การดูดซึมของรังสีโดยพื้นผิวโลก อัลเบโด้ การเพิ่มขึ้นของมนุษย์ในอัลเบโดของโลกเป็นมาตรการที่มีประสิทธิภาพในการต่อสู้กับภาวะโลกร้อน ค่าอัลเบโดสำหรับพื้นผิวและดินแดนที่แตกต่างกัน

รังสีทั้งหมดที่ไปถึงพื้นผิวโลกไม่ได้ถูกดูดซับโดยสมบูรณ์ แต่ถูกสะท้อนบางส่วนจากพื้นโลก ดังนั้นเมื่อคำนวณการมาถึงของพลังงานแสงอาทิตย์สำหรับสถานที่ใด ๆ จำเป็นต้องคำนึงถึงการสะท้อนแสงของพื้นผิวโลกด้วย การสะท้อนของรังสีก็เกิดขึ้นจากพื้นผิวเมฆเช่นกัน อัตราส่วนของฟลักซ์ทั้งหมดของรังสีคลื่นสั้น Rk ที่สะท้อนโดยพื้นผิวที่กำหนดในทุกทิศทางต่อฟลักซ์การแผ่รังสี Q ที่ตกกระทบบนพื้นผิวนี้เรียกว่า อัลเบโด้(A) พื้นผิวที่กำหนด ค่านี้

แสดงให้เห็นว่าพลังงานการแผ่รังสีที่ตกกระทบบนพื้นผิวนั้นสะท้อนออกมามากน้อยเพียงใด Albedo มักแสดงเป็นเปอร์เซ็นต์ แล้ว

(1.3)

ในตาราง. ให้ค่าอัลเบโด้ 1.5 ค่า ประเภทต่างๆพื้นผิวโลก. จากข้อมูลในตาราง 1.5 แสดงว่าหิมะที่เพิ่งตกลงมามีการสะท้อนแสงสูงสุด ในบางกรณี พบว่ามีหิมะอัลเบโดสูงถึง 87% และในสภาพของอาร์กติกและแอนตาร์กติก สูงถึง 95% หิมะที่อัดแน่น ละลาย และสกปรกยิ่งกว่านั้นสะท้อนกลับน้อยลงมาก อัลเบโดของดินและพืชพรรณต่าง ๆ ดังต่อไปนี้จากตาราง 4 ค่อนข้างแตกต่างกันเล็กน้อย การศึกษาจำนวนมากแสดงให้เห็นว่าอัลเบโดมักเปลี่ยนแปลงในระหว่างวัน

โดยที่ ค่าสูงสุด albedo ถูกบันทึกในตอนเช้าและเย็น สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าการสะท้อนแสงของพื้นผิวที่ขรุขระนั้นขึ้นอยู่กับมุมตกกระทบของแสงแดด เมื่อตกในแนวดิ่ง รังสีของดวงอาทิตย์จะทะลุลึกเข้าไปในพืชพรรณและถูกดูดกลืนไปที่นั่น ที่ความสูงต่ำของดวงอาทิตย์ รังสีจะทะลุเข้าไปในพืชพรรณน้อยลงและสะท้อนจากพื้นผิวของมันในระดับที่มากขึ้น โดยเฉลี่ยแล้ว อัลเบโดของผิวน้ำจะน้อยกว่าอัลเบโดของผิวดิน นี่คือคำอธิบายโดยข้อเท็จจริงที่ว่ารังสีของดวงอาทิตย์ (ส่วนคลื่นสั้นสีเขียว-น้ำเงินของสเปกตรัมสุริยะ) ทะลุทะลวงไปยังชั้นบนสุดของน้ำที่โปร่งใสสำหรับพวกมัน ซึ่งพวกมันกระจัดกระจายและดูดซับ ในเรื่องนี้ ระดับความขุ่นจะส่งผลต่อการสะท้อนแสงของน้ำ

ตารางที่ 1.5

สำหรับน้ำเสียและขุ่น อัลเบโดจะเพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัด สำหรับรังสีที่กระจัดกระจาย อัลเบโดของน้ำจะอยู่ที่ประมาณ 8-10% โดยเฉลี่ย สำหรับการแผ่รังสีดวงอาทิตย์โดยตรง อัลเบโดของผิวน้ำจะขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์ เมื่อความสูงของดวงอาทิตย์ลดลง ค่าอัลเบโดจะเพิ่มขึ้น ดังนั้น ด้วยอุบัติการณ์ของรังสีที่ชัดเจน จะสะท้อนเพียง 2-5% เท่านั้น เมื่อดวงอาทิตย์อยู่ต่ำเหนือขอบฟ้า จะสะท้อน 30-70% การสะท้อนแสงของเมฆนั้นสูงมาก อัลเบโด้คลาวด์โดยเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 80% เมื่อทราบค่าของพื้นผิวอัลเบโดและมูลค่าของรังสีทั้งหมด ก็สามารถกำหนดปริมาณรังสีที่พื้นผิวหนึ่งดูดกลืนได้ ถ้า A เป็นอัลเบโด ค่า a \u003d (1-A) คือสัมประสิทธิ์การดูดกลืนของพื้นผิวที่กำหนด ซึ่งแสดงว่าส่วนใดของเหตุการณ์การแผ่รังสีบนพื้นผิวนี้ถูกดูดกลืนโดยมัน

ตัวอย่างเช่น หากฟลักซ์การแผ่รังสีทั้งหมด Q = 1.2 cal / cm 2 นาทีตกลงบนพื้นผิวของหญ้าสีเขียว (A \u003d 26%) เปอร์เซ็นต์ของรังสีที่ดูดซับจะเป็น

Q \u003d 1 - A \u003d 1 - 0.26 \u003d 0.74 หรือ a \u003d 74%

และปริมาณรังสีที่ถูกดูดกลืน

B ดูดซับ \u003d Q (1 - A) \u003d 1.2 0.74 \u003d 0.89 cal / cm2 นาที

อัลเบโดของพื้นผิวน้ำขึ้นอยู่กับมุมตกกระทบของแสงอาทิตย์เป็นอย่างมาก เนื่องจากน้ำบริสุทธิ์สะท้อนแสงตามกฎของเฟรสเนล

ที่ตำแหน่งของดวงอาทิตย์ที่จุดสุดยอด อัลเบโดของพื้นผิวทะเลสงบคือ 0.02 ด้วยการเพิ่มขึ้นของมุมซีนิทของดวงอาทิตย์ Z พี albedo เพิ่มขึ้นและถึง 0.35 ที่ Z พี\u003d 85. ความตื่นเต้นของท้องทะเลนำไปสู่การเปลี่ยนแปลง Z พี , และลดช่วงของค่าอัลเบโดลงอย่างมาก เนื่องจากจะเพิ่มขึ้นอย่างมาก Z นเนื่องจากความน่าจะเป็นที่เพิ่มขึ้นของรังสีที่กระทบพื้นผิวคลื่นเอียง ความตื่นเต้นส่งผลต่อการสะท้อนแสงไม่เพียงเพราะความเอียงของผิวคลื่นสัมพันธ์กับรังสีของดวงอาทิตย์เท่านั้น แต่ยังเกิดจากการก่อตัวของฟองอากาศในน้ำ ฟองอากาศเหล่านี้กระจายแสงเป็นวงกว้าง ทำให้เกิดการแผ่รังสีแบบกระจายที่ออกมาจากทะเล ดังนั้นในช่วงคลื่นทะเลสูง เมื่อโฟมและลูกแกะปรากฏขึ้น อัลเบโดจะเพิ่มขึ้นภายใต้อิทธิพลของทั้งสองปัจจัย รังสีที่กระจัดกระจายเข้าสู่ผิวน้ำในมุมต่างๆ ท้องฟ้าไร้เมฆ ก็ขึ้นอยู่กับการกระจายของเมฆบนท้องฟ้าด้วย ดังนั้นพื้นผิวทะเลอัลเบโดสำหรับรังสีแบบกระจายจึงไม่คงที่ แต่ขอบเขตความผันผวนของมันนั้นแคบกว่า 1 จาก 0.05 เป็น 0.11 ดังนั้นอัลเบโดของผิวน้ำสำหรับการแผ่รังสีทั้งหมดจะแปรผันตามความสูงของดวงอาทิตย์ อัตราส่วนระหว่างรังสีตรงและกระเจิง คลื่นผิวน้ำทะเล ควรเป็นพาหะ พึงระลึกไว้เสมอว่ามหาสมุทรทางตอนเหนือปกคลุมไปด้วยน้ำแข็งในทะเลอย่างหนาแน่น ในกรณีนี้ต้องคำนึงถึงอัลเบโดของน้ำแข็งด้วย ดังที่คุณทราบ พื้นที่สำคัญของพื้นผิวโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งในละติจูดกลางและสูง ถูกปกคลุมด้วยเมฆที่สะท้อนรังสีดวงอาทิตย์อย่างมาก ดังนั้น ความรู้เกี่ยวกับ cloud albedo จึงเป็นที่สนใจอย่างมาก การวัดแบบพิเศษของ cloud albedo ได้ดำเนินการโดยใช้เครื่องบินและบอลลูน พวกเขาแสดงให้เห็นว่าอัลเบโดของเมฆขึ้นอยู่กับรูปร่างและความหนา เมฆอัลเบโดของอัลโตคิวมูลัสและสตราโตคิวมูลัสมีค่าสูงสุด เมฆ Cu - Sc - ประมาณ 50%

ข้อมูลที่สมบูรณ์ที่สุดเกี่ยวกับ cloud albedo ที่ได้รับในยูเครน การพึ่งพาอัลเบโดและฟังก์ชันการส่งผ่าน p ต่อความหนาของเมฆ ซึ่งเป็นผลมาจากการจัดระบบของข้อมูลการวัด แสดงไว้ในตาราง 1.6. ดังที่เห็นได้ชัดเจน การเพิ่มขึ้นของความหนาของเมฆทำให้อัลเบโดเพิ่มขึ้นและฟังก์ชันการส่งผ่านลดลง

albedo เฉลี่ยสำหรับเมฆ เซนต์มีความหนาเฉลี่ย 430 ม. คือ 73% สำหรับเมฆ สจากที่ความหนาเฉลี่ย 350 ม. - 66% และฟังก์ชั่นการส่งสัญญาณสำหรับเมฆเหล่านี้คือ 21 และ 26% ตามลำดับ

อัลเบโดของเมฆขึ้นอยู่กับอัลเบโดของพื้นผิวโลก r 3 ที่ซึ่งคลาวด์ตั้งอยู่ จากมุมมองทางกายภาพเป็นที่ชัดเจนว่ายิ่ง r 3 , ยิ่งฟลักซ์ของรังสีสะท้อนผ่านขึ้นไปทางขอบบนของเมฆมากเท่านั้น เนื่องจากอัลเบโดเป็นอัตราส่วนของการไหลนี้ต่อกระแสที่เข้ามา การเพิ่มขึ้นของ albedo ของพื้นผิวโลกนำไปสู่การเพิ่มขึ้นของ albedo ของเมฆ การศึกษาคุณสมบัติของเมฆเพื่อสะท้อนรังสีดวงอาทิตย์จึงดำเนินการโดยใช้ดาวเทียม Earth เทียม โดยการวัดความสว่างของเมฆ ค่า cloud albedo เฉลี่ยที่ได้รับจากข้อมูลเหล่านี้แสดงไว้ในตารางที่ 1.7

ตารางที่ 1.7 - ค่าอัลเบโดเฉลี่ยของเมฆในรูปแบบต่างๆ

จากข้อมูลเหล่านี้ cloud albedo อยู่ในช่วง 29 ถึง 86% สิ่งที่น่าสังเกตคือความจริงที่ว่าเมฆเซอร์รัสมีอัลเบโดขนาดเล็กเมื่อเปรียบเทียบกับรูปแบบเมฆอื่น ๆ (ยกเว้นคิวมูลัส) มีเพียงเมฆซีรอสตราตัสซึ่งมีความหนากว่า สะท้อนรังสีดวงอาทิตย์เป็นส่วนใหญ่ (r= 74%)

รังสีทั้งหมด

รังสีสุริยะทั้งหมดที่เข้าสู่พื้นผิวโลกเรียกว่ารังสีสุริยะทั้งหมด

Q = S บาป h c + D (34)

โดยที่ S คือการฉายรังสีโดยตรง h c คือความสูงของดวงอาทิตย์ D คือการฉายรังสีของรังสีที่กระจัดกระจาย

ด้วยท้องฟ้าที่ไร้เมฆ การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดจะแปรผันในแต่ละวันโดยมีค่าสูงสุดประมาณเที่ยงวัน และค่าแปรผันรายปีสูงสุดในฤดูร้อน ความขุ่นมัวบางส่วนซึ่งไม่ครอบคลุมดิสก์สุริยะ จะเพิ่มการแผ่รังสีทั้งหมดเมื่อเทียบกับท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ ในขณะที่ความขุ่นมัวเต็มที่กลับลดลง โดยเฉลี่ย เมฆปกคลุมช่วยลดการแผ่รังสี ดังนั้นในฤดูร้อน การมาถึงของรังสีทั้งหมดในช่วงก่อนเที่ยงจึงมากกว่าในตอนบ่าย และในครึ่งแรกของปีมากกว่าในช่วงที่สอง ค่าเที่ยงวันของรังสีทั้งหมดในช่วงฤดูร้อนใกล้กับมอสโกโดยมีท้องฟ้าไม่มีเมฆเฉลี่ย 0.78 โดยมีดวงอาทิตย์เปิดและเมฆ 0.80 โดยมีเมฆต่อเนื่อง - 0.26 kW / m 2

การกระจายของค่ารังสีทั้งหมดทั่วโลกเบี่ยงเบนไปจากค่าโซนซึ่งอธิบายโดยอิทธิพลของความโปร่งใสในบรรยากาศและความขุ่นมัว ค่าสูงสุดของรังสีทั้งหมดต่อปีคือ 84*10 2 - 92*10 2 MJ/m 2 และพบได้ในทะเลทรายของแอฟริกาเหนือ เหนือพื้นที่ป่าเส้นศูนย์สูตรที่มีเมฆมาก ค่ารังสีทั้งหมดจะลดลงเหลือ 42*10 2 - 50*10 2 MJ/m 2 . สำหรับละติจูดที่สูงขึ้นของซีกโลกทั้งสอง ค่าของรังสีทั้งหมดจะลดลงเป็น 25*10 2 - 33*10 2 MJ/m 2 ภายใต้เส้นขนานที่ 60 แต่แล้วพวกเขาก็เติบโตอีกครั้ง - เพียงเล็กน้อยเหนืออาร์กติกและอย่างมีนัยสำคัญ - เหนือแอนตาร์กติกาซึ่งในตอนกลางของแผ่นดินใหญ่มี 50 * 10 2 - 54 * 10 2 MJ / m 2 โดยทั่วไปในมหาสมุทร ค่าของรังสีทั้งหมดจะต่ำกว่าค่าละติจูดของแผ่นดินที่สอดคล้องกัน

ในเดือนธันวาคม ค่าสูงสุดของการแผ่รังสีทั้งหมดพบได้ในทะเลทรายของซีกโลกใต้ (8*10 2 - 9*10 2 MJ/m 2) เหนือเส้นศูนย์สูตร ค่ารังสีทั้งหมดลดลงเป็น 3*10 2 - 5*10 2 MJ/m 2 . ในซีกโลกเหนือ รังสีจะลดลงอย่างรวดเร็วไปยังบริเวณขั้วโลกและมีค่าเป็นศูนย์เกินกว่าเส้นอาร์กติกเซอร์เคิล ในซีกโลกใต้การแผ่รังสีทั้งหมดจะลดลงทางใต้เป็น 50-60 0 S (4 * 10 2 MJ / m 2) แล้วเพิ่มขึ้นเป็น 13 * 10 2 MJ / m 2 ในใจกลางของทวีปแอนตาร์กติกา

ในเดือนกรกฎาคมมีการสังเกตค่าสูงสุดของรังสีทั้งหมด (มากกว่า 9 * 10 2 MJ / m 2) ทั่วแอฟริกาตะวันออกเฉียงเหนือและคาบสมุทรอาหรับ ในเขตเส้นศูนย์สูตร ค่าของรังสีทั้งหมดมีค่าต่ำและเท่ากับค่าในเดือนธันวาคม ทางเหนือของเขตร้อน การแผ่รังสีทั้งหมดจะลดลงอย่างช้าๆ เป็น 60 0 นิวตัน จากนั้นจะเพิ่มขึ้นเป็น 8*10 2 MJ/m 2 ในแถบอาร์กติก ในซีกโลกใต้รังสีทั้งหมดจากเส้นศูนย์สูตรลดลงอย่างรวดเร็วไปทางทิศใต้โดยมีค่าเป็นศูนย์ใกล้กับวงกลมขั้วโลก

เมื่อไปถึงพื้นผิว รังสีทั้งหมดจะถูกดูดซับบางส่วนในชั้นบาง ๆ ของดินหรือน้ำด้านบนและเปลี่ยนเป็นความร้อนและสะท้อนบางส่วน เงื่อนไขสำหรับการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์จากพื้นผิวโลกนั้นมีลักษณะเป็นค่า อัลเบโด้เท่ากับอัตราส่วนของรังสีสะท้อนต่อฟลักซ์ที่เข้ามา (ต่อปริมาณรังสีทั้งหมด)

A \u003d Q ไม่มี / Q (35)

ในทางทฤษฎี ค่าอัลเบโดอาจแตกต่างกันตั้งแต่ 0 (พื้นผิวสีดำสนิท) ถึง 1 (พื้นผิวสีขาวสมบูรณ์) ข้อมูลเชิงสังเกตที่มีอยู่แสดงให้เห็นว่าค่าอัลเบโดของพื้นผิวต้นแบบนั้นแตกต่างกันไปตามช่วงกว้าง และการเปลี่ยนแปลงนั้นครอบคลุมช่วงค่าการสะท้อนแสงที่เป็นไปได้เกือบทั้งหมดของพื้นผิวต่างๆ ในการศึกษาทดลอง พบค่าอัลเบโดสำหรับพื้นผิวพื้นฐานตามธรรมชาติเกือบทั้งหมด ประการแรกการศึกษาเหล่านี้แสดงให้เห็นว่าเงื่อนไขในการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์บนบกและในแหล่งน้ำแตกต่างกันอย่างเห็นได้ชัด ค่าอัลเบโดสูงสุดจะสังเกตได้จากหิมะที่สะอาดและแห้ง (90-95%) แต่เนื่องจากหิมะปกคลุมแทบจะไม่สะอาดเลย หิมะอัลเบโดโดยเฉลี่ยในกรณีส่วนใหญ่จะอยู่ที่ 70-80% สำหรับหิมะที่เปียกและมีมลพิษ ค่าเหล่านี้จะต่ำกว่า - 40-50% ในกรณีที่ไม่มีหิมะ อัลเบโดที่สูงที่สุดบนผิวดินจะเป็นลักษณะเฉพาะของพื้นที่ทะเลทรายบางแห่ง ซึ่งพื้นผิวถูกปกคลุมด้วยชั้นของเกลือที่เป็นผลึก (ก้นทะเลสาบแห้ง) ภายใต้เงื่อนไขเหล่านี้ albedo มีค่า 50% น้อยกว่าค่าอัลเบโดในทะเลทรายเล็กน้อย อัลเบโดของดินเปียกมีค่าน้อยกว่าอัลเบโดของดินแห้ง สำหรับเชอร์โนเซมเปียกค่าอัลเบโดนั้นน้อยมาก - 5% albedo ของพื้นผิวธรรมชาติที่มีพืชพันธุ์ปกคลุมอย่างต่อเนื่องจะแตกต่างกันไปภายในขอบเขตที่ค่อนข้างเล็ก - ตั้งแต่ 10 ถึง 20-25% ในเวลาเดียวกัน albedo ของป่า (โดยเฉพาะต้นสน) ในกรณีส่วนใหญ่จะน้อยกว่า albedo ของทุ่งหญ้า

เงื่อนไขการดูดกลืนรังสีในแหล่งน้ำแตกต่างจากเงื่อนไขการดูดซึมบนผิวดิน น้ำบริสุทธิ์มันค่อนข้างโปร่งใสต่อการแผ่รังสีคลื่นสั้นอันเป็นผลมาจากรังสีของดวงอาทิตย์ที่ทะลุเข้าไปในชั้นบนจะกระจัดกระจายหลายครั้งและหลังจากนั้นจะถูกดูดซับเป็นส่วนใหญ่ ดังนั้นกระบวนการดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์จึงขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์ หากอยู่สูง รังสีที่เข้ามาเป็นส่วนสำคัญของน้ำจะแทรกซึมเข้าไปในชั้นบนของน้ำและถูกดูดซับเป็นส่วนใหญ่ ดังนั้น อัลเบโดของผิวน้ำจึงอยู่ที่ไม่กี่เปอร์เซ็นต์ที่ดวงอาทิตย์สูง และที่ดวงอาทิตย์ต่ำ อัลเบโดจะเพิ่มขึ้นเป็นหลายสิบเปอร์เซ็นต์

albedo ของระบบ "Earth-atmosphere" มีลักษณะที่ซับซ้อนมากขึ้น รังสีสุริยะที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศสะท้อนบางส่วนจากการกระเจิงกลับของชั้นบรรยากาศ ในที่ที่มีเมฆ การแผ่รังสีส่วนสำคัญจะสะท้อนจากพื้นผิวของพวกมัน อัลเบโดของเมฆขึ้นอยู่กับความหนาของชั้นและเฉลี่ย 40-50% ในกรณีที่ไม่มีเมฆทั้งหมดหรือบางส่วน อัลเบโดของระบบ "ชั้นบรรยากาศโลก" จะขึ้นอยู่กับอัลเบโดของพื้นผิวโลกเป็นอย่างมาก ธรรมชาติของการกระจายตัวทางภูมิศาสตร์ของอัลเบโดของดาวเคราะห์ตามการสำรวจของดาวเทียมแสดงให้เห็นความแตกต่างที่มีนัยสำคัญระหว่างอัลเบโดของละติจูดสูงและกลางของซีกโลกเหนือและใต้ ในเขตร้อน ค่าอัลเบโดสูงสุดจะสังเกตเห็นได้เหนือทะเลทราย ในเขตที่มีเมฆมากแบบพาความร้อนเหนืออเมริกากลางและเหนือน่านน้ำในมหาสมุทร ในซีกโลกใต้ ตรงกันข้ามกับซีกโลกเหนือ จะสังเกตเห็นความผันแปรของอัลเบโดเป็นวงเนื่องจากการกระจายตัวของแผ่นดินและทะเลที่ง่ายกว่า ค่าอัลเบโดสูงสุดจะพบในละติจูดขั้วโลก

ส่วนเด่นของการแผ่รังสีที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกและขอบบนของเมฆจะเข้าสู่อวกาศโลก หนึ่งในสามของรังสีที่กระจัดกระจายก็หายไปเช่นกัน อัตราส่วนของรังสีสะท้อนและรังสีที่กระจัดกระจายสู่อวกาศต่อปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศเรียกว่า อัลเบโดของดาวเคราะห์โลกหรือ อัลเบโดของโลก. มูลค่าของมันอยู่ที่ประมาณ 30% ส่วนหลักของอัลเบโดของดาวเคราะห์คือการแผ่รังสีที่สะท้อนจากเมฆ

หน้า 17 จาก 81

รังสีทั้งหมด, รังสีสะท้อนจากดวงอาทิตย์, รังสีดูดกลืน, PAR, อัลเบโดของโลก

การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่มายังพื้นผิวโลก ทั้งแบบตรงและแบบกระจัดกระจาย เรียกว่ารังสีทั้งหมด ดังนั้น ปริมาณรังสีทั้งหมด

คิว = ส? บาป ชม + ดี,

ที่ไหน ส– การส่องสว่างพลังงานโดยการแผ่รังสีโดยตรง

ดี– การส่องสว่างของพลังงานโดยการแผ่รังสีที่กระจัดกระจาย

ชม- ความสูงของดวงอาทิตย์

ด้วยท้องฟ้าที่ไร้เมฆ การแผ่รังสีทั้งหมดจะแปรผันในแต่ละวันโดยมีค่าสูงสุดในช่วงเที่ยงวัน และค่าแปรผันรายปีสูงสุดในฤดูร้อน เมฆบางส่วนที่ไม่ปกคลุมแผ่นสุริยะจะเพิ่มการแผ่รังสีทั้งหมดเมื่อเทียบกับท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ ในทางตรงกันข้ามความขุ่นมัวจะลดลง โดยเฉลี่ย ความขุ่นมัวจะลดปริมาณรังสีทั้งหมด ดังนั้นในฤดูร้อน การมาถึงของรังสีทั้งหมดในช่วงก่อนเที่ยงจึงมากกว่าในช่วงบ่ายโดยเฉลี่ย
ด้วยเหตุผลเดียวกัน ครึ่งปีแรกจึงใหญ่กว่าครึ่งปีที่สอง

เอส.พี. Khromov และ A.M. Petrosyants ให้ค่าการแผ่รังสีทั้งหมดในตอนเที่ยงในช่วงฤดูร้อนใกล้กับมอสโกด้วยท้องฟ้าไร้เมฆ: เฉลี่ย 0.78 kW / m 2 โดยมีดวงอาทิตย์และเมฆ - 0.80 โดยมีเมฆต่อเนื่อง - 0.26 kW / m 2

เมื่อตกลงบนพื้นผิวโลก รังสีทั้งหมดส่วนใหญ่จะถูกดูดกลืนในชั้นดินบาง ๆ ด้านบนหรือในชั้นน้ำที่หนากว่า และกลายเป็นความร้อน และสะท้อนบางส่วน ปริมาณการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์ที่พื้นผิวโลกขึ้นอยู่กับลักษณะของพื้นผิวนี้ อัตราส่วนของปริมาณรังสีสะท้อนต่อปริมาณรังสีทั้งหมดที่ตกกระทบบนพื้นผิวที่กำหนดเรียกว่าพื้นผิวอัลเบโด อัตราส่วนนี้แสดงเป็นเปอร์เซ็นต์

ดังนั้น จากฟลักซ์รวมของรังสีทั้งหมด ( สบาป ชม + ดี) ส่วนหนึ่งของมันสะท้อนจากพื้นผิวโลก ( สบาป ชม + ดี)และที่ไหน แต่คือพื้นผิวอัลเบโด รังสีทั้งหมดที่เหลือ
(สบาป ชม + ดี) (1 – แต่) ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกและทำให้ชั้นบนของดินและน้ำร้อน ส่วนนี้เรียกว่ารังสีดูดกลืน

albedo ของผิวดินแตกต่างกันไปภายใน 10-30%; ในเชอร์โนเซมเปียกจะลดลงเหลือ 5% และในทรายแห้งเบา ๆ สามารถเพิ่มขึ้นได้ถึง 40% เมื่อความชื้นในดินเพิ่มขึ้น อัลเบโดก็ลดลง albedo ของพืชปกคลุม - ป่าไม้, ทุ่งหญ้า, ทุ่งนา - คือ 10–25% albedo ของพื้นผิวของหิมะที่เพิ่งตกลงมาคือ 80–90% ในขณะที่หิมะที่ตกเป็นเวลานานจะอยู่ที่ประมาณ 50% และต่ำกว่า อัลเบโดของผิวน้ำเรียบสำหรับการแผ่รังสีโดยตรงจะแตกต่างกันไปตั้งแต่สองสามเปอร์เซ็นต์ (ถ้าดวงอาทิตย์อยู่สูง) ถึง 70% (ถ้าต่ำ) มันขึ้นอยู่กับความตื่นเต้นด้วย สำหรับรังสีที่กระจัดกระจาย อัลเบโดของผิวน้ำจะอยู่ที่ 5-10% โดยเฉลี่ย อัลเบโดของพื้นผิวมหาสมุทรโลกอยู่ที่ 5–20% อัลเบโดของพื้นผิวด้านบนของเมฆจะแตกต่างกันไปตั้งแต่สองสามเปอร์เซ็นต์ถึง 70–80% ขึ้นอยู่กับประเภทและความหนาของเมฆที่ปกคลุมโดยเฉลี่ย 50-60% (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004)

ตัวเลขข้างต้นหมายถึงการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์ ไม่เพียงแต่มองเห็นได้เท่านั้น แต่ยังรวมถึงสเปกตรัมทั้งหมดด้วย Photometric หมายถึงการวัดอัลเบโดสำหรับการแผ่รังสีที่มองเห็นเท่านั้น ซึ่งแน่นอน อาจแตกต่างบ้างจากอัลเบโดสำหรับฟลักซ์การแผ่รังสีทั้งหมด

ส่วนที่โดดเด่นของการแผ่รังสีที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกและพื้นผิวด้านบนของเมฆนั้นไปไกลกว่าชั้นบรรยากาศสู่อวกาศ ส่วนหนึ่ง (ประมาณหนึ่งในสาม) ของรังสีที่กระจัดกระจายไปในอวกาศก็เช่นกัน

อัตราส่วนของรังสีดวงอาทิตย์ที่สะท้อนและกระจัดกระจายออกจากพื้นที่ต่อปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศเรียกว่าดาวเคราะห์อัลเบโดของโลกหรือง่ายๆ อัลเบโดของโลก.

โดยทั่วไป ดาวเคราะห์อัลเบโดของโลกอยู่ที่ประมาณ 31% ส่วนหลักของดาวเคราะห์อัลเบโดของโลกคือการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์โดยเมฆ

ส่วนหนึ่งของรังสีโดยตรงและสะท้อนกลับเกี่ยวข้องกับกระบวนการสังเคราะห์แสงของพืชจึงเรียกว่า กัมมันตภาพรังสีสังเคราะห์แสง(ไกล). ไกล -ส่วนหนึ่งของการแผ่รังสีคลื่นสั้น (ตั้งแต่ 380 ถึง 710 นาโนเมตร) ซึ่งเป็นส่วนที่มีการสังเคราะห์แสงมากที่สุดและกระบวนการผลิตของพืชแสดงโดยรังสีโดยตรงและแบบกระจาย

พืชสามารถกินรังสีแสงอาทิตย์โดยตรงและสะท้อนจากวัตถุท้องฟ้าและบนบกในช่วงความยาวคลื่นตั้งแต่ 380 ถึง 710 นาโนเมตร ฟลักซ์ของการแผ่รังสีที่สังเคราะห์ด้วยแสงมีค่าประมาณครึ่งหนึ่งของฟลักซ์สุริยะนั่นคือ ครึ่งหนึ่งของรังสีทั้งหมด และในทางปฏิบัติโดยไม่คำนึงถึงสภาพอากาศและตำแหน่ง แม้ว่าสำหรับเงื่อนไขของยุโรป ค่า 0.5 เป็นปกติ แล้วสำหรับเงื่อนไขของอิสราเอลจะค่อนข้างสูงกว่า (ประมาณ 0.52) อย่างไรก็ตาม ไม่สามารถกล่าวได้ว่าพืชใช้ PAR ในลักษณะเดียวกันตลอดชีวิตและภายใต้สภาวะที่แตกต่างกัน ประสิทธิภาพของการใช้ PAR แตกต่างกัน ดังนั้นจึงมีการเสนอตัวบ่งชี้ "ปัจจัยการใช้ PAR" ซึ่งสะท้อนถึงประสิทธิภาพของการใช้ PAR และ "ประสิทธิภาพของ phytocenoses" ประสิทธิภาพของไฟโตซิโนสเป็นตัวกำหนดลักษณะการสังเคราะห์แสงของพืชที่ปกคลุม พารามิเตอร์นี้พบว่ามีการใช้กันอย่างแพร่หลายที่สุดในหมู่ผู้พิทักษ์ป่าในการประเมินไฟโตซิโนสของป่า

ควรเน้นว่าพืชสามารถก่อให้เกิด PAR ในพืชพรรณได้ สิ่งนี้เกิดขึ้นได้เนื่องจากตำแหน่งของใบหันไปทางรังสีดวงอาทิตย์ การหมุนของใบ การกระจายของใบที่มีขนาดและมุมต่างกันที่ระดับไฟโตซิโนสต่างกัน กล่าวคือ ผ่านสถาปัตยกรรมทรงพุ่มที่เรียกว่า ในบริเวณที่ปกคลุมพืชพรรณ รังสีของดวงอาทิตย์จะถูกหักเหซ้ำแล้วซ้ำเล่า ซึ่งสะท้อนจากผิวใบ ทำให้เกิดระบบการแผ่รังสีภายในของพวกมันเอง

รังสีที่กระจัดกระจายภายในพืชพรรณมีค่าการสังเคราะห์แสงเหมือนกันกับรังสีโดยตรงและกระจายเข้าสู่ผิวของพืชพรรณ

แนวโน้มอัลเบโด้ในระยะยาวมุ่งไปสู่การระบายความร้อน ในช่วงไม่กี่ปีที่ผ่านมา การวัดด้วยดาวเทียมมีแนวโน้มเล็กน้อย

การเปลี่ยนอัลเบโดของโลกอาจส่งผลกระทบอย่างมากต่อสภาพอากาศ เมื่ออัลเบโดหรือการสะท้อนแสงเพิ่มขึ้น แสงแดดจะสะท้อนกลับเข้าสู่อวกาศมากขึ้น สิ่งนี้มีผลเย็นต่ออุณหภูมิโลก ในทางตรงกันข้าม การลดลงของอัลเบโดทำให้โลกร้อนขึ้น การเปลี่ยนแปลงอัลเบโดเพียง 1% ให้เอฟเฟกต์การแผ่รังสี 3.4 วัตต์/ตร.ม. ซึ่งเทียบได้กับผลของการเพิ่ม CO2 เป็นสองเท่า อัลเบโด้ส่งผลกระทบต่ออุณหภูมิโลกในทศวรรษที่ผ่านมาอย่างไร?

Albedo มีแนวโน้มสูงถึง 2000

อัลเบโดของโลกถูกกำหนดโดยปัจจัยหลายประการ หิมะและน้ำแข็งสะท้อนแสงได้ดี ดังนั้นเมื่อละลาย อัลเบโดก็จะตกลงมา ป่าไม้มีอัลเบโดต่ำกว่าพื้นที่เปิด ดังนั้นการตัดไม้ทำลายป่าจึงเพิ่มอัลเบโด (สมมติว่าการตัดไม้ทำลายป่าจะไม่หยุดยั้งภาวะโลกร้อน) ละอองลอยมีผลโดยตรงและโดยอ้อมต่ออัลเบโด อิทธิพลโดยตรงคือการสะท้อนของแสงแดดสู่อวกาศ ผลกระทบทางอ้อมคือการกระทำของอนุภาคละอองลอยที่เป็นศูนย์กลางของการควบแน่นของความชื้น ซึ่งส่งผลต่อการก่อตัวและอายุของเมฆ ในทางกลับกัน เมฆก็ส่งผลต่ออุณหภูมิโลกในหลายๆ ด้าน พวกมันทำให้สภาพอากาศเย็นลงด้วยการสะท้อนแสงอาทิตย์ แต่ยังสามารถทำให้เกิดความร้อนได้ด้วยการรักษารังสีอินฟราเรดที่ปล่อยออกมา

ปัจจัยทั้งหมดเหล่านี้ควรนำมาพิจารณาเมื่อรวมแรงแผ่รังสีต่างๆ ที่กำหนดสภาพภูมิอากาศ การเปลี่ยนแปลงการใช้ประโยชน์ที่ดินคำนวณจากการสร้างประวัติศาสตร์ขึ้นใหม่ของการเปลี่ยนแปลงในการปลูกพืชผลและองค์ประกอบของทุ่งหญ้า การสังเกตการณ์จากดาวเทียมและจากภาคพื้นดินทำให้สามารถระบุแนวโน้มในระดับของละอองลอยและอัลเบโดของเมฆได้ จะเห็นได้ว่า cloud albedo เป็นปัจจัยที่สำคัญที่สุดของ albedo ประเภทต่างๆ แนวโน้มระยะยาวคือการระบายความร้อน ผลกระทบคือ -0.7 W/m2 จาก 1850 ถึง 2000

รูปที่ 1 การบังคับการแผ่รังสีรวมประจำปีโดยเฉลี่ย(บทที่ 2 ของ IPCC AR4)

เทรนด์อัลเบโด้มาตั้งแต่ปี 2000

วิธีหนึ่งในการวัดอัลเบโดของโลกคือการใช้แสงแอชของดวงจันทร์ นี่คือแสงแดด ครั้งแรกที่สะท้อนจากโลก และสะท้อนกลับมายังโลกโดยดวงจันทร์ในตอนกลางคืน แสงเถ้าของดวงจันทร์วัดโดยหอดูดาวบิ๊กแบร์โซลาร์ตั้งแต่เดือนพฤศจิกายน พ.ศ. 2541 (มีการวัดจำนวนหนึ่งในปี พ.ศ. 2537 และ พ.ศ. 2538) รูปที่ 2 แสดงการเปลี่ยนแปลงอัลเบโดจากการสร้างข้อมูลดาวเทียมใหม่ (เส้นสีดำ) และจากการวัดแสงจากเถ้าดวงจันทร์ (เส้นสีน้ำเงิน) (พ.ศ. 2547).

รูปที่ 2 การเปลี่ยนแปลงในอัลเบโดที่สร้างใหม่จากข้อมูลดาวเทียม ISCCP (เส้นสีดำ) และการเปลี่ยนแปลงของแสงเถ้าของดวงจันทร์ (เส้นสีดำ) มาตราส่วนแนวตั้งด้านขวาแสดงแรงแผ่รังสีเชิงลบ (เช่น การระบายความร้อน) (Palle 2004)

ข้อมูลในรูปที่ 2 มีปัญหา เส้นสีดำ การสร้างข้อมูลดาวเทียม ISCCP ขึ้นใหม่" เป็นพารามิเตอร์ทางสถิติล้วนๆ และมีความหมายทางกายภาพเพียงเล็กน้อย เนื่องจากไม่คำนึงถึงความสัมพันธ์ที่ไม่เป็นเชิงเส้นระหว่างคุณสมบัติของเมฆกับพื้นผิวและอัลเบโดของดาวเคราะห์ และไม่รวมถึงการเปลี่ยนแปลงของละอองลอยอัลเบโด เช่น ที่เกี่ยวข้องกับ Mount Pinatubo หรือการปล่อยซัลเฟตโดยมนุษย์(ภูมิอากาศที่แท้จริง).

ปัญหาที่หนักกว่านั้นคือยอดเขาอัลเบโดในช่วงปี พ.ศ. 2546 ซึ่งมองเห็นได้ในเส้นแสงแอชสีน้ำเงินของดวงจันทร์ ซึ่งขัดแย้งอย่างมากกับข้อมูลดาวเทียมที่แสดงแนวโน้มเล็กน้อยในเวลานี้ สำหรับการเปรียบเทียบ เราสามารถระลึกถึงการปะทุของ Pinatubo ในปี 1991 ซึ่งเติมบรรยากาศด้วยละอองลอย ละอองลอยเหล่านี้สะท้อนแสงอาทิตย์ สร้างแรงแผ่รังสีเชิงลบที่ 2.5 วัตต์/ตร.ม. สิ่งนี้ทำให้อุณหภูมิโลกลดลงอย่างมาก ข้อมูลแสงขี้เถ้าแสดงการรับแสงเกือบ -6 W/m2 ซึ่งน่าจะหมายถึงอุณหภูมิที่ลดลงมากยิ่งขึ้น ไม่มีเหตุการณ์ที่คล้ายคลึงกันเกิดขึ้นในปี 2546 (วิเอลิคกี้ 2550).

ในปี 2551 มีการค้นพบสาเหตุของความคลาดเคลื่อน หอดูดาวบิ๊กแบร์ได้ติดตั้งกล้องโทรทรรศน์ใหม่เพื่อวัดแอชไลท์บนดวงจันทร์ในปี 2547 ด้วยข้อมูลที่ได้รับการปรับปรุงใหม่ พวกเขาได้ปรับเทียบข้อมูลเดิมใหม่และแก้ไขค่าประมาณอัลเบโด้ (Palle 2008) ข้าว. 3 แสดงค่า albedo เก่า (เส้นสีดำ) และอัปเดต (เส้นสีน้ำเงิน) albedo ยอดผิดปกติของปี 2546 ได้หายไปแล้ว อย่างไรก็ตาม แนวโน้มของการเพิ่มอัลเบโดตั้งแต่ปี 2542 ถึง 2546 ยังคงรักษาไว้

ข้าว. 3 เปลี่ยนอัลเบโดของโลกตามการวัดแสงเถ้าของดวงจันทร์ เส้นสีดำคือการเปลี่ยนแปลงอัลเบโดจากสิ่งพิมพ์ปี 2547 (Palle 2004) เส้นสีน้ำเงิน - การเปลี่ยนแปลง albedo ที่อัปเดตหลังจากขั้นตอนการวิเคราะห์ข้อมูลที่ได้รับการปรับปรุง รวมถึงข้อมูลในช่วงเวลาที่นานขึ้น (Palle 2008)

อัลเบโด้ถูกกำหนดจากแสงแอชของดวงจันทร์ได้แม่นยำเพียงใด? วิธีการนี้ไม่มีขอบเขตทั่วโลก มันส่งผลกระทบประมาณหนึ่งในสามของโลกในการสังเกตการณ์แต่ละครั้ง บางพื้นที่ยังคง "มองไม่เห็น" จากจุดสังเกตการณ์เสมอ นอกจากนี้ การวัดมีไม่บ่อยนักและดำเนินการในช่วงความยาวคลื่นแคบที่ 0.4-0.7 µm (Bender 2006)

ในทางตรงกันข้าม ข้อมูลดาวเทียม เช่น CERES เป็นการตรวจวัดรังสีคลื่นสั้นของโลก ซึ่งรวมถึงผลกระทบทั้งหมดของคุณสมบัติพื้นผิวและชั้นบรรยากาศ เมื่อเทียบกับการวัดแสง Ash ครอบคลุมช่วงกว้างกว่า (0.3-5.0 µm) การวิเคราะห์ข้อมูล CERES แสดงให้เห็นว่าไม่มีแนวโน้มอัลเบโด้ในระยะยาวตั้งแต่เดือนมีนาคม 2543 ถึงมิถุนายน 2548 การเปรียบเทียบกับชุดข้อมูลอิสระสามชุด (MODIS, MISR และ SeaWiFS) แสดงให้เห็นว่า "เหมาะสมอย่างยิ่ง" สำหรับผลลัพธ์ทั้ง 4 รายการ (Loeb 2007a)

ข้าว. 4 การเปลี่ยนแปลงรายเดือนในค่าเฉลี่ย CERES SW TOA ฟลักซ์และเศษส่วนของเมฆ MODIS ()

อัลเบโดส่งผลกระทบต่ออุณหภูมิโลก โดยส่วนใหญ่มีแนวโน้มว่าจะเย็นลงในระยะยาว ในแง่ของแนวโน้มล่าสุด ข้อมูลแอชไลท์แสดงการเพิ่มขึ้นของอัลเบโดตั้งแต่ปี 2542 ถึง พ.ศ. 2546 โดยมีการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยหลังจากปี พ.ศ. 2546 ดาวเทียมแสดงการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยตั้งแต่ปี 2000 การแผ่รังสีจากการเปลี่ยนแปลงอัลเบโดมีน้อยมากในช่วงไม่กี่ปีที่ผ่านมา

ส่วนที่โดดเด่นของการแผ่รังสีโดยตรงที่สะท้อนโดยพื้นผิวโลกและพื้นผิวด้านบนของเมฆนั้นไปไกลกว่าชั้นบรรยากาศสู่อวกาศ ประมาณหนึ่งในสามของรังสีที่กระจัดกระจายก็เข้าสู่อวกาศเช่นกัน อัตราส่วนของการสะท้อนทั้งหมดและ กระจัดกระจายรังสีดวงอาทิตย์ถึงปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศทั้งหมดเรียกว่า อัลเบโดของดาวเคราะห์โลกดาวเคราะห์อัลเบโดของโลกอยู่ที่ประมาณ 35 - 40% ส่วนหลักของมันคือการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์โดยเมฆ

ตาราง2.6

การพึ่งพาขนาด ถึง n จากละติจูดของสถานที่และช่วงเวลาของปี

ตาราง2.7

การพึ่งพาขนาด ถึงใน + จากละติจูดของสถานที่และช่วงเวลาของปี

(อ้างอิงจาก A.P. Braslavsky และ Z.A. Vikulina)