Albedo - Albedo

A porcentagem de luz solar refletida difusamente em relação a várias condições de superfície

Albedo ( / ul l b i d / ; a partir Latina albedo  'brancura') é a medida da reflexão difusa de radiação solar , do total da radiação solar e medida numa escala de 0, o que corresponde a um corpo negro que absorve toda radiação incidente, a 1, correspondendo a um corpo que reflete toda a radiação incidente.

O albedo da superfície é definido como a razão entre a radiosidade J e e a irradiância E e (fluxo por unidade de área) recebida por uma superfície. A proporção refletida não é determinada apenas pelas propriedades da própria superfície, mas também pela distribuição espectral e angular da radiação solar que atinge a superfície da Terra. Esses fatores variam com a composição atmosférica, localização geográfica e tempo (veja a posição do Sol ). Enquanto a refletância bi-hemisférica é calculada para um único ângulo de incidência (ou seja, para uma determinada posição do Sol), o albedo é a integração direcional da refletância sobre todos os ângulos solares em um determinado período. A resolução temporal pode variar de segundos (conforme obtido a partir de medições de fluxo) a médias diárias, mensais ou anuais.

A menos que seja fornecido para um comprimento de onda específico (albedo espectral), albedo se refere a todo o espectro da radiação solar. Devido às restrições de medição, geralmente é dado para o espectro no qual a maior parte da energia solar atinge a superfície (entre 0,3 e 3 μm). Este espectro inclui a luz visível (0,4–0,7 μm), o que explica por que as superfícies com um albedo baixo parecem escuras (por exemplo, as árvores absorvem a maior parte da radiação), enquanto as superfícies com um albedo alto parecem brilhantes (por exemplo, a neve reflete a maior parte da radiação).

Albedo é um conceito importante em climatologia , astronomia e gestão ambiental (por exemplo, como parte do programa de Liderança em Energia e Projeto Ambiental (LEED) para classificação sustentável de edifícios). O albedo médio da Terra da alta atmosfera, seu albedo planetário , é de 30–35% por causa da cobertura de nuvens , mas varia amplamente localmente na superfície por causa de diferentes características geológicas e ambientais.

O termo albedo foi introduzido na óptica por Johann Heinrich Lambert em seu trabalho de 1760, Photometria .

Albedo terrestre

Amostra de albedos
Superfície
Albedo típico
Asfalto fresco 0,04
Oceano aberto 0,06
Asfalto gasto 0,12
Floresta de coníferas
(verão)
0,08 0,09 a 0,15
Floresta decídua 0,15 a 0,18
Solo nu 0,17
Grama verde 0,25
Areia do deserto 0,40
Novo concreto 0,55
Gelo oceânico 0,50 a 0,70
Neve fresca 0,80

Qualquer albedo na luz visível cai dentro de uma faixa de cerca de 0,9 para neve fresca a cerca de 0,04 para carvão, uma das substâncias mais escuras. Cavidades profundamente sombreadas podem atingir um albedo efetivo próximo ao zero de um corpo negro . Quando vista à distância, a superfície do oceano tem um albedo baixo, como a maioria das florestas, enquanto as áreas desérticas têm alguns dos albedos mais altos entre os acidentes geográficos. A maioria das áreas de terra está em uma faixa de albedo de 0,1 a 0,4. O albedo médio da Terra é cerca de 0,3. Isso é muito maior do que para o oceano, principalmente por causa da contribuição das nuvens.

2003-2004 albedo médio anual de céu claro e céu total

Albedo da superfície da Terra é regularmente estimado através de observação da Terra sensores de satélite, como NASA 's MODIS instrumentos a bordo do Terra e do Aqua satélites, e o instrumento CERES na Suomi NPP e JPSS . Como a quantidade de radiação refletida é medida apenas para uma única direção por satélite, nem todas as direções, um modelo matemático é usado para traduzir um conjunto de amostras de medições de refletância de satélite em estimativas de refletância hemisférica direcional e refletância bi-hemisférica (por exemplo,) . Esses cálculos são baseados na função de distribuição de refletância bidirecional (BRDF), que descreve como a refletância de uma determinada superfície depende do ângulo de visão do observador e do ângulo solar. O BDRF pode facilitar as traduções de observações de refletância em albedo.

A temperatura média da superfície da Terra devido ao seu albedo e ao efeito estufa é atualmente de cerca de 15 ° C (59 ° F). Se a Terra estivesse totalmente congelada (e, portanto, fosse mais refletiva), a temperatura média do planeta cairia abaixo de −40 ° C (−40 ° F). Se apenas as massas de terra continentais fossem cobertas por geleiras, a temperatura média do planeta cairia para cerca de 0 ° C (32 ° F). Em contraste, se toda a Terra fosse coberta por água - o chamado planeta oceano - a temperatura média do planeta subiria para quase 27 ° C (81 ° F).

Albedo de céu branco, céu negro e céu azul

Para superfícies de terra, foi mostrado que o albedo em um ângulo zênite solar particular θ i pode ser aproximado pela soma proporcional de dois termos:

com sendo a proporção da radiação directa a partir de um determinado ângulo de energia solar, e sendo a proporção de iluminação difusa, o albedo real (também chamado azul céu-albedo) pode então ser dada como:

Esta fórmula é importante porque permite que o albedo seja calculado para quaisquer condições de iluminação a partir do conhecimento das propriedades intrínsecas da superfície.

Albedo astronômico

Os albedos de planetas , satélites e planetas menores , como asteróides, podem ser usados ​​para inferir muito sobre suas propriedades. O estudo dos albedos, sua dependência do comprimento de onda, ângulo de iluminação ("ângulo de fase") e variação no tempo compõe a maior parte do campo astronômico da fotometria . Para objetos pequenos e distantes que não podem ser resolvidos por telescópios, muito do que sabemos vem do estudo de seus albedos. Por exemplo, o albedo absoluto pode indicar o conteúdo de gelo da superfície de objetos externos do Sistema Solar , a variação do albedo com o ângulo de fase fornece informações sobre as propriedades do regolito , enquanto o albedo de radar excepcionalmente alto é indicativo de alto conteúdo de metal nos asteróides .

Enceladus , uma lua de Saturno, tem um dos mais altos albedos conhecidos de qualquer corpo do Sistema Solar, com um albedo de 0,99. Outro corpo notável de alto albedo é Eris , com um albedo de 0,96. Muitos pequenos objetos no Sistema Solar externo e no cinturão de asteróides têm albedos baixos até cerca de 0,05. Um núcleo de cometa típico tem um albedo de 0,04. Acredita-se que essa superfície escura seja indicativa de uma superfície primitiva e fortemente intemperizada pelo espaço, contendo alguns compostos orgânicos .

O albedo geral da Lua é medido em torno de 0,14, mas é fortemente direcional e não lambertiano , exibindo também um forte efeito de oposição . Embora essas propriedades de refletância sejam diferentes daquelas de quaisquer terrenos terrestres, elas são típicas das superfícies de regolito de corpos sem ar do Sistema Solar.

Dois albedos comuns usados ​​em astronomia são o albedo geométrico ( banda V) (medindo o brilho quando a iluminação vem diretamente de trás do observador) e o albedo de Bond (medindo a proporção total da energia eletromagnética refletida). Seus valores podem diferir significativamente, o que é uma fonte comum de confusão.

Planeta Geométrico Ligação
Mercúrio 0,142 0,088 ou 0,068
Vênus 0,689 0,76 ou 0,77
terra 0,434 0,306
Marte 0,170 0,250
Júpiter 0,538 0,503 ± 0,012
Saturno 0,499 0,342
Urano 0,488 0,300
Netuno 0,442 0,290

Em estudos detalhados, as propriedades de refletância direcional de corpos astronômicos são frequentemente expressas em termos dos cinco parâmetros de Hapke que descrevem semi-empiricamente a variação do albedo com o ângulo de fase , incluindo uma caracterização do efeito de oposição de superfícies de regolito .

A relação entre a astronomia albedo (geométrico), a magnitude absoluta e diâmetro é: ,

onde está o albedo astronômico, é o diâmetro em quilômetros e é a magnitude absoluta.

Exemplos de efeitos de albedo terrestre

Iluminação

O albedo não depende diretamente da iluminação porque mudar a quantidade de luz que entra muda proporcionalmente a quantidade de luz refletida, exceto em circunstâncias em que uma mudança na iluminação induz uma mudança na superfície da Terra naquele local (por exemplo, através do derretimento do gelo reflexivo). Dito isso, o albedo e a iluminação variam de acordo com a latitude. O albedo é mais alto perto dos pólos e mais baixo nas regiões subtropicais, com máximo local nos trópicos.

Efeitos de insolação

A intensidade dos efeitos da temperatura do albedo depende da quantidade de albedo e do nível de insolação local (irradiância solar); As áreas de alto albedo nas regiões Ártica e Antártica são frias devido à baixa insolação, enquanto áreas como o Deserto do Saara , que também tem um albedo relativamente alto, serão mais quentes devido à alta insolação. Tropicais e sub-tropicais floresta tropical áreas têm baixo albedo, e são muito mais quente do que suas florestas temperadas homólogos, que têm menor insolação. Como a insolação desempenha um papel tão importante nos efeitos de aquecimento e resfriamento do albedo, áreas de alta insolação como os trópicos tendem a apresentar uma flutuação mais pronunciada na temperatura local quando o albedo local muda.

Notavelmente, as regiões árticas liberam mais calor de volta ao espaço do que absorvem, resfriando a Terra de maneira eficaz . Isso tem sido uma preocupação, uma vez que o gelo ártico e a neve derretem a taxas mais altas devido às temperaturas mais altas, criando regiões no ártico que são notavelmente mais escuras (sendo a água ou o solo de cor mais escura) e refletem menos calor de volta para o espaço. Este ciclo de feedback resulta em um efeito de albedo reduzido.

Clima e tempo

Albedo afeta o clima determinando quanta radiação um planeta absorve. O aquecimento desigual da Terra devido às variações do albedo entre as superfícies da terra, do gelo ou do oceano podem afetar o clima .

Feedback de temperatura do albedo

Quando o albedo de uma área muda devido à queda de neve, ocorre um feedback da temperatura da neve . Uma camada de neve aumenta o albedo local, refletindo a luz solar, levando ao resfriamento local. Em princípio, se nenhuma mudança de temperatura externa afetar esta área (por exemplo, uma massa de ar quente ), o albedo elevado e a temperatura mais baixa manteriam a neve atual e provocariam mais neve, aprofundando o feedback da temperatura da neve. No entanto, como o clima local é dinâmico devido à mudança das estações , eventualmente as massas de ar quentes e um ângulo mais direto de luz solar (maior insolação ) causam o derretimento. Quando a área derretida revela superfícies com menor albedo, como grama, solo ou oceano, o efeito é revertido: o escurecimento da superfície diminui o albedo, aumentando as temperaturas locais, o que induz mais derretimento e, portanto, reduzindo ainda mais o albedo, resultando em ainda mais aquecimento .

Neve

O albedo da neve é ​​altamente variável, variando de até 0,9 para neve recém-caída, a cerca de 0,4 para neve derretida e tão baixo quanto 0,2 para neve suja. Na Antártica, o albedo de neve é ​​em média um pouco mais de 0,8. Se uma área marginalmente coberta de neve se aquece, a neve tende a derreter, diminuindo o albedo e, portanto, levando a mais derretimento, porque mais radiação está sendo absorvida pela neve acumulada (o feedback positivo de gelo-albedo ).

Assim como a neve fresca tem um albedo maior do que a neve suja, o albedo do gelo marinho coberto de neve é ​​muito maior do que o da água do mar. A água do mar absorve mais radiação solar do que a mesma superfície coberta com neve reflexiva. Quando o gelo marinho derrete, seja devido ao aumento da temperatura do mar ou em resposta ao aumento da radiação solar vinda de cima, a superfície coberta de neve é ​​reduzida e mais superfície da água do mar é exposta, de modo que a taxa de absorção de energia aumenta. A energia extra absorvida aquece a água do mar, o que, por sua vez, aumenta a taxa de derretimento do gelo marinho. Como no exemplo anterior de derretimento de neve, o processo de derretimento do gelo marinho é, portanto, outro exemplo de feedback positivo. Ambos os loops de feedback positivo há muito são reconhecidos como importantes para o aquecimento global .

A crioconita , poeira pulverulenta soprada pelo vento contendo fuligem, às vezes reduz o albedo nas geleiras e mantos de gelo.

A natureza dinâmica do albedo em resposta ao feedback positivo, junto com os efeitos de pequenos erros na medição do albedo, pode levar a grandes erros nas estimativas de energia. Por isso, para reduzir o erro nas estimativas de energia, é importante medir o albedo de áreas cobertas de neve por meio de técnicas de sensoriamento remoto, em vez de aplicar um único valor para o albedo em regiões amplas.

Efeitos em pequena escala

Albedo também funciona em menor escala. À luz do sol, as roupas escuras absorvem mais calor e as de cores claras refletem melhor, permitindo um certo controle da temperatura corporal ao explorar o efeito albedo da cor da roupa externa.

Efeitos fotovoltaicos solares

Albedo pode afetar a produção de energia elétrica de dispositivos solares fotovoltaicos . Por exemplo, os efeitos de um albedo espectralmente responsivo são ilustrados pelas diferenças entre o albedo espectralmente ponderado da tecnologia solar fotovoltaica com base em silício amorfo hidrogenado (a-Si: H) e baseado em silício cristalino (c-Si) em comparação com o espectral tradicional -previsões de albedo integrado. A pesquisa mostrou impactos de mais de 10%. Mais recentemente, a análise foi estendida aos efeitos do viés espectral devido à refletividade especular de 22 materiais de superfície comuns (tanto de fabricação humana quanto natural) e analisa os efeitos do albedo no desempenho de sete materiais fotovoltaicos cobrindo três topologias comuns do sistema fotovoltaico : aplicações industriais (fazendas solares), telhados planos comerciais e telhados inclinados residenciais.

Arvores

Como as florestas geralmente têm um albedo baixo (a maioria do espectro ultravioleta e visível é absorvida por meio da fotossíntese ), alguns cientistas sugeriram que uma maior absorção de calor pelas árvores poderia compensar alguns dos benefícios de carbono do florestamento (ou compensar os impactos climáticos negativos de desmatamento ). No caso de florestas perenes com cobertura de neve sazonal, a redução do albedo pode ser grande o suficiente para que o desmatamento cause um efeito de resfriamento líquido. As árvores também afetam o clima de maneiras extremamente complicadas por meio da evapotranspiração . O vapor d'água causa resfriamento na superfície da terra, causa aquecimento onde se condensa, atua como um forte gás de efeito estufa e pode aumentar o albedo quando se condensa em nuvens. Os cientistas geralmente tratam a evapotranspiração como um impacto de resfriamento líquido, e o impacto climático líquido de alterações de albedo e evapotranspiração do desmatamento depende muito do clima local.

Em zonas sazonalmente cobertas de neve, os albedos de inverno de áreas sem árvores são 10% a 50% maiores do que as áreas florestais próximas porque a neve não cobre as árvores tão prontamente. As árvores decíduas têm um valor de albedo de cerca de 0,15 a 0,18, enquanto as árvores coníferas têm um valor de cerca de 0,09 a 0,15. A variação no albedo de verão em ambos os tipos de floresta está associada a taxas máximas de fotossíntese porque as plantas com alta capacidade de crescimento exibem uma fração maior de sua folhagem para interceptação direta da radiação incidente no dossel superior. O resultado é que os comprimentos de onda da luz não usados ​​na fotossíntese são mais propensos a serem refletidos de volta para o espaço, em vez de serem absorvidos por outras superfícies mais baixas no dossel.

Estudos do Centro Hadley investigaram o efeito relativo (geralmente aquecimento) da mudança de albedo e o efeito (resfriamento) do sequestro de carbono no plantio de florestas. Eles descobriram que as novas florestas em áreas tropicais e de latitude média tendem a esfriar; novas florestas em altas latitudes (por exemplo, Sibéria) eram neutras ou talvez aquecidas.

Água

Refletividade da água lisa a 20 ° C (68 ° F) (índice de refração = 1,333)

A água reflete a luz de maneira muito diferente dos materiais terrestres típicos. A refletividade de uma superfície de água é calculada usando as equações de Fresnel .

Na escala do comprimento de onda da luz, mesmo a água ondulada é sempre lisa, de modo que a luz é refletida de maneira especular local (não difusamente ). O brilho da luz na água é um efeito comum disso. Em pequenos ângulos de luz incidente , a ondulação resulta em refletividade reduzida por causa da inclinação da curva de ângulo de refletividade vs. incidente e um ângulo de incidência médio localmente aumentado.

Embora a refletividade da água seja muito baixa em ângulos baixos e médios de luz incidente, ela se torna muito alta em ângulos altos de luz incidente, como aqueles que ocorrem no lado iluminado da Terra perto do terminador (início da manhã, final da tarde e próximo os polos). No entanto, como mencionado acima, a ondulação causa uma redução apreciável. Como a luz refletida especularmente da água geralmente não atinge o observador, a água é geralmente considerada como tendo um albedo muito baixo, apesar de sua alta refletividade em ângulos altos de luz incidente.

Observe que as capas brancas das ondas parecem brancas (e têm alto albedo) porque a água é formada por espuma, então há muitas superfícies de bolhas sobrepostas que refletem, somando suas refletividades. O gelo "preto" fresco exibe reflexo de Fresnel. A neve em cima desse gelo marinho aumenta o albedo para 0,9.

Nuvens

O albedo da nuvem tem influência substancial sobre as temperaturas atmosféricas. Diferentes tipos de nuvens exibem diferentes refletividade, teoricamente variando em albedo de um mínimo próximo a 0 a um máximo próximo a 0,8. "Em qualquer dia, cerca de metade da Terra está coberta por nuvens, que refletem mais luz do sol do que terra e água. As nuvens mantêm a Terra fria refletindo a luz solar, mas também podem servir como cobertores para reter o calor."

O albedo e o clima em algumas áreas são afetados por nuvens artificiais, como aquelas criadas pelos rastros do tráfego pesado de aviões comerciais. Um estudo após a queima dos campos de petróleo do Kuwait durante a ocupação iraquiana mostrou que as temperaturas sob as queimadas de petróleo eram até 10 ° C (18 ° F) mais frias do que as temperaturas a vários quilômetros de distância, sob céu claro.

Efeitos de aerossol

Aerossóis (partículas / gotículas muito finas na atmosfera) têm efeitos diretos e indiretos no equilíbrio radiativo da Terra. O efeito direto (albedo) geralmente é o de resfriar o planeta; o efeito indireto (as partículas agem como núcleos de condensação da nuvem e, portanto, alteram as propriedades da nuvem) é menos certo. De acordo com Spracklen et al. os efeitos são:

  • Efeito direto do aerossol. Os aerossóis espalham e absorvem a radiação diretamente. A dispersão da radiação causa resfriamento atmosférico, enquanto a absorção pode causar aquecimento atmosférico.
  • Efeito indireto do aerossol. Os aerossóis modificam as propriedades das nuvens por meio de um subconjunto da população de aerossóis denominado núcleos de condensação de nuvens . Concentrações aumentadas de núcleos levam a concentrações aumentadas do número de gotículas de nuvem, o que por sua vez leva ao aumento do albedo da nuvem, aumento da dispersão de luz e resfriamento radiativo ( primeiro efeito indireto ), mas também leva à redução da eficiência de precipitação e aumento da vida útil da nuvem ( segundo efeito indireto ) .

Em cidades extremamente poluídas como Delhi , os poluentes aerossóis influenciam o clima local e induzem um efeito de ilha urbana fria durante o dia.

Carbono negro

Outro efeito relacionado ao albedo no clima são as partículas de carbono negro . O tamanho desse efeito é difícil de quantificar: o Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas estima que o forçamento radiativo médio global para aerossóis de carbono negro de combustíveis fósseis é +0,2 W m −2 , com um intervalo de +0,1 a +0,4 W m −2 . O carbono negro é uma causa maior do derretimento da calota polar no Ártico do que o dióxido de carbono, devido ao seu efeito sobre o albedo.

Atividades humanas

As atividades humanas (por exemplo, desmatamento, agricultura e urbanização) mudam o albedo de várias áreas ao redor do globo. No entanto, a quantificação desse efeito em escala global é difícil, mais estudos são necessários para determinar os efeitos antrópicos.

Outros tipos de albedo

O albedo de espalhamento único é usado para definir o espalhamento de ondas eletromagnéticas em pequenas partículas. Depende das propriedades do material ( índice de refração ); o tamanho da partícula ou partículas; e o comprimento de onda da radiação de entrada.

Veja também

Referências

links externos