IluminaciónEditar

El albedo no depende directamente de la iluminación porque al cambiar la cantidad de luz entrante cambia proporcionalmente la cantidad de luz reflejada, excepto en circunstancias en las que un cambio en la iluminación induce un cambio en la superficie de la Tierra en ese lugar (por ejemplo, a través del derretimiento del hielo reflectante). Dicho esto, tanto el albedo como la iluminación varían en función de la latitud. El albedo es más alto cerca de los polos y más bajo en los subtrópicos, con un máximo local en los trópicos.

Efectos de la insolaciónEditar

La intensidad de los efectos de la temperatura del albedo depende de la cantidad de albedo y del nivel de insolación local (irradiación 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 calientes debido a la alta insolación. Las zonas de bosques tropicales y subtropicales tienen un albedo bajo y son mucho más calientes que sus homólogos de bosques templados, que tienen una insolación más baja. Dado que la insolación desempeña 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 de la temperatura local cuando cambie el albedo local.

Las regiones árticas liberan notablemente más calor hacia el espacio del que absorben, enfriando efectivamente la Tierra. Esto ha sido motivo de preocupación, ya que el hielo y la nieve del Ártico se han derretido a un ritmo mayor debido a las altas temperaturas, creando regiones en el Ártico que son notablemente más oscuras (siendo el agua o el suelo de color más oscuro) y reflejan menos calor hacia el espacio. Este bucle de retroalimentación resulta en un efecto de albedo reducido.

Clima y tiempoEditar

El albedo afecta al clima al determinar la cantidad de radiación que absorbe un planeta. El calentamiento desigual de la Tierra debido a las variaciones del albedo entre las superficies terrestres, heladas u oceánicas puede impulsar el clima.

Retroalimentación albedo-temperaturaEditar

Cuando el albedo de una zona cambia debido a las nevadas, se produce una retroalimentación nieve-temperatura. Una capa de nieve aumenta el albedo local, reflejando la luz solar, lo que provoca un enfriamiento local. En principio, si ningún cambio de temperatura exterior afecta 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 nuevas nevadas, profundizando la retroalimentación nieve-temperatura. Sin embargo, como el clima local es dinámico debido al cambio de estaciones, eventualmente las masas de aire cálido y un ángulo de luz solar más directo (mayor insolación) provocan el derretimiento. Cuando el área derretida revela superficies con un albedo más bajo, como la hierba, el suelo o el océano, el efecto se invierte: la superficie que se oscurece reduce el albedo, aumentando las temperaturas locales, lo que induce más derretimiento y, por lo tanto, reduce aún más el albedo, lo que resulta en un calentamiento aún mayor.

Editorio de la nieve

El albedo de la nieve es muy variable, oscilando desde un máximo de 0,9 para la nieve recién caída, hasta alrededor de 0,4 para la nieve derretida, y tan bajo como 0,2 para la nieve sucia. En la Antártida, el albedo de la nieve tiene una media de algo más de 0,8. Si un área marginalmente cubierta de nieve se calienta, la nieve tiende a derretirse, disminuyendo el albedo y, por tanto, provocando un mayor derretimiento de la nieve porque el manto de nieve absorbe más radiación (la retroalimentación positiva hielo-albedo).

Así como la nieve fresca tiene un albedo más alto que la nieve sucia, el albedo del hielo marino cubierto de nieve es mucho más alto que el del agua del mar. El agua del 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 un aumento de la radiación solar desde arriba, la superficie cubierta de nieve se reduce, y queda expuesta más superficie de agua marina, por lo que la tasa de absorción de energía aumenta. La energía extra absorbida calienta el agua del mar, lo que a su vez aumenta el ritmo de fusión del hielo marino. Al igual que el ejemplo anterior del deshielo, el proceso de fusión del hielo marino es otro ejemplo de retroalimentación positiva. Ambos bucles de retroalimentación positiva han sido reconocidos desde hace tiempo como importantes para el calentamiento global.

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

La naturaleza dinámica del albedo en respuesta a la retroalimentación positiva, junto con los efectos de los pequeños errores en la medición del albedo, puede conducir a grandes errores en las estimaciones de energía. Por ello, para reducir el error de las estimaciones energéticas, es importante medir el albedo de las zonas cubiertas de nieve mediante técnicas de teledetección en lugar de aplicar un único valor de albedo en amplias regiones.

Efectos a pequeña escalaEditar

El albedo también funciona a una escala menor. A la luz del sol, la ropa oscura absorbe más calor y la ropa de color claro lo refleja mejor, lo que permite cierto control de la temperatura corporal aprovechando el efecto del albedo del color de la ropa exterior.

Efectos solares fotovoltaicosEditar

El albedo puede afectar a la producción de energía eléctrica de los dispositivos solares fotovoltaicos. Por ejemplo, los efectos de un albedo que responda al espectro se ilustran con las diferencias entre el albedo ponderado espectralmente de la tecnología solar fotovoltaica basada en silicio amorfo hidrogenado (a-Si:H) y en silicio cristalino (c-Si) en comparación con las predicciones tradicionales de albedo integrado en el espectro. La investigación mostró impactos superiores al 10%. Más recientemente, el análisis se amplió a los efectos del sesgo espectral debido a la reflectividad especular de 22 materiales superficiales comunes (tanto artificiales como naturales) y analiza los efectos del albedo en el rendimiento de siete materiales fotovoltaicos que cubren tres topologías de sistemas fotovoltaicos comunes: industriales (huertas solares), tejados planos comerciales y aplicaciones de tejados inclinados residenciales.

ÁrbolesEditar

Dado que los bosques suelen tener un albedo bajo, (la mayor parte del espectro ultravioleta y visible se absorbe a través de la fotosíntesis), algunos científicos han sugerido que una mayor absorción de calor por parte de los árboles podría compensar algunos de los beneficios de la forestación en materia de carbono (o compensar los impactos climáticos negativos de la deforestación). En el caso de los bosques de hoja perenne con cubierta de nieve estacional, la reducción del albedo puede ser lo suficientemente grande como para que la deforestación provoque un efecto neto de enfriamiento. Los árboles también influyen en el clima de forma muy complicada a través de la evapotranspiración. El vapor de agua provoca un enfriamiento en la superficie de la tierra, provoca un calentamiento donde se condensa, actúa como un fuerte gas de efecto invernadero y puede aumentar el albedo cuando se condensa en las nubes. Los científicos suelen tratar la evapotranspiración como un impacto de enfriamiento neto, y el impacto climático neto de los cambios en el albedo y la evapotranspiración debidos a la deforestación depende en gran medida del clima local.

En las zonas estacionalmente nevadas, los albedos invernales de las zonas sin árboles son entre un 10% y un 50% más altos que los de las zonas boscosas cercanas porque la nieve no cubre los árboles con tanta facilidad. Los árboles de hoja caduca tienen un valor de albedo de entre 0,15 y 0,18, mientras que las coníferas tienen un valor de entre 0,09 y 0,15. La variación del albedo estival en ambos tipos de bosque está correlacionada con las tasas máximas de fotosíntesis, ya que las plantas con alta capacidad de crecimiento despliegan una mayor fracción de su follaje para interceptar directamente la radiación entrante en la parte superior del dosel. El resultado es que las longitudes de onda de la luz que no se utilizan en la fotosíntesis tienen más probabilidades de ser reflejadas al espacio en lugar de ser absorbidas por otras superficies situadas más abajo en el dosel.

Estudios del Centro Hadley han investigado el efecto relativo (generalmente de calentamiento) del cambio de albedo y el efecto (de enfriamiento) del secuestro de carbono en la plantación de bosques. Descubrieron que los nuevos bosques en zonas tropicales y de latitud media tendían a enfriarse; los nuevos bosques en latitudes altas (por ejemplo, Siberia) eran neutros o tal vez se calentaban.

Edición del agua

Reflexión del agua lisa a 20 °C (índice de refracción=1.333)

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

A la escala de la longitud de onda de la luz, incluso el agua ondulada es siempre lisa, por lo que la luz se refleja de forma localmente especular (no difusa). El brillo de la luz en el agua es un efecto común de esto. En ángulos pequeños de luz incidente, la ondulación resulta en una reflectividad reducida debido a la inclinación de la curva de reflectividad-vs. ángulo de incidencia y a un ángulo medio de incidencia localmente aumentado.

Aunque la reflectividad del agua es muy baja en ángulos bajos y medios de luz incidente, se vuelve muy alta en ángulos altos de luz incidente como los que ocurren en el lado iluminado de la Tierra cerca del terminador (temprano en la mañana, al final de la tarde y cerca de los polos). Sin embargo, como se ha mencionado anteriormente, la ondulación provoca una reducción apreciable. Debido a que la luz reflejada especularmente en el agua no suele llegar al espectador, se suele considerar que el agua tiene un albedo muy bajo a pesar de su alta reflectividad en ángulos altos de luz incidente.

Nótese que las capas blancas de las olas parecen blancas (y tienen un albedo alto) porque el agua está espumada, por lo que hay muchas superficies de burbujas superpuestas que reflejan, sumando sus reflectividades. La nieve sobre este hielo marino aumenta el albedo a 0,9.

NubesEditar

El albedo de las nubes tiene una influencia sustancial sobre las temperaturas atmosféricas. Los distintos tipos de nubes presentan una reflectividad diferente, y su albedo oscila teóricamente 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 por nubes, que reflejan más luz solar que la tierra y el agua. Las nubes mantienen la Tierra fresca al reflejar la luz del sol, pero también pueden servir como mantas para atrapar el calor»

El albedo y el clima de algunas zonas se ven afectados por las nubes artificiales, como las creadas por las estelas de condensación del intenso tráfico de aviones comerciales. Un estudio realizado tras la quema de los campos petrolíferos de Kuwait durante la ocupación iraquí demostró que las temperaturas bajo los incendios de petróleo eran hasta 10 °C más frías que las temperaturas a varios kilómetros de distancia bajo cielos despejados.

Efectos de los aerosolesEditar

Los aerosoles (partículas/gotas muy finas en la atmósfera) tienen efectos directos e indirectos en el equilibrio radiativo de la Tierra. El efecto directo (albedo) suele enfriar el planeta; el efecto indirecto (las partículas actúan como núcleos de condensación de las nubes y, por tanto, modifican sus propiedades) es menos seguro. Según Spracklen et al. los efectos son:

  • Efecto directo de los aerosoles. Los aerosoles dispersan y absorben directamente la radiación. La dispersión de la radiación provoca un enfriamiento atmosférico, mientras que la absorción puede provocar un calentamiento atmosférico.
  • Efecto indirecto de los aerosoles. Los aerosoles modifican las propiedades de las nubes a través de un subconjunto de la población de aerosoles llamado núcleos de condensación de nubes. El aumento de las concentraciones de núcleos conduce a un aumento de las concentraciones del número de gotas de las nubes, lo que a su vez conduce a un aumento del albedo de las nubes, a un aumento de la dispersión de la luz y a un enfriamiento radiativo (primer efecto indirecto), pero también conduce a una reducción de la eficiencia de la precipitación y a un aumento de la vida útil de la nube (segundo efecto indirecto).

    Carbón negroEditar

    Otro efecto relacionado con el albedo en el clima es el de las partículas de carbón negro. La magnitud de este efecto es difícil de cuantificar: el Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático estima que el forzamiento radiativo medio global de los aerosoles de carbono negro procedentes de los combustibles fósiles es de +0,2 W m-2, con un rango de +0,1 a +0,4 W m-2. 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.

    Actividades humanasEditar

    Las actividades humanas (por ejemplo, la deforestación, la agricultura y la urbanización) cambian el albedo de varias zonas del planeta. Sin embargo, la cuantificación de este efecto a escala global es difícil, se requieren más estudios para determinar los efectos antropogénicos.

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