Asimilácia žiarenia zemským povrchom. Albedo. Antropogénne zvýšenie albeda Zeme ako účinné opatrenie na boj proti globálnemu otepľovaniu Hodnoty Albeda pre rôzne povrchy a územia

Celkové žiarenie dopadajúce na zemský povrch nie je úplne absorbované, ale je čiastočne odrážané od zeme. Preto pri výpočte príchodu slnečnej energie pre akékoľvek miesto je potrebné vziať do úvahy odrazivosť zemského povrchu. K odrazu žiarenia dochádza aj od povrchu oblakov. Pomer celého toku krátkovlnného žiarenia Rk odrazeného daným povrchom vo všetkých smeroch k toku žiarenia Q dopadajúcemu na tento povrch sa nazýva tzv. albedo(A) daný povrch. Táto hodnota

ukazuje, koľko energie žiarenia dopadajúcej na povrch sa od neho odráža. Albedo sa často vyjadruje v percentách. Potom

(1.3)

V tabuľke. Uvádzajú sa hodnoty albeda č. 1,5 rôzne druhy zemského povrchu. Z údajov v tabuľke. 1.5 ukazuje, že čerstvo napadaný sneh má najvyššiu odrazivosť. V niektorých prípadoch bolo pozorované albedo snehu až 87 % a v podmienkach Arktídy a Antarktídy dokonca až 95 %. Utlačený, roztopený a ešte viac znečistený sneh odráža oveľa menej. Albedo rôznych pôd a vegetácie, ako vyplýva z tabuľky. 4 sa relatívne mierne líšia. Početné štúdie ukázali, že albedo sa počas dňa často mení.

V čom najvyššie hodnoty albedo sa zaznamenáva ráno a večer. Vysvetľuje to skutočnosť, že odrazivosť drsných povrchov závisí od uhla dopadu slnečného žiarenia. Pri vertikálnom páde slnečné lúče prenikajú hlbšie do vegetačného krytu a tam sa pohlcujú. Pri nízkej výške slnka lúče menej prenikajú do porastu a vo väčšej miere sa odrážajú od jeho povrchu. Albedo vodných plôch je v priemere menšie ako albedo pevninského povrchu. Vysvetľuje sa to tým, že slnečné lúče (krátkovlnná zeleno-modrá časť slnečného spektra) prenikajú vo veľkej miere do horných vrstiev vody, ktoré sú pre ne priehľadné, kde sa rozptyľujú a pohlcujú. V tomto ohľade stupeň jej zákalu ovplyvňuje odrazivosť vody.

Tabuľka č. 1.5

Pre znečistenú a zakalenú vodu sa albedo výrazne zvyšuje. Pre rozptýlené žiarenie je albedo vody v priemere asi 8-10%. Pri priamom slnečnom žiarení závisí albedo vodnej hladiny od výšky slnka: s poklesom výšky slnka sa hodnota albeda zvyšuje. Takže pri samotnom výskyte lúčov sa odrazí len asi 2-5%. Keď je slnko nízko nad horizontom, odrazí sa 30-70%. Odrazivosť mrakov je veľmi vysoká. Priemerné albedo oblačnosti je asi 80 %. Poznaním hodnoty povrchového albeda a hodnoty celkového žiarenia je možné určiť množstvo žiarenia absorbovaného daným povrchom. Ak A je albedo, potom hodnota a \u003d (1-A) je koeficient absorpcie daného povrchu, ktorý ukazuje, aká časť žiarenia dopadajúceho na tento povrch je absorbovaná.

Napríklad, ak celkový tok žiarenia Q = 1,2 cal / cm 2 min dopadne na povrch zelenej trávy (A \u003d 26%), potom bude percento absorbovaného žiarenia

Q \u003d 1 – A \u003d 1 – 0,26 \u003d 0,74 alebo a \u003d 74 %,

a množstvo absorbovaného žiarenia

B absorbovať \u003d Q (1 - A) \u003d 1,2 0,74 \u003d 0,89 cal / cm2 min.

Albedo povrchu vody je veľmi závislé od uhla dopadu slnečných lúčov, keďže čistá voda odráža svetlo podľa Fresnelovho zákona.

V polohe Slnka v zenite je albedo hladiny pokojného mora 0,02. S nárastom zenitového uhla Slnka Z P albedo sa zvyšuje a dosahuje 0,35 at Z P\u003d 85. Vzrušenie z mora vedie k zmene Z P , a výrazne znižuje rozsah hodnôt albeda, pretože sa celkovo zvyšuje Z n v dôsledku zvýšenia pravdepodobnosti dopadu lúčov na naklonenú vlnovú plochu Vzrušenie ovplyvňuje odrazivosť nielen v dôsledku sklonu vlnovej plochy voči slnečným lúčom, ale aj v dôsledku tvorby vzduchových bublín vo vode. Tieto bubliny do značnej miery rozptyľujú svetlo, čím zvyšujú difúzne žiarenie vychádzajúce z mora. Preto pri vysokých morských vlnách, keď sa objaví pena a jahňatá, sa vplyvom oboch faktorov albedo zvyšuje.Rozptýlené žiarenie vstupuje na vodnú hladinu pod rôznymi uhlami.bezoblačná obloha. Závisí to aj od rozloženia oblačnosti na oblohe. Preto albedo morského povrchu pre difúzne žiarenie nie je konštantné. Hranice jeho fluktuácií sú však užšie o 1 od 0,05 do 0,11. Následne sa albedo vodnej hladiny pre celkové žiarenie mení v závislosti od výšky Slnka, pomeru medzi priamym a rozptýleným žiarením, morských povrchových vĺn. na pamäti, že severné časti oceánov sú silne pokryté morským ľadom. V tomto prípade treba brať do úvahy aj albedo ľadu. Ako viete, významné oblasti zemského povrchu, najmä v stredných a vysokých zemepisných šírkach, sú pokryté mrakmi, ktoré veľmi odrážajú slnečné žiarenie. Preto je znalosť albeda v oblakoch veľmi zaujímavá. Špeciálne merania albeda oblačnosti sa uskutočnili pomocou lietadiel a balónov. Ukázali, že albedo oblakov závisí od ich tvaru a hrúbky.Najvyššie hodnoty má albedo oblakov altocumulus a stratocumulus.oblaky Cu - Sc - asi 50%.

Najkompletnejšie údaje o cloudovom albede získané na Ukrajine. Závislosť albeda a prenosovej funkcie p od hrúbky oblakov, ktorá je výsledkom systematizácie nameraných údajov, je uvedená v tabuľke. 1.6. Ako je možné vidieť, nárast hrúbky oblačnosti vedie k zvýšeniu albeda a zníženiu prenosovej funkcie.

Priemerné albedo pre mraky St s priemernou hrúbkou 430 m je 73 %, pre oblačnosť Sod pri priemernej hrúbke 350 m - 66 % a prenosové funkcie pre tieto oblaky sú 21 a 26 %.

Albedo oblakov závisí od albeda zemského povrchu. r 3 nad ktorým sa oblak nachádza. Z fyzikálneho hľadiska je jasné, že čím viac r 3 , tým väčší je tok odrazeného žiarenia prechádzajúceho nahor cez hornú hranicu oblaku. Keďže albedo je pomer tohto toku k prichádzajúcemu, zvýšenie albeda zemského povrchu vedie k zvýšeniu albeda oblakov.Štúdium vlastností oblakov odrážať slnečné žiarenie bolo realizované pomocou umelých satelitov Zeme meraním jasu oblakov. Priemerné hodnoty albeda oblakov získané z týchto údajov sú uvedené v tabuľke 1.7.

Tabuľka 1.7 - Priemerné hodnoty albeda oblakov rôznych foriem

Albedo oblačnosti sa podľa týchto údajov pohybuje od 29 do 86 %. Pozoruhodný je fakt, že cirrové oblaky majú v porovnaní s inými formami oblakov (s výnimkou kupovitých) malé albedo. Iba oblaky cirrostratus, ktoré sú hrubšie, do značnej miery odrážajú slnečné žiarenie (r= 74 %).

Celková radiácia

Všetko slnečné žiarenie dopadajúce na zemský povrch sa nazýva celkové slnečné žiarenie.

Q = S sin h c + D (34)

kde S je ožiarenosť priameho žiarenia, h c je výška Slnka, D je ožiarenosť rozptýleného žiarenia.

Pri bezoblačnej oblohe má celkové slnečné žiarenie denné kolísanie s maximom okolo poludnia a ročné kolísanie s maximom v lete. Čiastočná oblačnosť, ktorá nezakrýva slnečný disk, zvyšuje celkové žiarenie v porovnaní s bezoblačnou oblohou, zatiaľ čo plná oblačnosť ho naopak znižuje. V priemere oblačnosť znižuje radiáciu. V lete je preto príchod celkovej radiácie v predpoludňajších hodinách väčší ako popoludní a v prvom polroku viac ako v druhom. Poludňajšie hodnoty celkovej radiácie v letných mesiacoch pri Moskve pri bezoblačnej oblohe sú v priemere 0,78, pri otvorenom Slnku a oblačnosti 0,80, pri súvislej oblačnosti - 0,26 kW/m 2 .

Rozloženie hodnôt celkového žiarenia na zemeguli sa líši od zónového, čo sa vysvetľuje vplyvom priehľadnosti atmosféry a oblačnosti. Maximálne ročné hodnoty celkovej radiácie sú 84*10 2 - 92*10 2 MJ/m 2 a sú pozorované v púšťach severnej Afriky. Nad oblasťami rovníkových lesov s vysokou oblačnosťou sú hodnoty celkovej radiácie znížené na 42*10 2 - 50*10 2 MJ/m 2 . Do vyšších zemepisných šírok oboch hemisfér klesajú hodnoty celkového žiarenia, ktoré pod 60. rovnobežkou dosahuje 25*10 2 - 33*10 2 MJ/m 2 . Potom však opäť rastú - málo nad Arktídou a výrazne - nad Antarktídou, kde sú v centrálnych častiach pevniny 50 * 10 2 - 54 * 10 2 MJ / m 2. Nad oceánmi sú vo všeobecnosti hodnoty celkového žiarenia nižšie ako nad zodpovedajúcimi zemepisnými šírkami zeme.

V decembri sú najvyššie hodnoty celkovej radiácie pozorované v púštiach južnej pologule (8*102 - 9*102 MJ/m2). Nad rovníkom celkové hodnoty žiarenia klesajú na 3*10 2 - 5*10 2 MJ/m 2 . Na severnej pologuli radiácia rýchlo klesá smerom k polárnym oblastiam a za polárnym kruhom je nulová. Na južnej pologuli celkové žiarenie klesá na juh na 50-60 0 S. (4 * 10 2 MJ / m 2) a potom sa zvýši na 13 * 10 2 MJ / m 2 v strede Antarktídy.

V júli sú najvyššie hodnoty celkovej radiácie (nad 9 * 10 2 MJ / m 2) pozorované nad severovýchodnou Afrikou a Arabským polostrovom. Nad rovníkovou oblasťou sú hodnoty celkovej radiácie nízke a rovnajú sa hodnotám v decembri. Na sever od obratníka celková radiácia pomaly klesá na 60 0 N a potom sa v Arktíde zvyšuje na 8*10 2 MJ/m 2 . Na južnej pologuli celkové žiarenie z rovníka rýchlo klesá na juh a dosahuje nulové hodnoty v blízkosti polárneho kruhu.

Po dosiahnutí povrchu je celkové žiarenie čiastočne absorbované v hornej tenkej vrstve pôdy alebo vody a premenené na teplo a čiastočne odrazené. Podmienky pre odraz slnečného žiarenia od zemského povrchu charakterizuje hodnota albedo, ktorý sa rovná pomeru odrazeného žiarenia k prichádzajúcemu toku (k celkovému žiareniu).

A \u003d Q neg / Q (35)

Teoreticky sa hodnoty albeda môžu meniť od 0 (dokonale čierny povrch) do 1 (dokonale biely povrch). Dostupné pozorovacie údaje ukazujú, že hodnoty albeda podkladových povrchov sa menia v širokom rozsahu a ich zmeny pokrývajú takmer celý možný rozsah hodnôt odrazivosti rôznych povrchov. V experimentálnych štúdiách boli hodnoty albeda zistené pre takmer všetky bežné prirodzené podkladové povrchy. Tieto štúdie v prvom rade ukazujú, že podmienky absorpcie slnečného žiarenia na súši a vo vodných útvaroch sú výrazne odlišné. Najvyššie hodnoty albeda sú pozorované pre čistý a suchý sneh (90-95%). Ale keďže snehová pokrývka je zriedka úplne čistá, priemerné albedo snehu je vo väčšine prípadov 70-80%. Pre mokrý a znečistený sneh sú tieto hodnoty ešte nižšie - 40-50%. Pri nedostatku snehu je najvyššie albedo na povrchu pevniny charakteristické pre niektoré púštne oblasti, kde je povrch pokrytý vrstvou kryštalických solí (dno vysušených jazier). Za týchto podmienok má albedo hodnotu 50 %. O niečo menej ako hodnota albeda v piesočnatých púšťach. Albedo mokrej pôdy je menšie ako albedo suchej pôdy. Pre mokré černozeme sú hodnoty albeda extrémne malé - 5%. Albedo prírodných povrchov so súvislým vegetačným krytom sa pohybuje v relatívne malých medziach – od 10 do 20 – 25 %. Zároveň je albedo lesa (najmä ihličnatého) vo väčšine prípadov menšie ako albedo lúčnych porastov.

Podmienky absorpcie žiarenia vo vodných útvaroch sa líšia od podmienok absorpcie na zemskom povrchu. Čistá voda je relatívne priehľadné pre krátkovlnné žiarenie, v dôsledku čoho sú slnečné lúče prenikajúce do vyšších vrstiev mnohonásobne rozptýlené a až potom sú z veľkej časti absorbované. Preto proces absorpcie slnečného žiarenia závisí od výšky Slnka. Ak stojí vysoko, značná časť prichádzajúceho žiarenia preniká do horných vrstiev vody a je prevažne absorbovaná. Preto je albedo vodnej hladiny pri vysokom Slnku niekoľko percent a pri nízkom Slnku sa albedo zvyšuje na niekoľko desiatok percent.

Albedo systému „Zem-atmosféra“ má komplexnejšiu povahu. Slnečné žiarenie vstupujúce do atmosféry sa čiastočne odráža v dôsledku spätného rozptylu atmosféry. V prítomnosti oblačnosti sa značná časť žiarenia odráža od ich povrchu. Albedo oblakov závisí od hrúbky ich vrstvy a dosahuje v priemere 40-50%. Pri úplnej alebo čiastočnej absencii oblačnosti albedo systému „Zem-atmosféra“ výrazne závisí od albeda samotného zemského povrchu. Charakter geografického rozloženia planetárneho albeda podľa satelitných pozorovaní ukazuje výrazné rozdiely medzi albedom vysokých a stredných zemepisných šírok severnej a južnej pologule. V trópoch sú najvyššie hodnoty albeda pozorované nad púšťami, v zónach konvekčnej oblačnosti nad Strednou Amerikou a nad vodami oceánov. Na južnej pologuli je na rozdiel od severnej pologule pozorovaná zonálna variácia albeda v dôsledku jednoduchšieho rozloženia pevniny a mora. Najvyššie hodnoty albeda sa nachádzajú v polárnych zemepisných šírkach.

Prevažná časť žiarenia odrazeného zemským povrchom a hornou hranicou oblakov smeruje do svetového priestoru. Odíde aj tretina rozptýleného žiarenia. Pomer odrazeného a rozptýleného žiarenia odchádzajúceho do vesmíru k celkovému množstvu slnečného žiarenia vstupujúceho do atmosféry sa nazýva Planetárne albedo Zeme alebo Zemské albedo. Jeho hodnota sa odhaduje na 30 %. Hlavnou súčasťou planetárneho albeda je žiarenie odrážané mrakmi.

Strana 17 z 81

Celkové žiarenie, odrazené slnečné žiarenie, absorbované žiarenie, PAR, albedo Zeme

Všetko slnečné žiarenie prichádzajúce na zemský povrch – priame aj rozptýlené – sa nazýva celkové žiarenie. Teda celková radiácia

Q = S? hriech h + D,

kde S- energetické osvetlenie priamym žiarením,

D- energetické osvetlenie rozptýleným žiarením,

h- výška slnka.

Pri bezoblačnej oblohe má celkové žiarenie denné kolísanie s maximom okolo poludnia a ročné kolísanie s maximom v lete. Čiastočná oblačnosť, ktorá nepokrýva slnečný disk, zvyšuje celkové žiarenie v porovnaní s bezoblačnou oblohou; plná oblačnosť ju naopak znižuje. V priemere oblačnosť znižuje celkovú radiáciu. Preto je v lete príchod celkovej radiácie v predpoludňajších hodinách v priemere väčší ako v popoludňajších hodinách.
Z rovnakého dôvodu je v prvom polroku väčší ako v druhom.

S.P. Khromov a A.M. Petrosyants udávajú poludňajšie hodnoty celkového žiarenia v letných mesiacoch pri Moskve pri bezoblačnej oblohe: v priemere 0,78 kW / m 2, so Slnkom a oblakmi - 0,80, so súvislou oblačnosťou - 0,26 kW / m 2.

Celkové žiarenie dopadajúce na zemský povrch sa väčšinou absorbuje v hornej tenkej vrstve pôdy alebo v hrubšej vrstve vody a mení sa na teplo a čiastočne sa odráža. Veľkosť odrazu slnečného žiarenia od zemského povrchu závisí od charakteru tohto povrchu. Pomer množstva odrazeného žiarenia k celkovému množstvu žiarenia dopadajúceho na daný povrch sa nazýva povrchové albedo. Tento pomer je vyjadrený v percentách.

Takže z celkového toku celkového žiarenia ( S hriech h + D) jeho časť sa odráža od zemského povrchu ( S hriech h + D)A kde ALE je povrchové albedo. Zvyšok celkovej radiácie
(S hriech h + D) (1 – ALE) je absorbovaný zemským povrchom a ide ohrievať vrchné vrstvy pôdy a vody. Táto časť sa nazýva absorbované žiarenie.

Albedo povrchu pôdy sa pohybuje v rozmedzí 10–30 %; vo vlhkej černozeme klesá na 5% a v suchom svetlom piesku môže stúpať na 40%. So zvyšujúcou sa vlhkosťou pôdy sa albedo znižuje. Albedo vegetačného krytu – lesy, lúky, polia – je 10–25 %. Albedo povrchu čerstvo napadnutého snehu je 80 – 90 %, zatiaľ čo albedo dlho stojaceho snehu je asi 50 % a nižšie. Albedo hladkej vodnej hladiny pre priame žiarenie sa pohybuje od niekoľkých percent (ak je Slnko vysoko) do 70 % (ak je nízke); záleží aj od vzrušenia. Pre rozptýlené žiarenie je albedo vodných plôch 5–10 %. V priemere je albedo povrchu svetového oceánu 5–20 %. Albedo horného povrchu oblakov sa pohybuje od niekoľkých percent do 70–80 %, v závislosti od typu a hrúbky oblačnosti, v priemere 50–60 % (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004).

Uvedené čísla sa týkajú odrazu slnečného žiarenia nielen viditeľného, ​​ale aj v celom jeho spektre. Fotometrické prostriedky merajú albedo len pre viditeľné žiarenie, ktoré sa, samozrejme, môže trochu líšiť od albeda pre celý tok žiarenia.

Prevažná časť žiarenia odrazeného zemským povrchom a horným povrchom oblakov ide mimo atmosféry do svetového priestoru. Časť (asi jedna tretina) rozptýleného žiarenia smeruje aj do svetového priestoru.

Pomer odrazeného a rozptýleného slnečného žiarenia opúšťajúceho vesmír k celkovému množstvu slnečného žiarenia vstupujúceho do atmosféry sa nazýva planetárne albedo Zeme alebo jednoducho Zemské albedo.

Vo všeobecnosti sa planetárne albedo Zeme odhaduje na 31%. Hlavnou súčasťou planetárneho albeda Zeme je odraz slnečného žiarenia oblakmi.

Časť priameho a odrazeného žiarenia sa podieľa na procese fotosyntézy rastlín, preto je tzv fotosynteticky aktívneho žiarenia(FAR). FAR -časť krátkovlnného žiarenia (od 380 do 710 nm), ktorá je vo vzťahu k fotosyntéze a výrobnému procesu rastlín najaktívnejšia, predstavuje priame aj difúzne žiarenie.

Rastliny sú schopné spotrebovávať priame slnečné žiarenie a odrážať sa od nebeských a pozemských objektov v rozsahu vlnových dĺžok od 380 do 710 nm. Tok fotosynteticky aktívneho žiarenia je približne polovičný oproti slnečnému toku, t.j. polovicu celkového žiarenia, a to prakticky bez ohľadu na poveternostné podmienky a lokalitu. Aj keď, ak je pre podmienky Európy typická hodnota 0,5, tak pre podmienky Izraela je o niečo vyššia (asi 0,52). Nedá sa však povedať, že rastliny využívajú PAR počas celého života rovnako a za iných podmienok. Efektívnosť využívania PAR je rôzna, preto boli navrhnuté ukazovatele „Faktor využitia PAR“, ktorý odráža efektívnosť využívania PAR a „Účinnosť fytocenóz“. Účinnosť fytocenóz charakterizuje fotosyntetickú aktivitu vegetačného krytu. Tento parameter našiel medzi lesníkmi najširšie uplatnenie pri hodnotení lesných fytocenóz.

Treba zdôrazniť, že samotné rastliny sú schopné vytvárať PAR vo vegetačnom kryte. To sa dosahuje vďaka umiestneniu listov smerom k slnečným lúčom, rotácii listov, rozmiestneniu listov rôznych veľkostí a uhlov na rôznych úrovniach fytocenóz, t.j. cez takzvanú baldachýnovú architektúru. Vo vegetačnom kryte sa slnečné lúče opakovane lámu, odrážajú od povrchu listov, čím si vytvárajú vlastný vnútorný režim žiarenia.

Žiarenie rozptýlené v rámci vegetačného krytu má rovnakú fotosyntetickú hodnotu ako priame a difúzne žiarenie vstupujúce na povrch vegetačného krytu.

Dlhodobý trend albeda smeruje k ochladzovaniu. V posledných rokoch zaznamenávajú satelitné merania mierny trend.

Zmena albeda Zeme je potenciálne silný vplyv na klímu. Keď sa albedo alebo odrazivosť zvyšuje, viac slnečného svetla sa odráža späť do vesmíru. To má chladiaci účinok na globálne teploty. Naopak, pokles albeda planétu zahrieva. Zmena albeda len o 1 % dáva radiačný účinok 3,4 W/m2, porovnateľný s účinkom zdvojnásobenia CO2. Ako albedo ovplyvnilo globálne teploty v posledných desaťročiach?

Trendy Albeda do roku 2000

Albedo Zeme je určené viacerými faktormi. Sneh a ľad dobre odrážajú svetlo, takže keď sa roztopia, albedo klesá. Lesy majú nižšie albedo ako otvorené priestranstvá, takže odlesňovanie zvyšuje albedo (povedzme, že odlesňovanie nezastaví globálne otepľovanie). Aerosóly majú priamy a nepriamy vplyv na albedo. Priamym vplyvom je odraz slnečného svetla do priestoru. Nepriamym účinkom je pôsobenie aerosólových častíc ako centier kondenzácie vlhkosti, čo ovplyvňuje tvorbu a životnosť oblakov. Mraky zas ovplyvňujú globálne teploty viacerými spôsobmi. Ochladzujú klímu odrazom slnečného žiarenia, ale môžu mať aj ohrievací efekt tým, že zadržiavajú odchádzajúce infračervené žiarenie.

Všetky tieto faktory by sa mali brať do úvahy pri sčítaní rôznych radiačných síl, ktoré určujú klímu. Zmena využívania pôdy je vypočítaná z historických rekonštrukcií zmien v zložení ornej pôdy a pasienkov. Pozorovania zo satelitov a zo zeme umožňujú určiť trendy úrovne aerosólov a albeda oblačnosti. Je vidieť, že albedo v oblakoch je najsilnejším faktorom rôznych typov albeda. Dlhodobý trend smeruje k ochladzovaniu, vplyv je -0,7 W/m2 od roku 1850 do roku 2000.

Obr.1 Priemerné ročné celkové vyžarovanie(Kapitola 2 IPCC AR4).

Albedo trendy od roku 2000.

Jedným zo spôsobov, ako merať albedo Zeme, je popolavé svetlo Mesiaca. Toto je slnečné svetlo, ktoré sa najprv odráža od Zeme a potom sa v noci odráža späť na Zem od Mesiaca. Svetlo mesačného popola meria slnečné observatórium Big Bear Solar Observatory od novembra 1998 (niekoľko meraní sa uskutočnilo aj v rokoch 1994 a 1995). Obr. 2 ukazuje zmeny albeda z rekonštrukcie satelitných údajov (čierna čiara) a z meraní svetla lunárneho popola (modrá čiara). (Palle 2004).

Obr.2 Zmeny albeda rekonštruované zo satelitných údajov ISCCP (čierna čiara) a zmeny svetla popola mesiaca (čierna čiara). Pravá vertikálna stupnica ukazuje negatívne vyžarovanie (tj chladenie) (Palle 2004).

Údaje na obrázku 2 sú problematické. Čierna čiara, rekonštrukcia satelitných údajov ISCCP" je čisto štatistický parameter a má malý fyzikálny význam, pretože neberie do úvahy nelineárne vzťahy medzi vlastnosťami oblakov a povrchu a planetárnym albedom, ani nezahŕňa zmeny albeda aerosólu, ako sú tie, ktoré súvisia s horou Pinatubo alebo antropogénnymi emisiami síranov(Skutočná klíma).

Ešte problematickejší je vrchol albeda okolo roku 2003, ktorý je viditeľný v modrej popolovej svetlej čiare Mesiaca. Silne to odporuje satelitným údajom, ktoré v súčasnosti vykazujú mierny trend. Pre porovnanie si môžeme pripomenúť erupciu Pinatubo v roku 1991, ktorá naplnila atmosféru aerosólmi. Tieto aerosóly odrážali slnečné svetlo a vytvárali zápornú radiačnú silu 2,5 W/m2. To drasticky znížilo globálnu teplotu. Údaje o svetle popola potom ukázali expozíciu takmer -6 W/m2, čo malo znamenať ešte väčší pokles teploty. V roku 2003 nedošlo k žiadnej podobnej udalosti. (Wielicki 2007).

V roku 2008 bola zistená príčina nezrovnalosti. Observatórium Big Bear Observatory nainštalovalo v roku 2004 nový ďalekohľad na meranie lunárneho popola. S novými vylepšenými údajmi prekalibrovali svoje staré údaje a upravili svoje odhady albeda (Palle 2008). Ryža. 3 ukazuje staré (čierna čiara) a aktualizované (modrá čiara) hodnoty albeda. Anomálny vrchol z roku 2003 zmizol. Trend zvyšovania albeda od roku 1999 do roku 2003 však zostal zachovaný.

Ryža. 3 Zmena albeda Zeme podľa meraní popolavého svetla Mesiaca. Čierna čiara predstavuje zmeny albeda oproti publikácii z roku 2004 (Palle 2004). Modrá čiara – aktualizované zmeny albeda po vylepšenom postupe analýzy údajov, zahŕňa aj údaje za dlhšie časové obdobie (Palle 2008).

Ako presne je albedo určené z popolavého svetla Mesiaca? Metóda nemá globálny rozsah. Pri každom pozorovaní zasahuje približne tretinu Zeme, niektoré oblasti vždy ostanú z miesta pozorovania „neviditeľné“. Okrem toho merania nie sú časté a vykonávajú sa v úzkom rozsahu vlnových dĺžok 0,4 – 0,7 µm (Bender 2006).

Naproti tomu satelitné údaje ako CERES sú globálnym meraním krátkovlnného žiarenia Zeme, vrátane všetkých účinkov povrchových a atmosférických vlastností. V porovnaní s meraním svetla popola pokrývajú širší rozsah (0,3-5,0 µm). Analýza údajov CERES neukazuje žiadny dlhodobý trend albeda od marca 2000 do júna 2005. Porovnanie s tromi nezávislými súbormi údajov (MODIS, MISR a SeaWiFS) ukazuje „pozoruhodnú zhodu“ pre všetky 4 výsledky (Loeb 2007a).

Ryža. 4 Mesačné zmeny priemerného toku CERES SW TOA a frakcie oblačnosti MODIS ().

Albedo ovplyvňuje globálne teploty – väčšinou v smere ochladzovania v dlhodobom trende. Pokiaľ ide o nedávne trendy, údaje z popola ukazujú nárast albeda od roku 1999 do roku 2003 s malými zmenami po roku 2003. Satelity vykazujú od roku 2000 malú zmenu. Radiačné pôsobenie zo zmien albeda bolo v posledných rokoch minimálne.

Prevažná časť priameho žiarenia odrazeného zemským povrchom a horným povrchom oblakov ide mimo atmosféry do svetového priestoru. Približne jedna tretina rozptýleného žiarenia smeruje aj do svetového priestoru. Pomer všetkých odrazených a rozptýlené slnečné žiarenie k celkovému množstvu slnečného žiarenia vstupujúceho do atmosféry je tzv Planetárne albedo Zeme. Planetárne albedo Zeme sa odhaduje na 35 - 40%. Jeho hlavnou súčasťou je odraz slnečného žiarenia oblakmi.

Tabuľka 2.6

Závislosť od veľkosti TO n zo zemepisnej šírky miesta a ročného obdobia

Tabuľka 2.7

Závislosť od veľkosti TO v + od zemepisnej šírky miesta a ročného obdobia

(podľa A.P. Braslavského a Z.A. Vikuliny)