การแผ่รังสีทั้งหมดถึง พื้นผิวโลกถูกดูดซับโดยดินและแหล่งน้ำบางส่วนและกลายเป็นความร้อนในมหาสมุทรและทะเลที่ใช้ในการระเหยและสะท้อนกลับไปสู่ชั้นบรรยากาศบางส่วน (รังสีสะท้อน) อัตราส่วนของพลังงานรังสีที่ดูดซับและสะท้อนนั้นขึ้นอยู่กับลักษณะของพื้นดินและมุมตกกระทบของรังสีบนผิวน้ำ เนื่องจากแทบเป็นไปไม่ได้เลยที่จะวัดพลังงานที่ดูดซับ จึงพิจารณาหาพลังงานที่สะท้อนกลับ

การสะท้อนของพื้นผิวดินและน้ำเรียกว่าของพวกเขา อัลเบโด้- โดยคำนวณเป็น % ของรังสีที่สะท้อนจากเหตุการณ์บนพื้นผิวที่กำหนด ร่วมกับมุม (หรือที่แม่นยำกว่านั้นคือไซน์ของมุม) ของอุบัติการณ์ของรังสีและปริมาณมวลแสงของบรรยากาศที่รังสีดังกล่าวผ่าน และ เป็นหนึ่งในปัจจัยดาวเคราะห์ที่สำคัญที่สุดของการก่อตัวของสภาพภูมิอากาศ

บนบก อัลเบโด้ถูกกำหนดโดยสีของพื้นผิวธรรมชาติ สามารถดูดซับรังสีทั้งหมดได้อย่างแน่นอน ตัวสีดำ- พื้นผิวกระจกสะท้อนแสงได้ 100% และไม่สามารถให้ความร้อนได้ ในบรรดาพื้นผิวจริง หิมะบริสุทธิ์มีค่าอัลเบโด้มากที่สุด ด้านล่างนี้คืออัลเบโดของพื้นผิวดินตามโซนธรรมชาติ

ค่าการสะท้อนกลับของพื้นผิวต่างๆ ที่สร้างสภาพภูมิอากาศมีค่าสูงมาก ในเขตน้ำแข็งที่ละติจูดสูง รังสีดวงอาทิตย์จะอ่อนลงแล้วเมื่อผ่านไป จำนวนมากมวลแสงของบรรยากาศและการตกลงบนพื้นผิวในมุมแหลมนั้นสะท้อนด้วยหิมะชั่วนิรันดร์

อัลเบโดของผิวน้ำสำหรับการแผ่รังสีโดยตรงนั้นขึ้นอยู่กับมุมที่รังสีดวงอาทิตย์ตกกระทบ รังสีแนวตั้งเจาะลึกลงไปในน้ำ และดูดซับความร้อน รังสีเฉียงจากน้ำจะสะท้อนราวกับกระจก และไม่ทำให้ร้อนขึ้น อัลเบโดของผิวน้ำที่ระดับความสูงสุริยะ 90″ คือ 2% ที่ระดับความสูงสุริยะ 20° - 78%

ประเภทพื้นผิวและภูมิทัศน์แบบโซน อัลเบโด้

หิมะแห้งสด…………………………………………… 80-95

หิมะเปียก…………………………………………………………….. 60-70

น้ำแข็งทะเล………………………………………….. 30-40

ทุนดราที่ไม่มีหิมะปกคลุม……………… .. 18

หิมะปกคลุมอย่างมั่นคงในละติจูดพอสมควร 70

ไม่คงที่เหมือนกัน……………………………………………………….. 38

ป่าสนในฤดูร้อน…………………………………………. 10-15

เช่นเดียวกันกับหิมะปกคลุมที่มั่นคง……….. 45

ป่าผลัดใบในฤดูร้อน………………………………………………. 15-20

เช่นเดียวกันกับใบไม้สีเหลืองในฤดูใบไม้ร่วง……….. 30-40

ทุ่งหญ้า………………………………………………………………………15-25

ทุ่งหญ้าสเตปป์ในฤดูร้อน………………………………………….. 18

ทรายที่มีสีต่างกัน………………………………….. 25-35

ทะเลทราย……………………………………………………….. 28

สะวันนาวี ฤดูแล้ง……………………………………………………… 24

เช่นเดียวกับในฤดูฝน……………………………. 18

โทรโพสเฟียร์ทั้งหมด…………………………………………………………… 33

โลกโดยรวม (ดาวเคราะห์)………………………………….. 45

สำหรับรังสีที่กระจัดกระจาย อัลเบโด้จะน้อยกว่าเล็กน้อย
เนื่องจาก 2/3 ของพื้นที่ โลกถูกครอบครองโดยมหาสมุทร การดูดซับพลังงานแสงอาทิตย์จากผิวน้ำทำหน้าที่เป็นปัจจัยสำคัญในการก่อตัวของสภาพภูมิอากาศ

มหาสมุทรในละติจูดต่ำกว่าขั้วจะดูดซับความร้อนจากดวงอาทิตย์ที่มาถึงพวกมันเพียงเล็กน้อยเท่านั้น ในทางกลับกัน ทะเลเขตร้อนดูดซับเกือบทั้งหมด พลังงานแสงอาทิตย์- อัลเบโดของผิวน้ำ เหมือนกับหิมะปกคลุมของประเทศแถบขั้วโลก ทำให้การแบ่งเขตภูมิอากาศมีความลึกมากขึ้น

ในเขตอบอุ่น การสะท้อนของพื้นผิวจะช่วยเพิ่มความแตกต่างระหว่างฤดูกาล ในเดือนกันยายนและมีนาคม ดวงอาทิตย์จะอยู่ที่ความสูงเท่ากันเหนือขอบฟ้า แต่เดือนมีนาคมจะเย็นกว่าเดือนกันยายน เนื่องจากรังสีดวงอาทิตย์สะท้อนจากหิมะที่ปกคลุม การปรากฏตัวของใบไม้สีเหลืองใบแรกในฤดูใบไม้ร่วง จากนั้นน้ำค้างแข็งและหิมะชั่วคราว จะทำให้อัลเบโด้เพิ่มขึ้นและลดอุณหภูมิของอากาศ หิมะปกคลุมอย่างต่อเนื่องซึ่งเกิดจากอุณหภูมิต่ำจะช่วยเร่งการทำความเย็นและลดอุณหภูมิในฤดูหนาวอีกด้วย

พื้นผิว	ลักษณะเฉพาะ	อัลเบโด้ %
ดิน
ดินสีดำ	พื้นผิวเรียบ แห้ง ไถใหม่ ชื้น
ดินร่วนปน	แห้งเปียก
ทราย	ทรายแม่น้ำสีขาวอมเหลือง	34 – 40
ปกพืชพรรณ
ข้าวไรย์ข้าวสาลีเมื่อสุกเต็มที่	22 – 25
ทุ่งหญ้าที่ราบน้ำท่วมถึงพร้อมหญ้าเขียวขจี	21 – 25
หญ้าแห้ง
ป่า	เรียบร้อย	9 – 12
ต้นสน	13 – 15
ไม้เรียว	14 – 17
หิมะปกคลุม
หิมะ	แห้ง สด เปียก สะอาด เม็ดละเอียด เปียกแช่น้ำสีเทา	85 – 95 55 – 63 40 – 60 29 – 48
น้ำแข็ง	แม่น้ำสีฟ้าอมเขียว	35 – 40
สีฟ้าน้ำทะเล
ผิวน้ำ
ที่ความสูงของดวงอาทิตย์ 0.1° 0.5° 10° 20° 30° 40° 50° 60-90°	89,6 58,6 35,0 13,6 6,2 3,5 2,5 2,2 – 2,1

ส่วนที่โดดเด่นของการแผ่รังสีโดยตรงที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกและพื้นผิวด้านบนของเมฆแผ่ขยายออกไปนอกชั้นบรรยากาศออกสู่อวกาศ ประมาณหนึ่งในสามของรังสีที่กระจัดกระจายยังเล็ดลอดออกไปนอกอวกาศด้วย อัตราส่วนของการสะท้อนทั้งหมดและ เหม่อลอยรังสีแสงอาทิตย์เรียกว่าปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศทั้งหมด อัลเบโดดาวเคราะห์ของโลกอัลเบโดดาวเคราะห์ของโลกอยู่ที่ประมาณ 35–40% ส่วนหลักคือการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์จากเมฆ

ตารางที่ 2.6

การพึ่งพาปริมาณ ถึง n ขึ้นอยู่กับละติจูดและช่วงเวลาของปี

ละติจูด	เดือน
ที่สาม	IV	วี	วี	ปกเกล้าเจ้าอยู่หัว	8	ทรงเครื่อง	เอ็กซ์
	0.77	0.76	0.75	0.75	0.75	0.76	0.76	0.78
	0.77	0.76	0.76	0.75	0.75	0.76	0.76	0.78
	0.77	0.76	0.76	0.75	0.75	0.76	0.77	0.79
	0.78	0.76	0.76	0.76	0.76	0.76	0.77	0.79
	0.78	0.76	0.76	0.76	0.76	0.76	0.77	0.79
	0.78	0.77	0.76	0.76	0.76	0.77	0.78	0.80
	0.79	0.77	0.76	0.76	0.76	0.77	0.78	0.80
	0.79	0.77	0.77	0.76	0.76	0.77	0.78	0.81
	0.80	0.77	0.77	0.76	0.76	0.77	0.79	0.82
	0.80	0.78	0.77	0.77	0.77	0.78	0.79	0.83
	0.81	0.78	0.77	0.77	0.77	0.78	0.80	0.83
	0.82	0.78	0.78	0.77	0.77	0.78	0.80	0.84
	0.82	0.79	0.78	0.77	0.77	0.78	0.81	0.85
	0.83	0.79	0.78	0.77	0.77	0.79	0.82	0.86

ตารางที่ 2.7

การพึ่งพาปริมาณ ถึง b+c ขึ้นอยู่กับละติจูดและช่วงเวลาของปี

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

ละติจูด	เดือน
ที่สาม	IV	วี	วี	ปกเกล้าเจ้าอยู่หัว	8	ทรงเครื่อง	เอ็กซ์
	0.46	0.42	0.38	0.37	0.38	0.40	0.44	0.49
	0.47	0.42	0.39	0.38	0.39	0.41	0.45	0.50
	0.48	0.43	0.40	0.39	0.40	0.42	0.46	0.51
	0.49	0.44	0.41	0.39	0.40	0.43	0.47	0.52
	0.50	0.45	0.41	0.40	0.41	0.43	0.48	0.53
	0.51	0.46	0.42	0.41	0.42	0.44	0.49	0.54
	0.52	0.47	0.43	0.42	0.43	0.45	0.50	0.54
	0.52	0.47	0.44	0.43	0.43	0.46	0.51	0.55
	0.53	0.48	0.45	0.44	0.44	0.47	0.51	0.56
	0.54	0.49	0.46	0.45	0.45	0.48	0.52	0.57
	0.55	0.50	0.47	0.46	0.46	0.48	0.53	0.58
	0.56	0.51	0.48	0.46	0.47	0.49	0.54	0.59
	0.57	0.52	0.48	0.47	0.47	0.50	0.55	0.60
	0.58	0.53	0.49	0.48	0.48	0.51	0.56	0.60

หน้าที่ 17 จาก 81

รังสีรวม การสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์ รังสีดูดกลืน PAR อัลเบโดของโลก

การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่มายังพื้นผิวโลก - ตรงและกระจาย - เรียกว่ารังสีทั้งหมด ดังนั้นการแผ่รังสีทั้งหมด

ถาม = ส- บาป ชม. + ดี,

ที่ไหน ส– การส่องสว่างพลังงานโดยการแผ่รังสีโดยตรง

ดี– การส่องสว่างพลังงานโดยการแผ่รังสีที่กระจัดกระจาย

ชม.– ความสูงของดวงอาทิตย์

ภายใต้ท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ การแผ่รังสีทั้งหมดจะแปรผันในแต่ละวันโดยมีค่าสูงสุดประมาณเที่ยง และจะแปรผันรายปีโดยมีค่าสูงสุดในฤดูร้อน ความขุ่นมัวบางส่วนที่ไม่ปกคลุมแผ่นจานสุริยะจะเพิ่มการแผ่รังสีทั้งหมดเมื่อเทียบกับท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ ในทางกลับกันความขุ่นมัวโดยสมบูรณ์จะลดลง โดยเฉลี่ยแล้ว ความขุ่นมัวจะช่วยลดรังสีทั้งหมด ดังนั้นในฤดูร้อน การมาถึงของรังสีรวมในช่วงบ่ายจึงโดยเฉลี่ยมากกว่าในช่วงบ่าย
ด้วยเหตุผลเดียวกัน ในช่วงครึ่งปีแรกจึงสูงกว่าในช่วงครึ่งปีหลัง

เอส.พี. Khromov และ A.M. Petrosyants ให้ค่าตอนเที่ยงวันของการแผ่รังสีทั้งหมดในช่วงฤดูร้อนใกล้กรุงมอสโกโดยไม่มีท้องฟ้าไม่มีเมฆ: โดยเฉลี่ย 0.78 kW/m2 โดยมีดวงอาทิตย์และเมฆ - 0.80 โดยมีเมฆต่อเนื่อง - 0.26 kW/m2

เมื่อตกลงสู่พื้นผิวโลก รังสีทั้งหมดส่วนใหญ่จะถูกดูดซับไว้ในชั้นบางๆ ของดินหรือในชั้นน้ำที่หนากว่า และกลายเป็นความร้อน และสะท้อนบางส่วนออกไป ปริมาณการสะท้อนรังสีดวงอาทิตย์จากพื้นผิวโลกขึ้นอยู่กับลักษณะของพื้นผิวนี้ อัตราส่วนของปริมาณรังสีที่สะท้อนต่อปริมาณรังสีทั้งหมดที่ตกกระทบบนพื้นผิวที่กำหนด เรียกว่า อัลเบโดพื้นผิว อัตราส่วนนี้แสดงเป็นเปอร์เซ็นต์

ดังนั้น จากฟลักซ์รวมของการแผ่รังสีทั้งหมด ( สบาป ชม. + ดี) ส่วนหนึ่งสะท้อนจากพื้นผิวโลก ( สบาป ชม. + ดี) อ่า ที่ไหน ก– พื้นผิวอัลเบโด้ ส่วนที่เหลือของรังสีทั้งหมด
(สบาป ชม. + ดี) (1 – ก) ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกและให้ความร้อนแก่ชั้นบนของดินและน้ำ ส่วนนี้เรียกว่ารังสีดูดกลืน

อัลเบโด้ของพื้นผิวดินแตกต่างกันไปภายใน 10–30%; ในเชอร์โนเซมเปียกจะลดลงเหลือ 5% และในทรายแห้งแสงสามารถเพิ่มขึ้นได้ถึง 40% เมื่อความชื้นในดินเพิ่มขึ้น อัลเบโด้ก็จะลดลง อัลเบโดของพืชพรรณปกคลุม - ป่า, ทุ่งหญ้า, ทุ่งนา - อยู่ที่ 10–25% อัลเบโดของพื้นผิวหิมะที่เพิ่งตกใหม่คือ 80–90% ของหิมะที่ยืนยาวคือประมาณ 50% และต่ำกว่า อัลเบโดของผิวน้ำเรียบสำหรับการแผ่รังสีโดยตรงจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ไม่กี่เปอร์เซ็นต์ (หากดวงอาทิตย์อยู่สูง) ถึง 70% (หากต่ำ) มันขึ้นอยู่กับความตื่นเต้นด้วย สำหรับการแผ่รังสีที่กระจัดกระจาย อัลเบโด้ของผิวน้ำจะอยู่ที่ 5–10% โดยเฉลี่ยแล้ว อัลเบโดพื้นผิวของมหาสมุทรโลกอยู่ที่ 5–20% อัลเบโดของพื้นผิวด้านบนของเมฆมีช่วงตั้งแต่ไม่กี่เปอร์เซ็นต์ถึง 70–80% ขึ้นอยู่กับชนิดและความหนาของเมฆปกคลุม โดยเฉลี่ย 50–60% (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004)

ตัวเลขที่ระบุหมายถึงการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์ ไม่เพียงแต่มองเห็นได้เท่านั้น แต่ยังรวมถึงสเปกตรัมทั้งหมดด้วย โฟโตเมตริกหมายถึงการวัดอัลเบโด้เฉพาะรังสีที่มองเห็นได้เท่านั้น ซึ่งแน่นอนว่าอาจแตกต่างจากอัลเบโด้เล็กน้อยสำหรับฟลักซ์การแผ่รังสีทั้งหมด

ส่วนที่โดดเด่นของการแผ่รังสีที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกและพื้นผิวด้านบนของเมฆแผ่ขยายออกไปนอกชั้นบรรยากาศออกสู่อวกาศ รังสีที่กระจัดกระจายส่วนหนึ่ง (ประมาณหนึ่งในสาม) ก็หลุดออกไปนอกอวกาศเช่นกัน

อัตราส่วนของการแผ่รังสีแสงอาทิตย์ที่สะท้อนและกระจัดกระจายออกไปในอวกาศต่อปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศเรียกว่าอัลเบโดดาวเคราะห์ของโลก หรือเรียกง่ายๆ ก็คือ อัลเบโด้ของโลก.

โดยรวมแล้ว อัลเบโดของดาวเคราะห์โลกอยู่ที่ประมาณ 31% ส่วนหลักของอัลเบโดดาวเคราะห์ของโลกคือการสะท้อนของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์โดยเมฆ

ส่วนหนึ่งของรังสีโดยตรงและรังสีสะท้อนนั้นเกี่ยวข้องกับกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสงของพืช ซึ่งเป็นสาเหตุที่เรียกว่า รังสีที่มีการสังเคราะห์แสง(พาร์) พาร์ –ส่วนหนึ่งของรังสีคลื่นสั้น (จาก 380 ถึง 710 นาโนเมตร) ซึ่งมีกัมมันตภาพรังสีมากที่สุดเกี่ยวกับการสังเคราะห์ด้วยแสงและกระบวนการผลิตของพืชนั้นแสดงด้วยรังสีทั้งทางตรงและทางกระจาย

พืชสามารถใช้รังสีดวงอาทิตย์โดยตรงและสะท้อนจากวัตถุท้องฟ้าและบกในช่วงความยาวคลื่นตั้งแต่ 380 ถึง 710 นาโนเมตร ฟลักซ์ของรังสีที่ทำการสังเคราะห์ด้วยแสงมีค่าประมาณครึ่งหนึ่งของฟลักซ์แสงอาทิตย์ กล่าวคือ ครึ่งหนึ่งของรังสีทั้งหมด ในทางปฏิบัติโดยไม่คำนึงถึงสภาพอากาศและสถานที่ แม้ว่าค่า 0.5 เป็นเรื่องปกติสำหรับเงื่อนไขของยุโรป แต่สำหรับเงื่อนไขของอิสราเอลก็จะสูงกว่าเล็กน้อย (ประมาณ 0.52) อย่างไรก็ตาม ไม่สามารถพูดได้ว่าพืชใช้ PAR เท่าๆ กันตลอดชีวิตและภายใต้สภาวะที่ต่างกัน ประสิทธิภาพการใช้ PAR นั้นแตกต่างกัน ดังนั้นจึงมีการเสนอตัวบ่งชี้ “สัมประสิทธิ์การใช้ PAR” ซึ่งสะท้อนถึงประสิทธิภาพของการใช้ PAR และ “ประสิทธิภาพการเจริญเติบโตของพืช” ประสิทธิภาพของไฟโตซีโนสเป็นตัวกำหนดลักษณะการสังเคราะห์แสงของพืชคลุม พารามิเตอร์นี้พบว่ามีการใช้อย่างแพร่หลายมากที่สุดในหมู่ผู้พิทักษ์เพื่อประเมินไฟโตซีโนสในป่า

ต้องเน้นย้ำว่าพืชสามารถสร้าง PAR ในพืชคลุมดินได้ สิ่งนี้เกิดขึ้นได้เนื่องจากการจัดเรียงของใบไปทางแสงอาทิตย์ การหมุนของใบ การกระจายของใบที่มีขนาดและมุมเอียงต่างกันในระดับไฟโตซีโนสที่แตกต่างกัน เช่น ผ่านสิ่งที่เรียกว่าสถาปัตยกรรมพืชพรรณ ในที่ปกคลุมพืชพรรณ รังสีของดวงอาทิตย์หักเหหลายครั้งและสะท้อนจากผิวใบ จึงก่อให้เกิดรูปแบบการแผ่รังสีภายในของมันเอง

รังสีที่กระจัดกระจายภายในฝาครอบพืชมีความสำคัญในการสังเคราะห์แสงเช่นเดียวกับรังสีโดยตรงและแบบกระจายที่มาถึงพื้นผิวของฝาครอบพืช

สารบัญ
ภูมิอากาศและอุตุนิยมวิทยา
แผนการสอน
อุตุนิยมวิทยาและภูมิอากาศวิทยา
บรรยากาศ สภาพอากาศ ภูมิอากาศ
การสังเกตการณ์อุตุนิยมวิทยา
การประยุกต์ใช้บัตร
กรมอุตุนิยมวิทยาและองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก (WMO)
กระบวนการสร้างสภาพภูมิอากาศ
ปัจจัยทางดาราศาสตร์
ปัจจัยทางธรณีฟิสิกส์
ปัจจัยอุตุนิยมวิทยา
เกี่ยวกับรังสีดวงอาทิตย์
สมดุลความร้อนและการแผ่รังสีของโลก
การแผ่รังสีแสงอาทิตย์โดยตรง
การเปลี่ยนแปลงของรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศและบนพื้นผิวโลก
ปรากฏการณ์ที่เกี่ยวข้องกับการกระเจิงของรังสี
รังสีรวม การสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์ รังสีดูดกลืน PAR อัลเบโดของโลก
การแผ่รังสีจากพื้นผิวโลก
รังสีตอบโต้หรือรังสีตอบโต้
ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก
การกระจายสมดุลทางภูมิศาสตร์ของรังสี
ความกดอากาศและสนามบาริก
ระบบแรงดัน
ความผันผวนของแรงดัน
ความเร่งของอากาศภายใต้อิทธิพลของการไล่ระดับแบริก
แรงโก่งตัวของการหมุนของโลก
ธรณีสัณฐานและลมไล่ระดับ
กฎความดันของลม
ด้านหน้าในบรรยากาศ
ระบอบความร้อนของบรรยากาศ
สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก
ความแปรผันของอุณหภูมิบนผิวดินรายวันและรายปี
อุณหภูมิมวลอากาศ
ช่วงอุณหภูมิอากาศประจำปี
ภูมิอากาศแบบภาคพื้นทวีป
เมฆและฝน
การระเหยและความอิ่มตัว
ความชื้น
การกระจายความชื้นในอากาศตามภูมิศาสตร์
การควบแน่นในบรรยากาศ
เมฆ
การจำแนกคลาวด์ระหว่างประเทศ
มีเมฆมาก วงจรรายวันและรายปี
ปริมาณน้ำฝนที่ตกลงมาจากเมฆ (การจำแนกปริมาณฝน)
ลักษณะของระบบการตกตะกอน
ปริมาณน้ำฝนประจำปี
ความสำคัญทางภูมิอากาศของหิมะปกคลุม
เคมีบรรยากาศ
องค์ประกอบทางเคมีของชั้นบรรยากาศโลก
องค์ประกอบทางเคมีของเมฆ
องค์ประกอบทางเคมีของตะกอน
ความเป็นกรดของการตกตะกอน
การไหลเวียนของชั้นบรรยากาศทั่วไป

Lambertian (จริง, แบน) อัลเบโด้

อัลเบโดที่แท้จริงหรืออัลเบโดแบบแบนคือค่าสัมประสิทธิ์การสะท้อนแสงแบบกระจาย นั่นคืออัตราส่วนของฟลักซ์ส่องสว่างที่กระจัดกระจายโดยองค์ประกอบพื้นผิวเรียบในทุกทิศทางต่อฟลักซ์ที่ตกกระทบบนองค์ประกอบนี้
ในกรณีของการส่องสว่างและการสังเกตตามปกติบนพื้นผิว จะเรียกว่าอัลเบโด้ที่แท้จริง ปกติ .

อัลเบโด้ปกติของหิมะบริสุทธิ์คือ ~0.9 ของถ่าน ~0.04

อัลเบโดเรขาคณิต

อัลเบโดแสงเชิงเรขาคณิตของดวงจันทร์คือ 0.12 ของโลก - 0.367

บอนด์ (ทรงกลม) อัลเบโด้

มูลนิธิวิกิมีเดีย

2010.:

คำพ้องความหมาย

ดูว่า "Albedo" ในพจนานุกรมอื่นคืออะไร: ALBEDO เศษส่วนของแสงหรือรังสีอื่นๆ ที่สะท้อนจากพื้นผิว ตัวสะท้อนแสงในอุดมคติจะมีค่าอัลเบโด้เป็น 1 แต่สำหรับตัวสะท้อนแสงจริงจำนวนนี้จะน้อยกว่า หิมะอัลเบโด้มีตั้งแต่ 0.45 ถึง 0.90; อัลเบโด้ของโลก, s,… … ดาวเทียมประดิษฐ์ วิทยาศาสตร์และเทคนิค

พจนานุกรมสารานุกรม - (ภาษาอาหรับ). คำศัพท์ในการวัดแสงที่แสดงปริมาณรังสีของแสงที่พื้นผิวที่กำหนดสะท้อนกลับ พจนานุกรมคำต่างประเทศ รวมอยู่ในภาษารัสเซีย Chudinov A.N., 1910. albedo (lat. albus light) ค่าที่แสดงลักษณะ... ...

พจนานุกรมคำต่างประเทศในภาษารัสเซียอัลเบโด้ - (ภาษาลาตินตอนปลาย albedo จากภาษาละติน albus white) ค่าที่แสดงลักษณะความสัมพันธ์ระหว่างฟลักซ์ของรังสีดวงอาทิตย์ที่ตกลงบนวัตถุต่างๆ ดินหรือหิมะปกคลุม และปริมาณของรังสีดังกล่าวที่ถูกดูดซับหรือสะท้อนโดยสิ่งเหล่านั้น… …

- (จากภาษาละตินอัลเบโดสีขาว) ค่าที่แสดงถึงความสามารถของพื้นผิวในการสะท้อนการไหลของรังสีแม่เหล็กไฟฟ้าหรืออนุภาคที่ตกกระทบบนพื้นผิว อัลเบโด้เท่ากับอัตราส่วนของฟลักซ์ที่สะท้อนต่อฟลักซ์ที่ตกกระทบ ลักษณะสำคัญทางดาราศาสตร์... ... พจนานุกรมสารานุกรมขนาดใหญ่

อัลเบโด้- หลาย อัลเบโด ม. ละติจูด อัลเบโด้ สีขาว. พ.ศ. 2449 เล็กซิส ชั้นในสีขาวของเปลือกส้ม อุตสาหกรรมอาหาร ไฟแนนเชี่ยล บรอก.: อัลเบโด้; SIS 1937: อัลเบ/ก่อน... พจนานุกรมประวัติศาสตร์ Gallicisms ของภาษารัสเซีย

อัลเบโด้- ลักษณะการสะท้อนแสงของพื้นผิวร่างกาย ถูกกำหนดโดยอัตราส่วนของฟลักซ์แสงที่สะท้อน (กระจัดกระจาย) โดยพื้นผิวนี้ต่อฟลักซ์แสงที่ตกกระทบ [ พจนานุกรมคำศัพท์เกี่ยวกับการก่อสร้าง 12 ภาษา... ... คู่มือนักแปลทางเทคนิค

อัลเบโด้- อัตราส่วนของรังสีดวงอาทิตย์ที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกต่อความเข้มของรังสีที่ตกกระทบ โดยแสดงเป็นเปอร์เซ็นต์หรือทศนิยม (ค่าอัลเบโดเฉลี่ยของโลกคือ 33% หรือ 0.33) → รูปที่ 5... พจนานุกรมภูมิศาสตร์

- (จาก Late Lat. albedo whiteness) ค่าที่แสดงลักษณะของพื้นผิวถึง l.l. ร่างกายจะสะท้อน (กระจาย) รังสีที่ตกกระทบนั้น มีจริงหรือ Lambertian, A. ตรงกับค่าสัมประสิทธิ์ การสะท้อนแบบกระจาย (กระจัดกระจาย) และ... ... สารานุกรมกายภาพ

คำนามจำนวนคำพ้องความหมาย: 1 ลักษณะ (9) พจนานุกรมคำพ้องความหมาย ASIS วี.เอ็น. ทริชิน. 2013… พจนานุกรมคำพ้องความหมาย

ค่าที่แสดงถึงลักษณะการสะท้อนแสงของพื้นผิวใด ๆ แสดงโดยอัตราส่วนของรังสีที่สะท้อนจากพื้นผิวต่อรังสีดวงอาทิตย์ที่ได้รับบนพื้นผิว (สำหรับเชอร์โนเซม 0.15; ทราย 0.3 0.4; ค่าเฉลี่ย A. โลก 0.39; ดวงจันทร์ 0.07) ... ... พจนานุกรมคำศัพท์ทางธุรกิจ

เมื่อตกลงสู่พื้นผิวโลก รังสีทั้งหมดจะถูกดูดซับไว้ที่ชั้นบนสุดของดินหรือน้ำบางๆ แล้วเปลี่ยนเป็นความร้อน และสะท้อนบางส่วนออกไป ปริมาณการสะท้อนรังสีดวงอาทิตย์จากพื้นผิวโลกขึ้นอยู่กับลักษณะของพื้นผิวนี้ อัตราส่วนของปริมาณรังสีที่สะท้อนต่อปริมาณรังสีทั้งหมดที่ตกกระทบบนพื้นผิวที่กำหนด เรียกว่า อัลเบโดพื้นผิว อัตราส่วนนี้แสดงเป็นเปอร์เซ็นต์

ดังนั้น จากฟลักซ์รวมของการแผ่รังสี Isinh+i ทั้งหมด ส่วนหนึ่งของมัน (Isinh + i)A จะสะท้อนจากพื้นผิวโลก โดยที่ A คืออัลเบโดของพื้นผิว รังสีทั้งหมดที่เหลือ (อิซิน + ไอ) (1- A) จะถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลกและไปทำความร้อนให้กับดินและน้ำชั้นบน ส่วนนี้เรียกว่ารังสีดูดกลืน

อัลเบโด้ของผิวดินโดยทั่วไปจะอยู่ในช่วง 10-30%; ในกรณีของเชอร์โนเซมแบบเปียก จะลดลงเหลือ 5% และในกรณีของทรายแห้งแสง สามารถเพิ่มได้ถึง 40% เมื่อความชื้นในดินเพิ่มขึ้น อัลเบโด้ก็จะลดลง อัลเบโดของพืชพรรณปกคลุม - ป่า, ทุ่งหญ้า, ทุ่งนา - อยู่ภายใน 10-25% สำหรับหิมะที่เพิ่งตกใหม่ อัลเบโด้จะอยู่ที่ 80-90% สำหรับหิมะที่ตกเป็นเวลานาน - ประมาณ 50% หรือต่ำกว่า อัลเบโดของผิวน้ำเรียบสำหรับการแผ่รังสีโดยตรงจะแตกต่างกันไปตั้งแต่หลายเปอร์เซ็นต์ที่ แสงแดดสูงมากถึง 70% ในแสงแดดน้อย มันขึ้นอยู่กับความตื่นเต้นด้วย สำหรับการแผ่รังสีที่กระจัดกระจาย อัลเบโด้ของผิวน้ำจะอยู่ที่ 5--10% โดยเฉลี่ยแล้วอัลเบโด้ของพื้นผิวมหาสมุทรโลกอยู่ที่ 5-20% อัลเบโดของพื้นผิวด้านบนของเมฆ - จากหลายเปอร์เซ็นต์ถึง 70-80% ขึ้นอยู่กับชนิดและความหนาของเมฆปกคลุม โดยเฉลี่ยอยู่ที่ 50-60% ตัวเลขที่ระบุหมายถึงการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์ ซึ่งไม่เพียงแต่มองเห็นได้เท่านั้น แต่ยังรวมถึงสเปกตรัมทั้งหมดด้วย นอกจากนี้ โฟโตเมตริกหมายถึงการวัดอัลเบโด้เฉพาะรังสีที่มองเห็นได้เท่านั้น ซึ่งแน่นอนว่าค่าอาจแตกต่างเล็กน้อยจากอัลเบโด้สำหรับฟลักซ์การแผ่รังสีทั้งหมด

ส่วนที่โดดเด่นของการแผ่รังสีที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกและพื้นผิวด้านบนของเมฆแผ่ขยายออกไปนอกชั้นบรรยากาศออกสู่อวกาศ ส่วนหนึ่งของรังสีที่กระจัดกระจายประมาณหนึ่งในสามก็หลุดออกไปนอกอวกาศเช่นกัน อัตราส่วนของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่สะท้อนและกระจายออกไปในอวกาศต่อปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศนี้เรียกว่าอัลเบโดดาวเคราะห์ของโลกหรือเรียกง่ายๆ ว่าอัลเบโดของโลก

อัลเบโด้ของดาวเคราะห์โลกอยู่ที่ประมาณ 35-40%; ดูเหมือนว่าจะใกล้ถึง 35% ส่วนหลักของอัลเบโดดาวเคราะห์ของโลกคือการสะท้อนของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์โดยเมฆ

ปรากฏการณ์ที่เกี่ยวข้องกับการกระเจิงของรังสี

สีฟ้าของท้องฟ้าเป็นสีของอากาศเนื่องจากการกระเจิงของรังสีดวงอาทิตย์ในนั้น ด้วยความสูง เมื่อความหนาแน่นของอากาศลดลง เช่น จำนวนอนุภาคที่กระจัดกระจาย สีของท้องฟ้าจะเข้มขึ้นและเปลี่ยนเป็นสีน้ำเงินเข้ม และในชั้นสตราโตสเฟียร์เป็นสีม่วงดำ

ยิ่งมีสิ่งเจือปนในอากาศขุ่นมัวมากขึ้น ขนาดใหญ่ยิ่งโมเลกุลอากาศมีขนาดใหญ่ สัดส่วนของรังสีคลื่นยาวในสเปกตรัมของรังสีดวงอาทิตย์ก็จะยิ่งมากขึ้น และสีของท้องฟ้าก็จะยิ่งเป็นสีขาวมากขึ้นเท่านั้น การกระเจิงเปลี่ยนสีของเส้นตรง แสงแดด- จานสุริยะจะปรากฏเป็นสีเหลืองเมื่ออยู่ใกล้ขอบฟ้า กล่าวคือ เส้นทางของรังสีผ่านชั้นบรรยากาศยิ่งยาวขึ้นและการกระเจิงก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น

การกระเจิงของรังสีดวงอาทิตย์ในชั้นบรรยากาศทำให้เกิดแสงพร่าในระหว่างวัน ในกรณีที่ไม่มีชั้นบรรยากาศบนโลก จะมีแสงสว่างเฉพาะในกรณีที่แสงแดดโดยตรงหรือรังสีดวงอาทิตย์ที่สะท้อนจากพื้นผิวโลกและวัตถุที่อยู่บนโลกตกลงมา

หลังจากพระอาทิตย์ตกดินในตอนเย็นความมืดก็ไม่เข้ามาทันที ท้องฟ้าโดยเฉพาะบริเวณขอบฟ้าที่ดวงอาทิตย์ตกดิน ยังคงสว่างอยู่และส่งรังสีที่กระจัดกระจายไปยังพื้นผิวโลกโดยค่อยๆ ลดความเข้มลง - ช่วงพลบค่ำ เหตุผลก็คือแสงสว่างของดวงอาทิตย์ใต้ขอบฟ้า ชั้นสูงบรรยากาศ.

ที่เรียกว่าดาราศาสตร์ พลบค่ำดำเนินต่อไปในตอนเย็นจนกระทั่งพระอาทิตย์ตกดิน 18° ใต้ขอบฟ้า; เมื่อมาถึงจุดนี้มืดมากจนมองเห็นดวงดาวที่จางที่สุด แสงพลบค่ำยามเช้าเริ่มต้นจากช่วงเวลาที่ดวงอาทิตย์มีตำแหน่งเดียวกันใต้เส้นขอบฟ้า ขั้นแรกส่วนหนึ่งของตอนเย็นหรือ ส่วนสุดท้ายสนธยาทางดาราศาสตร์ในตอนเช้า เมื่อดวงอาทิตย์อยู่ต่ำกว่าขอบฟ้าอย่างน้อย 8° เรียกว่าสนธยาพลเรือน

ระยะเวลาของพลบค่ำทางดาราศาสตร์แตกต่างกันไปขึ้นอยู่กับละติจูดและช่วงเวลาของปี ในละติจูดกลางจะใช้เวลาหนึ่งชั่วโมงครึ่งถึงสองชั่วโมง ในเขตร้อนน้อยกว่า ที่เส้นศูนย์สูตรนานกว่าหนึ่งชั่วโมงเล็กน้อย

ในละติจูดสูงในฤดูร้อน ดวงอาทิตย์อาจไม่ตกต่ำกว่าขอบฟ้าเลยหรืออาจจมลงตื้นมาก หากดวงอาทิตย์ตกต่ำกว่าขอบฟ้าน้อยกว่า 18° ความมืดมิดทั้งหมดก็จะไม่เกิดขึ้นเลย และพลบค่ำยามเย็นก็รวมเข้ากับยามเช้า ปรากฏการณ์นี้เรียกว่า คืนสีขาว.

พลบค่ำมาพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงที่สวยงามและบางครั้งก็น่าตื่นเต้นมากในสีของท้องฟ้าไปทางดวงอาทิตย์ การเปลี่ยนแปลงเหล่านี้เริ่มต้นก่อนพระอาทิตย์ตกหรือดำเนินต่อไปหลังพระอาทิตย์ขึ้น พวกเขามีลักษณะที่ค่อนข้างเป็นธรรมชาติและถูกเรียกว่า รุ่งอรุณ- สีของรุ่งอรุณคือสีม่วงและสีเหลือง แต่ความเข้มและความหลากหลายของเฉดสีของรุ่งอรุณนั้นแตกต่างกันอย่างมาก ขึ้นอยู่กับปริมาณละอองลอยที่เจือปนในอากาศ โทนสีของการส่องสว่างของเมฆในเวลาพลบค่ำก็มีหลากหลายเช่นกัน

ในส่วนของท้องฟ้าตรงข้ามดวงอาทิตย์มีการสังเกตปรากฏการณ์ต่างๆ ป้องกันแสงแดดนอกจากนี้ยังมีการเปลี่ยนแปลงโทนสีโดยมีความเด่นของสีม่วงและสีม่วงม่วง หลังจากพระอาทิตย์ตกดิน เงาของโลกจะปรากฏขึ้นในส่วนนี้ของท้องฟ้า: ส่วนสีน้ำเงินอมเทาที่เติบโตสูงและด้านข้าง

ปรากฏการณ์แห่งรุ่งอรุณอธิบายได้จากการกระเจิงของแสงโดยอนุภาคที่เล็กที่สุดของละอองลอยในชั้นบรรยากาศ และการเลี้ยวเบนของแสงด้วยอนุภาคขนาดใหญ่