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Le rayonnement peut tre absorb et r fl chi aux interfaces entre deux milieux (en loccurrence lair et les nuages/sol)xa0:
Les albedos selon le type de surface sont :
| Type de Surface | Albedo |
| For t sempervirente feuilles aciculaires | 0.12 |
| For t sempervirente feuilles larges | 0.12 |
| For t d cidue feuilles aciculaires | 0.14 |
| For t d cidue feuilles larges | 0.16 |
| For t mixte | 0.13 |
| Arbustes ferm s | 0.22 |
| Arbustes ouverts | 0.22 |
| Savane arbor e | 0.20 |
| Savane | 0.20 |
| Prairies | 0.19 |
| Zones humides permanentes | 0.12 |
| Terres cultiv es | 0.19 |
| Zones urbaines et b ties | 0.18 |
| Mosa que de terres cultiv es et de v g tation naturelle | 0.18 |
| Neige et glace | 0.55 |
| D serts ou zones peu v g talis es | 0.25 |
| Plans d'eau | 0.08 |
La classification est d finie dans (MODIS Land Cover and Land-Cover Change)
En g n ral, la lumi re peut interagir avec le milieu travers lequel elle se propage.
Pour mod liser cette interaction, on peut introduire une probabilit que cette interaction se produise.
Dans ce sens, il y aura une fraction de la lumi re qui interagit et le compl ment qui continue de se propager sans interagir.
L'alb do d'un corps indique la fraction de la radiation qui est r fl chie. Bien que cela d pende de la fr quence de la lumi re, la variation peut tre consid r e comme mineure dans un type de radiation. Dans ce cas, nous nous int ressons principalement la mani re dont la lumi re visible est r fl chie. Pour la Terre, cela se pr sente ainsi :
L'Observatoire de la Terre de la NASA permet d' tudier la distribution mensuelle et m me quotidienne de l'alb do de la surface sur leur site :
NASA Earth Observatory - Albedo
Les diff rentes zones peuvent tre identifi es en utilisant la classification sur la page suivante :
NASA Earth Observatory - Land Cover
afin d' tablir l'alb do moyen typique par type de zone (l'alb do peut fluctuer au cours de l'ann e).
L'un des param tres qui ne sont pas mesur s directement par les satellites est l'alb do atmosph rique. Cependant, il est li au rayonnement de mani re similaire l' paisseur optique de l'atmosph re, comme indiqu dans le graphique suivant :
Par cons quent, on peut inf rer un comportement de l'alb do $a_a$ du type :
$a_a \sim 1 - e^{-\delta/\delta_0}$
o $\delta$ est l' paisseur optique et $\delta_0$ est une paisseur caract ristique d'environ 55 [-].
Pour estimer l'alb do, on peut consid rer l' paisseur optique de l'atmosph re, qui tend tre plus lev e dans la seconde moiti de l'ann e et a montr une l g re tendance la baisse ces derni res ann es :
La saisonnalit marqu e peut tre due la couverture neigeuse en hiver dans l'h misph re nord, qui augmente l'alb do de mani re significative.
Si l' paisseur optique est moyenn e par latitude, la courbe obtenue est la suivante :
Des paisseurs optiques lev es sont notables aux extr mes, correspondant la forte r flexion due la glace en Antarctique et dans l'Arctique, cette derni re tant plus faible en raison de la fonte estivale. La valeur moyenne plus basse dans l'h misph re sud est due la plus grande surface oc anique par rapport l'h misph re nord. La chute z ro dans l'h misph re sud correspond un manque de mesures, car cette r gion est principalement oc anique avec seulement une p riode estivale de lumi re solaire.
En moyenne, les nuages couvrent plus de 40% de la surface de la Terre :
tant visibles, les nuages refl tent la lumi re, ce qui se traduit par un rayonnement visible et est associ l\'alb do atmosph rique.
De a intensité terrestre moyenne ($I_p$), une fraction gale a couverture atmosphérique pour le rayonnement VIS ($\gamma_v$),
$\gamma_v I_p$
interagit avec l'atmosph re, tandis que le reste,
$(1-\gamma_v) I_p$
atteint la surface terrestre. A couverture atmosphérique pour le rayonnement VIS ($\gamma_v$) repr sente la proportion de la surface qui est couverte par des nuages.
Dans le cas de l'atmosph re, le albédo de l'atmosphère terrestre ($a_a$) d termine l'absorption et la r flexion. De la fraction qui interagit avec l'atmosph re, une partie,
$a_a \gamma_v I_p$
est r fl chie, tandis que,
$(1-a_a) \gamma_v I_p$
est absorb e.
Dans le cas de la plan te, le albédo de la surface de la planète ($a_e$) d termine l'absorption et la r flexion. De la fraction qui atteint la plan te, une partie,
$a_e (1-\gamma_v) I_p$
est r fl chie, tandis que,
$(1-a_e) (1-\gamma_v) I_p$
est absorb e.
De la radiation solaire incidente a intensité terrestre moyenne ($I_p$), une fraction a couverture atmosphérique pour le rayonnement VIS ($\gamma_v$) interagit avec le nuage qui absorbe une intensité VIS qui interagit avec l'atmosphère ($I_{sav}$), calcul e comme suit :
En consid rant les valeurs du mod le D1+0, la radiation solaire est d'environ :
$I_s \sim 342 W/m^2$
et un total de :
$I_{sav} \sim 157 W/m^2$
interagit avec l'atmosph re, ce qui signifie que la couverture visible est d'environ :
$\gamma_v \sim 0.46$
.
ERROR:6510 est calcul en utilisant le albédo de l'atmosphère terrestre ($a_a$) et a intensité VIS qui interagit avec l'atmosphère ($I_{sav}$) par :
En r fl chissant dans un mod le D1+0,
$I_{asv} \sim 79 W/m^2$
sur un total de
$\gamma_v I_s \sim 157 W/m^2$
qui interagit avec l'atmosph re, il est conclu que l'alb do de celle-ci doit tre d'environ
$a_a \sim 0.503$
.
A intensité VIS qui interagit avec l'atmosphère ($I_{sa}$) est calcul en utilisant le albédo de l'atmosphère terrestre ($a_a$) et a intensité VIS qui interagit avec l'atmosphère ($I_{sav}$) par :
Dans un mod le D1+0, cela correspond :
$I_{sa} \sim 78 W/m^2$
ce qui quivaut 22,8 % de la radiation incidente.
De a intensité terrestre moyenne ($I_p$), seule une fraction atteint la surface de la Terre. Le facteur d terminant est a couverture atmosphérique pour le rayonnement VIS ($\gamma_v$), donc a intensité VIS atteignant la surface de la Terre ($I_{sev}$) est exprim comme suit :
Avec une intensit solaire de
$I_s \sim 342 W/m^2$
et une couverture atmosph rique de
$\gamma_v \sim 0.459$
le rayonnement qui atteint la surface de la Terre est :
$I_{sev} \sim 185 W/m^2$
Cela correspond 54,1 % du rayonnement solaire. Ce rayonnement, qui tient compte de la perte d'intensit due la couverture atmosph rique, est ce que l'on appelle l'insolation solaire.
Dans un mod le D1+0, le rayonnement atteignant la surface de la Terre est estim :
$I_{sev} \sim 184 W/m^2$
De cette quantit , une fraction d'environ :
$I_{esv} \sim 23 W/m^2$
est r fl chie dans l'espace. Par cons quent, on peut conclure que l'alb do de la surface terrestre est d'environ :
$a_e \sim 0.125$
Cette valeur est influenc e par le faible alb do des oc ans (0.06), qui couvrent environ 72 % de la plan te.
De a intensité VIS atteignant la surface de la Terre ($I_{sev}$), une fraction proportionnelle le albédo de la surface de la planète ($a_e$) est r fl chie, tandis que le reste est absorb par la Terre. Par cons quent, a intensité VIS absorbée par le sol ($I_{ev}$) se calcule comme suit :
Avec un alb do de
$a_e \sim 0.125$
et un rayonnement solaire incident de
$I_{sev} \sim 184 W/m^2$
on obtient que :
$I_{ev} \sim 161 W/m^2$
est la quantit de rayonnement solaire absorb e par la Terre. Cela correspond 87,5 % du rayonnement solaire incident.
A intensité rayonnée ($I_t$) est gal ERROR:8390 diminu de ERROR:8393, de sorte que :
A intensité rayonnée ($I_i$) est la fraction d finie par ERROR:8393 de ERROR:8390, calcul e de la mani re suivante :
A intensité absorbée ($I_a$) est le compl ment de la fraction r fl chie, calcul e en utilisant le albédo ($a$) et ERROR:8390 comme suit :
A intensité absorbée ($I_a$) est le compl ment de la fraction r fl chie, calcul e en utilisant le albédo ($a$) et ERROR:8390 comme suit :
ERROR:6504 correspond la fraction d finie par le albédo ($a$) de ERROR:8390 :
ERROR:6504 correspond la fraction d finie par le albédo ($a$) de ERROR:8390 :
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