negro, y ${\displaystyle {{\bar {\alpha }}(\theta _{i})}}$
• la reflectancia bihemisférica , a veces denominada albedo del cielo blanco. ${\displaystyle {\bar {\bar {\alpha }}}}$

siendo la proporción de radiación directa desde un ángulo solar dado, y siendo la proporción de iluminación difusa, el albedo real (también llamado albedo del cielo azul) puede entonces expresarse 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. ^[22]

Cambios en el albedo debido a las actividades humanas

Invernaderos de Almería, España

Las actividades humanas (por ejemplo, la deforestación, la agricultura y la urbanización) modifican el albedo de diversas zonas del planeta. ^[23] Los impactos humanos sobre "las propiedades físicas de la superficie terrestre pueden perturbar el clima alterando el equilibrio de energía radiativa de la Tierra", incluso en pequeña escala o cuando no son detectados por los satélites. ^[24]

La urbanización generalmente disminuye el albedo (que suele ser entre 0,01 y 0,02 veces más bajo que el de las tierras de cultivo adyacentes ), lo que contribuye al calentamiento global . Aumentar deliberadamente el albedo en las zonas urbanas puede mitigar la isla de calor urbana . Una estimación de 2022 determinó que, a escala global, "un aumento del albedo de 0,1 en las zonas urbanas de todo el mundo daría lugar a un efecto de enfriamiento equivalente a absorber ~44 Gt de emisiones de CO2 _" . ^[25]

Se ha propuesto mejorar intencionalmente el albedo de la superficie de la Tierra, junto con su emisión térmica diurna, como una estrategia de gestión de la radiación solar para mitigar las crisis energéticas y el calentamiento global, conocida como enfriamiento radiativo diurno pasivo (PDRC). ^{[26] [27] [28]} Los esfuerzos hacia la implementación generalizada de PDRC pueden centrarse en maximizar el albedo de las superficies desde valores muy bajos a altos, siempre que se pueda lograr una emisión térmica de al menos el 90%. ^[29]

Las decenas de miles de hectáreas de invernaderos de Almería (España) forman una gran extensión de techos de plástico blanqueado. Un estudio de 2008 concluyó que este cambio antropogénico redujo la temperatura de la superficie local de la zona de alto albedo, aunque los cambios fueron localizados. ^[24] Un estudio de seguimiento concluyó que "las emisiones de CO2-eq. asociadas a los cambios en el albedo de la superficie son una consecuencia de la transformación de la tierra" y pueden reducir los aumentos de temperatura de la superficie asociados con el cambio climático. ^[30]

Ejemplos de efectos del albedo terrestre

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

Iluminación

El albedo no depende directamente de la iluminación, ya que al cambiar la cantidad de luz entrante se modifica 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 ese lugar (por ejemplo, a través del derretimiento del hielo reflectante). Sin embargo, tanto el albedo como 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. ^[31]

Efectos de la 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 cálidas debido a la alta insolación. Las áreas de selva tropical y subtropical tienen un albedo bajo y son mucho más cálidas que sus contrapartes de bosque templado , que tienen menor insolación. 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 cambie el albedo local. ^[32]

Las regiones árticas liberan notablemente más calor al espacio del que absorben, lo que enfría la Tierra . Esto ha sido un motivo de preocupación ya que el hielo y la nieve del Ártico se han estado derritiendo a un ritmo mayor debido a las temperaturas más altas, lo que crea regiones en el Ártico que son notablemente más oscuras (el agua o el suelo, que son de un color más oscuro) y reflejan menos calor hacia el espacio. Este ciclo de retroalimentación da como resultado un efecto de albedo reducido. ^[33]

Clima y tiempo

Algunos efectos del calentamiento global pueden potenciarlo ( retroalimentaciones positivas como la retroalimentación del albedo del hielo) o inhibirlo ( retroalimentaciones negativas ). ^{[34] [35]}

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 las superficies terrestres, de hielo o del océano puede determinar el clima . ^{[ cita requerida ]}

La respuesta del sistema climático a un forzamiento inicial se modifica por retroalimentaciones: aumenta por retroalimentaciones "autorreforzantes" o "positivas" y se reduce por retroalimentaciones "equilibrantes" o "negativas" . ^[37] Las principales retroalimentaciones reforzadoras son la retroalimentación de vapor de agua , la retroalimentación de albedo de hielo y el efecto neto de las nubes. ^{[38] : 58}

Retroalimentación de albedo y temperatura

Cuando el albedo de una zona cambia debido a las nevadas, se produce una retroalimentación nieve-temperatura . Una capa de nevada aumenta el albedo local, reflejando la luz solar, lo que provoca un enfriamiento local. En principio, si ningún cambio de temperatura exterior afecta a esta zona (por ejemplo, una masa de aire cálido ), el albedo elevado y la temperatura más baja mantendrían la nieve actual e invitarían a más nevadas, lo que profundizaría la retroalimentación nieve-temperatura. Sin embargo, debido a que el clima local es dinámico debido al cambio de estaciones , eventualmente las masas de aire cálido y un ángulo más directo de la luz solar (mayor insolación ) causan el derretimiento. Cuando el área derretida revela superficies con un albedo más bajo, como la hierba, el suelo o el océano, el efecto se invierte: la superficie que se oscurece reduce 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 un calentamiento aún mayor.

Nieve

El albedo de la nieve es muy variable, y va desde 0,9 para la nieve recién caída, hasta aproximadamente 0,4 para la nieve derretida y hasta 0,2 para la nieve sucia. ^[39] En la Antártida, el albedo de la nieve promedia un poco más de 0,8. Si una zona marginalmente cubierta de nieve se calienta, la nieve tiende a derretirse, lo que reduce el albedo y, por lo tanto, conduce a un mayor derretimiento de la nieve porque la capa de nieve absorbe más radiación ( retroalimentación positiva entre el hielo y el albedo ).

En Suiza, los ciudadanos han estado protegiendo sus glaciares con grandes lonas blancas para frenar el derretimiento del hielo. Estas grandes láminas blancas ayudan a rechazar los rayos del sol y a desviar el calor. Aunque este método es muy caro, se ha demostrado que funciona reduciendo el derretimiento de la nieve y el hielo en un 60%. ^[40]

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 del mar. El agua del mar absorbe más radiación solar que la que absorbería la misma superficie cubierta de 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 queda expuesta más superficie de agua del mar, por lo que aumenta la tasa de absorción de energía. La energía absorbida adicional calienta el agua del mar, lo que a su vez aumenta la velocidad a la que se derrite el hielo marino. Al igual que con el ejemplo anterior del deshielo de la nieve, el proceso de derretimiento del hielo marino es otro ejemplo de retroalimentación positiva. ^[41] Ambos ciclos de retroalimentación positiva han sido reconocidos desde hace mucho tiempo como importantes para el calentamiento global . ^{[ cita requerida ]}

La crioconita , un polvo arrastrado por el viento que contiene hollín, a veces reduce el albedo en los glaciares y las capas de hielo. ^[42]

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. Por ello, para reducir el error en las estimaciones de energía, es importante medir el albedo de las zonas cubiertas de nieve mediante técnicas de teledetección en lugar de aplicar un único valor de albedo para regiones amplias. ^{[ cita requerida ]}

Efectos a pequeña escala

El albedo también funciona a menor escala. Bajo la luz del sol, la ropa oscura absorbe más calor y la ropa clara lo refleja mejor, lo que permite cierto control sobre la temperatura corporal aprovechando el efecto albedo del color de la ropa exterior. ^[43]

Efectos de la energía solar fotovoltaica

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 con 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) en comparación con las predicciones tradicionales de albedo espectralmente integradas. La investigación mostró impactos de más del 10% para sistemas montados verticalmente (90°), pero dichos efectos fueron sustancialmente menores para sistemas con inclinaciones de superficie menores. ^[44] El albedo espectral afecta fuertemente el rendimiento de las células solares bifaciales donde se han observado ganancias de rendimiento de la superficie trasera de más del 20% para células c-Si instaladas sobre vegetación saludable. ^[45] Un análisis del sesgo debido a la reflectividad especular de 22 materiales de superficie comunes (tanto artificiales como naturales) proporcionó valores de albedo efectivos para simular el rendimiento de siete materiales fotovoltaicos montados en tres topologías de sistemas fotovoltaicos comunes: industriales (parques solares), techos planos comerciales y aplicaciones residenciales con techos inclinados. ^[46]

Árboles

Los bosques generalmente tienen un albedo bajo porque la mayoría del espectro ultravioleta y visible se absorbe a través de la fotosíntesis . Por esta razón, la mayor absorción de calor por parte de los árboles podría contrarrestar algunos de los beneficios de carbono de la forestación (o compensar los impactos climáticos negativos de la deforestación ). En otras palabras: el efecto de mitigación del cambio climático del secuestro de carbono por parte de los bosques se contrarresta parcialmente en el sentido de que la reforestación puede disminuir la reflexión de la luz solar (albedo). ^[47]

En el caso de los bosques perennes con cubierta de nieve estacional, la reducción del albedo puede ser lo suficientemente significativa como para que la deforestación cause un efecto neto de enfriamiento. ^[48] Los árboles también impactan el clima de maneras 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. ^[49] 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 debido a la deforestación depende en gran medida del clima local. ^[50]

Los bosques de latitudes medias y altas tienen un albedo mucho más bajo durante las temporadas de nieve que las tierras llanas, lo que contribuye al calentamiento. Los modelos que comparan los efectos de las diferencias de albedo entre bosques y pastizales sugieren que la expansión de la superficie de los bosques en las zonas templadas ofrece solo un beneficio de mitigación temporal. ^{[51] [52] [53] [54]}

En las zonas cubiertas de nieve estacional, los albedos invernales de las áreas sin árboles son entre un 10% y un 50% más altos que los de las áreas boscosas cercanas porque la nieve no cubre los árboles tan fácilmente. Los árboles caducifolios 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. ^[9] La variación en el albedo de verano en ambos tipos de bosque está asociada con tasas máximas de fotosíntesis porque las plantas con alta capacidad de crecimiento muestran una mayor fracción de su follaje para la intercepción directa de la radiación entrante en el dosel superior. ^[55] El resultado es que las longitudes de onda de la luz que no se utilizan en la fotosíntesis tienen más probabilidades de reflejarse de vuelta al 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. Encontraron que los bosques nuevos en áreas tropicales y de latitudes medias tendían a enfriarse; los bosques nuevos en latitudes altas (por ejemplo, Siberia) eran neutrales o tal vez se estaban calentando. ^[48]

Una investigación realizada en 2023 en 176 estaciones de flujo de todo el mundo reveló una disyuntiva climática: el aumento de la absorción de carbono a partir de la forestación da como resultado una reducción del albedo. Inicialmente, esta reducción puede conducir a un calentamiento global moderado en un lapso de aproximadamente 20 años, pero se espera que luego se transforme en un enfriamiento significativo. ^[56]

Agua

Reflectividad del agua tranquila a 20 °C (68 °F) (índice de refracción = 1,333)

El agua refleja la luz de forma 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 lisa, por lo que la luz se refleja de manera localmente especular (no difusa ). El destello de la 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 frente al ángulo de incidencia y un ángulo de incidencia promedio localmente aumentado. ^[57]

Aunque la reflectividad del agua es muy baja en ángulos bajos y medios de incidencia de la luz, se vuelve muy alta en ángulos altos de incidencia de la luz, como los que se producen 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 causa una reducción apreciable. Debido a que la luz reflejada especularmente desde el agua no suele llegar al observador, se suele considerar que el agua tiene un albedo muy bajo a pesar de su alta reflectividad en ángulos altos de incidencia de la luz.

Obsérvese que las capas blancas de las olas se ven blancas (y tienen un albedo alto) porque el agua está espumada, por lo que hay muchas superficies de burbujas superpuestas que reflejan, sumando sus reflectividades. El hielo fresco "negro" exhibe reflexión de Fresnel. La nieve sobre este hielo marino aumenta el albedo a 0,9. ^[58]

Nubes

El albedo de las nubes tiene una influencia sustancial sobre las temperaturas atmosféricas. Los distintos tipos de nubes presentan diferentes reflectividades, que teóricamente varían 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". ^[59]

El albedo y el clima en algunas áreas se ven afectados por nubes artificiales, como las creadas por las estelas de condensación del tráfico pesado de aviones comerciales. ^[60] Un estudio realizado después de la quema de los campos petrolíferos de Kuwait durante la ocupación iraquí mostró que las temperaturas bajo los incendios de petróleo eran hasta 10 °C (18 °F) más frías que las temperaturas a varios kilómetros de distancia bajo cielos despejados. ^[61]

Efectos de los aerosoles

Los aerosoles (partículas muy finas o gotitas en la atmósfera) tienen efectos tanto directos como indirectos sobre el equilibrio radiativo de la Tierra. El efecto directo (albedo) generalmente enfría el planeta; el efecto indirecto (las partículas actúan como núcleos de condensación de las nubes y, por lo tanto, modifican las propiedades de las nubes) es menos seguro. ^[62]

Carbono negro

Otro efecto relacionado con el albedo sobre el clima son las partículas de carbono negro . La magnitud de este efecto es difícil de cuantificar: el Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático estima que el forzamiento radiativo medio global de los aerosoles de carbono negro procedentes de combustibles fósiles es de +0,2 W m ⁻² , con un rango de +0,1 a +0,4 W m ⁻² . ^[63] El carbono negro es una causa mayor del derretimiento del manto polar en el Ártico que el dióxido de carbono debido a su efecto sobre el albedo. ^{[64] [ verificación fallida ]}

Albedo astronómico

La luna Titán es más oscura que Saturno a pesar de que reciben la misma cantidad de luz solar. Esto se debe a una diferencia en el albedo (0,22 frente a 0,499 en el albedo geométrico ).

En astronomía, el término albedo puede definirse de varias maneras diferentes, dependiendo de la aplicación y la longitud de onda de la radiación electromagnética involucrada.

Albedo óptico o visual

Los albedos de los planetas , satélites y planetas menores como los asteroides pueden utilizarse 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 componen una parte importante del campo astronómico de la fotometría . Para los objetos pequeños y lejanos que no pueden ser resueltos por telescopios, gran parte de lo que sabemos proviene del estudio de sus albedos. Por ejemplo, el albedo absoluto puede indicar el contenido de hielo superficial de los objetos del Sistema Solar exterior , la variación del albedo con el ángulo de fase da información sobre las propiedades del regolito , mientras que un albedo de radar inusualmente alto es indicativo de un alto contenido de metales en los asteroides .

Encélado , una luna de Saturno, tiene uno de los albedos ópticos más altos conocidos de cualquier cuerpo en el Sistema Solar, con un albedo de 0,99. Otro cuerpo notable con un albedo alto es Eris , con un albedo de 0,96. ^[65] Muchos objetos pequeños en el Sistema Solar exterior ^[66] y el cinturón de asteroides tienen albedos bajos de hasta aproximadamente 0,05. ^{[67] Un} núcleo de cometa típico tiene un albedo de 0,04. ^[68] Se cree que una superficie tan oscura es indicativa de una superficie primitiva y muy erosionada por el espacio que contiene algunos compuestos orgánicos .

Se mide que el albedo general de la Luna es de alrededor de 0,14, ^[69] pero es fuertemente direccional y no lambertiano , mostrando también un fuerte efecto de oposición . ^[70] Aunque tales propiedades de reflectancia son diferentes de las de cualquier terreno terrestre, son típicas de las superficies de regolito de los cuerpos del Sistema Solar sin aire.

Dos albedos ópticos comunes que se utilizan en astronomía son el albedo geométrico (de 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 que es una fuente común de confusión.

En estudios detallados, las propiedades de reflectancia direccional de los cuerpos astronómicos se expresan a menudo en términos de los cinco parámetros de Hapke que describen de forma semiempírica la variación del albedo con el ángulo de fase , incluida una caracterización del efecto de oposición de las superficies del regolito . Uno de estos cinco parámetros es otro tipo de albedo llamado albedo de dispersión simple . Se utiliza para definir la dispersión de las ondas electromagnéticas en partículas pequeñas. Depende de las propiedades del material ( índice de refracción ), el tamaño de la partícula y la longitud de onda de la radiación entrante.

Una relación importante entre el albedo astronómico (geométrico), la magnitud absoluta y el diámetro de un objeto viene dada por: ^[81] donde es el albedo astronómico, es el diámetro en kilómetros y es la magnitud absoluta. $${\displaystyle A=\left({\frac {1329\times 10^{-H/5}}{D}}\right)^{2},}$$ ${\displaystyle A}$ ${\displaystyle D}$ ${\displaystyle H}$

Albedo del radar

En la astronomía de radar planetario , se transmite un pulso de microondas (o radar) hacia un objetivo planetario (por ejemplo, la Luna, un asteroide, etc.) y se mide el eco del objetivo. En la mayoría de los casos, el pulso transmitido está polarizado circularmente y el pulso recibido se mide en el mismo sentido de polarización que el pulso transmitido (SC) y en el sentido opuesto (OC). ^{[82] [83]} La potencia del eco se mide en términos de sección transversal del radar , , o (potencia total, SC + OC) y es igual al área de la sección transversal de una esfera metálica (reflector perfecto) a la misma distancia que el objetivo que devolvería la misma potencia de eco. ^[82] ${\displaystyle {\sigma }_{OC}}$ ${\displaystyle {\sigma }_{SC}}$ ${\displaystyle {\sigma }_{T}}$

Los componentes del eco recibido que regresan de las reflexiones de la primera superficie (como de una superficie lisa o similar a un espejo) están dominados por el componente OC, ya que hay una inversión en la polarización tras la reflexión. Si la superficie es rugosa en la escala de longitud de onda o hay una penetración significativa en el regolito, habrá un componente SC significativo en el eco causado por la dispersión múltiple. ^[83]

Para la mayoría de los objetos del sistema solar, el eco OC domina y el parámetro de albedo de radar informado con mayor frecuencia es el albedo de radar OC (normalizado) (a menudo abreviado como albedo de radar): ^[82] $${\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}}={\frac {{\sigma }_{\text{OC}}}{\pi r^{2}}}}$$

donde el denominador es el área de la sección transversal efectiva del objeto objetivo con radio medio, . Una esfera metálica lisa tendría . ${\displaystyle r}$ ${\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}}=1}$

Albedos de radar de los objetos del Sistema Solar

Los valores informados para la Luna, Mercurio, Marte, Venus y el cometa P/2005 JQ5 se derivan del albedo de radar total (OC+SC) informado en esas referencias.

Relación con la superficiedensidad aparente

En el caso de que la mayor parte del eco provenga de reflexiones superficiales iniciales ( o similares), el albedo del radar OC es una aproximación de primer orden del coeficiente de reflexión de Fresnel (también conocido como reflectividad) ^[83] y se puede utilizar para estimar la densidad aparente de una superficie planetaria a una profundidad de un metro o más (unas pocas longitudes de onda de la longitud de onda del radar que normalmente está en la escala de decímetros) utilizando las siguientes relaciones empíricas: ^[87] ${\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}}<0.1}$

${\displaystyle \rho ={\begin{cases}3.20{\text{ g cm}}^{-3}\ln \left({\frac {1+{\sqrt {0.83{\hat {\sigma }}_{\text{OC}}}}}{1-{\sqrt {0.83{\hat {\sigma }}_{\text{OC}}}}}}\right)&{\text{for }}{\hat {\sigma }}_{\text{OC}}\leq 0.07\\(6.944{\hat {\sigma }}_{\text{OC}}+1.083){\text{ g cm}}^{-3}&{\text{for }}{\hat {\sigma }}_{\text{OC}}>0.07\end{cases}}}$.

Historia

El término albedo fue introducido en la óptica por Johann Heinrich Lambert en su obra Photometria de 1760. ^{[ cita requerida ]}

Véase también

• Biogeoingeniería
• Techo fresco
• Mundo de margaritas
• Emisividad
• Salida
• Oscurecimiento global
• Retroalimentación del albedo del hielo
• Irradiancia
• Ley de Kirchhoff sobre la radiación térmica
• Aumento de la oposición
• Balancín polar
• Astronomía de radar
• Gestión de la radiación solar

Referencias

1. "El hielo de Groenlandia se está volviendo más oscuro". NASA . 2011 . Consultado el 6 de julio de 2023 .
2. Pharr; Humphreys. "Fundamentos de renderización: radiometría/fotometría" (PDF) . Web.cse.ohio-state.edu . Archivado (PDF) del original el 9 de octubre de 2022 . Consultado el 2 de marzo de 2022 .
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Enlaces externos

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• Albedo – Enciclopedia de la Tierra
• Sitio del producto BRDF/albedo MODIS de la NASA
• Tabla de consulta del albedo de la superficie del océano
• Albedo de superficie derivado de observaciones de Meteosat
• Una discusión sobre los albedos lunares
• Reflectividad de los metales (gráfico) Archivado el 4 de marzo de 2016 en Wayback Machine.