Albedo av vann. Albedoeffekt og global oppvarming

Den totale strålingen som har nådd jordoverflaten blir delvis absorbert av jord og vann og omdannet til varme, den brukes på fordampning i hav og hav, og delvis reflektert inn i atmosfæren (reflektert stråling). Forholdet mellom absorbert og reflektert strålingsenergi avhenger av landets natur, av innfallsvinkelen til strålene på vannoverflaten. Siden det er praktisk talt umulig å måle den absorberte energien, bestemmes verdien av den reflekterte energien.

Refleksjonsevnen til land- og vannflater kalles deres albedo. Den beregnes i % av den reflekterte strålingen fra hendelsen på en gitt overflate, sammen med vinkelen (nærmere bestemt sinus til vinkelen) for innfallsvinkelen til strålene og mengden optiske masser av atmosfæren de passerer gjennom, er en av de viktigste planetariske faktorene for klimadannelse.

På land bestemmes albedo av fargen på naturlige overflater. All stråling er i stand til å assimilere en helt svart kropp. Speiloverflaten reflekterer 100 % av strålene og klarer ikke å varmes opp. Av ekte overflater har ren snø høyest albedo. Nedenfor er albedoen for landoverflater etter naturlige soner.

Den klimadannende verdien av reflektiviteten til forskjellige overflater er ekstremt høy. I issonene på høye breddegrader reflekteres solstråling, allerede svekket av passasjen av et stort antall optiske masser av atmosfæren og faller på overflaten i en spiss vinkel, av evig snø.

Albedoen til en vannoverflate for direkte stråling avhenger av vinkelen som solstrålene faller på den. Vertikale stråler trenger dypt ned i vannet, og det assimilerer varmen deres. Skråstråler fra vannet reflekteres, som fra et speil, og det blir ikke oppvarmet: albedoen til vannoverflaten ved en solhøyde på 90 "er 2%, ved en solhøyde på 20° - 78%.

Overflateutsikt og sonelandskap Albedo

Ny tørr snø……………………………………………… 80-95

Våt snø……………………………………………………….. 60-70

Sjøis………………………………………………………….. 30-40

Tundra uten snødekke………………………….. 18

Stabilt snødekke på tempererte breddegrader 70

Den samme ustabile……………………………………………….. 38

Barskog om sommeren …………………………………………………. 10-15

Det samme, med stabilt snødekke……….. 45

Løvskog om sommeren…………………………………………. 15-20

Det samme, med gule blader om høsten……………….. 30-40

Eng………………………………………………………………………… 15-25

Steppe om sommeren………………………………………………………….. 18

Sand i forskjellige farger……………………………………………….. 25-35

Ørken……………………………………………………………….. 28

Savannah i tørrsesong……………………………………… 24

Det samme, i regntiden………………………………………………. atten

Hele troposfæren……………………………………………………… 33

Jorden som helhet (planet)………………………………………….. 45

For spredt stråling er albedoen noe mindre.
Siden 2/3 av jordens areal er okkupert av havet, fungerer assimileringen av solenergi av vannoverflaten som en viktig klimadannende faktor.

Hav i subpolare breddegrader assimilerer bare en liten brøkdel av varmen fra solen som når dem. Tropiske hav, tvert imot, absorberer nesten all solenergi. Vannoverflatens albedo, som snødekket i polarlandene, utdyper sonedifferensieringen av klima.

I den tempererte sonen øker reflektiviteten til overflater forskjellen mellom årstidene. I september og mars er solen i samme høyde over horisonten, men mars er kaldere enn september, da solstrålene reflekteres fra snødekket. Utseendet til først gule blader om høsten, og deretter rimfrost og midlertidig snø øker albedoen og reduserer lufttemperaturen. Det stabile snødekket forårsaket av lave temperaturer akselererer nedkjølingen og ytterligere reduksjon av vintertemperaturer.

Den langsiktige albedo-trenden er rettet mot avkjøling. De siste årene har satellittmålinger vist en svak trend.

Å endre jordens albedo er potensielt en kraftig innvirkning på klimaet. Når albedo, eller reflektivitet, øker, reflekteres mer sollys tilbake til verdensrommet. Dette har en avkjølende effekt på globale temperaturer. Tvert imot, en nedgang i albedo varmer opp planeten. En endring i albedo på kun 1 % gir en strålingseffekt på 3,4 W/m2, sammenlignbar med effekten av CO2-dobling. Hvordan har albedo påvirket den globale temperaturen de siste tiårene?

Albedo-trender opp til 2000

Jordens albedo bestemmes av flere faktorer. Snø og is reflekterer lyset godt, så når de smelter, går albedoen ned. Skoger har lavere albedo enn åpne områder, så avskoging øker albedo (la oss si at avskoging ikke vil stoppe global oppvarming). Aerosoler har en direkte og indirekte effekt på albedo. Den direkte påvirkningen er refleksjon av sollys i verdensrommet. En indirekte effekt er virkningen av aerosolpartikler som sentre for fuktighetskondensering, noe som påvirker dannelsen og levetiden til skyer. Skyer på sin side påvirker globale temperaturer på flere måter. De avkjøler klimaet ved å reflektere sollys, men kan også ha en varmeeffekt ved å holde på utgående infrarød stråling.

Alle disse faktorene bør tas i betraktning når man summerer de ulike strålingspåvirkningene som bestemmer klimaet. Arealbruksendring er beregnet ut fra historiske rekonstruksjoner av endringer i jordbruks- og beitesammensetning. Observasjoner fra satellitter og fra bakken gjør det mulig å bestemme trender i nivået av aerosoler og skyalbedo. Det kan sees at skyalbedo er den sterkeste faktoren av de ulike typene albedo. Den langsiktige trenden går mot avkjøling, påvirkningen er -0,7 W/m2 fra 1850 til 2000.

Fig.1 Gjennomsnittlig årlig total strålingspådriv(Kapittel 2 i IPCC AR4).

Albedo-trender siden 2000.

En måte å måle jordens albedo på er ved månens askelys. Dette er sollys, først reflektert av jorden og deretter reflektert tilbake til jorden av månen om natten. Månens askelys har blitt målt av Big Bear Solar Observatory siden november 1998 (en rekke målinger ble også gjort i 1994 og 1995). Fig. 2 viser albedoendringer fra rekonstruksjon av satellittdata (svart linje) og fra lysmålinger fra måneaske (blå linje) (Palle 2004).

Fig.2 Endringer i albedo rekonstruert fra ISCCP-satellittdata (svart linje) og endringer i månens askelys (svart linje). Høyre vertikale skala viser den negative strålingskraften (dvs. kjøling) (Palle 2004).

Dataene i figur 2 er problematiske. Svart linje, ISCCP-satellittdatarekonstruksjon" er en rent statistisk parameter og har liten fysisk betydning fordi den ikke tar hensyn til de ikke-lineære sammenhengene mellom sky- og overflateegenskaper og planetarisk albedo, og den inkluderer heller ikke aerosol-albedo-endringer, slik som de som er forbundet med Mount Pinatubo eller menneskeskapte sulfatutslipp.(Ekte klima).

Enda mer problematisk er albedo-toppen rundt 2003, synlig i månens blå askelyslinje. Det motsier sterkt satellittdataene som viser en svak trend på dette tidspunktet. Til sammenligning kan vi huske Pinatubo-utbruddet i 1991, som fylte atmosfæren med aerosoler. Disse aerosolene reflekterte sollys og skapte en negativ strålingskraft på 2,5 W/m2. Dette har senket den globale temperaturen drastisk. Askelysdataene viste da en eksponering på nesten -6 W/m2, noe som burde betydd et enda større temperaturfall. Ingen lignende hendelser skjedde i 2003. (Wielicki 2007).

I 2008 ble årsaken til avviket oppdaget. Big Bear Observatory installerte et nytt teleskop for å måle månens askelys i 2004. Med de nye forbedrede dataene rekalibrerte de sine gamle data og reviderte albedo-estimatene sine (Palle 2008). Ris. 3 viser den gamle (svarte linjen) og oppdaterte (blå linje) albedoverdier. Den unormale toppen i 2003 har forsvunnet. Imidlertid er trenden med økende albedo fra 1999 til 2003 bevart.

Ris. 3 Endring i jordens albedo i henhold til målinger av månens askelys. Den svarte linjen er albedo-endringene fra en publikasjon fra 2004 (Palle 2004). Blå linje - oppdaterte albedoendringer etter forbedret dataanalyseprosedyre, inkluderer også data over lengre tid (Palle 2008).

Hvor nøyaktig bestemmes albedoen ut fra månens askelys? Metoden er ikke global i omfang. Det påvirker omtrent en tredjedel av jorden i hver observasjon, noen områder forblir alltid "usynlige" fra observasjonsstedet. I tillegg er målinger sjeldne og gjøres i et smalt bølgelengdeområde på 0,4-0,7 µm (Bender 2006).

Derimot er satellittdata som CERES en global måling av jordens kortbølgede stråling, inkludert alle effekter av overflate- og atmosfæriske egenskaper. Sammenlignet med askelysmålinger dekker de et bredere område (0,3-5,0 µm). En analyse av CERES-dataene viser ingen langsiktig albedo-trend fra mars 2000 til juni 2005. Sammenligning med tre uavhengige datasett (MODIS, MISR og SeaWiFS) viser en "bemerkelsesverdig passform" for alle 4 resultatene (Loeb 2007a).

Ris. 4 Månedlige endringer i gjennomsnittlig CERES SW TOA-fluks og MODIS-skyfraksjon ().

Albedo har påvirket globale temperaturer - mest i retning av avkjøling i en langsiktig trend. Når det gjelder nyere trender, viser ashlight-dataene en økning i albedo fra 1999 til 2003 med liten endring etter 2003. Satellitter viser liten endring siden 2000. Strålingskraften fra albedoendringer har vært minimal de siste årene.

For å forstå prosessene som påvirker klimaet på planeten vår, la oss huske noen begreper.

Drivhuseffekt- dette er økningen i temperaturen til de nedre lagene av atmosfæren sammenlignet med temperaturen på den termiske strålingen til planeten. Essensen av fenomenet ligger i det faktum at planetens overflate absorberer solstråling, hovedsakelig i det synlige området, og ved oppvarming utstråler det tilbake til verdensrommet, men allerede i det infrarøde området. En betydelig del av jordens infrarøde stråling blir absorbert av atmosfæren og delvis re-utstrålet til jorden. Denne effekten av gjensidig strålevarmeoverføring i de nedre lagene av atmosfæren kalles drivhuseffekten. Drivhuseffekten er et naturlig element i jordens varmebalanse. Uten drivhuseffekten ville gjennomsnittlig overflatetemperatur på planeten vært -19°C i stedet for de virkelige +14°C. I løpet av de siste tiårene har ulike nasjonale og internasjonale organisasjoner forsvart hypotesen om at menneskelig aktivitet fører til en økning i drivhuseffekten, og derfor til ytterligere oppvarming av atmosfæren. Samtidig er det alternative synspunkter, for eksempel å koble temperaturendringer i jordens atmosfære med naturlige sykluser av solaktivitet.(1)

Den femte vurderingsrapporten fra Intergovernmental Panel on Climate Change (2013-2014) slår fast at, med en sannsynlighet på mer enn 95 %, har menneskelig påvirkning vært den dominerende årsaken til oppvarming observert siden midten av det 20. århundre. Konsistensen av observerte og beregnede endringer i hele klimasystemet indikerer at observerte klimaendringer primært er forårsaket av økninger i atmosfæriske konsentrasjoner av klimagasser på grunn av menneskelige aktiviteter.

De nåværende klimaendringene i Russland som helhet bør karakteriseres som en vedvarende oppvarming med en hastighet som er mer enn to og en halv ganger gjennomsnittlig global oppvarming.(2)

diffus refleksjon- dette er en refleksjon av lysstrømmen som faller inn på overflaten, der refleksjonen skjer i en vinkel som er forskjellig fra hendelsen. Diffus refleksjon blir hvis overflateuregelmessighetene er av størrelsesorden bølgelengden (eller overskrider den) og er ordnet tilfeldig. (3)

Jordens Albedo(A.Z.) - Prosentandelen av solstråling som avgis av kloden (sammen med atmosfæren) tilbake til verdensrommet, til solstrålingen som ankom grensen til atmosfæren. Jordens retur av solstråling består av refleksjon fra jordoverflaten, spredning av direkte stråling fra atmosfæren inn i verdensrommet (tilbakespredning) og refleksjon fra den øvre overflaten av skyene. A. 3. i den synlige delen av spekteret (visuelt) - ca 40%. For den integrerte fluksen av solstråling er integralet (energien) A. 3. omtrent 35 %. I fravær av skyer vil visuell A. 3. være omtrent 15 %. (fire)

Spektralområdet til solens elektromagnetiske stråling- strekker seg fra radiobølger til røntgen. Imidlertid faller maksimumsintensiteten på den synlige (gulgrønne) delen av spekteret. Ved grensen til jordens atmosfære er den ultrafiolette delen av solspekteret 5 %, den synlige delen er 52 % og den infrarøde delen er 43 %, på jordens overflate er den ultrafiolette delen 1 %, den synlige delen er 40 % og den infrarøde delen av solspekteret er 59 %. (5)

solkonstant- den totale kraften til solstråling som passerer gjennom et enkelt område, orientert vinkelrett på strømmen, i en avstand på én astronomisk enhet fra solen utenfor jordens atmosfære. I følge ekstraatmosfæriske målinger er solkonstanten 1367 W/m².(3)

Jordens overflateareal– 510 072 000 km2.

1. Hoveddel.

Endringer i dagens klima (i retning av oppvarming) kalles global oppvarming.

Den enkleste mekanismen for global oppvarming er som følger.

Solstråling som kommer inn i atmosfæren på planeten vår, reflekteres i gjennomsnitt med 35%, som er jordens integrerte albedo. Det meste av resten absorberes av overflaten, som varmes opp. Resten tas opp av planter gjennom fotosyntese.

Jordens oppvarmede overflate begynner å stråle i det infrarøde området, men denne strålingen slipper ikke ut i verdensrommet, men blir forsinket av klimagasser. Vi vil ikke vurdere typer klimagasser. Jo flere klimagasser, desto mer varme stråler de tilbake til jorden, og desto høyere blir den gjennomsnittlige temperaturen på jordoverflaten.

Paris-avtalen, en avtale under FNs rammekonvensjon om klimaendringer, tar for seg behovet for å "holde den globale middeltemperaturstigningen 'godt under' 2°C og 'anstrenge seg' for å begrense temperaturøkningene til 1,5°C". Men i den, bortsett fra å redusere klimagassutslipp, er det ingen algoritme for å løse dette problemet.

Gitt at USA trakk seg fra denne avtalen 1. juni 2017, er det nødvendig med et nytt internasjonalt prosjekt. Og Russland kan tilby det.

Hovedfordelen med den nye avtalen bør være en klar og effektiv mekanisme for å dempe klimagassers påvirkning på jordens klima.

Den mest interessante måten å redusere påvirkningen av klimagasser på klimaet kan være å øke jordens gjennomsnittlige albedo.

La oss se nærmere på det.

I Russland er det omtrent 625 000 km veier dekket med asfalt, i Kina og USA - en størrelsesorden mer totalt.

Selv om vi antar at alle veier i Russland er enfelts og kategori 4 (noe som er absurd i seg selv), vil minimumsbredden være 3m (ifølge SNiP 2.07.01-89). Vegarealet blir 1875 km2. Eller 1 875 000 000 m2.

Solkonstanten utenfor atmosfæren er, som vi husker, 1,37 kW/m2.

For å forenkle, la oss ta det midtre båndet, der solenergien ved jordoverflaten (en gjennomsnittsverdi for året) vil være omtrent lik 0,5 kW/m2.

Vi får at kraften til solstråling faller på veiene til den russiske føderasjonen 937 500 000 watt.

Nå deler vi dette tallet på 2. Jorden snurrer. Det viser seg 468 750 000 watt.

Gjennomsnittlig integrert albedo av asfalt er 20%.

Ved å tilsette pigment eller knust glass kan den synlige albedo av asfalt økes med opptil 40 %. Pigmentet må spektralt matche strålingsområdet til stjernen vår. De. har gulgrønne farger. Men på samme tid - ikke for å forverre de fysiske egenskapene til asfaltbetong og for å være så billig og enkel som mulig i syntese.

Med gradvis utskifting av gammel asfaltbetong med en ny, i prosessen med naturlig slitasje av den første, vil den totale økningen i den reflekterte strålingseffekten være 469 MW x 0,4 (synlig del av solspekteret) x0,2 ( forskjell mellom gammel og ny albedo) 37,5 MW.

Vi tar ikke hensyn til den infrarøde komponenten av spekteret, fordi det vil bli absorbert av klimagasser.

I hele verden vil denne verdien være mer enn 500 MW. Dette er 0,00039 % av den totale innkommende strålingskraften til jorden. Og for å eliminere drivhuseffekten, er det nødvendig å reflektere kraften med 3 størrelsesordener mer.

Situasjonen på planeten vil forverres og smeltingen av isbreer, fordi. deres albedo er veldig høy.

Den totale strålingen som når jordoverflaten absorberes ikke fullstendig av den, men reflekteres delvis fra jorden. Derfor, når du beregner ankomsten av solenergi for et sted, er det nødvendig å ta hensyn til reflektiviteten til jordens overflate. Refleksjon av stråling skjer også fra overflaten av skyer. Forholdet mellom hele fluksen av kortbølget stråling Rk reflektert av en gitt overflate i alle retninger og strålingsfluksen Q som faller inn på denne overflaten kalles albedo(A) gitt overflate. Denne verdien

viser hvor mye av strålingsenergien som faller inn på overflaten som reflekteres fra den. Albedo uttrykkes ofte i prosent. Deretter

(1.3)

I tabellen. Nr. 1.5 gir albedoverdiene for ulike typer jordoverflate. Fra dataene i tabell. 1,5 viser at nyfallen snø har høyest refleksjonsevne. I noen tilfeller ble det observert en snøalbedo på opptil 87 %, og under forholdene i Arktis og Antarktis, til og med opptil 95 %. Pakket, smeltet og enda mer forurenset snø reflekterer mye mindre. Albedo av forskjellige jordarter og vegetasjon, som følger av tabell. 4, avviker relativt lite. Tallrike studier har vist at albedoen ofte endres i løpet av dagen.

De høyeste albedoverdiene observeres om morgenen og kvelden. Dette forklares av det faktum at reflektiviteten til grove overflater avhenger av innfallsvinkelen for sollys. Ved vertikalt fall trenger solstrålene dypere inn i vegetasjonsdekket og absorberes der. Ved lav solhøyde trenger strålene mindre inn i vegetasjonen og reflekteres i større grad fra overflaten. Albedoen til vannflater er i gjennomsnitt mindre enn albedoen til landoverflaten. Dette forklares med at solstrålene (den kortbølgede grønnblå delen av solspekteret) i stor grad trenger inn i de øvre vannlagene som er gjennomsiktige for dem, hvor de blir spredt og absorbert. I denne forbindelse påvirker graden av dens turbiditet reflektiviteten til vannet.

Tabell nr. 1.5

For forurenset og grumsete vann øker albedoen merkbart. For spredt stråling er vannalbedoen i gjennomsnitt ca 8-10 %. For direkte solstråling avhenger vannoverflatens albedo av solhøyden: med en nedgang i solhøyden øker albedoverdien. Så, med en ren forekomst av stråler, reflekteres bare omtrent 2-5 %. Når solen står lavt over horisonten reflekteres 30-70 %. Refleksjonsevnen til skyene er veldig høy. Gjennomsnittlig skyalbedo er omtrent 80 %. Når du kjenner verdien av overflatealbedoen og verdien av den totale strålingen, er det mulig å bestemme mengden stråling som absorberes av en gitt overflate. Hvis A er albedoen, er verdien a \u003d (1-A) absorpsjonskoeffisienten til en gitt overflate, som viser hvilken del av strålingen som faller inn på denne overflaten som absorberes av den.

For eksempel, hvis en total strålingsfluks Q = 1,2 cal / cm 2 min faller på overflaten av grønt gress (A \u003d 26%), vil prosentandelen av absorbert stråling være

Q \u003d 1 - A \u003d 1 - 0,26 \u003d 0,74, eller \u003d 74 %,

og mengden absorbert stråling

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

Albedoen til vannoverflaten er svært avhengig av innfallsvinkelen til solstrålene, siden rent vann reflekterer lys i henhold til Fresnels lov.

hvor Z P – senitvinkel til solen Z 0 er brytningsvinkelen til solens stråler.

Ved solens posisjon i senit er albedoen til overflaten til et stille hav 0,02. Med en økning i senitvinkelen til solen Z P albedo øker og når 0,35 kl Z P\u003d 85. Spenningen i havet fører til en endring Z P , og reduserer omfanget av albedo-verdier betydelig, siden det øker for øvrig Z n på grunn av en økning i sannsynligheten for at stråler treffer en skrå bølgeoverflate Spenning påvirker reflektiviteten ikke bare på grunn av bølgeoverflatens helning i forhold til solens stråler, men også på grunn av dannelsen av luftbobler i vannet. Disse boblene sprer lys i stor grad, og øker den diffuse strålingen som kommer ut av havet. Derfor, under høye havbølger, når skum og lam dukker opp, øker albedoen under påvirkning av begge faktorer Spredt stråling kommer inn i vannoverflaten i forskjellige vinkler skyfri himmel. Det avhenger også av fordelingen av skyer på himmelen. Derfor er havoverflatealbedoen for diffus stråling ikke konstant. Men grensene for fluktuasjonene er smalere 1 fra 0,05 til 0,11. Følgelig varierer albedoen til vannoverflaten for total stråling avhengig av solens høyde, forholdet mellom direkte og spredt stråling, havoverflatebølger. Det bør bæres huske på at de nordlige delene av havene er tungt dekket med havis. I dette tilfellet må også isens albedo tas i betraktning. Som du vet er betydelige områder av jordoverflaten, spesielt på middels og høye breddegrader, dekket av skyer som reflekterer solstråling veldig mye. Derfor er kunnskap om skyalbedo av stor interesse. Spesielle målinger av skyalbedo ble utført ved hjelp av fly og ballonger. De viste at albedoen til skyer avhenger av deres form og tykkelse Albedoen til altocumulus og stratocumulus skyer har de høyeste verdiene skyer Cu - Sc - ca 50%.

De mest komplette dataene om skyalbedo innhentet i Ukraina. Avhengigheten av albedoen og overføringsfunksjonen p av tykkelsen på skyene, som er et resultat av systematiseringen av måledataene, er gitt i tabell. 1.6. Som man kan se, fører en økning i skytykkelsen til en økning i albedo og en reduksjon i overføringsfunksjonen.

Gjennomsnittlig albedo for skyer St med en gjennomsnittlig tykkelse på 430 m er 73 %, for skyer SMed ved en gjennomsnittlig tykkelse på 350 m - 66 %, og overføringsfunksjonene for disse skyene er henholdsvis 21 og 26 %.

Skyenes albedo avhenger av albedoen på jordoverflaten. r 3 som skyen ligger over. Fra et fysisk synspunkt er det klart at jo mer r 3 , jo større er fluksen av reflektert stråling som passerer oppover gjennom skyens øvre grense. Siden albedo er forholdet mellom denne strømmen og den innkommende, fører en økning i albedo til jordoverflaten til en økning i albedo av skyer. Studiet av egenskapene til skyer for å reflektere solstråling ble utført ved hjelp av kunstige jordsatellitter ved å måle lysstyrken til skyer. Gjennomsnittlige skyalbedoverdier oppnådd fra disse dataene er gitt i tabell 1.7.

Tabell 1.7 - Gjennomsnittlige albedoverdier for skyer av forskjellige former

I følge disse dataene varierer skyalbedo fra 29 til 86 %. Bemerkelsesverdig er det faktum at cirrusskyer har en liten albedo sammenlignet med andre skyformer (med unntak av cumulus). Bare cirrostratusskyer, som er tykkere, reflekterer i stor grad solstråling (r= 74%).

Problemet med asteroide-kometfare, det vil si trusselen om en kollisjon mellom jorden og små kropper i solsystemet, er i dag anerkjent som et komplekst globalt problem menneskeheten står overfor. Denne kollektive monografien oppsummerer data om alle aspekter av problemet for første gang. Moderne ideer om egenskapene til små kropper i solsystemet og utviklingen av deres ensemble, problemene med deteksjon og overvåking av små kropper vurderes. Spørsmål om vurdering av trusselnivået og mulige konsekvenser av fallende kropper til jorden, måter å beskytte og redusere skade på, samt måter å utvikle nasjonalt og internasjonalt samarbeid om dette globale problemet diskuteres.

Boken er beregnet på et bredt spekter av lesere. Forskere, lærere, hovedfagsstudenter og studenter med ulike spesialiteter, inkludert først og fremst astronomi, fysikk, geovitenskap, romteknikere og selvfølgelig lesere som er interessert i vitenskap, vil finne mye interessant for seg selv.

Bok:

<<< Назад

Videresend >>>

Asteroider, som alle kropper i solsystemet bortsett fra sentrallegemet, skinner av det reflekterte lyset fra solen. Når du observerer, registrerer øyet lysstrømmen som spres av asteroiden mot jorden og passerer gjennom pupillen. Et kjennetegn ved den subjektive følelsen av en lysstrøm av varierende intensitet som kommer fra asteroider, er deres glans. Det er dette begrepet (i stedet for lysstyrke) som anbefales for bruk i vitenskapelig litteratur. Faktisk reagerer øyet på belysningen av netthinnen, dvs. på lysstrømmen per arealenhet av området vinkelrett på siktlinjen, i en avstand fra jorden. Belysningen er omvendt proporsjonal med kvadratet av asteroidens avstand fra jorden. Gitt at fluksen spredt av en asteroide er omvendt proporsjonal med kvadratet på avstanden fra solen, kan vi konkludere med at belysningen på jorden er omvendt proporsjonal med kvadratet på avstanden fra asteroiden til solen og til jorden. Altså, hvis vi betegner belysningen skapt av en asteroide som befinner seg i en avstand r fra solen og? fra jorden, gjennom E, og gjennom E 1 - belysningen skapt av den samme kroppen, men plassert i en enhetsavstand fra solen og fra jorden, da

E \u003d E 1 r -2? -2. (3.2)

I astronomi uttrykkes belysning vanligvis i stjernestørrelser. Et belysningsintervall av én størrelsesorden er forholdet mellom belysninger skapt av to kilder, der belysningen fra en av dem er 2,512 ganger større enn belysningen skapt av den andre. I et mer generelt tilfelle holder Pogson-formelen:

E m1 /E m2 = 2,512 (m2-m1), (3,3)

hvor E m1 - belysning fra en kilde med styrke m 1, E m2 - belysning fra en kilde med styrke m 2 (jo mindre belysning, jo større styrke). Fra disse formlene følger avhengigheten av lysstyrken til asteroiden m, uttrykt i størrelser, av avstanden r fra Solen og? fra jorden:

m = m 0 + 5 lg(r?), (3,4)

hvor m 0 er den såkalte absolutte størrelsen til asteroiden, numerisk lik størrelsen som asteroiden ville ha, i en avstand på 1 AU. fra solen og jorden og ved null fasevinkel (husk at fasevinkelen er vinkelen ved asteroiden mellom retningene til jorden og til solen). Åpenbart kan en slik konfigurasjon av tre kropper ikke realiseres i naturen.

Formel (3.4) beskriver ikke fullstendig endringen i lysstyrken til en asteroide under dens banebevegelse. Faktisk avhenger lysstyrken til en asteroide ikke bare av avstanden fra solen og jorden, men også av fasevinkelen. Denne avhengigheten er på den ene siden assosiert med tilstedeværelsen av skade (den delen av asteroiden som ikke er opplyst av solen) når den observeres fra jorden i en fasevinkel som ikke er null, og på den annen side med mikroen. - og makrostruktur av overflaten.

Det må tas i betraktning at asteroidene i hovedbeltet kun kan observeres ved relativt små fasevinkler, opp til omtrent 30°.

Fram til 80-tallet. Det 20. århundre Det ble antatt at å legge til et begrep proporsjonalt med fasevinkelen til formel (3.4) gjør det mulig å ganske godt ta hensyn til endringen i lysstyrke avhengig av fasevinkelen:

m = m0 + 5 lg(r?) + k?, (3,5)

hvor? - Fasevinkel. Proporsjonalitetskoeffisienten k, selv om den er forskjellig for forskjellige asteroider, varierer hovedsakelig innenfor området 0,01–0,05 m/°.

Økningen i størrelse m med økende fasevinkel i henhold til formel (3.5) er lineær, m 0 er ordinaten til skjæringspunktet for fasekurven (egentlig rett) med vertikalen ved r = ? = 1 og? = 0°.

Nyere studier har vist at fasekurven til asteroider er kompleks. En lineær reduksjon i lysstyrke (en økning i størrelsen på objektet) med økende fasevinkel finner sted bare i området fra omtrent 7° til 40°, hvoretter en ikke-lineær reduksjon begynner. På den annen side, ved fasevinkler mindre enn 7°, finner den såkalte opposisjonseffekten sted - en ikke-lineær økning i lysstyrken med en reduksjon i fasevinkelen (fig. 3.15).

Ris. 3.15. Magnitude versus fasevinkel for asteroide (1862) Apollo

Siden 1986, for å beregne den tilsynelatende størrelsen på asteroider i V-strålene (det visuelle båndet til spekteret til det fotometriske systemet UBV) brukes en mer kompleks semi-empirisk formel, som gjør det mulig å beskrive endringen i lysstyrke mer nøyaktig i området for fasevinkler fra 0° til 120°. Formelen ser ut som

V = H + 5 lg(r?) - 2,5 lg[(1 - G)? 1+G? 2]. (3.6)

Her er H den absolutte størrelsen til asteroiden i V-strålene, G er den såkalte tilt-parameteren, ? 1 og? 2 - fasevinkelfunksjoner definert av følgende uttrykk:

I = exp ( - A i B i ), i = 1, 2,

A1 = 3,33, A2 = 1,87, B1 = 0,63, B2 = 1,22.

Etter at elementene i banen er bestemt og derfor r, ? og? kan beregnes, gjør formel (3.6) det mulig å finne den absolutte stjernestørrelsen dersom det er observasjoner av den tilsynelatende stjernestørrelsen. For å bestemme parameteren G kreves observasjoner av den tilsynelatende størrelsen ved forskjellige fasevinkler. For tiden er verdien av parameter G blitt bestemt fra observasjoner for bare 114 asteroider, inkludert flere NEAer. De funnet verdiene for G varierer fra –0,12 til 0,60. For andre asteroider antas G-verdien å være 0,15.

Fluksen av solstrålingsenergi i det synlige bølgelengdeområdet som faller inn på overflaten til en asteroide er omvendt proporsjonal med kvadratet på dens avstand fra Solen og avhenger av størrelsen på asteroiden. Denne strømmen blir delvis absorbert av overflaten til asteroiden, oppvarmer den og delvis spredt i alle retninger. Forholdet mellom fluksen spredt i alle retninger og den innfallende fluksen kalles den sfæriske albedo A. Den karakteriserer reflektiviteten til asteroidens overflate.

Sfærisk albedo er vanligvis representert som et produkt av to faktorer:

Den første faktoren p, kalt den geometriske albedo, er forholdet mellom lysstyrken til et ekte himmellegeme ved null fasevinkel og lysstyrken til en absolutt hvit skive med samme radius som himmellegemet, plassert vinkelrett på solens stråler ved samme avstand fra solen og jorden som selve himmellegemet. Den andre faktoren q, kalt faseintegralet, avhenger av formen på overflaten.

I motsetning til navnet bestemmer den geometriske albedoen avhengigheten av spredningen av den innfallende strømmen, ikke av kroppens geometri, men av overflatens fysiske egenskaper. Det er de geometriske albedoverdiene som er gitt i tabellene og er ment når man snakker om reflektiviteten til asteroideoverflater.

Albedo er ikke avhengig av kroppsstørrelse. Det er nært knyttet til den mineralogiske sammensetningen og mikrostrukturen til overflatelagene til en asteroide og kan brukes til å klassifisere asteroider og bestemme størrelsen deres. For forskjellige asteroider varierer albedoen fra 0,02 (svært mørke objekter som reflekterer bare 2 % av det innfallende lyset fra solen) til 0,5 eller mer (svært lyse objekter).

For det som følger er det viktig å etablere et forhold mellom radiusen til en asteroide, dens albedo og den absolutte størrelsen. Jo større radius av asteroiden er og jo større albedo dens, jo større lysstrøm reflekterer den i en gitt retning, alt annet like. Belysningen som en asteroide skaper på jorden avhenger også av dens avstand fra solen og jorden og fluksen av strålende energi fra solen, som kan uttrykkes i form av solens størrelse.

Hvis vi betegner belysningen skapt av solen på jorden som E ? , belysningen skapt av asteroiden - som E, avstandene fra asteroiden til solen og jorden - som r og?, og radiusen til asteroiden (i AU) - som?, så kan følgende uttrykk brukes til å beregne den geometriske albedo p:

Hvis vi tar logaritmen til dette forholdet og erstatter logaritmen til forholdet E/E ? ved Pogson-formelen (3.3), finner vi

lg p \u003d 0,4 (m ? - m) + 2 (lg r + lg ? - lg ?),

hvor m? er den tilsynelatende størrelsen til solen. Vi erstatter nå m med formel (3.4), da

lg p \u003d 0,4 (m ? - m 0) - 2 lg ?,

eller ved å uttrykke diameteren D i kilometer og anta den tilsynelatende stjernestørrelsen til solen i stråler V lik –26,77 [Gerels, 1974], får vi

log D \u003d 3,122 - 0,5 log p - 0,2H, (3,7)

hvor H er den absolutte størrelsen til asteroiden i V-stråler.

<<< Назад