Albedo

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

con${\displaystyle {1-D}}$siendo la proporción de radiación directa desde un ángulo solar dado, y${\displaystyle {D}}$siendo la proporción de iluminación difusa, el albedo real${\displaystyle {\alpha }}$(también llamado albedo de cielo azul) se puede expresar entonces como:

${\displaystyle \alpha =(1-D){\bar {\alpha }}(\theta _{i})+D{\bar {\bar {\alpha }}}.}$

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. ^{[ 24 ]}

Las actividades humanas (por ejemplo, la deforestación, la agricultura y la urbanización) cambian el albedo de diversas áreas alrededor del mundo. ^{[ 26 ]} Los impactos humanos en "las propiedades físicas de la superficie terrestre pueden perturbar el clima al alterar el balance de energía radiativa de la Tierra", incluso a pequeña escala o cuando no son detectados por satélites. ^{[ 27 ]}

La urbanización generalmente disminuye el albedo (siendo comúnmente entre 0,01 y 0,02 menor que el de las tierras de cultivo adyacentes ), lo que contribuye al calentamiento global . Aumentar deliberadamente el albedo en las áreas urbanas puede mitigar el efecto de isla de calor urbana . Una estimación de 2022 encontró que, a escala global, "un aumento del albedo de 0,1 en las áreas urbanas del mundo resultaría en un efecto de enfriamiento equivalente a la absorción de aproximadamente 44 Gt de emisiones de CO₂" _. ^{[ 28 ]}

Se ha propuesto mejorar intencionalmente el albedo de la superficie terrestre, junto con su emitancia térmica diurna, como una estrategia de gestión de la radiación solar para mitigar las crisis energéticas y el calentamiento global, conocida como enfriamiento radiativo diurno pasivo (PDRC). ^{[ 29 ] [ 30 ] [ 31 ]} Los esfuerzos para la implementación generalizada de los PDRC pueden centrarse en maximizar el albedo de las superficies desde valores muy bajos hasta valores altos, siempre que se pueda lograr una emitancia térmica de al menos el 90 %. ^{[ 32 ]}

Las decenas de miles de hectáreas de invernaderos en Almería, España, forman una gran extensión de techos de plástico blanquecino. Un estudio de 2008 encontró que este cambio antropogénico redujo la temperatura superficial local del área de alto albedo, aunque los cambios fueron localizados. ^{[ 27 ]} Un estudio posterior encontró que "las emisiones de CO2-eq asociadas a cambios en el albedo superficial son consecuencia de la transformación del suelo" y pueden reducir los aumentos de temperatura superficial asociados al cambio climático. ^{[ 33 ]}

El albedo no depende directamente de la iluminación, ya que un cambio en la cantidad de luz incidente modifica proporcionalmente la cantidad de luz reflejada, salvo en circunstancias en las que un cambio en la iluminación induce un cambio en la superficie terrestre en esa ubicación (por ejemplo, debido al derretimiento del hielo reflectante). Sin embargo, tanto el albedo como la iluminación varían según la latitud. El albedo es mayor cerca de los polos y menor en las zonas subtropicales, con un máximo local en los trópicos. ^{[ 34 ]}

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 zonas de alto albedo en las regiones ártica y antártica son frías debido a la baja insolación, mientras que zonas como el desierto del Sahara , que también tienen un albedo relativamente alto, serán más cálidas debido a la alta insolación. Las zonas de selva tropical y subtropical tienen un albedo bajo y son mucho más cálidas que sus contrapartes de bosque templado , que tienen menor insolación. Dado que la insolación juega un papel tan importante en los efectos de calentamiento y enfriamiento del albedo, las zonas de alta insolación, como los trópicos, tenderán a mostrar una fluctuación más pronunciada en la temperatura local cuando cambie el albedo local. ^{[ 35 ]}

Las regiones árticas liberan notablemente más calor al espacio del que absorben, enfriando así la Tierra . Dado que el hielo y la nieve del Ártico se derriten a un ritmo mayor debido a las altas temperaturas, creando regiones en el Ártico que son notablemente más oscuras (debido al agua o al suelo, que tienen un color más oscuro), existe preocupación porque se refleja menos calor de vuelta al espacio. Este ciclo de retroalimentación resulta en una reducción del efecto albedo. ^{[ 36 ]}

El albedo afecta el clima al determinar cuánta radiación absorbe un planeta. ^{[ 39 ]} El calentamiento desigual de la Tierra debido a las variaciones de albedo entre las superficies terrestres, de hielo u oceánicas puede influir en el clima . ^{[ 40 ]}

La respuesta del sistema climático a un forzamiento inicial se modifica mediante retroalimentaciones: aumenta por retroalimentaciones "auto-reforzantes" o "positivas" y disminuye por retroalimentaciones "equilibradoras" o "negativas" . ^{[ 41 ]} Las principales retroalimentaciones de refuerzo son la retroalimentación del vapor de agua , la retroalimentación hielo-albedo y el efecto neto de las nubes. ^{[ 42 ] : 58}

Cuando el albedo de una zona cambia debido a las nevadas, se produce una retroalimentación entre la nieve y la temperatura . Una capa de nieve aumenta el albedo local, reflejando la luz solar y provocando un enfriamiento local. En principio, si no hay cambios en la temperatura exterior que afecten a esta zona (por ejemplo, una masa de aire cálido ), el aumento del albedo y la disminución de la temperatura mantendrían la nieve actual e invitarían a más nevadas, intensificando la retroalimentación entre la nieve y la temperatura. Sin embargo, debido a la dinámica del clima local por el cambio de estaciones , las masas de aire cálido y un ángulo de incidencia de la luz solar más directo (mayor insolación ) acaban provocando el deshielo. Cuando la zona derretida deja al descubierto superficies con un albedo menor, como hierba, tierra u océano, el efecto se invierte: la superficie que se oscurece reduce el albedo, aumentando las temperaturas locales, lo que induce un mayor deshielo y, por lo tanto, reduce aún más el albedo, provocando un calentamiento aún mayor.

El albedo de la nieve es muy variable, oscilando entre 0,9 para la nieve recién caída, 0,4 para la nieve en proceso de derretimiento y 0,2 para la nieve sucia. ^{[ 43 ]} En la Antártida , el albedo de la nieve tiene un promedio de poco más de 0,8. Si un área cubierta de nieve marginalmente se calienta, la nieve tiende a derretirse, disminuyendo el albedo y, por lo tanto, provocando un mayor derretimiento de la nieve porque la capa de nieve absorbe más radiación (lo que se conoce como retroalimentación positiva hielo-albedo ).

En Suiza , los ciudadanos han estado protegiendo sus glaciares con grandes lonas blancas para frenar el deshielo. Estas grandes lonas blancas ayudan a rechazar los rayos del sol y a disipar el calor. Aunque este método es muy costoso, se ha demostrado su eficacia, reduciendo el deshielo de la nieve y el hielo en un 60 %. ^{[ 44 ]}

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 por un aumento de la temperatura del mar o en respuesta a una mayor radiación solar proveniente de arriba, la superficie cubierta de nieve se reduce y se expone una mayor superficie de agua de mar, por lo que aumenta la tasa de absorción de energía. La energía adicional absorbida calienta el agua de mar, lo que a su vez aumenta la tasa de deshielo del hielo marino. Al igual que en el ejemplo anterior del deshielo de la nieve, el proceso de deshielo del hielo marino es, por lo tanto, otro ejemplo de retroalimentación positiva. ^{[ 45 ]} Ambos ciclos de retroalimentación positiva se han reconocido desde hace tiempo como importantes para el calentamiento global . ^{[ 46 ]}

La crioconita , polvo pulverulento arrastrado por el viento que contiene hollín, a veces reduce el albedo en glaciares y capas de hielo. ^{[ 47 ]}

La naturaleza dinámica del albedo en respuesta a la retroalimentación positiva, junto con los efectos de pequeños errores en su medición, pueden generar grandes errores en las estimaciones de energía. Por ello, para reducir el error en dichas estimaciones, es importante medir el albedo de las zonas nevadas mediante técnicas de teledetección en lugar de aplicar un único valor de albedo en amplias regiones. ^{[ 48 ]}

El albedo también funciona a menor escala. Bajo la luz del sol, la ropa oscura absorbe más calor y la ropa de colores claros lo refleja mejor, lo que permite cierto control sobre la temperatura corporal al aprovechar el efecto albedo del color de la ropa exterior. ^{[ 49 ]}

El albedo puede afectar la producción de energía eléctrica de los dispositivos solares fotovoltaicos . Por ejemplo, los efectos de un albedo con respuesta espectral 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 las predicciones tradicionales de albedo integrado espectralmente. La investigación mostró impactos de más del 10 % para sistemas montados verticalmente (90°), pero dichos efectos fueron sustancialmente menores para sistemas con inclinaciones de superficie menores. ^{[ 50 ]} El albedo espectral afecta fuertemente el rendimiento de las células solares bifaciales donde se han observado ganancias de rendimiento de la superficie posterior de más del 20 % para células de c-Si instaladas sobre vegetación sana. ^{[ 51 ]} 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: industriales (granjas solares), azoteas planas comerciales y aplicaciones residenciales de techos inclinados. ^{[ 52 ]}

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 los árboles podría contrarrestar algunos de los beneficios de carbono de la forestación (o compensar los impactos climáticos negativos de la deforestación ). En otras palabras: el efecto de mitigación del cambio climático del secuestro de carbono por los bosques se ve parcialmente contrarrestado por el hecho de que la reforestación puede disminuir la reflexión de la luz solar (albedo). ^{[ 53 ]}

En el caso de los bosques perennifolios con nieve estacional, la reducción del albedo puede ser lo suficientemente significativa como para que la deforestación cause un efecto de enfriamiento neto. ^{[ 54 ]} Los árboles también influyen en el clima de maneras extremadamente complejas a través de la evapotranspiración . El vapor de agua provoca enfriamiento en la superficie terrestre, calentamiento donde se condensa, actúa como un potente gas de efecto invernadero y puede aumentar el albedo cuando se condensa en nubes. ^{[ 55 ]} Los científicos generalmente consideran la evapotranspiración como un efecto de enfriamiento neto, 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. ^{[ 56 ]}

Los bosques de latitudes medias y altas tienen un albedo mucho menor durante las estaciones de nieve que las llanuras, 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 en zonas templadas solo ofrece un beneficio de mitigación temporal. ^{[ 57 ] [ 58 ] [ 59 ] [ 60 ]}

En zonas cubiertas de nieve estacionalmente, los albedos invernales de áreas sin árboles son entre un 10 % y un 50 % más altos que las áreas boscosas cercanas porque la nieve no cubre los árboles con tanta facilidad. Los árboles caducifolios tienen un valor de albedo de aproximadamente 0,15 a 0,18 mientras que los árboles coníferos tienen un valor de aproximadamente 0,09 a 0,15. ^{[ 9 ]} La variación en el albedo de verano en ambos tipos de bosque está asociada con tasas máximas de fotosíntesis porque las plantas con alta capacidad de crecimiento muestran una mayor fracción de su follaje para la intercepción directa de la radiación entrante en el dosel superior. ^{[ 61 ]} El resultado es que las longitudes de onda de luz no utilizadas en la fotosíntesis tienen más probabilidades de ser reflejadas de vuelta al espacio en lugar de ser absorbidas por otras superficies más bajas en el dosel.

Estudios realizados por el 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 áreas tropicales y de latitudes medias tendían a enfriarse; los bosques nuevos en latitudes altas (por ejemplo, Siberia) eran neutros o quizás se calentaban. ^{[ 54 ]}

Una investigación realizada en 2023, a partir de datos de 176 estaciones de flujo en todo el mundo, reveló una compensación climática: el aumento de la absorción de carbono por la reforestación reduce el albedo. Inicialmente, esta reducción podría provocar un calentamiento global moderado durante un período de aproximadamente 20 años, pero se espera que posteriormente se produzca un enfriamiento significativo. ^{[ 62 ]}

El agua refleja la luz de forma muy diferente a los materiales terrestres típicos. La reflectividad de una superficie de agua se calcula utilizando las ecuaciones de Fresnel .

A la escala de la longitud de onda de la luz, incluso el agua ondulada siempre es lisa, por lo que la luz se refleja de forma especular local (no difusa ). El brillo de la luz en el agua es un efecto común de esto. Con ángulos pequeños de incidencia de la luz, la ondulación produce una reflectividad reducida debido a la pendiente de la curva de reflectividad frente al ángulo de incidencia y a un aumento local del ángulo de incidencia promedio. ^{[ 63 ]}

Aunque la reflectividad del agua es muy baja con ángulos de incidencia de luz bajos y medios, aumenta considerablemente con ángulos de incidencia elevados, como los que se dan en la cara iluminada de la Tierra cerca del terminador (al amanecer, al atardecer y cerca de los polos). Sin embargo, como se mencionó anteriormente, la ondulación provoca una reducción apreciable. Dado que la luz reflejada especularmente por el agua no suele llegar al observador, se suele considerar que el agua tiene un albedo muy bajo a pesar de su alta reflectividad con ángulos de incidencia elevados.

Nótese que las crestas blancas de las olas se ven blancas (y tienen un albedo alto) porque el agua está espumosa, por lo que hay muchas superficies de burbujas superpuestas que reflejan, sumando sus reflectividades. El hielo recién formado, de color negro, presenta reflexión de Fresnel. La nieve sobre este hielo marino aumenta el albedo a 0,9. ^{[ 64 ]}

El albedo de las nubes influye considerablemente en las temperaturas atmosféricas. Los distintos tipos de nubes presentan diferente reflectividad, con un albedo que, en teoría, oscila entre un mínimo cercano a 0 y un máximo cercano a 0,8. «En un día cualquiera, aproximadamente la mitad de la Tierra está cubierta de 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 actuar como mantas que atrapan el calor». ^{[ 65 ]}

El albedo y el clima en algunas áreas se ven afectados por nubes artificiales, como las creadas por las estelas de condensación del tráfico aéreo comercial intenso. ^{[ 66 ]} Un estudio posterior a la quema de los campos petrolíferos 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 varias millas de distancia bajo cielos despejados. ^{[ 67 ]}  

Los aerosoles (partículas/gotitas muy finas en la atmósfera) tienen efectos tanto directos como indirectos sobre el balance radiativo de la Tierra. El efecto directo (albedo) generalmente consiste en enfriar el planeta; el efecto indirecto (las partículas actúan como núcleos de condensación de nubes y, por lo tanto, modifican las propiedades de las nubes) es menos claro. ^{[ 68 ]}

Otro efecto relacionado con el albedo sobre el clima proviene de las partículas de carbono negro . La magnitud de este efecto es difícil de cuantificar: el Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático estima que el forzamiento radiativo medio global de 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 ^. [ ^{69 ] El} carbono negro es una causa mayor del derretimiento del casquete polar en el Ártico que el dióxido de carbono debido a su efecto sobre el albedo. ^{[ 70 ]}

Los albedos de planetas , satélites y planetas menores como los asteroides pueden usarse 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 objetos pequeños y lejanos que no pueden ser resueltos por telescopios, gran parte de lo que sabemos proviene del estudio de sus albedos. Por ejemplo, el albedo absoluto puede indicar el contenido de hielo superficial de los objetos del Sistema Solar exterior , la variación del albedo con el ángulo de fase 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 en el Sistema Solar, con un albedo de 0,99. Otro cuerpo notable de alto albedo es Eris , con un albedo de 0,96. ^{[ 71 ]} Muchos objetos pequeños en el Sistema Solar exterior ^{[ 72 ]} y el cinturón de asteroides tienen albedos bajos de hasta aproximadamente 0,05. ^{[ 73 ]} Un núcleo de cometa típico tiene un albedo de 0,04. ^{[ 74 ]} 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, ^{[ 75 ]} pero es fuertemente direccional y no lambertiano , mostrando también un fuerte efecto de oposición . ^{[ 76 ]} Aunque tales propiedades de reflectancia son diferentes de las de cualquier terreno terrestre, son típicas de las superficies de regolito de los cuerpos sin atmósfera 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 de detrás del observador, y el albedo de Bond , que mide la proporción total de energía electromagnética reflejada. Sus valores pueden diferir significativamente, lo que suele generar confusión.

En estudios detallados, las propiedades de reflectancia direccional de los cuerpos astronómicos se expresan a menudo en términos de los cinco parámetros de Hapke , que describen de forma semiempírica la variación del albedo con el ángulo de fase , incluyendo una caracterización del efecto de oposición de las superficies de regolito . Uno de estos cinco parámetros es otro tipo de albedo denominado albedo de dispersión simple . 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 incidente.

Una relación importante entre el albedo astronómico (geométrico), la magnitud absoluta y el diámetro de un objeto viene dada por: ^{[ 87 ]}$${\displaystyle A=\left({\frac {1329\times 10^{-H/5}}{D}}\right)^{2},}$$ dónde${\displaystyle A}$es el albedo astronómico,${\displaystyle D}$es el diámetro en kilómetros, y${\displaystyle H}$es la magnitud absoluta.

En la astronomía de radar planetario , se transmite un pulso de microondas (o radar) hacia un objetivo planetario (por ejemplo, la Luna, un asteroide, etc.) y se mide el eco del objetivo. En la mayoría de los casos, el pulso transmitido está polarizado circularmente y el pulso recibido se mide en el mismo sentido de polarización que el pulso transmitido (SC) y en el sentido opuesto (OC). ^{[ 88 ] [ 89 ]} La potencia del eco se mide en términos de sección transversal de radar ,${\displaystyle {\sigma }_{OC}}$,${\displaystyle {\sigma }_{SC}}$, o${\displaystyle {\sigma }_{T}}$(potencia total, SC + OC) y es igual al área de la sección transversal de una esfera metálica (reflector perfecto) a la misma distancia del objetivo que devolvería la misma potencia de eco. ^{[ 88 ]}

Los componentes del eco recibido que regresan de las reflexiones de la primera superficie (como en una superficie lisa o similar a un espejo) están dominados por el componente OC, ya que se produce una inversión de la polarización al reflejarse. Si la superficie es rugosa a 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. ^{[ 89 ]}

Para la mayoría de los objetos del sistema solar, el eco OC domina y el parámetro de albedo de radar que se informa con más frecuencia es el albedo de radar OC (normalizado) (a menudo abreviado como albedo de radar): ^{[ 88 ]}$${\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}}={\frac {{\sigma }_{\text{OC}}}{\pi r^{2}}}}$$

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