INTRODUCCIÓN

• El albedo es el coeficiente de reflectividad de la superficie terrestre.

• El hombre puede cambiar el albedo, cambiando así el clima local.

• El albedo se cambia con cambios en el uso de la tierra.

• Otras actividades como salinización, desertificación, tala de bosques, sobrepastoreo, sobrecultivo, y el desarrollo urbano, también pueden originar cambios en albedo.

• Los valores de albedo son:
  
  
  • superficies de agua: 0.10

  • bosques templados: 0.10-0.20

  • bosques tropicales: 0.07-0.15

  • llanuras: 0.12-0.20

  • sabanas: 0.16-0.18

  • campos agrícolas: 0.12-0.25

  • terreno sin vegetación: 0.05-0.40

  • terreno de desierto: 0.20-0.45

  • dunas de arena: 0.30-0.60

  • nieve: 0.50-0.90

• El albedo es afectado por la textura, color, y contenido de humedad del suelo.

• El albedo medio de la superficie terrestre es 0.154.

• Hace 6000 años el albedo medio era 0.14.

• El incremento del 10% se atribuye al efecto antropogénico.

EL ALBEDO Y LOS CAMBIOS CLIMATICOS

• Charney demostró que un 150% de incremento de albedo en el Sahara causó un decremento de 43% de precipitación.

• Garratt ha resumido los resultados de once estudios que demuestran que aumentos de albedo causan:
  
  
  • decrementos de evaporación terrestre,
  • decremento de precipitación terrestre, y
  • aumento de precipitación marina.

• Incrementos de albedo causan cambios climáticos locales y regionales.

EL MODELO HIDROCLIMATOLOGICO DE BUDYKO

• Budyko separó la precipitación en dos partes usando una perspectiva hidroclimatológica.

• A es el vapor de agua conducida por advección desde el océano.

• Q es la escorrentía.

• L es la longitud del volumen de control.

• W es el contenido de humedad de la masa de aire húmedo.

• U es la velocidad de la masa de aire húmedo.

• P = P_a + P_e

• P_a es la componente de precipitación que es conducida por advección de la masa de aire húmedo proveniente del océano.

• P_e es la componente de precipitación que es originada internamente por evaporación en el volumen de control.

• A = Q + C

• C es la descarga medida viento abajo = C' + C''

• C' es la descarga en tránsito medida viento abajo.

• C'' es la descarga que no se reclica, medida viento abajo.

• Ω = (EL)/(2WU) = parámetro climático adimensional de Budyko.

• EL = el flux evaporativo.

• WU = el flux advectivo.

• P_a= P /(1 + Ω)

• P_e= ΩP /(1 + Ω)

• Cuando mayor es el flux evaporativo, mayor es el valor de P_e, o sea, una mayor cantidad de evaporación está siendo reciclada.

• Conclusión: A mayor evaporación, mayor la precipitación, pues una gran componente de la evaporación se reclica y vuelve a precipitar.

• La experiencia del laboratorio ARS de Tucson, Arizona.

• La cantidad de humedad en la atmósfera varía entre 15 mm en zonas desérticas hasta 45 mm en zonas tropicales húmedas.

• Esta relación es de 1 a 3.

• Sin embargo, la precipitación en desiertos superáridos es menos de 100 mm, mientras que en zonas tropicales húmedas puede ser de 3000 mm.

• Esta relación es de 1 a 30.

• Los coeficientes de balance de agua son tres:
  
  
  1. K_r = escorrentía; que varía de 0 a 0.70 a través del espectro climático (125-4000 mm).

  2. K_d = descarga; que varía de 0.90 a 0 a través del espectro climático (125-4000 mm)

  3. K_r = reciclaje; que varía de 0.05 a 0.30 a través del espectro climático (125-4000 mm)

• Decrementos en albedo en el rango 500-1000 mm de precipitación causa un gran incremento del coeficiente de descarga K_d.

• Los tres coeficientes tienen valores similares en el centro del espectro climático (800-1000 mm de precipitación anual).

• Conclusión: Las zonas semiáridas (400-800 mm) son las más sensibles a cambios climáticos locales, y consecuentes cambios en la cantidad de recursos hídricos.