Albedo

Der prozentuale Anteil des diffus reflektierten Sonnenlichts im Verhältnis zu verschiedenen Oberflächenbedingungen ⓘ

Die Albedo (/ælˈbiːdoʊ/; von lateinisch albedo 'Weiße') ist das Maß für die diffuse Reflexion der Sonnenstrahlung von der gesamten Sonnenstrahlung und wird auf einer Skala von 0, was einem schwarzen Körper entspricht, der die gesamte einfallende Strahlung absorbiert, bis 1, was einem Körper entspricht, der die gesamte einfallende Strahlung reflektiert, gemessen. ⓘ

Die Oberflächenalbedo ist definiert als das Verhältnis der Strahlungsintensität Je zur Bestrahlungsstärke Ee (Fluss pro Flächeneinheit), die von einer Oberfläche empfangen wird. Der Anteil der reflektierten Strahlung wird nicht nur durch die Eigenschaften der Oberfläche selbst bestimmt, sondern auch durch die spektrale und winkelmäßige Verteilung der Sonnenstrahlung, die die Erdoberfläche erreicht. Diese Faktoren variieren mit der atmosphärischen Zusammensetzung, der geografischen Lage und der Zeit (siehe Sonnenstand). Während der bi-hemisphärische Reflexionsgrad für einen einzigen Einfallswinkel (d. h. für eine bestimmte Position der Sonne) berechnet wird, ist die Albedo die richtungsbezogene Integration des Reflexionsgrads über alle Sonnenwinkel in einem bestimmten Zeitraum. Die zeitliche Auflösung kann von Sekunden (wie bei Flussmessungen) bis zu Tages-, Monats- oder Jahresdurchschnittswerten reichen. ⓘ

Sofern sie nicht für eine bestimmte Wellenlänge (spektrale Albedo) angegeben wird, bezieht sich die Albedo auf das gesamte Spektrum der Sonnenstrahlung. Aufgrund von Messbeschränkungen wird sie häufig für das Spektrum angegeben, in dem die meiste Sonnenenergie die Oberfläche erreicht (zwischen 0,3 und 3 μm). Dieses Spektrum umfasst das sichtbare Licht (0,4-0,7 μm), was erklärt, warum Oberflächen mit einer niedrigen Albedo dunkel erscheinen (z. B. absorbieren Bäume die meiste Strahlung), während Oberflächen mit einer hohen Albedo hell erscheinen (z. B. reflektiert Schnee die meiste Strahlung). ⓘ

Die Albedo ist ein wichtiges Konzept in der Klimatologie, Astronomie und im Umweltmanagement (z. B. als Teil des Programms Leadership in Energy and Environmental Design (LEED) für die nachhaltige Bewertung von Gebäuden). Die durchschnittliche Albedo der Erde in der oberen Atmosphäre, die planetarische Albedo, liegt aufgrund der Wolkenbedeckung bei 30-35 %, variiert jedoch aufgrund unterschiedlicher geologischer und ökologischer Gegebenheiten auf der Oberfläche stark. ⓘ

Der Begriff Albedo wurde von Johann Heinrich Lambert in seinem 1760 erschienenen Werk Photometria in die Optik eingeführt. ⓘ

Albedowerte

… im Sonnensystem ⓘ
Himmels- körper	mittlere Albedo
	geometrisch	sphärisch
Merkur	0,142	0,068
Venus	0,689	0,77
Erde	0,434	0,306
Mars	0,170	0,250
Jupiter	0,538	0,343
Saturn	0,499	0,342
Uranus	0,488	0,300
Neptun	0,442	0,290
Pluto	0,52	0,72
Erdmond	0,12	0,11
Enceladus	1,38	0,99
… verschiedener Oberflächen
Material		Albedo
Frischer Schnee		0,80–0,90
Alter Schnee		0,45–0,90
Wolken		0,60–0,90
Wüste		0,30
Savanne		0,20–0,25
Felder (unbestellt)		0,26
Rasen		0,18–0,23
Wald		0,05–0,18
Asphalt		0,15
Wasserfläche (Neigungswinkel > 45°)		0,05
Wasserfläche (Neigungswinkel > 30°)		0,08
Wasserfläche (Neigungswinkel > 20°)		0,12
Wasserfläche (Neigungswinkel > 10°)		0,22

Der Saturnmond Iapetus hat mit einer sichtbaren geometrischen Albedo von 0,05 bis 0,5 den größten Helligkeitskontrast von allen bekannten Himmelskörpern im Sonnensystem. ⓘ

In der Klimatologie ist die so genannte Eis-Albedo-Rückkopplung ein wesentlicher, den Strahlungsantrieb und damit die Strahlungsbilanz der Erde beeinflussender Faktor, der relevant für den Erhalt des Weltklimas ist. ⓘ

Verschiedene Oberflächen haben eine unterschiedliche Rückstrahlung: Anhand der Landschaft werden ausgewählte Albedowerte aufgeführt. ⓘ

In der 3D-Computergrafik findet die Albedo ebenfalls Verwendung; dort dient sie als Maß für die diffuse Streukraft verschiedener Materialien für Simulationen der Volumenstreuung. ⓘ

In der Astronomie spielt die Albedo eine wichtige Rolle, da sie mit grundlegenden Parametern von Himmelskörpern (z. B. Durchmesser, scheinbare/absolute Helligkeit) zusammenhängt. ⓘ

Terrestrische Albedo

Probe Albedo ⓘ

Oberfläche	Typisch albedo
Frischer Asphalt	0.04
Offener Ozean	0.06
Abgenutzter Asphalt	0.12
Nadelwald (Sommer)	0,08 0,09 bis 0,15
Laubwald	0,15 bis 0,18
Nackter Boden	0.17
Grünes Gras	0.25
Wüstensand	0.40
Neuer Beton	0.55
Meereis	0,50 bis 0,70
Frischer Schnee	0.80

Die Albedo im sichtbaren Licht liegt zwischen etwa 0,9 für frischen Schnee und etwa 0,04 für Holzkohle, eine der dunkelsten Substanzen. Tief beschattete Hohlräume können eine effektive Albedo erreichen, die sich dem Nullwert eines schwarzen Körpers nähert. Aus der Ferne betrachtet hat die Meeresoberfläche eine niedrige Albedo, ebenso wie die meisten Wälder, während Wüstengebiete eine der höchsten Albedos unter den Landformen aufweisen. Die meisten Landflächen liegen in einem Albedobereich von 0,1 bis 0,4. Die durchschnittliche Albedo der Erde beträgt etwa 0,3. Dieser Wert ist weit höher als der des Ozeans, was vor allem auf den Beitrag der Wolken zurückzuführen ist. ⓘ

Durchschnittliche jährliche Albedo des klaren Himmels und des gesamten Himmels 2003-2004 ⓘ

Die Albedo der Erdoberfläche wird regelmäßig mit Hilfe von Sensoren der Erdbeobachtungssatelliten geschätzt, z. B. mit den MODIS-Instrumenten der NASA an Bord der Satelliten Terra und Aqua sowie mit dem CERES-Instrument auf den Satelliten Suomi NPP und JPSS. Da die Menge der reflektierten Strahlung vom Satelliten nur für eine einzige Richtung und nicht für alle Richtungen gemessen wird, wird ein mathematisches Modell verwendet, um eine Reihe von Satelliten-Reflexionsmessungen in Schätzungen der gerichteten hemisphärischen Reflexion und der bi-hemisphärischen Reflexion zu übersetzen (z. B.). Diese Berechnungen basieren auf der bidirektionalen Reflexionsverteilungsfunktion (BRDF), die beschreibt, wie das Reflexionsvermögen einer bestimmten Oberfläche vom Blickwinkel des Beobachters und dem Sonnenwinkel abhängt. Die BDRF kann die Übersetzung von Beobachtungen des Reflexionsgrads in die Albedo erleichtern. ⓘ

Die durchschnittliche Oberflächentemperatur der Erde liegt aufgrund der Albedo und des Treibhauseffekts derzeit bei etwa 15 °C (59 °F). Wäre die Erde vollständig gefroren (und damit stärker reflektierend), würde die Durchschnittstemperatur des Planeten auf unter -40 °C fallen. Wenn nur die kontinentalen Landmassen von Gletschern bedeckt wären, würde die Durchschnittstemperatur des Planeten auf etwa 0 °C sinken. Wäre dagegen die gesamte Erde von Wasser bedeckt - ein so genannter Ozeanplanet -, würde die Durchschnittstemperatur auf dem Planeten auf fast 27 °C steigen. ⓘ

Im Jahr 2021 berichteten Wissenschaftler, dass sich die Erde über zwei Jahrzehnte (1998-2017) um ~0,5 % verdunkelt hat, gemessen am Erdschein mit modernen photometrischen Verfahren. Dies könnte sowohl durch den Klimawandel als auch durch einen erheblichen Anstieg der globalen Erwärmung mitverursacht worden sein. Der Zusammenhang mit dem Klimawandel wurde bisher jedoch nicht untersucht, und es ist unklar, ob es sich dabei um einen anhaltenden Trend handelt oder nicht. ⓘ

Albedo des weißen, schwarzen und blauen Himmels

Für Landoberflächen wurde gezeigt, dass die Albedo bei einem bestimmten Sonnenzenitwinkel θi durch die proportionale Summe zweier Terme angenähert werden kann:

• dem gerichtet-hemisphärischen Reflexionsgrad bei diesem Sonnenzenitwinkel, ${{\bar {\alpha }}(\theta _{i})}$manchmal auch als Schwarzer-Himmel-Albedo bezeichnet, und
• dem bi-hemisphärischen Reflexionsgrad, ${\bar {\bar {\alpha }}}$wird manchmal auch als Weißhimmel-Albedo bezeichnet.

mit ${1-D}$ der Anteil der direkten Strahlung aus einem bestimmten Sonnenwinkel und ${D}$ der Anteil der diffusen Beleuchtung ist, ist die tatsächliche Albedo ${\alpha }$ (auch "Himmelsalbedo" genannt) wie folgt angegeben werden:

${\alpha }=(1-D){\bar {\alpha }}(\theta _{i})+D{\bar {\bar {\alpha }}}.$ ⓘ

Diese Formel ist wichtig, weil sie es ermöglicht, die Albedo für jede beliebige Beleuchtungssituation zu berechnen, wenn man die intrinsischen Eigenschaften der Oberfläche kennt. ⓘ

Beispiele für die Auswirkungen der terrestrischen Albedo

Beleuchtung

Die Albedo ist nicht direkt von der Beleuchtungsstärke abhängig, da sich die Menge des einfallenden Lichts proportional zur Menge des reflektierten Lichts ändert, es sei denn, eine Änderung der Beleuchtungsstärke bewirkt eine Änderung der Erdoberfläche an diesem Ort (z. B. durch das Schmelzen von reflektierendem Eis). Sowohl die Albedo als auch die Beleuchtungsstärke hängen vom Breitengrad ab. Die Albedo ist in der Nähe der Pole am höchsten und in den Subtropen am niedrigsten, mit einem lokalen Maximum in den Tropen. ⓘ

Auswirkungen der Sonneneinstrahlung

Die Intensität der Albedo-Temperatureffekte hängt von der Höhe der Albedo und der lokalen Sonneneinstrahlung ab; Gebiete mit hoher Albedo in der Arktis und Antarktis sind aufgrund der geringen Sonneneinstrahlung kalt, während Gebiete wie die Sahara-Wüste, die ebenfalls eine relativ hohe Albedo aufweisen, aufgrund der hohen Sonneneinstrahlung heißer sind. Tropische und subtropische Regenwaldgebiete haben eine geringe Albedo und sind viel heißer als ihre Pendants in den gemäßigten Breiten, die eine geringere Sonneneinstrahlung haben. Da die Sonneneinstrahlung eine so große Rolle bei der Erwärmung und Abkühlung durch die Albedo spielt, zeigen Gebiete mit hoher Sonneneinstrahlung wie die Tropen tendenziell stärkere Schwankungen der lokalen Temperatur, wenn sich die lokale Albedo ändert. ⓘ

Arktische Regionen geben deutlich mehr Wärme in den Weltraum ab, als sie aufnehmen, wodurch die Erde effektiv abgekühlt wird. Dies ist besorgniserregend, da das Eis und der Schnee in der Arktis aufgrund der höheren Temperaturen schneller schmelzen und dadurch Regionen in der Arktis entstehen, die deutlich dunkler sind (Wasser oder Boden, die eine dunklere Farbe haben) und weniger Wärme in den Weltraum zurückstrahlen. Diese Rückkopplungsschleife führt zu einem geringeren Albedo-Effekt. ⓘ

Klima und Wetter

Die Albedo beeinflusst das Klima, indem sie bestimmt, wie viel Strahlung ein Planet absorbiert. Die ungleichmäßige Erwärmung der Erde aufgrund von Albedo-Schwankungen zwischen Land-, Eis- oder Meeresoberflächen kann das Wetter beeinflussen. ⓘ

Albedo-Temperatur-Rückkopplung

Wenn sich die Albedo eines Gebiets aufgrund von Schneefall ändert, kommt es zu einer Schnee-Temperatur-Rückkopplung. Eine Schneeschicht erhöht die lokale Albedo und reflektiert das Sonnenlicht, was zu einer lokalen Abkühlung führt. Wenn sich die Außentemperatur in diesem Gebiet nicht ändert (z. B. durch eine warme Luftmasse), würden die erhöhte Albedo und die niedrigere Temperatur den aktuellen Schnee aufrechterhalten und zu weiterem Schneefall einladen, was die Schnee-Temperatur-Rückkopplung noch verstärkt. Da das lokale Wetter jedoch durch den Wechsel der Jahreszeiten dynamisch ist, führen warme Luftmassen und ein direkterer Sonneneinstrahlungswinkel (höhere Sonneneinstrahlung) schließlich zum Schmelzen. Wenn die geschmolzene Fläche Oberflächen mit geringerer Albedo, wie Gras, Boden oder Ozean, offenbart, kehrt sich der Effekt um: Die dunkler werdende Oberfläche senkt die Albedo und erhöht die lokalen Temperaturen, was zu weiterem Schmelzen und damit zu einer weiteren Verringerung der Albedo führt, was wiederum eine noch stärkere Erwärmung zur Folge hat. ⓘ

Schnee

Die Albedo von Schnee ist sehr unterschiedlich und reicht von 0,9 für frisch gefallenen Schnee über etwa 0,4 für schmelzenden Schnee bis hin zu 0,2 für schmutzigen Schnee. In der Antarktis liegt die durchschnittliche Schneealbedo bei etwas mehr als 0,8. Wenn sich ein geringfügig schneebedecktes Gebiet erwärmt, schmilzt der Schnee, wodurch die Albedo sinkt und somit die Schneeschmelze zunimmt, weil mehr Strahlung von der Schneedecke absorbiert wird (positive Rückkopplung zwischen Eis und Albedo). ⓘ

So wie frischer Schnee eine höhere Albedo hat als schmutziger Schnee, ist die Albedo von schneebedecktem Meereis viel höher als die von Meerwasser. Meerwasser absorbiert mehr Sonnenstrahlung als die gleiche Oberfläche, die mit reflektierendem Schnee bedeckt ist. Wenn das Meereis schmilzt, entweder aufgrund eines Anstiegs der Meerestemperatur oder als Reaktion auf die verstärkte Sonneneinstrahlung von oben, verringert sich die schneebedeckte Oberfläche, und eine größere Fläche des Meerwassers wird freigelegt, so dass die Energieabsorptionsrate steigt. Die zusätzlich absorbierte Energie erwärmt das Meerwasser, was wiederum die Geschwindigkeit der Meereisschmelze erhöht. Wie beim vorangegangenen Beispiel der Schneeschmelze handelt es sich beim Schmelzen des Meereises also um ein weiteres Beispiel für eine positive Rückkopplung. Beide positiven Rückkopplungsschleifen sind seit langem als wichtig für die globale Erwärmung erkannt worden. ⓘ

Kryokonit, pulverförmiger, rußhaltiger, vom Wind verwehter Staub, verringert manchmal die Albedo auf Gletschern und Eisschilden. ⓘ

Die dynamische Natur der Albedo als Reaktion auf positive Rückkopplungen kann zusammen mit den Auswirkungen kleiner Fehler bei der Messung der Albedo zu großen Fehlern bei den Energieschätzungen führen. Um den Fehler bei den Energieschätzungen zu verringern, ist es daher wichtig, die Albedo der schneebedeckten Gebiete mit Hilfe von Fernerkundungstechniken zu messen, anstatt einen einzigen Wert für die Albedo in weiten Regionen anzuwenden. ⓘ

Kleinräumige Effekte

Die Albedo wirkt auch in kleinerem Maßstab. Bei Sonnenlicht absorbiert dunkle Kleidung mehr Wärme, während helle Kleidung sie besser reflektiert, so dass die Körpertemperatur durch Ausnutzung des Albedo-Effekts der Farbe der äußeren Kleidung bis zu einem gewissen Grad gesteuert werden kann. ⓘ

Photovoltaische Effekte der Sonne

Die Albedo kann den elektrischen Energieertrag von photovoltaischen Solaranlagen beeinflussen. Die Auswirkungen einer auf das Spektrum reagierenden Albedo werden beispielsweise durch die Unterschiede zwischen der spektral gewichteten Albedo von Photovoltaik-Solartechnik auf der Grundlage von hydriertem amorphem Silizium (a-Si:H) und kristallinem Silizium (c-Si) im Vergleich zu herkömmlichen spektralintegrierten Albedo-Vorhersagen veranschaulicht. Die Forschung zeigte Auswirkungen von über 10 %. In jüngerer Zeit wurde die Analyse auf die Auswirkungen der spektralen Verzerrung aufgrund des spiegelnden Reflexionsvermögens von 22 häufig vorkommenden Oberflächenmaterialien (sowohl von Menschenhand geschaffene als auch natürliche) ausgedehnt und die Albedoauswirkungen auf die Leistung von sieben Photovoltaikmaterialien analysiert, die drei gängige Photovoltaiksystemtopologien abdecken: industrielle (Solarparks), kommerzielle Flachdächer und Anwendungen für Wohnhäuser mit Schrägdächern. ⓘ

Bäume

Da Wälder im Allgemeinen eine niedrige Albedo haben (der größte Teil des ultravioletten und sichtbaren Spektrums wird durch die Photosynthese absorbiert), haben einige Wissenschaftler vorgeschlagen, dass eine größere Wärmeabsorption durch Bäume einen Teil der Kohlenstoffvorteile der Aufforstung ausgleichen könnte (oder die negativen Klimaauswirkungen der Abholzung). Bei immergrünen Wäldern mit saisonaler Schneedecke kann die Albedo-Reduktion so groß sein, dass die Abholzung einen Netto-Kühleffekt bewirkt. Bäume beeinflussen das Klima auch auf äußerst komplizierte Weise durch Evapotranspiration. Der Wasserdampf bewirkt eine Abkühlung an der Landoberfläche, erwärmt sich dort, wo er kondensiert, wirkt als starkes Treibhausgas und kann die Albedo erhöhen, wenn er zu Wolken kondensiert. Wissenschaftler betrachten die Evapotranspiration im Allgemeinen als Nettokühlung, und die Nettoauswirkungen der Albedo- und Evapotranspirationsänderungen durch die Abholzung auf das Klima hängen stark vom lokalen Klima ab. ⓘ

In saisonal schneebedeckten Gebieten ist die Winteralbedo von baumlosen Gebieten 10 bis 50 % höher als die von bewaldeten Gebieten, da der Schnee die Bäume nicht so leicht bedeckt. Laubbäume haben einen Albedo-Wert von etwa 0,15 bis 0,18, während Nadelbäume einen Wert von etwa 0,09 bis 0,15 haben. Die Unterschiede in der Sommeralbedo der beiden Waldtypen stehen in Zusammenhang mit den maximalen Photosyntheseraten, da Pflanzen mit hoher Wachstumskapazität einen größeren Anteil ihres Blattwerks für die direkte Abschirmung der einfallenden Strahlung im oberen Kronendach einsetzen. Dies hat zur Folge, dass die Wellenlängen des Lichts, die nicht für die Photosynthese genutzt werden, eher in den Weltraum zurückreflektiert werden, als dass sie von anderen Oberflächen weiter unten im Kronendach absorbiert werden. ⓘ

In Studien des Hadley Centre wurde die relative (allgemein erwärmende) Wirkung der Albedo-Veränderung und die (kühlende) Wirkung der Kohlenstoffbindung bei der Anpflanzung von Wäldern untersucht. Sie ergaben, dass neue Wälder in tropischen Gebieten und in mittleren Breiten tendenziell kühlend wirken; neue Wälder in hohen Breiten (z. B. in Sibirien) sind neutral oder erwärmen sich möglicherweise. ⓘ

Wasser

Reflexionsvermögen von glattem Wasser bei 20 °C (68 °F) (Brechungsindex=1,333) ⓘ

Wasser reflektiert Licht ganz anders als typische irdische Materialien. Das Reflexionsvermögen einer Wasseroberfläche wird mit Hilfe der Fresnel-Gleichungen berechnet. ⓘ

Auf der Skala der Wellenlänge des Lichts ist selbst gewelltes Wasser immer glatt, so dass das Licht lokal spiegelnd (nicht diffus) reflektiert wird. Das Glitzern des Lichts auf dem Wasser ist ein alltäglicher Effekt dieser Eigenschaft. Bei kleinen Lichteinfallswinkeln führt die Welligkeit zu einem geringeren Reflexionsvermögen, da die Kurve des Reflexionsvermögens in Abhängigkeit vom Einfallswinkel steil verläuft und der durchschnittliche Einfallswinkel lokal erhöht ist. ⓘ

Obwohl das Reflexionsvermögen von Wasser bei niedrigen und mittleren Lichteinfallswinkeln sehr niedrig ist, wird es bei hohen Lichteinfallswinkeln sehr hoch, wie sie auf der beleuchteten Seite der Erde in der Nähe des Terminators auftreten (früher Morgen, später Nachmittag und in der Nähe der Pole). Wie bereits erwähnt, bewirkt die Welligkeit jedoch eine beträchtliche Verringerung. Da das vom Wasser reflektierte Licht den Betrachter in der Regel nicht erreicht, wird Wasser trotz seines hohen Reflexionsvermögens bei hohen Lichteinfallswinkeln gewöhnlich als Wasser mit einer sehr niedrigen Albedo angesehen. ⓘ

Man beachte, dass weiße Wellenkappen weiß aussehen (und eine hohe Albedo haben), weil das Wasser aufgeschäumt ist, d. h. es gibt viele sich überlagernde Blasenflächen, die reflektieren und deren Reflexionsvermögen sich addiert. Frisches "schwarzes" Eis weist eine Fresnel-Reflexion auf. Schnee auf diesem Meereis erhöht die Albedo auf 0,9. ⓘ

Wolken

Die Wolkenalbedo hat einen erheblichen Einfluss auf die Temperaturen in der Atmosphäre. Verschiedene Wolkentypen weisen ein unterschiedliches Reflexionsvermögen auf, das theoretisch von einer minimalen Albedo nahe 0 bis zu einer maximalen Albedo nahe 0,8 reicht. "An jedem beliebigen Tag ist etwa die Hälfte der Erde von Wolken bedeckt, die mehr Sonnenlicht reflektieren als Land und Wasser. Wolken halten die Erde kühl, indem sie das Sonnenlicht reflektieren, aber sie können auch als Decken dienen, um die Wärme zu speichern. ⓘ

Die Albedo und das Klima werden in einigen Gebieten durch künstliche Wolken beeinflusst, wie z. B. durch die Kondensstreifen, die bei starkem Verkehrsflugzeugverkehr entstehen. Eine Studie, die nach dem Brand der kuwaitischen Ölfelder während der irakischen Besatzung durchgeführt wurde, zeigte, dass die Temperaturen unter den brennenden Ölfeuern um bis zu 10 °C kälter waren als die Temperaturen in einigen Meilen Entfernung bei klarem Himmel. ⓘ

Aerosoleffekte

Aerosole (sehr feine Partikel/Tröpfchen in der Atmosphäre) haben sowohl direkte als auch indirekte Auswirkungen auf den Strahlungshaushalt der Erde. Der direkte Effekt (Albedo) kühlt im Allgemeinen den Planeten; der indirekte Effekt (die Partikel wirken als Wolkenkondensationskerne und verändern dadurch die Wolkeneigenschaften) ist weniger sicher. Nach Spracklen et al. sind die Auswirkungen wie folgt:

• Direkte Wirkung der Aerosole. Aerosole streuen und absorbieren direkt die Strahlung. Die Streuung der Strahlung bewirkt eine Abkühlung der Atmosphäre, während die Absorption zu einer Erwärmung der Atmosphäre führen kann.
• Indirekte Wirkung von Aerosolen. Aerosole verändern die Eigenschaften von Wolken durch eine Untergruppe der Aerosolpopulation, die Wolkenkondensationskerne. Erhöhte Konzentrationen von Kondensationskernen führen zu erhöhten Konzentrationen von Wolkentröpfchen, was wiederum zu einer erhöhten Wolkenalbedo, verstärkter Lichtstreuung und Strahlungskühlung (erster indirekter Effekt), aber auch zu einer verringerten Niederschlagseffizienz und einer erhöhten Lebensdauer der Wolke (zweiter indirekter Effekt) führt. ⓘ

In extrem verschmutzten Städten wie Delhi beeinflussen Aerosolschadstoffe das lokale Wetter und führen tagsüber zu einem städtischen Kühleinsatzeffekt. ⓘ

Schwarzer Kohlenstoff

Eine weitere mit der Albedo zusammenhängende Wirkung auf das Klima geht von schwarzen Rußpartikeln aus. Das Ausmaß dieses Effekts ist schwer zu beziffern: Der Zwischenstaatliche Ausschuss für Klimaänderungen schätzt, dass der globale mittlere Strahlungsantrieb für schwarze Kohlenstoff-Aerosole aus fossilen Brennstoffen +0,2 W m-2 beträgt, mit einer Spanne von +0,1 bis +0,4 W m-2. Schwarzer Kohlenstoff ist aufgrund seiner Wirkung auf die Albedo eine größere Ursache für das Abschmelzen der Polkappe in der Arktis als Kohlendioxid. ⓘ

Menschliche Aktivitäten

Menschliche Aktivitäten (z. B. Abholzung, Landwirtschaft und Verstädterung) verändern die Albedo verschiedener Gebiete rund um den Globus. Die Quantifizierung dieses Effekts auf globaler Ebene ist jedoch schwierig; weitere Studien sind erforderlich, um die anthropogenen Auswirkungen zu bestimmen. ⓘ

Astronomische Albedo

In der Astronomie kann der Begriff Albedo je nach Anwendung und Wellenlänge der elektromagnetischen Strahlung auf verschiedene Weise definiert werden. ⓘ

Optische oder visuelle Albedo

Aus der Albedo von Planeten, Satelliten und Kleinplaneten wie Asteroiden lassen sich viele Rückschlüsse auf deren Eigenschaften ziehen. Die Untersuchung der Albedos, ihrer Abhängigkeit von der Wellenlänge, dem Beleuchtungswinkel ("Phasenwinkel") und der zeitlichen Veränderung macht einen großen Teil des astronomischen Bereichs der Photometrie aus. Bei kleinen und weit entfernten Objekten, die von Teleskopen nicht aufgelöst werden können, stammt ein Großteil unseres Wissens aus der Untersuchung ihrer Albedos. So kann beispielsweise die absolute Albedo den Eisgehalt der Oberfläche von Objekten im äußeren Sonnensystem anzeigen, die Veränderung der Albedo mit dem Phasenwinkel gibt Aufschluss über die Eigenschaften des Regoliths, während eine ungewöhnlich hohe Radar-Albedo auf einen hohen Metallgehalt in Asteroiden hinweist. ⓘ

Enceladus, ein Mond des Saturn, hat mit einer Albedo von 0,99 eine der höchsten bekannten optischen Albedos aller Körper im Sonnensystem. Ein weiterer bemerkenswerter Körper mit hoher Albedo ist Eris mit einer Albedo von 0,96. Viele kleine Objekte im äußeren Sonnensystem und im Asteroidengürtel haben eine niedrige Albedo von bis zu etwa 0,05. Ein typischer Kometenkern hat eine Albedo von 0,04. Man nimmt an, dass eine solch dunkle Oberfläche auf eine primitive und stark weltraumverwitterte Oberfläche hinweist, die einige organische Verbindungen enthält. ⓘ

Die Gesamtalbedo des Mondes wird mit etwa 0,14 gemessen, ist jedoch stark gerichtet und nicht lambertianisch und weist auch einen starken Oppositionseffekt auf. Obwohl sich diese Reflexionseigenschaften von denen irdischer Oberflächen unterscheiden, sind sie typisch für die Regolith-Oberflächen luftloser Sonnensystemkörper. ⓘ

Zwei gängige optische Albedos, die in der Astronomie verwendet werden, sind die geometrische Albedo (V-Band), die die Helligkeit misst, wenn die Beleuchtung direkt hinter dem Beobachter erfolgt, und die Bond-Albedo, die den Gesamtanteil der reflektierten elektromagnetischen Energie misst. Ihre Werte können erheblich voneinander abweichen, was eine häufige Quelle der Verwirrung ist. ⓘ

Planet	Geometrisch	Bond ⓘ
Merkur	0.142	0,088 oder 0,068
Venus	0.689	0,76 oder 0,77
Erde	0.434	0.306
Mars	0.170	0.250
Jupiter	0.538	0.503±0.012
Saturn	0.499	0.342
Uranus	0.488	0.300
Neptun	0.442	0.290

In detaillierten Studien werden die richtungsabhängigen Reflexionseigenschaften astronomischer Körper häufig in Form der fünf Hapke-Parameter ausgedrückt, die halb-empirisch die Veränderung der Albedo mit dem Phasenwinkel beschreiben, einschließlich einer Charakterisierung des Oppositionseffekts von Regolith-Oberflächen. Einer dieser fünf Parameter ist eine weitere Art von Albedo, die so genannte Einfachstreu-Albedo. Sie wird verwendet, um die Streuung elektromagnetischer Wellen an kleinen Partikeln zu definieren. Sie hängt von den Eigenschaften des Materials (Brechungsindex), der Größe des Teilchens und der Wellenlänge der einfallenden Strahlung ab. ⓘ

Eine wichtige Beziehung zwischen der astronomischen (geometrischen) Albedo eines Objekts, der absoluten Helligkeit und dem Durchmesser ist gegeben durch:

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

wobei $A$ die astronomische Albedo ist, $D$ der Durchmesser in Kilometern und $H$ die absolute Helligkeit ist. ⓘ

Das Verhältnis zwischen sphärischer Albedo und geometrischer Albedo ist das sogenannte Phasenintegral (siehe Phase), das die winkelabhängige Reflektivität jedes Flächenelements berücksichtigt. ⓘ

Radar-Albedo

In der planetarischen Radarastronomie wird ein Mikrowellen- (oder Radar-) Impuls in Richtung eines planetarischen Ziels (z. B. Mond, Asteroid usw.) gesendet und das Echo des Ziels gemessen. In den meisten Fällen ist der gesendete Impuls zirkular polarisiert und der empfangene Impuls wird in der gleichen Polarisationsrichtung wie der gesendete Impuls (SC) und in der entgegengesetzten Richtung (OC) gemessen. Die Echostärke wird in Form des Radarquerschnitts gemessen, ${\sigma }_{OC}$, ${\sigma }_{SC}$oder ${\sigma }_{T}$ (Gesamtleistung, SC + OC) gemessen und ist gleich der Querschnittsfläche einer Metallkugel (perfekter Reflektor) in der gleichen Entfernung wie das Ziel, die die gleiche Echoleistung zurücksenden würde. ⓘ

Die Komponenten des empfangenen Echos, die von Reflexionen an der ersten Oberfläche zurückkommen (z. B. von einer glatten oder spiegelnden Oberfläche), werden von der OC-Komponente dominiert, da es bei der Reflexion zu einer Umkehrung der Polarisation kommt. Ist die Oberfläche auf der Wellenlängenskala rau oder dringt sie tief in den Regolith ein, so enthält das Echo eine erhebliche SC-Komponente, die durch Mehrfachstreuung verursacht wird. ⓘ

Bei den meisten Objekten im Sonnensystem dominiert das OC-Echo, und der am häufigsten angegebene Radar-Albedo-Parameter ist die (normierte) OC-Radar-Albedo (oft abgekürzt als Radar-Albedo):

$${\hat {\sigma }}_{OC}=\left({\frac {{\sigma }_{OC}}{\pi r^{2}}}\right)$$

ⓘ

wobei der Nenner die effektive Querschnittsfläche des Zielobjekts mit mittlerem Radius ist, $r$. Eine glatte Metallkugel würde folgende Werte aufweisen ${\hat {\sigma }}_{OC}=1$. ⓘ

Radar-Albedos von Objekten des Sonnensystems

Objekt	${\hat {\sigma }}_{OC}$ ⓘ
Mond	0.06
Merkur	0.05
Venus	0.10
Mars	0.06
Avg S-Typ Asteroid	0.14
Avg C-Typ Asteroid	0.13
Avg M-Typ Asteroid	0.26
Komet P/2005 JQ5	0.02

Die für Mond, Merkur, Mars, Venus und den Kometen P/2005 JQ5 angegebenen Werte sind von der gesamten (OC+SC) Radar-Albedo abgeleitet, die in diesen Referenzen angegeben ist. ⓘ

Beziehung zur Oberflächenschüttdichte

Für den Fall, dass der größte Teil des Echos von ersten Oberflächenreflexionen stammt (${\hat {\sigma }}_{OC}<0.1$ oder so), ist die OC-Radar-Albedo eine Annäherung erster Ordnung an den Fresnel-Reflexionskoeffizienten (auch bekannt als Reflexionsvermögen) und kann zur Schätzung der Schüttdichte einer Planetenoberfläche bis zu einer Tiefe von etwa einem Meter (einige Wellenlängen der Radarwellenlänge, die normalerweise im Dezimeterbereich liegt) unter Verwendung der folgenden empirischen Beziehungen verwendet werden:

$\rho =3.20{\text{ g }}{\text{cm}}^{-3}\ln \left({\frac {1+{\sqrt {0.83{\hat {\sigma }}_{OC}}}}{1-{\sqrt {0.83{\hat {\sigma }}_{OC}}}}}\right){\text{ for }}{\hat {\sigma }}_{OC}\leq 0.07$ ⓘ

$\rho =(6.944{\hat {\sigma }}_{OC}+1.083){\text{ g }}{\text{cm}}^{-3}{\text{ for }}{\hat {\sigma }}_{OC}>0.07$. ⓘ