ÓPTICA

FOTOMETRÍA

absorbancia¹​ (a veces, absorbencia) (${\displaystyle A\,}$) se define como:

${\displaystyle A_{\lambda }=-\log _{10}\left({\frac {I}{I_{0}}}\right)}$

donde:

${\displaystyle I\,}$ es la intensidad de la luz con una longitud de onda específica ${\displaystyle \lambda \,}$ tras haber atravesado una muestra (intensidad de la luz transmitida)

${\displaystyle I_{0}\,}$ es la intensidad de la luz antes de entrar a la muestra (intensidad de la luz incidente)

El término frecuentemente es intercambiable con densidad óptica, si bien este último se refiere a la absorbancia por unidad de longitud.

La medida de absorbancia se usa con frecuencia en química analítica y en bioquímica, ya que la absorbancia es proporcional al camino óptico de la muestra y a la concentración de la sustancia en ésta, en contraste con la transmitancia I / I₀, que varía exponencialmente con el grosor y con la concentración.

La absorbancia se define como el logaritmo negativo de la transmitancia, y se observa que la absorbancia y la transmitancia tienen una relación inversa, como se muestra a continuación:

Absorbancia = -log ( T ) = -log ( P ⁄ P0 )

Esto permite que diferentes espectrofotómetros con diferentes fuentes de luz produzcan lecturas de absorción independientes de la potencia de la fuente de luz.

A continuación, supongamos que hay dos tubos de ensayo, ambos contienen la misma solución en la misma concentración. La única diferencia es que uno de los tubos de ensayo es más delgado que el otro, las imágenes se muestran a continuación:

LONGITUDES DE TRAYECTORIAS DIFERENTES POR DISTINTAS MUESTRAS

Hacemos pasar luz de la misma intensidad (P0) en ambos contenedores. En el primer caso la luz tiene que viajar sólo en una corta distancia, mientras que en el segundo caso tiene que pasar a través de una longitud mucho más larga de la muestra. Podríamos deducir que en el segundo caso más cantidad de la luz será absorbida, ya que la longitud de la trayectoria es mucho más larga. En otras palabras, la absorbancia aumenta a medida que la longitud de la trayectoria aumenta.

Las dos observaciones descritas anteriormente (las que se refieren a la relación entre la absorbancia y la concentración y la absorbancia y la longitud de la trayectoria) constituyen la Ley de Beer-Lambert, que se muestra a continuación:

A = ε * ι * c

Donde:

• A es un número adimensional.
• ι la constante de proporcionalidad, se denomina coeficiente de extinción molar o absortividad molar, tiene unidades de litro/mol*cm.
• c tienen las unidades habituales de longitud (cm) y concentración (mol/litro).

El coeficiente de extinción (ε) es una constante para una sustancia dada, siempre que la temperatura y la longitud de onda son constantes. En la práctica, el coeficiente de extinción medido también depende de las características del instrumento utilizado. Por esta razón, normalmente no se utilizan valores predeterminados del coeficiente de extinción para análisis cuantitativo. Para transiciones electrónicas, la diferencia de energía entre los estados fundamental y excitados, es relativamente grande. Por tanto, a temperatura ambiente, es muy probable que todas las moléculas estén en estado electrónico fundamental. La absorción y vuelta al estado fundamental, son procesos rápidos por lo que el equilibrio se alcanza muy rápidamente.

Es importante notar que ε es una función de la longitud de onda y por lo tanto la Ley de Beer-Lambert es verdadera sólo para la luz de una sola longitud de onda o luz monocromática.

La medida cuantitativa de la absorción de la luz en función de la longitud de onda puede establecer tanto la identidad como la concentración de una sustancia en solución.

absortividad a la medida de la cantidad de luz absorbida por una disolución, definida como la unidad de absorbancia por unidad de concentración por unidad de longitud de la trayectoria de luz.

De acuerdo con la Ley de Beer-Lambert, la absortividad es proporcional a la concentracion del soluto absorbente.

Antiguamente recibía los nombres de índice de absorbencia, constante de absorción, coeficiente de absorción y coeficiente de extinción.

Se conoce como absortividad molar (E) a la absortividad definida en términos de concentraciones expresadas en mol por litro. Antes conocida como coeficiente molar de extinción.

La absortividad específica (a) es la absortividad definida en términos de concentraciones expresadas en gramos por litro. Antes conocida como coeficiente másico de extinción.

Albedos	% de luz reflejada
Nieve reciente	86
Nubes brillantes	78
Nubes (promedio)	50
Desiertos terrestres	21
Suelo terrestre sin vegetación	18
Bosques (promedio)	8
Ceniza volcánica	7
Océanos	5 a 10
Sistema Solar (albedo medio)
Luna	7
Mercurio	6
Venus (atmósfera)	70
Tierra vista desde el espacio	37 a 39
Marte	15
Júpiter	41
Saturno	42
Urano	45
Neptuno	55
Sistema Solar otros
Encélado	99 (el mayor registrado)
Meteoroides	7
Fobos	6
Deimos	6
Cometa Halley	4
Extrasolares
TrES-2b	0,04 (el menor registrado)1​

La nieve tiene el albedo más alto de la superficie terrestre.

El albedo es el porcentaje de radiación que cualquier superficie refleja respecto a la radiación que incide sobre ella. Las superficies claras tienen valores de albedo superiores a las oscuras, y las brillantes más que las mates. El albedo medio de la Tierra es del 37-39% de la radiación que proviene del Sol. Es adimensional y se mide en una escala de cero (correspondiente a un cuerpo negro que absorbe toda la radiación incidente) a uno (correspondiente a un cuerpo blanco que refleja toda la radiación incidente).

Es una medida de la tendencia de una superficie a reflejar radiación incidente.

Un albedo alto enfría el planeta, porque la luz (radiación) absorbida y aprovechada para calentarlo es mínima. Por el contrario, un albedo bajo calienta el planeta, porque la mayor parte de la luz es absorbida por el mismo.

La presencia de agua en la Tierra crea una interesante realimentación positiva para el albedo, ya que las bajas temperaturas incrementan la cantidad de hielo sobre su superficie, lo que hace más blanco al planeta y aumenta su albedo, lo que a su vez enfría más el planeta, lo que crea nuevas cantidades de hielo; de esta manera, teóricamente al menos, podría llegarse al punto en que la Tierra entera se convertiría en una bola de nieve.

En astronomía ofrece un medio indirecto de averiguar la naturaleza de un astro mediante la comparación de su albedo con el de materias conocidas. El más alto registrado hasta el momento en el sistema solar corresponde al del satélite Encélado de Saturno, y el más bajo, al de algunos asteroides carbonáceos, así como a los satélites marcianos Fobos y Deimos.

Albedo terrestre[editar]

Ejemplo albedos

Superficie	Albedo Típico
Asfalto fresco	0,042​
Océano abierto	0,063​
Asfalto gastado	0,122​
Bosque de coníferas (Verano)	0,08,4​ 0,09 a 0,15
Árboles caducifolios	0,15 a 0,18
Suelo desnudo	0,175​
Hierba verde	0,255​
Arena del desierto	0,406​
Nuevo hormigón	0,555​
Hielo oceánico	0,5–0,75​
Nieve fresca	0,80–0,905​

Cualquier albedo en luz visible cae dentro de un rango de alrededor de 0,9 para la nieve fresca a cerca de 0,04 para el carbón vegetal, una de las sustancias más oscuras. Las cavidades profundamente sombreadas pueden lograr un albedo efectivo acercándose al cero de un cuerpo negro. Cuando se ve desde la distancia, la superficie del océano tiene un bajo albedo, al igual que la mayoría de los bosques, mientras que las áreas desérticas tienen algunos de los albedos más altos entre las formas de relieve. La mayoría de las áreas de tierra están en un rango del albedo de 0,1 a 0,4.⁷​ El albedo promedio de la Tierra es aproximadamente 0.3. Esto es mucho más alto que para el océano principalmente debido a la contribución de las nubes.

2003-2004 albedo anual medio de cielo despejado y cielo total

El albedo de la superficie de la Tierra se estima regularmente a través de sensores de satélite de observación de la Tierra como los instrumentos MODIS de la NASA a bordo de los satélites Terra y Aqua. Dado que la cantidad total de radiación reflejada no puede medirse directamente por satélite, se utiliza un modelo matemático para traducir un conjunto de muestras de mediciones de reflectancia de satélites en estimaciones de reflectancia hemisférica direccional y reflectancia bi-hemisférica. Estos cálculos se basan en la función de distribución de reflectancia bidireccional (BRDF), que describe cómo la reflectancia de una superficie dada depende del ángulo de visión del observador y del ángulo solar. Por lo tanto, el BRDF permite traducir observaciones de reflectancia en albedo.La temperatura media de la superficie de la Tierra debido a su albedo y el efecto invernadero es actualmente de unos 15° C. Si la Tierra estuviera totalmente congelada (y por lo tanto sería más reflexiva), la temperatura promedio del planeta caería por debajo de -40° C. Si sólo las masas terrestres continentales estuvieran cubiertas por glaciares, la temperatura media del planeta caería a unos 0° C. Por el contrario, si toda la Tierra estuviera cubierta por el agua -un así llamado aquaplanet- la temperatura promedio del planeta ascendería a casi 27° C.

Albedo de cielo blanco y cielo negro[editar]

Para las superficies terrestres, se ha demostrado que el albedo en un ángulo cenital solar determinado θ_i puede ser aproximado por la suma proporcional de dos términos: la reflectancia direccional-hemisférica en ese ángulo cenital solar, ${\displaystyle {{\bar {\alpha }}(\theta _{i})}}$, y la reflectancia bi-hemisférica, ${\displaystyle {\bar {\bar {\alpha }}}}$, with ${\displaystyle {D-1}}$ la proporción de radiación directa de un ángulo solar dado y ${\displaystyle {D}}$ siendo la proporción de iluminación difusa. Por lo tanto, el albedo real ${\displaystyle {\alpha }}$ (también llamado albedo de cielo azul) puede ser dado como:

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

La reflectancia direccional-hemisférica se refiere a veces como el albedo del cielo-negro y la reflectancia bi-hemisférica como el albedo blanco-cielo. Estos términos son importantes porque permiten que el albedo se calcule para cualquier condición de iluminación dada a partir del conocimiento de las propiedades intrínsecas de la superficie.

Variación del albedo[editar]

Las variaciones del albedo global son un hecho natural producido continuamente a lo largo de la historia geológica, debido a variaciones de origen exogénico y endogénico (deriva continental y los cambios en la distribución de mares y continentes).

A estas variaciones se superponen los intensos cambios ambientales potenciados por la actividad del hombre (utilización de combustibles fósiles para el tránsito vehicular, la actividad industrial y el uso doméstico).

Estas actividades provocan un aumento peligroso de los gases de invernadero, por consiguiente una disminución del albedo y un calentamiento global.

Una caída tan pequeña como de un 0,01 en el albedo de la tierra tendría una influencia en el clima mayor que el efecto de doblar la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera.