Den totala strålningen som når jordens yta absorberas delvis av mark och vatten och omvandlas till värme i haven och hav, den går till avdunstning och reflekteras delvis i atmosfären (reflekterad strålning). Förhållandet mellan absorberad och reflekterad strålningsenergi beror på markens natur och strålarnas infallsvinkel på vattenytan. Eftersom det är nästan omöjligt att mäta den absorberade energin bestäms den reflekterade energin.

Reflexionsförmågan hos land- och vattenytor kallas deras albedo. Den beräknas i % av den reflekterade strålningen från infallandet på en given yta, tillsammans med strålarnas infallsvinkel (närmare bestämt vinkelns sinus) och mängden optiska massor av atmosfären de passerar genom, och är en av de viktigaste planetariska faktorerna för klimatbildning.

På land bestäms albedo av färgen på naturliga ytor. En helt svart kropp kan absorbera all strålning. Spegelytan reflekterar 100 % av strålarna och kan inte värmas upp. Bland riktiga ytor har ren snö den högsta albedo. Nedan visas albedo för landytor efter naturliga zoner.

Det klimatbildande värdet av reflektionsförmågan hos olika ytor är extremt högt. I iszoner på höga breddgrader reflekteras solstrålning, redan försvagad av passagen av ett stort antal optiska massor av atmosfären och faller på ytan i en spetsig vinkel, av evig snö.

Vattenytans albedo för direkt strålning beror på i vilken vinkel solens strålar faller på den. Vertikala strålar tränger djupt ner i vattnet och absorberar deras värme. Sned strålar från vatten reflekteras som från en spegel, och de värmer inte upp den: vattenytans albedo vid en solhöjd av 90″ är 2%, vid en solhöjd av 20° - 78%.

Yttyper och zonlandskap Albedo

Ny torr snö……………………………………………… 80-95

Blöt snö……………………………………………………………………….. 60-70

Havsis………………………………………………………….. 30-40

Tundra utan snötäcke………………………….. 18

Stabilt snötäcke på tempererade breddgrader 70

Samma instabila……………………………………………………………….. 38

Barrskog på sommaren…………………………………………………. 10-15

Detsamma, med stabilt snötäcke………… 45

Lövskog på sommaren………………………………………………………………. 15-20

Samma, med gula löv på hösten……………….. 30-40

Äng……………………………………………………………………………………… 15-25

Stäpp på sommaren………………………………………………………….. 18

Sand i olika färger………………………………………….. 25-35

Öken……………………………………………………….. 28

Savann V torrperioden……………………………………………………… 24

Samma sak under regnperioden………………………………………………. 18

Hela troposfären……………………………………………………………………… 33

Jorden som helhet (planet) ………………………………………….. 45

För spridd strålning är albedon något mindre.
Eftersom 2/3 av jordens yta är ockuperad av havet, fungerar absorptionen av solenergi från vattenytan som en viktig klimatbildande faktor.

Hav på subpolära breddgrader absorberar bara en liten del av värmen från solen som når dem. Tropiska hav, tvärtom, absorberar nästan all solenergi. Vattenytans albedo, liksom snötäcket i polarländerna, fördjupar zondifferentieringen av klimat.

I den tempererade zonen ökar ytornas reflektionsförmåga skillnaderna mellan årstiderna. I september och mars är solen på samma höjd över horisonten, men mars är kallare än september, eftersom solens strålar reflekteras från snötäcket. Utseendet på första gula löv på hösten, och sedan frost och tillfällig snö, ökar albedon och minskar lufttemperaturen. Ihållande snötäcke orsakat av låga temperaturer påskyndar nedkylningen och minskar ytterligare i vintertemperaturerna.

Lambertian (sann, platt) albedo

Sann eller platt albedo är den diffusa reflektanskoefficienten, det vill säga förhållandet mellan ljusflödet som sprids av ett platt ytelement i alla riktningar och flödet som infaller på detta element.
Vid belysning och observation vinkelrätt mot ytan kallas den sanna albedon vanligt .

Den normala albedot för ren snö är ~0,9, för kol ~0,04.

Geometrisk albedo

Månens geometriska optiska albedo är 0,12, jordens är 0,367.

Bond (sfärisk) albedo

Wikimedia Foundation. 2010.

Synonymer:

Se vad "Albedo" är i andra ordböcker:

ALBEDO, den del av ljus eller annan strålning som reflekteras från en yta. En idealisk reflektor har en albedo på 1; för riktiga är detta nummer lägre. Snöalbedo sträcker sig från 0,45 till 0,90; jordens albedo, från konstgjorda satelliter, ... ... Vetenskapliga och tekniska encyklopedisk ordbok

- (arabiska). En term inom fotometri som visar hur mycket ljusstrålar en given yta reflekterar. Ordbok med främmande ord som ingår i det ryska språket. Chudinov A.N., 1910. albedo (lat. albus light) ett värde som kännetecknar... ... Ordbok med främmande ord i ryska språket

ALBEDO- (sen latinsk albedo, från latin albus vit), ett värde som kännetecknar förhållandet mellan flödet av solstrålning som faller på olika föremål, jord eller snötäcke, och mängden sådan strålning som absorberas eller reflekteras av dem;... .. . Ekologisk ordbok

- (från senlatinsk albedovithet) ett värde som kännetecknar en ytas förmåga att reflektera ett flöde av elektromagnetisk strålning eller partiklar som faller på den. Albedo är lika med förhållandet mellan det reflekterade flödet och det infallande flödet. En viktig egenskap inom astronomi... ... Stor encyklopedisk ordbok

albedo- flera albedo m. lat. albedo. vit. 1906. Lexis. Det inre vita lagret av citrusskal. Livsmedelsindustrin Lex. Brokg.: albedo; SIS 1937: albe/do... Historisk ordbok över gallicismer av det ryska språket

albedo- Egenskaper för kroppsytans reflektionsförmåga; bestäms av förhållandet mellan ljusflödet som reflekteras (spritts) av denna yta och ljusflödet som infaller på den [Terminologisk ordbok för konstruktion på 12 språk... ... Teknisk översättarguide

albedo- Förhållandet mellan solstrålning som reflekteras från jordens yta och intensiteten av strålning som infaller på den, uttryckt som en procentandel eller decimalfraktioner (Jordens genomsnittliga albedo är 33 %, eller 0,33). → Fig. 5 … Ordbok för geografi

- (från senlat. albedovithet), ett värde som kännetecknar en ytas förmåga att l.l. kroppen för att reflektera (sprida) den strålning som infaller på den. Det finns sanna, eller Lambertian, A., som sammanfaller med koefficienten. diffus (spridd) reflektion och... ... Fysisk uppslagsverk

Substantiv, antal synonymer: 1 egenskap (9) Synonymordbok ASIS. V.N. Trishin. 2013... Synonym ordbok

Ett värde som kännetecknar reflektionsförmågan hos vilken yta som helst; uttrycks som förhållandet mellan strålning som reflekteras av ytan och solstrålning som tas emot på ytan (för svart jord 0,15; sand 0,3 0,4; medel A. Jorden 0,39; Månen 0,07) ... ... Ordbok över affärstermer

När den faller på jordens yta absorberas den totala strålningen mestadels i det övre, tunna lagret av jord eller vatten och förvandlas till värme och reflekteras delvis. Mängden solstrålning som reflekteras av jordytan beror på denna ytas beskaffenhet. Förhållandet mellan mängden reflekterad strålning och den totala mängden strålning som faller in på en given yta kallas ytalbedo. Detta förhållande uttrycks i procent.

Så, från det totala flödet av total strålning Isinh+i, reflekteras en del av den (Isinh + i)A från jordens yta, där A är ytans albedo. Resten av den totala strålningen (Isinh + i) (1- A) absorberas av jordytan och går till att värma de övre lagren av jord och vatten. Denna del kallas absorberad strålning.

Jordytans albedo ligger i allmänhet inom intervallet 10-30 %; i fallet med våt chernozem minskar den till 5 %, och i fallet med torr lätt sand kan den öka till 40 %. När markfuktigheten ökar minskar albedo. Albedot för vegetationstäcket - skogar, ängar, åkrar - ligger inom 10-25%. För nyfallen snö är albedon 80-90%, för långvarig snö - cirka 50% och lägre. Albedot för en jämn vattenyta för direkt strålning varierar från några procent vid hög sol till 70 % vid låg sol; det beror också på spänning. För spridd strålning är vattenytornas albedo 5--10 %. I genomsnitt är albedon på ytan av världshaven 5-20%. Albedo av den övre ytan av moln - från flera procent till 70-80% beroende på typen och tjockleken på molntäcket; i genomsnitt är det 50-60%. De angivna siffrorna hänvisar till reflektionen av solstrålning, inte bara synlig utan genom hela dess spektrum. Dessutom mäter fotometriska medel albedon endast för synlig strålning, som naturligtvis kan skilja sig något i värde från albedon för hela strålningsflödet.

Den övervägande delen av strålningen som reflekteras av jordytan och molnens övre yta går bortom atmosfären och ut i rymden. En del av den spridda strålningen, ungefär en tredjedel av den, försvinner också ut i rymden. Förhållandet mellan denna reflekterade och spridda solstrålning som flyr ut i rymden och den totala mängden solstrålning som kommer in i atmosfären kallas jordens planetariska albedo eller helt enkelt jordens albedo.

Jordens planetariska albedo uppskattas till 35-40%; det verkar vara närmare 35 %. Huvuddelen av jordens planetariska albedo är reflektionen av solstrålning från moln.

Fenomen förknippade med strålningsspridning

Himlens blå färg är färgen på själva luften, på grund av solstrålarnas spridning i den. Med höjden, när luftdensiteten minskar, d.v.s. antalet spridande partiklar, blir himlens färg mörkare och övergår i djupblått och i stratosfären till svartviolett.

Ju mer grumliga föroreningar i luften som är större i storlek än luftmolekyler, desto större andel långvågiga strålar i solstrålningsspektrat och desto mer vitaktig blir himlens färg. Spridning ändrar färgen på direkt solljus. Solskivan verkar gulare ju närmare horisonten den är, det vill säga ju längre strålarnas väg genom atmosfären och desto större spridning.

Spridningen av solstrålning i atmosfären orsakar diffust ljus under dagen. I avsaknad av en atmosfär på jorden skulle det bara finnas ljus där direkt solljus eller solstrålar som reflekteras av jordens yta och föremål på den skulle falla.

Efter solnedgången på kvällen kommer mörkret inte direkt. Himlen, särskilt i den del av horisonten där solen har gått ner, förblir ljus och skickar spridd strålning till jordytan med gradvis avtagande intensitet - skymning. Anledningen till detta är belysningen av höga lager av atmosfären av solen under horisonten.

Den så kallade astronomiska skymning fortsätt på kvällen tills solen går ner 18° under horisonten; vid det här laget är det så mörkt att de svagaste stjärnorna är synliga. Morgonskymningen börjar från det ögonblick då solen har samma position under horisonten. Den första delen av kvällen eller den sista delen av den astronomiska morgonskymningen, när solen står under horisonten minst 8°, kallas civil skymning.

Varaktigheten av astronomisk skymning varierar beroende på latitud och tid på året. På medelbreddgrader är det från en och en halv till två timmar, i tropikerna mindre, vid ekvatorn lite längre än en timme.

På höga breddgrader på sommaren kanske solen inte faller under horisonten alls eller kan sjunka väldigt grunt. Om solen sjunker under horisonten med mindre än 18°, uppstår inte fullständigt mörker alls och kvällsskymningen smälter samman med morgonen. Detta fenomen kallas vita nätter.

Skymningen åtföljs av vackra, ibland mycket spektakulära förändringar i himlens färg mot solen. Dessa förändringar börjar före solnedgången eller fortsätter efter soluppgången. De har en ganska naturlig karaktär och kallas gryning. De karakteristiska färgerna i gryningen är lila och gula; men intensiteten och variationen i gryningens färgnyanser varierar kraftigt beroende på innehållet av aerosolföroreningar i luften. Tonerna av belysning av moln i skymningen är också varierande.

I den del av himlen mitt emot solen observeras fenomen solskydd, även med en förändring i färgtoner, med en övervägande av lila och lila-violett. Efter solnedgången dyker jordens skugga upp i denna del av himlen: ett gråblått segment som växer på höjden och åt sidorna.

Fenomenet gryning förklaras av ljusspridningen av de minsta partiklarna av atmosfäriska aerosoler och ljusets diffraktion av större partiklar.

Jordens albedo. Levande materiaökar absorptionen av solstrålning av jordens yta, vilket minskar albedon för inte bara landet utan även havet. Landvegetation är känd för att avsevärt minska reflektionen av kortvågig solstrålning i rymden. Albedot för skogar, ängar och åkrar överstiger inte 25 %, men bestäms oftare av siffror från 10 % till 20 %. Det finns mindre albedo bara på en jämn vattenyta med direkt strålning och på våt chernozem (cirka 5%), men bar, torkad jord eller snötäckt mark reflekterar alltid mycket mer solstrålning än när de skyddas av vegetation. Skillnaden kan uppgå till flera tiotals procent. Så torr snö reflekterar 85-95% av solstrålningen, och en skog i närvaro av stabilt snötäcke - bara 40-45%.[...]

En dimensionslös storhet som kännetecknar reflektiviteten hos en kropp eller ett system av kroppar. A. element av en reflekterande yta - förhållandet (i procent) av intensiteten (flödestätheten) av strålning som reflekteras av ett givet element och intensiteten (flödestätheten) av strålning som infaller på det. Detta syftar på diffus reflektion; vid riktad reflektion talar man inte om reflektion, utan om reflektionskoefficient. Man skiljer på integral - för strålning i hela dess våglängdsområde och spektral - för enskilda sektioner av spektrumet. Se även naturlig ytalbedo, jordalbedo.[...]

ALBEDO AV JORDEN. Procentandelen solstrålning som sänds ut av jordklotet (tillsammans med atmosfären) tillbaka till världsrymden, till den solstrålning som tas emot vid atmosfärens gräns. Jordens återkomst av solstrålning består av reflektion från jordytan, spridning av direktstrålning från atmosfären ut i rymden (återspridning) och reflektion från molnens övre yta. A. 3. i den synliga delen av spektrumet (visuellt) - ca 40%. För solstrålningens integrerade flöde är integralen (energin) A. 3. ca 35 %. I frånvaro av moln skulle visuell A. 3. vara cirka 15 %[...]

Albedo är ett värde som kännetecknar reflektiviteten hos en kropps yta; förhållandet (i%) av det reflekterade flödet av solstrålning till flödet av infallande strålning.[...]

En ytas albedo beror på dess färg, grovhet, fuktighet och andra egenskaper. Albedot av vattenytor på en solhöjd över 60° är mindre än albedot för land, eftersom solens strålar, som tränger in i vattnet, till stor del absorberas och sprids i det.

Albedon för alla ytor, och särskilt vattenytor, beror på solens höjd: den lägsta albedot inträffar vid middagstid, den högsta på morgonen och kvällen. Detta beror på att på låg solhöjd ökar andelen spridd strålning i den totala strålningen, vilket reflekteras från den grova underliggande ytan i större utsträckning än direkt strålning.[...]

ALBEDO är en storhet som kännetecknar reflektionsförmågan hos vilken yta som helst. A. uttrycks som förhållandet mellan strålning som reflekteras av ytan och solstrålning som mottas på ytan. Till exempel, A. chernozem - 0,15; sand - 0,3-0,4; genomsnitt A. Jorden - 0,39, Månen - 0,07.

Låt oss ge albedo (%) för olika jordar, stenar och vegetation (Chudnovsky, 1959): torr chernozem -14, våt chernozem - 8, torr sierozem - 25-30, våt sierozem 10-12, torr lera -23, våt lera - 16 , vit och gul sand - 30-40, vårvete - 10-25, höstvete - 16-23, grönt gräs -26, torkat gräs -19, bomull -20-22, ris - 12, potatis - 19 .[ ..]

Noggranna beräkningar av landalbedon från den tidiga pliocentiden (6 miljoner år sedan) visade att under den perioden var albedon för landytan på norra halvklotet 0,060 mindre än den moderna och, som paleoklimatiska data indikerar, klimatet i detta eran var varmare och blötare; i Eurasiens och Nordamerikas mellersta och höga breddgrader kännetecknades vegetationstäcket av en rikare artsammansättning, skogar ockuperade vidsträckta territorier, i norr nådde de kontinenternas kuster, i söder gick deras gräns söder om gränsen till den moderna skogszonen [...]

Mätningar med hjälp av albedomätare placerade på en höjd av 1-2 m över jordytan gör det möjligt att bestämma albedo för små områden. Albedovärdena för stora områden som används i beräkningar av strålningsbalansen bestäms från ett flygplan eller en satellit. Typiska albedovärden: våt jord 5-10%, svart jord 15%, torr lerjord 30%, lätt sand 35-40%, åkergrödor 10-25%, gräsbeläggning 20-25%, skog - 5-20%, nyfallen snö 70-90%; vattenyta för direkt strålning från 70-80% med solen nära horisonten till 5% med hög sol, för diffus strålning ca 10%; molnets yta 50-65 %[...]

Det maximala beroendet av albedo finns på naturliga ytor, på vilka, tillsammans med diffus reflektion, observeras fullständig eller partiell spegelreflektion. Dessa är en slät och lätt störd vattenyta, is, snö täckt med skorpa.[...]

Det är uppenbart att för en given enskild spridningsalbedo kommer absorptionen att öka med ökande andel diffus strålning och den genomsnittliga spridningsmångfalden. För stratusmoln, när solens zenitvinkel ökar, minskar absorptionen (tabell 9.1), eftersom molnskiktets albedo ökar och, på grund av den starka framåtriktade förlängningen av spridningsindikatorn, uppenbarligen den genomsnittliga spridningsfaktorn för den reflekterade strålningen minskar. Detta resultat överensstämmer med beräkningar. För cumulusmoln gäller det motsatta förhållandet, vilket förklaras av att vid stora moln ökar andelen diffus strålning kraftigt. För Q = 0° är olikheten Pst (¿1, zw+1) > PCi, gL/+1) giltig, vilket beror på att strålningen som kommer ut genom sidorna av cumulusmoln har i genomsnitt en lägre spridningsfaktor. Vid = 60° är effekten associerad med en genomsnittlig ökning av andelen diffus strålning starkare än effekten på grund av en minskning av den genomsnittliga spridningsfaktorn, därför är den omvända olikheten sann.[...]

Den oberoende pixelapproximationen (IPA) används för att beräkna rumsligt medelvärde för albedo. Meningen med approximationen är att strålningsegenskaperna för varje pixel endast beror på dess vertikala optiska tjocklek och inte beror på den optiska tjockleken hos närliggande områden. Detta innebär att vi försummar effekterna som är förknippade med ändliga pixelstorlekar och horisontell strålningsöverföring.[...]

Det finns en integrerad (energi) albedo för hela strålningsflödet och en spektral albedo för enskilda spektrala områden av strålning, inklusive en visuell albedo för strålning i det synliga området av spektrumet. Eftersom det spektrala albedon är olika för olika våglängder, ändras A.E.P med solens höjd på grund av förändringar i strålningsspektrat. Det årliga förloppet för A.E.P. beror på förändringar i den underliggande ytans beskaffenhet.[...]

Derivatan 911/dC är skillnaden mellan den genomsnittliga albedo för stratus- och cumulusmoln, som kan vara antingen positiv eller negativ (se fig. 9.5, a).[...]

Vi betonar att vid låga luftfuktighetsvärden förändras landalbedon kraftigast, och små fluktuationer i kontinental luftfuktighet bör leda till betydande fluktuationer i albedo, och därför temperatur. En ökning av den globala lufttemperaturen leder till en ökning av dess fukthalt (en varm atmosfär innehåller mer vattenånga) och till en ökning av avdunstning av vatten i världshavet, vilket i sin tur bidrar till nederbörd på land. En ytterligare ökning av kontinenternas temperatur och luftfuktighet säkerställer en förbättrad utveckling av naturliga växttäcken (till exempel är produktiviteten i de tropiska regnskogarna i Thailand 320 centners torrmassa per 1 hektar, och Mongoliets ökenstäpper - 24 centners ). Detta bidrar till en ännu större minskning av landets albedo, mängden absorberad solenergi ökar, och som ett resultat blir det en ytterligare ökning av temperatur och luftfuktighet.

Med hjälp av en pyranometer kan du också enkelt bestämma jordytans albedo, mängden strålning som kommer från kabinen etc. Av de industriellt tillverkade instrumenten rekommenderas att använda M-80 pyranometern tillsammans med GSA-1 pekgalvanometer.[...]

Inverkan av molnighet på biosfären är olika. Det påverkar jordens albedo, överför vatten från havets och oceanernas yta till land i form av regn, snö, hagel, och täcker även jorden på natten som en filt, vilket minskar dess strålningskylning.[...]

Strålningsbalansen kan variera avsevärt beroende på jordytans albedo, det vill säga förhållandet mellan reflekterad och mottagen solenergi, uttryckt i bråkdelar av en enhet. Torr snö och saltavlagringar har den högsta albedo (0,8-0,9); genomsnittliga albedovärden - vegetation; de minsta - vattenkroppar (reservoarer och vattenmättade ytor) - 0,1-0,2. Albedo påverkar den ojämlika försörjningen av solenergi till olika ytor av jorden och luften intill den: polerna och ekvatorn, land och hav, olika delar av land beroende på ytans natur, etc. [...]

När allt kommer omkring är det nödvändigt att ta hänsyn till sådana viktiga klimatparametrar som albedo - en funktion av fuktighet. Träskarnas albedo är till exempel flera gånger mindre än öknarnas albedo. Och detta är tydligt synligt från satellitdata, enligt vilka Saharaöknen har en mycket hög albedo. Så det visade sig att när marken blir fuktig uppstår också en positiv feedback. Fuktigheten ökar, planeten värms upp mer, haven avdunstar mer, mer fukt når landet och luftfuktigheten stiger igen. Detta positiva förhållande är känt inom klimatologin. Och jag nämnde redan det andra positiva sambandet när jag analyserade dynamiken i fluktuationer i nivån på Kaspiska havet.[...]

I den andra versionen av beräkningen antogs det att graden av beroende av albedo på markfuktreserver minskade med 4 gånger, och graden av beroende av nederbörd på temperaturen minskade med hälften. Det visade sig att i detta fall har ekvationssystemet (4.4.1) kaotiska lösningar. Med andra ord är effekten av kaos betydande och kvarstår över ett brett spektrum av förändringar i parametrarna för det hydroklimatiska systemet.[...]

Låt oss sedan överväga inverkan av istäcke. Efter att ha introducerat empiriska data om albedo, lade Budyko till ekvationen som relaterar temperatur till strålning en term som tar hänsyn till det olinjära beroendet av påverkan från istäcket, vilket är orsaken till självförstärkningseffekten.

Multipel spridning spelar en betydande roll i bildandet av strålningsfältet i moln, därför albedo A och överföringen av diffus strålning (når stora värden även i de pixlar som är belägna utanför molnen (fig. 9.4, b, d) Moln har olika tjocklek, som i en given implementering av molnfältet varierar från 0,033 till 1,174 km. Ett plan, där effekterna av spridning och överlappning slätar ut albedoberoendet så mycket från horisontella koordinater att många detaljer är maskerade och från kända albedovärden är det svårt att visuellt återställa den verkliga bilden. fördelning av moln i rymden (Fig. 9.4, a, b) Topparna av de mest kraftfulla molnen är tydligt synliga, eftersom påverkan av ovanstående effekter inte är tillräckligt stark i intervallet 0,24 till 0,65 , och dess medelvärde är 0,33.[...]

På grund av multipel spridning i "atmosfärens underliggande yta"-systemet, vid höga albedovärden, ökar den spridda strålningen. I tabell 2.9, sammanställd enligt data från K. Ya Kondratiev, visar värdena för flödet av spridd strålning Och under en molnfri himmel och olika betydelser albedo för den underliggande ytan (/ha = 30°).

Den andra förklaringen avser reservoarer. De ingår i energibalansen som komplex som förändrar den naturliga ytans albedo. Och detta är rättvist med tanke på de stora reservoarområdena som fortsätter att växa.[...]

Strålning som reflekteras från jordens yta är den viktigaste komponenten i dess strålningsbalans. Den integrerade albedo av naturliga ytor varierar från 4-5% för djupa reservoarer på solhöjder på mer än 50° till 70-90% för ren torr snö. Alla naturliga ytor kännetecknas av ett beroende av albedo av solens höjd. Största förändringarna albedo observeras från soluppgången till dess höjd över horisonten på cirka 30 %.[...]

En helt annan bild observeras i de spektrala intervallen där molnpartiklar själva absorberar intensivt och enkelspridningsalbedot är liten (0,5 - 0,7). Eftersom under varje spridningshändelse en betydande del av strålningen absorberas, kommer molnalbedot att bildas huvudsakligen på grund av de första spridningsmultiplikheterna och kommer därför att vara mycket känsliga för förändringar i spridningsindikatorn. Närvaron av en kondensationskärna är inte längre kapabel att väsentligt förändra albedot för enkelspridning. Av denna anledning, vid en våglängd på 3,75 μm, dominerar indikatoreffekten av aerosolen och molnens spektrala albedo ökar med ungefär 2 gånger (tabell 5.2). För vissa våglängder kan effekten på grund av absorption av rökaerosol exakt kompensera för effekten på grund av minskningen av molndropparnas storlek, och albedot kommer inte att förändras.[...]

OUFR-metoden har, som vi har sett, ett antal nackdelar förknippade med påverkan av aerosolen och behovet av att införa korrigeringar för troposfärens albedo och den underliggande ytan. En av metodens grundläggande begränsningar är omöjligheten att få information från områden i atmosfären som inte är upplysta av solen. Metoden att observera ozonets egna utsläpp i 9,6 µm-bandet har inte denna nackdel. Tekniskt sett är metoden enklare och tillåter fjärrmätningar på dag- och natthalvorna, i vilket geografiskt område som helst. Tolkningen av resultaten är enklare i den meningen att i den betraktade delen av spektrumet kan spridningsprocesser och påverkan av direkt solstrålning försummas. Ideologiskt hänvisar denna metod till klassiska metoder omvända problem satellitmeteorologi inom IR-området. Grunden för att lösa sådana problem är strålningsöverföringsekvationen, som tidigare användes inom astrofysik. Iscensättning och generella egenskaper meteorologiska ljudproblem och matematiska aspekter av lösningen finns i den grundläggande monografin av K. Ya Kondratiev och Yu M. Timofeev.

U.K.R. för jorden som helhet, uttryckt som en procentandel av inflödet av solstrålning vid atmosfärens övre gräns, kallas jordens albedo eller planetariska albedo (av jorden).[...]

[ ...]

Visserligen innebär en minskning av vattenånginnehållet också en minskning av grumlighet, och moln fungerar som huvudfaktorn som ökar jordens albedo eller minskar den om grumligheten blir mindre.[...]

Mer exakta data behövs också om fotodissociationsprocesser (O2, NO2, H2O2, etc.), d.v.s. om absorptionstvärsnitt och kvantutbyten, samt om rollen av aerosolljusspridning och albedo i dissociationsprocessen. Variabiliteten av den korta våglängdsdelen av solspektrumet över tid är också av stort intresse.[...]

Det är viktigt att notera att växtplankton har en högre reflektivitet (Lkv 0,5) vid solstrålningens våglängder A > 0,7 μm än vid kortare X (Lkv 0,1). Denna spektrala variation av albedo är förknippad med behovet av alger, å ena sidan, att absorbera fotosyntetiskt aktiv strålning (Fig. 2.29), och å andra sidan att minska överhettning. Det senare uppnås som ett resultat av reflektion av strålning med längre våglängder av växtplankton. Det kan antas att formlerna i punkt 2.2 också är lämpliga för att beräkna parametrar för värmeflöden som inkommande och utgående strålning, emissivitet och albedo, förutsatt att data om Ha och andra meteorologiska element också har den nödvändiga högre tidsupplösningen (dvs. erhålls med ett kortare tidssteg).[...]

Av det fysiskt rimliga antagandet att koncentrationen av vattenånga ökar med ökande temperatur, följer att vi kan förvänta oss en ökning av vattenhalten, vars ökning leder till en ökning av molnalbedo, men har liten effekt på deras långvågiga strålning. , med undantag för cirrusmoln, som inte är helt svarta. Detta minskar solstrålningsuppvärmningen av atmosfären och ytan, och därmed temperaturen, och ger ett exempel på negativ molnstrålningsåterkoppling. Uppskattningar av värdet på parametern X för denna återkoppling varierar kraftigt från 0 till 1,9 W-m 2-K 1. Det bör noteras att en otillräckligt detaljerad beskrivning av molnens fysikaliska, optiska och strålningsegenskaper, samt underlåtenhet att ta hänsyn till deras rumsliga heterogenitet, är en av de främsta källorna till osäkerhet i forskning om problemet med globala klimatförändringar. [...]

En annan faktor som inte heller har uppmärksammats är att den emitterade aerosolen avsevärt kan dämpa solstrålningen, under vars inverkan ozon återställs i atmosfären. En ökning av albedo på grund av ökat aerosolinnehåll i stratosfären bör leda till en temperatursänkning, vilket bromsar återhämtningen av ozon. Här är det dock nödvändigt att utföra detaljerade beräkningar med olika aerosolmodeller, eftersom många aerosoler märkbart absorberar solstrålning, och detta leder till viss uppvärmning av atmosfären.[...]

Det förutspås att en ökning av CO2-halten i atmosfären med 60 % av den nuvarande nivån kan orsaka en ökning av temperaturen på jordytan med 1,2 - 2,0 °C. Förekomsten av en återkoppling mellan mängden snötäcke, albedo och yttemperatur bör leda till att temperaturförändringar kan bli ännu större och orsaka en fundamental förändring av klimatet på planeten med oförutsägbara konsekvenser.

Låt ett enhetsflöde av solstrålning falla på molnskiktets övre gräns i X01-planet: och ср0 = 0 är solens zenit- och azimutvinklar. I det synliga området av spektrumet kan Rayleigh- och aerosolljusspridning försummas; låt oss ställa in albedo för den underliggande ytan lika med noll, vilket ungefär motsvarar havets albedo. Beräkningar av de statistiska egenskaperna för det synliga solstrålningsfältet, utförda vid icke-noll albedo för den Lambertska underliggande ytan, noteras specifikt i texten. Spridningsindikatorn beräknas med Mie-teori för ett modellmoln Cx [1] och en våglängd på 0,69 μm. Molnfältet genereras av en Poissoyansk ensemble av punkter i rymden.[...]

Den fysiska mekanismen för instabilitet är att hastigheten för ackumulering av markfuktreserver på grund av nederbörd överstiger hastigheten för deras minskning på grund av flodavrinning, och en ökning av landfuktighet, som visas ovan, orsakar en minskning av jordens albedo och sedan en positiv feedback realiseras, vilket leder till klimatinstabilitet. I huvudsak betyder detta att jorden ständigt är överkyld (istider, klimatkylning) eller överhettad (uppvärmning och befuktning av klimatet, ökad utveckling av vegetation - den "våta och gröna" jordregimen).[...]

Man måste komma ihåg att noggrannheten i uppskattningarna av både växthuseffekten som helhet och dess komponenter fortfarande inte är absolut. Det är till exempel oklart hur man exakt kan ta hänsyn till vattenångans växthusroll, som, när moln dyker upp, blir en kraftfull faktor för att öka jordens albedo. Stratosfäriskt ozon är inte så mycket en växthusgas som det är en anti-växthusgas, eftersom det reflekterar cirka 3 % av inkommande solstrålning. Damm och andra aerosoler, särskilt svavelföreningar, minskar uppvärmningen av jordens yta och lägre atmosfär, även om de spelar motsatt roll för värmebalansen i ökenområden.[...]

Så absorption och reflektion av solstrålning av aerosolpartiklar kommer att leda till en förändring av atmosfärens strålningsegenskaper, en allmän kylning av jordens yta; kommer att påverka atmosfärisk cirkulation i makro- och mesoskala. Uppkomsten av många kondensationskärnor kommer att påverka bildandet av moln och nederbörd; det kommer att ske en förändring i albedo på jordens yta. Avdunstning av vatten från haven i närvaro av ett inflöde av kall luft från kontinenterna kommer att orsaka kraftig nederbörd i kustområden och på kontinenterna; energikällan som kan orsaka en storm kommer att vara förångningsvärmen.[...]

Vid lösning av den tredimensionella transportekvationen, periodisk gränsförhållanden, som antar att lager 0[...]

Troposfärens ytskikt är mest påverkat av antropogen påverkan, vars huvudtyp är kemiska och termiska luftföroreningar. Lufttemperaturen påverkas starkast av urbaniseringen av territoriet. Temperaturskillnader mellan ett urbaniserat område och de omgivande obebyggda områdena är förknippade med stadens storlek, byggnadstäthet och synoptiska förhållanden. Det finns en stigande trend i temperatur i varje liten och stor stad. För stora städer i den tempererade zonen är temperaturkontrasten mellan staden och förorterna 1-3° C. I städer minskar den underliggande ytans albedo (förhållandet mellan reflekterad strålning och total strålning) som ett resultat av utseendet av byggnader, strukturer och konstgjorda ytor här absorberas och ackumuleras solstrålning mer intensivt av strukturer byggnader absorberar värme under dagen och släpps ut i atmosfären på kvällen och natten. Värmeförbrukningen för avdunstning minskar, eftersom områdena med öppet jordtäcke som upptas av grönområden minskar, och det snabba avlägsnandet av nederbörd från regnvattendräneringssystem tillåter inte skapandet av fuktreserver i jordar och ytvattenförekomster. Stadsutveckling leder till bildandet av luftstagnationszoner, vilket leder till överhettning av luften i staden förändras också på grund av det ökade innehållet av föroreningar i den från industriföretag och transporter. I staden minskar den totala solstrålningen, liksom mot infraröd strålning från jordytan, vilket tillsammans med värmeöverföringen av byggnader leder till uppkomsten av en lokal "växthuseffekt", dvs staden är "täckt" med ett täcke av växthusgaser och aerosolpartiklar. Under påverkan av stadsutvecklingen förändras mängden nederbörd. Huvudfaktorn för detta är en radikal minskning av den underliggande ytans permeabilitet för sediment och skapandet av nätverk för att dränera ytavrinning från staden. Den enorma mängden kolvätebränsle som förbränns är av stor betydelse. På stadens territorium i varma tider finns en minskning av absoluta luftfuktighetsvärden och den motsatta bilden i kalla tider - inom staden är luftfuktigheten högre än utanför staden.[...]

Låt oss överväga några grundläggande egenskaper hos komplexa system, med tanke på konventionen för termen "komplex". En av huvuddragen i ett system, som tvingar oss att betrakta det som ett oberoende objekt, är att systemet alltid är mer än summan av dess beståndsdelar. Detta förklaras av det faktum att de viktigaste egenskaperna hos systemet beror på arten och antalet kopplingar mellan elementen, vilket ger systemet förmågan att ändra sitt tillstånd över tiden och ha ganska olika reaktioner på yttre påverkan. Mångfalden av kopplingar gör att det finns kopplingar av olika "vikt" eller "styrka"; Dessutom uppstår återkopplingar med olika tecken på handling i systemet - positiva och negativa. Element eller delsystem sammankopplade med positiva respons, tenderar, om de inte begränsas av andra kopplingar, att ömsesidigt förstärka varandra, vilket skapar instabilitet i systemet. Till exempel leder en ökning av medeltemperaturen på jorden till att polar och bergis, minskning av albedo och absorption Mer energi som kommer från solen. Detta orsakar en ytterligare temperaturökning, en accelererad minskning av arean av glaciärer - reflektorer av solens strålningsenergi, etc. Om inte för många andra faktorer som påverkar medeltemperaturen på planetens yta, skulle jorden bara kunna existera som antingen "isig", som reflekterar nästan all solstrålning, eller som en varm, livlös planet, som Venus.

Den totala strålningen som når jordytan absorberas inte helt av den, utan reflekteras delvis från jorden. Därför, när man beräknar ankomsten av solenergi för en plats, är det nödvändigt att ta hänsyn till reflektiviteten hos jordens yta. Strålning reflekteras också från molnytan. Förhållandet mellan det totala flödet av kortvågsstrålning Rk som reflekteras av en given yta i alla riktningar och flödet av strålning Q som infaller på denna yta kallas albedo(A) av en given yta. Detta värde

visar hur mycket av den strålningsenergi som infaller på ytan som reflekteras från den. Albedo uttrycks ofta i procent. Sedan

(1.3)

I tabell Nr 1.5 ger albedovärdena för olika typer av jordens yta. Från data i tabellen. Nr 1.5 visar att nyfallen snö har störst reflektionsförmåga. I vissa fall observerades snöalbedo vara upp till 87 %, och under arktiska och antarktiska förhållanden till och med upp till 95 %. Packad, smält och särskilt förorenad snö reflekterar mycket mindre. Albedo av olika jordar och vegetation, enligt tabellen. nr 4, skiljer sig relativt lite. Flera studier har visat att albedovärdet ofta förändras under dagen.

Vart i högsta värden albedo observeras på morgonen och kvällen. Detta förklaras av det faktum att reflektionsförmågan hos grova ytor beror på infallsvinkeln för solens strålar. Med ett rent infall tränger solens strålar djupare in i vegetationstäcket och absorberas där. På låg höjd av solen tränger strålarna mindre in i vegetationen och reflekteras i större utsträckning från dess yta. Vattenytornas albedo är i genomsnitt mindre än landytornas albedo. Detta förklaras av att solens strålar (den kortvågiga grönblå delen av solspektrumet) till stor del tränger in i de övre vattenlagren, som är genomskinliga för dem, där de sprids och absorberas. I detta avseende påverkas vattnets reflektionsförmåga av graden av dess grumlighet.

Tabell nr 1.5

För förorenat och grumligt vatten ökar albedon märkbart. För spridd strålning är vattnets albedo i genomsnitt cirka 8-10 %. För direkt solstrålning beror vattenytans albedo på solens höjd: när solens höjd minskar ökar albedot. Sålunda reflekteras endast cirka 2-5 % med en vertikal infallsvinkel av strålar. När solen står lågt över horisonten reflekteras 30-70 %. Molnens reflektionsförmåga är mycket hög. I genomsnitt är molnalbedo cirka 80 %. Genom att känna till värdet på ytalbedon och värdet på den totala strålningen är det möjligt att bestämma mängden strålning som absorberas av en given yta. Om A är albedo, så är värdet a = (1-A) absorptionskoefficienten för en given yta, vilket visar hur mycket av den strålning som infaller på denna yta som absorberas av den.

Till exempel, om ett totalt strålningsflöde Q = 1,2 cal/cm 2 min faller på ytan av grönt gräs (A = 26 %), kommer procentandelen absorberad strålning att vara

Q = 1- A = 1 - 0,26 = 0,74, eller a = 74 %,

och mängden absorberad strålning

V absorb = Q (1 - A) = 1,2 · 0,74 = 0,89 cal/cm2 · min.

Vattenytans albedo beror till stor del på solstrålarnas infallsvinkel, eftersom rent vatten reflekterar ljus enligt Fresnels lag.

Var Z P – solens zenitvinkel, Z 0 - brytningsvinkel för solljus.

I solens zenit är ytalbedon för ett lugnt hav 0,02. När solens zenitvinkel ökar Z P albedo ökar och når 0,35 kl Z P=85 Havsstörning leder till förändring Z P , och minskar intervallet av albedovärden avsevärt, eftersom det ökar i stort Z n på grund av den ökade sannolikheten för att strålar träffar en lutande vågyta Vågor påverkar reflektionsförmågan inte bara på grund av vågytans lutning i förhållande till solens strålar, utan också på grund av bildandet av luftbubblor i vattnet. Dessa bubblor sprider ljuset i stor utsträckning, vilket ökar den spridda strålningen som kommer ut ur havet. Därför, under stora havsvågor, när skum och whitecaps uppträder, ökar albedon under påverkan av båda faktorerna. Spridd strålning når vattenytan i olika vinklar. Intensiteten av strålar i olika riktningar förändras med förändringar i solens höjd. på vilken, som bekant, intensiteten av solstrålningens spridning beror på molnfri himmel. Det beror också på fördelningen av moln på himlen. Därför är havsytans albedo för spridd strålning inte konstant. Men gränserna för dess fluktuationer är smalare, från 0,05 till 0,11. Följaktligen varierar vattenytans albedo beroende på solens höjd, förhållandet mellan direkt och diffus strålning och havsytans störningar med tanke på att de norra delarna Haven är till stor del täckta av havsis. I detta fall måste även isens albedo beaktas. Som bekant är stora områden av jordens yta, särskilt på mellan- och högbreddgraderna, täckta av moln, som starkt reflekterar solstrålningen. Därför är kunskap om molnalbedo av stort intresse. Särskilda mätningar av molnalbedo utfördes med flygplan och ballonger. De visade att albedon för moln beror på deras form och tjocklek. - 56-64%, blandade moln Cu - Sc - ca 50%.

De mest kompletta uppgifterna om molnalbedo som erhållits i Ukraina. Beroendet av albedo och transmittansfunktion p på molntjocklek är resultatet av systematisering av mätdata och ges i tabell. 1.6. Som kan ses leder en ökning av molntjockleken till en ökning av albedo och en minskning av transmittansfunktionen.

Genomsnittlig albedo för moln St med en genomsnittlig tjocklek på 430 m är det lika med 73%, för moln SMed med en medeltjocklek på 350m - 66%, och transmittansfunktionerna för dessa moln är lika med 21 respektive 26%.

Molnens albedo beror på jordytans albedo r 3 , ovanför vilken molnet ligger. Ur fysisk synvinkel är det tydligt att ju fler r 3 , desto större flöde av reflekterad strålning som passerar uppåt genom molnets övre gräns. Eftersom albedo är förhållandet mellan detta flöde och det inkommande leder en ökning av jordytans albedo till en ökning av molnens albedo. Studier av molnens egenskaper för att reflektera solstrålning utfördes med hjälp av konstgjorda jordsatelliter mätning av molnens ljusstyrka De genomsnittliga värdena för molnalbedo som erhålls från dessa data anges i tabell 1.7.

Tabell 1.7 - Genomsnittliga albedovärden för moln av olika former

Enligt dessa data varierar molnalbedo från 29 till 86%. Anmärkningsvärt är det faktum att cirrusmoln har en liten albedo jämfört med andra former av moln (med undantag för cumulus). Endast cirrostratusmoln, som är tjockare, reflekterar solstrålning i betydande utsträckning (r= 74%).