Nagrzewanie się powierzchni Ziemi dużo zależy także od albedo. Ten parametr ma szerokie zastosowanie w fizyce, w tym w astronomii. W naszym przypadku interesuje nas ten współczynnik załamania światła słonecznego (krótkofalowego) na naszej planecie.
Im jaśniejsza jest powierzchnia, jak w przypadku pokryw lodowych, tym większy jest stosunek odbicia promieni słonecznych względem jego padania na powierzchnię planety. To znaczy, że pochłania ona mniej energii słonecznej. A więc, wówczas ma to wpływ chłodzący naszą Ziemię.
Z kolei, im ciemniejsza jest powierzchnia, jak w przypadku oceanów, tym mniejszy jest stosunek odbicia tychże promieni słonecznych względem jego padania na powierzchnię planety. A więc, tu oznacza to, że pochłania ona więcej energii słonecznej. I ma to znowuż wpływ ogrzewający naszą Ziemię.
Również albedo dotyczy powierzchni chmur, a także aerozoli, naturalnego i antropogenicznego pochodzenia, w analogiczny sposób.
Na kontynentach (poza pokrywami lodowymi) albedo jest większe na obszarach nieleśnych, jak naturalne pustynie czy stepy i antropogeniczne pola uprawne, a także na obszarach wylesionych, a najmniejsze jest na obszarach leśnych. W szczególności lasy iglaste są z reguły ciemniejsze od lasów liściastych i w skali planetarnej dają efekt mniejszego albedo.
W pracy zespołowej „The Albedo of Earth” [Albedo Ziemi’] przedstawionej 26 stycznia 2015 roku, w czasopiśmie Reviews of Geophysics, przez zespół badawczy Graeme Stephensa z Laboratorium Napędów Odrzutowych w Kalifornijskim Instytucie Technologii w Pasadenie, dowiadujemy się, że promienie słoneczne gdy padają w kierunku Ziemi są mniej więcej zrównoważone gdy docierają do powierzchni chmur, dzięki czemu zanika wyraźna różnica albedo na powierzchni planety pomiędzy półkulą północną (NH – Northern Hemisphere) a południową (SH – Southern Hemisphere). Jak wiemy, na pierwszej jest więcej lądów z wyższym albedo niż oceanów, a na drugiej, na odwrót.
—-
Rys.1. Schemat układu odbijającego składającego się z pojedynczej rozpraszającej i absorbującej warstwy atmosfery na powierzchni odbijającej albedo α i oświetlonej strumieniem S . Właściwości wewnętrznego rozpraszania atmosfery zależą od współczynników: odbicia r i przepuszczalności t . Współczynnik całkowitego odbicia systemu (albedo systemu – R) jest podany przez równanie r = R – t αT i obejmuje energię odbitą od warstwy rS plus wielokrotne rozpraszanie między powierzchnią a atmosferą (Graeme Stephens i inni, 2015).
—-
—-
Rys.2. Globalne rozkłady (a) średniego rocznego strumienia odbitego z całkowitego nieba, (b) wkładu rozpraszania atmosferycznego oraz (c) wkładu odbicia od powierzchni, gdzie (a) = (b) + (c). (d) Różnica między wkładem powierzchni bezchmurnego nieba a wkładem powierzchni całkowitego nieba. Ta różnica reprezentuje ilość chmur maskujących rzeczywiste odbicie od powierzchni, zmniejszając w ten sposób ilość światła słonecznego odbitego od powierzchni o tę ilość (Graeme Stephens i inni, 2015).
—-
Autorzy niniejszej pracy piszą jeszcze:
Wspólne analizy danych dotyczących powierzchniowego strumienia słonecznego, które stanowią skomplikowaną mieszankę pomiarów i obliczeń modelowych z pomiarami strumienia z wierzchołka atmosfery (TOA – Top of Atmosphere) z obecnych satelitów na orbicie, dają szereg zaskakujących wyników, włącznie (i) na półkuli północnej i południowej (NH – Northern Hemisphere, SH – Southern Hemisphere), które odbijają tę samą ilość światła słonecznego w granicach ~ 0,2 W m-2. Symetrię tę uzyskuje się dzięki zwiększonemu odbiciu od chmur na półkuli południowej (SH), dokładnie równoważąc większe odbicie od lądów na półkuli północnej (NH).
Zgodnie z danymi satelitarnymi NASA oraz systemu promieniującej energii Ziemi i chmur – budżetu energii dostosowanych strumieni (CERES EBAF – Clouds and Earth’s Radiant Energy System – Energy Budget Adjusted Fluxes), globalny, roczny średni strumień odbity z całkowitego nieba (od bezchmurnego do zachmurzonego) wynosi 99,7 W m -2 (jest to równowartość globalnego albedo – α 0,293 W m -2), a strumień odbity tylko z bezchmurnego nieba wynosi 52,4 W m -2 (albedo – α 0,149). Różnica między tymi strumieniami wynosi 47,3 W m -2 (albedo – α 0,144) i jest zwykle przyjmowana jako miara wpływu chmury na strumień promieniowania.
Wkład atmosferyczny energii słonecznej S do jej strumienia odbitego z całkowitego nieba rS (na rys.1) wynosi 86,9 W m -2 i jak widać to też na rys.2b ; [np. Stubenrauch i inni, 2013], jest on zdominowany przez chmury. Udział całej atmosfery w odbitym strumieniu bezchmurnego nieba wynosi 32,2 W m -2.
Różnica między wkładem atmosferycznym S (na rys.2) całkowitego nieba i wkładem bezchmurnego nieba wynosi 54,7 W m -2 i jest miarą rzeczywistego wkładu rozpraszania przez chmury do strumienia odbitego.
Średnio rocznie każda półkula odbija taką samą ilość energii słonecznej. Jak widać na rysunku 3, pomimo oczywistych różnic w albedo powierzchni między półkulami, różnica wynosi mniej niż 0,2 W m -2 (Voight i inni, 2013),. Analiza poniższych składników pokazuje, że ta symetria między półkulami wynika z zaskakującego stopnia zniesienia różnic między obu półkulami, zarówno w całkowitym wkładzie atmosferycznym, jak i tylko powierzchniowym wkładzie całkowitego nieba. Zgodnie z oczekiwaniami udział powierzchniowy jest większy na półkuli północnej (NH), podczas gdy udział atmosferyczny już jest odpowiednio większy na bardziej zachmurzonej półkuli południowej (SH). Prawdopodobnie ma to związek z tym, że nad oceanami, których powierzchnia jest znacznie większa niż lądów na półkuli południowej, jest więcej opadów atmosferycznych, a więc jest też dlatego większy stopień zachmurzenia, zwłaszcza pokrycia chmurami stratocumulus.
—-
—-
Rys.3. (u góry) Globalna średnia roczna odbitych strumieni całkowitego nieba i bezchmurnego nieba podzielona na dwie główne składowe. (na dole) Różnica między półkulowymi średnimi rocznymi odbitych strumieni całkowitego nieba i bezchmurnego nieba a poszczególnymi składnikami, które składają się na te strumienie. Te różnice w półkuli są zdefiniowane jako NH minus SH, a różnica całkowitego nieba wynosi 0,05 W m -2 . Dla porównania przedstawiono również półkulową różnicę w ilości zachmurzenia (wyrażoną w jednostkach bezwzględnych) uzyskaną z danych radaru satelitarnego i danych laserowych (Graeme Stpehens i inni, 2015).
—-
Różnicę składową atmosfery można wyjaśnić głównie różnicami hemisferycznymi gęstości optycznej aerozolu (AOD – Aerosol Optical Density). Średnia dziesięcioletnia AOD stosowana do wytworzenia danych strumienia powierzchniowego, za pomocą satelity CERES, wynosi odpowiednio 0,14 i 0,07 dla NH i SH. Jeśli założymy globalną wydajność radiacyjną aerozolu oceanicznego na poziomie 30–40 W m -2 (wymuszanie radiacyjne na jednostkę AOD) [ Loeb i Manalo-Smith, 2005 ], to udział w strumieniu bezchmurnego nieba na półkuli północnej (NH) przez aerozol wynosi ~4–6 W m -2 w porównaniu z 2–3 W m -2 dla półkuli południowej (SH).
Z kolei, mapy średnich rocznych strumienia odbitego oraz wkłady atmosferyczne i powierzchniowe do tego strumienia przedstawiono odpowiednio na rysunkach 2 a-c. Rozpraszanie atmosferyczne, które ma tak duży wpływ na obserwowane odbite strumienie w niższych szerokościach geograficznych, odzwierciedla wysokie zachmurzenie tych szerokości geograficznych. Ma to związek z wysoką zawartością pary wodnej.
Rysunek 2d jest różnicą strumienia między składnikiem powierzchni bezchmurnego nieba a składnikiem powierzchni całkowitego nieba, a zatem przedstawia mapę efektu maskowania chmur na odbicie powierzchni opisane powyżej. To maskowanie występuje głównie na obszarach lądowych NH, a także na obszarach polarnych obu półkul. Efekt maskowania może być lokalnie duży na najjaśniejszych powierzchniach, zwłaszcza na wyższych szerokościach geograficznych, gdzie chmury skutecznie zmniejszają udział powierzchni o około 50%.
—-
P.R. Goode ze Słonecznego Obserwatorium Big Bear w Institucie Technologii w New Jersey, w Kalifornii, wraz ze swoim zespołem naukowym, odkryli, że w ciągu 20 lat albedo na powierzchni Ziemi zmniejszyło się, i przez to pochłania o 0,5 W m -2 mniej energii słonecznej.
Swoje wyniki badań opublikowali 29 sierpnia 2021 roku, na łamach Geophysical Research Letters, w pracy „Earth’s Albedo 1998–2017 as Measured From Earthshine” [„Albedo Ziemi 1998–2017 mierzone od Blasku Ziemi”].
W latach 1998-2017 naukowcy przeprowadzili pomiary blasku Ziemi w solarnym obserwatorium Big Bear (BBSO – Big Bear Solar Observatory) z użyciem nowoczesnych technik fotometrycznych, w celu precyzyjnego określenia dziennych, miesięcznych, sezonowych, rocznych i dziesięcioletnich zmian albedo ziemskiego od blasku Ziemi.
W swoich wynikach badań, nie znaleźli korelacji pomiędzy pomiarami aktywności słonecznej a zmianami albedo w badanym okresie czasu. Blask planety jest też zgodny z pomiarami z satelity CERES, rozpoczętymi od 2001 roku. Obserwacje albedo przez satelity CERES i Earthshine (Blask Ziemi) są porównywalne.
Ogólnie mówiąc, ta metoda badawcza – blask Ziemi, prowadzona za pomocą teleskopu refraktancyjnego, polega na tym, że światło odbite od powierzchni naszej planety w dzień trafia w tarczę ciemnej powierzchni naszego satelity Księżyca, którego odbicie trafia do oczu obserwatora.
Historycznie, blask Ziemi został po raz pierwszy wyjaśniony przez Leonardo Da Vinci (ok. 1510). Sam projekt BBSO rozpoczął działalność w połowie lat 90-tych, aby zmierzyć albedo Ziemi za pomocą obserwacji Księżyca, którego pionierem był Danjon (1928) prawie sto lat temu.
Podczas tego eksperymentu naukowcy zauważyli, że niedawny spadek albedo Ziemi ma możliwy związek ze zmianą fazy ujemnej na dodatnią w pacyficznej oscylacji dekadowej (PDO – Pacific Decadal Oscillation). To zjawisko fizyczne ma miejsce, gdy na półkuli północnej Pacyfik we wschodniej części, czyli u zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej (Południowej) zaczyna się nagrzewać. Uczeni nie wykluczają też w tym przypadku związku z globalnym ociepleniem.
Wcześniej, globalnie zintegrowane albedo Ziemi w zakresie widzialnym zostało zmierzone za pomocą Earthshine (Blasku Ziemi) przez zespół naukowy Goode’go w 2001 roku (Goode i inni, 2001 ).
—-
Rys.4. Anomalie średniego rocznego albedo Earthshine 1998–2017 wyrażone jako odbity strumień w W / m -2. Słupki błędów są pokazane jako zacieniony szary obszar, a przerywana czarna linia pokazuje liniowe dopasowanie do anomalii rocznego strumienia energii odbitej w Earthshine. Roczne anomalie albedo badane za pomocą satelitów CERES w latach 2001-2019, również wyrażone w W / m –2, są pokazane na niebiesko. Liniowe dopasowanie do danych CERES (2001–2019) pokazano niebieską linią przerywaną. Średnie słupki błędów dla pomiarów CERES są rzędu 0,2 W / m -2 (P.R. Goode i inni, 2021).
—-