Evolución del albedo en europa e influencia en la temperatura

B. Franch1 y J.A. Sobrino1

1 Global Change Unit (UCG). Imaging Processing Laboratory (IPL). Parque Científico. Universitat de Valencia. P. O. Box 22085. E-46071 Valencia (Spain)

Resumen

En este artículo se analiza la evolución del albedo superficial en una escena de Europa y norte deAfrica entre 2002 y 2011. En este sentido se ha utilizado una metodología que permite la estimacióndiaria del albedo superficial y se ha aplicado a imágenes adquiridas por el sensor MODerate resolu-tion Imaging Spectroradiometer (MODIS) a bordo del satélite Terra. Después de detectar diferentesáreas donde el cambio de albedo ha sido más significativo, se ha dividido el estudio en función de lacatástrofe natural responsable del mismo, analizando también el impacto en la temperatura superfi-cial y del aire. Los resultados muestran que los incendios forestales ocasionados en la Península Ibé-rica suponen un impacto en el albedo superficial de entre 0,02 y 0,05. Además son los fenómenos na-turales que mayor influencia tienen en la temperatura superf icial suponiendo principalmente unincremento de la amplitud de la temperatura estacional proporcional al incremento de albedo. Esteefecto en la temperatura dura entre tres y cuatro años después del incendio mientras que el restable-cimiento del albedo tarda más tiempo. También hemos observado que las tormentas de viento res-ponsables de la devastación de masas forestales en el área de Burdeos y en el sur de Suecia aumenta-ron el albedo en 0.02 lo que implicó, en el primer caso, un aumento del promedio anual de la temperaturasuperficial de 6K y del aire de 2K, no observando impacto alguno en el caso de Suecia.

Palabras clave: MODIS, albedo superficial, temperatura superficial.

Abstract

Albedo evolution over Europe and its influence on surface temperature

In this paper we analyze the surface albedo evolution over a Europe and northern Africa scene from2002 to 2011. We apply a methodology that allows the surface albedo estimation on a daily basis toMODerate resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) data onboard Terra satellite. First of allwe detect different areas where the albedo change was more significant analyzing the cause and dividingthe study into different classes of natural hazards. Additionally, we processed the simultaneous landsurface temperature (LST) and air temperature in order to analyze the impact of albedo change on thetemperature. Results show that forest f ires along the Iberian Peninsula suppose an increase of thesurface albedo from 0.02 to 0.05. Moreover, they are the natural hazards that mostly affect the landsurface temperature increasing the seasonal amplitude which lasts three to four years after the fireevent while the albedo reestablishment takes longer. We also observe that wind storms that damagedlarge forest areas in Bordeaux and south of Sweden increased the albedo 0.02 in both cases. In caseof Bordeaux, it implied an increase of the yearly average LST of 6K and of the air temperature of 2K,not showing any impact in case of Sweden.

Key words: MODIS, surface albedo, surface temperature.

* Autor para la correspondencia: belen.franch@uv.esRecibido: 21-03-13; Aceptado: 02-05-13.

Asociación Española de Teledetección Revista de Teledetección 39, 22-33ISSN: 1988-8740

Introducción

Los cambios de cobertura de la superficieinducidos por los humanos están acelerando enel siglo XXI a través de impactos directos víareforestación, deforestación o intensificaciónde la agricultura o de impactos indirectos de-rivados de la actividad humana. Estos cambiosestán afectando el clima a través de diferentesmecanismos (Bounoua et al., 2002). En primerlugar, la combustión de carburante ha impli-cado el aumento de la concentración de gasesde efecto invernadero. En segundo lugar, la mo-dificación por parte de los humanos de la su-perficie ha ocasionado la liberación de carbo-no a causa de la desaparición y quema devegetación así como la absorción de carbonocuando la vegetación crece o se plantada. Entercer lugar, la modificación antropogénica dela vegetación está afectando al clima a travésde la mediación de los intercambios de ener-gía, momento y agua entre la biosfera y la at-mósfera.

Plantar bosques y evitar la deforestaciónpuede ayudar a frenar el aumento de las con-centraciones de CO2 y de las temperaturasglobales. Pero, además de alterar el balancede carbono y las emisiones de gases de efec-to invernadero, los proyectos forestales im-plican también un conjunto adicional de cam-bios biofísicos (Jackson et al., 2008). Losbosques disminuyen el albedo superficial os-cureciendo la superf icie en comparación apastos, tierras agrícolas o superf icies cu-biertas por nieve.

La influencia biofísica en la temperatura de-pende de dónde ocurren las actividades de se-cuestro de carbono. En los trópicos, los bos-ques enfrían regionalmente al aumentar laevapotranspiración del agua desde la superfi-cie a la atmósfera. Este aumento de vapor deagua puede ayudar a la formación de nubes quecontribuyen adicionalmente al enfriamiento alreflejar la irradiancia solar hacia el espacio.Feddema et al. (2005), Bonan (2008), y Pielkeet al. (2002) encontraron que el cambio de co-bertura en los bosques tropicales implica un in-cremento de temperatura, ya que los pastos ylos cultivos tienen una menor transpiración yevaporación, lo que resulta en la reducción delflujo de calor latente y un aumento de calor

sensible en respuesta al incremento residual delbalance de energía en la superficie.

Por otra parte, los bosques boreales son unextremo diferente. Las tasas de almacena-miento de carbono son mucho más lentas queen los trópicos debido a las temperaturas másfrías, menor luz solar y otros factores que li-mitan el crecimiento de los árboles. Además,las superficies boreales están cubiertas de nie-ve y hielo durante largos períodos de tiempocada año. Por lo tanto, el hecho de modificarla nieve (con un alto albedo) por superficiesque absorben más irradiancia solar (menor al-bedo), como bosques de abetos o de pinos, ca-lienta el área a escalas espaciales de cientos oincluso miles de kilómetros. Como resultado,plantar bosques en los países nórdicos puedeayudar a estabilizar el CO2 global pero puedeacelerar el calentamiento del clima a nivel re-gional, acelerando de esa manera la pérdida denieve y cobertura de hielo.

En cambio, las mayores incertidumbres seencuentran en los bosques de latitudes medias(Field et al., 2007; Bala et al., 2007). Aunquesus tasas de secuestro de carbono están bien es-tablecidas, no se sabe tanto sobre cómo influ-yen los cambios biofísicos en el clima. Betts(2000) simuló los forzamientos radiativos de-rivados de la modificación de la superficie alreforestar con bosques en latitudes medias yzonas boreales. Este estudio concluyó que elforzamiento positivo (aumento de temperatu-ra) inducido por la disminución del albedo dela superficie podría compensar el forzamientonegativo esperado del secuestro de carbono.Una serie de estudios climáticos sugieren queel hecho de sustituir los bosques por cultivos opastos enfrían regionalmente las temperaturasen las latitudes medias (Bala et al., 2007; Dif-fenbaugh and Sloan, 2002; Oleson et al., 2004;Schaeffer et al., 2006). Así, Bounoua et al.(2002) indicaron que en las latitudes medias,donde la modificación antropogénica del pai-saje ha convertido grandes extensiones de bos-ques y pastos en tierras de cultivo, el aumentodel albedo enfría la temperatura hasta 0.7°C enla verano y 1.1°C en invierno. En cambio, otrosestudios muestran lo contrario, que los bosquesen latitudes medias enfrían la temperatura encomparación con pastos y cultivos (De Fries etal., 2002; Jackson et al., 2005; Juang et al.,

Evolución del albedo en Europa e influencia en la temperatura 23

2007). El estudio, por tanto, de la variación delalbedo, así como la temperatura superf icial,puede resultar de gran interés sobre todo en laslatitudes medias.

En este artículo, estudiamos la evolución delalbedo superficial y de la temperatura tanto su-perficial (Land Surface Temperature, LST) co-mo del aire entre 2002 y 2011 sobre una esce-na de Europa que incluye el norte de Africa.Para ello utilizamos imágenes adquiridas porel sensor MODerate resolution Imaging Spec-troradiometer (MODIS) a bordo del satélite Te-rra y que forman parte del producto oficial Cli-mate Modeling Grid (CMG) con unaresolución espacial de 0.05°. Con esta finali-dad el artículo se estructura en una primera in-troducción a la teoría y algoritmos utilizados.A continuación se desarrolla una sección demetodología. Finalmente se presentan los re-sultados obtenidos así como la discusión y lasconclusiones.

Teoría y algoritmos

En primer lugar estimamos la Bi-directionalReflectance Distribution Function (BRDF) me-diante el método semiempírico propuesto porRoujean et al. (1993) donde la reflectividad sepuede describir como la suma de tres kernels:

[1]

donde θs es el ángulo cenital de iluminación,θv es el ángulo cenital de observación, ϕ es elángulo azimutal relativo, F1,2 son los kernelsque representan la dispersión volumétrica y ladispersión geométrica respectivamente y k0,1,2

son los parámetros del modelo asociados a ca-da kernel. Siguiendo la notación de Vermote etal. (2009) utilizamos V (de Volumen) comok1/k0 y R (de Rugosidad) como k2/k0.

En este artículo hemos utilizado la combi-nación Ross Thick Li Sparse Reciprocal (Luchtet al., 2000) incluyendo la corrección del efec-to Hot Spot presentada por Maignan et al.(2004). A continuación, hemos invertido losparámetros de la BRDF mediante el métodoVJB (Vermote et al., 2009). La ventaja de es-te método es que permite la estimación diaria

del albedo, frente a la resolución temporal de8 días que proporciona el producto oficial dealbedo de MODIS. Se basa en asumir que la di-ferencia entre dos observaciones sucesivas esdebida a los efectos direccionales mientras quela variación de k0(t) es pequeña. Por lo tanto,V y R pueden derivarse a través de la minimi-zación de las variaciones de k0(t) de un día alsiguiente:

[2]

La solución de V y R se basa en la minimi-zación de la función Merit:

[5]

[6]

Cuyo resultado consiste en resolver el si-guiente sistema de ecuaciones:

[7]

donde

[9]

Para estimar V y R y aplicar la ecuación 7,cada año de la base de datos de divide en cin-co clases de diferente NDVI con igual númerode datos cada una de ellas. A continuación, seinvierten V y R para cada una de las clases ybanda. De esta manera, se puede generar unafunción lineal (dos coeficientes) que representaa V y R en función de las cinco clases de NDVI.Sin embargo, este ajuste lineal debe estar pon-derado por las barras de error de cada clase-para minimizar la influencia de valores atípi-cos. Las barras de error se estiman ejecutando

∆

∆ ∆

∆

ii i

ii i

i

ii

d day day

d

F

= − +

= −( )=

+

+

+

1

1

1

1

ρ ρ ρ

ρ ρ

/

11 1 11

2 1 2 21

F F d

F F F

ii

i i

ii

ii

i

−( )= −( )

+

++

ρ

ρ ρ ρ

/

/

∆

∆ ∆∆id

∆ ∆ ∆ ∆

∆ ∆

i i

i

Ni i

i

N

i i

F F F F

F F

ρ ρ ρ ρ

ρ ρ

1 11

1

1 21

1

1

=

−

=

−

∑ ∑

221

1

2 21

1

i

Ni i

i

N

F F

V

R

=

−

=

−

∑ ∑

⊗

∆ ∆ρ ρ

=

−

−

=

−

=

−

∑

∑

∆ ∆

∆ ∆

i i

i

N

i i

i

N

F

F

ρ ρ

ρ ρ

11

1

21

1

dM

dV

dM

dR= = 0

MVF RF VF RFi

i ii

i i

=+ + ( )− + ++

+ +ρ ρ1 1 2 11

211 1 ( )

− ++=

−

∑2

11

1

1day dayi ii

N

ρ ρt VF RF t VF RFii i

ii i( ) + + ≈ ( ) + ++ +

+1 111

21

1 1 2

ρ θ θ φ θ θ φ θ θ φs v s v s vk k F k F, , , , , ,( ) = + ( ) + ( )0 1 1 2 2

24 B. Franch y J. A. Sobrino / Revista de Teledetección (2013) 39, 22-33

la inversión de los parámetros diez veces, eli-minando cada vez el 10% de datos de formaaleatoria. Finalmente, estas funciones puedenaplicarse a cada imagen de la base de datos enfunción del NDVI, obteniendo valores instan-táneos de V y R.

Una vez determinados los parámetros de laBRDF, hemos obtenido el albedo integrando elmodelo de BRDF a través del Black-sky Albe-do (BS) y el White-sky Albedo (WS) que se de-finen como:

[10]

[11]

donde

[12]

[13]

donde kk(ıi, ıv, ϕ) son los parámetros del mo-delo de BRDF.

Para determinar el albedo (o Blue-sky albe-do) hemos utilizado la siguiente interpolación

[14]

donde S(θ,τ(λ)) es la fracción de radiación di-fusa y τ es el espesor óptico de aerosoles.

Finalmente, para convertir el albedo espec-tral a albedo de banda ancha hemos utilizadola expresión propuesta por Liang (2000) parael caso concreto de MODIS:

[15]

Por otra parte, para estimar la LST hemosutilizado el método Split Window (Sobrinoet al., 2003).

[16]

donde T31 y T32 son las temperaturas de brillode las bandas 31 y 32 de MODIS respectiva-mente, ε y ∆ε son respectivamente la emisivi-dad media y la diferencia de la emisividad es-

pectral de estas bandas, W es el contenido to-tal de vapor de agua obtenida a partir de la in-formación proporcionada por las imágenesCMG y a1 = 1.02, a2 = 1.79, a3 = 1.20, a4

= 34.83, a5 = –0.68, a6 = –73.27, y a7 = –5.19,se obtienen mediante simulaciones con MOD-TRAN (se puede obtener información adicio-nal sobre estos parámetros en Sobrino et al.,2003).

La temperatura del aire la hemos extraído delos datos proporcionados por el producto MO-DIS CMG contenidos en la Collection 6. Se co-rresponde con la temperatura del aire a la al-tura de 2 m.

Metodología

El producto de MODIS Climate ModelingGrid (CMG) consiste en un conjunto de pro-ductos adquiridos por el sensor MODIS conuna resolución de 0,05°. Los datos proporcio-nados por este producto incluyen valores de re-flectividad superficial de las bandas 1-7, tem-peraturas de brillo en las bandas 20, 21, 31, y32, ángulos cenitales de iluminación y obser-vación, ángulo azimutal relativo, ozono, más-cara de nubes , espesor óptico de aerosoles a550 nm y el contenido de vapor de agua entreotros.

En este estudio trabajamos con datos MODISCMG diarios adquiridos en la plataforma Terraentre 2002 y 2011 en una escena que incluye Eu-ropa y el norte del continente Africano.

Resultados

Centrándonos en primer lugar en la varia-ción del albedo, la Figura 1 muestra el valor dela pendiente de la evolución del albedo entre2002 y 2011 para cada píxel en Europa y el nor-te de África. Ésta pendiente la hemos divididopor la media de albedo durante los años consi-derados y multiplicado por 100 a fin de obte-ner los valores porcentuales. Aunque la evolu-ción de albedo no puede ser representado porun ajuste lineal, la pendiente sólo muestra sutendencia positiva o negativa.

La imagen muestra valores positivos (mayo-res al 2%) en el centro de Portugal, algunas zo-

LST T a a T T a T T a a W= + + − + − + +31 1 2 31 32 3 31 322

4 5( ) ( ) ( ))( ) ( )1 6 7− + +ε εa a W ∆

α α α α α α= + + + + +0 160 0 291 0 243 0 116 0 112 01 2 3 4 5. . . . . .. .081 0 00157α −

α θ λ θ τ λ α θ λ θ τ λ α, , , ,( ) = − ( )( )

( ) + ( )( )1 S Sbs ws λλ( )

H h dk k i i i i= ( )∫20

2θ θ θ θ

πsin cos

/

h k d dk i k i v v v vθ θ θ φ θ θ θ φππ( ) = ∫∫ ( , , )sin cos

/

0

2

0

2

α λ λws k kk

f H( ) = ( )∑

α θ λ λ θbs i k k ik

f h,( ) = ( ) ( )∑

Evolución del albedo en Europa e influencia en la temperatura 25

nas puntuales de España, la zona de Burdeos,el sur de Suecia, el este de Alemania, el sur deUcrania y Siria. Por el contrario, se obtienenpendientes negativas (menores al 4%) en el su-reste de Portugal y el norte de Argelia. A con-tinuación, nos centraremos en algunos de estoscasos para investigar la causa del cambio de al-bedo y su impacto en la LST y la temperaturadel aire. Hemos dividido el estudio en cuatrocategorías responsables del aumento del albe-do: incendios forestales, tormentas de viento,inundaciones y sequías. Por último, también he-mos analizado las áreas donde el albedo dis-minuyó durante el período considerado.

Incendios forestales

En primer lugar, la Figura 2 muestra el al-bedo, la LST y la temperatura del aire de aque-llos píxeles donde observa un cambio del al-bedo ocasionado por un incendio forestal.Solamente hemos representado los incendiosforestales más importantes que implicaban laszonas quemadas más amplias.

Durante el verano de 2003 se produjo unafuerte ola de calor que afectó a Europa occi-dental. Esto provocó incendios forestales en elnorte y centro de Portugal (39.90°N, 8.00°W,Figura 2a) con 450.000 ha de superficie totalquemada (Trigo et al., 2006), en Cáceres(40.40°N, 6.35°W, Figura 2b) con un total de9.000 hectáreas de superficie forestal quema-da y en Barcelona (41,75°N, 2.00°E, Figura 2c)con 4.600 ha de superficie total quemada en-

tre otros (Ministerio español de Medio Am-biente). En agosto de 2004 se produjo un in-cendio forestal entre las provincias de Huelvay Sevilla (37.65°N, 6.45°W, Figura 2d), dondese quemaron un total de 35.000 ha. Finalmen-te, en julio de 2005 un incendio forestal enGuadalajara (41.00°N, 2.25°W Figura 6.2e)quemó 13.000 hectáreas. En todos los casos seobserva el mismo comportamiento del albedo,el cual disminuye bruscamente después del in-cendio forestal (la superf icie se oscurece) yluego aumenta a valores más altos que antesdel incendio presentando valores de albedo co-rrespondientes a zonas áridas. El albedo pro-medio antes y después de los incendios cam-bió de 0,10 a 0,14 en Portugal, de 0,10 a 0,12en Cáceres y Barcelona, de 0,12 a 0,16 en Se-villa y de 0,11 a 0,16 en Guadalajara. En cuan-to a las temperaturas, después del incendio au-mentó la diferencia entre la LST y latemperatura del aire debido al aumento del al-bedo. Además, la LST presentó mayores valo-res máximos después del incendio.

La Figura 3 muestra la evolución de la am-plitud de la temperatura en estos pixeles, la cualse define como la diferencia entre el máximoen verano y el mínimo en invierno de LST ytemperatura del aire.

La f igura muestra cambios en la amplitudestacional de la LST causados por los incen-dios en Portugal, Cáceres y Barcelona, dondela amplitud aumenta en 2003 de 30 K a una me-dia de alrededor de 35 K hasta 2007. Después,la amplitud disminuye hasta valores similaresa los observados antes del incendio. El pixelen Sevilla presenta un comportamiento simi-lar, aumentando la amplitud de LST desde 33 Kantes de 2004 a alrededor de 36 K hasta 2007.Sin embargo, en este caso la amplitud muestraun valor máximo en 2009 que no se puede aso-ciar al incendio en 2004. Finalmente, Guada-lajara muestra la mayor influencia al cambiode cobertura aumentando su amplitud de LSTde un promedio de 32 K antes de 2005 a 40 Kdespués de 2005. Sin embargo, la amplitudLST presenta una recuperación más rápida queen los anteriores casos, disminuyendo a travésde los años hasta 2008, donde presenta valoresligeramente más altos pero similares a los deantes del incendio. En cuanto a la amplitud dela temperatura del aire, se observa una notable

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Figura 1. Pendiente (%) de la evolución del albedo en-tre 2002 y 2011 en Europa y norte de Africa.

diferencia entre los valores de Barcelona res-pecto a los demás casos. Esto es debido a queel píxel de Barcelona está situado junto al mar

lo que modera las temperaturas del aire. Ade-más, es el único píxel cuya amplitud estacio-nal de la temperatura del aire presenta un au-

Evolución del albedo en Europa e influencia en la temperatura 27

Figura 3. Amplitud estacional de la LST y la temperatura del aire.

Figura 2. Evolución del albedo, LST y temperatura del aire en áreas donde los incendios causaron un cambio enel albedo.

A B

C

E

D

mento de 17 K antes del incendio en 2003 a unpromedio de 21 K hasta 2007. Sin embargo, laamplitud aumenta progresivamente desde 2007hasta 2009, alcanzando valores similares a losque después del evento de incendio. Por otraparte, se aprecia una disminución generaliza-da de la amplitud de la temperatura del aire enel 2004 debido a temperaturas ligeramente másaltas durante el invierno de 2003-2004. Losotros píxeles no presentan ninguna influenciaen la amplitud de la temperatura del aire debi-do al cambio de albedo provocado por los in-cendios.

A continuación, hemos estimado la pen-diente de la LST y de la temperatura del aire através de los años con el fin de comprobar sialguno de los pixeles considerados presenta al-guna tendencia creciente o decreciente. La Ta-bla 1 muestra la pendiente porcentual análo-gamente al análisis albedo en la Figura 1.

Sevilla y Guadalajara presentan los valoresmás altos de pendiente de LST con valores entorno al 2%, mientras que presentan los me-nores valores en el caso de la temperatura delaire. Por el contrario, Portugal, Cáceres y Bar-celona muestran valores más altos para la tem-peratura del aire alrededor del 2% (aunque pen-diente Barcelona fue inferior), mostrandovalores bajos en el caso de la LST. Los valoresmás altos de la LST en Sevilla y Guadalajaracoinciden con los lugares con mayor incre-mento del albedo después del incendio (comose ha comentado en la Figura 2). Por otra par-te, el mayor valor de la pendiente de la tempe-ratura del aire en Portugal se puede atribuir ala mayor extensión quemada. En el caso de Cá-ceres y Bercelona, donde la temperatura del ai-re presenta pendientes elevadas, no encontra-mos ninguna explicación física a partir de la

información disponible. Una posible causa deeste comportamiento puede asociarse al cam-bio de la evapotranspiración producida por elincremento de albedo.

A partir de este análisis llegamos a la con-clusión de que los incendios forestales que seproducen en latitudes meridionales influyen enla LST al aumentar las temperaturas extremasestacionales. Este efecto dura entre tres y cua-tro años, mientras que el restablecimiento delalbedo tarda más tiempo. También se ha ob-servado los mayores cambios en el albedo im-plican mayores cambios en la LST. Sin embar-go, no se han observado cambios significativosen la temperatura del aire.

Tormentas de viento

La Figura 4 muestra el caso particular delárea de Burdeos y el sur de Suecia.

La variación del albedo de la región de Bur-deos (que se sitúa en un bosque de pinos en laregión de Les Landes) se asoció a la tormentainvernal Klaus (un ciclón extra-tropical) quedañó aproximadamente 300 mil hectáreas debosque en enero de 2009. El 8 de enero de

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Figura 4. Evolución del albedo, LST y temperatura del aire en Burdeos y sur de Suecia.

Tabla 1. Pendiente (%) de la evolución de la LST yla temperatura del aire entre 2002 y 2011 en pixe-les de áreas quemadas.

Pendiente Pendiente LST (%) temp. aire (%)

Centro de Portugal –0.46 2.00Cáceres 0.72 1.73Barcelona 0.13 1.39Sevilla 1.72 0.59Guadalajara 2.60 0.81

2005, la tormenta Gudrun causó en el sur deSuecia el mayor daño documentado ocasiona-do por una tormenta. Un total de 270.000 hec-táreas de bosque fueron destruidos (Bengts-son y Nilsoon, 2007). Centrándonos primeroen el píxel de Burdeos (44.25°N, 0.60°W), elgráfico muestra un aumento del albedo de 0,12a 0,14. La LST y la temperatura del aire pre-sentan valores equivalentes antes de la tor-menta, aunque después de 2009, principal-mente durante el verano, la LST muestramayores valores que la temperatura del aire.Por el contrario, el píxel Suecia (57.10°N,13,05°E) no muestra un cambio significativode albedo debido principalmente al ruido y lospocos datos disponibles. Esto es resultado tan-to de haber enmascarado los pixeles de nievecomo de la dificultad de tener píxeles despe-jados (sin nubes) en latitudes septentrionales.Se observa un aumento repentino de albedo alprincipio de 2005 (cuando tuvo lugar la tor-menta) seguido por a una disminución repen-tina del mismo y observando una ligera ten-dencia positiva a partir de entonces. El leveincremento del albedo de un promedio de 0,10antes de la tormenta a un promedio de 0,12después de la misma no ocasionó cambios sig-nificativos en las temperaturas, aunque se de-tecta un ligero aumento de las temperaturasmínimas durante el invierno y un ligero au-mento en las temperaturas máximas durante elverano después de 2005. Sin embargo, la fal-ta de datos durante el invierno puede ocasio-nar una sobreestimación del valor de las tem-peraturas mínimas en invierno por lo que eneste caso no podemos estimar la amplitud es-tacional de las temperaturas. La Figura 5muestra la media anual de la LST y la tempe-ratura del aire de estos píxeles.

En el caso Burdeos se detecta un aumentode 6K en el promedio anual de LST de 2009que podría ser consecuencia de la tormenta deviento en enero de 2009. Sin embargo, esta áreatambién presenta un pico de LST en 2003, quese puede atribuir a la ola de calor que afectó lazona occidental de Europa durante el veranode este año. La temperatura del aire muestra unligero aumento en 2009 de 2 K. Con referen-cia a Suecia, se detecta un alto incremento tan-to de la LST y como de la temperatura del ai-re en 2006 de 7K en ambos casos. Sin embargo,la tormenta de viento se produjo en enero de2005, por lo tanto, no se detecta ninguna va-riación de la temperatura como consecuenciadel aumento del albedo.

Inundaciones

La Figura 6 muestra la evolución del albe-do, LST y temperatura del aire en el oeste deAlemania y en el sur de Polonia.

Se puede observar una mayor dispersión delos datos del albedo en ambos píxeles en com-

Evolución del albedo en Europa e influencia en la temperatura 29

Figura 6. Evolución del albedo, LST y temperatura del aire en el oeste de Alemania y sur de Polonia.

Figura 5. Promedio anual de la LST y la temperaturadel aire en Burdeos y sur de Suecia.

paración con los anteriores casos. Esto es con-secuencia de la falta de datos durante el in-vierno, ya que la nieve está enmascarada en lasimágenes. Empezando por el oeste de Alema-nia (51,35°N, 7.75°E), el pixel se encuentra enuna zona forestal cercana a la ciudad de Dort-munt en la región de Westfalia, donde unas pre-cipitaciones muy intensas dieron lugar a inun-daciones el 26 de julio de 2008. Mirando lagráfica, se puede observar un ligero aumentodel albedo desde 2008. En cuanto a la varia-ción de temperaturas, se notan mayores dife-rencias entre la LST y la temperatura del airedespués de 2008, que denotan un cambio en lasuperficie. En el caso del pixel en el sur de Po-lonia (49.65°N, 19,05°E), está situado en lasmontañas Beskydy. La gráfica muestra la fal-ta de datos invierno seguido por algunos des-censos bruscos del albedo en la primavera de2005, 2006 y 2008. Esta disminución de albe-do se puede asociar a las inundaciones debidasal deshielo, lo que está causando deslizamien-tos de tierra y erosión a través de las montañasBeskydy (Pánek et al., 2011). En general, lagráfica muestra una tendencia positiva del al-bedo y una mayor diferencia entre la LST y latemperatura del aire a partir de 2007. Sin em-bargo, el aumento del albedo en ambos píxeleses muy pequeño (alrededor de 0.02) compara-do con el ruido de los datos.

La Figura 7 muestra el promedio anual de laLST y la temperatura del aire para ambos pí-xeles.

El píxel de Alemania muestra un pico en lospromedios anuales tanto de la LST como de latemperatura del aire en el 2006. En cambio, elaño cuando se produjo la inundación (2008),muestra una disminución tanto de la LST y co-

mo de la temperatura del aire con valores simi-lares e incluso superiores a 2002 y 2004. Desde2008, se observa un aumento de la LST y de latemperatura del aire alcanzando valores máxi-mos. En cuanto al píxel de Polonia, la LST pre-senta dos picos similares en 2006 y en 2008, pe-ro no apreciamos ningún cambio significativoen la temperatura después de 2007. Por lo tanto,a partir de los datos analizados no se puede de-ducir ningún impacto directo del ligero aumen-to del albedo producido por las inundaciones.

Sequias

La Figura 8 muestra la evolución del albe-do, la LST y la temperatura del aire en un pí-xel en Siria (35.90°N, 38,85°E) a lo largo delvalle del Éufrates.

El gráfico muestra un aumento del albedosuperficial a partir de 2007 desde una media de0,25 a 0,33. De hecho, la evolución albedo an-tes de 2007 corresponde a una típica zona agrí-cola con variaciones estacionales del albedo.Sin embargo, después de 2007 se observa unamayor estabilidad en el albedo. Este comporta-miento puede ser consecuencia de unas gravessequías en 2007 y 2008 que afectaron a 1,3 mi-llones de personas disminuyendo los camposde trigo del país a partir de entonces. En cuan-to a las temperaturas, tanto la LST como la tem-peratura del aire presentan valores similares através de la serie de tiempo estudiada. Sin em-bargo, con el fin de profundizar en análisis deestos parámetros, la Figura 9 muestra la am-plitud estacional y la media anual de la LST yla temperatura del aire en este píxel. La ampli-tud estacional no muestra ningún patrón que di-

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Figura 8. Evolución del albedo, LST y temperatura delaire en Siria

Figura 7. Promedio anual de la LST y la temperaturadel aire en el oeste de Alemania y sur de Polonia.

fiere 2007 o 2008 de otros años. Sin embargo,el promedio anual de LST muestra un valor mí-nimo en el año 2007, aunque la diferencia conel año anterior es de sólo 2 K. Considerando lastemperaturas extremas de esta zona esta dismi-nución en las temperaturas medias no puedenconsiderarse significativo, por lo que no se ob-serva ninguna influencia en las temperaturascomo consecuencia del aumento del albedo.

Disminución de albedo superficial

La Figura 1 muestra un importante descen-so del albedo en un área situada en el sur estede Portugal y una región en el norte de Arge-lia. La Figura 10 muestra la evolución tempo-ral del albedo, la LST y la temperatura del ai-re en estas regiones.

En el caso de Portugal (38,3°N, 7,45°W), lagráfica muestra una disminución repentina delalbedo en 2003. Esto se asocia a la inaugura-ción de la presa de Alqueva en 2002. Esta pre-sa se encuentra en el río Guadiana, en la regiónde Alentejo en Portugal. Es la reserva más

grande de Portugal y de Europa Occidentalocupando una superficie de 250 km2. En cuan-to a las temperaturas, la LST muestra una dis-minución de su valor máximo después de 2002.Además, la LST presenta valores equivalentesa la temperatura del aire después de 2003.

En el caso de Argelia (34,6°N, 1.60°E), elárea analizada se encuentra en el sur de la re-gión situada entre el Atlas Telliano y el Atlas sa-hariano. Consiste en una meseta alta (~1000 mde altitud) con una llanura donde el agua se acu-mula durante la temporada de lluvias, forman-do grandes lagos de sal (que cuando se secanforman grandes salinas). Por lo tanto, depen-diendo de las precipitaciones anuales el áreapuede estar cubierta por agua o por sal. Esa pue-de ser la razón de la variación del albedo ob-servado en la gráfica. Sin embargo, no se apre-cian cambios significativos en las temperaturas.

Conclusiones

En este artículo estudiamos la evolucióntemporal del albedo entre 2002 y 2011 en Eu-

Evolución del albedo en Europa e influencia en la temperatura 31

Figura 10. Evolución del albedo, LST y temperatura del aire en Portugal y Argelia.

Figura 9. Amplitud estacional (izquierda) y promedio anual (derecha) de la LST y temperatura del aire en el pí-xel de Siria.

ropa y en el norte de África utilizando datosMODIS CMG. Localizando los píxeles que su-frieron las mayores variaciones de albedo du-rante este período, hemos dividido el estudioen cuatro categorías: incendios forestales, tor-mentas de viento, inundaciones y sequías.

Los incendios forestales, situados en la Pe-nínsula Ibérica, condujeron a aumentos de al-bedo entre 0,02 y 0,05. Después de la mayoríade estos eventos se detectó un aumento de laamplitud estacional de la LST proporcional alaumento de albedo. Los resultados tambiénmostraron que este efecto dura entre tres y cua-tro años después del incendio, mientras que elrestablecimiento albedo tarda más tiempo. Sinembargo, no notamos cambios significativosen la temperatura del aire como consecuenciadel incendio.

Durante el período estudiado dos tormentasde viento golpearon Europa dañando grandesáreas de bosque en la región de Burdeos de LesLandes y en el sur de Suecia, aumentando elalbedo 0,02 en ambos casos. En Les Landes seobserva un aumento del promedio anual de laLST de 6K y de 2K en el caso de la tempera-tura del aire durante el año de la tormenta deviento. Sin embargo, el sur de Suecia no mues-tra ninguna influencia de las temperaturas alaumento de albedo.

Las inundaciones provocaron un ligero au-mento de albedo en el oeste de Alemania y elsur de Polonia, que no dio lugar a ningún cam-bio significativo en las temperaturas.

Por último, una grave sequía en el valle delÉufrates en Siria dañó zonas agrícolas aumen-tando el albedo un promedio de 0,08. Sin em-bargo, a pesar de este fuerte incremento no seobservó ninguna influencia sobre las tempera-turas.

Este estudio muestra, por tanto, que las ca-tástrofes naturales que alteran el albedo su-perficial pueden afectar la LST dependiendode la ubicación del evento (mostrando mayorsensibilidad al aumento de albedo las zonasmeridionales de Europa), la magnitud de lamisma y el clima regional. Entre las catástro-fes naturales estudiadas, se ha observado quelos incendios son los fenómenos que mayorcambio de albedo provocan y mayor influenciaejercen en las temperaturas regionales. Futu-ros estudios deben centrarse en el análisis del

impacto del aumento de albedo en otras varia-bles como por ejemplo la radiación neta o laevapotranspiración.

Agradecimientos

Los autores agradecen el apoyo en este tra-bajo por una parte del Ministerio de Ciencia yTecnología (EODIX, proyecto AYA2008-0595-C04-01; CEOS-Spain, proyecto AYA2011-29334- C02-01) y por otra parte de la UniónEuropea (CEOP-AEGIS, proyecto FP7-ENV-2007-1 proposal No. 212921).

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