El semiárido del Nordeste del Brasil.


EL ALBEDO Y LOS RECURSOS HIDRICOS


INTRODUCCIÓN


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

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

  • El albedo se modifica 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 modificaciones en el 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 se estima actualmente en 0.154.

  • Hace 6000 años el albedo medio era 0.14.

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

 

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 la evaporación terrestre,
    • decremento de la precipitación terrestre, y
    • aumento de la precipitación marina.

  • Los 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 = Pa + Pe

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

  • Pe es la componente de precipitación que se origina internamente por evaporación en el volumen de control.

  • A = Q + C

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

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

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

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

  • EL = el flux evaporativo.

  • WU = el flux advectivo.

  • Pa= P /(1 + Ω)

  • Pe= ΩP /(1 + Ω)

  • Cuando mayor es el flux evaporativo, mayor es el valor de Pe, 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. Kr = escorrentía; que varía de 0 a 0.70 a través del espectro climático (125-4000 mm).

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

    3. Kr = 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 Kd.

  • 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 disponibilidad de recursos hídricos.

http://ponce.sdsu.edu/protected58/presentacion_albedo_recursos_hidricos.html 050306