Albedo des Schnees. Albedo verschiedener Oberflächen. Albedo in realistischer Darstellung

Die gesamte auf die Erdoberfläche gelangende Strahlung wird von dieser nicht vollständig absorbiert, sondern teilweise von der Erde reflektiert. Daher muss bei der Berechnung der Sonnenenergieeinstrahlung an einem Ort das Reflexionsvermögen der Erdoberfläche berücksichtigt werden. Auch an der Wolkenoberfläche kommt es zur Strahlungsreflexion. Das Verhältnis des gesamten Flusses der von einer gegebenen Oberfläche in alle Richtungen reflektierten kurzwelligen Strahlung Rk zum auf diese Oberfläche einfallenden Strahlungsfluss Q wird aufgerufen Albedo(A) gegebene Oberfläche. Dieser Wert

zeigt an, wie viel der auf die Oberfläche einfallenden Strahlungsenergie von dieser reflektiert wird. Albedo wird oft als Prozentsatz ausgedrückt. Dann

(1.3)

In der Tabelle. Nr. 1.5 gibt die Albedowerte für verschiedene Arten der Erdoberfläche an. Aus den Daten in der Tabelle. 1,5 zeigt, dass frisch gefallener Schnee das höchste Reflexionsvermögen aufweist. Teilweise wurde eine Schneealbedo von bis zu 87 % beobachtet, unter den Bedingungen der Arktis und Antarktis sogar bis zu 95 %. Fester, geschmolzener und noch stärker verschmutzter Schnee reflektiert deutlich weniger. Albedo verschiedener Böden und Vegetation, wie aus der Tabelle hervorgeht. 4, unterscheiden sich relativ geringfügig. Zahlreiche Studien haben gezeigt, dass sich die Albedo im Laufe des Tages häufig verändert.

Die höchsten Albedowerte werden morgens und abends beobachtet. Dies erklärt sich aus der Tatsache, dass das Reflexionsvermögen rauer Oberflächen vom Einfallswinkel des Sonnenlichts abhängt. Bei einem senkrechten Fall dringen die Sonnenstrahlen tiefer in die Vegetationsdecke ein und werden dort absorbiert. Bei niedrigem Sonnenstand dringen die Strahlen weniger in die Vegetation ein und werden stärker von deren Oberfläche reflektiert. Die Albedo von Wasseroberflächen ist im Durchschnitt geringer als die Albedo der Landoberfläche. Dies erklärt sich dadurch, dass die Sonnenstrahlen (der kurzwellige grünblaue Teil des Sonnenspektrums) zu einem großen Teil in die für sie transparenten oberen Wasserschichten eindringen, wo sie gestreut und absorbiert werden. Dabei beeinflusst der Grad seiner Trübung das Reflexionsvermögen von Wasser.

Tabelle Nr. 1.5

Bei verschmutztem und trübem Wasser erhöht sich die Albedo merklich. Bei Streustrahlung beträgt die Albedo von Wasser durchschnittlich etwa 8-10 %. Bei direkter Sonneneinstrahlung hängt die Albedo der Wasseroberfläche von der Sonnenhöhe ab: Mit abnehmender Sonnenhöhe steigt der Albedowert. Bei reinem Strahleneinfall werden also nur etwa 2-5 % reflektiert. Wenn die Sonne tief über dem Horizont steht, werden 30-70 % reflektiert. Das Reflexionsvermögen der Wolken ist sehr hoch. Die durchschnittliche Wolkenalbedo beträgt etwa 80 %. Wenn man den Wert der Oberflächenalbedo und den Wert der Gesamtstrahlung kennt, ist es möglich, die von einer bestimmten Oberfläche absorbierte Strahlungsmenge zu bestimmen. Wenn A die Albedo ist, dann ist der Wert a = (1-A) der Absorptionskoeffizient einer bestimmten Oberfläche und zeigt an, welcher Teil der auf diese Oberfläche einfallenden Strahlung von dieser absorbiert wird.

Wenn beispielsweise ein Gesamtstrahlungsfluss Q = 1,2 cal / cm 2 min auf die Oberfläche von grünem Gras fällt (A = 26 %), beträgt der Prozentsatz der absorbierten Strahlung

Q \u003d 1 - A \u003d 1 - 0,26 \u003d 0,74 oder a \u003d 74 %,

und die Menge der absorbierten Strahlung

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

Die Albedo der Wasseroberfläche hängt stark vom Einfallswinkel der Sonnenstrahlen ab, da reines Wasser Licht gemäß dem Fresnelschen Gesetz reflektiert.

Wo Z P – Zenitwinkel der Sonne Z 0 ist der Brechungswinkel der Sonnenstrahlen.

Am Stand der Sonne im Zenit beträgt die Albedo der Oberfläche eines ruhigen Meeres 0,02. Mit einer Vergrößerung des Zenitwinkels der Sonne Z P Die Albedo steigt und erreicht 0,35 at Z P\u003d 85. Die Aufregung des Meeres führt zu einer Veränderung Z P , und verringert den Bereich der Albedowerte erheblich, da er insgesamt zunimmt Z N aufgrund einer Erhöhung der Wahrscheinlichkeit, dass Strahlen auf eine geneigte Wellenoberfläche treffen. Anregung beeinflusst das Reflexionsvermögen nicht nur aufgrund der Neigung der Wellenoberfläche relativ zu den Sonnenstrahlen, sondern auch aufgrund der Bildung von Luftblasen im Wasser. Diese Blasen streuen das Licht stark und verstärken so die diffuse Strahlung aus dem Meer. Daher steigt die Albedo bei hohen Meereswellen, wenn Schaum und Lämmer auftreten, unter dem Einfluss beider Faktoren. Streustrahlung dringt in verschiedenen Winkeln in die Wasseroberfläche ein. Wolkenloser Himmel. Es hängt auch von der Wolkenverteilung am Himmel ab. Daher ist die Albedo der Meeresoberfläche für diffuse Strahlung nicht konstant. Die Grenzen seiner Schwankungen sind jedoch enger 1 und liegen zwischen 0,05 und 0,11. Folglich variiert die Albedo der Wasseroberfläche für die Gesamtstrahlung in Abhängigkeit von der Höhe der Sonne, dem Verhältnis zwischen direkter und gestreuter Strahlung und den Meeresoberflächenwellen. Dies sollte ertragen werden Bedenken Sie, dass die nördlichen Teile der Ozeane stark mit Meereis bedeckt sind. In diesem Fall muss auch die Albedo des Eises berücksichtigt werden. Wie Sie wissen, sind große Teile der Erdoberfläche, insbesondere in mittleren und hohen Breiten, mit Wolken bedeckt, die die Sonnenstrahlung stark reflektieren. Daher ist die Kenntnis der Wolkenalbedo von großem Interesse. Spezielle Messungen der Wolkenalbedo wurden mit Hilfe von Flugzeugen und Ballons durchgeführt. Sie zeigten, dass die Albedo von Wolken von ihrer Form und Dicke abhängt. Die Albedo von Altocumulus- und Stratocumuluswolken weist die höchsten Werte auf. Wolken Cu - Sc - etwa 50 %.

Die umfassendsten Daten zur Wolkenalbedo wurden in der Ukraine erhoben. Die Abhängigkeit der Albedo und der Transmissionsfunktion p von der Wolkendicke, die sich aus der Systematisierung der Messdaten ergibt, ist in der Tabelle angegeben. 1.6. Wie man sieht, führt eine Zunahme der Wolkendicke zu einer Zunahme der Albedo und einer Abnahme der Übertragungsfunktion.

Durchschnittliche Albedo für Wolken St Bei einer durchschnittlichen Dicke von 430 m beträgt der Wolkenanteil 73 % SMit bei einer durchschnittlichen Dicke von 350 m - 66 %, und die Transmissionsfunktionen für diese Wolken betragen 21 bzw. 26 %.

Die Albedo der Wolken hängt von der Albedo der Erdoberfläche ab. R 3 über dem sich die Wolke befindet. Aus physikalischer Sicht ist klar, dass umso mehr R 3 , desto größer ist der Fluss der reflektierten Strahlung, der durch die obere Grenze der Wolke nach oben dringt. Da die Albedo das Verhältnis dieser Strömung zur einströmenden Strömung ist, führt eine Vergrößerung der Albedo der Erdoberfläche zu einer Vergrößerung der Albedo der Wolken. Die Untersuchung der Eigenschaften von Wolken, Sonnenstrahlung zu reflektieren, wurde mit künstlichen Erdsatelliten durchgeführt durch Messung der Helligkeit von Wolken. Die aus diesen Daten ermittelten durchschnittlichen Wolkenalbedowerte sind in Tabelle 1.7 angegeben.

Tabelle 1.7 – Durchschnittliche Albedowerte von Wolken unterschiedlicher Form

Diesen Daten zufolge liegt die Wolkenalbedo zwischen 29 und 86 %. Bemerkenswert ist die Tatsache, dass Zirruswolken im Vergleich zu anderen Wolkenformen (mit Ausnahme von Cumulus) eine kleine Albedo haben. Lediglich die dickeren Cirrostratus-Wolken reflektieren weitgehend die Sonnenstrahlung (r= 74 %).

Lambertsche (wahre, flache) Albedo

Die wahre oder flache Albedo ist der diffuse Reflexionsgrad, also das Verhältnis des von einem flachen Oberflächenelement in alle Richtungen gestreuten Lichtstroms zum auf dieses Element einfallenden Lichtstrom.
Bei Beleuchtung und Beobachtung senkrecht zur Oberfläche spricht man von der wahren Albedo normal .

Die normale Albedo von reinem Schnee beträgt ~0,9, Holzkohle ~0,04.

geometrische Albedo

Die geometrische optische Albedo des Mondes beträgt 0,12, die der Erde 0,367.

Bond (sphärische) Albedo

Wikimedia-Stiftung. 2010 .

Synonyme:

Sehen Sie, was „Albedo“ in anderen Wörterbüchern ist:

ALBEDO ist der Anteil des von einer Oberfläche reflektierten Lichts oder anderer Strahlung. Ein idealer Reflektor hat eine Albedo von 1, während ein realer Reflektor eine kleinere Zahl hat. Die Schneealbedo liegt zwischen 0,45 und 0,90; Albedo der Erde, von künstlichen Satelliten, ... ... Wissenschaftliches und technisches Enzyklopädisches Wörterbuch

- (arab.). Ein Begriff in der Photometrie, der angibt, wie viel Lichtstrahlen eine bestimmte Oberfläche reflektiert. Wörterbuch der Fremdwörter der russischen Sprache. Chudinov A.N., 1910. Albedo (lat. Albus Light) Wert charakterisierend ... ... Wörterbuch der Fremdwörter der russischen Sprache

ALBEDO- (spätes lat. albedo, von lat. albus weiß), ein Wert, der das Verhältnis zwischen dem Fluss der Sonnenstrahlung, die auf verschiedene Objekte, den Boden oder die Schneedecke fällt, und der Menge dieser Strahlung charakterisiert, die von ihnen absorbiert oder reflektiert wird; ... ... Ökologisches Wörterbuch

- (von spätlateinisch Albedo Whiteness) ein Wert, der die Fähigkeit einer Oberfläche charakterisiert, den Fluss elektromagnetischer Strahlung oder auf sie einfallender Partikel zu reflektieren. Die Albedo ist gleich dem Verhältnis des reflektierten Flusses zum einfallenden. In der Astronomie ein wichtiges Merkmal ... ... Großes enzyklopädisches Wörterbuch

Albedo- nicht-kl. albedo m. lat. Albedo. Weiss. 1906. Lexis. Innere weiße Schicht aus Zitrusschale. Nahrungsmittelindustrie. Lex. Brogg: Albedo; SIS 1937: albe/vor … Historisches Wörterbuch der Gallizismen der russischen Sprache

Albedo- Charakteristisch für das Reflexionsvermögen der Körperoberfläche; wird durch das Verhältnis des von dieser Oberfläche reflektierten (gestreuten) Lichtstroms zum auf sie einfallenden Lichtstrom bestimmt [Terminologisches Wörterbuch für das Bauwesen in 12 Sprachen ... ... Handbuch für technische Übersetzer

Albedo- Das Verhältnis der von der Erdoberfläche reflektierten Sonnenstrahlung zur Intensität der auf sie fallenden Strahlung, ausgedrückt als Prozentsatz oder Dezimalbrüche (die durchschnittliche Albedo der Erde beträgt 33 % oder 0,33). → Abb. 5 … Geographie-Wörterbuch

- (von spätlat. Albedo-Weißheit), ein Wert, der die Fähigkeit der Oberfläche charakterisiert. l. Körper, um die auf ihn einfallende Strahlung zu reflektieren (zu streuen). Es gibt wahre oder Lambertsche, A., die mit dem Koeffizienten übereinstimmen. diffuse (gestreute) Reflexion und ... ... Physische Enzyklopädie

Vorhanden, Anzahl Synonyme: 1 Merkmal (9) ASIS-Synonymwörterbuch. V.N. Trishin. 2013 ... Synonymwörterbuch

Ein Wert, der das Reflexionsvermögen einer beliebigen Oberfläche charakterisiert; ausgedrückt durch das Verhältnis der von der Oberfläche reflektierten Strahlung zur an der Oberfläche angekommenen Sonnenstrahlung (für Tschernozem 0,15; Sand 0,3 0,4; durchschnittlich A. Erde 0,39; Mond 0,07) ... ... Glossar der Geschäftsbegriffe

ALBEDO

ALBEDO (spätes lateinisches albedo, vom lateinischen albus – weiß), ein Wert, der das Verhältnis zwischen dem Fluss der Sonnenstrahlung, die auf verschiedene Objekte, den Boden oder die Schneedecke fällt, und der Menge dieser Strahlung charakterisiert, die von ihnen absorbiert oder reflektiert wird; reflektieren. Körperoberflächenfähigkeit. Die höchste Albedo (0,8-0,4) hat trockenen Schnee, Salzablagerungen, die durchschnittliche Vegetation, die kleinsten Gewässer (0,1-0,2).

Ökologisches enzyklopädisches Wörterbuch. - Chisinau: Hauptausgabe der Moldauischen Sowjetischen Enzyklopädie. I.I. Opa. 1989

Albedo (von lat. Albedo – Weißheit) – das Verhältnis der Menge der reflektierten Strahlungsenergie zur auf die Körperoberfläche einfallenden Energie. Die Albedo (des gesamten Spektrums) von Waldgemeinschaften variiert beispielsweise innerhalb von 10–15 %. Heiraten Lichtmodus.

Ökologisches Wörterbuch. - Alma-Ata: „Wissenschaft“. B.A. Bykow. 1983

ALBEDO [von lat. albus – Licht] – ein Wert, der das Reflexionsvermögen einer beliebigen Oberfläche charakterisiert; Sie wird als Verhältnis der von der Oberfläche reflektierten Strahlung zur an der Oberfläche ankommenden Sonnenstrahlung ausgedrückt. Zum Beispiel A. chernozem - 0,15; Sand 0,3-0,4; durchschnittliche A. der Erde - 0,39; Monde - 0,07.

Ökologisches Wörterbuch, 2001

Synonyme:

ALLELOGEN

Sehen Sie, was „ALBEDO“ in anderen Wörterbüchern ist:

Planeten und einige Zwergplaneten des Sonnensystems Planet Geometrische Albedo Sphärische Albedo Merkur 0,106 0,119 Venus 0,65 0,76 Erde 0,367 0,39 Mars 0,15 0,16 Jupiter 0,52 0,343 Saturn 0,47 0,342 Uranus 0,51 0, 3 ... Wikipedia

Vorhanden, Anzahl Synonyme: 1 Merkmal (9) ASIS-Synonymwörterbuch. V.N. Trishin. 2013 ... Synonymwörterbuch

Bücher

Enzyklopädisches Wörterbuch eines Schulkindes. Was ist die Albedo der Erde? Geht die Evolution heute weiter? Können Sie die Sonnenkorona sehen? Wann wurden die ersten Schiffe gebaut? Wie ist das menschliche Gehirn aufgebaut? Welcher Zug hat eine Geschwindigkeit von...

Albedo der Erde. Lebende Materie erhöht die Absorption der Sonnenstrahlung durch die Erdoberfläche und verringert so nicht nur die Albedo des Landes, sondern auch des Ozeans. Die Landvegetation reduziert bekanntlich die Reflexion kurzwelliger Sonnenstrahlung in den Weltraum erheblich. Die Albedo von Wäldern, Wiesen, Feldern überschreitet 25 % nicht, wird aber häufiger durch Zahlen von 10 % bis 20 % bestimmt. Lediglich eine glatte Wasseroberfläche mit direkter Strahlung und feuchtem Schwarzerdeboden (ca. 5 %) weist eine geringere Albedo auf. Allerdings reflektieren kahle, ausgetrocknete Böden oder schneebedeckte Flächen immer viel mehr Sonnenstrahlung als wenn sie durch Vegetation geschützt sind. Der Unterschied kann mehrere zehn Prozent betragen. Trockener Schnee reflektiert also 85–95 % der Sonnenstrahlung, und der Wald reflektiert bei stabiler Schneedecke nur 40–45 %.[ ...]

Eine dimensionslose Größe, die das Reflexionsvermögen eines Körpers oder Körpersystems charakterisiert. A. Element einer reflektierenden Oberfläche – das Verhältnis (in Prozent) der Intensität (Flussdichte) der von diesem Element reflektierten Strahlung zur Intensität (Flussdichte) der darauf einfallenden Strahlung. Dies bezieht sich auf diffuse Reflexion; bei gerichteter Reflexion spricht man nicht von A., sondern vom Reflexionskoeffizienten. Man unterscheidet zwischen Integral A – für Strahlung über den gesamten Wellenlängenbereich und Spektral A – für einzelne Teile des Spektrums. Siehe auch die Albedo der natürlichen Oberfläche, die Albedo der Erde.[ ...]

ERDE ALBEDO. Anteil der vom Globus (zusammen mit der Atmosphäre) zurück in den Weltraum abgegebenen Sonnenstrahlung an der Sonnenstrahlung, die an die Grenze der Atmosphäre eintritt. Die Rückkehr der Sonnenstrahlung durch die Erde setzt sich zusammen aus Reflexion von der Erdoberfläche, Streuung der direkten Strahlung durch die Atmosphäre in den Weltraum (Rückstreuung) und Reflexion von der oberen Wolkenoberfläche. A. 3. im sichtbaren Teil des Spektrums (visuell) – etwa 40 %. Für den integralen Fluss der Sonnenstrahlung beträgt das Integral (Energie) A. 3. etwa 35 %. Ohne Wolken würde die visuelle A. 3. etwa 15 % betragen.[ ...]

Albedo ist ein Wert, der das Reflexionsvermögen der Oberfläche eines Körpers charakterisiert; das Verhältnis (in %) des reflektierten Sonnenstrahlungsflusses zum einfallenden Strahlungsfluss.[ ...]

Die Albedo einer Oberfläche hängt von ihrer Farbe, Rauheit, Feuchtigkeit und anderen Eigenschaften ab. Die Albedo von Wasseroberflächen ist bei einer Sonnenhöhe von über 60° geringer als die Albedo von Land, da die in das Wasser eindringenden Sonnenstrahlen darin weitgehend absorbiert und gestreut werden.[ ...]

Die Albedo aller Oberflächen, insbesondere der Wasseroberflächen, hängt von der Höhe der Sonne ab: Die kleinste Albedo tritt mittags auf, die größte - morgens und abends. Dies ist darauf zurückzuführen, dass bei geringem Sonnenstand der Anteil der Streustrahlung an der Zusammensetzung der Gesamtstrahlung zunimmt, die vom rauen Untergrund stärker reflektiert wird als die Direktstrahlung.[ ...]

ALBEDO ist ein Wert, der das Reflexionsvermögen jeder Oberfläche charakterisiert. A. wird als Verhältnis der von der Oberfläche reflektierten Strahlung zur an der Oberfläche ankommenden Sonnenstrahlung ausgedrückt. Zum Beispiel A. chernozem - 0,15; Sand - 0,3-0,4; Durchschnitt A. Erde - 0,39, Mond - 0,07.[ ...]

Hier ist die Albedo (%) verschiedener Böden, Gesteine und Vegetationsbedeckungen (Chudnovsky, 1959): trockenes Chernozem -14, nasses Chernozem - 8, trockenes Sierozem - 25-30, nasses Sierozem 10-12, trockener Ton -23, nass Ton – 16, weißer und gelber Sand – 30–40, Sommerweizen – 10–25, Winterweizen – 16–23, grünes Gras – 26, getrocknetes Gras – 19, Baumwolle – 20–22, Reis – 12, Kartoffeln – 19 .[ . ..]

Sorgfältige Berechnungen der Landalbedo des frühen Pliozäns (vor 6 Millionen Jahren) zeigten, dass zu dieser Zeit die Albedo der Landoberfläche der nördlichen Hemisphäre um 0,060 geringer war als die moderne und, wie aus paläoklimatischen Daten hervorgeht, das Klima von diese Epoche war wärmer und feuchter; In den mittleren und hohen Breiten Eurasiens und Nordamerikas war die Vegetationsdecke artenreicher, Wälder besetzten weite Gebiete, im Norden erreichten sie die Küsten der Kontinente, im Süden verlief ihre Grenze südlich der Grenze des modernen Waldes Zone.[ ...]

Messungen mit Albedo-Messgeräten in einer Höhe von 1-2 m über der Erdoberfläche ermöglichen die Bestimmung der Albedo kleiner Gebiete. Die Albedowerte langer Abschnitte, die zur Berechnung der Strahlungsbilanz herangezogen werden, werden von einem Flugzeug oder einem Satelliten aus ermittelt. Typische Albedowerte: nasser Boden 5–10 %, Schwarzerde 15 %, trockener Lehmboden 30 %, leichter Sand 35–40 %, Feldfrüchte 10–25 %, Grasbedeckung 20–25 %, Wald – 5–20 %, frisch 70-90 % Schnee gefallen; Wasseroberfläche bei direkter Strahlung von 70-80 % bei Sonne am Horizont bis 5 % bei hochstehender Sonne, bei diffuser Strahlung etwa 10 %; Wolkenoberfläche 50-65 %.[ ...]

Die maximale Abhängigkeit der Albedo wird auf natürlichen Oberflächen beobachtet, auf denen neben diffuser Reflexion auch vollständige oder teilweise spiegelnde Reflexion beobachtet wird. Dies sind glatte und leicht bewegte Wasseroberflächen, Eis, Schnee, bedeckt mit Aufguss.[ ...]

Offensichtlich nimmt die Absorption bei einer gegebenen Einzelstreualbedo mit zunehmendem Anteil der diffusen Strahlung und der durchschnittlichen Streuungsmultiplizität zu. Bei Stratuswolken nimmt die Absorption mit zunehmendem Zenitwinkel der Sonne ab (Tabelle 9.1), da die Albedo der Wolkenschicht zunimmt und offenbar die durchschnittliche Streuungsmultiplizität der reflektierten Strahlung aufgrund der starken Vorwärtsausdehnung abnimmt Streuindikator. Dieses Ergebnis stimmt mit den Berechnungen überein. Für Cumuluswolken gilt der umgekehrte Zusammenhang, was dadurch erklärt wird, dass bei großen Wolken der Anteil der diffusen Strahlung stark ansteigt. Für Q=0° gilt die Ungleichung Pst (¿1, zw+1) > РСu, r/+1), was darauf zurückzuführen ist, dass die durch die Seiten von Kumuluswolken austretende Strahlung im Mittel a hat geringere Streuungsmultiplizität. Bei = 60° ist der Effekt, der mit einer Erhöhung des durchschnittlichen Anteils der diffusen Strahlung verbunden ist, stärker als der Effekt aufgrund einer Verringerung der durchschnittlichen Streuungsmultiplizität, sodass die umgekehrte Ungleichung zutrifft.[ ...]

Zur Berechnung der räumlich gemittelten Albedo wird die unabhängige Pixelnäherung (IPP) verwendet. Die Bedeutung der Näherung besteht darin, dass die Strahlungseigenschaften jedes Pixels nur von seiner vertikalen optischen Dicke und nicht von der optischen Dicke benachbarter Regionen abhängen. Das bedeutet, dass wir die Effekte vernachlässigen, die mit endlichen Pixelabmessungen und horizontaler Strahlungsübertragung verbunden sind.[ ...]

Es gibt eine integrale (Energie-)Albedo für den gesamten Strahlungsfluss und eine spektrale Albedo für einzelne Spektralabschnitte der Strahlung, einschließlich der visuellen Albedo für Strahlung im sichtbaren Bereich des Spektrums. Da die spektrale Albedo für verschiedene Wellenlängen unterschiedlich ist, ändert sich A.E.P. mit der Höhe der Sonne aufgrund einer Änderung des Strahlungsspektrums. Der jährliche Verlauf von A.E.P. hängt von Veränderungen in der Beschaffenheit der darunter liegenden Oberfläche ab.[ ...]

Die Ableitung 911/ dC ist die Differenz zwischen der durchschnittlichen Albedo von Stratus- und Cumuluswolken, die entweder positiv oder negativ sein kann (siehe Abb. 9.5, a).[ ...]

Wir betonen, dass sich die Landalbedo bei niedrigen Luftfeuchtigkeitswerten am stärksten ändert und kleine Schwankungen des Feuchtigkeitsgehalts der Kontinente zu erheblichen Schwankungen der Albedo und damit der Temperatur führen sollten. Ein Anstieg der globalen Lufttemperatur führt zu einem Anstieg ihres Feuchtigkeitsgehalts (eine warme Atmosphäre enthält mehr Wasserdampf) und zu einer zunehmenden Verdunstung des Wassers des Weltozeans, was wiederum zu Niederschlägen an Land beiträgt. Ein weiterer Anstieg der Temperatur und Luftfeuchtigkeit der Kontinente sorgt für eine verstärkte Entwicklung der natürlichen Vegetationsdecke (z. B. beträgt die Produktivität tropischer Regenwälder in Thailand 320 Zentner Trockengewicht pro 1 ha und in den Wüstensteppen der Mongolei 24 Zentner). Dies trägt zu einer noch stärkeren Abnahme der Albedo des Landes bei, die Menge der absorbierten Sonnenenergie nimmt zu, wodurch Temperatur und Luftfeuchtigkeit weiter ansteigen.[ ...]

Mit einem Pyranometer können Sie auch problemlos die Albedo der Erdoberfläche, die Strahlungsmenge, die die Kabine verlässt, usw. bestimmen. Von den von der Industrie hergestellten Instrumenten wird die Verwendung des Pyranometers M-80 in Kombination mit dem GSA-1 empfohlen Zeigergalvanometer.[ ...]

Die Auswirkungen der Wolkendecke auf die Biosphäre sind vielfältig. Es beeinflusst die Albedo der Erde, transportiert Wasser von der Oberfläche der Meere und Ozeane in Form von Regen, Schnee und Hagel an Land und bedeckt die Erde auch nachts wie eine Decke, wodurch ihre Strahlungskühlung verringert wird.[ ...]

Die Strahlungsbilanz kann je nach Albedo der Erdoberfläche, also dem Verhältnis von reflektierter zu einfallender Sonnenlichtenergie, ausgedrückt in Bruchteilen einer Einheit, erheblich variieren. Trockener Schnee und Salzablagerungen haben die höchste Albedo (0,8–0,9); durchschnittliche Albedowerte – Vegetation; die kleinsten - Gewässer (Stauseen und wassergesättigte Oberflächen) - 0,1-0,2. Die Albedo beeinflusst die ungleiche Versorgung unterschiedlicher Oberflächen der Erde und der angrenzenden Luft mit Sonnenenergie: den Polen und dem Äquator, Land und Ozean, verschiedenen Teilen des Landes, abhängig von der Beschaffenheit der Oberfläche usw.[ ...]

Schließlich müssen so wichtige Klimaparameter wie die Albedo – eine Funktion der Luftfeuchtigkeit – berücksichtigt werden. Beispielsweise ist die Albedo von Sümpfen um ein Vielfaches kleiner als die Albedo von Wüsten. Und das geht deutlich aus Satellitendaten hervor, denen zufolge die Sahara eine sehr hohe Albedo aufweist. Es stellte sich also heraus, dass es auch zu einer positiven Rückkopplung kommt, wenn das Land nass wird. Die Luftfeuchtigkeit steigt, der Planet erwärmt sich stärker, die Ozeane verdunsten stärker, mehr Feuchtigkeit fällt an Land, die Luftfeuchtigkeit steigt wieder. Dieser positive Zusammenhang ist in der Klimatologie bekannt. Und den zweiten positiven Zusammenhang habe ich bereits bei der Analyse der Dynamik der Pegelschwankungen des Kaspischen Meeres erwähnt.[ ...]

In der zweiten Version der Berechnung wurde angenommen, dass der Grad der Abhängigkeit der Albedo von den Feuchtigkeitsreserven des Landes um das Vierfache und der Grad der Abhängigkeit der Niederschlagsmenge von der Temperatur um den Faktor zwei abnahm. Es stellte sich heraus, dass in diesem Fall das Gleichungssystem (4.4.1) auch chaotische Lösungen hat. Mit anderen Worten, der Effekt des Chaos ist erheblich und bleibt über einen weiten Bereich von Änderungen der Parameter des hydroklimatischen Systems bestehen.[ ...]

Betrachten wir den Einfluss der Eisdecke weiter. Nach der Einführung empirischer Daten zur Albedo fügte Budyko der Beziehung zwischen Temperatur und Strahlung einen Term hinzu, der die nichtlineare Abhängigkeit des Einflusses der Eisbedeckung berücksichtigt, die die Ursache für den Selbstverstärkungseffekt ist.[ .. .]

Bei der Bildung des Strahlungsfeldes in Wolken spielt die Mehrfachstreuung eine wesentliche Rolle, daher erreichen die Albedo L und die Transmission diffuser Strahlung (auch in den Pixeln, die sich außerhalb der Wolken befinden, große Werte (Abb. 9.4, b, d) Wolken haben unterschiedliche Dicken, die bei einer bestimmten Wolkenfeldrealisierung zwischen 0,033 und 1,174 km variieren. Das von einer einzelnen Wolke reflektierte Strahlungsfeld breitet sich im Raum aus und überlappt sich mit den Strahlungsfeldern anderer Wolken, bevor es die r-AH-Ebene erreicht , wo die Albedo bestimmt wird. Die Ausbreitungs- und Überlappungseffekte glätten die Albedoabhängigkeit von horizontalen Koordinaten so sehr, dass viele Details maskiert werden und es schwierig ist, das tatsächliche Bild der Verteilung von Wolken im Raum anhand bekannter Albedowerte visuell wiederherzustellen (Abb. 9.4, a, b). Die Spitzen der stärksten Wolken sind deutlich sichtbar, da in diesem Fall der Einfluss der oben genannten Effekte nicht ausreicht. Die Albedo variiert zwischen 0,24 und 0,65 und ihr Durchschnittswert beträgt 0,33.[ . ..]

Aufgrund der Mehrfachstreuung im System „Atmosphäre-unterliegende Oberfläche“ nimmt bei hohen Albedowerten die Streustrahlung zu. In der Tabelle. 2.9, zusammengestellt nach den Daten von K. Ya. Kondratiev, zeigt die Werte des diffusen Strahlungsflusses Und für einen wolkenlosen Himmel und verschiedene Werte der Albedo der darunter liegenden Oberfläche (/ha = 30 °).[ ...]

Die zweite Erklärung bezieht sich auf Stauseen. Sie gehen als Komplexe in die Energiebilanz ein, die die Albedo der natürlichen Oberfläche verändern. Und das stimmt, wenn man bedenkt, dass die Stauseen immer weiter wachsen.[ ...]

Die von der Erdoberfläche reflektierte Strahlung ist der wichtigste Bestandteil ihrer Strahlungsbilanz. Die integrale Albedo natürlicher Oberflächen variiert von 4–5 % für tiefe Gewässer bei Sonnenhöhen über 50° bis 70–90 % für reinen Trockenschnee. Alle natürlichen Oberflächen zeichnen sich durch die Abhängigkeit der Albedo von der Höhe der Sonne aus. Die größten Veränderungen der Albedo werden vom Sonnenaufgang bis zu ihrer Höhe über dem Horizont von etwa 30 % beobachtet.[ ...]

Ein völlig anderes Bild ergibt sich in den Spektralintervallen, in denen die Wolkenpartikel selbst stark absorbieren und die Einfachstreualbedo klein ist (0,5 – 0,7). Da bei jedem Streuereignis ein erheblicher Teil der Strahlung absorbiert wird, wird die Wolkenalbedo hauptsächlich aufgrund der ersten Streumultiplizitäten gebildet und reagiert daher sehr empfindlich auf Änderungen der Streuindikatrix. Das Vorhandensein eines Kondensationskerns ist nicht mehr in der Lage, die einfach streuende Albedo wesentlich zu verändern. Aus diesem Grund dominiert bei einer Wellenlänge von 3,75 μm der Indikatrixeffekt des Aerosols und die spektrale Albedo von Wolken erhöht sich um etwa das Zweifache (Tabelle 5.2). Bei einigen Wellenlängen kann der Effekt aufgrund der Absorption durch Rauchaerosol den Effekt aufgrund der Verringerung der Größe von Wolkentröpfchen genau kompensieren, und die Albedo ändert sich nicht.[ ...]

Wie wir gesehen haben, weist die RPMS-Methode eine Reihe von Nachteilen auf, die mit der Wirkung von Aerosolen und der Notwendigkeit verbunden sind, Korrekturen für die Albedo der Troposphäre und der darunter liegenden Oberfläche vorzunehmen. Eine der grundlegenden Einschränkungen der Methode ist die Unmöglichkeit, Informationen aus Teilen der Atmosphäre zu gewinnen, die nicht von der Sonne beleuchtet werden. Die Methode zur Beobachtung der intrinsischen Ozonemission im 9,6-μm-Band weist diesen Mangel nicht auf. Technisch gesehen ist die Methode einfacher und ermöglicht Fernmessungen in der Tages- und Nachthalbkugel und in jedem geografischen Gebiet. Die Interpretation der Ergebnisse ist in dem Sinne einfacher, dass im betrachteten Bereich des Spektrums Streuprozesse und der Einfluss direkter Sonnenstrahlung vernachlässigt werden können. Ideologisch gehört diese Methode zu den klassischen Methoden inverser Probleme der Satellitenmeteorologie im IR-Bereich. Grundlage zur Lösung solcher Probleme ist die Strahlungstransportgleichung, die früher in der Astrophysik verwendet wurde. Die Formulierung und allgemeine Charakteristik der Probleme der meteorologischen Sondierung sowie die mathematischen Aspekte der Lösung sind in der grundlegenden Monographie von K. Ya. Kondratiev und Yu. M. Timofeev enthalten.[ ...]

U.K.R. für die Erde als Ganzes, ausgedrückt als Prozentsatz des Zustroms der Sonnenstrahlung zur oberen Grenze der Atmosphäre, wird als Erdalbedo oder planetarische Albedo (der Erde) bezeichnet.[ ...]

[ ...]

Zwar bedeutet eine Abnahme des Wasserdampfgehalts auch eine Abnahme der Bewölkung, und Wolken sind der Hauptfaktor, der die Albedo der Erde erhöht oder verringert, wenn die Bewölkung geringer wird.[ ...]

Es werden auch genauere Daten zu Photodissoziationsprozessen (02, NO2, H2O2 usw.) benötigt, d. h. zu Absorptionsquerschnitten und Quantenausbeuten, sowie zur Rolle der Aerosollichtstreuung und der Albedo im Dissoziationsprozess. Von großem Interesse ist auch die zeitliche Variabilität des kurzwelligen Teils des Sonnenspektrums.[ ...]

Es ist wichtig zu beachten, dass Phytoplankton bei Sonnenstrahlungswellenlängen L > 0,7 µm ein höheres Reflexionsvermögen (Lx 0,5) aufweist als bei kürzeren Wellenlängen X (Lx 0,1). Ein solcher spektraler Verlauf der Albedo ist mit dem Bedürfnis der Algen verbunden, einerseits photosynthetisch aktive Strahlung zu absorbieren (Abb. 2.29) und andererseits eine Überhitzung zu reduzieren. Letzteres wird durch die Reflexion längerwelliger Strahlung durch Phytoplankton erreicht. Es kann davon ausgegangen werden, dass die in Abschnitt 2.2 angegebenen Formeln auch zur Berechnung von Parametern von Wärmeflüssen wie ein- und ausgehender Strahlung, Emissionsgrad und Albedo geeignet sind, sofern Daten zu Ha und anderen meteorologischen Elementen auch über die erforderliche höhere Zeitauflösung verfügen (d. h. erhalten werden). mit kürzerem Zeitschritt).[ ...]

Aus der physikalisch begründeten Annahme, dass die Konzentration von Wasserdampf mit zunehmender Temperatur zunimmt, folgt, dass man mit einem Anstieg des Wassergehalts rechnen kann, dessen Erhöhung zu einer Erhöhung der Albedo von Wolken führt, aber kaum Auswirkungen auf deren Langzeitwirkung hat. Wellenstrahlung, mit Ausnahme von Zirruswolken, die nicht vollständig schwarz sind. Dies verringert die Erwärmung der Atmosphäre und der Oberfläche durch Sonnenstrahlung und damit die Temperatur und ist ein Beispiel für eine negative Rückkopplung zwischen Wolken und Strahlung. Schätzungen des Werts des Parameters X dieser Rückkopplung variieren in einem weiten Bereich von 0 bis 1,9 W-m 2-K 1 . Es ist zu beachten, dass eine unzureichend detaillierte Beschreibung der physikalischen, optischen und strahlenden Eigenschaften von Wolken sowie die Missachtung ihrer räumlichen Heterogenität eine der Hauptursachen für Unsicherheit in Studien zum Problem des globalen Klimawandels darstellt.[ . ..]

Ein weiterer, ebenfalls vernachlässigter Faktor ist, dass das emittierte Aerosol die Sonnenstrahlung erheblich dämpfen kann, wodurch das Ozon in der Atmosphäre wiederhergestellt wird. Ein Anstieg der Albedo aufgrund eines Anstiegs des Aerosolgehalts in der Stratosphäre sollte zu einem Temperaturabfall führen, der die Erholung von Ozon verlangsamt. Hier müssen jedoch detaillierte Berechnungen mit verschiedenen Aerosolmodellen durchgeführt werden, da viele Aerosole die Sonnenstrahlung merklich absorbieren, was zu einer gewissen Erwärmung der Atmosphäre führt.[ ...]

Es wird vorhergesagt, dass ein Anstieg des CO2-Gehalts in der Atmosphäre um 60 % des aktuellen Niveaus zu einem Anstieg der Temperatur der Erdoberfläche um 1,2 – 2,0 °C führen kann. Das Vorhandensein einer Rückkopplung zwischen Schneedecke, Albedo und Oberflächentemperatur sollte dazu führen, dass Temperaturänderungen noch größer sein und einen radikalen Klimawandel auf dem Planeten mit unvorhersehbaren Folgen verursachen können.[ ...]

Lassen Sie einen einzelnen Fluss der Sonnenstrahlung auf die obere Grenze der Wolkenschicht in der X01-Ebene fallen: und ср0 = 0 sind die Zenit- und Azimutwinkel der Sonne. Im sichtbaren Bereich des Spektrums können Rayleigh- und Aerosollichtstreuung vernachlässigt werden; Setzen wir die Albedo der darunter liegenden Oberfläche gleich Null, was ungefähr der Albedo des Ozeans entspricht. Berechnungen der statistischen Eigenschaften des Feldes der sichtbaren Sonnenstrahlung, die bei einer Albedo ungleich Null der Lambertschen Untergrundoberfläche durchgeführt wurden, werden im Text besonders erwähnt. Die Streuindikatrix wird nach der Mie-Theorie für eine Modellwolke Cx [1] und einer Wellenlänge von 0,69 μm berechnet. Das Wolkenfeld wird durch ein Poisso-Ensemble von Punkten im Raum erzeugt.[ ...]

Der physikalische Mechanismus der Instabilität besteht darin, dass die Akkumulationsrate der Landfeuchtigkeitsreserven aufgrund von Niederschlägen die Geschwindigkeit ihrer Abnahme aufgrund von Flussabflüssen übersteigt und ein Anstieg der Landfeuchtigkeit, wie oben gezeigt, zu einer Abnahme der Albedo der Erde führt und dann a Es kommt zu einer positiven Rückkopplung, die zu Klimainstabilität führt. Im Wesentlichen bedeutet dies, dass die Erde ständig unterkühlt (Eiszeiten, Klimaabkühlung) oder überhitzt ist (Erwärmung und Befeuchtung des Klimas, verstärkte Entwicklung der Vegetationsdecke – das Regime der „nassen und grünen“ Erde) ..[ ... ]

Es ist zu bedenken, dass die Genauigkeit der Schätzungen sowohl des Treibhauseffekts als Ganzes als auch seiner Komponenten immer noch nicht absolut ist. Es ist beispielsweise nicht klar, wie man die Treibhausfunktion von Wasserdampf genau berücksichtigen kann, der bei der Wolkenbildung zu einem starken Faktor bei der Erhöhung der Albedo der Erde wird. Stratosphärisches Ozon ist weniger ein Treibhausgas als vielmehr ein Anti-Treibhausgas, da es etwa 3 % der einfallenden Sonnenstrahlung reflektiert. Staub und andere Aerosole, insbesondere Schwefelverbindungen, schwächen die Erwärmung der Erdoberfläche und der unteren Atmosphäre, obwohl sie für den Wärmehaushalt von Wüstengebieten eine gegenteilige Rolle spielen.[ ...]

Die Absorption und Reflexion der Sonnenstrahlung durch Aerosolpartikel führt also zu einer Veränderung der Strahlungseigenschaften der Atmosphäre, einer allgemeinen Abkühlung der Erdoberfläche; wird sich auf die makro- und mesoskalige Zirkulation der Atmosphäre auswirken. Das Auftreten zahlreicher Kondensationskerne beeinflusst die Wolken- und Niederschlagsbildung; Es wird eine Veränderung der Albedo der Erdoberfläche geben. Die Verdunstung von Wasser aus den Ozeanen wird bei gleichzeitigem Zustrom kalter Luft von den Kontinenten zu starken Niederschlägen in Küstengebieten und auf Kontinenten führen; Die Energiequelle, die einen Sturm auslösen kann, wird die Verdunstungswärme sein.[ ...]

Bei der Lösung der dreidimensionalen Transportgleichung wurden periodische Randbedingungen verwendet, die davon ausgehen, dass die Schicht 0[ ...]

Die Oberflächenschicht der Troposphäre ist am stärksten anthropogenen Einflüssen ausgesetzt, deren Hauptart die chemische und thermische Luftverschmutzung ist. Die Lufttemperatur wird am stärksten von der Urbanisierung des Territoriums beeinflusst. Temperaturunterschiede zwischen dem städtischen Gebiet und den umliegenden unbebauten Gebieten hängen von der Größe der Stadt, der Bebauungsdichte und den synoptischen Bedingungen ab. In allen Städten und Gemeinden gibt es einen Temperaturanstiegstrend. Bei Großstädten in der gemäßigten Zone beträgt der Temperaturkontrast zwischen der Stadt und den Vororten 1-3 °C. In Städten nimmt die Albedo des Untergrunds (das Verhältnis der reflektierten Strahlung zur Gesamtstrahlung) aufgrund des Erscheinungsbildes ab Von Gebäuden, Bauwerken, künstlichen Beschichtungen wird hier die Sonneneinstrahlung stärker absorbiert, die von Bauwerken angesammelte Gebäude absorbieren tagsüber Wärme und kehren abends und nachts in die Atmosphäre zurück. Der Wärmeverbrauch für die Verdunstung sinkt, da die mit Grünflächen belegten Flächen mit offener Bodenbedeckung kleiner werden und die schnelle Ableitung von Niederschlägen durch Regenwasserkanalisationen die Bildung einer Feuchtigkeitsreserve in Böden und Oberflächengewässern nicht zulässt. Die Stadtentwicklung führt zur Bildung von Stagnationszonen der Luft, was zu deren Überhitzung führt; auch die Transparenz der Luft verändert sich in der Stadt durch den erhöhten Gehalt an Verunreinigungen aus Industriebetrieben und Verkehr. Die gesamte Sonneneinstrahlung nimmt in der Stadt ab, ebenso die entgegenkommende Infrarotstrahlung der Erdoberfläche, was zusammen mit der Wärmeübertragung von Gebäuden zum Auftreten eines lokalen „Treibhauseffekts“ führt, d.h. die Stadt wird „bedeckt“ mit einer Decke aus Treibhausgasen und Aerosolpartikeln. Unter dem Einfluss der Stadtentwicklung verändert sich die Niederschlagsmenge. Der Hauptfaktor hierfür ist eine radikale Verringerung der Durchlässigkeit der darunter liegenden Oberfläche für Niederschläge und die Schaffung von Netzwerken zur Ableitung von Oberflächenabflüssen aus der Stadt. Die große Menge an verbranntem Kohlenwasserstoffbrennstoff ist von großer Bedeutung. Auf dem Territorium der Stadt kommt es in der warmen Jahreszeit zu einem Rückgang der Werte der absoluten Luftfeuchtigkeit und in der kalten Jahreszeit zu einem umgekehrten Bild – in der Stadt ist die Luftfeuchtigkeit höher als außerhalb der Stadt.[ ...]

Betrachten wir einige grundlegende Eigenschaften komplexer Systeme und berücksichtigen dabei die Konventionalität des Begriffs „komplex“. Eines der Hauptmerkmale eines Systems, das uns als unabhängiges Objekt betrachten lässt, ist, dass das System immer mehr ist als die Summe seiner Bestandteile. Dies erklärt sich aus der Tatsache, dass die wichtigsten Eigenschaften des Systems von der Art und Anzahl der Verbindungen zwischen den Elementen abhängen, was dem System die Möglichkeit gibt, seinen Zustand im Laufe der Zeit zu ändern und ganz unterschiedliche Reaktionen auf äußere Einflüsse zu zeigen. Eine Vielzahl von Verbindungen bedeutet, dass es Verbindungen unterschiedlichen „Gewichts oder „Stärken“ gibt; Darüber hinaus entstehen im System Rückmeldungen mit unterschiedlichen Wirkungszeichen – positiv und negativ. Elemente oder Subsysteme, die durch positive Rückkopplung verbunden sind, neigen dazu, sich gegenseitig zu verstärken, wenn sie nicht durch andere Verbindungen begrenzt werden, was zu Instabilität im System führt. Beispielsweise führt ein Anstieg der Durchschnittstemperatur auf der Erde zum Schmelzen von Polar- und Gebirgseis, zu einer Abnahme der Albedo und zur Aufnahme von mehr Energie von der Sonne. Dies führt zu einem weiteren Temperaturanstieg, einer beschleunigten Verringerung der Fläche von Gletschern – Reflektoren der Strahlungsenergie der Sonne usw. Wenn es nicht zahlreiche andere Faktoren gäbe, die die Durchschnittstemperatur der Planetenoberfläche beeinflussen, könnte die Erde dies tun existieren nur entweder als „Eis“, das fast die gesamte Sonnenstrahlung reflektiert, oder als glühender, lebloser Planet wie die Venus.

Der langfristige Albedo-Trend geht in Richtung Abkühlung. In den letzten Jahren zeigen Satellitenmessungen einen leichten Trend.

Die Veränderung der Albedo der Erde hat potenziell starke Auswirkungen auf das Klima. Wenn die Albedo oder das Reflexionsvermögen zunimmt, wird mehr Sonnenlicht zurück in den Weltraum reflektiert. Dies hat einen kühlenden Effekt auf die globalen Temperaturen. Im Gegenteil: Eine Abnahme der Albedo heizt den Planeten auf. Eine Änderung der Albedo von nur 1 % ergibt einen Strahlungseffekt von 3,4 W/m2, vergleichbar mit dem Effekt einer CO2-Verdoppelung. Wie hat sich die Albedo in den letzten Jahrzehnten auf die globalen Temperaturen ausgewirkt?

Albedo-Trends bis 2000

Die Albedo der Erde wird durch mehrere Faktoren bestimmt. Schnee und Eis reflektieren das Licht gut. Wenn sie also schmelzen, sinkt die Albedo. Wälder haben eine geringere Albedo als offene Flächen, daher erhöht die Entwaldung die Albedo (sagen wir, dass die Entwaldung die globale Erwärmung nicht stoppen wird). Aerosole haben einen direkten und indirekten Einfluss auf die Albedo. Der direkte Einfluss ist die Reflexion des Sonnenlichts in den Weltraum. Ein indirekter Effekt ist die Wirkung von Aerosolpartikeln als Zentren der Feuchtigkeitskondensation, die sich auf die Bildung und Lebensdauer von Wolken auswirkt. Wolken wiederum beeinflussen die globalen Temperaturen auf verschiedene Weise. Sie kühlen das Klima, indem sie das Sonnenlicht reflektieren, können aber auch eine wärmende Wirkung haben, indem sie die ausgehende Infrarotstrahlung zurückhalten.

All diese Faktoren sollten bei der Zusammenfassung der verschiedenen Strahlungsantriebe, die das Klima bestimmen, berücksichtigt werden. Landnutzungsänderungen werden anhand historischer Rekonstruktionen von Änderungen in der Zusammensetzung von Ackerland und Weideland berechnet. Beobachtungen von Satelliten und vom Boden aus ermöglichen es, Trends in der Höhe von Aerosolen und der Wolkenalbedo zu bestimmen. Man erkennt, dass die Wolkenalbedo der stärkste Faktor der verschiedenen Albedotypen ist. Der langfristige Trend geht in Richtung Abkühlung, die Auswirkung beträgt -0,7 W/m2 von 1850 bis 2000.

Abb.1 Durchschnittlicher jährlicher Gesamtstrahlungsantrieb(Kapitel 2 des IPCC AR4).

Albedo-Trends seit 2000.

Eine Möglichkeit, die Albedo der Erde zu messen, ist das aschefarbene Licht des Mondes. Dabei handelt es sich um Sonnenlicht, das zunächst von der Erde reflektiert und dann nachts vom Mond zur Erde zurückgeworfen wird. Das Aschelicht des Mondes wird seit November 1998 vom Big Bear Solar Observatory gemessen (mehrere Messungen wurden auch 1994 und 1995 durchgeführt). Abb. 2 zeigt Albedoänderungen aus der Rekonstruktion von Satellitendaten (schwarze Linie) und aus Messungen des Mondaschelichts (blaue Linie). (Palle 2004).

Abb.2 Änderungen der Albedo, rekonstruiert aus ISCCP-Satellitendaten (schwarze Linie) und Änderungen im Aschelicht des Mondes (schwarze Linie). Die rechte vertikale Skala zeigt den negativen Strahlungsantrieb (dh Abkühlung) (Palle 2004).

Die Daten in Abbildung 2 sind problematisch. Schwarze Linie, Rekonstruktion von ISCCP-Satellitendaten ist ein rein statistischer Parameter und hat wenig physikalische Bedeutung, da er weder die nichtlinearen Beziehungen zwischen Wolken- und Oberflächeneigenschaften und der planetaren Albedo berücksichtigt, noch Änderungen der Aerosol-Albedo, wie sie beispielsweise mit dem Mount Pinatubo oder anthropogenen Sulfatemissionen verbunden sind, berücksichtigt(Echtes Klima).

Noch problematischer ist der Albedo-Höhepunkt um 2003, der in der blauen, aschfahlen Lichtlinie des Mondes sichtbar ist. Dies widerspricht stark den Satellitendaten, die zu diesem Zeitpunkt einen leichten Trend zeigen. Zum Vergleich können wir uns an den Pinatubo-Ausbruch im Jahr 1991 erinnern, der die Atmosphäre mit Aerosolen füllte. Diese Aerosole reflektierten das Sonnenlicht und erzeugten einen negativen Strahlungsantrieb von 2,5 W/m2. Dies hat die globale Temperatur drastisch gesenkt. Die Aschelichtdaten zeigten dann eine Belastung von fast -6 W/m2, was einen noch stärkeren Temperaturabfall hätte bedeuten müssen. Im Jahr 2003 kam es zu keinen vergleichbaren Ereignissen. (Wielicki 2007).

Im Jahr 2008 wurde der Grund für die Diskrepanz entdeckt. Das Big Bear Observatory installierte 2004 ein neues Teleskop zur Messung des Mondaschenlichts. Mit den neuen, verbesserten Daten haben sie ihre alten Daten neu kalibriert und ihre Albedoschätzungen überarbeitet (Palle 2008). Reis. 3 zeigt die alten (schwarze Linie) und aktualisierten (blaue Linie) Albedowerte. Der ungewöhnliche Höhepunkt von 2003 ist verschwunden. Der Trend der steigenden Albedo von 1999 bis 2003 blieb jedoch bestehen.

Reis. 3 Veränderung der Albedo der Erde gemäß Messungen des ascheigen Lichts des Mondes. Die schwarze Linie stellt die Albedo-Änderungen gegenüber einer Veröffentlichung aus dem Jahr 2004 dar (Palle 2004). Blaue Linie – aktualisierte Albedoänderungen nach verbessertem Datenanalyseverfahren, umfasst auch Daten über einen längeren Zeitraum (Palle 2008).

Wie genau wird die Albedo aus dem aschefarbenen Licht des Mondes bestimmt? Die Methode hat keinen globalen Gültigkeitsbereich. Es betrifft bei jeder Beobachtung etwa ein Drittel der Erde, einige Bereiche bleiben vom Beobachtungsort aus immer „unsichtbar“. Darüber hinaus sind Messungen selten und werden in einem engen Wellenlängenbereich von 0,4–0,7 µm durchgeführt (Bender 2006).

Im Gegensatz dazu handelt es sich bei Satellitendaten wie CERES um eine globale Messung der kurzwelligen Strahlung der Erde, einschließlich aller Auswirkungen oberflächennaher und atmosphärischer Eigenschaften. Im Vergleich zu Aschelichtmessungen decken sie einen größeren Bereich ab (0,3–5,0 µm). Eine Analyse der CERES-Daten zeigt keinen langfristigen Albedo-Trend von März 2000 bis Juni 2005. Der Vergleich mit drei unabhängigen Datensätzen (MODIS, MISR und SeaWiFS) zeigt eine „bemerkenswerte Übereinstimmung“ für alle 4 Ergebnisse (Loeb 2007a).

Reis. 4 Monatliche Änderungen des mittleren CERES SW TOA-Flusses und des MODIS-Wolkenanteils ().

Die Albedo hat die globalen Temperaturen beeinflusst – hauptsächlich in Richtung einer Abkühlung in einem langfristigen Trend. Im Hinblick auf aktuelle Trends zeigen die Ashlight-Daten einen Anstieg der Albedo von 1999 bis 2003 mit kaum einer Veränderung nach 2003. Satelliten zeigen seit 2000 kaum Veränderungen. Der Strahlungsantrieb durch Albedoänderungen war in den letzten Jahren minimal.