Определите альбедо отражательную способность поверхности для различных естественных поверхностей

Обновлено: 04.07.2024

Альбедо Земли - коэффициент, показывающий отношение ксжгчсс ¡Си энергии, отраженной аТМОСфсрОИ к земной поверх костью, ко всей лучистой энергии, падающей на Землю от Солнца. Чем выше альбедо, тем меньше доля солнечной энергии, способной произвести работу на земной поверхности. Альбедо, т.е. отражающая способность, отдельных участков земной поверхности зависит от характера земного покрова. Альбедо лугов и лесов для видимого спектра колеблется от 0,02 до 0,5; в инфракрасной области альбедо растительного покрова, как правило, составляет весьма большую величину (до 0,9). Альбедо снега составляет 0,5. 0,9; песка - 0,29. 0,34; водных поверхностей -0,03. 0,45; известняка - 0,38. 0,56. Наличие атмосферы увеличивает альбедо планет. Альбедо облаков составляет 0,60. 0,90. Как видно из расчеюв, проведенных в предыдущем разделе, общее количество отраженной энергии составляет почти половину солнечной радиации, доходящей до земной атмосферы (интегральная альбедо Земли -0,45. 0,48).[ . ]

Безразмерная величина, характеризующая отражательную способность тела или системы тел. А. элемента отражающей поверхности— отношение (в процентах) интенсивности (плотности потока) радиации, отраженной данным элементом, к интенсивности (плотности потока) радиации, падающей на него. При этом имеется в виду диффузное отражение; в случае направленного отражения говорят не об А., а о коэффициенте отражения. Различается А. интегральное — для радиации во всем диапазоне ее длин волн и спектральное — для отдельных участков спектра. См. еще альбедо естественной поверхности, альбедо Земли.[ . ]

АЛЬБЕДО ЗЕМЛИ. Процентное отношение солнечной радиации, отданной земным шаром (вместе с атмосферой) обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. Отдача солнечной радиации Землей слагается из отражения от земной поверхности, рассеяния прямой радиации атмосферой в мировое пространство (обратного рассеяния) и отражения от верхней поверхности облаков. А. 3. в видимой части спектра (визуальное)—около 40%. Для интегрального потока солнечной радиации интегральное (энергетическое) А. 3. около 35%. В отсутствие облаков визуальное А. 3. было бы около 15%.[ . ]

Альбедо — отражающая способность поверхности тела или системы тел, определяемая как часть (обычно в процентах) энергии падающего света. Различают интегральное (энергетическое) альбедо — для всего потока радиации и спектральное — для отдельных участков спектра радиации.[ . ]

Различают интегральное (энергетическое) альбедо для всего потока радиации и спектральное альбедо для отдельных спектральных участков радиации, в том числе визуальное альбедо для радиации в видимом участке спектра. Поскольку спектральное альбедо для разных длин волн различно, А. Е. П. меняется с высотой солнца вследствие изменения спектра радиации. Годовой ход А. Е. П. зависит от изменений характера подстилающей поверхности.[ . ]

Еще одно негативное экологическое последствие сведения лесов — изменение альбедо земной поверхности. Альбедо (лат. albedo — белизна) — это величина, характеризующая способность поверхности отражать падающие на нее лучи. Интегральное альбедо крон деревьев составляет 10—15%, травы 20—25, свежевыпавшего снега — до 90%. Альбедо земной поверхности — один из важных факторов, определяющих климат как в целом в мире, так и отдельных его регионов. Установлено, что серьезные изменения климата на планете могут быть вызваны изменением альбедо поверхности Земли всего лишь на несколько процентов. В настоящее время с помощью космических снимков обнаружено крупномасштабное изменение альбедо (так же как и теплового баланса) всей поверхности Земли. Ученые полагают, что это вызвано, прежде всего, уничтожением лесной растительности и развитием антропогенного опустынивания на значительной части нашей планеты.[ . ]

Отраженная от земной поверхности радиация является важнейшим компонентом ее радиационного баланса. Интегральное альбедо естественных поверхностей меняется от 4—5% для глубоких водоемов при высотах Солнца более 50° до 70—90% для чистого сухого снега. Для всех естественных поверхностей характерна зависимость альбедо от высоты Солнца. Наибольшие изменения альбедо наблюдаются от восхода Солнца до его высоты над горизонтом около 30%.[ . ]

Важнейшими радиационными характеристиками облаков в коротковолновой (0,3—3,0 мкм) и в длинноволновой (3,0—40,0 мкм) областях спектра являются их интегральное (А) и спектральное (А ) альбедо, пропускание (Т, Тк), поглощательная (Я, Я,) и относительная излучательная способность (5, 5Л).[ . ]

Измерения солнечной радиации проводятся мировой актинометрической сетью (более 900 станций [6]). Измеряется прямая, рассеянная, отраженная радиация; определяется интегральная прозрачность атмосферы, альбедо подстилающей поверхности, рассчитываются суммарная радиация, баланс коротковолновой и длинноволновой радиации. Данные представляются в Мировой центр в Ленинграде, где они ежегодно публикуются.[ . ]

Потоки отраженной радиации в атмосфере и у земной поверхности формируются в результате взаимодействия сложного комплекса факторов. Важнейшими из них являются энергетическая освещенность различных элементов земной поверхности и их отражательная способность. В общем случае отражательная способность различных объектов характеризуется их интегральным и спектральным альбедо (2.20).[ . ]

К этим трудностям в первую очередь относится отсутствие или противоречивость количественных характеристик взаимодействия. Даже среднеширотные значения потоков энергии на границе океан—атмосфера по оценкам различных авторов расходятся на 100—150 %. В результате мы примерно с такой же точностью, усугубляемой нашими крайне приблизительными представлениями о процессах взаимодействия в полярных областях, знаем меридиональные потоки тепла в океане и в атмосфере и можем уверенно (примерно на уровне 10%-ной точности) говорить лишь об интегральных меридиональных потоках в системе океан— атмосфера, получаемых по спутниковым данным об альбедо и уходящем излучении на верхней границе атмосферы [389, 436, 497]. И трехмерные, и малопараметрические модели зачастую не воспроизводят даже на качественном уровне межокеанскую асимметрию меридионального переноса тепла.[ . ]

если известно количество суммарной солнечной радиации Q и отраженной радиации Еотр: а) снега при Q = 3,52 Дж/(см 2 • мин.) и Еотр = 2,47 Дж/(см 2 • мин.); б) песка при Q = 5,15 Дж/(см 2 • мин.) и Еотр = 1,55 Дж/(см 2 • мин.); в) почвы при Q=3,93 Дж/(см 2 •мин.) и Еотр=0,79 Дж/(см2 • мин.); г) луговой растительности при Q=3,60 Дж/(см 2 •мин.) и Еотр=1,51 Дж/ (см 2 •мин.); д) водной поверхности при Q=2,81 Дж/(см 2 • мин.) и Еотр= 0,13 Дж/ (см 2 •мин.)

Поделить на калькуляторе отраженную радиацию на суммарную очень сложно? :)))

1) 0,7 или 70%
2) 0,3 или 30%
3) 0,2 или 20%
4) 0,43 или 43%
5) 0,05 или 5%

Значение альбедо для данной длины волны или диапазона длин волн зависит от спектральных характеристик отражающей поверхности, поэтому альбедо отличается для разных спектральных диапазонов (оптическое, ультрафиолетовое, инфракрасное альбедо) или длин волн (монохроматические альбедо) .

В оптике и астрономии в зависимости от геометрии отражающей поверхности различают несколько видов альбедо.

В сельском хозяйстве альбедо зависит от влажности почвы, с возрастанием которой оно уменьшается, что имеет важное значение в процессе изменения теплового режима орошаемых полей. Вследствие уменьшения альбедо при увлажнении почвы увеличивается поглощаемая радиация. Альбедо различных поверхностей имеет хорошо выраженный дневной годовой ход, обусловленный зависимостью альбедо от высоты Солнца. Наименьшее значение альбедо наблюдают в околополуденные часы, а в течение года - летом. Альбедо различных естественных поверхностей (по В. Л. Гаевскому и М И. Будыко) , % Свежий сухой снег - 80. 95 Влажный снег - 60. 70 Чернозем влажный - около 8 Чернозем сухой - около 15 Сухая глинистая почва - 20. 35 Сухая песчаная почва - 20. 45 Свежая зеленая трава - около 25 Поля ржи и пшеницы - 10. 25 Картофельное поле - 15. 25 Хлопковое поле - 20. 25 Луг - 15. 25 Лиственный лес летом - 15. 20 Сухая степь - 20. 30

Спектральное альбедо на верхней границе облаков представ леио на рис. 5.10 [51]. Сильные полосы водяного пара с центрами примерно 0,95; 1,1; 1,4 п 1,9 мкм обусловливают глубокие минимумы. Для "нормального" распределения капель видимое альбедо облаков около 0,9, и это значение выше наблюдаемых, которые редко превосходят 0,85. Это различие можно объяснить тем, что расчеты основаны на модели, не учитывающей неоднородность облаков, и выполнены для больших значений водозапаса. Однако необходимо рассматривать и другой фактор: большие капли могут эффективно (на 10 -20%) уменьшать альбедо облаков и планеты в целом.[ . ]

Спектральное альбедо как функция длины волны

Характерный спектральный

В табл. 2.14 приведены данные о спектральном альбедо различных естественных поверхностей. Альбедо Земли определяется отражением солнечного излучения от земной поверхности, обратным рассеянием радиации в атмосфере, отражением от верхней границы облаков. В целом альбедо Земли как планеты, как показали измерения с ИСЗ потоков отраженной радиации и солнечной постоянной, составляет около 30%. Очевидна его широтная изменчивость от максимальных значений в районах Арктики и Антарктиды до минимальных над безоблачными океанами и джунглями Амазонки и Индии.[ . ]

Совершенно иная картина наблюдается в тех спектральных интервалах, где облачные частицы сами интенсивно поглощают и альбедо однократного рассеяния мало ( 0,5 - 0,7). Поскольку при каждом акте рассеяния значительная часть радиации поглощается, то альбедо облаков будет формироваться в основном за счет нескольких первых кратностей рассеяния и, следовательно, будет очень чувствительно к изменениям индикатрисы рассеяния. Наличие же ядра конденсации уже не способно сильно изменить альбедо однократного рассеяния. По этой причине на длине волны 3,75 мкм доминирует индикатрисный эффект аэрозоля и спектральное альбедо облаков увеличивается примерно в 2 раза (табл. 5.2). Для некоторых длин воли эффект, обусловленный поглощением дымовым аэрозолем, может точно компенсировать эффект, связанный с уменьшением размера облачных капель, и альбедо не изменится.[ . ]

Наиболее информативными для достижения конечной цели при этом являются спектральные характеристики альбедо и коэффициентов энергетической яркости.[ . ]

Компоненты радиационного баланса, соответствующие отраженному солнечному излучению (в спектральном диапазоне 0,3—3,0 мкм) и тепловому излучению с поверхности земли (в диапазоне длин волн 3— 100 мкм), существенно зависят от антропогенных факторов (антропогенного изменения альбедо земной поверхности, интенсивности теплового излучения земных объектов).[ . ]

В последние годы для разнообразных атмосферно-оптических измерений с целью исследований спектральной прозрачности атмосферы [39, 43, 81, 96], атмосферного аэрозоля [39, 43, 96], суммарного озона и вертикального распределения озона [39, 43, 120], спектральной яркости и альбедо подстилающей поверхности широкое применение нашли приборы со светофильтрами. При этом используются как стеклянные, так и интерференционные светофильтры с различными характеристиками.[ . ]

Важно отметить, что фитопланктон имеет более высокую отражательную способность (Лкв 0,5) при длинах волн солнечного излучения Л > 0,7 мкм, чем при более коротких X (Лкв 0,1). Такой спектральный ход альбедо связывается с потребностью водорослей, с одной стороны, в поглощении фотосинтетически активной радиации (рис. 2.29), а с другой — в снижении перегрева. Последнее достигается в результате отражения фитопланктоном более длинноволновой радиации. Можно предполагать, что формулы, приведенные в п. 2.2, пригодны и для расчетов таких параметров тепловых потоков, как приходящая и уходящая радиация, излуча-тельная способность и альбедо, при условии, что данные о Га и других метеоэлементах также имеют необходимое более высокое временное разрешение (т. е. получены с более коротким временным шагом).[ . ]

Пусть на облачный слой в направлении оа0 = ( 0,Ьо,с0) падает параллельный единичный поток солнечной радиации. Абсолютные значения можно получить, если умножить приводимые ниже средние спектральные потоки на 5 с0 , где - спектральная солнечная постоянная, co = cos£0, - зенитный угол Солнца. Известно, что в видимой области спектра вне линий и полос поглощения атмосферных газов рэлеевское и аэрозольное рассеяния незначительно изменяют радиационные параметры облачной атмосферы [20, 31], поэтому при средних и больших значениях балла облачности их влиянием можно пренебречь. Большинство результатов расчетов, обсуждаемых в этой главе, получено при оптических характеристиках, соответствующих облаку Ci [3] и длине волны 0,69 мкм, и без учета отражения от подстилающей поверхности; вычисления при других оптических характеристиках и ненулевом значении альбедо поверхности специально отмечаются в тексте.[ . ]

Антропогенные изменения на суше определяются не только загрязнениями, но и увеличивающейся урбанизацией, расширением площади сельскохозяйственных угодий, развитием коммуникаций, вырубкой лесов, перераспределением водных ресурсов, открытой разработкой полезных ископаемых и т. п. Эти изменения приводят к изменению альбедо и, следовательно, к изменению спектральной яркости. С помощью космических съемок хорошо определяется суммарный эффект «антропогенности», на фоне которого можно выделить и его отдельные компоненты (например, шлейфы загрязнений).[ . ]

Комплексный, совмещенный подспутниковый эксперимент позволил осуществить программу поиска оптимального учета радиационных параметров, необходимых для идентификации различных природных образований и типов подстилающей поверхности. На их основе под руководством академика К. Я. Кондратьева была создана теория определения передаточной функции атмосферы для спектральных энергетических контрастов, коэффициентов спектральной яркости и альбедо.[ . ]

Аэрозольные частицы, находящиеся в водяных каплях как ядра конденсации, могут изменить концентрацию и спектр размеров, а также внести дополнительное поглощение водяными каплями в некоторых участках спектра. Увеличение числа ядер конденсации обычно приводит к увеличению концентрации водяных капель, которые становятся более мелкими [31, 46]. Индикатриса рассеяния становится менее вытянутой вперед, а при фиксированном содержании жидкой воды вертикальная оптическая толщина возрастает (см. формулу (5.4)), что обусловливает возрастание альбедо облаков. В тех спектральных интервалах, где аэрозоль интенсивно поглощает, его присутствие в облачных каплях уменьшает альбедо однократного рассеяния и величина этого уменьшения сильно зависит от показателя преломления (химического состава) ядер конденсации, поэтому поглощение облаками возрастает и альбедо уменьшается. Таким образом, знак и величниа изменения альбедо облаков под воздействием аэрозольных ядер конденсации будут зависеть от того, какой из этих эффектов является доминирующим: уменьшение размеров капель или поглощение.[ . ]

Читайте также: