el glaciar 15 del antizanahorizon.documentation.ird.fr/exl-doc/pleins_textes/divers14-01/... · 1...

EEll GGllaacciiaarr 1155 ddeell AANNTTIIZZAANNAA (ECUADOR)

BBBaaalllaaannnccceee dddeee mmmaaasssaaa,,, TTTooopppooogggrrraaafffíííaaa,,, PPPrrrooossspppeeecccccciiióóónnn GGGeeeooofffííísssiiicccaaa,,, MMMeeettteeeooorrrooolllooogggíííaaa,,, HHHiiidddrrrooolllooogggíííaaa

yyy BBBaaalllaaannnccceee dddeee eeennneeerrrgggíííaaa

2000

BOLÍVAR CÁCERES - LUIS MAISINCHO - VINCENT FAVIER BERNARD FRANCOU - JAIR RAMÍREZ- ANTONIO VARGAS

RAMÓN CHANGO – FRANCISCO CRUZ DIETER NEUBERT

JULIO DEL 2000

IRD – INAMHI – EMAAP-QUITO

INGEOMINAS - COLOMBIA

EEll GGllaacciiaarr 1155 ddeell AANNTTIIZZAANNAA

((EECCUUAADDOORR))

BBBaaalllaaannnccceee dddeee mmmaaasssaaa,,, TTTooopppooogggrrraaafffíííaaa,,, PPPrrrooossspppeeecccccciiióóónnn GGGeeeooofffííísssiiicccaaa,,, MMMeeettteeeooorrrooolllooogggíííaaa,,, HHHiiidddrrrooolllooogggíííaaa

yyy BBBaaalllaaannnccceee dddeee eeennneeerrrgggíííaaa

2000

Bolívar CÁCERES (INAMHI1)

Luis MAISINCHO (INAMHI1)

Vincent FAVIER (IRD2)

Bernard FRANCOU (IRD2) Jair Ramírez (INGEOMINAS3)

Antonio Vargas (INGEOMINAS3) Ramón CHANGO (INMAHI1)

Francisco CRUZ (EMAAP-Quito4)

Dieter NEUBERT

1 Instituto Nacional de Meteorología e Hidrología, Quito, Ecuador 2 Institut de Recherche pour le Développement, Quito, Ecuador

3 Ingeominas, Colombia 4 Empresa Municipal de Alcantarillado y de Agua Potable de Quito,

El glaciar 15 del Antizana (Ecuador): informe del año 2000

Capítulo 1: Introducción

1

1. Introducción 1 1.1. Inventario del equipo ubicado sobre el glaciar y sus alrededores. 1 1.2. Contexto climático para 2000 : persistencia de La Niña 2

1. Introducción

1.1. Inventario del equipo ubicado sobre el glaciar y sus alrededores. Los datos mensuales o anuales medidos sobre las balizas de ablación y acumulación , los pluviómetros totalizadores y los sondeos puntuales se los utilizan para calcular el balance glaciológico mensual y anual del Glaciar 15a. Para la elaboración del balance hidrológico de la cuenca se utilizan los datos provenientes del limnígrafo automático, los mismos que servirán para relacionarlos con el balance glaciológico. El balance energético se lo calcula a partir de los datos de micrometeorología obtenidos de las dos estaciones automáticas instaladas sobre el glaciar. Los datos provenientes del sensor de humedad, del termógrafo automático instalados sobre la morrena y de los pluviografos automáticos se los utilizan para documentar el clima del glaciar y de los páramos. Un resumen de los equipos y dispositivos de medidas puntales utilizados sobre el Glaciar 15α y sus alrededores durante el año 2000 se muestra sobre el cuadro 1.1 y la figura 1.2.

Figura 1.1 . Mapa general de la cuenca del Glaciar 15α con el equipamiento.

El glaciar 15 del Antizana (Ecuador): informe del año 2000

Capítulo 1: Introducción

2

Cuadro 1.1. Equipamiento del Glaciar 15 y sus zonas adyacentes .

1.2. Contexto climático para el 2000 persistencia de La Niña El período 1990 – 2000 se ha caracterizado por presentar una sucesión poco común de fases cálidas y frías de El ENSO, siendo las primeras dominantes en duración e intensidad. En los períodos más recientes, después de la fase cálida de los años 1997 – 1998 que produjo un fenómeno de El Niño excepcionalmente intenso, el clima de el Ecuador ha entrado desde el mes de mayo de 1998 en una fase de La Niña como se muestra sobre el gráfico 1.1. donde se encuentran representados lo datos del MEI1.

Gráfico 1.1 Multivariable ENSO index . Período 1990-2000

1 El MEI es el resultado de la combinación de seis variables del clima sobre el Pacífico ecuatorial que son : presión al nivel del mar , componentes zonales y meridionales del viento sobre la superficie del mar , temperatura de la superficie del mar , temperatura del aire al nivel del mar , fracción de la nebulosidad total del cielo . .Se toma en consideración la primera componente del ACP ( Análisis de componentes principales ) Estos datos son procesados por el método de las medias móviles tomando períodos de dos meses por ejemplo dic/ene , ene/feb ..., etc. ( Wolter & Timlin, 1993 ) .

-1.5

-1

-0.5

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000

Tiempo

MEI

: de

svia

ción

est

anda

rizad

a

Niño Centenario

Niño más largojamás medido

Niña moderada

Niña fuerte Niña moderada

Equipo Dispositivo--- 21 Balizas de balance mensual--- 2 Pozo de acumulación--- 4 Sondeos

1 Estación Campbell ---1 Estación Samae ---

6 Pluviómetros totalizadores ---2 Linnígrafos automáticos ( Chloé ) ---

1 Sensor de humedad ---1 Termografo automático ---

3 Pluviógrafos automáticos ---

Ubicadas sobre la zona de ablación a diferente altura

4000, 4010 ,4455 , 4555, 4785 , 4890 m.s.n.m.Altura variable

Ubicación

5760 y 5600 m.s.n.m.5300 , 5150 , 5030 , 4970 m.s.n.m.

4864 m.s.n.m

4455 , 4300 , 4000 m.s.n.m.

4010 , 4455 m.s.n.m.4785 m.s.n.m.4785 m.s.n.m.

El glaciar 15 del Antizana (Ecuador) – informe del año 2000

Capítulo 2: balance de masa

1

2. Balance de masa 1 2.1. Zona de acumulación. 1

a) Pozo cercano a la cumbre del Antizana ( 5550 m - 0028´52.2´´S – 78008´36.5´´ W )................ 1 b) Sondeos realizados el 17 de enero del año 2001 ...................................................................... 2

2.2. Zona de ablación. 3 a) Balizas representativas y rangos altitudinales.......................................................................... 5 b) Evolución mensual del balance y de la ablación en la zona de ablación................................. 5 c) Gradiente vertical de balance. .................................................................................................. 7 d) Espesor de la capa de nieve..................................................................................................... 8 e) Extensión de la capa de nieve en la zona de ablación............................................................. 9

2.3. Balance neto específico y línea de equilibrio del glaciar en el 2000. 16 2.4. Síntesis para el período 1995 – 2000. 18

a) Zona de ablación..................................................................................................................... 18 b) Balance neto específico de todo el glaciar ............................................................................. 19 c) Variación del balance con la altitud. ....................................................................................... 20 d) Línea de equilibrio (ELA) y su relación con el área promedio de acumulación (AAR)........... 21

2. Balance de masa

2.1. Zona de acumulación.

a) Pozo cercano a la cumbre del Antizana ( 5550 m - 0028´52.2´´S – 78008´36.5´´ W ). El pozo fue excavado el dieciséis de enero del 2001 en la base del casquete sumital (no accesible) a 5550m y registró una acumulación total de 217 cm de nieve hasta una capa dura de hielo para una profundidad de 217 cm. Para el año de 2000 la acumulación medida fue de 929 mm de agua para una altura de nieve de 217 cm ,siendo la densidad promedio para la nieve de 0.42 g/cm3. Para la toma de muestras y el posterior cálculo de la densidad se utilizó un tubo metálico con las siguientes características: Masa 492 gramos, longitud 20 cm, diámetro 5.8 cm, volumen 561.7 cm3, una balanza de precisión electrónica ( A=± 1 gramo ). Los resultados obtenidos una vez realizados los cálculos correspondientes se los pueden ver en los cuadros 2.1 y 2.2 y la gráfica 2.1 .

Cuadros 2.1 – 2.2.: Densimetría y estratigrafía del pozo cercano a la cumbre del Antizana ( 5550 m) para el año de 2000.

8 0.26 20.87 21.0028 0.39 77.81 98.8148 0.40 79.22 178.0367 0.45 84.88 262.9287 0.48 95.85 358.76107 0.41 82.41 441.17127 0.41 82.41 523.58147 0.44 87.36 610.94167 0.44 87.71 698.65187 0.46 92.66 791.31217 0.46 138.00 929.31

Altura acumulada

[cm]

Densidad [g/cm3]

Lámina de agua [mm]

Lámina acumulada

[mm]Número Prof. [cm]

1 0-82 8-283 28-484 48-675 67-876 87-1077 107-1278 127-1479 147-16710 167-187

11 + 12 187-217Capa de hielo importante

ObservacionesNieve fresca

NeviscaNeviscaNeviscaNeviscaNevisca

Extrapolado

NeviscaNeviscaNeviscaNevisca



2

Gráfico 2.1.: Perfil densimétrico para el pozo 5550 m para el año 2000.

b) Sondeos realizados el 17 de enero del año 2001 Debido la dificultad de excavar pozos se realizaron sondeos a diferentes altitudes, los cuales permitieron conocer la acumulación producida sobre el glaciar durante el año 2000. Se utilizó la sonda de nieve la misma que se la introduce hasta topar una capa de fuerte resistencia la misma que se encontró en el fondo del pozo superior la cual nos indica la altura de acumulación. Se convirtió esta acumulación en agua gracias a las densidades medidas en cada punto. Un resumen de los resultados obtenidos se muestran sobre el gráfico 2.2 y el cuadro 2.3 .Se puede observar que bajo los 5374 m se tiene un aumento en la acumulación. Esto se lo puede relacionar con un depósito de avalancha que cubre la mayor parte de la base de la zona de acumulación del glaciar.

Gráfico 2.2: Acumulación neta sobre el Glaciar 15a.

0

50

100

150

200

2500 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6

Densidad (g/cm3)

Prof

undi

dad

(cm

)

2000

0

200

400

600

800

1000

1200

5550 5517 5374 5100 5017

Altitud (m.s.n.m.)

Acu

mul

ació

n ne

ta (m

m d

e ag

ua)



3

Cuadro 2.3 Acumulación neta sobre el Glaciar 15a .

2.2. Zona de ablación. Como en los años precedentes se realizó la medición mensual del balance los primeros días de cada mes, estas incluyen la emergencia total de cada de baliza y el espesor total de la nieve que se acumula sobre la capa de hielo . El balance del glaciar se lo calcula sobre la zona de ablación considerando el área que abarca esta. Una vez realizado el cálculo del espesor de hielo ganado o perdido se encontraron valores que no eran lógicos (mayores a 30 cm) y se pudo detectar que estos errores ocurrían siempre con la presencia de una capa de nieve grande sobre algunas balizas. Por esta razón para las balizas que presentaban este problema se optó por tomar en cuenta solo el valor de la emergencia desde el nivel de la nieve cuya lectura es mas precisa, no presentando casi errores, además se estableció como espesor límite de ganancia de hielo el de 5 cm , cuando se presentan valores mayores a este límite se aplicó el criterio expuesto. Este hecho nos muestra que el nivel de hielo no cambió por lo tanto no se produjo un derretimiento. Para el cálculo del balance se utilizaron las siguientes relaciones :

B =-0.9 ( Hm+1- H m) + 0.4 ( Nm-Nm+1) ( 1 )

B =-0.9 ( Hm+1- H m) +0.4 (Nm+em-1-em-2) ( 2 ) Donde: H = emergencia de la baliza respecto a la superficie del hielo en cm.

N = espesor de la capa de nieve. e = emergencia de el extremo de la baliza respecto a la superficie superior en cm. m = mes dado m ± 1,2 = mes anterior o posterior. ( 1 ) ecuación para el caso de tener las medidas correctas. ( 2 ) ecuación para el caso de tener errores sobre la medida del espesor del hielo .

Sobre la figura 2.5 se puede ver un ejemplo de los errores cometidos al realizar la lectura sobre una baliza dada durante dos meses consecutivos.

E=30

N=70

E=25

N=35

Hielo=40 ??

Figura 2.1.: Esquema sobre el error al realizar mediciones sobre una baliza dada La ubicación de las balizas de balance se muestra sobre la figura 2.2.

Altitud m.s.n.m. 5550 5517 5374 5100 5017Densidad (g/cm3) 0.42 0.45 0.5 0.52 0.52

mm de nieve 2170 1900 1500 1600 2008mm de agua 930 850 750 832 1082



4

816600 816700 816800 816900 817000 817100 817200 817300 817400 817500 817600

816600 816700 816800 816900 817000 817100 817200 817300 817400 817500 817600

947600

947700

947800

947900

948000

948100

948200

948300

948400

947600

947700

947800

947900

948000

948100

948200

948300

948400

Posición de las balizas sobre el Glaciar 15 Alfa en el 2000

6A8

Est. Campbell

7A8

5A8

4I

4A8

1A

2B00

X00

Z00

m

N

S

EW

Contorno 1998

Contorno 1999

Red de de balizas para el año 2000

1B

2B83A8

3B8

3C8

4820

4800

4780

4840

4900

49204940 4960

49805000

5020

5060

4800

490048

80

4980

5000

5020

4960

4920

5040

4860

0 100 200 300 400

Contorno 1997

4I00

4A84D00

4A9 3C83C00

3B8

3B95D 2B8

2DB00

2IB002B9

1A

W00

A3

A1

5A00D

5A9

5A00IEst. Campbell

Contorno 2000

4940

4860

484048

20

Figura 2.2.: Red de balizas sobre la zona de ablación para el año 2000.



5

Para conocer el balance durante el año 2000 se utilizaron los datos topográficos obtenidos en el levantamiento realizado en el mes de enero del 2001 .

Para el efecto se emplearon las mediciones de diez balizas instaladas en enero de 2000 y 12 balizas instaladas en los años anteriores ubicadas entre los 4832 y 5151 m. Es importante indicar que durante el año se perdieron numerosas balizas debido a las avalanchas o por encontrarse cubiertas por una gruesa capa de nieve que no permitió realizar su lectura periódica.. El balance obtenido para cada una de las balizas consideradas así como su ubicación altimétrica se lo puede ver en el cuadro 2.4.

Cuadro 2.4.: Balance de cada baliza durante el 2000.

a) Balizas representativas y rangos altitudinales Los rangos altitudinales se los estableció en función del levantamiento topográfico realizado y de la serie de datos recogidos durante el año. Estos rangos se muestran en el cuadro 2.5.

Cuadro 2.5 :. Balizas representativas para cada rango altitudinal en 2000.

b) Evolución mensual del balance y de la ablación en la zona de ablación El balance mensual y la ablación obtenidos para el año de 2000 se lo puede observar en los cuadros 2.6, 2.7, y en los gráficos 2.3 , 2.4.

Cuadro 2.6.: Balance mensual para las balizas seleccionadas delante de la superficie del glaciar.

*Suma parcial por la no lectura de balizas durante ciertos meses. El balance obtenido para el año 2000 para la zona de ablación tiene un valor de -222 mm de agua el cual es 2 veces mas negativo que el que se obtuvo en el año anterior que fue de -110 mm de agua.

2B9 -172 49702DB00 -1633 4942

3B9 -364 49183C00 -1069 49114I00 -1439 48874A9 -1119 48934A8 -964 48875A9 -1377 48645A8 -1749 48607A00 -2041 4832

Balizas Balance mm de agua

Cotas m.s.n.m.

5450-5760 5600 Pozo 5550-Sondeo 55175200-5450 5300 Sondeo 53745055-5200 5150 A34990-5055 5030 Sondeo 5017-W04960-4990 4970 2B9-2B00-1A4910-4960 4954 2B8-2DB00-3B9-3A8-3C00-3B84880-4910 4896 4I00-4A9-4DA00-4A84860-4880 4870 5A00D-5A00I-5A9-5A84830-4860 4840 6A8-6A9-7A00

Altura (m.s.n.m.) Punto de medicion representativoRango altitudinal (

m.s.n.m.)

N° BALIZA Enero Feb. Marzo Abril Mayo Junio Julio Agos. Sep. Oct. Nov. Dic. S2B9-2B00-1A -5 -2 -3 0 -- -- -- -23 -- -- -5 -3 -41*

2B8-2DB00-3B9-3A8-3C00-3B8 -13 1 -8 0 21 12 -6 15 5 -25 -11 -17 -244I00-4A9-4DA00-4A8 -4 -5 -2 -7 6 2 -7 -6 1 -18 -17 -10 -69

5A00D-5A00I-5A9-5A8 -2 -4 -1 -4 4 1 -16 -8 -1 -12 -10 -5 -586A8-6A9-7A00 2 0 -1 -2 0 1 -8 -4 -2 -7 -7 -2 -30

Suma -22 -10 -14 -12 31 15 -37 -26 3 -62 -51 -37 -222



6

Por ejemplo, para las balizas ubicadas sobre la parte alta de la zona de ablación 2B9 se obtuvieron valores de –64.2 y –172 mm de agua , mientras que para la zona baja de ablación baliza 5A8 se tienen valores de –1410 y –1749 mm de agua respectivamente.

Gráfico 2.3 . Variación del balance en la zona de ablación durante el año 2000. Valores promedio de

las balizas seleccionadas. El balance más negativo se lo tiene en los meses de octubre, noviembre , diciembre y julio, un balance más moderado se observa en los meses de enero y agosto. Balance positivo se lo tiene sobre los meses de mayo, junio y septiembre el cual nos muestra que se produjo una fuerte acumulación ; el balance mas favorable se registra sobre el mes de mayo que registra la mayor precipitación con un valor de 225 mm .

Cuadro 2.7 : Ablación mensual para las balizas seleccionadas adelante de la superficie total del

glaciar. *Suma parcial por la no lectura de balizas durante ciertos meses. Para el 2000 la ablación producida sobre la parte baja del glaciar tuvo un valor de 4893 mm de agua, valor mayor que el obtenido para el año de 1999 que fue de 3700 mm de agua . Hay que tener precaución con los valores calculados aquí , ya que la superficie de ablación tomada en cuenta en el cálculo se extiende solo hasta 4970 m para el año 2000 (5040 m para el año 1998) lo que difiere un poco con la altura de la ELA0 que delimita en rigor la zona de ablación. Pero, hay que notar que estos valores de ablación mensual interesan más para los cálculos de balance hidrológico mensual. La ablación fue calculada utilizando la siguiente relación : A = P-Bn , donde P es la precipitación producida sobre P2 durante el mes y Bn es el balance neto mensual para cada baliza

-80

-60

-40

-20

0

20

40

Ene

ro

Febr

ero

Mar

zo

Abr

il

May

o

Juni

o

Julio

Ago

sto

Sep

tiem

bre

Oct

ubre

Nov

iem

bre

Dic

iem

bre

Meses

mm

de

agua

men

sual

es

-240

-220

-200

-180

-160

-140

-120

-100

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

100

120

mm

de

agua

acu

mul

ados

Balance mensualBalance acumulado

N° BALIZA Enero Feb. Marzo Abril Mayo Junio Julio Agos. Sep. Oct. Nov. Dic. S2B9-2B00-1A 95 102 78 110 -- -- -- 103 -- -- 75 33 596*

2B8-2DB00-3B9-3A8-3C00-3B8 103 99 83 110 204 83 31 65 95 50 81 62 10654I00-4A9-4DA00-4A8 94 105 77 117 219 93 32 86 99 43 87 40 1094

5A00D-5A00I-5A9-5A8 92 104 76 114 221 94 41 88 101 37 80 35 10836A8-6A9-7A00 88 100 76 112 225 94 33 84 102 32 77 32 1055

Suma 472 510 389 562 869 365 137 426 397 162 401 203 4893Precipitación (mm) 90 100 75 110 225 95 25 80 100 25 70 30 1025



7

Este hecho se lo puede relacionar con la altitud a la que ocurren las precipitaciones sólidas (nieve) las cuales se relacionan con la variación de la posición de la línea de equilibrio. Para el año de 1998 la línea de equilibrio se encontraba a los 5100 m. En consecuencia un valor bajo del albedo producía una fuerte ablación. Para el año de 2000 la línea de equilibrio se ubicó a los 4980 m lo que nos indica que las precipitaciones en forma de nieve ocurrieron más abajo, lo que produjo una acumulación de una gruesa capa de nieve sobre la parte baja del glaciar hecho que causa un aumento en el albedo reduciendo la capacidad de la nieve/hielo para derretirse. Esto influye directamente sobre la disminución de la ablación observada en este año. Para el año de 1999 se pudo observar el mismo fenómeno. Este hecho se debe a que la acumulación producida sobre el glaciar alcanzo valores elevados como se evidencio mediante el cálculo del balance sobre esta zona y a las elevadas precipitaciones registradas en las cercanías del glaciar ( 1025 mm).

Gráfico 2.4.: Variación de la ablación en la zona de ablación durante el año 2000. Valores promedio de las balizas seleccionadas.

Para el año 2000 se pueden observar picos de fusión en los meses de enero, febrero, marzo, abril, mayo (sobre todo), agosto, septiembre y noviembre, una ablación más moderada se la tiene en los meses de junio, julio, octubre y diciembre.

c) Gradiente vertical de balance. Los puntos considerados para el balance se ubican aproximadamente sobre una recta lo que nos permite inferir la presencia de un gradiente lineal. Para el año 2000 el gradiente tiene un valor de 16 mm/m. El desnivel entre las balizas extremas 2B9 y 7A00 es de 138 m y la diferencia de balance entre estos dos puntos es de –2213 mm de agua. Este hecho se lo puede explicar si se toma en consideración que todas las balizas se encuentran sobre la parte central del glaciar lo que supone que todas ellas tienen un comportamiento similar Además ninguna de ellas fue afectada por la avalancha ocurrida sobre la parte alta de la zona de ablación durante los meses de marzo - mayo del 2000 lo que hubiera afectado de manera sensible el balance sobre cualquiera de ellas haciendo que este sea mucho mas positivo . Los resultados obtenidos se los puede ver en el gráfico 2.5.

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Ene

ro

Febr

ero

Mar

zo

Abr

il

May

o

Juni

o

Julio

Ago

sto

Sep

tiem

bre

Oct

ubre

Nov

iem

bre

Dic

iem

bre

Meses

Abl

ació

n m

ensu

al (

mm

de

agua

)

0

1000

2000

3000

4000

5000

6000

Abl

ació

n ac

umul

ada

( mm

de

agua

)

Ablación mensual

Ablación acumulada



8

Gráfico 2.5.: Variación del balance anual para las balizas seleccionadas en función de su posición altimétrica para la zona de ablación durante el año 2000.

d) Espesor de la capa de nieve Durante el año de 2000 la capa de nieve promedio fue de 31 cm. Sobre la parte baja de la zona de ablación ( 4832-4860 m ) la capa de nieve fue inferior a 10 cm para los meses de mayo, septiembre y diciembre ; para los meses de agosto y noviembre la cobertura de nieve sobre el glaciar fue nula. Este hecho confirma que la mayor parte del tiempo el glaciar estuvo cubierto por una capa gruesa de nieve que redujo la ablación y por lo tanto es una de las causas para que el balance a veces no tenga un valor negativo. Los resultados se los puede observar sobre el gráfico 2.6.

Gráfico 2.6.: Espesor de la capa de nieve sobre la parte alta, media y baja sobre la zona de ablación

para el año 2000. Mediciones realizadas al primero de cada mes.

Ene

ro

Febr

ero

Mar

zo

Abr

il

May

o

Juni

o

Julio

Ago

sto

Sep

tiem

bre

Oct

ubre

Nov

iem

bre

Dic

iem

bre

3B9-4918m4A8-4887m

7A00-4832m

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

cm d

e ni

eve

Meses

Glaciar 15 del Antizana capa de nieve comparada

3B9-4918m

4A8-4887m

7A00-4832m

Gradiente vertical de balance durante el 2000

y = 0.0717x + 4982.8R2 = 0.9823

4820

4840

4860

4880

4900

4920

4940

4960

4980

-2500 -2000 -1500 -1000 -500 0

Balance ( mm de agua )

Alti

tud

( m.s

.n.m

. )



9

e) Extensión de la capa de nieve en la zona de ablación Durante el año 2000 el glaciar tuvo una cobertura de nieve superior al 80 % para los meses de marzo, julio, agosto, septiembre, noviembre y diciembre. Una cobertura un tanto menor (65 a 75%) se observa sobre los meses de enero y octubre. Una cobertura nula de nieve sobre la zona de ablación se observo sobre los meses de febrero ,abril , mayo junio. esto nos indica que la mayor parte del tiempo el glaciar estuvo cubierto de nieve lo que disminuye la capacidad del hielo para derretirse debido al aumento del albedo. Se observa que la capa de nieve estuvo siempre blanca y reflejante, cuando aparece el hielo el albedo disminuye significativamente . Los resultados obtenidos para la evolución de la línea de nieve durante el año 2000 se los puede observar sobre los cuadros 2.8 , 2.9 y las figuras 2.7 – 2.19 en las cuales se define la línea de nieve ( o de névé) como el límite en la superficie del glaciar entre la nieve ( o névé ) y el hielo . Esta línea es estimada por observación directa sobre el glaciar cada vez que se realiza el balance de masa mensual, para lo cual se se utiliza las balizas emergentes cercanas. El error que se comete al utilizar esta metodología es inferior a 20 m.

Cuadro 2.8 : Areas cubiertas por nieve y hielo para la zona de ablación durante el año 2000. * Considerando que el avance o retroceso del glaciar es nulo a nivel del frente

Cuadro 2.9 : Porcentajes de las áreas cubiertas por nieve y hielo para la zona de ablación durante el

año 2000. * Considerando que el avance o retroceso del glaciar es nulo a nivel del frente.

Hielo NieveEnero 4, 2000 33436 901230 93466

Enero 26, 2000 85428 849238 93466Marzo 4, 2000 93466 0 93466Abril 4, 2000 3935 89531 93466Mayo 4, 2000 93466 0 93466

Mayo 31, 2000 93466 0 93466Junio 30, 2000 93466 0 93466Agosto 1, 2000 7419 86047 93466

Septiembre 1, 2000 6406 87060 93466Octubre 2, 2000 2976 90490 93466

Noviembre 2, 2000 23065 70401 93466Diciembre 7, 2000 3841 89625 93466

Enero 5, 2000 17973 75493 93466

Area de ablación ( m2 ) Area total* hasta 5055 m Fecha

Hielo NieveEnero 4, 2000 35.8 64.2 100

Enero 26, 2000 91.4 8.6 100Marzo 4, 2000 100.0 0.0 100Abril 4, 2000 4.2 95.8 100Mayo 4, 2000 100.0 0.0 100

Mayo 31, 2000 100.0 0.0 100Junio 30, 2000 100.0 0.0 100Agosto 1, 2000 7.9 92.1 100

Septiembre 1, 2000 6.9 93.1 100Octubre 2, 2000 3.2 96.8 100

Noviembre 2, 2000 24.7 75.3 100Diciembre 7, 2000 4.1 95.9 100

Enero 5, 2000 19.2 80.8 100

Fecha Area de ablación ( % ) Area total* hasta 5055 m



10

Figura 2.7 : Línea de névé para el 4 de enero del 2000.

Figura 2.8 .: Línea de névé para el 26 de enero del 2000.



11

Figura 2.9 : Línea de névé para el 4 de marzo del 2000.

Figura 2.10 : Línea de névé para el 4 de abril del 2000.



12

Figura 2.11 : Línea de névé para el 4 de mayo del 2000.

Figura 2.12 : Línea de nevé para el 31 de mayo del 2000.



13

Figura 2.13 : Línea de névé para el 30 de junio del 2000.

Figura 2.14 : Línea de névé para el 1 de agosto del 2000.



14

Figura 2.15 : Línea de névé para el 1 de septiembre del 2000.

Figura 2.16 : Línea de névé para el 2 de octubre del 2000.



15

Figura 2.17 : Línea de névé para el 2 de noviembre del 2000.

Figura 2.18 : Línea de névé para el 7 de diciembre del 2000.



16

Figura 2.19 : Línea de nevé para el 5 de enero del 2001. Se puede notar que la superficie de hielo se expande desde el lado norte durante el verano boreal y desde el lado sur durante el verano austral, debido al movimiento aparente del sol entre los dos hemisferios

2.3. Balance neto específico y línea de equilibrio del glaciar en el 2000. Los rangos altitudinales utilizados para el cálculo del balance neto se muestran sobre el cuadro 2.8. En base a estos se obtuvo un balance neto para el año de 2000 con un valor de +393 mm de agua, siendo la segunda vez consecutiva que se registra un valor positivo. Este fenómeno se produce debido a la notable acumulación de nieve y una ablación reducida sobre el glaciar, las cuales coinciden con la fase fría del ENSO (La Niña). Para los años de 1995, 1996, 1997 y 1998 se registraron valores de -1830, -428, -612 y –845 mm de agua respectivamente lo que nos indica que sobre este período el glaciar estuvo sujeto a una fuerte ablación. Para el año de 1999 se registró un valor de +515 mm de agua, lo que nos indica que durante los dos últimos años sobre el glaciar se sumó una notable acumulación neta .Los resultados obtenidos se muestran en el cuadro 2.10 .

Cuadro 2.10.: Cálculo del balance neto específico para el año 2000 ( mm de agua ).

5450-5760 72900.6 0.2 890.0 186.35200-5450 85668.2 0.2 750.0 184.55055-5200 85105.3 0.2 832.0 203.44990-5055 23674.5 0.1 405.0 27.54960-4990 16314.4 0.0 -172.0 -8.14910-4960 32158.7 0.1 -716.5 -66.24880-4910 17441.3 0.1 -1174.0 -58.84860-4880 8748.1 0.0 -1563.0 -39.34830-4860 6174.7 0.0 -2045.0 -36.3

Suma 348185.7 1.0 -- 393

Balance ( mm )

Balance ponderado Sr*B ( mm )

Rango altitudinal ( m.s.n.m. )

Superficie parcial ( m2 )

Superficie relativa ( Sr)



17

La línea de equilibrio ( ELA ) para el año de 2000 se la ubicó a 4980 m valor mucho más bajo que el que se registró el año de 1998 que fue de 5100 m. Utilizando el levantamiento topográfico realizado en el mes de enero del año 2001 se calculó el área promedio de acumulación (AAR) que es equivalente al 80 % del área total del glaciar. Este valor es mayor con relación al valor obtenido para 1998 (65 %) debido a la reducción del área de ablación del glaciar producida por el descenso de la línea de equilibrio. Además sobre el glaciar se pudo observar una gran acumulación lo cual nos permite obtener un balance positivo. La distribución espacial del balance sobre la superficie del glaciar se la realiza mediante la utilización de las líneas de isobalance, las mismas que se trazan con ayuda de los levantamientos topográficos realizados para los diferentes años y de sus respectivos balances. Como es evidente la distribución espacial del balance varia de un año a otro. Como consecuencia de la morfología sencilla del glaciar, arriba de 5000 / 5100 m, estas isolíneas son paralelas a las curvas de nivel y perpendiculares al eje del glaciar. Sobre la figura 2.20. se muestran las isolíneas de balance para el glaciar 15 alfa para el año de 2000.

Figura 2.7: Ubicación de las líneas de isobalance en el Glaciar 15a del Antizana para el año 2000.



18

2.4. Síntesis para el período 1995 – 2000. Utilizando los datos obtenidos durante los seis años consecutivos de monitoreo del Glaciar 15α del Antizana se puede hacer una comparación entre ellos para intentar explicar la respuesta del glaciar frente a la variabilidad climática. (Sémiond et al. ,1998 ; Bontron et al. ,1999).

a) Zona de ablación Para la comparación y posterior análisis de la información recopilada se considera que el año hidrológico coincide con el año civil lo cual se justifica utilizando la distribución de las precipitaciones en el sector del Antizana, las cuales registran su menor valor en los meses de noviembre, diciembre y enero. (Sémiond et al. , 1998). En la gráfico 2.7. se pueden identificar dos períodos de balance negativo: uno para el año de 1995 que termina en noviembre, y otro que comienza en marzo de 1997 y termina en mayo de 1998 . Los períodos de balance más positivo se ubican entre diciembre de 1995 y marzo de 1997. El segundo período comienza en el mes de mayo de 1998 y se mantiene hasta la actualidad. La sucesión de estos valores de balances negativos y positivos o menos deficitarios coincide con el aparecimiento de la fase cálida y fría del ENSO. También, se puede ver que los picos de balance y los valores más bajos no siempre coinciden año tras año. Pero, se nota que la ubicación de valor de balance más equilibrado cae entre los meses de noviembre y enero “Veranillo del Niño” para los años 1995,1997,1998 y 2000 (estacionalidad también se evidenció en la perforación que se realizó sobre la cumbre en 1996 donde se tomó en consideración los valores de la relación Oxígeno 18 / Oxígeno 16 (δ18Ο ) ( Sémiond et al., 1998)). Al contrario, se ve que el veranillo tiene balances bastante negativos en los años 1996, 1999 y 2000. Para los años de 1995, 1998 los balances más negativos se los ubica en las cercanías de los meses de marzo y de septiembre que corresponden a los equinoccios, mientras que para el año de 1996, 1999 y 2000 los balance más negativos se ubican en las cercanías de los meses de junio y diciembre que corresponden a los solsticios.

Gráfico 2.7.: Evolución mensual del balance en la zona de ablación sin considerara los factores de área para el Glaciar 15α del Antizana para el período 1995-2000. Para los períodos que coinciden con la fase cálida del ENSO (gráfico 2.7.), las precipitaciones líquidas posiblemente ocurren a mayor altitud y las temperaturas están mas elevadas , es decir la cobertura de nieve sobre la parte baja de la zona de ablación es escasa lo que produce un derretimiento grande en esta zona debido al albedo bajo producido por el color obscuro de la

-1400

-1200

-1000

-800

-600

-400

-200

0

200

400

Meses

Bal

ance

( m

m d

e ag

ua )

1995 1996 1997 1999 2000

Niño Niña Niño Niña



19

superficie del hielo. Así los meses con balances mas negativos se ubican sobre los meses de marzo – abril y agosto- septiembre. Los ciclos con balances mas positivos ocurren cuando la superficie del glaciar sigue estando cubierta de nieve cuando la radiación extraterrestre es mayor ( equinoccios). Para los períodos que coinciden con la fase fría del ENSO (gráfico 2.7.) posiblemente la bajada en las temperaturas y la ocurrencia de las precipitaciones sólidas a menor altitud son la causa para que el derretimiento sea menor produciendo balances más positivos. Además, los balances más negativos ocurren con las temporadas de poca precipitación (agosto y diciembre), ya que no se blanquea la superficie del glaciar por caídas de nieve, entonces, el albedo baja activando el derretimiento. Los períodos con un comportamiento diferente corresponden a los períodos de transición entre la fase cálida y fría del ENSO.

b) Balance neto específico de todo el glaciar La evolución del balance para los seis años de estudio nos muestra que los valores más deficitarios se ubican en los años de 1995, 1998 y 1997 con valores de –1830, -845, -612 mm de agua de pérdida. Para el año de 1996 el balance fue de –428 mm de agua de perdida, que es un valor mas equilibrado. Para los años de 1999 y 2000 el balance es positivo y tiene valores de 515 y 393 mm de acumulación de agua. Se puede observar una coincidencia con las fases Niño/Niña: durante El Niño se observa un derretimiento mayor y durante La Niña se tiene un menor derretimiento. En el cuadro 2.11. se muestra un resumen de todos los datos relacionados con el balance y las principales características del Glaciar 15α para el período 1995 – 2000.

Año

(1)

Bn (2)

ΣBn (3)

A (4)

Bter (5)

Bsum (6)

ELA (7)

AAR (8)

Prec. (9)

Term. (10)

ΣTerm. (11)

1995

-1830

-1830

2580

-7624

+654

5245

45

750

-28.20

-28.20

1996

-428

-2258

1310

-4532

+826

5115

60

882

-40.62

-68.82

1997

-612

-2870

1597

-6949

+870

5110

62

985

-56.25

-125.07

1998

-845

-3715

1985

-6048 +675 5100 65 1140 -34.38 -159.45

1999 +515 -3200 700 -2214 +1080 4960 84 1215 +21.43 -138.02

2000 +393 -2807 632 -2045 +890 4980 80 1025 +17.80 -120.22

Prom.

-468

----

1467

-4902

+833

5085

66

999

-20.03

----

( 1 ) Año hidrológico (enero – diciembre) ( 2 ) Balance neto específico (mm de agua) ( 3 ) Balance neto acumulado (mm de agua) ( 4 ) Ablación específica: A = P - Bn ( mm de agua) ( 5 ) Balance en la parte más baja (4833 m en mm de agua) ( 6 ) Balance en la parte más alta (5750 m. en mm de agua) ( 7 ) Altitud de la línea de equilibrio (ELA) ( 8 ) Porcentaje de la área de acumulación (Accumulation Area Ratio (en %) ( 9 ) Precipitación en las cercanías del glaciar: P = [ P2] (en mm de agua) ( 10 ) Retroceso del frente ( en metros referidos a la marca precedente). ( 11 ) Retroceso acumulado del frente (en metros) Cuadro 2.11 : Recapitulación de los datos relacionados al balance neto específico para los seis años de monitoreo del Glaciar 15α..



20

c) Variación del balance con la altitud. La variación observada sobre el balance del glaciar a lo largo de los seis años de monitoreo concuerda bastante bien con el modelo lineal propuesto por Lliboutry (1974). (Cuadro 2.12, gráfico 2.8). Las curvas obtenidas presentan un buen paralelismo en la zona de ablación que corresponde a la parte baja del glaciar. La parte inferior de la curva sobre la cual se ubica el frente hasta los 5000 – 5300 m.s.n.m. tiene una pendiente débil, lo que traduce un gradiente de balance en función de la altitud ( δb /δz) muy elevado, con un valor cercano a los 1800 mm por cada 100 m. Este gradiente elevado es característico para los glaciares ubicados en las zonas tropicales . Por sobre los 5000-5300 m el gradiente de balance presenta un patrón bastante regular, la acumulación neta aumenta como valor promedio 130 mm por cada 100 m para los seis años . Los valores del balance sobre la parte terminal del glaciar (6 años ) deben ser analizados con cuidado ya que para cada año la distancia de la baliza terminal con respecto al extremo inferior de la lengua varia un poco. Esto influye en el valor del balance, siendo este más negativo cuanto más cerca se encuentre esta del extremo inferior como sucede en el año 1995. Además, cada año se toma una baliza diferente debido a la caída o perdida de dicha baliza al final del año, solo para los años 1998, 1999 y 2000 se conservan las mismas balizas en parte (4A8, 5A8, 5A9). En el cuadro 2.12. y en el gráfico 2.8. se puede observar la variación del balance en función de la altitud.

Cuadro 2.12 : Variación del balance en función de la altitud. Período 1995 – 2000

Gráfico 2.8.: Variación del balance en función de la altitud. Período 1995-2000

4 6 0 0

4 8 0 0

5 0 0 0

5 2 0 0

5 4 0 0

5 6 0 0

5 8 0 0

6 0 0 0

-9 0 0 0 -8 0 0 0 -7 0 0 0 -6 0 0 0 -5 0 0 0 -4 0 0 0 -3 0 0 0 -2 0 0 0 -1 0 0 0 0 1 0 0 0 2 0 0 0

B alan ce ( m m d e a g u a )

Alti

tud

( m.s

.n.m

. )

B a la n ce 19 95B a la n ce 1 99 6b a lan ce 1 99 7B a la n ce 1 99 8B a la n ce 1 99 9B a la n ce 2 00 0

Balance Altitud Balance Altitud Balance Altitud Balance Altitud Balance Altitud Balance Altitud(mm de agua) (m.s.n.m.) (mm de agua) (m.s.n.m.) (mm de agua) (m.s.n.m.) (mm de agua) (m.s.n.m.) (mm de agua) (m.s.n.m.) (mm de agua) (m.s.n.m.)

654 5760 1184 5760 780 5760 675 5760 1080 5760 890.0 5760278 5400 468 5400 960 5400 741 5650 1280 5600 750.0 5300200 5300 358 5300 564 5150 800 5550 690 5300 832.0 5150

0 5250 186 5150 -1281 5070 640 5400 550 5150 405.0 5030-1000 5125 -380 5027 -2319 5050 500 5300 500 5030 -172.0 4970-2000 5100 -1539 4936 -2410 5000 180 5200 340 4970 -716.5 4954-3068 4990 -2207 4903 -2696 4990 92 5100 -211.5 4954 -1174.0 4896

-4232.1 4966 -2726 4882 -2772 4970 -2220 5040 -880 4896 -1563.0 4870-5563 4948 -4532 4854 -3891 4940 -3735 4980 -1250.5 4870 -2045.0 4840

-6019.8 4882 ---- ---- -4078 4920 -4158 4911 -2214 4840 ---- -----6237 4854 ---- ---- -4545 4890 -4815 4896 ---- ---- ---- -----7624 4812 ---- ---- -4626 4890 -5562 4870 ---- ---- ---- ----

---- ---- ---- ---- -5130 4870 -6048 4833 ---- ---- ---- -------- ---- ---- ---- -6949 4840 ---- ---- ---- ---- ---- ----

Año 2000Año 1999Año 1995 Año 1996 Año 1997 Año 1998



21

d) Línea de equilibrio (ELA) y su relación con el área promedio de acumulación (AAR) La línea de equilibrio ha tenido una fluctuación de 265 m durante los seis años de monitoreo. El valor más alto de la línea de equilibrio se registro durante 1995 año en el cual se tiene el balance más negativo del período considerado. Para 1996, 1997 y 1998 la línea de equilibrio sufre una variación de tan solo 15 metros lo que nos indica una variación pequeña. Durante 1999 la línea de equilibrio presenta su valor más bajo (4960 m). Para el año 2000 la línea de equilibrio se ubica a 4980 m. Se debe poner atención en poca variación de la ubicación de la línea de equilibrio (ELA) para los años de 1996,1997 y 1998: 15 metros. Este hecho se lo puede explicar si se toma en cuenta la morfología de la superficie del glaciar. Entre los 5000-5300 m el glaciar toma de manera progresiva la forma de un corredor bastante estrecho y empinado por el que frecuentemente se encausan las avalanchas producidas sobre los 5300 m. Este hecho produce una sobreacumulación en la parte baja del corredor, lo que reduce la oscilación altimétrica de la línea de equilibrio de un año a otro cuando se ubica en esta parte del glaciar. Las relaciones entre la línea de equilibrio ELA y el área promedio de acumulación AAR con el balance neto específico se la puede ver en las gráficos 2.9. y 2.10.

Gráfico 2.9.: Ubicación de la ELA. ELA0 ubicada en los 5030.

y = -0.1178x + 5029.9R2 = 0.9587

4900

4950

5000

5050

5100

5150

5200

5250

5300

-2000 -1500 -1000 -500 0 500 1000

Balance (mm de agua)

Alti

tutd

(m.s

.n.m

.)



22

Gráfico 2.10.: Ubicación del AAR. AAR0 corresponde al 73% Estas relaciones tienen un carácter lineal para todos los glaciares monitoreados en el mundo (World Glacier Monitoring Service, 1999). Esta tendencia no ha podido ser comprobada de manera total sobre el Glaciar 15α del Antizana, debido a los pocos datos existentes sobre el balance neto ( seis años). Sin embargo, con los pocos datos existentes se ha realizado una aproximación para obtener los valores de ELA0 y AAR0 mediante el ajuste de una recta utilizando una regresión lineal. Para las ELA se cálculo un coeficiente de correlación R2 de 0.95 (R= 0.97) y se obtuvo un valor del ELA0 = 5030 m (balance equilibrado). Para las AAR se calculó un coeficiente de correlación R2 de 0.92 (R= 0.96) y se obtuvo un valor del AAR0 que corresponde al 73% de la cobertura total del glaciar. Este coeficiente obtenido mediante la regresión lineal debe ser manejado con cuidado ya que la población sobre la cual se ha realizado la correlación es aun pequeña.

y = 0.0156x + 73.238R2 = 0.9203

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

-2000 -1500 -1000 -500 0 500 1000

Balance neto ( mm de agua )

% d

el á

rea

tota

l

El glaciar 15 del Antizana (Ecuador) – Informe del año 2000

Capítulo 3: geometría del glaciar

1

3. Geometría del glaciar 2 3.1. Mediciones directas de la ubicación del frente de la lengua del Glaciar 15. 2 3.2. Retroceso del frente del Glaciar 15a medido sobre el terreno y sobre los

levantamientos aerofotogramétricos. Período 1996 – 2000. 3

3.3. Evaluación de las longitudes, áreas y volúmenes para las lenguas α y β del Glaciar 15 del Antizana para el período 1956 – 2000. 4

a) Longitudes del glaciar……………………………………………………………………………………. 4 b) Retroceso de las lenguas α y β , período 1996 – 2000……………………………………………. 6 c) Areas del glaciar………………………………………………………………………………………….. 7 d) Evolución de la superficie total del glaciar 15…………………………………………………………. 9 e) Determinación de la cuenca hidrográfica para la estación linnimétrica Antizana ubicada a 4555 m……………………………………………………………………………………………………... 9 f) Evolución del volumen del glaciar entre 1956 y 1997…………………………………………………. 10

3.4. Desplazamiento de las Balizas entre 1998 y el 2000. 11 3.5. Fotografías mostrando la evolución de la lengua 15 a del Antizana entre 1994 -

2000. 14 3.6.- Georadar en el Glaciar 15 del Antizana 17

a) Introducción……………………………………………………………………………………………….. 17 b) Calibración de los equipos………………………………………………………………………………. 17 c) Descripción del método …………………………………………………………………………………. 17 d) Mediciones en la zona de ablación del Glaciar 15a…………………………………………………. 19 e) Procesamiento de la información………………………………………………………………………. 20 f) Fuentes de error…………………………………………………………………………………………… 23



2

3. Geometría del glaciar

3.1. Mediciones directas de la ubicación del frente de la lengua del Glaciar 15. Bernard Francou las realizó utilizando marcas colocadas sobre el terreno desde el mes de junio de 1994 hasta enero del 2001. Las mismas han sido ubicadas utilizando puntos de referencia conocidos (bench mark) como son BM1 y BM2, las cuales permiten mediante la utilización de un distanciómetro REC ELTA2 ZEISS obtener las respectivas coordenadas UTM (proyección universal transversa de Mercator). De esta manera se ha podido obtener un retroceso total de la lengua α del glaciar entre junio del 94 y enero del 2001 de 161 m. Del análisis de los datos obtenidos para el período de casi siete años (79 meses) se obtuvo un retroceso anual promedio para la lengua α de 24.4 m. Para el año de 2000 se pudo observar una recuperación o avance del glaciar al igual que el año precedente el cual tiene que ser relacionado con el balance neto positivo, y particularmente con la moderada tasa de ablación registrada a nivel del frente del glaciar ( un poco mas de dos metros ). Para los años anteriores 1996,1997 y 1998 se puede ver claramente que el glaciar tiende a retroceder o perder masa . Esto coincide con un balance muy negativo, con tasas de ablación elevadas a nivel del frente. Sobre la figura 3.1. y los cuadros 3.1. - 3.2. son presentados los resultados obtenidos y los desplazamientos sufridos por el frente del glaciar 15 de 1996 al 2000.

Cuadros 3.1.- 3.2.: Ubicación de las marcas de referencia y retroceso del frente del Glaciar 15α -

Período junio de 1994 – enero del 2000

Fecha Norte EsteJunio-94 9948201.6 816819.7

Febrero-95 9948121.9 816862.5Oct-95 9948078.1 816913.8

Agosto-96 9948096.8 816867.4Octubre-97 9948062.7 816905.1Febrero-98 9948021.9 816931.3

Diciembre-98 9947986.8 816940.4Enero/26/2000 9948032.9 816934.1Enero/15/2001 9948028.3 816933.9

Año Retroceso1994 -40.61995 -28.21996 -40.61997 -56.31998 -34.41999 21.42000 17.8

-160.8

febrero/98 a diciembre/98

Sumatoria

diciembre/98 a enero/2000enero/2000 a enero/2001

Fecha de mediciónjunio/94 a febrero/95

febrero/95 a agosto/96agosto/96 a octubre/97octubre/97 a febrero/98



3

816600 816700 816800 816900 817000 817100 817200 817300 817400 817500 817600

816600 816700 816800 816900 817000 817100 817200 817300 817400 817500 817600

947600

947700

947800

947900

948000

948100

948200

948300

948400

947600

947700

947800

947900

948000

948100

948200

948300

948400

Posición de las balizas sobre el Glaciar 15 Alfa en el año 2000

6A8

Est. Campbell

7A8

5A8

4I

4A8

1A8

0A

B1

m

N

S

EW

Contorno 1996

Contorno 1997

Topografía de la evolución del glaciar 15 de 1996 al 2000

1B

2B83A8

3B8

3C8

4820

4800

4780

4840

4900

49204940 4960

49805000

5020

5060

4800

4900

4880

4980

5000

5020

496049

20

5040

4860

Contorno 1999

0 100 200 300 400

Contorno 2000

BM1

M-94

Marcas para el levantamiento topográfico ( Bench Marks )

Contorno 1998

4820

4840

4860

4920

4940

Figura 3.1:. Topografía del Glaciar 15 - Años con mediciones topográficas.

3.2. Retroceso del frente del Glaciar 15a medido sobre el terreno y sobre los levantamientos aerofotogramétricos. Período 1996 – 2000. Si se comparan los resultados obtenidos por medición directa en el campo y los resultados obtenidos sobre los mapas elaborados en base a aerofotogrametría se puede ver que no existe una gran discrepancia entre las dos metodologías, la diferencia entre los dos métodos de medición es de 4.74 m que equivale a un porcentaje de error del 4.5.%. Considerando como valores confiables a los levantamientos topográficos realizados para los años de 1996,1997, 1998 , 1999 y 2000 el retroceso del glaciar es de – 92.02 m.



4

Los resultados se los puede ver en los cuadros 3.3 y 3.4.

Cuadro 3.3:. Fecha de toma de fotografías y mediciones topográficas realizadas sobre el Glaciar 15α

Cuadro 3.4.: Retroceso del Glaciar 15α medido en base a topografía y aerofotogrametría para el

período 1996 – 2000. Para las mediciones aerofotogramétricas se considera que el contorno del glaciar a partir de los 5000 m no ha cambiado desde el año de 1997 , año de toma de la ultima fotografía disponible, bajo esta altitud se han colocado los levantamientos topográficos realizados y se ha procedido a realizar las mediciones utilizando el Sofware Autocad.

3.3. Evaluación de las longitudes, áreas y volúmenes para las lenguas α y β del Glaciar 15 del Antizana para el período 1956 – 2000.

a) Longitudes del glaciar. Para la evaluación de las longitudes del glaciar, se empleó como herramienta de trabajo software de Autodesk denominado Sumagraf® (tablero digitalizador), el cual puede ser utilizado en combinación con la plataforma de diseño gráfico Autocad Release 14® de la misma procedencia. Lengua α : Para esta lengua, se ha establecido una pérdida de 229 m, lo que equivale al 10.2 % de la longitud para el periodo febrero de 1956 - enero del 2001. Los resultados obtenidos se muestran en el cuadro 3.5. y en el gráfico 3.1.

Cuadro 3.5. : Evolución de la longitud del Glaciar 15a de 1956 al 2000. Longitudes en metros.

Levantamiento Fecha EscalaFoto 56 15 de febrero 1:60000Foto 65 7 de febrero 1:60000Foto 93 2 de agosto 1:60000Foto 97 enero 1:60000

Topografía 96 enero -----Topografía 97 febbrero -----Topografía 98 16 de diciembre -----Topografía 99 26 de enero del 2000 -----

Topografía 2000 15 de enero eel 2001 -----

Año Topografía Fotogrametría1996 -40.62 -54.141997 -56.25 -59.991998 -34.38 -25.651999 +21.43 +16.112000 +17.80 +26.91

Sumatoria -92.02 -96.76

Año Longitud Long. Perdida/Ganada Pérdida (%)1956 2235 0 01965 2193 -42 21993 2103 -90 61996 2049 -54 81997 1989 -60 111998 1963 -26 121999 1979 +16 112000 2006 +27 10



5

Gráfico 3.1.: Evolución de la longitud del Glaciar 15α período 1956−2000. Longitudes en metros. Lengua β : Se ha calculado una pérdida de 320 m, lo que equivale al 13,4% de la longitud total para el periodo febrero de 1956 - enero del 2001. Los resultados se muestran sobre el gráfico 3.2. y en el cuadro 3.6

Gráfico 3.2.: Evolución de la longitud del Glaciar 15β período 1956-2000 . Longitudes en metros.

1900

1950

2000

2050

2100

2150

2200

2250

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Años

Long

itud

(m)

2000

2050

2100

2150

2200

2250

2300

2350

2400

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Años

Long

itud

(m)



6

Cuadro 3.6.: Evolución de la longitud del Glaciar 15β de 1956 al 2000 - Longitudes en metros.

b) Retroceso de las lenguas α y β , período 1996 – 2000. Lengua α : Durante este breve período de 48 meses, se ha medido por topografía directa un retroceso de 43.61 m, que equivale a 2.1 % de su longitud total, lo que nos arroja una tasa de 0.90 m de pérdida de longitud por mes. Los resultados se muestran en el cuadro 3.7.

Cuadro 3.7.: Evolución de la longitud del Glaciar 15α : periodo 1996-2000 (48 meses) .

Longitudes en metros. Lengua β . La reducción medida es de 98.46 m, lo que equivale al 4,6 % de la longitud total. Esto nos arroja una tasa de 2 m de pérdida de longitud por mes . Los resultados se muestran en el cuadro 3.8.

Cuadro 3.8.: Evolución de la longitud del Glaciar 15β : periodo 1996-2000 (48 meses) .

Longitudes en metros. Del análisis de los datos mostrados en los cuadros 3.5. , 3.6. , 3.7. , 3.8. desde el año de 1956 hasta el año de 2000, se puede ver claramente que el retroceso del glaciar se ha incrementado de manera significativa en los últimos años. Así, para el período 1956-1993, la tasa de velocidad de retroceso de las lenguas α y β es de 0.38 y 0.45 m / mes respectivamente, mientras que para el período 1996-2000, esta fue de 0.88 y 2 m / mes respectivamente . Pero, para el año 2000, por segundo año consecutivo, se observa un nuevo avance . Sin descartar la posibilidad de que este avance haya sido producido por un exceso de carga en la zona de acumulación ( ver gráfico 3.6 de los desplazamientos), aparece claro que este movimiento positivo se relaciona directamente con el balance de la zona de ablación. Esto pone en evidencia la sensibilidad de este tipo de glaciar a la variabilidad climática a una escala de tiempo corta. Un resumen de estos cálculos se lo puede ver en el cuadro 3.9 .

Año Longitud Long. Perdida/Ganada Pérdida (%)1956 2380 0 01965 2359 -21 11993 2216 -143 71996 2158 -58 91997 2104 -54 121998 2054 -50 141999 2064 +10 132000 2060 -4 13

Año Longitud Long. Perdida/Ganada Pérdida (%) Fecha de medición1996 2049 0 0 Enero-971997 1989 -60 3 Febrero-981998 1963 -26 4 Diciembre-981999 1979 16 3 Enero/26/20002000 2006 27 2 Enero/15/2001

Año Longitud Long. Perdida/Ganada Pérdida (%) Fecha de medición1996 2158 0 0 Enero-971997 2104 -54 3 Febrero-981998 2054 -50 5 Diciembre-981999 2064 10 4 Enero/26/20001999 2060 -4 5 Enero/15/2001



7

Cuadro 3.9.: Velocidad de retroceso de las lenguas α y β para el Glaciar 15 .

Períodos 1956-1996 y 1996-2000.

c) Areas del glaciar Lengua α: Se considera una período de estudio de 44 años. Durante este lapso, se ha producido una pérdida del 21.5 % del área total del glaciar. Se ha considerado como punto de partida el área definida por el contorno que corresponde a la fotografía del año 1956. Los resultados obtenidos se detallan en el gráfico 3.3 y en el cuadro 3.10.

Gráfico 3.3.: Evolución de la superficie del Glaciar 15α . Período 1956 – 2000. Areas en metros cuadrados.

Cuadro 3.10.: Evolución de la superficie del Glaciar 15α . Período 1956 – 2000.

α β α β1956-1996 0.38 0.45 186.18 221.29 4921996-2000 0.89 2.05 42.61 98.46 48

Longitud perdida (m) Tiempo (meses)Período Velocidad (m/mes)

320000

330000

340000

350000

360000

370000

380000

390000

400000

410000

420000

430000

440000

450000

460000

470000

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Años

Are

a (m

2 )

Año Area (m2) % Pérdida ( % )1956 465802 100 01965 439519 94 61993 375412 81 191996 351710 76 241997 340749 73 271998 333356 72 281999 342117 73 272000 365464 78 22



8

Lengua β: Utilizando la mismo metodología que para el otro glaciar, se establece un porcentaje de pérdida del 14.59 %. Los resultados se muestran en en la gráfico 3.4.y en el cuadro 3.11.

Gráfico 3.4.: Evolución de la superficie del Glaciar 15β − Período 1956 – 2000

Cuadro : Evolución de la superficie del Glaciar 15β − Período 1956 – 2000

390000

400000

410000

420000

430000

440000

450000

460000

470000

480000

490000

500000

510000

520000

1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Año

Are

a (m

2 )

Año Area (m2) % Pérdida ( % )1956 501835 100 01965 485076 97 31993 429262 86 141996 419926 84 161997 406431 81 191998 403950 80 201999 408331 81 192000 428634 85 15



9

d) Evolución de la superficie total del glaciar 15 Los datos obtenidos para la superficie total del glaciar para los períodos 1956-2000 y 1993-2000 medidos en metros cuadrados se muestran en el cuadro 3.12 .

Cuadro 3.12.: Evolución de la superficie del Glaciar 15 . Período 1956-2000 Del análisis de esta información, se puede establecer que el glaciar 15 sufre un proceso de desglaciación acelerado. Así se puede ver claramente que sobre el período de 37 años (1956-1993), se ha perdido el 16.8% del área total del glaciar, mientras que sobre los últimos siete años (1993-2000), la pérdida alcanza el 1.3 % del área total del glaciar. Esto nos muestra que en el lapso de estudio (44 años), el proceso de desglaciación de estos 7 últimos años puede ser considerado como muy rápido, esto se hace más evidente aún si se considera que para el período de 37 años (1956 – 1993) el porcentaje de retroceso promedio anual es de 0.5%, mientras que para el período mas reciente de 7 años (1993 – 2000) el porcentaje de retroceso promedio anual es de 0.2 %. El porcentaje de pérdida total tomando como punto de partida la interpretación aerofotogramétrica del año 1956 es del 17.9 %. El porcentaje de pérdida total tomando como punto de partida la interpretación aerofotogramétrica del año 1993 es de 1.3 %

e) Determinación de la cuenca hidrográfica para la estación linnimétrica Antizana ubicada a 4555 m. Las características de la parte alta de la cuenca se determinaron utilizando la interpretación aerofotogramétrica para el año de 1997 y el levantamiento topográfico realizado en el mes de enero de el año 2001. Para la determinación de la parte baja de la cuenca ubicada sobre el páramo se realizó un levantamiento sobre el campo en el mes de enero de 1999 para lo cual se utilizo un GPS 38 TM Garmin. Este levantamiento se espera mejorarlo el año 2001 mediante la utilización del distanciómetro Rec Elta Zeiss Las características de la cuenca se muestran en el cuadro 3.13.

Cuadro 3.13.: Superficies cubiertas por glaciar, morrenas y páramo en la cuenca de la estación linnimétrica Antizana para el año 2000 .

El área de aporte de la cuenca definida de esta manera es de 137.6 hectáreas (1,37 Km2), de las cuales el 57.7 % esta cubierta por glaciares (lenguas alfa y beta) y el 42.3 % por páramo. Para esta cuenca, rió arriba de la estación linnigráfica, el porcentaje de las superficies cubiertas por glaciares se ha reducido por sobre los 4550 m en un 12.61 % durante los 44 años estudiados, lo que tuvo que afectar de manera significativa el régimen hidrológico del río.

1956 465802 501835 967638 100.0 0.0 ---1965 439519 485076 924595 95.6 4.4 ---1993 375412 429262 804673 83.2 16.8 0.01996 351710 419926 771636 79.7 20.3 4.11997 340749 406431 747180 77.2 22.8 7.11998 333356 403950 737305 76.2 23.8 8.41999 342117 408331 750448 77.6 22.4 6.72000 365464 428634 794098 82.1 17.9 1.3

Año Area α Area β Area Total % % de Reducción 1956-2000

% de Reducción 1993-2000

Sector Area (m2) %Lengua α 365464 26.6Lengua β 428634 31.2Páramo 581570 42.3

Sumatoria 1375668 100



10

Es de suponer que esta reducción debió afectar de manera poco diferente a las cuencas vecinas, ya que la cuenca del glaciar 15 parece ser representativa de las cuencas ubicadas al norte y oeste del Antizana. Los resultados obtenidos se los puede ver sobre el cuadro 3.14 y en el gráfico 3.5.

Cuadro 3.14.: Evolución de las superficies cubiertas por glaciares en la cuenca del Glaciar 15, arriba

de los 4555 m ( Estación linnimétrica Antizana).

Gráfico 3.5.: Evolución de las superficies cubiertas por glaciares en la cuenca del Glaciar 15, arriba de

los 4555 m ( Estación linnimétrica Antizana). Por lo tanto, el conocimiento de la hidrología del páramo adquiere una importancia creciente en las cuencas de alta montaña.

f) Evolución del volumen del glaciar entre 1956 y 1997 Mediante la utilización de las restituciones aerofotogramétricas realizadas en el IGM en enero de 1999 y los levantamientos topográficos realizados desde 1997, se realizó el cálculo de las pérdidas de volumen sufridas por el glaciar entre 1956 y 1997 . Para el efecto se utilizaron los modelos topográficos generados por estas restituciones, los cuales corresponden a los años de 1956, 1965 , 1993, 1997. Este cálculo se lo realizó utilizando el programa WINSURFER (GOLDEN SOFTWARE,INC.),el cual permite calcular los volúmenes entre dos mallas conocidas (Cáceres et al., 1999 ). Los resultados obtenidos se muestran sobre el cuadro 3.15.

% de las superficies cubiertas por glaciares

195619651993199819992000 57.7

54.5

70.3467.2158.4953.6

Años

0

10

20

30

40

50

60

70

80

1956 1965 1993 1998 1999 2000

Años

% d

e su

perf

icie



11

Años ΔV (m3) α ΔV (m3) β1956-1965 -222225 -1814341965-1993 -427422 -3777671993-1997 -179102 -155196

Cuadro 3.15.: Pérdidas de volumen de hielo para las lenguas α y β del Glaciar 15.

3.4. Desplazamiento de las Balizas entre 1998 y el 2000. La determinación de la velocidad de las balizas es de gran utilidad para el conocimiento de la dinámica del glaciar. La metodología de trabajo y de cálculo es la misma que se describe en el informe del año pasado. El período de cálculo es de 13.6 meses (354 días) iniciándose con el levantamiento realizado el 26 de enero del 2000 y concluyendo con el levantamiento realizado en enero 15 del 2001.

Cuadro 3.16.: Velocidades superficiales del Glaciar 15a en 14 puntos de la zona de ablación entre

4832 y 4970 m . Período comprendido entre el 26 de enero del 2000 y el 15 de enero del 2001.

Al observar los cuadros 3.16. , 3.17 y la figura 3.2 se puede ver que las mayores velocidades de desplazamiento se las ubican, como en el año anterior, en la parte más alta de la zona de ablación del glaciar (balizas 1A, 2B9 , 2IB00 y 3A8) debido en parte a que en este sitio las pendientes son más fuertes .

Cuadro 3.17.: Perdida de altura de las balizas sobre la zona de ablación. ( DH en metros)

m/mes m/año1A 39.08 3.39 40.7

2B9 40.83 3.54 42.52IB00 45.26 3.92 47.13A8 43.54 3.78 45.33B8 40.05 3.47 41.7

3C00 38.06 3.30 39.64I00 42.23 3.66 43.94A9 41.13 3.57 42.84A8 40.80 3.54 42.4

Campbell 42.17 3.66 43.95D 42.06 3.65 43.8

5A00I 38.42 3.33 40.06A9 37.44 3.25 39.07A00 32.42 2.81 33.7

Balizas VelocidadDesplazamiento m

Baliza 1999 2000 DH ( m )1A 4970.4 4958.7 11.72B9 4970.8 4959.8 11.1

2IB00 4949.1 4939.6 9.53A8 4927.8 4915.3 12.63B8 4914.1 4902.5 11.5

3C00 4911.4 4899.5 12.04I00 4887.2 4877.5 9.74A9 4893.7 4883.6 10.14A8 4887.6 4877.7 10.0

Nueva Campbell 4882.0 4871.8 10.25D 4919.2 4907.7 11.5

5A00I 4864.0 4853.6 10.56A9 4851.8 4840.3 11.5

7A00 4832.0 4822.4 9.7



12

816600 816700 816800 816900 817000 817100 817200 817300 817400 817500 817600

816600 816700 816800 816900 817000 817100 817200 817300 817400 817500 817600

947600

947700

947800

947900

948000

948100

948200

948300

948400

947600

947700

947800

947900

948000

948100

948200

948300

948400

Posición de las balizas sobre el Glaciar 15 Alfa en 1999

Est. Campbell

4A8

1A

m

N

S

EW

Contorno 1998

Contorno 1999

Desplazamiento de balizas entre 1999 y el 2000

2IB00

3A8

3B8

2B9

4820

4800

4780

4840

4900

49204940 4960

49805000

5020

5060

4800

490048

80

4980

5000

5020

496049

20

5040

4860

0 100 200 300 400

Contorno 1997

7A00

6A9

5A00I

4I004A9 3C00

5D

4820

4840

4860

4920

4940

Contorno 2000

Posición de las balizas sobre el Glaciar 15 Alfa en el 2000

Figura 3.2.: Desplazamientos de las balizas durante el año 2000.



13

Sobre el cuadro 3.18. y el gráfico 3.6 se puede ver la evolución de las velocidades superficiales del glaciar y de sus desplazamientos desde el año de 1994 para la zona de ablación. De un año sobre el otro, estás velocidades cambian bastante, aunque los cambios no estén proporcionales con los balances. El retroceso producido tampoco es proporcional con el balance, ya que el movimiento del frente depende a la vez del valor del balance a este nivel y del aporte de hielo desde la parte alta. Para los períodos anteriores (1994-1998) las velocidades superficiales observadas bajan de un año sobre el otro debido a que la carga de hielo glaciar arriba bajó con los balances negativos producidos (1995-1998). Sin embargo, para el año de 1999 y 2000 se tuvo una gran acumulación sobre la parte superior del glaciar debido a que las precipitaciones sólidas ocurrieron a menor altitud lo que colocó una gran carga que incremento la velocidad de desplazamiento del hielo. Este elemento nos permite pensar que el tiempo de respuesta de la lengua inferior a los cambios de balance de masa es bastante rápido, ya que la presencia durante los dos años anteriores de un balance positivo ocasionó un aumento grande de las velocidades de desplazamiento superficial del hielo (crecida). Se nota que todas las velocidades de las balizas fueron equivalentes lo que permite inferir que el avance se produjo en masa. Por fin, se nota que las velocidades al frente del glaciar para el año 2000 fueron más grandes en relación con los años anteriores, lo cual ocurrió simultáneamente con la presencia de balances positivos. Esta convergencia de hechos permitió un avance muy rápido del glaciar que se observo desde el año anterior. El caso opuesto se lo observa durante los años anteriores a 1999 en los cuales las velocidades de movimiento superficial y el desplazamiento observado tienen valores menores.

Cuadro 3.18.: Evolución de las velocidades superficiales sobre la zona de ablación. Período 1996-2000 .

Gráfico 3.6 : Evolución de los desplazamientos superficiales sobre la zona de ablación para cuatro balizas representativas . Período 1996-2000 .

5000-4960 28 30 24 33 424960-4920 23 24 19 30 454920-4880 23 25 18 30 434880-4840 15 19 11 26 38

1996 m/año

1997 m/año

1998 m/año

1999 m/año

2000 m/añoRango

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1996 1997 1998 1999 2000

Años

Des

plaz

amie

nto

acum

ulad

o ( m

)

1A (5000-4960)3A8 (4960-4920)4A8 (4920-4880)5A8 (4880-4840)



14

3.5. Fotografías mostrando la evolución de la lengua 15 a del Antizana entre 1994 -2000. Estas fueron tomadas por Bernard Francou desde un mismo punto ubicado sobre la morrena terminal de la lengua y documentan de forma clara los retrocesos y avances del glaciar desde el año de 1994 hasta la actualidad.

Fotografía 3.1.: junio de 1994

Fotografía 3.2.: febrero de 1995



15

Fotografía 3.3.: enero de 1996

Fotografía 3.4.: octubre de 1997



16

Fotografía 3.5.: noviembre de 1998

Fotografía 3.6.: diciembre de 1999



17

Fotografía 3.7.: diciembre del 2000

3.6.- Georadar en el Glaciar 15 del Antizana

a) Introducción. En el marco del Proyecto de Chimborazo 2000 realizado por el IRD de Francia y el INAMHI de Ecuador, han sido invitados Jair Ramírez y Carlos Alberto Vargas a participar en una campaña de campo para la medición de espesores de hielo en el Volcán Nevado del Antizana. Las medidas fueron realizadas en el Glaciar 15a.

La mencionada lengua tiene una superficie total de 353.158 m² y una longitud de 2 Km. ( Semiond, et al. , 1997 ), mientras que la sección de glaciar que se levantó para el caso de las medidas de radar alcanzó un área de 91335.6 m², con un espesor promedio de hielo del orden de 39.3 m y un volumen aproximado de 1.585.999.5 m3 . Las medidas de campo realizadas para la obtención de cada una de las coordenadas de los puntos de radar consistieron en distancias tomadas con cinta y direcciones con una brújula marca Meridian y como punto de origen se tomó la estación climatológica Campbell, lastimosamente las medidas tomadas con un GPS de mano no dieron la suficiente precisión como para ser utilizadas en el presente estudio.

b) Calibración de los equipos. El primero de septiembre del 2000 se realizaron calibraciones del radar el cual se basa en un sistema monocanal consistente en un radio que emite pulsos a 512 Hz (transmisor), un osciloscopio Tektronix (receptor) y dos pares de antenas resistivas de 20m y 40m en el Glaciar 15a del Antizana. Las calibraciones del instrumental permitieron con posterioridad realizar 8 mediciones sobre dicho glaciar cuyos resultados reforzarán otros resultados numéricos e instrumentales basados en dos estaciones meteorológicas multiparámetros ubicadas a lo largo del eje del perfil de georadar realizado.

c) Descripción del método . El método de georadar se basa en emitir una señal electromagnética que penetra en el glaciar. La referencia de tiempo se basa en el arribo de dicha señal por el aire (3x105 Km/s), y un eco producto



18

de reflexión sobre otro medio (substrato rocoso). A continuación se detallan algunas características del equipo:

Características del Pulso - Consumo pico a pico 24 Kw., 1.1. kV ( ± 550 V ) hasta 50 O - Tiempo de caída 2 ns - Rata de repetición 512 Hz -

Consumo - Activo 180 mA a 10-14 V D.C. - Standby 5 mA a 10-14 V D.C. -

Características mecánicas - Dimensiones 102 mm. x 75 mm. x 30 mm. - Peso 115 g. La medición del espesor de hielo se realizó siguiendo el esquema que aparece en la figura 3.3 El emisor A y el receptor B deben ser ubicados sobre la superficie glaciar y a una distancia tal que se permita reflexión de la señal, típicamente 30m. En la figura 3.3, el trayecto 1 es aquel que recorre la onda EM directamente en el aire desde el emisor hasta el receptor y cuya velocidad de propagación es igual a 300 m/μs. La trayectoria 2 representa aquella donde la onda EM recorre a través del glaciar con una velocidad de propagación del orden de 168 m/μs ( Icefield Instrument Inc., 1997 ).

Figura 3.3. Esquema de trabajo con el radar La diferencia de tiempo entre el arribo de la onda en el aire (onda directa) y su respectivo arribo de la reflexión en el medio glaciar, es el valor que utilizamos para el calculo del espesor de hielo en el sitio de generación de la onda. Ambos arribos tienen tres lóbulos como se muestra en la figura 3.4.

1

2

Amplitud



19

Figura 3.4. Traza ideal del eco del radar De acuerdo con Narod & Clarke (1997) y teniendo una longitud entre las antenas “d”, el espesor del glaciar “D” puede ser hallado a partir de la siguiente expresión:

D= 1/2 {168² ( t + d/300 )² - d ²}½ Donde : - D = Profundidad del hielo en metros. - d = Separación de las antenas en metros. - 168 m /µs. Velocidad de la onda en el hielo - t = Tiempo de viaje entre la onda de aire y el eco Para determinar la línea que define el sustrato rocoso debemos realizar mediciones sucesivas de espesores de hielo y calcular las elipses para cada punto y la línea definitiva se determinará con la envolvente de todas las elipses propias a cada medición ( Funk y Valla, 1993 ).

d) Mediciones en la zona de ablación del Glaciar 15a. Las medidas de radar se efectuaron a más o menos 30 m debajo de la estación climatológica SAMA (Nueva Campbell). A partir de este punto y con un azimut de 59 grados se localizaron 9 puntos para espesor de hielo; posteriormente se continuo con un azimut de 64 grados hasta completar un total de 15 puntos de medición de espesor, con los cuales se procedió al cálculo de los volúmenes de hielo. En la figura 3.5 se puede observar la zona de estudio y el perfil de georadar realizado, igualmente se puede apreciar el límite del borde glaciar actual. La longitud del perfil fue de 461 metros. En el cuadro número 3.19 se puede apreciar el resumen de los 15 puntos obtenidos al final.

Figura 3.5 . Vista general Glaciar 15a

Figura 3.5 . Vista general del Glaciar 15a

Puntos Coordenadas Norte Este

T (μs) reflexión

Espesor m

Altitud m.s.n.m.

1 947914 817069 0.35 34.7 4865



20

2 947891 817050 .38 37.4 4865 3 947846 817157 0.35 34.7 4890 4 947822 817139 0.37 36.5 4900 5 947782 817233 0.35 34.7 4925 6 947743 817327 0.37 34.5 4960 7 947730 817319 0.47 45.5 4960 8 947704 817303 0.34 33.8 4960 9 947679 817288 0.39 37.7 4962

10 947729 817435 0.50 48.1 5000 11 947703 817420 0.51 48.9 5002 12 947678 817404 0.50 48.1 5005 13 947652 817389 0.50 48.1 5005 14 947614 817365 0.50 46.5 5002 15 947933 817020 0.20 20.2 4065

Cuadro 3.19. Resumen de puntos de medición de radar

e) Procesamiento de la información. El procesamiento de la información se realizó con la ayuda de los paquetes de computación Surfer Ver 7, ACAD 2000 e Ilwis ver 2.2. Para el cálculo del volumen del casquete glaciar se siguió la siguiente metodología: 1. Digitalización de las curvas de nivel a partir del mapa topográfico. Este mapa posee curvas de

nivel con intervalos de 10 m. 2. Creación del Modelo Digital del Terreno (DTMHIELO). En este modelo se incluye el casquete

glaciar como parte del terreno (Fig.3. 6).

Figura 3.6 Detalle del DTMHIELO

3. Elaboración de secciones topográficas a lo largo de las líneas que se usaron para medición de espesores con el radar de impulso. En campo se midieron 15 puntos.

816950 817000 817050 817100 817150 817200 817250 817300 817350 817400 817450

9947650

9947700

9947750

9947800

9947850

9947900

9947950

9948000

4820483048404850486048704880489049004910492049304940495049604970498049905000



21

4. Elaboración de tres secciones topográficas trazadas en sentido de la dirección de la pendiente e interpolación de los valores de espesor hallados con la ayuda de los 15 valores hallados en el campo

5. Extracción de los valores de espesor en cada punto a lo largo de las secciones topográficas, al

igual que los valores de coordenadas X,Y. Se extrajeron 113 puntos para un total de 128 con los cuales se hizo el cálculo final.

6. Sustracción al DTMHIELO los valores de espesor obtenidos en cada punto, para obtener así el

valor de altura topográfica del substrato rocoso sin hielo. 7. Eliminación de las curvas de nivel del mapa topográfico que están por encima del límite del glaciar. 8. Adición de los puntos con valor de altura topográfica del substrato rocoso, al mapa topográfico que

le fue eliminada la topografía arriba del glaciar. 9. Interpolación entre la topografía abajo del glaciar y los datos de altura topográfica calculados para

cada punto del substrato rocoso. Esta interpolación genera el Modelo Digital del Terreno del substrato rocoso sin hielo (DTMROCA) (ver Fig.3. 7).

Figura 3.7 Detalle DTMROCA 10. Sustracción del DTMROCA al DTMHIELO. Con este cálculo se obtiene una matriz Píxel

Pensional de paralelepípedos en donde la altura es el valor de espesor de hielo y el área el tamaño de Píxel usado en el cálculo (Fig. 3.8).

816950 817000 817050 817100 817150 817200 817250 817300 817350 817400 817450

9947650

9947700

9947750

9947800

9947850

9947900

9947950

9948000

4810

4820

4830

4840

4850

4860

4870

4880

4890

4900

4910

4920

4930

4940

4950



22

Figura 3.8. Esquema que ilustra como se cálculo el volumen total del glaciar 11. Cálculo del volumen de cada paralelepípedo y sumatoria de los volúmenes individuales para así

obtener el volumen del casquete. En la figura 3.9 se puede apreciar el DTM correspondiente a los espesores de hielo hallados en la lengua del glaciar 15a.

Figura 3.9. Detalle del DTM correspondiente a los espesores de hielo

Los resultados finales para el casquete de hielo que cubre la lengua del glaciar 15a son:

816950 817000 817050 817100 817150 817200 817250 817300 817350 817400 817450

9947650

9947700

9947750

9947800

9947850

9947900

9947950

9948000

810121416182022242628303234363840424446

Volumen del bloque Xi = Espesor X (TP 2)

TP = Tamaño del pixel

Volumen del glaciar = ? Volumen bloque Xii=1

n

TP

Espesor

Bloque Xi

Casquete de hielo

Substrato rocoso



23

Altura mínima = 4803 m Altura máxima = 5005 m Area de la lengua glaciar estudiada = 91335.6 m2 Máximo espesor de hielo hallado = 48.9 m. Espesor promedio = 39.3 m. Volumen del casquete = 1`585.999.5 m3 Densidad aproximada = 0.7 g/cm3 Peso aproximado del casquete = 1`110.199.6 Toneladas

f) Fuentes de error. Las principales fuentes de error encontradas son: - Un error de lectura de la señal registrada. Este error es en general del orden de 0.01 a 0.05 μs

correspondiendo a 1-4 m de espesor de hielo.

- Un error de interpretación del sustrato rocoso a partir de las elipses de espesor. Este tipo de error tiene que ver fundamentalmente con la selección de la mejor disposición de las antenas para así lograr que las ondas reflejadas provengan de un plano perfectamente vertical, lo que supone un conocimiento previo de lo que podría ser el sustrato rocoso. En este punto la superficie glaciar y su entorno es un buen marcador de lo que se supone puede ser el sustrato rocoso.

- La confiabilidad del equipo. Hasta tanto no se disponga de al menos un dato de perforación de la

totalidad de la masa de hielo que sirva de patrón comparativo, no hay otra alternativa que la confiabilidad dada por el fabricante.

- Las otras fuentes de error están en el cálculo de espesores a partir de la interpolación de valores,

ya que el substrato rocoso se asumió ligeramente paralelo a la superficie glaciar, y la falta de más datos así sean obtenidos por interpolación, para evitar la generalización en el proceso que hace el programa de computo.


Capítulo 4: Meteorología : temperaturas y precipitaciones entre 4000 y 4900 m.s.n.m.

1

4. Meteorología : precipitaciones y temperaturas entre 4000 y 4900 m.s.n.m. 1

4.1. Precipitaciones para el año 2000 1 a) Valores mensuales y anuales registrados en las cercanías del Glaciar 15α . ......................... 1 b) Valores mensuales y anuales registrados en el campamento de La Mica . .......................... 3 c) Espacialización y comparación con los años anteriores. ......................................................... 3

4.2. Temperatura en las estaciones termográficas a 4730 y 4000 m.s.n.m. 7 a) Los sensores HOBO y sus lugares de instalación.................................................................... 7 b) Series Disponibles .................................................................................................................... 8 c) Temperaturas máximas y mínimas diarias ............................................................................... 9 d) Promedios diarios de temperatura.......................................................................................... 12 e) Correlación entre los datos de temperatura del HOBO en el Antizana (4730 m) y

La Mica (4000 m). .................................................................................................................. 13 f) Promedios mensuales de temperatura ...................................................................................... 13

4.3. Precipitaciones medidas por la red de pluviógrafos para el año 2000 14 a) Red de pluviógrafos ................................................................................................................ 14 b) Series disponibles................................................................................................................... 14 c) Correlaciones entre el pluviógrafo del Antizana y del pluviómetro (P4).................................. 15 d) Correlaciones entre los tres pluviógrafos ............................................................................... 15 e) Análisis de los datos obtenidos................................................................................................. 17

4. Meteorología : precipitaciones y temperaturas entre 4000 y 4900 m.s.n.m.

4.1. Precipitaciones para el año 2000

a) Valores mensuales y anuales registrados en las cercanías del Glaciar 15α . Para el presente año se continuó con la misma red de pluviómetros que en el informe precedente, pero al detectar fugas de consideración se suspendieron las mediciones en los siguientes pluviómetros:

P1 (4880 m.s.n.m.), desde abril hasta diciembre, P4 (4450 m.s.n.m.) desde noviembre hasta finalizar el año de igual manera para el P6 (estación Humboldt 4010 m.s.n.m.), por lo cual se cuenta con información intercalada como se puede ver en el cuadro 4.1.

Del análisis de los gráficos 4.1, 4.2, 4.3 y de los cuadros 4.1, 4.2 se toma en cuenta los pluviómetros que cuentan con datos completos pudiendo observarse que los meses con menor precipitación son julio, octubre y diciembre con un valor inferior a los 30 mm. Los meses con mayor precipitación son enero, febrero, abril, mayo, y septiembre con valores promedio que oscilan entre 93 y 223 mm. La precipitación anual promedio total fue de 1120 mm. El valor máximo de la lámina de precipitación mensual se registra sobre el pluviómetro P3 (4555 m.s.n.m.) con un valor de 1215 mm.



2

Cuadro 4.1 . Precipitación mensual en las cercanías del Glaciar 15α año 2000

Cuadro 4.2 . Precipitación mensual acumulada en las cercanías del Glaciar 15α : αño 2000

Gráfico 4.1.: Precipitaciones mensuales registradas en el Glaciar 15α



3

Gráfico 4.2.: Precipitaciones mensuales acumuladas registradas en el Glaciar 15α

Gráfico 4.3.: Precipitaciones promedios mensuales registradas en el Glaciar 15α para el año 2000

b) Valores mensuales y anuales registrados en el campamento de La Mica . Lamentablemente para el año de 2000 no se disponen de datos pluviométricos, del campamento La Mica ya que este pluviómetro fue reinstalado en el mes de octubre del mismo año.

c) Espacialización y comparación con los años anteriores. El Antizana forma parte de la zona de Oriental (Papallacta), la cual se distingue por tener un régimen unimodal con su máximo de precipitaciones en los meses de junio y julio.



4

Serie comprendida entre agosto de 1994 y diciembre de 2000. Hasta el presente informe se cuenta con una serie completa de datos obtenidos en las cercanías del nevado Antizana con un período de 77 meses de registro continuo, para lo cual se ha utilizado los pluviómetros P2, P3. Al analizar la información del cuadro 4.3 y los gráficos 4.4. y 4.5. se puede ver claramente que durante los años 1995, 1996, 1997, 1988 y 1999 las precipitaciones en las cercanías del Glaciar 15α tienen una tendencia a incrementarse. Para el año 2000 se observa un descenso en el orden del 12% en comparación del año precedente, pero similar al año 1997. Todos los valores se los ha calculado tomando en cuenta las precipitaciones registradas de los pluviómetros ( P2, P3 ), ya que en el resto de datos por inconvenientes presentados no han podido ser tomados en cuenta en su totalidad.

Cuadro 4.3.: Promedio de las precipitaciones mensuales registrada sobre el Glaciar 15α del Antizana (P2, P3 ) años 1995-2000

Gráfica 4.4.: Precipitación mensual acumulada en las cercanías del Glaciar 15α . Período : agosto 1994 – diciembre 2000 Del análisis del gráfico 4.5. se puede observar una tendencia estacional, sin embargo no se puede afirmar que exista un patrón estricto de estaciones secas y húmedas a lo largo del período analizado. Se puede decir que existe una secuencia de estaciones secas y húmedas, donde las mayores precipitaciones se producen entre febrero y julio, mientras que de manera contraria se produce un



5

descenso entre noviembre y febrero período que se lo conoce como “veranillo “, esto se puede observar cada año aún cuando existen meses en los cuales el régimen cambia un año tras otro. También se puede ver que se tiene una buena probabilidad de que el mes de agosto sea el centro de un grupo de meses con precipitaciones bajas por debajo del promedio mensual. La variabilidad interanual parece notable, aunque es difícil asegurarla con la serie disponible tan escasa ( 77 meses), ninguna tendencia se podría relacionar con la sucesión de fases del ENSO (El Niño/La Niña) sobre esta corta serie marcada por acontecimientos contrastados. Esto podría confirmar que en esta parte oriental de la sierra andina la relación entre precipitaciones y el ENSO es poco significativa (Rossel 1997), Para confirmar esta hipótesis sería necesario estudiar las precipitaciones recolectadas en varias estaciones de este sector de la cordillera en un lapso de tiempo de varios decenios.

Gráfico 4.5.: Precipitación mensual sobre el Glaciar 15α. Considerando únicamente la serie completa de datos, se puede observar que la variación de la lámina de precipitación en función de la altura presenta un máximo en el pluviómetro P3 (4550 m.s.n.m.), lo que implica la existencia de un gradiente (tales casos son usuales en otros lugares). Sobre el cuadro 4.4. y los gráficos 4.5. y 4.6. se pueden observar los valores correspondientes a las precipitaciones registradas en las cercanías del Glaciar 15α desde el año de 1995.



6

Cuadro 4.4. y gráfico 4.6.: Precipitaciones anuales registradas sobre el Glaciar 15α . Período 1995-2000 Se ha podido detectar la presencia de un gradiente para la precipitación, es decir, esta disminuye conforme aumenta la altitud, de ubicación del pluviómetro. Este hecho es evidente para los seis años considerados en el estudio, el cual abarca el intervalo entre el pluviómetro P4 ubicado a 4455 m.s.n.m. y el pluviómetro P1 ubicado a 4890 m.s.n.m. En el gráfico 4.7. se puede observar claramente este hecho al comparar los pluviómetros P3 y P2 donde este gradiente es notorio. Sobre los pluviómetros P1 y Pmica no se puede asegurar que la tendencia sea la misma ya que las series de datos no están completas debido a daños producidos en los pluviómetros, por la falta de datos como es el caso del pluviómetro de La Mica. Sin embargo para los pluviómetros P3 y P2, las pendientes observadas presentan valores similares (aunque estén muy distantes), por que se ha podido establecer un pequeño gradiente de precipitación promedio para los seis años de -39 mm de precipitación por cada 100 metros de altitud. No se puede definir con exactitud las razones de estos gradientes, ya que no solamente la altitud del pluviómetro influye sobre este gradiente y siempre se deberá tomar en cuenta que el gradiente puede estar afectado por los cambios que sufren las precipitaciones con la altura del lugar, ya que mientras mayor es la cota, mayor es la frecuencia con que se presentan en forma de nieve y no, de agua. Ello afecta la precisión de las mediciones ya que la nieve se deposita suavemente sobre el aceite y no cruza fácilmente esta capa, con lo cual pude evaporarse. A todo esto se agrega el hecho de que sobre los 4700 m.s.n.m., las bajas temperaturas permiten que el agua y el aceite se congelen durante varios días consecutivos, lo cual también obstaculiza que la nieve se derrita y cruce la capa de aceite. Estos problemas se observan en Bolivia a 5100 m.s.n.m.



7

Gráfico 4.7.: Ajuste de las precipitaciones acumuladas a un modelo lineal para los cuatro pluviómetros

cercanos al Glaciar 15α del Antizana. La diferencia de pendientes ponen en evidencia la presencia de un gradiente entre los sitios de medición.

4.2. Temperatura en las estaciones termográficas a 4730 y 4000 m.s.n.m.

a) Los sensores HOBO y sus lugares de instalación La estación termográfica ubicada al pie glaciar 15α, mantiene la misma posición que el año anterior, lamentablemente al producirse fallas irreparables en los sensores, estos tuvieron que ser reemplazados lo cual implico la perdida de datos, sumándose a esto el período que duro la reparación de la garita donde los sensores fueron colocados en un abrigo provisional. Con el propósito de conocer la evolución de la temperatura y humedad relativa en la parte baja del páramo el 22/06/2000 se instalaron dos sensores nuevos (temperatura y humedad), dentro de una garita tipo B color blanca ubicada en la estación meteorológica convencional del campamento La Mica a 4000 m.s.n.m. Los sensores utilizados en las dos estaciones son: Temperatura (Stow Away, rango de funcionamiento –40 a +75 oC). Humedad relativa (RH logger precisión ± 5%)

Los nuevos sensores al no contar con la misma cantidad de memoria sus intervalos de medición tuvieron que ser reprogramados de la siguiente manera: El Hobo de humedad cambio de 15 a 20 minutos, almacenando únicamente 15 días, mientras que el sensor de temperatura realiza sus mediciones cada 5 minutos y la capacidad de almacenamiento es de 22 días, estos inconvenientes han provocado en algunas ocasiones la perdida de datos debido a la saturación de la memoria de almacenamiento. Al no disponer con suficientes sensores para hacer el intercambio y realizar la descarga de datos en Quito, se decidió desde el mes de Agosto llevar en las visitas de rutina una computadora portable con el fin de realizar la descarga en el terreno y así disminuir la perdida de datos.



8

b) Series Disponibles La serie de datos para la temperatura del HOBO gráfico 4.8 para el año de 2000 no esta completa por los inconvenientes mencionados anteriormente, en consecuencia existen pérdidas de datos para los siguientes períodos: Período 1/02/2000 al 15/03/2000, sensor dañado. Período 04/05/2000 al 16/06/2000, fallas en el módulo interno de memoria por lo que no se pudo

descargar los datos en este período. Período 28/09/2000 al 06/09/2000, Módulo de memoria lleno. Período 28/09/2000 al 06/09/2000, Módulo de memoria lleno.

Además para el análisis de los datos, se debe tomar en cuenta el período en el cual los sensores fueron colocados dentro de un abrigo provisional, los dos sensores fueron situados en el mismo sitio pero sometidos a condiciones diferentes debido a que el abrigo provisional no tiene las mismas características que una garita. Este período esta comprendido entre el 8/07/2000 al 01/08/2000, durante el cual la garita fue

trasladada a Quito para su reparación.

Gráfico 4.8.: Temporada de funcionamiento para él sensor (HOBO), de temperatura a 4730 m.s.n.m. La serie de datos para la estación La Mica ver gráfico 4.8.1,inicia desde su instalación el 22/06/2000 y presenta una pérdida de datos en el siguiente Período: Del 12/12/2000 al 16/12/2000, Módulo de memoria lleno.

Gráfico 4.8.1.: Temporada de funcionamiento para él sensor (HOBO), de temperatura a 4000

m.s.n.m. La serie de humedad relativa gráfico 4.9, inicia desde su reinstalación el 05/05/2000, y presenta inconvenientes similares a los del sensor de temperatura, sumándose a esto el hecho de contar con un solo sensor lo que ocasiono la pérdida de datos, mientras el sensor se trasladaba a Quito para ser descargado, la perdida de datos se produjeron en las siguientes fechas: Período 01/01/2000 al 05/05/2000, No se contaba con el sensor. Período 21/05/2000 al 15/06/2000, Sensor trasladado a Quito para descarga de datos. Período 24/09/2000 al 03/10/2000, Sensor trasladado a Quito para descarga de datos. Período 02/11/2000 al 09/11/2000, Módulo de memoria lleno. Período 01/12/2000 al 15/12/2000, Módulo de memoria lleno.



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Gráfico 4.9 : Temporada de funcionamiento para el sensor (HOBO), de humedad a 4750 m.s.n.m. De la misma manera la serie de datos de humedad el gráfico 4.9.1, en la estación La Mica inicia sus mediciones desde su instalación el 22/06/2000 y presenta vacíos en el: Período 09/08/2000 al 06/09/2000, Sensor trasladado a Quito para descarga de datos. Período 25/09/2000 al 05/10/2000, Módulo de memoria lleno. Período 24/10/2000 al 14/12/2000, Módulo de memoria.

Gráfico 4.9.1 : Temporada de funcionamiento para el sensor (HOBO), de humedad a 4000 m.s.n.m.

c) Temperaturas máximas y mínimas diarias Analizando la ocurrencia de las máximas y mínimas en las estaciones Antizana y La Mica demuestran que aparentemente siguen una misma tendencia para los dos casos, ver gráficos 4.10 y 4.10.1. Las máximas ocurren entre las 12:00 y 14:00 y es poco frecuente observarlas antes de las 8:00 y después de las 18:00 pero se puede notar que en la estación La Mica las máximas pueden aparecer con frecuencia después de las 6:00 y antes de las 22:00 lo cual puede ser explicado por la altura a la que se encuentra ubicada esta estación.

Gráfico 4.10.: Frecuencia de horarios de aparición de las temperaturas mínimas y máximas en la

estación Antizana (4730 m.s.n.m.).



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Gráfico 4.10.1.: Frecuencia de horarios de aparición de las temperaturas mínimas y máximas en la

estación La Mica (4000 m.s.n.m.). Para el año 2000 las temperaturas máximas diarias para la estación Antizana presentan una cierta variabilidad que oscila entre –0.5 y +10.2 oC, contrariamente las mínimas mantienen un rango de –5.97 a 0.979 oC, mientras que para la estación de La Mica en el período que se cuenta con datos se puede verificar que las temperaturas máximas varían entre +2,30 y +16.95 oC y las mínimas están entre –6.60 y +3.68 oC. Al observar los gráficos 4.11 y 4.11.1 resaltan que, cuando sube la temperatura máxima baja la mínima y viceversa, en las dos estaciones.

Gráfico 4.11.: Evolución de las temperaturas extremas diarias para el mes de noviembre del 2000 a

4730 m.s.n.m.



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Gráfico 4.11.: Evolución de las temperaturas extremas diarias para el mes de noviembre del 2000 a

4000 m.s.n.m. El primer caso, la aparición de este fenómeno puede ser consecuencia de un día con ausencia de nubosidad donde la radiación al calentar el aire producirá un pico máximo de temperatura, mientras que en la noche al no existir presencia de nubes dará como resultado un enfriamiento extremo del aire provocando un mínimo muy negativo. En el segundo caso, cuando la nubosidad está presente durante todo el día el máximo diurno no alcanza un valor considerable, pero en la noche con un ambiente húmedo la radiación atmosférica limitada provocará una temperatura mínima alta. Comparación diaria entre la temperatura y la humedad relativa

Al comparar los datos de humedad y de temperatura de la estación Antizana se puede observar una notable mejoría en la calidad de los datos después de la reparación provisional realizada en la garita a inicios del presente año. La humedad al estar vinculada con la temperatura sigue la misma tendencia: así se puede ver que el rango de oscilación en el Antizana alcanza un mínimo que se ubica entre 40 y 45 %, en cambio la humedad mínima en la estación La Mica esta entre 30 y 35 %, mientras que para los dos casos alcanzan su máximo valor cuando el ambiente esta saturado.

Gráfico 4.12.: Comparación de la temperatura y humedad registradas por los sensores (HOBO) para

el período 20/11/2000 al 25/11/2000.



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Gráfico 4.12.1.: Comparación de la temperatura y humedad registradas por los sensores (HOBO)

para el período 17/1/2000 al 25/12/2000. En los gráficos 4.12. y 4.12.1 se puede observar que la relación humedad relativa y temperatura es inversamente proporcional es decir: cuando la humedad desciende la temperatura máxima sube (mientras que la temperatura mínima baja), y cuando la humedad aumenta, la temperatura máxima disminuye (mientras la temperatura mínima aumenta). Los dos casos se pueden explicar por efecto de la nubosidad, ya que al existir presencia de nubosidad esta retiene una parte de la radiación durante el día, mientras que en la noche con ausencia de nubosidad aumenta el flujo de radiación infrarroja a partir del suelo.

d) Promedios diarios de temperatura Con los datos obtenidos en las estaciones se realizaron promedios diarios (gráfico 4.13.), estableciéndose una variabilidad entre -0.56 a +1.94 oC para la estación Antizana y entre –4.7 a +5.2 oC, para La Mica a lo largo del año 2000. Además se puede observar que el rango de oscilación de la temperatura registrada a 4000 m.s.n.m. es más grande que el registrado a 4730 m.s.n.m., esta oscilación se presenta en el orden de 9.9 oC y 2.5 oC respectivamente, pero este caso se puede decir que es normal ya que al descender en altitud se puede verificar que la temperatura presenta una tendencia a incrementar su rango de oscilación.

Gráfico 4.13.: Evolución de la temperatura a nivel diario en el período julio – diciembre 2000.



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e) Correlación entre los datos de temperatura del HOBO en el Antizana (4730 m) y La Mica (4000 m).

Con los promedios diarios de temperatura obtenidos del año 2000, en las dos estaciones termográficas, se realizó la correlación que puede observarse en el gráfico 4.15. dando un valor de R2= 0.0052 el cual nos indica que aparentemente que no existe relación entre estas temperaturas.

Gráfico 4.15.: Correlación entre las temperaturas Hobo de Antizana (4730 m.s.n.m.) y La Mica (4000 m.s.n.m.) con promedios diarios para la temporada julio - diciembre del 2000.

Se debe tomar en cuenta la situación ambiental y geográfica a la que se encuentra sometido cada sensor. En la estación termográfica del Antizana, la temperatura se registra en un abrigo convencional ubicado sobre una morrena al pie del glaciar con una diferencia altitudinal de 730 m con respecto a la estación de La Mica. Esta en cambio ubicada sobre el páramo dentro de la estación meteorológica convencional construida por la EMAAP-Q, registra los datos al interior de este campamento.

f) Promedios mensuales de temperatura Los promedios mensuales en el cuadro 4.5, presentan una variación no mayor a 0.87 oC, para la estación del Antizana y de 1.5 oC para La Mica, además se puede notar la ausencia de ciclicidad al igual que los promedios diarios.

Cuadro 4.5.: Promedios mensuales de temperatura para el año 2000



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Utilizando los promedios mensuales donde los datos están completos en las dos estaciones, 4730 (m.s.n.m.) y 4000 (m.s.n.m.), se ha calculado el gradiente térmico equivalente a 0.23 oC/100m, de este valor (positivo), se puede deducir que existe una tendencia a incrementarse la temperatura al descender en altitud, sin embargo este valor de gradiente es inferior a la disminución de la temperatura que se observa generalmente en los Andes del Trópico que se estima alrededor de 0.70 oC/100m. Utilizando como referencia este valor, se puede calcular que el la isoterma a 0oC se ubicó durante el año a los 4850 m., una altura muy cercana al frente de Glaciar 15α.

4.3. Precipitaciones medidas por la red de pluviógrafos para el año 2000

a) Red de pluviógrafos La red de pluviógrafos Antizana 4455 m.s.n.m., Páramo 4300 m.s.n.m. y La Mica 4000 m.s.n.m., se mantuvo igual que el año anterior, con la novedad que para verificar el buen funcionamiento de los sensores en el mes de mayo del 2001 se instalaron botellas para recolectar el agua que ingresa a los pluviógrafos del Páramo y la Mica. Al hacer la comparación entre el volumen de agua recolectado con el número de basculaciones registradas durante un mismo período se ha podido detectar un error de ± 6.3 % y ± 4.5% para los pluviógrafos del Páramo y La Mica respectivamente. Estos valores de error al no ser tan elevados nos revelan que los datos obtenidos son confiables.

b) Series disponibles El funcionamiento de los tres pluviógrafos fue optimo salvo el caso del pluviógrafo del Antizana donde por un error cometido al volver a conectar el sensor después de la descarga de datos se produjo la perdida de los mismos para todo el mes de enero. Pluviógrafos 4455, 4300 y 4000 m.s.n.m. La serie de datos del pluviógrafo de la estación hidrológica Antizana, presenta un vacío en el siguiente período: Del 2 de enero al 31 de enero del 2000 (desconectado).

Para los otros dos pluviógrafos la serie de datos está completa como se puede ver en el gráfico 4.17.

Gráfico 4.17.: Período de funcionamiento para los tres pluviógrafos en el año 2000.



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c) Correlaciones entre el pluviógrafo del Antizana y del pluviómetro (P4) Con el propósito de verificar la correlación entre el pluviómetro P4 y el pluviógrafo (4455 m.s.n.m.), instalados a unos 20m de la estación hidrológica Antizana, se han tomado los datos mensuales desde el mes agosto-1999 a noviembre-2000. Se establece que los datos de precipitaciones mensuales registrados en el pluviógrafo y del P4 están bastante relacionados con un con un valor de R2 =0.94. como se puede verificar en el gráfico 4.18.

Gráfico 4.18.: Correlación entre el pluviógrafo del Antizana y el Pluviómetro P4 correspondiente a junio 1999 –marzo 2000 En consecuencia, para realizar un estudio basado en los datos de la red de pluviógrafos se deberá

multiplicar el valor obtenido por el siguiente coeficiente 90.01 . Pero este coeficiente no está

considerado como exacto por la dispersión de puntos en la correlación. Necesariamente se deberá contar con un período más extenso de mediciones para tomarlo como fijo, además no puede ser considerado valedero para el resto de pluviógrafos ya que todos están sometidos a condiciones diferentes. Sin embargo los datos del pluviómetro aparentemente dan una referencia confiable.

d) Correlaciones entre los tres pluviógrafos Al observar los gráficos 4.19., 4.20., 4.21., los datos de precipitación registrados en los pluviógrafos del Antizana, Páramo y la Mica, no tienen una buena relación entre ellos, a nivel diario y mensual. Entre el Antizana y el Páramo no existe una buena correlación a nivel diario con un valor de R2 = 0.4, mientras que las correlaciones mejoran a nivel mensual con coeficientes de R2=0.64 y 0.69 entre Antizana y Páramo, Páramo y La Mica respectivamente



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Gráfico 4.19.: Correlación diaria entre los pluviógrafos del Antizana y Páramo para el

año-2000

Gráfico 4.20.: Correlación entre los pluviógrafos del Antizana y Páramo a nivel mensual para el

año-2000

Gráfico 4.21.: Correlación mensual entre los pluviógrafos del Páramo y La Mica para el año-2000 La mala correlación puede explicarse debido a los factores topográficos que intervienen en la distribución de las precipitaciones. Además la dispersión de puntos por consecuencia de un período muy corto ocasiona una incertidumbre que se deberá verificar en lo posterior con una secuencia más amplia de datos. De los pluviógrafos Antizana (4455 m.s.n.m.) y el Páramo (4300m.s.n.m) con una diferencia altitudinal de 155 metros, se tomó la precipitación anual (de febrero a diciembre), y se ha calculado un gradiente pluviométrico positivo equivalente a 195mm/100m. De este valor (positivo) se desprende que existe una fuerte tendencia a un incremento de la precipitación al pasar de la estación del Páramo a la estación Antizana. Entre las estaciones Páramo y la Mica el mismo calculo nos da un gradiente pluviómetrico casi nulo, lo que demuestra que el pluviógrafo del Páramo se encuentra muy protegido de los flujos amazónicos dominantes.



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e) Análisis de los datos obtenidos Precipitaciones mensuales: Para el año 2000, según los datos obtenidos en la red de pluviógrafos el mes, donde se registra la mayor cantidad de precipitación coincide para los tres pluviógrafos siendo el mes de mayo donde la precipitación varía entre 220 y 150 mm en cambio la menor precipitación se encuentra entre los meses de octubre y noviembre con valores que van de 53 a 24 mm. El valor total de la precipitación mensual se indica en el gráfico 4.22.

Gráfico 4.22.: Precipitación mensual en los tres pluviógrafos para el año 2000 Los valores totales de la precipitación mensual en el cuadro 4.6., indican que no siguen una misma tendencia por lo tanto se puede ver claramente que la distribución de las precipitaciones no es uniforme a lo largo de la red de pluviógrafos.

Cuadro 4.6.: Precipitación mensual con los períodos de medición para los pluviógrafos del Antizana,

Páramo y Mica en el año 2000 Esta situación puede deberse a diversos factores tales como: Aparentemente los vientos afectan de manera directa en la distribución de los flujos de humedad

los cuales llegan con mayor frecuencia de la amazonia (Este), con respecto al nevado mientras



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que la red de pluviógrafos al estar instalada al Oeste recibirá un efecto de protección provocado por el cuerpo del nevado.

Además la diferencia altitudinal a la que se encuentran ubicados (4000, 4300 y 4455 m.s.n.m.),

provoca que la cantidad de lluvia recolectada no sea en la misma proporción para cada pluviógrafo este mismo caso se puede verificar en la red de pluviómetros.

También se debe tomar en cuenta, las diferentes condiciones a las que están sometidos los

lugares donde se encuentran instalados cada pluviógrafo. En el primer caso 4455 m, el pluviógrafo funciona en una planicie junto a la estación hidrológica del Antizana, mientras que el pluviógrafo del Páramo a 4300 m, se encuentra ubicado sobre una pendiente no tan fuerte y por último el pluviógrafo de la Mica a 4000 m, se encuentra instalado dentro del campamento del mismo nombre y recibe la protección de su cerca lo que puede provocar una perturbación en la recolección de la lluvia.

De esta manera se explica la compleja distribución de las precipitaciones a la que esta sometido el páramo y por ende nuestra zona de estudio.


Capítulo 5 : hidrología

1

5. Hidrología................................................................................................1 5.1. Critica de los datos, periodos sin datos........................................................................ 1 5.2. Análisis de los caudales - Precisión de las mediciones............................................. 2

a ) Problemas encontrados en las mediciones ................................................................................... 2 b) Problemas por la baja precisión de la sonda ................................................................................... 3

5.3. Análisis de la curva de descarga .................................................................................. 4

a ) Comparaciones de los aforos de control con la curva de enero 1999............................................ 4 b ) Cálculo de la nueva curva............................................................................................................... 4 c ) Validez............................................................................................................................................. 5 d )Significación del cambio................................................................................................................... 8

5.4. Consecuencia para los estudios futuros ..................................................................... 8 5.5. Conclusión .................................................................................................................... 11

5. Hidrología

5.1. Critica de los datos, periodos sin datos Una vez terminadas las obras de consolidación del fondo del canal de la estación en agosto de 1988, se logró disminuir los períodos sin datos. Pero todavía ocurrieron algunos períodos sin mediciones, los cuales fueron la consecuencia de un mal funcionamiento de la memoria de los cartuchos. Para evitar cualquier contratiempo de este tipo, siempre se utilizaron cartuchos vacíos para guardar los datos solo en los primeros componentes (así, se puede encontrar fácilmente los componentes destruidos). Los caudales mensuales fueron pequeños para estos dos años, como siempre ocurrió durante los meses pasados marcados por el fenómeno La Niña (Figura 1 y Cuadro 1).

Figura 1: Caudales diarios para el año hidrológico 2000 (calculados a partir de la curva de descarga

de mayo 2001).



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Cuadro 1: Caudales mensuales corregidos con la nueva curva de descarga para los años 1999 y 2000.

Las variaciones mensuales fueron menores para el año 2000. Sin embargo, los caudales fueron bastante pequeños para el fin del año 2000 (octubre, noviembre y diciembre) aunque los balances mensuales en el glaciar de estos tres meses han sido bastante negativos. Así, la pregunta que surge es la siguiente : por cual razón los caudales medidos en la estación no están conformes a lo que se podía esperar a partir de los datos de glaciología. Vamos a ampliar este punto a continuación

5.2. Análisis de los caudales - Precisión de las mediciones

a ) Problemas encontrados en las mediciones

Los mayores problemas en la toma de medidas ocurren después de una nevada, cuando el caudal es casi nulo. La nieve que cae se acumula en el canal y el agua se detiene en la nieve. Es por esto que la sonda registra una altura de agua demasiado alta en comparación a la real.

Figura 2: Errores probables en la medición de la altura de agua en el canal durante ciertas caídas de nieve (se deben utilizar los caudales con precauciones)

Errores probables o escurrimiento de las precipitaciones ?



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No se pudo describir con exactitud todos estos eventos, porque al cabo de una precipitación la cuenca responde con un caudal fuerte, aumentando la altura de agua en el canal (Figura 2). Es así que no se eliminó los datos donde había duda : en estos casos se debe utilizar las mediciones con mucha precaución ya que pueden ser muy diferentes de los caudales reales.

b) Problemas por la baja precisión de la sonda

La sensibilidad del sensor solo es centimétrica. La estación CHLOE está programada para medir el nivel de agua en el canal cada minuto pero registra un nuevo valor solo si existe una diferencia mayor a 1 cm con la medición anterior. Cuando el caudal disminuye (cuando los cambios de altura de agua en el canal son mínimos), las oscilaciones por turbulencia en la superficie del escurrimiento, impiden que la sonda registre con exactitud la altura en el canal : el valor registrado no tiene un cambio repentino pero oscila entre 2 valores, por ejemplo entre 8 y 9 cm. Es por esta razón que los archivos guardados en las memorias pueden ser de tamaño importante. Para disminuir el tamaño de los archivos Guillaume Bontron eliminaba las oscilaciones con una disminución y un aumento consecutivos de valores dentro de un intervalo de tiempo relativamente corto (por ejemplo 15 minutos). Pero, estas oscilaciones registradas reflejan una situación real donde la altura en el canal corresponde a un valor promedio entre 8 y 9 cm, entonces eliminar estos cambios elimina un poco de la información que detienen los valores registrados (Figura 3). Por esto, hemos investigado un método de estimación del nivel real del agua en el canal. Para esto, calculamos alturas promedias pensando obtener valores mas confiables, pero un valor milimétrico no tiene sentido a comparación de la sensibilidad centimétrica de la sonda. Así que se retomó los valores originales para el cálculo de los caudales. El cálculo de valores promedios solo se puede realizar a partir de los caudales.

Figura 3: Eliminación de las oscilaciones en la altura medida

El problema de la baja precisión de la sonda tiene consecuencias mayores en caso de caudales pequeños. En efecto, se puede ver que en la madrugada el caudal disminuye hasta llegar a ser casi nulo. Al parecer, este caudal mínimo (medido) tiene relación con las precipitaciones acumuladas de los días anteriores (quizás este caudal es el escurrimiento de un cualquier reservorio). Pero la baja



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precisión de la sonda (1 cm) puede cambiar los datos hasta 50% de su valor : estos caudales tampoco son confiables y esta relación con la precipitación podría ser una casualidad. Otro tipo de perdida de precisión en las mediciones podría ser debido a la influencia producida por los cambios de posición de la sonda, cuando se limpia los sedimentos acumulados en el compartimiento de medición. Un desplazamiento mínimo puede tener como consecuencia cambios notables en la altura medida, así como también la posición de la puerta del compartimiento pude influir sobre la calidad de las mediciones. Para eliminar este inconveniente se fijó una abrazadera en la pared del compartimiento, de tal manera que después de cada limpieza, la sonda regresara al mismo sitio. Una solución para la puerta de este compartimiento esta actualmente en estudio. En conclusión el caudal mínimo es muy importante para el balance hidrológico, siempre y cuando el proceso de derretimiento del glaciar sea mínimo. Cuando existen eventos con mayores derretimientos como por ejemplo durante los periodos El Niño, este puede ser despreciado. Pero la medición correcta de todas las variaciones producidas en el caudal es indispensable para la modelización hidrológica.

5.3. Análisis de la curva de descarga

a ) Comparaciones de los aforos de control con la curva de enero 1999

Para controlar la erosión causada por el transporte de sedimentos, se colocó una serie de placas metálicas sobre el fondo del canal. Desde entonces, el canal ha sido considerado como estable. Pero debido a la mala calidad de los datos de caudales mínimos, se cuestionó la confiabilidad de las mediciones de altura en el canal y la validez de la curva de descarga. Por esta razón varios aforos fueron realizados durante el mes de mayo 2001 para comparar los caudales medidos con los cálculos obtenidos a partir de la curva de descarga calculada en enero 1999.

b ) Cálculo de la nueva curva

La calidad de los aforos es buena, ya que siempre se utiliza el tanque de 1,5 m3 construido río abajo. Solo leyendo la lectura de la altura de agua en la escala se puede cometer un error de mayor importancia (del orden de un medio centímetro). La curva de descarga es deducida a partir de la ecuación de Manning-Strickler :

32

35

P.A.kQ −= (1)

donde A y P son la sección y perímetro del escurrimiento, k es un coeficiente empírico :

nik = (2)

donde i es la pendiente de la línea de energía y n la rugosidad del fondo (Bontron et al., 1999)

Se calcula una curva teórica de caudales en función de la altura h en el canal (Q = Q(h)) para que se ajuste con los valores de caudales Qmedido = Qmedido (h) obtenidos a partir de los aforos : a partir de Qmedido y de la ecuación (1) se calculan coeficientes kmedido . Después, se busca la curva k = k(h) que permite conseguir kmedido con la precisión mayor. Se calculan los valores de k con una formula del siguiente tipo:

( ) ( )32

12

2

1

2

11

hcc

hbb

haakk

++

++

++= (3)

(k1 y ai son coeficientes de optimización)



5

La ultima curva fue calculada en enero 1999. Para comprobar su validez, se hicieron aforos en mayo 2001. Se observó una diferencia para los caudales pequeños : la lata de metal en el fondo del canal probablemente se desplazó un poco. Este cambio aparece en los valores de k = k(h) para valores pequeños. Sin embargo, cuando los caudales superan los 30 l/s (es decir 7 cm en la escala), el cambio parece mínimo: los puntos de los aforos de enero 1999 coinciden con la curva de tendencia de los puntos de los aforos de mayo 2001 (Figura ).

Figura 4 : Valores del coeficiente k de Manning-Strickler para los aforos de mayo 2001 – Cambios en la curva de descarga entre enero 1999 y mayo 2001

Parece que el cambio en el fondo del canal introduce una disipación de energía diferente solamente si la energía transportada por el escurrimiento es baja. Por esta razón, se considera que la curva de descarga no cambia para los caudales mayores al valor de 30 l/s. A pesar de cambios en la curva de descarga - relación entre el caudal y la altura real en el canal (lectura en la escala) -, puede ocurrir que la relación sonda/escala cambie (relación que existe entre la altura real en el canal y los valores registrados por la sonda) : por ejemplo, si se mueve un poco la sonda después de las limpiezas del compartimiento de medida. Entonces, todos los valores de altura medidos se encuentran afectados. Por esta razón, se necesita tomar muchas precauciones, cuando se manipula la sonda durante su limpieza.

c ) Validez

Se habían hecho otros aforos puntuales desde enero 1999: a partir del 20 de septiembre 1999, la curva calculada en mayo 2001 coincide con todos los aforos (Figura 5 y Figura 6). Se ha considerado que la curva establecida en enero 1999 tuvo validez hasta el 20 de septiembre 1999, después de esta fecha se han calculado los caudales a partir de la curva de mayo del 2001.



6

Figura 5: Comparación entre los caudales calculados con las 2 curvas de descarga (promedios de media hora) y los aforos: la curva de enero 1999 todavía es valida



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Figura 6: Comparación entre los caudales calculados con las 2 curvas de descarga (promedios de media hora) y los aforos: la curva de mayo 2001 permite calcular los caudales reales desde el 20 de septiembre 1999



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d ) Significación del cambio

Se puede criticar este cambio de curva de descarga, ya que las diferencias corresponden a un desplazamiento de ± 2 cm del nivel del agua en el canal (esta diferencia corresponde aproximadamente a la precisión en las mediciones de la sonda). Además, se demostraría con argumentos equivalentes que ambas curvas pueden ser confiables para calcular el caudal en el canal. Solo un estudio preciso de los caudales pequeños permitiría escoger la curva real con certidumbre. Ya que la curva de descarga todavía es imperfecta para los pequeños caudales y tampoco es segura para los caudales superiores a 30 l/s, será necesario recalcular los caudales después de hacer los estudios que están propuestos a continuación.

5.4. Consecuencia para los estudios futuros Todas estas observaciones tienen un rol importante en la calidad final de los caudales. Por ejemplo, entre julio y diciembre del 2000, ningún caudal importante (que supere a los 40 l/s) fue observado aunque se midieron balances bastante negativos para los meses de octubre y noviembre ¿Cuales fueron los caudales reales para esta temporada ? Por ejemplo, con un cambio en la posición de la sonda que influya sobre uno o dos centímetros en la medición se hubiera podido calcular caudales totalmente diferentes que correspondan al superávit que supuestamente se esperaba al observar los balances mensuales de octubre y noviembre. Por esta razón se tratará de desarrollar mediciones indispensables para conocer con exactitud los caudales reales del río. A continuación, proponemos una serie de adecuaciones y trabajos a realizarse sobre la estación.

• Aforos frecuentes Para verificar que el canal no sea afectado por el transporte de sedimentos, se necesitan aforos(como mínimo) cada 4 o 6 meses. Solo unos 10 valores diferentes del caudal son suficientes para calcular una curva de buena calidad. Verificaciones puntuales adicionales también son necesarias (cada vez que se limpia la sonda, una medición es importante).

• Colocar la sonda fija Cada vez que se limpia la sonda, se la debe colocar exactamente en el mismo lugar en donde ella estaba colocada. Ya se puso una abrazadera en la pared para llegar a esta meta. A pesar de eso, se debe verificar la calidad de la relación entre las alturas medidas por la sonda y las leídas en la escala del canal cada vez que se limpia la sonda con unas 4 o 5 comparaciones (si el caudal cambia). Sería importante que se tomen mediciones antes de limpiar el compartimiento y (por lo mínimo) 30 minutos después de la limpieza para que las mediciones sean estables.

• Sonda milimétrica Para conocer los caudales mínimos con precisión, se necesita una sonda de mayor precisión. Hace poco tiempo se adquirió una sonda de precisión milimétrica. Además, Eric Cadier propone que se cambie el sitio de medición de altura en el canal. Sería interesante tener dos mediciones en paralelo durante algunos días (o meses, hasta que se construya la estación prevista río abajo del glaciar de Los Crespos) para hacer comparaciones y escoger con confiabilidad el buen sitio de medición.

• Infiltración de una parte de la aguas a través de las morrenas Todavía no se ha podido estimar la parte del caudal que puede ser perdida por infiltraciones entre el glaciar y la estación limnigráfica. Al parecer, estimar las infiltraciones bajo las lenguas de los glaciares es casi imposible. Pero, unas mediciones del caudal en la parte superior del río , al nivel de frente de las lenguas a y b, y aguas abajo, cuando el río sale de la morrena superior podrían permitir conocer más claramente la cantidad de agua que desaparece a través de la morrena.



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• Escurrimiento en las zonas de páramo y de morrenas Después de una precipitación, sería interesante estudiar cuales son los fenómenos que intervienen en el escurrimiento en las zonas de páramo y de morrenas. Es indispensable entender si el escurrimiento es rápido (por superficies contributivas) o lento (profundo). Por ejemplo, todavía no se sabe si pueden ocurrir fenómenos de escurrimiento de “type hortonien” durante la fusión de capas importantes de nieve acumuladas en el páramo y los terrenos morrénicos. Esas observaciones pueden ser muy útiles cuando en el futuro se trate de modelizar los caudales de la cuenca. Además, todavía no se puede apreciar la proporción que tienen los aportes de las superficies de páramo y de morrena en los caudales finales. Comparando la ablación de los glaciares y los volúmenes escurridos en la estación permite pensar que sola un parte pequeña de las precipitaciones participa al escurrimiento al nivel de la estación limnigráfica (del orden del 5% o 10%). Lo que permite estimar que los volúmenes escurridos por las precipitaciones son pequeños comparados a los volúmenes que provienen de la fusión ( Figura 7) : de 3% (en 1997) a 15% (en 1999) según el año si se toma en cuenta un coeficiente de escorrentía de 5% (pero esta proporción puede aumentar mucho si el coeficiente de escorrentía aumenta !). Para conocer exactamente el valor del coeficiente de escorrentía, se necesita estudiar con precisión los escurrimientos que provienen de las zonas de páramo y de morrenas.

Figura 7: Comparación de la ablación del glaciar con el caudal medido en la estación limnigráfica (proporción del escurrimiento en las zonas de páramo y de morrena)

Por fin, los primeros intentos de modelización de la fusión del glaciar a partir del balance energético ya permiten calcular los caudales del río (Favier; 2001). Los resultados todavía no son definitivos, se busca encontrar mejores relaciones entre los caudales calculados y los medidos. Los resultados son buenos en caso de derretimiento importante del glaciar (Figura 8 ), es decir cuando los caudales consecuentes de las precipitaciones pueden ser despreciados ya que la fusión produce caudales importantes.



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06-nov-99 07-nov-99 08-nov-99 09-nov-99 10-nov-99 11-nov-99 12-nov-99 13-nov-99 14-nov-99 15-nov-99 16-nov-99

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Caudales calculados Caudales medidos Precipitaciones

observación de los caudales horarios entre el 06/11/99 y el 16/11/99

Figura 8: Resultados de una modelización de la fusión del glaciar a partir del balance energético para una temporada de derretimiento importante (entre el 4/10/1999 y el 4/12/1999).

Pero, se observa una disminución de la calidad de la modelización cuando los caudales son mínimos: los caudales calculados siempre se encuentran mayores a la realidad ( Figura 9 ).

Figura 9: Resultados de modelización de la fusión del glaciar a partir del balance energético entre el 30 de agosto del 2000 y el 30 de noviembre del 2000.



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5.5. Conclusión Los problemas encontrados en la modelización coinciden con las temporadas donde hay dudas en la calidad de las alturas medidas. Por esta razón, parece indispensable que se mejore la calidad de las mediciones: la precisión de las mediciones tiene un rol sumamente importante en el balance hidrológico final y es un punto fundamental para lograr una correcta modelización del caudal del río.


Capítulo 6 : micrometeorología del glaciar 1

6. Micrometeorología del glaciar………………………………………………………………….2

6.1. Temporadas con falta de datos 2 6.2. Primer análisis de los datos para cada sensor - calidad de las mediciones 2

6.2.1. Radiación neta :................................................................................................................................... 3 a) Comparaciones entre valores de Radiación neta calculada y medida ............................................... 4 b) Observación rápida de los valores mensuales de radiación neta: ...................................................... 5

6.2.2. Radiación global (incidente y reflejada) y albedo .............................................................................. 6 a) Análisis rápido de los promedios mensuales de Rg:............................................................................... 8

6.3. Albedo : 9 a) Análisis rápido de los promedios mensuales del albedo: ....................................................................... 9

6.4. Temperaturas : 10 a) Gradiente de temperatura entre los 30 y los 180 cm del suelo :........................................................... 11 b) Análisis inmediato de los valores mensuales de temperatura: ............................................................. 12

6.5. Humedad : 13 a) Confiabilidad de las mediciones. ......................................................................................................... 13 b) Análisis rápido de los valores mensuales de humedad: ....................................................................... 14

6.6. Velocidad del viento : 15 a) Análisis inmediato de los valores mensuales de velocidad del viento: ................................................ 16 b) Dirección del viento : .......................................................................................................................... 17

6.7. Sonda a nieve : 18 6.8. Conclusión del estudio 19



6. Micrometeorología del glaciar

6.1. Temporadas con falta de datos La estación Campbell fue desplazada el 2/3/2000 a las 13:30. Después de arreglarla en Quito, se la colocó en un nuevo sitio mas arriba del glaciar el 15/3/2000 a las 14:00. En este informe, se tratará solamente de los datos que fueron medidos entre el 15/3/2000 hasta el 14:00 al 20/12/2000 a las 9:30. Dos temporadas con falta de datos fueron registradas. Durante el primer intervalo de tiempo, que se extendió del 3/12/2000 a las 00:00 al 7/12/2000 hasta las 13:00, por el bajo voltaje de la batería no se pudo obtener mediciones durante las noches, las mediciones fueron solamente registradas durante el día cuando el panel solar permitía el flujo de la energía suficiente para el buen funcionamiento de la estación. Por esta razón se necesitó bajar la batería a Quito el 7/12/2000 13:00 para recargarla y las mediciones se interrumpieron hasta el 14/12/2000 a las14:00. Los resultados obtenidos se los puede observar sobre el cuadro 6.1

Cuadro 6.1. : falta de datos para la estación completa

6.2. Primer análisis de los datos para cada sensor - calidad de las mediciones Al analizar los datos, se podría hacer las mismas observaciones que en los informes anteriores. Sin embargo, no se las describirá en este informe para evitar redundancias. Solo se tratará de las razones y causas por las cuales durante ciertas temporadas las mediciones se encontraron bastante distorsionadas. Todas las variables con las cuales se trabaja en este informe para la parte de micro meteorología fueron definidas ya sea en el informe de 1999 (Bontron et al., 1999) o en el del 2000 (Favier et al., 2000). Muy pocas veces se tuvo problemas de medición fuera de las temporadas donde la estación completa se encontró fuera de funcionamiento . Sin embargo, en ciertas condiciones, se debe tomar las mediciones de la estación Campbell con mucha precaución, ya que con mucha frecuencia, una capa de nieve o de hielo puede formarse por encima de los aparatos, la cual distorsiona las mediciones. Se debe tomar en cuenta además que estas perturbaciones son diferentes para cada sensor. Además, es indispensable saber cuando los aparatos fueron cubiertos por la nieve/hielo, para no hacer interpretaciones falsas. Por esta razón, se intenta encontrar los detalles significativos, que pudieran ser las razones para estas perturbaciones. La nieve se forma después de que ocurre alguna precipitación, por esta razón a partir de los datos del pluviógrafo o de la sonda a ultrasonidos (cf. sonda), la ocurrencia de las precipitaciones puede ser conocida. Así, se puede definir un limite a partir del cual aparece un vínculo entre la capa de nieve que cayo y una distorsión en las mediciones. Para las situaciones de escarche, una definición similar aparece mucho mas compleja, ya que el escarche no se lo puede medir a partir de la sonda a ultrasonidos o de los pluviografos existentes. Las únicas consecuencias directas que se pueden medir son el efecto causado por el movimiento de los sensores como las veletas, por ejemplo. Este punto será desarrollado mas adelante. Las mediciones se considera que son afectadas hasta que se derrita el hielo o la nieve que cubre los sensores.



6.2.1. Radiación neta : A pesar de las suspensiones en el funcionamiento de la estación, sola una medición no estuvo registrada el día 15/11/00 a las 00:30. Pero, en los casos de precipitaciones en forma de nieve, se nota una fuerte incertidumbre en los valores medidos por el radiómetro.

Gráfico 6.1 : Observación de las perturbaciones que ocurren en las mediciones de Rneta en caso de

caídas de nieve Durante las precipitaciones, una capa de nieve cae sobre el globo del radiómetro. Esta capa de nieve impide tomar en cuenta los valores de Rg en la medición de la radiación neta. Además, la radiación de ondas largas que el sensor toma en cuenta equivale a la energía emitida por un cuerpo negro a la temperatura del medio ambiente. En las noches, las radiaciones de onda corta son despreciables. La nieve fresca que cubre el suelo y la capa de nieve sobre el radiómetro, cuyas temperaturas están sensiblemente iguales, emiten radiaciones que tienden a igualarse, entonces el balance Rneta se hace nulo. En la mañana, o si las caídas de nieve ocurren durante el día, el balance de ondas largas permanece nulo. Pero, debido a que el radiómetro no puede medir Rg, el balance de ondas cortas solo toma en cuenta la radiación reflejada en el balance total Rneta: como consecuencia el valor Rneta se vuelve negativo. Es muy importante tener conciencia sobre estos problemas de medición, ya que las grandes distorsiones diarias influyen en gran medida en los resultados de la modelización. También, la acumulación de valores falsos en la noche puede cambiar considerablemente el valor del promedio diario de la radiación neta.



a) Comparaciones entre valores de Radiación neta calculada y medida En el informe de 1999 (Bontron et al., 1999), se propuso tomar en cuenta un coeficiente de proporcionalidad de 1.23 sobre los valores de los pyranómetros a fin de conocer con mayor precisión los valores de las radiaciones de onda corta. En los cálculos del gráfico 6.2, se toma en cuenta esta corrección. Pero, tal como en el informe anterior, se demuestra que este coeficiente parece muy grande y que tomar en cuenta los datos de los pyranómetros sin corregirlos, como en Bolivia (Wagnon et al., 1999), proporciona resultados de calidad equivalente.

Gráfico 6.2 : Comparaciones entre los valores medidos y calculados de Rneta considerando el

coeficiente de corrección 1.23 de las mediciones de los pyranómetros En el gráfico anterior, se comparan las curvas obtenidas tomando en cuenta un coeficiente de 1.23 o de 1 en el cálculo de Rneta, y comparando los valores de Rneta obtenidos con los que fueron medidos por la estación Campbell. En los dos casos, las pendientes de las curvas de tendencia se aleja de 1. Si se toma en cuenta el coeficiente 1.23, el valor de la pendiente es de 1.14 ; la pendiente baja a los 0.94 con un coeficiente de proporcionalidad de 1. Este gráfico permite deducir que una corrección de los datos de los pyranómetros es necesaria, pero que el coeficiente de 1.23 es demasiado grande. Además, si se comparan los valores de Rneta calculados y medidos, los errores de medición durante las precipitaciones presentados en el párrafo anterior también pueden ser observados.



Gráfico 6 .3 : Comparaciones entre los valores de radiación neta medida y calculada

En el gráfico 6.3 , los valores tienen una buena correspondencia a pesar de las noches y de los días del día 24/9/2000 y del 25/9/2000. Observando los archivos de precipitación del pluviógrafo y de la sonda a ultrasonidos, estas diferencias se explican por las caídas de nieve que ocurrieron en las noches de estos 2 días. b) Observación rápida de los valores mensuales de radiación neta: En el gráfico 6.4 se muestran los promedios mensuales de radiación neta para los 2 años de La Niña de 1999/2000. Se observa que la repartición anual de la radiación neta es similar para los 2 años consecutivos: existe un mínimo en los meses lluviosos y un máximo durante los meses más secos. Se puede relacionar este elemento con la repartición anual del balance de masa: los valores altos de radiación neta son los que en primer lugar explican un derretimiento importante del glaciar. Ya que las curvas de radiación neta para estos 2 años son bastante similares, se puede decir que esta repartición es bastante representativa para definir los valores típicos de radiación neta en la parte baja del glaciar en la situación de tipo La Niña. Se tratará de explicarlo a través de los valores del albedo y de Rg a lo largo del año.



Gráfico 6.4. : Repartición anual de la radiación neta para los años 1999 y 2000

Cuadro 6.2. : promedios mensuales de radiación neta desde la instalación de la estación del día 4/9/1998 (las temporadas están definidas en el informe anterior)

6.2.2. Radiación global (incidente y reflejada) y albedo Los pyranómetros no tuvieron temporadas con falta de datos a pesar de las suspensiones en el funcionamiento de la estación Pero, esos sensores también fueron perturbados por los efectos de las caídas de nieve o de la acumulación de escarcha. Como consecuencia de las caídas de nieve, la medición de Rg fue sub evaluada : la nieve que cubre el sensor impide que las radiaciones en totalidad lleguen hasta el sensor y sean correctamente medidas. Debido a que la radiación medida fue muy pequeña, nos pareció interesante observar las relaciones que existen con referencia al valor teórico que debería haber sido medido en caso de ausencia de nubosidad Rteórico (Favier et al., 2000). El mayor interés se halla en tratar de establecer algún limite que nos permita afirmar cuando ocurrió una caída de nieve sobre el sensor. Pero, al mirar el gráfico 6.5 encontrar una relación sencilla no parece ser muy evidente. En efecto, Rg es muy dependiente de la nubosidad. Por esta razón, es muy



complicado encontrar un sentido real de los valores pequeños, y separar los casos de alta nubosidad de los de precipitación. Sin embargo, la medición de las radiaciones de onda corta no parecen tan afectadas como las de radiación neta. Una explicación puede provenir de la importancia del papel que tiene el globo del radiómetro en la medición de Rneta. La única variable que no fue perturbada por caídas de nieve fue Rreflejada, ya que representa una radiación que viene desde abajo. Su observación resulta compleja porque depende de los valores de albedo de la nieve. Pero observando sus valores en paralelo a los de Rg, algunas veces, las consecuencias pueden ser claras : cuando la parte reflejada es mayor a la incidente, el sensor se encuentra cubierto por la nieve. Sin embargo, el sensor puede estar cubierto aunque la radiación reflejada fuera menor a la radiación incidente. Por esta razón, solamente el hecho de mirar los valores de radiación de onda corta no nos permite concluir con seguridad que las mediciones fueran afectadas (albedo alto). La comparación de Rreflejada y Rg es equivalente a la que podríamos hacer con los valores del albedo. Como resultado, se puede concluir que la radiación neta parece el valor más afectado en caso de caída de nieve y es la variable del balance radiativo que permite con mayor exactitud afirmar que las mediciones fueron afectadas. Esta observación sobre los valores de radiación reflejada muestran un problema adicional en el calculo para estimar la radiación neta. En efecto, tener un método de cálculo de la radiación neta a partir de otras variables tiene un interés importante cuando las mediciones del radiómetro se encuentran afectadas. Si pudiéramos reencontrar los valores a partir de una variable que no está afectada por la nieve, por ejemplo Rreflejada, sería una herramienta muy potente. Pero, este cálculo exige conocer los valores del albedo, es decir de Rg. La dificultad se relaciona con la necesidad de conocer el valor real del albedo, lo cual no es evidente. La solución propuesta en Bolivia por P. Wagnon fue la aplicación de un valor del albedo de 0.9 a la nieve cada vez que ocurriera una precipitación. Pero, este valor es muy subjetivo y no permite obtener buenos resultados en la mayoría de los casos. En efecto, puede ocurrir dos fenómenos: 1. la nieve cambia repentinamente de metamorfismo al tocar el suelo y vuelve rápidamente a unos valores bajos del albedo, ó 2. el espesor de nieve que cae no es suficiente para aumentar sensiblemente el valor del albedo, por lo menos hasta el 0.9. El valor de 0.9 puede ser muy diferente de la realidad, y sería mas interesante considerar los valores anteriores y posteriores a la precipitación para reencontrar su valor real.

Gráfico 6.5: observación de los valores diurnos de radiación global incidente



En el gráfico 6.5, se puede observar los problemas de medición que aparecen cuando la nieve cae sobre el sensor. Se anota que los valores del albedo pueden permanecer constantes en el valor de 1 cuando cae la nieve. Pero, las consecuencias de las precipitaciones no se ven fácilmente en ciertas condiciones. En el gráfico 6.6, se anota la existencia de valores más arriba del máximo de radiación que se puede medir fuera de la atmósfera (1395 W/m²). En ciertas condiciones, los valores de radiación global incidente pueden subir por arriba de los 1500 W/m². Este fenómeno ya fue observado antes (Wagnon, 2000 ; Bontron et al., 1999) y obtuvo ciertas explicaciones posibles.

Gráfico 6.6: repartición de los valores de Rg a lo largo del día – observación de los valores máximos

Pero lo más interesante en el caso del Antizana, es el hecho de que estos máximos jamas llegan al limite de saturación del sensor (de 1700 W/m²), como ocurre con frecuencia en Bolivia. Esta observación obligó a cambiar los sensores de Bolivia para medir la radiación global incidente hasta valores muy altos. Para el caso del Antizana, este cambio no parece necesario. a) Análisis rápido de los promedios mensuales de Rg: En el gráfico 6.7 se puede observar que la repartición de los valores de Rg a lo largo del año es similar entre los años 1999 y 2000: estas curvas pueden ser consideradas entonces, como bastante representativas de las situaciones de tipo La Niña. Esto significa también que la nubosidad fue equivalente para los 2 años. Estas curvas con un máximo en julio/agosto (lo contrario de lo observado para la radiación neta), muestran que los valores de Rg no son suficientes para explicar la repartición anual del derretimiento del glaciar: El albedo es la variable de mayor importancia



Gráfico 6.7. : Repartición de los valores de radiación global incidente a lo largo del año

Cuadro 6.3 : Promedios mensuales de radiación global incidente y reflejada para el año 2000

6.3. Albedo : En el gráfico 6.5 se observa la rapidez con la cual los valores diarios del albedo bajan con el cambio del metamorfismo de la nieve. A nivel diario, la forma de las curvas del albedo son muy interesantes. El albedo es mínimo en la mañana, y aumenta a lo largo del día. Esta situación es lo contrario de la que se observó en Bolivia (mínimo al fin de la tarde, Sicart et al, 2000). Sin embargo, se demostró en Bolivia que la forma de las curvas era consecuencia de la pendiente del sitio donde está colocada la estación (reflexión en un plano inclinado). En el Antizana , la orientación de la pendiente (norte - oeste) es opuesta a la de Zongo (este). Por esta razón, parece oportuno el hecho de que tuviéramos que tomar en cuenta los valores de la pendiente de la zona donde se toman las mediciones. a) Análisis rápido de los promedios mensuales del albedo: Para los valores del albedo , se obtiene cifras similares entre los años 1999 y 2000. Las razones del mínimo (resp. máximo) de Rneta aparecen claramente en el gráfico 6.8, ya que corresponden a los máximos (resp. mínimos) de albedo. Esta observación es muy importante ya que indica que el albedo es la variable de mayor importancia para explicar el derretimiento ; conocer su evolución a nivel del glaciar es el problema principal del trabajo de modelización. Por esta razón, el estado de metamorfismo de la nieve es fundamental para explicar la fusión en la superficie del glaciar. Así, en las estaciones del año lluviosas y frías (con caídas de nieve), donde la superficie está diariamente cubierta por una nueva capa de nieve fresca de albedo alto, se diferencian de las temporadas de sequía, donde el albedo de la nieve disminuye por la sucesión de días despejados que causan el derretimiento de la nieve.



Gráfico 6.8.: Repartición de los valores de albedo a lo largo del año

Cuadro 6.4: Promedios mensuales del albedo para el año 2000

6.4. Temperaturas : En la ultima instalación de la estación Campbell, el 15/03/2000, se conectaron nuevos termopares para tener una idea de la precisión de las mediciones comparando cada sensor con el sensor equivalente.

Cuadro 6.5: Falta de datos de radiación temperatura (a pesar de las temporadas de suspensión en el

funcionamiento de la estación) En el gráfico 6.9, se observan los resultados de estas comparaciones para la temperatura seca del psycrómetro colocado a 180 cm del suelo.



Gráfico 6.9: Comparación entre los valores de temperatura de origen y de control de los psycrómetros

La incertidumbre registrada entre los dos sensores (± 1.5°C) parece mayor al compararla con el error propuesto por el constructor (± 2*0.3 = 0.6°C). Esta diferencia no tiene mayor importancia para un rango especifico de temperatura. El coeficiente de correlación tampoco es muy alto (94%). Se hizo las mismas comparaciones para las mediciones de temperatura seca de abajo y de temperatura húmeda de arriba, y el error producido es cada vez del mismo tamaño : para 10% hasta 30% de las mediciones se tiene un error mayor a ± 0.3°C, y para 3% hasta 9% el error está mayor a 0.6°C. La diferencia mayor aparece para la temperatura húmeda. Esto se lo puede explicar por una mala uniformidad de las temperaturas en la muselina húmeda. sensor errores > ± 0.3°C errores > ± 0.6°C Temperatura seca (30 cm) 10 % de los casos 3% de los casos Temperatura húmeda (30 cm) 30 % de los casos 9% de los casos Temperatura seca (180 cm) 25 % de los casos 8% de los casos

Cuadro 6.6: Orden de tamaño de los errores de los sensores de temperatura

a) Gradiente de temperatura entre los 30 y los 180 cm del suelo : En el ultimo informe, ya se trató del problema de la presencia de una capa de aire caliente cerca de los 30 cm del suelo. Todavía, ninguna explicación física fue encontrada para explicar este fenómeno. La ausencia de razones demostradas nos obliga a tomar estas mediciones con precaución.



Gráfico 6.10: Observación del gradiente de temperatura entre 30 y 180 cm arriba de la superficie del

glaciar – fenómeno de capa de aire caliente

b) Análisis inmediato de los valores mensuales de temperatura: Si se observan los valores de los sensores de origen colocados en los psycrómetros, se encuentra que los valores de temperatura inferiores se hallan a una altura de 30 cm del suelo. La temperatura del aire de las capas de aire cerca del suelo está vinculada con la temperatura del suelo. Durante el día la temperatura de la nieve en fusión (0°C) limita el calentamiento del aire cerca de la nieve cuando las capas alejadas (a 180 cm del suelo) pueden estar más calientes. Se observa también la incertidumbre al nivel mensual de las mediciones de temperatura que estuvo expuesta anteriormente Cabe anotar que la variación anual es pequeña (aproximadamente 1°C) pero que la temperaturas mas frías aparecen en julio, agosto y septiembre cuando ocurrieron los vientos más fuertes. Ya que la temperatura del aire está vinculada con la temperatura de la nieve, se trata de buscar las razones de este mínimo valor de temperatura a partir de la temperatura de la nieve. Para explicarlo, se toma como hipótesis que la temperatura de la nieve durante el día asciende difícilmente a los 0°C, lo que es coherente con los pequeños valores de derretimiento que fueron medidos en la estación limnigráfica. puede ser que la sublimación haya sido otro fenómeno que influyó para tener un derretimiento pequeño. El fenómeno principal que influye para que se produzca la sublimación es el viento. Además se ve que en estos meses no se tuvo una humedad muy alta. Las temperaturas bajas del aire pueden ser la consecuencia de un efecto de la sublimación que impide que la radiación neta caliente o derrita la nieve de la superficie. Además, para apoyar esta teoría se puede observar que durante la misma temporada fueron registrados los valores mínimos de Rneta. Pero, aun esta teoría no está verificada y las pocas variaciones encontradas pueden haber sido la consecuencia de causas de la mas diferente índole.



Cuadro 6.7: Promedios mensuales de temperatura para el año 2000

6.5. Humedad : a) Confiabilidad de las mediciones. Una particularidad mayor detectada en los datos del año 2000 fue la de haber obtenido valores de humedad muy bajos que fueron medidos en el periodo comprendido entre 4/11/2000 y 16/11/2000. En un primer acercamiento, se consideró que estas mediciones (< 20%) fueron distorsionadas por efectos exteriores. Pero, las mediciones de los 2 psycrómetros (colocados a los 30 y 180 cm del suelo) siguen la misma tendencia. Se buscó entonces, razones lógicas para explicar esta disminución en ambos sensores. Primero, se pensó en una falta de agua en la muselina húmeda como consecuencia del vaciado de los recipientes que contienen agua. Pero, en este caso, la temperatura seca y húmeda deberían igualarse, haciendo pensar en una falsa saturación del aire. La heterogeneidad de las temperaturas dentro del multiplexor también puede ser la razón para que las temperaturas sean mal correlacionadas. En efecto, los conectores del multiplexor crean un nuevo termopar, cuya diferencia de temperatura con la temperatura de referencia del CR10X afectan al valor final de la temperatura medida. Pero, en este caso, los dos valores de humedad no bajarían al mismo tiempo. Por las mismas razones se puede afirmar que no fue un problema en la calidad de las conexiones como ocurrió en septiembre y octubre 1999.



Gráfico 6.11: Observación de los valores débiles de humedad entre el día 4/11/00 y el 13/11/00

Este problema podría estar explicado debido a una congelación de la muselina húmeda. Para sublimarse, el hielo necesita más energía que el agua para evaporarse y llegar a la saturación del aire. La temperatura húmeda sería más baja que la temperatura húmeda real. En el gráfico 6.11 , se puede observar que las temporadas de baja humedad ocurren cuando las temperaturas son negativas, pero, existen días donde las temperaturas bajaron más sin que existan valores bajos de humedad. Entonces, la congelación no aparece por ser la razón de estos valores bajos. Además, la sublimación necesita solamente 1/8 de la energía adicional a la de la evaporación, por ende no afectaría tanto los valores de humedad. Hemos discutido este problema con Patrick Wagnon y sacamos como conclusiones que estas situaciones de baja humedad pueden ocurrir si existe: la ausencia de derretimiento, con temperaturas negativas, con un aire seco y en la ausencia de viento (para que se detengan los ingresos de humedad por sublimación). Por esta razón, se consideró que estos valores son « normales », pero que se deberá utilizarlos con precaución. Al estudiar los datos de temperatura y de humedad, se concluye que los psycrómetros tienen un error de medición muy grande. El margen de error es particularmente grande para el estudio de variables muy precisas como los flujos turbulentos y será bueno esperar que se hagan comparaciones con los sensores Vaisala para tener una idea más precisa de la calidad de las mediciones. b) Análisis rápido de los valores mensuales de humedad: Se observa que los valores de humedad de abajo (a los 30 cm del suelo) siempre son mayores que los de arriba (a 180 cm). Esta demostración es la consecuencia de la cantidad de agua que proviene del glaciar que alimenta el aire con agua debido al flujo de calor latente. Además, los meses de mayor humedad son los de la estación lluviosa (marzo, abril, mayo) debido a la alta humedad que transporta el aire durante esta temporada.



Cuadro 6.8. : Promedios mensuales de humedad para el año 2000

6.6. Velocidad del viento :

Cuadro 6.9.: Falta de datos de velocidad del viento (a pesar de las temporadas de suspensión en el funcionamiento de la estación)

No describiremos de nuevo los aspectos que fueron desarrollados sobre las mediciones de las veletas en el informe anterior (repartición del viento a lo largo del año ). Pero, al igual que en los otros informes, también se tratará de la distorsión de las mediciones de velocidad del viento por las caídas de nieve y del escarche. Cuando la nieve que se acumula al pie de los sensores acumula una capa lo suficientemente alta para llegar hasta los 30 cm, la rotación de la veleta se detiene y el anemómetro mide una velocidad nula y la dirección del viento aparece constante hasta que se derrita la nieve. Para darse cuenta de la manera como ocurren estos eventos, hace falta solamente verificar cuando la veleta de abajo se para aunque la de arriba sigue en movimiento. La falta de correlación entre las mediciones de velocidad de los 2 sensores permite identificar con facilidad las temporadas con valores distorsionados. Pero, en los casos de escarche ambos sensores (a los 30 y 180 cm) se bloquean. Estos eventos son más complicados en descubrirlos porque pueden ocurrir bajo dos condiciones: 1. En caso de escarche. 2. Cuando la velocidad real del viento tiende a 0. Durante el primer análisis de los datos algunas situaciones fueron observadas claramente (caídas de nieve importantes) para las cuales se eliminaron los datos para evitar errores de interpretación. Pero, todavía quedan valores distorsionados que no fueron considerados como sospechosos, por esta razón se necesita utilizar los datos con cuidado sobre todo cuando uno de los sensores de velocidad mide un valor muy pequeño ( 0.05 m/s).



Gráfico 6.12. : Comparación entre la velocidad del viento a los 30 cm y 180 cm del suelo

a) Análisis inmediato de los valores mensuales de velocidad del viento: Los vientos aumentan entre junio y agosto. Este fenómeno se debe a la fuerza de los alisios en esta estación del año. Esto corresponde exactamente a la repartición anual del viento zonal de los re-análisis meteorológicos del (NCEP/NCAR) y demuestra lo que ya se observó durante el año 1999.

Gráfico 6.13. : Repartición de los valores de velocidad del viento (arriba) a lo largo del año



Cuadro 6.10. : Promedios mensuales de velocidad del viento para el año 2000 b) Dirección del viento :

Cuadro 6.11: Falta de datos de dirección del viento (a pesar de las temporadas de suspensión en el funcionamiento de la estación)

Las distorsiones por las caídas de nieve y el escarche aparecen claramente definidas en el cuadro de los datos de dirección del viento: el ángulo medido por el sensor permanece constante. Al igual que por las velocidades del viento, la nieve afecta solo el sensor colocado a 30 cm de suelo y el escarche perturba ambos sensores.



Gráfico 6.14.: Observación del bloqueo de la veleta de abajo después de una caída de nieve

importante Para hacer estos cuadros, se eliminaron de igual manera, los datos donde no había duda de la presencia de un error de medición Se debe utilizar los que datos que quedan verificándolos meticulosamente

6.7. Sonda a nieve :

Cuadro 6.12. : Falta de datos de la sonda a ultrasonidos (a pesar de las temporadas de suspensión en el funcionamiento de la estación)

La sonda a ultrasonido tiene un interés importante en el conocimiento de las temporadas de ablación y de acumulación (caída de nieve). Su precisión está dada en 1 cm. (estimaciones de J.E. Sicart). Esta sonda permite seguir correctamente la evolución de la altura de la superficie de la nieve. Al mirar los datos registrados por la sonda, aparecen las oscilaciones debidas al margen de error del aparato pero se puede encontrar en ocasiones con variaciones muy repentinas sin que se tenga explicaciones alguna. En Bolivia, cierta carencia de datos aparecen durante las precipitaciones en el glaciar, pero eso no ocurre en el Antizana. En vez de tener carencia de datos puede ser que los datos sean solamente distorsionados.



Gráficos 6.15 y 6.16: Análisis de los errores de medición de la sonda – ocurrencia de las caídas de

nieve

Los datos de la sonda son fundamentales para encontrar la razón de ser real de la precipitaciones en forma de nieve. En los pluviografos, con frecuencia durante la noche, la nieve puede acumularse sin derretirse hasta el amanecer. La precipitación observada en la mañana es irreal y proviene en realidad del derretimiento de la nieve que se acumuló en la noche. Para identificar el momento en que ocurre la precipitación, el aumento del nivel de la superficie del glaciar aparece como una herramienta muy útil. Al mirar el gráfico 6.16, aparecen de manera clara los aumentos del nivel de la superficie del glaciar. Se verifica también que durante ciertas precipitaciones, ningún aumento es visible en la visualización de los datos, la lluvia puede explicar este tipo de situación.

6.8. Conclusión del estudio El año 2000 es el primer año que tiene un registro contínuo de datos para la estación micro-meteorológica Campbell. Los valores son buenos pero en ciertas situaciones aparecen mediciones distorsionadas. Así, se deberá poner una atención particular en el estudio de la influencia de las caídas de nieve o de las acumulaciones de escarche en las mediciones (métodos para encontrar los datos distorsionados y corregirlos). Sería deseable que una persona permanezca unos días en el glaciar para hacer un estudio completo. Además, se tratará de verificar la calidad de las mediciones de temperatura y humedad a partir de los registros del sensor de tipo Vaisala.


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