Albedo

Relación de cuánta luz se refleja desde un cuerpo

Cambio de albedo en Groenlandia : el mapa muestra la diferencia entre la cantidad de luz solar que Groenlandia reflejó en el verano de 2011 versus 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]

Albedo ( / æ l ˈ b iː d oʊ / ; del latín albedo  'blancura') es la fracción de la luz solar que un cuerpo refleja de forma difusa . Se mide en una escala de 0 (correspondiente a un cuerpo negro que absorbe toda la radiación incidente) a 1 (correspondiente a un cuerpo que refleja toda la radiación incidente).

El albedo superficial 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 sólo 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 terrestre. ^[3] Estos factores varían según la composición atmosférica, la ubicación geográfica y el tiempo (ver posición del Sol ). Mientras que la reflectancia bihemisférica se calcula para un único ángulo de incidencia (es decir, para una posición determinada del Sol), el albedo es la integración direccional de la reflectancia en 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 limitaciones de medición, a menudo se proporciona 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 aparecen oscuras (p. ej., los árboles absorben la mayor parte de la radiación), mientras que las superficies con un albedo alto aparecen 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 de la superficie de un planeta. El hielo es muy reflectante, por lo que refleja mucha más energía solar al espacio que otros tipos de superficie terrestre o aguas abiertas. La retroalimentación del hielo-albedo juega un papel importante en el cambio climático global . ^[5]

Albedo es un concepto importante en climatología , astronomía y gestión ambiental. 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 localmente a lo largo de la superficie debido a diferentes características geológicas y ambientales. ^[6]

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 lograr un albedo efectivo que se aproxima 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 superficies terrestres se encuentran en un rango de albedo de 0,1 a 0,4. ^[15] El albedo promedio de la Tierra es de aproximadamente 0,3. ^[16] Esto es mucho mayor que el del océano, principalmente debido a la contribución de las nubes.

El albedo de la superficie de la Tierra se estima periódicamente mediante sensores de satélites 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 de Suomi y el JPSS . Como la cantidad de radiación reflejada solo se mide en una única dirección por satélite, no en todas las direcciones, se utiliza un modelo matemático para traducir un conjunto de muestra de mediciones de reflectancia por satélite en estimaciones de reflectancia hemisférica direccional y reflectancia bihemisférica (p. ej., ^{[ 17]} ). 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 al albedo. ^{[ cita necesaria ]}

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 promedio del planeta caería por debajo de -40 °C (-40 °F). ^[18] Si sólo las masas continentales quedaran cubiertas por glaciares, la temperatura media del planeta caería a aproximadamente 0 °C (32 °F). ^[19] Por el contrario, si toda la Tierra estuviera cubierta por agua (un llamado planeta oceánico ), la temperatura promedio en el planeta aumentaría a casi 27 °C (81 °F). ^[20]

En 2021, los científicos informaron que la Tierra se oscureció aproximadamente un 0,5% durante dos décadas (1998-2017), según lo medido por el brillo terrestre utilizando técnicas fotométricas modernas. Esto puede haber sido causado conjuntamente por el cambio climático y 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 continua. ^{[21] [22]}

Albedo del cielo blanco, del cielo negro y del 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 de 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) 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. ^[23]

Actividades humanas

Invernaderos de Almería, España

Las actividades humanas (por ejemplo, la deforestación, la agricultura y la urbanización) cambian el albedo de varias áreas del mundo. ^[24] Según Campra et al., los impactos humanos sobre "las propiedades físicas de la superficie terrestre pueden perturbar el clima al alterar el equilibrio de energía radiativa de la Tierra", incluso en pequeña escala o cuando no son detectados por los satélites. ^[25]

Las decenas de miles de hectáreas de invernaderos de Almería, España, forman una gran extensión de tejados de plástico blanqueados. Un estudio de 2008 encontró que este cambio antropogénico redujo la temperatura de la superficie local del área de alto albedo, aunque los cambios fueron localizados. ^[25] Un estudio de seguimiento encontró que "las emisiones de CO2 equivalente asociadas a 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. ^[26]

Se ha descubierto que la urbanización generalmente reduce el albedo (normalmente entre 0,01 y 0,02 menos que las tierras de cultivo adyacentes ), lo que contribuye al calentamiento global . El aumento deliberado del albedo en las zonas urbanas puede mitigar la isla de calor urbana . Ouyang et al. estimó que, a escala global, "un aumento del albedo de 0,1 en las áreas urbanas de todo el mundo daría como resultado un efecto de enfriamiento equivalente a absorber ~44 Gt de emisiones de CO ₂ ". ^[27]

Se ha propuesto mejorar intencionalmente el albedo de la superficie de la Tierra, junto con su emitancia térmica diurna, como estrategia de gestión de la radiación solar para mitigar las crisis energéticas y el calentamiento global conocido como enfriamiento radiativo diurno pasivo (PDRC). ^{[28] [29] [30]} 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 emitancia térmica de al menos el 90%. ^[31]

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 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 ese lugar (por ejemplo, mediante el 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. ^[32]

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 calientes debido a la alta insolación. Las áreas de bosques tropicales y subtropicales tienen un albedo bajo y son mucho más cálidas que sus contrapartes de bosques templados , que tienen una 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 cambia el albedo local. ^[33]

En particular, las regiones árticas liberan 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 un ritmo más rápido debido a las temperaturas más altas, creando regiones en el Ártico que son notablemente más oscuras (el agua o el suelo son de color más oscuro) y reflejan menos calor hacia el espacio. Este circuito de retroalimentación da como resultado un efecto de albedo reducido. ^[34]

Clima y tiempo

Algunos efectos del calentamiento global pueden aumentar ( retroalimentación positiva como la retroalimentación del albedo del hielo) o inhibir ( retroalimentación negativa ) el calentamiento. ^{[35] [36]} Las observaciones y los estudios de modelización indican que existe una retroalimentación positiva neta del actual calentamiento global de la Tierra. ^[37]

El albedo afecta el clima al determinar cuánta radiación absorbe un planeta. ^[38] El calentamiento desigual de la Tierra debido a las variaciones del albedo entre las superficies terrestres, heladas o oceánicas puede influir en el clima . ^{[ cita necesaria ]}

La respuesta del sistema climático a un forzamiento inicial se modifica mediante retroalimentaciones: aumenta mediante retroalimentaciones "auto-reforzadas" o "positivas" y se reduce mediante retroalimentaciones "equilibrantes" o "negativas" . ^[39] Las principales retroalimentaciones de refuerzo son la retroalimentación del vapor de agua , la retroalimentación del albedo del hielo y el efecto neto de las nubes. ^{[40] : 58}

Albedo-retroalimentación de temperatura

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 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 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 de luz solar más directo (mayor insolación ) provocan 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, aumentando las temperaturas locales, lo que induce una mayor fusión 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, 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. ^[41] Sobre la Antártida el albedo de la nieve promedia un 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, provoca un mayor deshielo porque la capa de nieve absorbe más radiación (la retroalimentación positiva del albedo del hielo ).

En Suiza, los ciudadanos protegen sus glaciares con grandes lonas blancas para frenar el derretimiento del hielo. Estas grandes sábanas 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%. ^[42]

Así como la nieve fresca tiene un albedo mayor que la nieve sucia, el albedo del hielo marino cubierto de nieve es mucho mayor que el del agua de mar. El agua de mar absorbe más radiación solar que 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 una mayor superficie de agua de mar queda expuesta, por lo que aumenta la tasa de absorción de energía. La energía extra absorbida calienta el agua del mar, lo que a su vez aumenta la velocidad a la que se derrite el hielo marino. Al igual que en el ejemplo anterior del deshielo, el proceso de derretimiento del hielo marino es otro ejemplo de retroalimentación positiva. ^[43] Hace tiempo que se reconoce que ambos ciclos de retroalimentación positiva son importantes para el calentamiento global . ^{[ cita necesaria ]}

La crioconita , polvo en polvo arrastrado por el viento que contiene hollín, a veces reduce el albedo de los glaciares y las capas de hielo. ^[44]

La naturaleza dinámica del albedo en respuesta a la retroalimentación positiva, junto con los efectos de pequeños errores en la medición del albedo, pueden provocar 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 valor único para el albedo en regiones amplias. ^{[ cita necesaria ]}

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, permitiendo así cierto control sobre la temperatura corporal al explotar el efecto albedo del color de la ropa exterior. ^[45]

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 mediante 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 el albedo espectral tradicional. -predicciones de albedo integradas. Las investigaciones mostraron impactos de más del 10% para los sistemas montados verticalmente (90°), pero dichos efectos fueron sustancialmente menores para los sistemas con inclinaciones de superficie más bajas. ^[46] El albedo espectral afecta fuertemente el rendimiento de las células solares bifaciales , donde se han observado ganancias en el rendimiento de la superficie trasera de más del 20% para las células c-Si instaladas sobre vegetación sana. ^[47] Un análisis del sesgo debido a la reflectividad especular de 22 materiales superficiales comunes (tanto artificiales como naturales) proporcionó valores de albedo efectivos para simular el rendimiento de siete materiales fotovoltaicos montados en tres topologías comunes de sistemas fotovoltaicos: industrial (solar). granjas), tejados planos comerciales y aplicaciones de tejados inclinados residenciales. ^[48]

Árboles

Los bosques generalmente tienen un albedo bajo porque la mayor parte del espectro ultravioleta y visible se absorbe mediante la fotosíntesis . Por esta razón, la 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 deforestación ). En otras palabras: el efecto de mitigación del cambio climático del secuestro de carbono por los bosques se contrarresta parcialmente en el sentido de que la reforestación puede disminuir el reflejo de la luz solar (albedo). ^[49]

En el caso de los bosques siempre verdes cubiertos de nieve estacional, la reducción del albedo puede ser lo suficientemente significativa como para que la deforestación cause un efecto de enfriamiento neto. ^[50] Los árboles también impactan el clima de maneras extremadamente complicadas a través de la evapotranspiración . El vapor de agua provoca enfriamiento en la superficie terrestre, provoca calentamiento donde se condensa, actúa como un fuerte gas de efecto invernadero y puede aumentar el albedo cuando se condensa en nubes. ^[51] 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. ^[52]

Los bosques de latitudes medias y altas tienen un albedo mucho menor durante las temporadas de nieve que los terrenos planos, 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 forestal de las zonas templadas ofrece sólo un beneficio de mitigación temporal. ^{[53] [54] [55] [56]}

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 los de las áreas boscosas cercanas porque la nieve no cubre los árboles tan fácilmente. 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. ^[10] La variación en el albedo de verano en ambos tipos de bosques está asociada 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. ^[57] El resultado es que las longitudes de onda de la luz que no se utilizan en la fotosíntesis tienen más probabilidades de reflejarse de regreso 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. Descubrieron que los bosques nuevos en zonas 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. ^[50]

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 mediante las ecuaciones de Fresnel .

En la escala de longitud de onda de la luz, incluso el agua ondulada es siempre suave, por lo que la luz se refleja de forma localmente especular (no de forma difusa ). El destello de luz en el agua es un efecto común de esto. En ángulos pequeños de luz incidente , la ondulación da como resultado una reflectividad reducida debido a la pendiente de la curva de reflectividad versus ángulo de incidencia y un ángulo de incidencia promedio localmente aumentado. ^[58]

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 del final de la tarde). los polos). Sin embargo, como se mencionó anteriormente, la ondulación provoca una reducción apreciable. Debido a que la luz reflejada especularmente por el agua generalmente no llega al espectador, generalmente se considera 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 capas blancas de las olas se ven blancas (y tienen un albedo alto) porque el agua tiene espuma, por lo que hay muchas superficies de burbujas superpuestas que reflejan, sumando sus reflectividades. El hielo "negro" fresco exhibe un reflejo de Fresnel. La nieve sobre este hielo marino aumenta el albedo a 0,9. ^[59]

Nubes

El albedo de las nubes tiene una influencia sustancial sobre las temperaturas atmosféricas. Los diferentes tipos de nubes exhiben diferente reflectividad, cuyo albedo varía teóricamente 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". ^[60]

El albedo y el clima en algunas áreas se ven afectados por nubes artificiales, como las creadas por las estelas de tráfico pesado de los aviones comerciales. ^[61] Un estudio posterior a la quema de los campos petroleros kuwaitíes 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. ^[62]

Efectos de los aerosoles

Los aerosoles (partículas/gotitas muy finas en la atmósfera) tienen efectos tanto directos como indirectos en el equilibrio radiativo de la Tierra. El efecto directo (albedo) generalmente es enfriar el planeta; el efecto indirecto (las partículas actúan como núcleos de condensación de nubes y, por lo tanto, cambian las propiedades de las nubes) es menos seguro. ^[63] Según Spracklen et al. ^[64] los efectos son:

• Efecto directo del aerosol. Los aerosoles dispersan y absorben directamente la radiación. La dispersión de la radiación provoca un enfriamiento atmosférico, mientras que la absorción puede provocar un 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 del número de gotas de las 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 reducción de la eficiencia de la 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 urbana fresca durante el día. ^{[sesenta y cinco]}

carbón negro

Otro efecto relacionado con el albedo en el clima son las partículas de carbono negro . La magnitud de este efecto es difícil de cuantificar: el Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático estima que el forzamiento radiativo medio global para los aerosoles de carbono negro provenientes de combustibles fósiles es de +0,2 W m ⁻² , con un rango de +0,1 a +0,4 W m ⁻² . ^[66] El carbono negro es una causa mayor del derretimiento de la capa de hielo polar en el Ártico que el dióxido de carbono debido a su efecto sobre el albedo. ^{[67] [ 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 se puede definir 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 planetas , satélites y 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 resolverse con 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 exteriores del Sistema Solar , la variación del albedo con el ángulo de fase proporciona 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 del Sistema Solar, con un albedo de 0,99. Otro cuerpo notable con un albedo alto es Eris , con un albedo de 0,96. ^[68] Muchos objetos pequeños en el Sistema Solar exterior ^[69] y el cinturón de asteroides tienen albedos bajos, de hasta aproximadamente 0,05. ^{[70] El} núcleo de un cometa típico tiene un albedo de 0,04. ^[71] 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, ^[72] pero es fuertemente direccional y no lambertiano , mostrando también un fuerte efecto de oposición . ^[73] 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 ópticos comunes que se utilizan en astronomía son el albedo geométrico (banda V) (que mide el brillo cuando la iluminación proviene directamente 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 a menudo se expresan en términos de los cinco parámetros de Hapke que describen semiempíricamente 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 única . 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 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: ^[83]

$${\displaystyle A=\left({\frac {1329\times 10^{-H/5}}{D}}\right)^{2},}$$

${\displaystyle A}$ ${\displaystyle D}$ ${\displaystyle H}$

Albedo radar

En 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 el sentido opuesto (OC). ^{[84] [85]} 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) al mismo tiempo. distancia que el objetivo que devolvería la misma potencia de eco. ^[84] ${\displaystyle {\sigma }_{OC}}$ ${\displaystyle {\sigma }_{SC}}$ ${\displaystyle {\sigma }_{T}}$

Aquellos componentes del eco recibido que regresan de 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 de 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. ^[85]

Para la mayoría de los objetos del sistema solar, el eco OC domina y el parámetro de albedo de radar más comúnmente informado es el albedo de radar OC (normalizado) (a menudo abreviado como albedo de radar): ^[84]

$${\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}}={\frac {{\sigma }_{\text{OC}}}{\pi r^{2}}}}$$

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 radar de 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 densidad aparente de la superficie

En el caso de que la mayor parte del eco provenga de las primeras reflexiones de la superficie ( más o menos), el albedo del radar OC es una aproximación de primer orden del coeficiente de reflexión de Fresnel (también conocido como reflectividad) ^[85] y se puede utilizar para estimar la densidad aparente de una superficie planetaria a una profundidad de aproximadamente un metro (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: ^[89] ${\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}}<0.1}$

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

Historia

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

Ver también

• Biogeoingeniería
• techo fresco
• mundo de margaritas
• Emisividad
• excitación
• Oscurecimiento global
• Retroalimentación hielo-albedo
• irradiancia
• Ley de radiación térmica de Kirchhoff
• 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 del Renderizado - Radiometría/Fotometría» (PDF) . Web.cse.ohio-state.edu . Archivado (PDF) desde el original el 9 de octubre de 2022 . Consultado el 2 de marzo de 2022 .
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enlaces externos

• Proyecto Albedo Archivado el 3 de abril de 2019 en Wayback Machine.
• Albedo - Enciclopedia de la Tierra
• Sitio de productos MODIS BRDF/albedo de la NASA
• Tabla de consulta del albedo de la superficie del océano
• Albedo de superficie derivado de observaciones del Meteosat
• Una discusión sobre los albedos lunares.
• reflectividad de los metales (gráfico) Archivado el 4 de marzo de 2016 en Wayback Machine.