Albedo

A porcentagem de luz solar difusa refletida em relação a várias condições de superfície

Albedo (do latim albedo 'brancura') é a medida da reflexão difusa da radiação solar a partir da radiação solar total e medida em uma escala de 0, correspondente a um corpo negro que absorve toda a radiação incidente, a 1, correspondente a um corpo que reflete toda a radiação incidente.

O albedo da superfície é definido como a razão entre a radiosidade J_e e a irradiância E_e (fluxo por unidade de área) recebida por uma superfície. A proporção refletida não é determinada apenas pelas propriedades da própria superfície, mas também pela distribuição espectral e angular da radiação solar que atinge a superfície da Terra. Esses fatores variam com a composição atmosférica, localização geográfica e tempo (ver posição do Sol). Enquanto a refletância bi-hemisférica é calculada para um único ângulo de incidência (ou seja, para uma determinada posição do Sol), o albedo é a integração direcional da refletância sobre todos os ângulos solares em um determinado período. A resolução temporal pode variar de segundos (conforme obtido a partir de medições de fluxo) a médias diárias, mensais ou anuais.

A menos que seja dado para um comprimento de onda específico (albedo espectral), o albedo refere-se a todo o espectro da radiação solar. Devido a restrições de medição, muitas vezes é dado para o espectro em que a maior parte da energia solar atinge a superfície (entre 0,3 e 3 μm). Este espectro inclui a luz visível (0,4–0,7 μm), o que explica por que as superfícies com baixo albedo aparecem escuras (por exemplo, as árvores absorvem a maior parte da radiação), enquanto as superfícies com alto albedo parecem brilhantes (por exemplo, a neve reflete a maior parte da radiação).

O albedo é um conceito importante em climatologia, astronomia e gestão ambiental (por exemplo, como parte do programa Leadership in Energy and Environmental Design (LEED) para classificação sustentável de edifícios). O albedo médio da Terra a partir da atmosfera superior, seu albedo planetário, é de 30 a 35% por causa da cobertura de nuvens, mas varia amplamente localmente na superfície devido a diferentes características geológicas e ambientais.

O termo albedo foi introduzido na ótica por Johann Heinrich Lambert em seu trabalho de 1760 Photometria.

Albedo terrestre

Qualquer albedo na luz visível cai dentro de um intervalo de cerca de 0,9 para neve fresca a cerca de 0,04 para carvão, uma das substâncias mais escuras. Cavidades profundamente sombreadas podem atingir um albedo efetivo que se aproxima do zero de um corpo negro. Quando vista à distância, a superfície do oceano tem um albedo baixo, assim como a maioria das florestas, enquanto as áreas desérticas têm alguns dos albedos mais altos entre as formas de relevo. A maioria das áreas terrestres está em uma faixa de albedo de 0,1 a 0,4. O albedo médio da Terra é de cerca de 0,3. Isso é muito maior do que para o oceano, principalmente por causa da contribuição das nuvens.

2003-2004 significa albedo anual de céu claro e total

O albedo da superfície da Terra é estimado regularmente por meio de sensores de satélite de observação da Terra, como os instrumentos MODIS da NASA a bordo dos satélites Terra e Aqua, e o instrumento CERES no Suomi NPP e JPSS. Como a quantidade de radiação refletida é medida apenas para uma única direção por satélite, não para todas as direções, um modelo matemático é usado para traduzir um conjunto de amostra de medições de refletância de satélite em estimativas de refletância direcional-hemisférica e refletância bi-hemisférica (por exemplo,) . Esses cálculos são baseados na função de distribuição de refletância bidirecional (BRDF), que descreve como a refletância de uma determinada superfície depende do ângulo de visão do observador e do ângulo solar. BDRF pode facilitar traduções de observações de refletância em albedo.

A temperatura média da superfície da Terra devido ao seu albedo e ao efeito estufa é atualmente de cerca de 15 °C (59 °F). Se a Terra estivesse totalmente congelada (e, portanto, fosse mais reflexiva), a temperatura média do planeta cairia abaixo de −40 °C (−40 °F). Se apenas as massas de terra continentais fossem cobertas por geleiras, a temperatura média do planeta cairia para cerca de 0 °C (32 °F). Em contraste, se toda a Terra fosse coberta por água - um chamado planeta oceânico - a temperatura média do planeta subiria para quase 27 °C (81 °F).

Em 2021, os cientistas relataram que a Terra escureceu cerca de 0,5% ao longo de duas décadas (1998–2017), conforme medido pelo brilho da terra usando técnicas fotométricas modernas. Isso pode ter sido co-causado pela mudança climática, bem como um aumento substancial no aquecimento global. No entanto, o vínculo com a mudança climática não foi explorado até o momento e não está claro se isso representa ou não uma tendência contínua.

Albedo de céu branco, céu negro e céu azul

Para superfícies terrestres, foi demonstrado que o albedo em um determinado ângulo de zênite solar θ_i pode ser aproximado pela soma proporcional de dois termos:

• a reflectância direcional-hemisférica naquele ângulo zenith solar, α α ? ? (θ θ Eu...){\displaystyle {{\bar {\alpha }}(\theta _{i})}}, às vezes referido como albedo de céu preto, e
• a reflexão bi-hemisférica, α α ? ? ? ? {\displaystyle } {\displaystyle } Sim., às vezes referido como albedo branco-sky.

com 1- Sim. - Sim. DNão. {1-D} sendo a proporção de radiação direta de um determinado ângulo solar, e DNão. (D) sendo a proporção de iluminação difusa, o albedo real α α {\displaystyle {\alpha }} (também chamado albedo de céu azul) pode então ser dado como:

α α = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = =(1- Sim. - Sim. D)α α ? ? (θ θ Eu...)+Dα α ? ? ? ? .{\displaystyle \alpha =(1-D){\bar {\alpha }}(\theta _{i})+D{\bar {\alpha Sim.

Esta fórmula é importante porque permite que o albedo seja calculado para quaisquer condições de iluminação a partir do conhecimento das propriedades intrínsecas da superfície.

Exemplos de efeitos de albedo terrestre

Iluminação

O albedo não depende diretamente da iluminação porque alterar a quantidade de luz incidente altera proporcionalmente a quantidade de luz refletida, exceto em circunstâncias em que uma mudança na iluminação induz uma mudança na superfície da Terra naquele local (por exemplo, através fusão do gelo reflexivo). Dito isto, o albedo e a iluminação variam de acordo com a latitude. O albedo é mais alto perto dos pólos e mais baixo nos subtrópicos, com um máximo local nos trópicos.

Efeitos de insolação

A intensidade dos efeitos da temperatura do albedo depende da quantidade de albedo e do nível de insolação local (irradiação solar); áreas de alto albedo nas regiões ártica e antártica são frias devido à baixa insolação, enquanto áreas como o deserto do Saara, que também têm um albedo relativamente alto, serão mais quentes devido à alta insolação. As áreas de florestas tropicais e subtropicais têm baixo albedo e são muito mais quentes do que suas contrapartes de florestas temperadas, que têm menor insolação. Como a insolação desempenha um papel tão importante nos efeitos de aquecimento e resfriamento do albedo, áreas de alta insolação, como os trópicos, tendem a mostrar uma flutuação mais pronunciada na temperatura local quando o albedo local muda.

As regiões árticas liberam notavelmente mais calor de volta ao espaço do que absorvem, resfriando efetivamente a Terra. Isso tem sido uma preocupação, já que o gelo e a neve do Ártico estão derretendo a taxas mais altas devido às temperaturas mais altas, criando regiões no Ártico que são notavelmente mais escuras (sendo água ou solo de cor mais escura) e refletem menos calor de volta ao espaço. Este ciclo de feedback resulta em um efeito de albedo reduzido.

Clima e tempo

Albedo afeta o clima determinando quanta radiação um planeta absorve. O aquecimento desigual da Terra devido às variações de albedo entre a superfície terrestre, gelada ou oceânica pode influenciar o clima.

Feedback de albedo-temperatura

Quando o albedo de uma área muda devido à queda de neve, ocorre um feedback da temperatura da neve. Uma camada de neve aumenta o albedo local, refletindo a luz solar, levando ao resfriamento local. Em princípio, se nenhuma mudança de temperatura externa afetar essa área (por exemplo, uma massa de ar quente), o albedo elevado e a temperatura mais baixa manteriam a neve atual e convidariam a novas nevascas, aprofundando o feedback da temperatura da neve. No entanto, como o clima local é dinâmico devido à mudança das estações, eventualmente massas de ar quente e um ângulo mais direto da luz solar (maior insolação) causam derretimento. Quando a área derretida revela superfícies com albedo mais baixo, como grama, solo ou oceano, o efeito é reverso: a superfície escurecida reduz o albedo, aumentando as temperaturas locais, o que induz mais derretimento e, portanto, reduz ainda mais o albedo, resultando em ainda mais aquecimento .

Neve

O albedo da neve é altamente variável, variando de 0,9 para neve recém-caída a cerca de 0,4 para neve derretida e tão baixo quanto 0,2 para neve suja. Sobre a Antártida, o albedo da neve é em média pouco mais de 0,8. Se uma área marginalmente coberta de neve esquentar, a neve tende a derreter, diminuindo o albedo e, portanto, levando a mais derretimento de neve porque mais radiação está sendo absorvida pela camada de neve (o feedback positivo gelo-albedo).

Assim como a neve fresca tem um albedo maior do que a neve suja, o albedo do gelo marinho coberto de neve é muito maior do que o da água do mar. A água do mar absorve mais radiação solar do que a mesma superfície coberta com neve reflexiva. Quando o gelo do mar derrete, seja devido ao aumento da temperatura do mar ou em resposta ao aumento da radiação solar de cima, a superfície coberta de neve é reduzida e mais superfície da água do mar é exposta, aumentando a taxa de absorção de energia. A energia extra absorvida aquece a água do mar, o que, por sua vez, aumenta a taxa de derretimento do gelo marinho. Assim como no exemplo anterior de degelo, o processo de derretimento do gelo marinho é, portanto, outro exemplo de retroalimentação positiva. Ambos os ciclos de feedback positivo há muito são reconhecidos como importantes para o aquecimento global.

A crioconita, poeira em pó transportada pelo vento contendo fuligem, às vezes reduz o albedo em geleiras e mantos de gelo.

A natureza dinâmica do albedo em resposta ao feedback positivo, juntamente com os efeitos de pequenos erros na medição do albedo, pode levar a grandes erros nas estimativas de energia. Por causa disso, a fim de reduzir o erro das estimativas de energia, é importante medir o albedo de áreas cobertas de neve por meio de técnicas de sensoriamento remoto, em vez de aplicar um único valor de albedo em regiões amplas.

Efeitos em pequena escala

Albedo também funciona em menor escala. À luz do sol, as roupas escuras absorvem mais o calor e as roupas claras o refletem melhor, permitindo assim algum controle sobre a temperatura do corpo, explorando o efeito albedo da cor da roupa externa.

Efeitos solares fotovoltaicos

Albedo pode afetar a produção de energia elétrica de dispositivos solares fotovoltaicos. Por exemplo, os efeitos de um albedo responsivo espectral são ilustrados pelas diferenças entre o albedo ponderado espectralmente da tecnologia solar fotovoltaica baseada em silício amorfo hidrogenado (a-Si:H) e silício cristalino (c-Si) em comparação com a base espectral tradicional -previsões de albedo integradas. A pesquisa mostrou impactos de mais de 10% para sistemas montados verticalmente (90°), mas esses efeitos foram substancialmente menores para sistemas com inclinações de superfície menores. O albedo espectral afeta fortemente o desempenho das células solares bifaciais, onde foram observados ganhos de desempenho da superfície traseira de mais de 20% para células c-Si instaladas acima da vegetação saudável. Uma análise sobre o viés devido à refletividade especular de 22 materiais de superfície comumente encontrados (feitos pelo homem e naturais) forneceu valores de albedo efetivos para simular o desempenho de sete materiais fotovoltaicos montados em três topologias de sistemas fotovoltaicos comuns: industrial (fazendas solares), telhados planos comerciais e aplicações residenciais de telhado inclinado.

Árvores

Como as florestas geralmente têm um albedo baixo (a maior parte do espectro ultravioleta e visível é absorvida pela fotossíntese), alguns cientistas sugeriram que uma maior absorção de calor pelas árvores poderia compensar alguns dos benefícios do carbono do reflorestamento (ou compensar o negativo impactos climáticos do desmatamento). No caso de florestas perenes com cobertura de neve sazonal, a redução do albedo pode ser grande o suficiente para que o desmatamento cause um efeito líquido de resfriamento. As árvores também impactam o clima de maneiras extremamente complicadas por meio da evapotranspiração. O vapor d'água causa resfriamento na superfície terrestre, causa aquecimento onde se condensa, atua como um forte gás de efeito estufa e pode aumentar o albedo quando se condensa em nuvens. Os cientistas geralmente tratam a evapotranspiração como um impacto de resfriamento líquido, e o impacto climático líquido do albedo e das mudanças na evapotranspiração do desmatamento depende muito do clima local.

Em zonas sazonalmente cobertas de neve, os albedos de inverno de áreas sem árvores são 10% a 50% maiores do que áreas florestais próximas porque a neve não cobre as árvores tão facilmente. As árvores de folha caduca têm um valor de albedo de cerca de 0,15 a 0,18, enquanto as árvores coníferas têm um valor de cerca de 0,09 a 0,15. A variação no albedo de verão em ambos os tipos de floresta está associada a taxas máximas de fotossíntese porque as plantas com alta capacidade de crescimento exibem uma fração maior de sua folhagem para interceptação direta da radiação recebida no dossel superior. O resultado é que os comprimentos de onda da luz não utilizados na fotossíntese são mais propensos a serem refletidos de volta ao espaço, em vez de serem absorvidos por outras superfícies mais baixas no dossel.

Estudos do Centro Hadley investigaram o efeito relativo (geralmente de aquecimento) da mudança de albedo e o efeito (de resfriamento) do sequestro de carbono no plantio de florestas. Eles descobriram que novas florestas em áreas tropicais e de latitudes médias tendiam a esfriar; novas florestas em altas latitudes (por exemplo, Sibéria) eram neutras ou talvez em aquecimento.

Água

Reflexibilidade da água lisa a 20 °C (68 °F) (índice refração=1.333)

A água reflete a luz de forma muito diferente dos materiais terrestres típicos. A refletividade da superfície da água é calculada usando as equações de Fresnel.

Na escala do comprimento de onda da luz, mesmo a água ondulada é sempre lisa, de modo que a luz é refletida de maneira localmente especular (não difusamente). O brilho da luz na água é um efeito comum disso. Em pequenos ângulos de luz incidente, a ondulação resulta em refletividade reduzida por causa da inclinação da curva de refletividade versus ângulo de incidência e um ângulo de incidência médio aumentado localmente.

Embora a refletividade da água seja muito baixa em ângulos baixos e médios de luz incidente, torna-se muito alta em ângulos altos de luz incidente, como os que ocorrem no lado iluminado da Terra perto do terminador (início da manhã, final da tarde , e perto dos pólos). No entanto, como mencionado acima, a ondulação causa uma redução apreciável. Como a luz refletida especularmente da água geralmente não atinge o observador, a água é geralmente considerada como tendo um albedo muito baixo, apesar de sua alta refletividade em altos ângulos de luz incidente.

Observe que as calotas brancas nas ondas parecem brancas (e têm alto albedo) porque a água está cheia de espuma, então há muitas superfícies de bolhas sobrepostas que refletem, somando suas refletividades. Fresco 'preto' gelo exibe reflexão de Fresnel. A neve no topo desse gelo marinho aumenta o albedo para 0,9.

Nuvens

O albedo das nuvens tem influência substancial sobre as temperaturas atmosféricas. Diferentes tipos de nuvens exibem diferentes refletividades, teoricamente variando em albedo de um mínimo próximo a 0 a um máximo próximo a 0,8. “Em qualquer dia, cerca de metade da Terra é coberta por nuvens, que refletem mais a luz do sol do que a terra e a água. As nuvens mantêm a Terra fresca refletindo a luz do sol, mas também podem servir como cobertores para reter o calor."

O albedo e o clima em algumas áreas são afetados por nuvens artificiais, como as criadas pelos rastros do tráfego pesado de aviões comerciais. Um estudo após a queima dos campos de petróleo do Kuwait durante a ocupação iraquiana mostrou que as temperaturas sob os incêndios de óleo em chamas eram até 10 °C (18 °F) mais frias do que as temperaturas a vários quilômetros de distância sob céu claro.

Efeitos de aerossol

Os aerossóis (partículas/gotículas muito finas na atmosfera) têm efeitos diretos e indiretos no equilíbrio radiativo da Terra. O efeito direto (albedo) é geralmente para resfriar o planeta; o efeito indireto (as partículas agem como núcleos de condensação da nuvem e, portanto, alteram as propriedades da nuvem) é menos certo. De acordo com Spracklen et al. os efeitos são:

• Efeito directo do Aerosol. Os aerossóis espalham e absorvem radiação. A dispersão de radiação causa resfriamento atmosférico, enquanto a absorção pode causar aquecimento atmosférico.
• Efeito indirecto do aerossol. Os aerossóis modificam as propriedades das nuvens através de um subconjunto da população aerossol chamada núcleos de condensação da nuvem. Maiores concentrações de núcleos levam ao aumento das concentrações de número de gotículas na nuvem, o que por sua vez leva ao aumento do albedo na nuvem, ao aumento da dispersão de luz e ao resfriamento radiativo (primeiro efeito indirecto), mas também leva à redução da eficiência da precipitação e ao aumento da vida útil da nuvem (segundo efeito indirecto).

Em cidades extremamente poluídas como Delhi, os poluentes aerossóis influenciam o clima local e induzem um efeito de ilha urbana fria durante o dia.

Carvão negro

Outro efeito relacionado ao albedo no clima são as partículas de carbono negro. O tamanho desse efeito é difícil de quantificar: o Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas estima que o forçamento radiativo médio global para aerossóis de carbono negro de combustíveis fósseis é de +0,2 W m⁻², com uma faixa de +0,1 a +0,4 W m⁻². O carbono negro é uma causa maior do derretimento da calota polar no Ártico do que o dióxido de carbono devido ao seu efeito no albedo.

Atividades humanas

Greenhouses of Almería, Spain

As atividades humanas (por exemplo, desmatamento, agricultura e urbanização) alteram o albedo de várias áreas ao redor do globo. De acordo com Campra et al., os impactos humanos nas "propriedades físicas da superfície terrestre podem perturbar o clima alterando o balanço de energia radiativa da Terra". mesmo em pequena escala ou quando não detectado por satélites.

As dezenas de milhares de hectares de estufas em Almeria, na Espanha, formam uma grande extensão de telhados de plástico branqueado. Um estudo de 2008 descobriu que essa mudança antropogênica reduziu a temperatura da superfície local da área de alto albedo, embora as mudanças tenham sido localizadas. Um estudo de acompanhamento descobriu que "CO2-eq. as emissões associadas a mudanças no albedo da superfície são consequência da transformação do solo" e pode reduzir os aumentos da temperatura da superfície associados à mudança climática.

Descobriu-se que a urbanização geralmente diminui o albedo (comumente sendo 0,01–0,02 menor do que as terras agrícolas adjacentes), o que contribui para o aquecimento global. O aumento deliberado do albedo em áreas urbanas pode mitigar as ilhas de calor urbanas. Ouyang et al. estimou que, em escala global, "um aumento de albedo de 0,1 em áreas urbanas em todo o mundo resultaria em um efeito de resfriamento equivalente à absorção de ~44 Gt de emissões de CO₂.&#34 ;

O aumento intencional do albedo da superfície da Terra, juntamente com sua emitância térmica diurna, foi proposto como uma estratégia de gerenciamento de radiação solar para mitigar as crises energéticas e o aquecimento global conhecido como resfriamento radiativo passivo diurno (PDRC). Os esforços para a implementação generalizada de PDRCs podem se concentrar em maximizar o albedo das superfícies de valores muito baixos a altos, desde que uma emitância térmica de pelo menos 90% possa ser alcançada.

Albedo astronômico

Na astronomia, o termo albedo pode ser definido de várias maneiras diferentes, dependendo da aplicação e do comprimento de onda da radiação eletromagnética envolvida.

Albedo óptico ou visual

Os albedos de planetas, satélites e planetas menores, como asteroides, podem ser usados para inferir muito sobre suas propriedades. O estudo de albedos, sua dependência do comprimento de onda, ângulo de iluminação ("ângulo de fase") e variação no tempo compõe a maior parte do campo astronômico da fotometria. Para objetos pequenos e distantes que não podem ser resolvidos por telescópios, muito do que sabemos vem do estudo de seus albedos. Por exemplo, o albedo absoluto pode indicar o conteúdo de gelo da superfície de objetos externos do Sistema Solar, a variação do albedo com o ângulo de fase fornece informações sobre as propriedades do regolito, enquanto o albedo de radar incomumente alto é indicativo de alto conteúdo de metal em asteróides.

Encélado, uma lua de Saturno, tem um dos maiores albedos ópticos conhecidos de qualquer corpo no Sistema Solar, com um albedo de 0,99. Outro corpo notável de alto albedo é Eris, com um albedo de 0,96. Muitos objetos pequenos no Sistema Solar externo e no cinturão de asteróides têm albedos baixos de até 0,05. Um núcleo de cometa típico tem um albedo de 0,04. Pensa-se que uma superfície tão escura seja indicativa de uma superfície primitiva e fortemente desgastada pelo espaço, contendo alguns compostos orgânicos.

O albedo geral da Lua é medido em torno de 0,14, mas é fortemente direcional e não lambertiano, exibindo também um forte efeito de oposição. Embora tais propriedades de refletância sejam diferentes daquelas de qualquer terreno terrestre, elas são típicas das superfícies regolíticas de corpos sem ar do Sistema Solar.

Dois albedos ópticos comuns usados em astronomia são o albedo geométrico (banda V) (medindo o brilho quando a iluminação vem diretamente atrás do observador) e o albedo de Bond (medindo a proporção total de energia eletromagnética refletida). Seus valores podem diferir significativamente, o que é uma fonte comum de confusão.

Em estudos detalhados, as propriedades de refletância direcional de corpos astronômicos são frequentemente expressas em termos dos cinco parâmetros de Hapke que descrevem semi-empiricamente a variação do albedo com o ângulo de fase, incluindo uma caracterização do efeito de oposição de superfícies regolíticas. Um desses cinco parâmetros é outro tipo de albedo chamado albedo de dispersão única. É usado para definir a dispersão de ondas eletromagnéticas em pequenas partículas. Depende das propriedades do material (índice de refração), do tamanho da partícula e do comprimento de onda da radiação incidente.

Uma relação importante entre o albedo astronômico (geométrico) de um objeto, a magnitude absoluta e o diâmetro é dada por:

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

ANão. A.

DNão.

H. H. H.Não. H.

Radar albedo

Na astronomia planetária do radar, um pulso de micro-ondas (ou radar) é transmitido para um alvo planetário (por exemplo, Lua, asteróide, etc.) e o eco do alvo é medido. Na maioria dos casos, o pulso transmitido é circularmente polarizado e o pulso recebido é medido no mesmo sentido de polarização como o pulso transmitido (SC) e o sentido oposto (OC). A potência do eco é medida em termos de seção transversal do radar, σ σ OCNão. Sim. }_{OC}}, σ σ SCNão. Sim. }_{SC}}ou σ σ TNão. Sim. }_{T}} (potência total, SC + OC) e é igual à área transversal de uma esfera metálica (reflector perfeito) à mesma distância que o alvo que retornaria a mesma potência eco.

Os componentes do eco recebido que retornam das reflexões da primeira superfície (como de uma superfície lisa ou semelhante a um espelho) são dominados pelo componente OC, pois há uma reversão na polarização após a reflexão. Se a superfície for rugosa na escala de comprimento de onda ou se houver penetração significativa no regolito, haverá um componente SC significativo no eco causado por espalhamento múltiplo.

Para a maioria dos objetos no sistema solar, o eco OC domina e o parâmetro de albedo do radar mais comumente relatado é o albedo do radar OC (normalizado) (muitas vezes abreviado para albedo do radar):

σ σ ^ ^ OC= = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = =(σ σ OCD D R2)- Não. }}_{OC}=\left({\frac Não. }_{OC}}{\pi r^{2}}}\right)}

onde o denominador é a área transversal eficaz do objeto alvo com raio médio, RNão.. Uma esfera metálica lisa teria σ σ ^ ^ OC= = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = =1- Não. }}.

Albedos de radar de objetos do Sistema Solar

Objeto	σ σ ^ ^ OC- Não. }}_{\text{OC}}}
Lua	0,06
Mercúrio	0,05
Vénus	0,10
Marte	0,06
Avg. Asteróide tipo S	0,14
Avg. Asteróide tipo C	0,13
Asteróide do tipo M	0,26
Comet P/2005 JQ5	0,02

Os valores relatados para a Lua, Mercúrio, Marte, Vênus e Cometa P/2005 JQ5 são derivados do albedo de radar total (OC+SC) relatado nessas referências.

Relação com a densidade aparente da superfície

No caso de que a maioria do eco é de reflexos de primeira superfície (<math alttext="{\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}}σ σ ^ ^ OC<0.1- Não. }}_{\text{OC}}<0.1}<img alt="{\displaystyle {\hat {\sigma }}_{\text{OC}} ou assim), o albedo de radar OC é uma aproximação de primeira ordem do coeficiente de reflexão Fresnel (aka reflectivity) e pode ser usado para estimar a densidade de massa de uma superfície planetária a uma profundidade de um medidor ou assim (alguns comprimentos de onda do comprimento de onda de radar que é tipicamente na escala decimétrica) usando as seguintes relações empíricas:

0.07\end{cases}}}" xmlns="http://www.w3.org/1998/Math/MathML">? ? = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = = =(3.20g cm- Sim. - Sim. 3I⁡ ⁡ (1+0,803σ σ ^ ^ OC1- Sim. - Sim. 0,803σ σ ^ ^ OC)paraσ σ ^ ^ OC≤ ≤ 0,07(6.944σ σ ^ ^ OC+1.083)g cm- Sim. - Sim. 3paraσ σ ^ ^ OC>0,07{\displaystyle \rho ={\begin{cases}3.20{\text{ g cm}}^{-3}\ln \left({\frac {1+{\sqrt {0.83{\hat {\sigma }}_{\text{OC}}}{1-{\sqrt {0.83{\hat }}_{\text{OC}}}}\right)&{\text{for }}_{\text{OC}}\leq 0.07\\(6.944{\hat Sim. }}_{\text{OC}}+1.083){\text{ g cm}}^{-3}&{\text{for }}_{\text{OC}}>0.07\end{cases}}}0.07\end{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;"/>.