Albedo

El porcentaje de luz solar reflejada difusamente en relación con diversas condiciones superficiales

Albedo (del latín albedo 'blancura') es la medida de la reflexión difusa de la radiación solar sobre la radiación solar total y medida en una escala de 0, correspondiente a un cuerpo negro que absorbe toda la radiación incidente, a 1, correspondiente a un cuerpo que refleja toda la radiación incidente.

El albedo superficial se define como la relación entre la radiosidad J_e y la irradiancia E_e (flujo por unidad de área) recibida por una superficie. La proporción reflejada no solo está determinada por las propiedades de la propia superficie, sino también por la distribución espectral y angular de la radiación solar que llega a la superficie terrestre. Estos factores varían con la composición atmosférica, la ubicación geográfica y el tiempo (ver posición del Sol). Mientras que la reflectancia bihemisférica se calcula para un solo ángulo de incidencia (es decir, para una posición dada del Sol), el albedo es la integración direccional de la reflectancia sobre todos los ángulos solares en un período determinado. La resolución temporal puede variar desde segundos (como se obtiene a partir de mediciones de flujo) hasta promedios diarios, mensuales o anuales.

A menos que se indique una longitud de onda específica (albedo espectral), el albedo se refiere a todo el espectro de radiación solar. Debido a las limitaciones de la medición, a menudo se da para el espectro en el que la mayor parte de la energía solar llega a la superficie (entre 0,3 y 3 μm). Este espectro incluye luz visible (0,4–0,7 μm), lo que explica por qué las superficies con un albedo bajo aparecen oscuras (p. ej., los árboles absorben la mayor parte de la radiación), mientras que las superficies con un albedo alto aparecen brillantes (p. ej., la nieve refleja la mayor parte de la radiación).

El albedo es un concepto importante en climatología, astronomía y gestión ambiental (por ejemplo, como parte del programa Liderazgo en Energía y Diseño Ambiental (LEED) para la clasificación sostenible de edificios). El albedo medio de la Tierra desde la atmósfera superior, su albedo planetario, es del 30 al 35 % debido a la cubierta de nubes, pero varía mucho a nivel local en la superficie debido a las diferentes características geológicas y ambientales.

El término albedo fue introducido en la óptica por Johann Heinrich Lambert en su obra Photometria de 1760.

Albedo terrestre

Cualquier albedo en luz visible cae dentro de un rango de aproximadamente 0,9 para la nieve fresca a aproximadamente 0,04 para el carbón vegetal, una de las sustancias más oscuras. Las cavidades con sombras profundas pueden lograr un albedo efectivo que se acerque al cero de un cuerpo negro. Cuando se ve desde la distancia, la superficie del océano tiene un albedo bajo, al igual que la mayoría de los bosques, mientras que las áreas desérticas tienen algunos de los albedos más altos entre los accidentes geográficos. La mayoría de las áreas terrestres se encuentran en un rango de albedo de 0,1 a 0,4. El albedo medio de la Tierra es de aproximadamente 0,3. Esto es mucho más alto que para el océano principalmente debido a la contribución de las nubes.

2003-2004 significa anual clara y total-sky albedo

El albedo de la superficie de la Tierra se estima regularmente a través de sensores de satélites de observación de la Tierra, como los instrumentos MODIS de la NASA a bordo de los satélites Terra y Aqua, y el instrumento CERES en Suomi NPP y JPSS. Como la cantidad de radiación reflejada solo se mide en una sola dirección por satélite, no en todas las direcciones, se utiliza un modelo matemático para traducir un conjunto de muestras de mediciones de reflectancia satelital en estimaciones de reflectancia direccional hemisférica y bihemisférica (p. ej.,). Estos cálculos se basan en la función de distribución de reflectancia bidireccional (BRDF), que describe cómo la reflectancia de una superficie determinada depende del ángulo de visión del observador y del ángulo solar. BDRF puede facilitar la traducción de observaciones de reflectancia en albedo.

La temperatura media de la superficie de la Tierra debido a su albedo y al efecto invernadero es actualmente de unos 15 °C (59 °F). Si la Tierra se congelara por completo (y, por lo tanto, fuera más reflectante), la temperatura promedio del planeta caería por debajo de -40 °C (-40 °F). Si tan solo las masas continentales quedaran cubiertas por glaciares, la temperatura media del planeta descendería a unos 0 °C (32 °F). Por el contrario, si toda la Tierra estuviera cubierta por agua, un llamado planeta océano, la temperatura promedio en el planeta aumentaría a casi 27 °C (81 °F).

En 2021, los científicos informaron que la Tierra se atenuó un ~0,5 % durante dos décadas (1998-2017), según lo medido por la luminosidad de la tierra utilizando técnicas fotométricas modernas. Esto puede haber sido co-causado tanto por el cambio climático como por un aumento sustancial en el calentamiento global. Sin embargo, el vínculo con el cambio climático no se ha explorado hasta la fecha y no está claro si esto representa o no una tendencia en curso.

Albedo de cielo blanco, cielo negro y cielo azul

Para las superficies terrestres, se ha demostrado que el albedo en un ángulo cenital solar particular θ_i se puede aproximar mediante la suma proporcional de dos términos:

• la reflectancia direccional-hemisférica en ese ángulo solar zenith, α α ̄ ̄ ()Silencio Silencio i){displaystyle {{bar {alpha} {theta}}}} {Theta}}}} {Theta}}}} {Theta}}}}}}} {f}}}}} {f}}}}}}}}}} {f}}} {f}}}}} {f}}}}}}}}}, a veces referido como albedo negro-sky, y
• la reflexión bi-hemisférica, α α ̄ ̄ ̄ ̄ {displaystyle {bar {fnMicrosoft {fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\\\\\\\fn\\\\\fn\\\\\\\\\\\\\\fn\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\fn\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\ }, a veces referido como albedo blanco-sky.

con 1− − D{displaystyle {1-D} siendo la proporción de radiación directa desde un ángulo solar dado, y D{displaystyle {D} siendo la proporción de iluminación difusa, el albedo real α α {displaystyle {alpha}} (también llamado albedo azul-sky) se puede dar como:

α α =()1− − D)α α ̄ ̄ ()Silencio Silencio i)+Dα α ̄ ̄ ̄ ̄ .{displaystyle alpha =(1-D){bar {alpha }(theta _{i})+D{bar {bar {alpha }}}

Esta fórmula es importante porque permite calcular el albedo para cualquier condición de iluminación dada a partir del conocimiento de las propiedades intrínsecas de la superficie.

Ejemplos de efectos de albedo terrestre

Iluminación

El albedo no depende directamente de la iluminación porque cambiar la cantidad de luz entrante cambia proporcionalmente la cantidad de luz reflejada, excepto en circunstancias en las que un cambio en la iluminación induce un cambio en la superficie de la Tierra en ese lugar (por ejemplo, a través de derretimiento del hielo reflectante). Dicho esto, el albedo y la iluminación varían según la latitud. El albedo es más alto cerca de los polos y más bajo en los subtrópicos, con un máximo local en los trópicos.

Efectos de insolación

La intensidad de los efectos de la temperatura del albedo depende de la cantidad de albedo y del nivel de insolación local (irradiación solar); Las áreas de alto albedo en las regiones del Ártico y la Antártida son frías debido a la baja insolación, mientras que áreas como el desierto del Sahara, que también tienen un albedo relativamente alto, serán más cálidas debido a la alta insolación. Las áreas de selva tropical y subtropical tienen un albedo bajo y son mucho más cálidas que sus contrapartes de bosques templados, que tienen menos insolación. Debido a que la insolación juega un papel tan importante en los efectos de calentamiento y enfriamiento del albedo, las áreas de alta insolación como los trópicos tenderán a mostrar una fluctuación más pronunciada en la temperatura local cuando cambie el albedo local.

Las regiones árticas liberan notablemente más calor al espacio del que absorben, enfriando efectivamente la Tierra. Esto ha sido una preocupación ya que el hielo y la nieve del Ártico se han estado derritiendo a un ritmo más rápido debido a las temperaturas más altas, creando regiones en el Ártico que son notablemente más oscuras (el agua o el suelo tienen un color más oscuro) y reflejan menos calor hacia el espacio. Este ciclo de retroalimentación da como resultado un efecto de albedo reducido.

Clima y tiempo

El albedo afecta el clima al determinar cuánta radiación absorbe un planeta. El calentamiento desigual de la Tierra debido a las variaciones de albedo entre la tierra, el hielo o las superficies oceánicas puede influir en el clima.

Retroalimentación de albedo y temperatura

Cuando el albedo de un área cambia debido a las nevadas, se genera una retroalimentación de la temperatura de la nieve. Una capa de nieve aumenta el albedo local, reflejando la luz del sol y provocando un enfriamiento local. En principio, si ningún cambio de temperatura exterior afecta esta área (por ejemplo, una masa de aire cálido), el albedo elevado y la temperatura más baja mantendrían la nieve actual e invitarían a más nevadas, profundizando la retroalimentación de la temperatura de la nieve. Sin embargo, debido a que el clima local es dinámico debido al cambio de estaciones, eventualmente las masas de aire cálido y un ángulo más directo de la luz solar (mayor insolación) provocan el derretimiento. Cuando el área derretida revela superficies con un albedo más bajo, como la hierba, el suelo o el océano, el efecto se invierte: la superficie que se oscurece reduce el albedo, lo que aumenta las temperaturas locales, lo que induce una mayor fusión y, por lo tanto, reduce aún más el albedo, lo que resulta en un calentamiento aún mayor..

Nieve

El albedo de la nieve es muy variable, desde 0,9 para la nieve recién caída hasta alrededor de 0,4 para la nieve derretida y tan bajo como 0,2 para la nieve sucia. Sobre la Antártida, el albedo de la nieve promedia un poco más de 0,8. Si un área marginalmente cubierta de nieve se calienta, la nieve tiende a derretirse, lo que reduce el albedo y, por lo tanto, provoca que se derrita más porque la capa de nieve absorbe más radiación (la retroalimentación positiva del hielo-albedo).

Así como la nieve fresca tiene un albedo más alto que la nieve sucia, el albedo del hielo marino cubierto de nieve es mucho más alto que el del agua de mar. El agua de mar absorbe más radiación solar que la misma superficie cubierta de nieve reflectante. Cuando el hielo marino se derrite, ya sea debido a un aumento de la temperatura del mar o en respuesta al aumento de la radiación solar desde arriba, la superficie cubierta de nieve se reduce y queda expuesta una mayor superficie de agua de mar, por lo que aumenta la tasa de absorción de energía. La energía adicional absorbida calienta el agua de mar, lo que a su vez aumenta la velocidad a la que se derrite el hielo marino. Al igual que con el ejemplo anterior de deshielo, el proceso de derretimiento del hielo marino es otro ejemplo de retroalimentación positiva. Ambos bucles de retroalimentación positiva han sido reconocidos durante mucho tiempo como importantes para el calentamiento global.

La crioconita, polvo pulverulento arrastrado por el viento que contiene hollín, a veces reduce el albedo en los glaciares y las capas de hielo.

La naturaleza dinámica del albedo en respuesta a la retroalimentación positiva, junto con los efectos de pequeños errores en la medición del albedo, pueden generar grandes errores en las estimaciones de energía. Debido a esto, para reducir el error de las estimaciones de energía, es importante medir el albedo de las áreas cubiertas de nieve a través de técnicas de detección remota en lugar de aplicar un solo valor de albedo en regiones amplias.

Efectos a pequeña escala

Albedo también funciona a menor escala. A la luz del sol, la ropa oscura absorbe más calor y la ropa de colores claros lo refleja mejor, lo que permite cierto control sobre la temperatura corporal al explotar el efecto albedo del color de la ropa externa.

Efectos solares fotovoltaicos

El albedo puede afectar la producción de energía eléctrica de los dispositivos solares fotovoltaicos. Por ejemplo, los efectos de un albedo espectralmente sensible se ilustran con las diferencias entre el albedo ponderado espectralmente de la tecnología solar fotovoltaica basada en silicio amorfo hidrogenado (a-Si:H) y silicio cristalino (c-Si) en comparación con el espectral tradicional. -predicciones de albedo integradas. La investigación mostró impactos de más del 10% para sistemas montados verticalmente (90°), pero tales efectos fueron sustancialmente menores para sistemas con superficies inclinadas más bajas. El albedo espectral afecta fuertemente el desempeño de las celdas solares bifaciales donde se han observado ganancias en el desempeño de la superficie posterior de más del 20 % para las celdas de c-Si instaladas sobre vegetación saludable. Un análisis del sesgo debido a la reflectividad especular de 22 materiales superficiales comunes (tanto hechos por el hombre como naturales) proporcionó valores de albedo efectivos para simular el rendimiento de siete materiales fotovoltaicos montados en tres topologías comunes de sistemas fotovoltaicos: industrial (granjas solares), techos planos comerciales y aplicaciones residenciales de techo inclinado.

Árboles

Debido a que los bosques generalmente tienen un albedo bajo (la mayoría del espectro ultravioleta y visible se absorbe a través de la fotosíntesis), algunos científicos han sugerido que una mayor absorción de calor por parte de los árboles podría compensar algunos de los beneficios de carbono de la forestación (o compensar el impacto negativo impactos climáticos de la deforestación). En el caso de bosques siempreverdes con cubierta de nieve estacional, la reducción del albedo puede ser lo suficientemente grande como para que la deforestación provoque un efecto de enfriamiento neto. Los árboles también afectan el clima de formas extremadamente complicadas a través de la evapotranspiración. El vapor de agua causa enfriamiento en la superficie terrestre, provoca calentamiento donde se condensa, actúa como un fuerte gas de efecto invernadero y puede aumentar el albedo cuando se condensa en nubes. Los científicos generalmente tratan la evapotranspiración como un impacto de enfriamiento neto, y el impacto climático neto de los cambios en el albedo y la evapotranspiración de la deforestación depende en gran medida del clima local.

En las zonas cubiertas de nieve estacional, los albedos invernales de las áreas sin árboles son entre un 10 % y un 50 % más altos que las áreas boscosas cercanas porque la nieve no cubre los árboles con tanta facilidad. Los árboles de hoja caduca tienen un valor de albedo de alrededor de 0,15 a 0,18, mientras que los árboles de coníferas tienen un valor de alrededor de 0,09 a 0,15. La variación en el albedo de verano en ambos tipos de bosques está asociada con tasas máximas de fotosíntesis porque las plantas con alta capacidad de crecimiento exhiben una mayor fracción de su follaje para la intercepción directa de la radiación entrante en el dosel superior. El resultado es que es más probable que las longitudes de onda de la luz que no se utilizan en la fotosíntesis se reflejen de vuelta al espacio en lugar de ser absorbidas por otras superficies más bajas en el dosel.

Estudios realizados por el Centro Hadley han investigado el efecto relativo (generalmente calentamiento) del cambio de albedo y el efecto (enfriamiento) del secuestro de carbono en la plantación de bosques. Descubrieron que los bosques nuevos en áreas tropicales y de latitudes medias tendían a enfriarse; los nuevos bosques en latitudes altas (p. ej., Siberia) eran neutrales o quizás se estaban calentando.

Agua

Reflectividad del agua lisa a 20 °C (68 °F) (índice refractivo=1.333)

El agua refleja la luz de forma muy diferente a los materiales terrestres típicos. La reflectividad de una superficie de agua se calcula utilizando las ecuaciones de Fresnel.

En la escala de la longitud de onda de la luz, incluso el agua ondulada siempre es suave, por lo que la luz se refleja de manera especular localmente (no de forma difusa). El reflejo de la luz en el agua es un efecto común de esto. En ángulos pequeños de luz incidente, la ondulación da como resultado una reflectividad reducida debido a la inclinación de la curva de reflectividad frente al ángulo incidente y un ángulo incidente promedio localmente aumentado.

Aunque la reflectividad del agua es muy baja en ángulos bajos y medios de luz incidente, se vuelve muy alta en ángulos altos de luz incidente como los que ocurren en el lado iluminado de la Tierra cerca del terminador (primera mañana, última hora de la tarde, y cerca de los polos). Sin embargo, como se mencionó anteriormente, la ondulación provoca una reducción apreciable. Debido a que la luz reflejada especularmente por el agua no suele llegar al observador, se suele considerar que el agua tiene un albedo muy bajo a pesar de su alta reflectividad en ángulos elevados de luz incidente.

Tenga en cuenta que los casquetes blancos de las olas se ven blancos (y tienen un alto albedo) porque el agua se forma espuma, por lo que hay muchas superficies de burbujas superpuestas que reflejan, sumando sus reflectividades. 'negro' fresco hielo exhibe reflejo de Fresnel. La nieve encima de este hielo marino aumenta el albedo a 0,9.

Nubes

El albedo de las nubes tiene una influencia sustancial sobre las temperaturas atmosféricas. Los diferentes tipos de nubes exhiben una reflectividad diferente, teóricamente con un albedo que varía desde un mínimo cercano a 0 hasta un máximo cercano a 0,8. “En un día cualquiera, aproximadamente la mitad de la Tierra está cubierta por nubes, que reflejan más luz solar que la tierra y el agua. Las nubes mantienen fresca la Tierra al reflejar la luz del sol, pero también pueden servir como mantas para atrapar el calor.

El albedo y el clima en algunas áreas se ven afectados por nubes artificiales, como las creadas por las estelas del intenso tráfico de aviones comerciales. Un estudio que siguió a la quema de los campos petroleros de Kuwait durante la ocupación iraquí mostró que las temperaturas bajo los incendios de petróleo en llamas eran hasta 10 °C (18 °F) más frías que las temperaturas a varias millas de distancia bajo cielos despejados.

Efectos de aerosoles

Los aerosoles (partículas/gotas muy finas en la atmósfera) tienen efectos directos e indirectos en el balance radiativo de la Tierra. El efecto directo (albedo) es generalmente enfriar el planeta; el efecto indirecto (las partículas actúan como núcleos de condensación de nubes y, por lo tanto, cambian las propiedades de las nubes) es menos seguro. Según Spracklen et al. los efectos son:

• Efecto directo de Aerosol. Los aerosoles dispersan directamente y absorben la radiación. La dispersión de la radiación causa enfriamiento atmosférico, mientras que la absorción puede causar calentamiento atmosférico.
• Efecto indirecto de Aerosol. Los aerosoles modifican las propiedades de las nubes a través de un subconjunto de la población aerosol llamada núcleos de condensación de nubes. El aumento de las concentraciones de núcleos conduce al aumento de las concentraciones de número de gotas de nube, que a su vez conduce al aumento del albedo de la nube, el aumento de la dispersión de la luz y el enfriamiento radiativo (primer efecto indirecto), pero también conduce a la reducción de la eficiencia de precipitación y el aumento de la vida de la nube (segundo efecto indirecto).

En ciudades extremadamente contaminadas como Delhi, los contaminantes en aerosol influyen en el clima local e inducen un efecto de isla fresca urbana durante el día.

Carbón negro

Otro efecto relacionado con el albedo en el clima son las partículas de carbón negro. El tamaño de este efecto es difícil de cuantificar: el Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático estima que el forzamiento radiativo medio global para los aerosoles de carbono negro de los combustibles fósiles es de +0,2 W m⁻², con un rango de +0,1 a +0,4 W·m⁻². El carbono negro es una causa mayor del derretimiento de la capa de hielo polar en el Ártico que el dióxido de carbono debido a su efecto sobre el albedo.

Actividades humanas

Greenhouses of Almería, España

Las actividades humanas (por ejemplo, la deforestación, la agricultura y la urbanización) cambian el albedo de varias áreas del mundo. Según Campra et al., los impactos humanos en "las propiedades físicas de la superficie terrestre pueden perturbar el clima al alterar el balance de energía radiativa de la Tierra" incluso a pequeña escala o cuando los satélites no los detectan.

Las decenas de miles de hectáreas de invernaderos en Almería, España, forman una gran extensión de techos de plástico blanqueado. Un estudio de 2008 encontró que este cambio antropogénico redujo la temperatura del área de la superficie local del área de alto albedo, aunque los cambios fueron localizados. Un estudio de seguimiento encontró que "CO2-eq. Las emisiones asociadas a los cambios en el albedo superficial son consecuencia de la transformación del suelo" y puede reducir los aumentos de temperatura superficial asociados con el cambio climático.

Se ha encontrado que la urbanización generalmente disminuye el albedo (comúnmente 0.01–0.02 más bajo que las tierras de cultivo adyacentes), lo que contribuye al calentamiento global. Aumentar deliberadamente el albedo en áreas urbanas puede mitigar la isla de calor urbana. Ouyang et al. estimó que, a escala global, "un aumento del albedo de 0,1 en las áreas urbanas de todo el mundo daría como resultado un efecto de enfriamiento equivalente a la absorción de ~44 Gt de emisiones de CO₂."

Se ha propuesto mejorar intencionalmente el albedo de la superficie de la Tierra, junto con su emitancia térmica diurna, como una estrategia de gestión de la radiación solar para mitigar las crisis energéticas y el calentamiento global conocido como enfriamiento radiativo diurno pasivo (PDRC). Los esfuerzos hacia la implementación generalizada de los PDRC pueden centrarse en maximizar el albedo de las superficies desde valores muy bajos hasta valores altos, siempre que se pueda lograr una emitancia térmica de al menos el 90 %.

Albedo astronómico

En astronomía, el término albedo se puede definir de varias maneras diferentes, dependiendo de la aplicación y la longitud de onda de la radiación electromagnética involucrada.

Albedo óptico o visual

Los albedos de los planetas, satélites y planetas menores como los asteroides se pueden utilizar para inferir mucho sobre sus propiedades. El estudio de los albedos, su dependencia de la longitud de onda, el ángulo de iluminación ("ángulo de fase") y la variación en el tiempo constituye una parte importante del campo astronómico de la fotometría. Para objetos pequeños y lejanos que no pueden ser resueltos por telescopios, gran parte de lo que sabemos proviene del estudio de sus albedos. Por ejemplo, el albedo absoluto puede indicar el contenido de hielo en la superficie de los objetos del Sistema Solar exterior, la variación del albedo con el ángulo de fase brinda información sobre las propiedades del regolito, mientras que el albedo de radar inusualmente alto es indicativo de un alto contenido de metal en los asteroides.

Enceladus, una luna de Saturno, tiene uno de los albedos ópticos más altos conocidos de cualquier cuerpo en el Sistema Solar, con un albedo de 0,99. Otro cuerpo notable de alto albedo es Eris, con un albedo de 0,96. Muchos objetos pequeños en el Sistema Solar exterior y el cinturón de asteroides tienen albedos bajos de aproximadamente 0,05. El núcleo de un cometa típico tiene un albedo de 0,04. Se cree que una superficie tan oscura es indicativa de una superficie primitiva y fuertemente erosionada por el espacio que contiene algunos compuestos orgánicos.

El albedo general de la Luna se mide en alrededor de 0,14, pero es fuertemente direccional y no lambertiano, mostrando también un fuerte efecto de oposición. Aunque tales propiedades de reflectancia son diferentes de las de cualquier terreno terrestre, son típicas de las superficies de regolito de los cuerpos del Sistema Solar sin aire.

Dos albedos ópticos comunes que se utilizan en astronomía son el albedo geométrico (banda V) (que mide el brillo cuando la iluminación proviene directamente de detrás del observador) y el albedo de Bond (que mide la proporción total de energía electromagnética reflejada). Sus valores pueden diferir significativamente, lo cual es una fuente común de confusión.

En estudios detallados, las propiedades de reflectancia direccional de los cuerpos astronómicos a menudo se expresan en términos de los cinco parámetros de Hapke que describen semiempíricamente la variación del albedo con el ángulo de fase, incluida una caracterización del efecto de oposición de las superficies de regolito. Uno de estos cinco parámetros es otro tipo de albedo llamado albedo de dispersión simple. Se utiliza para definir la dispersión de ondas electromagnéticas en partículas pequeñas. Depende de las propiedades del material (índice de refracción), el tamaño de la partícula y la longitud de onda de la radiación entrante.

Una relación importante entre el albedo astronómico (geométrico), la magnitud absoluta y el diámetro de un objeto viene dada por:

A=()1329× × 10− − H/5D)2,{displaystyle A=left({frac {1329times 10^{-H/5}{D}right)^{2},}

A{displaystyle A}

D{displaystyle D}

H{displaystyle H.

Radar albedo

En la astronomía del radar planetario, se transmite un pulso de microondas (o radar) hacia un objetivo planetario (por ejemplo Luna, asteroide, etc.) y se mide el eco del objetivo. En la mayoría de los casos, el pulso transmitido se polariza circularmente y el pulso recibido se mide en el mismo sentido de polarización que el pulso transmitido (SC) y el sentido opuesto (OC). La potencia del eco se mide en términos de sección de radar, σ σ OC{displaystyle {sigma }, σ σ SC{displaystyle {sigma }, o σ σ T{displaystyle {sigma } (poder total, SC + OC) y es igual al área transversal de una esfera metálica (perfect reflector) a la misma distancia que el objetivo que devolvería el mismo poder eco.

Aquellos componentes del eco recibido que regresan de los reflejos de la primera superficie (como de una superficie lisa o similar a un espejo) están dominados por el componente OC ya que hay una inversión en la polarización tras el reflejo. Si la superficie es rugosa en la escala de longitud de onda o hay una penetración significativa en el regolito, habrá un componente SC significativo en el eco causado por la dispersión múltiple.

Para la mayoría de los objetos en el sistema solar, el eco OC domina y el parámetro de albedo de radar informado con más frecuencia es el albedo de radar OC (normalizado) (a menudo abreviado como albedo de radar):

σ σ ^ ^ OC=()σ σ OCπ π r2){displaystyle {hat {sigma} }_{OC}=left({frac {sigma ¿Qué?

donde el denominador es el área transversal efectiva del objeto objetivo con radio promedio, r{displaystyle r}. Una esfera metálica lisa tendría σ σ ^ ^ OC=1{displaystyle {hat {sigma} }_{OC}=1}.

Albedos de radar de objetos del Sistema Solar

Objeto	σ σ ^ ^ OC{displaystyle {hat {sigma} }
Luna	0,06
Mercurio	0,05
Venus	0.10
Marte	0,06
asteroide tipo S	0.14
asteroide tipo C	0,13
asteroide tipo M	0,266
Comet P/2005 JQ5	0,02

Los valores informados para la Luna, Mercurio, Marte, Venus y el cometa P/2005 JQ5 se derivan del albedo de radar total (OC+SC) informado en esas referencias.

Relación con la densidad aparente superficial

En caso de que la mayor parte del eco sea de las primeras reflexiones superficiales (<math alttext="{displaystyle {hat {sigma }}_{text{OC}}σ σ ^ ^ OC.0.1{displaystyle {hat {sigma} - No.<img alt="{displaystyle {hat {sigma }}_{text{OC}} o así), el albedo de radar OC es una aproximación de primer orden del coeficiente de reflexión de Fresnel (también reflectividad) y se puede utilizar para estimar la densidad de vracs de una superficie planetaria a una profundidad de un metro o así (unas pocas longitudes de onda del radar que normalmente se encuentra en la escala decimetro) utilizando las siguientes relaciones empíricas:

0.07end{cases}}}" xmlns="http://www.w3.org/1998/Math/MathML">*** *** ={}3.20g cm− − 3In⁡ ⁡ ()1+0.83σ σ ^ ^ OC1− − 0.83σ σ ^ ^ OC)paraσ σ ^ ^ OC≤ ≤ 0,07()6.944σ σ ^ ^ OC+1.083)g cm− − 3paraσ σ ^ ^ OC■0,07{displaystyle rho ={cases}3.20{text{ g cm}}^{-3}ln left({frac {1+{sqrt {0.83{hat {sigma {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft Sans Serif}}} {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft Sans}}}}}}}}}}}} {\fnMicros}} {f}}} {f}}}}}}}} {f}}}}}}}}}}}}}}} {f}} {f} {f}} {f} {f} {f}}}} {f}}} {f}}}}}}}}}}} {f}}}} {f}}}}}}}} {f}}}}}}}}}} {\f}}}}}}}}}}}}}}} {f}}}}}}}}}}}}}}}} {f}}}} { {fnMicrosoft Sans Serif}} {fnMicrosoft Sans Serif} {fnMicrosoft Sans Serif} }{hat {sigma }_{text{OC}leq 0.07(6.944{hat {sigma #### {text{OC}+1.083]{text{ g cm}{-3} {text{for }{hat {sigma {fnMicrosoft Sans Serif}0.07end{cases}}}" aria-hidden="true" class="mwe-math-fallback-image-inline" src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/3a02cbe620ac1338788fe887350e26b2a167bc18" style="vertical-align: -4.671ex; width:52.442ex; height:10.509ex;"/>.