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REALIDAD

ACTUAL DE LOS

GLACIARES

TROPICALES

USANDO

TECNICAS DE

TELEDETECCIÓN

Objetivo:

Realizar un inventario de las técnicas de teledetección usadas para el

estudio de los glaciares tropicales en Sudamérica y su importancia para el

Perú.

Resumen

Los glaciares tropicales son importantes por el recurso hídrico de reserva

que contienen y por ser un indicador sensible al cambio climático. Su problema es la

localización en áreas geográficas inaccesibles, donde los métodos tradicionales han requerido

de mucho recurso económico para accederlos, limitando la calidad de los

resultados. En la mitad del siglo XX las técnicas de fotogrametría y

teledetección empezarón a resurgir y para los especialistas en glaciología

significo una oportunidad para mejorar resultados sin necesidad de realizar

grandes campañas de campo. Las técnicas de teledetección a medida que

ha pasado el tiempo, ha significado realizar constantes evaluaciones de los

resultados con la meta de lograr un protocolo internacional y así aportar al

estudio y monitoreo.

El objetivo del presente trabajo es realizar un inventario de las técnicas usadas en teledetección

en el estudio de los glaciares tropicales; mostrar su necesidad para la capital “Lima” y para la

mayor zona agrícola del Perú.

REALIDAD ACTUAL DE LOS

GLACIARES TROPICALES USANDO

TÉCNICAS DE TELEDETECCIÓN

Lic. José Pasapera Gonzales

MAESTRÍA EN APLICACIONES ESPACIALES DE ALERTA Y

RESPUESTA TEMPRANA A EMERGENCIAS

REALIDAD ACTUAL DE LOS GLACIARES TROPICALES

CONTENIDO INTRODUCCIÓN ..............................................................................................................................

CAPITULO I .....................................................................................................................................

FUNDAMENTO TEORICO ................................................................................................................

CONDICIONES CLIMATICAS PARA LA FORMACIÓN DE GLACIARES EN LOS ANDES .......

A. TEMPERATURA ...................................................................................................................

B. PRECIPITACIÓN ...................................................................................................................

C. Nubosidad ..........................................................................................................................

D. Humedad ..........................................................................................................................

ESTUDIO DE LOS GLACIARES CON DATOS IN-SITU Y TELEDETECCIÓN .........................

A. El balance de masa ...........................................................................................................

B. Balance de energía. ..........................................................................................................

C. Los cambios de longitud, superficie y volumen ocurridos en el pasado: ........................

PROTOCOLO PARA EL ESTUDIO DE LOS GLACIARES ....................................................

CAPITULO II ..................................................................................................................................

METODOLOGIA ............................................................................................................................

PROPIEDADES OPTICAS Y RADAR DE LA NIEVE Y EL HIELO EN

TELEDETECCIÓN ...................................................................................................................

CONSIDERACIONES DE PROCESAMIENTO ...........................................................

A. Corregistro de las imágenes: ..................................................................................

B. Efectos de la topografía: ..........................................................................................

C. Efectos atmosféricos ................................................................................................

D. Efectos causados por presencia de nubes y sombras ........................................

PRODUCTOS OBTENIDOS CON IMAGENES DE SATELITE ..................................

A. Humedad de la nieve ...............................................................................................

B. Profundidad de Nieve. .............................................................................................

C. Equivalente de agua de nieve (SWE: Snow water Equivalente) ......................

D. Albedo .........................................................................................................................

E. Temperatura de la nieve .........................................................................................

F. Fracción de cobertura de nieve (Snow cover Fraction) ....................................


G. Escombros (Debris) .................................................................................................

H. Precipitación .............................................................................................................

CAPITULO 3 ..................................................................................................................................

IMPORTANCIA DEL ESTUDIO DE LOS GLACIARES EN PERU ..........................................

INVESTIGACIONES GLACIARES REALIZADAS POR INSTITUCIONES PERUANAS ............

CONCLUSIONES ............................................................................................................................

BIBLIOGRAFIA ...............................................................................................................................


INTRODUCCIÓN Un glaciar es una masa de hielo que transforma agua sólida (nieve, granizo o escarcha) en hielo

y la restituye en forma de vapor (por evaporación o sublimación) o en forma líquida (agua

escurrida por el torrente emisario) (Comunidad Andina et al 2007). Estos pueden ser clasificados

por su temperatura (glaciares polares y subpolares) o por su morfología (glaciares de montaña,

casquetes de hielo y marinos) y estudiarlos en forma masiva requiere de protocolos para

estandarizar las medidas y el monitoreo. El Servicio de Monitoreo de Glaciar mundial WGMS

(World Glaciar Monitoring Service) elaboró un protocolo a través del proyecto GLIMS (Global

Land Ice Measurement from Space) donde se evaluó diferentes tipos y características de

glaciares por su morfológica (Rau et al., 2005; Racoviteanu et al 2009) y en la actualidad es

usado por muchas instituciones internacionales para la investigación en estos temas (Unidad de

glaciología de la Agencia Nacional del Agua en Perú).

Actualmente, el monitoreo de glaciares es vital por ser indicadores del clima global, llegando a

ser reconocidos como elementos dominantes en la detección de cambio climático (Haeberli et

al., 1998). Donde, los glaciares tropicales adquieren un papel importante a pesar de su modesta

extensión. Las razones se deben a aquellos glaciares ubicados sobre los 4000 msnm que

empiezan a desaparecer son proveedores del recurso hídrico en regiones donde la lluvia es

escasa, tal como sucede en las zonas costeras de Perú (Ariza, 2006).

Los glaciares Tropicales actúan también como reguladores del régimen hidrológico en casi todas

las regiones andinas, particularmente aquellas que están sometidas a largas estaciones secas. En

los años en los que las lluvias son escasas (en promedio, dos de cada cinco son de zonas como el

Altiplano peruano y el norte de Bolivia), la fusión del hielo permite mantener un caudal mínimo

de agua y así abastecer los sistemas de riego, las hidroeléctricas, las necesidades de los centros

urbanos, las aguas subterráneas, poblaciones y los ecosistemas que dependan de estas fuentes.

Lo mismo ocurre en regiones relativamente húmedas, en donde el aporte de los glaciares es

crucial para mantener el abastecimiento de agua potable en Ciudades como Quito, La Paz, y

Lima (Rabatel et al., .

Los países de la Comunidad Andina son los que abarcan el mayor porcentaje de estos glaciares

tropicales que concentran el 9 % del total en el mundo, los cuales cubre hoy una superficie

estimada de 2500 km (ver Tabla N°01). El 71% de los mismos están ubicados en Perú, el 22%

en Bolivia, el 4% en Ecuador y el 3% en Colombia en todos ellos se observa un fuerte retroceso

atribuible al calentamiento global. Su retroceso es notorio debido a que muchos ríos dentro de

estos países provienen de los glaciares, impactando en la provisión de agua para la agricultura

(cuenca del río Santa en Perú), en el consumo humano de varias de sus ciudades (La Paz en

Bolivia y Lima en Perú), en el uso de la industria y en cuestiones de generación de energía

(hidroeléctricas). También, tenemos el incremento del riesgo de desastre por aludes o el

desborde de lagunas glaciales (desastre de Yungay en 1970 en Perú), que además de afectar la

belleza escénica natural, afecta al turismo (Comunidad Andina et al 2007). En efecto, el

desprendimiento de glaciares y su caída sobre lagunas cercanas ha provocado en el pasado

inundaciones mortales en la Cordillera Blanca (Perú), donde se estima un promedio de 30,000

muertos como consecuencia de al menos 30 desastres asociados a los glaciares desde 19 4. En

otros casos, masas de hielo derretidas por erupciones volcánicas han provocado grandes flujos de


lodo, tal como ocurrió en el Cotopaxi (Ecuador) en 1877 o en el Nevado del Ruiz (Colombia) en

(Comunidad Andina et al 2007).

Los niveles actuales de glaciación en el trópico es poco extensa son poco frecuentes los glaciares

con espesor superior a 200 m y es lógico que sus volúmenes de hielo sean también reducidos, si

sumamos todas las áreas de los glaciares tropicales ubicados en América del Sur, África e

Indonesia, la superficie total sería menor a los 2500 km ; un área comparable a la que cubren los

glaciares alpinos. Los glaciares de los Himalayas, por ejemplo, sumarían una superficie glaciar

cercana a los 33,000 km2, es decir una cifra trece veces mayor (Dyurgerov y Meier, 1997).

En la Tabla 1 presenta una estimación de la extensión de los glaciares tropicales, en la cual no se

debe perder de vista que su distribución en el mundo es muy desequilibrada, aunque con una

evidente preponderancia de los Andes Centrales. Se puede observar que más del 95% de los

glaciares tropicales se ubican en los Andes Centrales, y que una gran mayoría se encuentran en

el Perú. Este país concentra más del 71% de la superficie total y, probablemente un mayor

porcentaje del volumen.

TABLA N° 01: GLACIARES TROPICALES DISTRIBUIDOS EN EL MUNDO

REGIÓN AREA (años) % GLACIAR

AÑO DE ESTIMACIÓN

Perú

Bolivia

Ecuador

Colombia

Venezuela

Total América del Sur

Kilimanjaro

Ruwenzori

Mt. Kenya

Total África

Papuasia-Nueva Guinea

Total probable (glaciares tropicales)

Las cifras entre paréntesis representan estimaciones hechas por Bernand Francou y G. Kaser, más conservadoras que las originales basadas en extrapolaciones de mediciones efectuadas sobre algunos glaciares de las zonas indicadas. Fuente: Tabla extraída de (Comunidad Andina et al 2007) basada en documentos de Kasser, 1999; Jordán 9; Hastenrath 1981;, Kaser y Osmaston 2002; Thompson et al 2002; Hastenrath, Taylor et al 2006; Klein y Kincaid, 2006; Francou y Vicent, 2007.

Este trabajo tiene como objetivo realizar un inventario de las técnicas de teledetección usadas

para el estudio de los glaciares tropicales en Sudamérica y mostrar la importancia para el

Perú. Para lograrlo, se presenta tres secciones divididas en: Fundamento Teórico, que explica

las condiciones climáticas existentes en los Andes para la existencia de los glaciares tropicales y

la tendencia de las variables más importante para su monitoreo (temperatura, precipitación,

nubosidad, humedad). La sección Metodología, Describe el comportamiento de la nieve en el

visible, infrarrojo y microondas (Negi et al 2013). Posteriormente, se realiza un listado de las

propuestas encontradas para el procesamiento de imágenes. En conclusiones se menciona la

importancia de los glaciares para la sostenibilidad de algunas ciudades como Lima-Perú.


CAPITULO I

FUNDAMENTO TEORICO

1.1. CONDICIONES CLIMATICAS PARA LA FORMACIÓN DE GLACIARES EN LOS

ANDES

La “Cordillera de los Andes” es una cadena montañosa que atraviesa el Sur de América, en él se

encuentran los glaciares del trópico denominados “glaciares tropicales”. El Trópico es un

término usado cuando en dos latitudes el Sol alcanza el cenit una vez al año, mostrando una

pequeña variación anual de la temperatura del aire al ser comparada con su variación diurna (Ver

Figura N°01) ( Kaser y Osmaston, 2002).

Figura N° Área de influencia tropical para la presencia de glaciares. Está influenciada por la

pequeña variabilidad entre el rango de temperatura diurna y anual y por zonas húmedas (negro)

y seca (blanco) .

Cuando hablamos de los glaciares tropicales en Sudamérica, tenemos que pensar en los sistemas

atmosféricos de los Andes Tropicales (entre 25° S y 10° N) afectados por la orografía (dada por

la topografía de la Cordillera Andina con sus dos ramas principales, la Cordillera oriental y la

Cordillera Occidental), la circulación regional y las corrientes oceánicas. Es así, que del punto de

vista climático, la zona tropical es dividida en dos zonas con características diferentes: Clima

interno (Colombia y Ecuador), con más o menos precipitación continua en el transcurso del año

y el Clima externo ( Perú y Bolivia), producido de dos formas, cuando las condiciones


subtropicales prevalecen y es caracterizado por la estación seca (mayo a setiembre) y cuando las

condiciones tropicales son las que prevalecen se produce una estación húmeda (octubre a marzo)

(Rabatel et al . ).

Los sistemas de circulación son complejas interacciones que conducen a un alto grado de

homogeneidad térmica en la atmosfera en espacio y tiempo, además de condiciones de humedad

vinculadas con la posición del Sol. Estos factores influencian el clima andino a partir de la

presencia de bosques amazónicos al Este; el desplazamiento de la Zona de Convergencia

Intertropical (ITCZ Intertropical Convergence Zone) en la baja troposfera que alcanza su punto

de retorno una vez al año, causando temporadas de lluvias, condiciones de humedad y energía a

los biosistemas (ver figura N°02), y la presencia de los vientos alisios al Norte. A grandes alturas

tenemos, la corriente en chorro, el fenómeno EL NIÑO y el sistema permanente de alta presión

del pacífico Sur y el Atlántico Sur (Buytaert et al 2006; chavez y Jaramillo 1998; Ruiz et al

.

Con el objetivo de vincular el balance de masa de los glaciares con la variabilidad climática y

circulación atmosférica a escala regional y global muchos estudios se han focalizado en las

variables que son relevantes para los estudios de balance de energía glaciar tales como

temperatura, precipitación, humedad y cobertura de nubes convectivas (Rabatel et al . ). A

continuación se explica brevemente cada una y se muestra un resumen (Tabla N° ) de los

estudios que muestran la tendencia.

A. TEMPERATURA

Es la variable más usada para determinar el comportamiento de un glaciar. Su medida ha

sido hecha con instrumentos meteorológicos (información que no siempre es obtenida para

altitudes mayores de 3500 msnm), actualmente son complementados con datos obtenidos

con teledetección (valores de temperatura de superficie con gran escala temporal y

espacial).

Un estudio con datos in-situ (277 estaciones meteorológicas) basado en temperaturas de la

atmósfera a nivel del suelo entre los años 1950 al , en los paralelos 1°N y 23°S, y

ubicados a alturas entre 0 y 5,000 msnm es el realizado por Vuille y Bradley 2000; Vuille et

al., 2003. Donde se muestra la fuerte variabilidad interanual, perceptible con un incremento

de la temperatura de 0.11°C por década desde 1950. Y cuando se enfoca sobre el periodo

más reciente, 1974 y 1998, el incremento sube a 0.34°C, una cifra tres veces mayor a la

anterior (ver la Figura N° 03). Si bien los datos analizados tuvieron una rigurosa revisión

estadística con una significancia por encima del 80% (pocos datos alcanzaron el 95%) se

observó un grupo de pequeño de estaciones con tendencia decreciente en la temperatura

máxima anual (Vuiller et al 2000). Si bien el aumento de temperatura ha sido significativo a

cualquier altitud, éste sería menos importante en la parte oriental de los Andes Centrales y a

más de 3,500 msnm.


Figura N°02: Extraída de Informe de la Comunidad Andina (2005). Se muestra el incremento

de la temperatura superficial y del aire en forma decadal para los años.

B. PRECIPITACIÓN

Para analizar el comportamiento de las precipitaciones en los glaciares tropicales, se tiene

las conclusiones a partir de datos de estaciones meteorológicas. La propuesta por Vuille et al. quien analizó precipitaciones ocurridas entre 1950 y 1994, usando 42 estaciones de

monitoreo. Este trabajo concluye que no hay una tendencia regional clara. Pero se explica

que en el norte del Perú, las precipitaciones parecen haberse incrementado; mientras que en

el sur y en el norte de Bolivia, el nivel de las precipitaciones habría disminuido (tanto

durante la temporada húmeda como los totales anuales). En temporada seca (junio-agosto)

las lluvias se habrían incrementado ligeramente en el altiplano peruano y el norte de Bolivia.

Y las hechas por Vuille et al 2000, Vuille et al 2003, Pabón 2003 2004 y Ruiz et al 2009 quienes usaron datos diarios de 24 estaciones de los servicios meteorológicos regionales

(IDEAM Colombia, INAHMI Ecuador, SENMAHI Bolivia, SENAMHI Perú) durante el

período 1964- (Wang et al 2007). Estos investigadores concluyen que en general, la

precipitación anual muestra una tendencia decreciente a excepción de las estaciones en la

Cordillera Occidental de los Andes colombianos, en los Andes australes de Ecuador, y unas

pocas estaciones en las tierras altas del sur de Perú. De las investigaciones, antes indicadas

se puede decir que en los Andes peruanos la precipitación total anual y estacional muestra

tendencias regionales contrastantes y los factores locales condicionan conductas

Temperatura del aire


diferenciales, con o sin dependencia de las variaciones interanuales (SENAMHI . Asimismo, las tendencias observadas muestran incrementos sistemáticos de la precipitación

en el flanco occidental y reducciones en parte de las porciones centro y sur del flanco

oriental de los Andes peruanos (Senamhi 2007, Senamhi 2009). Las evaluaciones de los

extremos de precipitación han establecido que los Andes peruanos centrales son un área cada

vez más homogéneas con una clara tendencia a la reducción de los eventos extremos de

precipitación, mientras que se ha detectado un incremento en el número de días con

precipitación extrema en el norte de los Andes peruanos. En la porción central del flanco

occidental de los Andes peruanos (cuenca del río Santa) se encontró una tendencia al

calentamiento de más de 0.07°C por año a alturas mayores que es más pronunciada que a

altitudes medias y bajas (Senamhi 2005, 2009).

Figura N°03: Precipitación en Sudamérica para diferentes niveles de presión atmosférica.

BLA N° 02: ESTUDIOS DE TENDENCIA CLIMATICA OBSERVADAS EN LOS ANDES

REGIÓN PERIODO (años)

VARIABLE TENDENCIA REFERENCIA

Cordillera Oriental-Colombia - Temperatura -0.1 a +0.2°C Pabón (2003)

Cordillera Occidental-Colombia

- Precipitación +4%/30 años Pabón (2003)

Valles del Cauca y Magdalena-Colombia

- Precipitación -4%/30 años Pabón (2003)

Valle interandino-Ecuador - Temperatura +0.12 °C Villacis(2008)

Valle interandino-Ecuador - Temperatura +0.12 °C Villacis(2008)

Valle interandino-Ecuador - Precipitación +0.22 °C Pourrut(1995)

Cuenca del Piura-Andes noroccidentales-Perú

- Temperatura mínima

+0.2 a +0.3 °C/década SENAMHI



- Temperatura máxima

+0.3 a +0.45 °C/década SENAMHI


- Precipitación Verano, otoño: +9 a +14 mm/año. Invierno: -0.5mm/año. Primavera: +0.2 a +0.5 mm/año

SENAMHI

Cuenca del Santa-andes centrales occidentales-Perú

- Precipitación Anual: 20-30% de incremento en los últimos 40 años

SENAMHI



+0.17 °C/década en la parte alta de la cuenca SENAMHI



+0.67 °C/década en la parte alta de la cuenca SENAMHI

Valle Mantaro-Andes centrales orientales-Perú

- Precipitación Anual: 3 a -28 mm/año, Verano: +4.5 a -7 mm/año, Invierno: -0.3 a -0.8 mm/año

SENAMHI



Anual: +0.03 a +0.07 °C/año, Verano: +0.02 a 0.04°C/año, Invierno: +0.01 a °C/año

SENAMHI



Anual: +0.01 a +0.1 °C/año, Verano: +0.02 a 0.01°C/año, Invierno: -0.02 a +0.03 °C/año

SENAMHI

Arequipa-Andes australes-Perú


Anual: +0.06 a +0.42 °C/año, Verano: -0.07 a 0.42°C/año, Invierno: +0.02 a +0.44 °C/año

Marengo et al



Anual: +0.12 a +0.57 °C/año, Verano: -0.07 a 0.56°C/año, Invierno: -0.26 a +0.50 °C/año

Marengo et al


- Precipitación -2 a +1.5 mm/década Marengo et al

Cuenca del Urubamba-Andes surorientales-Perú

- Precipitación Anual: -0.07 a -8.5 mm/año (cima de la cuenca Anual: -0.02 a -1.1 mm/año (baja de la cuenca)

SENAMHI



Anual:+0.01 a +0.04 °C/década SENAMHI



Anual:+0.02 a +0.05 °C/década SENAMHI

Cuenca del Mayo-Andes nororientales-Perú


Alto Mayo: 0.25 °C/década SENAMHI

Cuenca del Mayo-Andes nororientales-Perú


Bajo Mayo: +0.43 °C/década SENAMHI

C. Nubosidad

La nubosidad convectiva, una forma de presentarse en los Andes, es aquella que se forma

con los movimientos ascendentes del aire sobre una superficie cálida en presencia de

humedad. Estos movimientos son generadores de nubes (cúmulos-nimbos) que tienen un

alto poder reflejante. La radiación de onda larga reflejada por las nubes (OLR, por Outgoing

Long-wave Radiation) es un buen indicador de la nubosidad convectiva, ya que mientras

más alta se produce la reflexión, más baja es la temperatura emitida. Vuille et al.

analizaron la evolución de esta variable entre 1979 y 1998 entre los paralelos 1°N y 23°S, y

entre 0 y 5,000 msnm. Los resultados muestran que la OLR se redujo ligeramente al norte

del paralelo 10°S, lo que indicaría un ligero aumento de la nubosidad convectiva. Este

aumento se produjo especialmente durante la temporada húmeda (diciembre-febrero). Al sur

de este paralelo 10°S, por el contrario, se observó que la nubosidad convectiva decreció.


Figura N°04: Mecanismos presente de las nubes para la formación de la precipitación.

D. Humedad

Los cambios en la humedad atmosférica parecen haber sido significativos durante los

últimos 45 años, con un aumento de entre 0% y 2.5% por decenio. El aumento fue más

marcado en el Ecuador y el sur de Colombia, y más moderado en el sur del Perú, oeste de

Bolivia y norte de Chile (0.5-1% por decenio). Este incremento no parece haber sido mayor

en ningún periodo del año, lo que se trataría de una tendencia general. Los resultados

sugieren que el incremento de la humedad atmosférica no se produjo solamente por el efecto

físico del aumento de temperatura, sino que la presión de vapor creció tanto en términos

absolutos como relativos (Vuille et al. 2003).

Figura N°05: Esquema de la humedad presentada en la Cordillera de los Andes.


1.2. ESTUDIO DE LOS GLACIARES CON DATOS IN-SITU Y TELEDETECCIÓN

En un glaciar tropical, la acumulación neta es generalmente positiva en las partes altas de un glaciar (zona de acumulación), un exceso de carga produce flujos de hielo hacia la parte baja (zona de ablación). Esto se produce debido a que el hielo, desde un punto de vista mecánico, se comporta como un cuerpo visco-plástico que se deforma bajo el efecto de su propio peso, cuando el hielo acumulado estando en las partes bajas es sometido a una intensa ablación debido a la fusión producida en la superficie (Francou et al 2000; Francou et al 2003) (Ver figura 6). Este proceso de transferencia del hielo de la zona de acumulación hacia la zona de ablación del glaciar, está controlado por (i), el balance de masa, que representa el componente climático de la evolución de un glaciar; y (ii), por las características topográficas del glaciar (pendiente, morfología del lecho rocoso, presencia de agua a este nivel, etc.), que representan el componente dinámico del glaciar. De este segundo componente depende el tiempo de respuesta del glaciar a un cambio climático, el cual puede variar entre algunos años y más de un decenio (Francou et al 200 .

Figura N°06: Esquema que describe el balance de energía de un glaciar y su relación clima.

Estudiar estos procesos de transferencia ha llevado al Instituto de investigación más representativo Institut de Recherche pour le Développement (IRD) ha considerar el glaciar como un objeto hidrológico cuya masa cambia a corto plazo en función de las características del clima. Estos estudios se enfocan en los siguientes aspectos:


A. El balance de masa Representa el equivalente en agua de lo que gana y de lo que pierde un glaciar en un tiempo determinado. Este indicador se obtiene a partir de mediciones repetidas, ya sea de manera directa (balance glaciológico) u indirecta (balance hidrológico). Es calculado usando los métodos glaciológicos de estacas e instrumentos meteorológicos que forman una red monitoreo para los glaciares tropicales en Sudamérica (Ver Tabla N° ) ( Rabatel et al 2013).

TABLA N° 03: RED DE MONITOREO DE LOS GLACIARES TROPICALES

Zongo Chacaltaya

Charquini Sur

Artesonraju

Yanamarey

Antisana 15

Los Crespos

Las Conejer

asa

Localización ° ’ S ° ’ W

° ’ S ° ’ W

° ’ S ° ’ W

° ’ S ° ’ W

° ’ s ° ’ W

0° 29´S ° ’ W

0° 29´S 78° ’ W

° ’ N ° ’’ W

Área Superficie (Km ) b b

Max. Elevación(msnm)

Min. Elevación(msnm)

Orientación SE S S WSW SW NW SW NW

Primer año de inv. Balance de energía

c - c

c c c c c d

B. Balance de energía. El balance de masa glaciar controla el clima a través de flujos de masa en la superficie de

hielo o nieve. La energía disponible para derretir la nieve puede ser calculada como el

residuo de la ecuación de balance de energía, cuyo variable principal es la temperatura y los

flujos de radiación de onda larga y flujos turbulentos de calor sensible y latente. Los flujos

de radiación en los glaciares pueden medir exactamente con radiómetros, donde los flujos

turbulentos son generalmente obtenidos por métodos de perfiles aerodinámicos con uno o

dos niveles de viento, temperatura y humedad. Estos métodos no son exactos y requiere de

parámetros tales como longitud o coeficientes de difusidad (Rabatel et al 2013).

C. Los cambios de longitud, superficie y volumen ocurridos en el

pasado: El desempeño de estos indicadores proporciona información sobre la respuesta de un glaciar a los cambios de masa acumulados. Para medir dichos cambios, se utilizan métodos geodésicos de terreno, análisis de fotografías aéreas e imágenes satelitales, y reconstrucciones hechas en base a análisis geomorfológicos o de investigaciones históricas. La sensibilidad del glaciar al clima, que consiste en identificar las correlaciones entre la evolución de un glaciar y el clima. Estos análisis se basan en el estudio directo de los procesos ocurridos en la superficie del glaciar a partir de un balance energético. Puede ser analizada a través de relaciones estadísticas entre el balance de masa y diversas variables climatológicas medidas en estaciones meteorológicas o estimadas a través de modelos de circulación general.


1.3. PROTOCOLO PARA EL ESTUDIO DE LOS GLACIARES

Los estudios de glaciares en términos de series de tiempo se realizan en términos de área y de volumen que inicialmente se logró con datos in-situ y actualmente con las técnicas de teledetección, convertida en una gran herramienta para el inventario (Rabatel et al 2013). Como el número de investigaciones que se pueden realizar con estas técnicas es inmenso, en la actualidad se usa una metodología para estandarizarlos. Esta nace con la propuesta del Servicio de Monitoreo de Glaciar mundial WGMS (World Glaciar Monitoring Service: http://www.geo.unizh.ch/wgms/)) a través del proyecto GLIMS (Global Land Ice Measurement from Space: http://nsidc.org) donde se evalúa diferentes tipos y características de glaciares por su morfología que tiene la ventaja de asignar más características glaciares a los datos (ver tabla N°) (Rau et al 2005)

TABLA N° 04: PARÁMETROS USADOS PARA CARACTERIZAR LA FORMA MORFOLÓGICA DE LOS GLACIARES EN EL SISTEMA GLACIAR DE LA WGMS

Digit 1 Primary

Classification

Digit 2 Form

Digit 3 Frontal

characteristic

Digit 4 Longitudinal

Profile

Digit 5 Activity of

tongue

Digit 6 Activity of

tongue

Digit 7 Moraine code 1

Digit 8 Moraine code 2

Uncertain or

miscellaneous

Uncertain or

miscellaneous

Normal or miscellaneous

Uncertain or miscellaneous

unknown uncertain No

morainesno moraines

No moraines

no moraines

Continental

ice sheet Compound

basins Piedmont Even, regular

Snow/drift snow

Marked retreat

Terminal moraines

Terminal moraines

Ice-field Compound

basin expanded hanging avalanches

Slight retreat

Lateral and/or medial

moraine

Lateral and/or medial

moraine

Ice cap Simple basin

lobed cascading Super-

imposed ice stationary

Push moraine

Push moraine

Outlet glacier cirque calving Ice-fall

Slight advance

Combination1 and

Combination1 and

Valley glacier niche Coalescing,

nos contributing

interrupted

Marked advance

Combination1 and 3

Combination1 and

Mountain

glacier crater

Posible surge

Combination2 and 3

Combination2 and

Glacieret and

snowfield Ice apron

Known surge

combination of 1,2 and

combination of 1,2

and 3

Ice shelf group

oscillating Debris,

uncertain if morainic

Debris, uncertain

if morainic

Rock glacier remnant

Moraines,

type uncertain

or not listed

Moraines, type

uncertain or not listed

http://nsidc.org/


Figura N°0 : Información extraída de Rau et al 2005. Aquí se brinda un breve resumen

grafico de lo mostrado en la Tabla N°04 para la identificación de glaciares.


CAPITULO II

METODOLOGIA Con la información dada en la sección anterior, queda claro que se requieren muchas metodologías para mejorar el monitoreo permanente de los glaciares tropicales. El trabajo in-situ es meritorio y aún sigue insuficiente. Es por ello, que las instituciones dedicadas al estudio de los glaciares que incurren a la teledetección óptica y radar para tener mayor información para el control y monitoreo de los glaciares. Por ello, en esta sección presentamos en forma general los requisitos necesarios para estudiar la nieve y el hielo con teledetección y un listado de los productos obtenidos con este tipo de herramienta.

2.1. PROPIEDADES OPTICAS Y RADAR DE LA NIEVE Y EL HIELO EN

TELEDETECCIÓN

Con teledetección tenemos una diversidad de datos con gran rango espectral, rango temporal e

información espacial y su manejo en forma adecuada nos requiere de conocer el

comportamiento de la nieve y el hielo en rango espectral del óptico, infrarrojo y el microondas

(usado con sensores radar).

En el visible e infrarrojo cercano y medio (0.4-3 µm), se requiere conocer la reflectividad

espectral y características de dispersión de la nieve (agrupación fragmentos de hielo y aire) que

forman los glaciares, que depende de muchos factores: como el tamaño y forma de la unidad

mínima de nieve “grano de nieve”, el contenido de agua líquida (cuando la nieve adquiere

aproximadamente 0°C), impurezas de nieve (polvo, hollín, polen, otros), temperatura,

contenido de hielo, profundidad (resultado de la metamorfosis de la nieve), y la consistencia de

la superficie debajo de la cobertura de la nieve. Todas estas características influencian en el

volumen y la geometría del grano de hielo, que al observarlas con imágenes de satélite se

confunde con nubes que están compuestas de pequeñas gotas de agua, algunos cristales de

hielo, y también sus propias impurezas (Juergen et al 2012, Dozier 2009).

La mayoría de las propiedades ópticas del hielo y agua son similares, de modo que la

reflectancia y la transmitancia del paquete de nieve en esta región del espectro depende de la


variación del índice refractivo del hielo, el tamaño del grano de distribución de la nieve, la

profundidad, la densidad del paquete de nieve, el tamaño y la cantidad de estas impurezas

cuyos índices de refracción son sustancialmente diferentes a los de hielo y agua. Una zona del

rango espectral donde la reflectancia de la nieve húmeda es bajo comparada con el de la nieve

seca, pero principalmente por el cambio microestructural causado por el agua es la región del

infrarrojo cercano (Juergen et al 2012). También, la forma espectra decrece con la forma de la

nieve, la razón de la disminución es dada por varios hechos: Primero, las impurezas (puede ser

aerosoles, el polvo, otros) de la cobertura de nieve incrementan con el tiempo, llevando a

decrecer a la reflectancia; Segundo, los procesos de derretimiento y congelamiento de la nieve

que lleva a una disminución o incremento de la nieve. Para longitudes de onda largas

(infrarrojo), la reflectancia de la nieve baja significativamente al compararlas con longitudes

pequeñas (visible) y incluso llegan a valores cercanos a cero (ver figura N° )

Además, hay que tener en cuenta que existen comportamientos particulares de otro tipos de

superficie como el agua y las nubes, causantes de muchos errores en las imágenes, por ser las

propiedades del agua diferentes a la del hielo y las de las nubes dependen del espesor y

geometría (Juergen et al 2012).

Figura N°0 : Extraída de Juergen et al 2012. Explica el comportamiento de la firma espectral

para el rango espectral del visible e infrarrojo .

Para el rango espectral del microondas la cobertura de nieve puede ser medida por sensores

como Scanning Multichannel Microwave Radiometer (SMMR), el the Special Sensor


Microwave/Image (SSM/I), Advanced Microwave Scanning Radiometer –Earth Observing

System (AMSR-E) y otros, que proporcionan datos temporal y espacialmente. Estos datos

requieren de otro tipo de metodologías fundamentadas en muchos procesos físicos.

Los paquetes de nieve en la superficie consisten de aire (no es un factor que influencia en la

señal de microondas), hielo y en algunos casos de agua líquida y su propagación en el

microondas depende de la constante dieléctrica del hielo y el agua, los cuales son

extremadamente diferentes; el contenido de agua líquida, tamaño del grano y forma del grano.

Para nieve seca, la dispersión es causada por discontinuidades dieléctricas del grano de la

nieve y el aire, donde su absorción (Amlien 2008).

Para mapear con sensores de radar también es necesario conocer el tipo de toma de estos,

que pueden ser de diferentes frecuencias y polarizaciones. La polarización vertical es más

sensible al volumen de la nieve y es por lo tanto capaz de mapear superficialmente cobertura

de nieve. Sin embargo, debido a que existe confusión entre la nieve y el límite con suelo, los

datos de polarización horizontal son usados para mapearlos (Grody and Basist 1996, Amlien

2008). La frecuencia es crucial para la longitud de onda y la resolución espacial de la señal,

existiendo una relación entre estas. Una alta frecuencia permite una fina resolución del pixel

resultante, pero la longitud de onda también decrece con el incremento de la frecuencia.

El máximo de profundidad de nieve puede ser obtenido de sensores en el microondas y

dependen de la señal. Una banda a 37 GHz, usada siempre para obtener agua equivalente de

nieve tiene una longitud de onda de 0.8 cm, limitando la medida de la profundidad de nieve a

un máximo aproximado de 100 cm (Clifford 2010). Existen algunas consideraciones de

incertidumbre como que el incremento del agua equivalente de nieve produce una reducción

en el volumen de dispersión. Siendo los efectos de dispersión causantes de la disminución de la

señal que llega al grano de la nieve o cristales de hielo. Para longitudes de onda mayores que 5

cm, donde no existe dispersión pero si absorción la máxima profundidad de nieve obtenida es

de 2 cm (Che et al 2008, Juergen et al 2012, Pasolli et al 2012).

TABLA°05 : SENSORES OPTICOS

Satélite/Sensor Operativo Bandas espectrales (um) Resolución Espacial (m)

Ancho de

Barrido (km)

Periodo de Adquisición

Landsat 1-3/MSS - - - - Cada 18

días

Landsat 4-5/TM 1982/Presente - - - - - - -

30 (b6=120) Cada 16

días

Landsat 7/ETM+ 1999/Presente - - - -

- - - -

30 (B6=60, B7:15 Cada 16

días

Terra & Aqua/Modis 2000/Presente 36 bandas de 0.62 a 14.38 B1-B2=250m,B3-

B7=500,B8-B36=1000

2 por día

Noaa/Avhrr 1978/Presente - - - - - - * -

** diario


Goes 1975/Presente - - - - -

B1=1000,B2-B4=4000,B5=8000

Cubre toda la Tierra

Cada 3 horas

Spot/Vegetation 1998/Presente - - -

- 1-2 días

ERS-2/ATSR- 1995/presente días

Envisat/AATSR 2002/presente 2.3 días

Envisat/MERIS 2002/presente 15 bandas de 0.39- 2.3 días

* Valido para AVHRR/2 en lugar de la banda 10.3-

** Solo valida para AVHRR/3

TABLA N° 0 : SENSORES RADAR

Satélite/Sensor Operativ

o Bandas

espectrales (GHz) Resolución Espacial (m)

Angulo de

incidencia

Ancho de

barrido (km)

Polarización

Periodo de

adquisición

Nimbus-7/SMMR

6.6, 10.7,18.0,21.0,37.0,

N/A

156x156,97x97,60x60,60x60,30x30

H/V interdari

a

DMSP/SMM/I 1987/pres

ente N/A , N/A

N/A, N/A,69x43,60x40,37x29,

15x13 H/V

Diario

Aqua/AMSR-E 2002/pres

ente

74x43,51x30,27x16,31x

18,14x8,6x4 H/V

diario

ADEOS I/NSCAT

Banda Ku (14.0) 50km 2x600

interdario

QuickSCAT/Seawinds

Banda Ku (13.4) diario

ADEOS II/NSCAT 2002/pres

ente Banda Ku (13.4)

diario

MetOp/ASCAT 2005/pres

ente Banda C (5.25) 2x550

interdiario

Radarsat 1/SAT 1995/pres

ente Banda C (5.3) 8,100 m -

Cada día

Radarsat 2/SAT 2007/pres

ente Banda C (5.4) -

-

Cada 35 dias

Envisat/ASAR 2001/pres

ente Banda C (5.3)

Cada día

JERS 1/SAR

Banda L (1.275)

Cada 44 dias

TerraSAR-X,TanDEM-X/SAR

2007/presente

Banda X (9.6)

Cada 11 días

SkyMed 2007/pres

ente

Banda X (9.6), Banda C () Banda L

(),Banda P ()

SCANSAR = 1000,STRIPMAP=3-

5,SPOTLIGHt=1

200X200,

40X40,10X10

día


2.2. CONSIDERACIONES DE PROCESAMIENTO

En teledetección las imágenes de satélite tienen un procesamiento básico a realizar para

convertir en un parámetro físico los niveles digitales (ND). Un ND es convertido en valores de

radiancia con datos del instrumento, normalmente se realiza con una ecuación lineal, que es

una corrección por el instrumento, en muchos casos por saturación. La radiancia

posteriormente es convertida a valores de reflectividad aparente o del sensor, que es una

corrección considerando el sistema que rodea la superficie (distancia Tierra-Sol, angulo de

elevación solar, cantidad de energía entrante caracterizada espectralmente. Para el infrarrojo

térmico los valores de radiancia son convertidos directamente a valores de temperatura de

brillo. (Chander et al 2009).

Usar las imágenes en el estudio de glaciares en espacio y tiempo, requiere que el usuario tenga

en cuenta lo siguiente:

A. Corregistro de las imágenes:

Para abordar el estudio de glaciares en el tiempo requiere de estudios multitemporales

y para ello es imprescindible realizar una serie de correcciones tanto geométricas

como radiométricas de cara a poder garantizar la obtención de unos buenos

resultados. La falta de Corregistro de las imágenes puede producir grandes errores en

resultados como velocidad de cambio de una lengua glaciar y análisis temporales de

detección de cambios.

B. Efectos de la topografía:

En áreas montañosas con topografía compleja (los parámetros topográficos altitud, pendiente, dirección), la rugosidad del terreno crea un gran impacto sobre las medidas de reflectividad de la superficie. La variabilidad topográfica se debe a que la irradiancia solar directa y la irradiancia difusa producen una iluminación diferencial debido a sus parámetros topográficos. Por tal motivo, es necesario un análisis cuantitativo y cualitativo de la delimitación y posterior reconocimiento del área glacial (Kaur et al 2012). En lo que se refiere a la nieve, en la banda visible de la imagen, el brillo de la nieve en el lado oscuro y en la sombra de la montaña es menor que otras caracteristicas como roca, desiertos, tierra y arena

TABLA N° 0 : LISTADO DE TÉCNICAS USADAS POR ALGUNOS INVESTIGADORES PARA PARA CORREGIR TOPOGRAFICAMENTE EN IMÁGENES OPTICAS.

Satélite/Sensor Modelo o Tecnica Autor (año)

MODIS, LANDSAT Coseno

MODIS, LANDSAT Minaneert

MODIS, LANDSAT slope matching technique Manpreet Kaur et al 2012


C. Efectos atmosféricos

La radiancia recibida por los sensores de satélite, derivan de tres fuentes: la radiancia

emitida de la atmosfera, la radiancia emitida de la superficie y la radiancia reflejada por la

superficie, considerada despreciable en longitud espectral de 10.4-12.5 um, debido a la

baja reflectividad de la nieve. El efecto atmosférico ( es decir el camino de emisión y

extinción atmosférica) es removido por la inversa de la función de Planck.

TABLA N° 0 : LISTADO DE TÉCNICAS USADAS POR ALGUNOS INVESTIGADORES PARA CORREGIR ATMOSFERICAMENTE EN IMÁGENES OPTICAS.


MODIS SMAC (Simplified Method for the Atmospheric Correction

Modil

Bo Hui et al 2012

D. Efectos causados por presencia de nubes y sombras

Con teledetección las nubes y sombras (por nubes) es problema presentan en las imágenes que requiere el estudio de coberturas nubosas extensas, aunque por lo general de carácter disperso. Cuando estas nubes proyectan una sombra distinguible en la imagen, efecto que es enmascarado, pues de lo contrario se manifiesta como un cambio acusado por disminución de la reflectividad en la imagen de referencia. En la tabla N° se muestra las técnicas usadas por algunos autores para determinar cobertura de nubes y sombras.

TABLA N° 0 : LISTADO DE TÉCNICAS USADAS POR ALGUNOS INVESTIGADORES PARA EXTRAER

NUBES Y SOBRAS DE NUBES EN LAS IMÁGENES ÓPTICAS.


MODIS

Spatial Filtering Parajka et al 2008, Bardossy et al 2009, Xie et al 2009, N. Foppa et al 2012

MODIS Temporal Filtering

Parajka et al 2008, Gafurov et al 2009, Wang et al 2009, Hall et al

NDCI (Normalized

difference cloud index) Bo Hui Tanga et al 2012


2.3. PRODUCTOS OBTENIDOS CON IMAGENES DE SATELITE

El estudio de las propiedades dinámicas de la nieve se basan en los procesos de ablación que

requieren modelarse con parámetros como la fracción de cobertura de nieve (SWE, snow wáter

equivalente), que hace de la distribución del área de cobertura de nieve (SCA, snow-covered

area) que empiece a tener un rol importante en los procesos (Skaugen et al 2003); temperatura

y precipitación, para su una mejor evaluación. Por ello, en la siguiente tabla se muestra un

listado de los algoritmos usados para la dinámica de las propiedades de la nieve.

A. Humedad de la nieve

Se define como el porcentaje de agua en estado líquido libre en la capa de la nieve. Con

imágenes de satélite puede ser estudiado con imágenes ópticas (solo permite obtener

humedad de la superficie de la nieve, ya que una fina de nieve en las frecuencias

pertinentes atenúa eficazmente la radiación electromagnética) y radar (tiene un potencial

para medirlo ya que puede penetrar el paquete de nieve en la interfaz del suelo)

Los satélites radar permiten resultados muy alentadores de este producto, que se

encuentran limitados por la presencia de nieve seca, que no es fácil separar de la línea de

suelo debido a la poca absorción; y la presencia de agua líquida dentro de la capa de nieve

que limita severamente la determinación cuantitativa de este tipo de cubierta (Walker and

Goodison 1993., Malnes et al 2005, Nolin 2010)

B. Profundidad de Nieve.

Es una medida muy relevante debido a su relación con el equivalente de agua de la nieve y

está relacionada con los cambios estacionales. A escala regional es controlada por los

procesos climáticos, a escala cuenca las variaciones espaciales de la profundidad de la

nieve a menudo indican acumulación debido a los vientos (Nolin 2010).

Los instrumentos usados para medir profundidad son los Lidar aerotransportados y

terrestres. Casos particulares se muestran con imágenes RADAR e imágenes ópticas.

C. Equivalente de agua de nieve (SWE: Snow water Equivalente)

Es una propiedad importante en el estudio de paquetes de nieve, es definido como el

producto entre la densidad de la nieve y la profundidad que representa una cantidad total

de agua disponible cuando existe derretimiento.

Con teledetección se ha podido realizar estimaciones con imágenes ópticas y microondas

(pasivo y activos) (ver tabla N° ) (Nolin 2010).

D. Albedo

El albedo de nieve es la fracción de la radiación solar incidente que es reflejada alejada de

la nieve y como tal controla el balance de radiación, afectando el tiempo y la intensidad


del deshielo. El albedo depende no solo de las propiedades de la cobertura de nieve sino

de l angulo cenit y la proporción de irradiancia solar difusa y directa. El rango espectral

usado para determinarla es 0.3-3.0 um(Nolin 2010).

E. Temperatura de la nieve

La temperatura de la nieve en la actualidad es medida con sensores térmicos que

facilitan estimar la temperatura superficial y monitorear condiciones de derretimiento

sobre grandes extensiones de hielo y nieve en montañas, especialmente cuando su uso

se realiza con microondas activas y pasivas (Hall et al 2008).

F. Fracción de cobertura de nieve (Snow cover Fraction)

G. Escombros (Debris)

Además, de mapear un área glaciar, es necesario identificar los escombros producidos por el retroceso de los glaciares. Estos normalmente tienen propiedades térmicas y procesos cinemáticos. Un mínimo de escombros en un ara glaciar mejora la taza de derretimiento en la nieve y el hielo, mientras una que cubre un area extensa puede aislar el hielo y moderar los procesos de derretimiento (Casey et al 2011).

H. Precipitación

Los procesos hidrológicos y meteorológicos son actualmente descritos a diferentes

escalas espaciales. Las, existen metodologías existen para lograr eficiencia en la

estimación de la precipitación son los obtenidos por modelos meteorológicos como

HIRLAM, el HIDROESTIMADOR para imágenes de satélite, entre otros.

TABLA N° LISTADO DE PARAMETROS ESTIMADOS CON TELEDETECCIÓN PARA EL MONITOREO GLACIAR

Satélite/Sensor Modelo o Técnica Parametro Autor (año)

AVIRIS Discrete Ordinates Radiative Transfer

Program Snow grain size Nolin and Dozier (1993)

AVIRIS Linear spectral unmixing

method Snow grain size Painter et al 1998

AVIRIS Using the continuum

across the entire 1030 nm absorption feature

Snow grain size Nolin and Dozier (2000)

AVIRIS Snow grain size Li et al 2001

AVIRIS Multiple endmember

spectral mixtures Snow grain size, Snow cover Painter et al 2003

AVIRIS Spectral Analysis Melting snow Green et al 2006

AVIRIS Snow grain size, Fractional snow

cover, liquid water content Dozier et al 2009

HYPERION Asymptotic radiative

transfer Theory Snow grain size, albedo Negi and Kokhanovsky 2011

TERRA,AQUA/MODIS Snowmap, NDSI, SC, SCF Hall et al (1995,2002); Hall and


Multispectral enhancement, ARSIS,

SnowFrac, Snowl,

Riggs (2007), Riggs and Hall (2004), Salomonson and

Appel(2004,2006),Klein and Barnett(2003), Parajka et al

(2010), Miller and Lee (2005), Sirguey et al (2008), vikhamar and Solberg(2002), Wang and

Xie (2009)

Landsat NDSI, Decision trees,

SnowFac, SC, SCF

Rosenthal and Dozier (1996), Vikhamar and Solberg(2002)

NOAA/AVHRR Snowcover, Theta SC, SCF Fernandez and Zhao (2008),

Maxson et al (1998)

MERIS+AATSR Supervised Fuzzy

Statistical clasification SC,SCF Pepe et al (2005)

AMSR-E SWEMAP SWE,SD,SC Chang and Rango (2000), Kelly

SMMR Spectral gradient (Tb18-

Tb37)xc SWE, SD

Foster et al (1996), Derksen

SMM/I Snow Emission Model-

Based Automatic Inversion Algorithm

SWE,SD Pulliainen and Hallikainen (2001), Goita et al (2003),

Derksen et al (2003)

MODIS+AMSR-E Combination of products

MODSCAG SC, SCF, Albedo, Snow grain size Painter et al (2009)

GOES+SSM/I Combination of products SC Romanov et al (2000)

ATSR-2/AATSR NLR and SCAmod SC,SCF Solberg and Andersen (1994),

Metsamaki et al (2005)

MODIS+AMSR-E+QSCAT

ANSA SC, SWE, SD, SCF, Snowmelt Foster et al (2011)

VEGETATION SPOT snow/ice cover NDSI, NDSII Xiao et al 2001

ERS, RADARSAT SCA-algorithm snow covered area Malnes and Guneriussen

LANDSAT, MODIS, AVHRR

Digital number statistics, Normalized Difference

Snow Index (NDSI), Supervised classification

of snow

Wang et al 2003

LANDSAT

multisource method,

ANN classification,

debris-cover

classification(DEM)

Paul et al 2004

METEOSAT Spectral

Classification Paul et al 2006


CAPITULO 3

CORDILLERA BLANCA (PERÚ)

Importancia del recurso hídrico

3.1 IMPORTANCIA DEL ESTUDIO DE LOS GLACIARES EN PERU

En la actualidad existe el fenómeno del cambio climático que afecta el recurso hídrico en especial el agua dulce en estado sólido y la cuantificación es de vital importancia para planificar acciones de monitoreo y protección (El IPCC encontró que Perú es uno de los 3 países más vulnerables al cambio climático por ser poseedor del 75% de los glaciares tropicales; gran parte de los cuales está en franca desaparición). A esta necesidad, la Unidad de Glaciología (ver Figura N° de la Agencia Nacional del Agua (Institución Peruana) realiza Inventario Nacional Glaciares y Lagunas Alto-andinas en el ámbito de la Cordillera Blanca que actualiza la cantidad y superficie de glaciares y lagunas para su control; instituciones que estudian el Clima como El Servicio Meteorológico SENAMHI y el Instituto Geofísico IGP, que revisan grandes series de tiempo para estudiar la relación de las precipitaciones con los glaciares entre otros temas

meteorológicos. La importancia de la información recaudada por las instituciones peruanas (fortalecidas por programas y proyectos de Instituciones Internacionales como el IRD de Francia) se ve reflejada en el hecho de que el recurso hidrico generado por los glaciares ayudan a generar energía con hidroeléctricas que inicialmente para el año 1950 generaba 50 Megawatts, 1982 150 Megawatts y para el 2001 unos 263 megawatts (Datos de Hidroelectrica del Cañon del Pato). De igual manera este recurso irriga superficie agrícolas de 81000 ha(Chavimochic) y 30000 ha(Chinecas); para la ciudad de Lima es una fuente de recursos importante para el abastecimiento de su población de once millones de habitantes (Los glaciares que aportan este

recurso son los ubicados en Junín y Pasco) (SEDAPAL, 2008). Otro problema suscitado con el retroceso glaciar es la formación de nubes que producen aluviones y que afectan a la población lugareña. Entre ellos tenemos la Laguna Palcococha que presento problemas de


desborde en el 2003 cuando el volumen llego hasta 3 690 00 m3 de volumen de agua (en el año 1974 tenía un volumen de 514 800 m3).

Figura N° 08: Extraído de http://foroglaciares.pe. Red glaciar monitoreada por la Unidad de Glaciología del ANA

En Perú en 1970 existían 18 grandes áreas glaciares o cordilleras que cubrían una extensión de 2041 Km , para 1997 se ha reducido a 1595 Km2, lo que significa que en sólo 27 años se produjo una reducción del 21.8%. En el 2007, la Unidad de Glaciología de Huaraz, emprende la elaboración del Inventario Nacional de Glaciares y Lagunas. Los resultados señalan que la Cordillera Blanca tenía en el 2003 una superficie glaciar de 535 Km , lo cual significa que entre 1970 y el 2003 hubo una reducción del 26 %; debiendo destacarse que en el período 1970 – 1997 (es decir 27 años) la pérdida fue de 15,46 % y que entre 1997 y 2003 (sólo en 6 años) la reducción ha sido del orden del 10 %. La Ley de Recursos Hídricos y la Política y Estrategia Nacional de Recursos Hídricos de Perú establece hacer frente a los inmensos desafíos del cambio climático, es extremadamente urgente implementar una política y una estrategia de adaptación al cambio climático y a la variabilidad climática y desarrollar medidas (estructurales y no estructurales) de adaptación. Asimismo, es urgente crear, mejorar o rehabilitar la red hidro-meteorológica y climatológica en las tres grandes vertientes hidrográficas del Perú (Vertiente del Pacifico, Amazonas y Lago Titicaca) (Foro de Glaciares 2013).

http://foroglaciares.pe/


3.2 INVESTIGACIONES GLACIARES REALIZADAS POR INSTITUCIONES PERUANAS Las investigaciones realizadas en la actualidad por para la Cordillera Blanca son hechas

por la Unidad de Glaciología (UG-ANA), el Senamhi, el IGP, CONIDA y la Universidad.

Los mayores estudios son los dados UG-ANA quienes participan monitorean

constantemente con Instituciones Internacionales como el IRD de Francia, Universidad

de Zurich, Universidad de Albany

TABLA N° : LISTADO DE TÉCNICAS USADAS POR ALGUNOS INVESTIGADORES PARA EXTRAER

NUBES Y SOBRAS DE NUBES EN LAS IMÁGENES ÓPTICAS.

Institución Documento-Proyecto

Instituto Geofísico del Perú-IGP Vulnerabilidad actual y futura ante el Cambio Climático y medidas en la Cuenca del río Mantaro

Unidad de Glaciología UG-ANA

Inventario de Glaciares y Lagunas Alto-andinas

Comisión Nacional de Investigación Espacial -

Calentamiento Global, Retroceso Glaciar en el Perú y sus efectos en el Recurso Hídrico.

IRD-SENAMHI-UG-ANA Glaciares y Recursos Hídricos en la Cuenca del Río Santa

SENAMHI Monitoreo Glaciar en el Vilcanota, Haytapallana y Vilcabamba


CONCLUSIONES

1. El estudio de los glaciares tropicales para la región es muy arduo por parte de instituciones internacionales y nacionales (Países de la Comunidad Andina). Se muestra que los avances han sido impactantes cuando la fotogrametría y la teledetección aparecieron, en especial con el uso de imágenes ópticas pertenecientes a satélites Landsat.

2. Las técnicas de teledetección que permiten la elaboración de parámetros para el monitoreo de los glaciares, están siendo constantemente evaluadas para mejorar su precisión. Además, existen propuestas multisensor que pueden ser usadas.

3. El microondas es el rango espectral que nos permite obtener imágenes de sensores radar pasivo y activo, pero no están siendo aprovechadas para los glaciares tropicales sudamericanos, en especial los peruanos. Aunque, existen excepciones como el uso de imágenes ALOS. Hay que tomar en cuenta que para el caso de Perú un lugar que alberga el 75% de glaciares, manejar imágenes de satélite radar es limitada por diferentes factores: El costo de las imágenes y pocos especialistas en el procesamiento y conocimiento de sus técnicas, que no permite la demanda de las actuales misiones espaciales

4. Las instituciones internacionales tratan de potenciar el uso altimetría para el estudio de la profundidad de un glaciar, a través de proyectos que vinculan a la Unidad de Glaciología del ANA.


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