Evolución Glaciar en la Vertiente Norte del Volcán Cotopaxi

Evolución Glaciar en la Vertiente Norte
del Volcán Cotopaxi
Santiago Felipe Jaramillo Proaño
Proyecto de Máster
Máster en Dinámicas Territoriales y Desarrollo
Universidad Complutense de Madrid
Directora
Dra. Nuria Andrés de Pablo
Departamento de Análisis Geográfico Regional y Geografía Física
Grupo de Investigación en Geografía Física de Alta Montaña (GFAM)
CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN
Presentación General y Justificación
1
1.1. CARACTERÍSTICAS DEL ÁREA DE ESTUDIO
2
1.1.1. Localización
1.1.2. Geología: Tectónica y Vulcanismo
1.1.3. Aspectos Climáticos
1.1.4. Evolución Glaciar
1.1.5 Amenaza, Vulnerabilidad y Riesgo
1.1.5.1. Descripción de la peligrosidad potencial y
escenarios eruptivos del volcán Cotopaxi.
2
4
6
9
12
14
1.2. OBJETIVOS
16
1.3. ESTRUCTURA DE LA INVESTIGACIÓN
16
CAPÍTULO 2: METODOLOGÍA
2.1. BASES GEOGRÁFICAS Y MATERIALES
17
2.2. GEORREFERENCIACIÓN
19
2.3. DELIMITACIÓN GLACIAR Y CÁLCULO DE SUPERFICIES
24
2.3.1. Glaciares actuales
2.3.2. Paleo-glaciares
2.4. RECONSTRUCCIÓN DE LAS ELAs POR EL MÉTODO
AREA X ALTITUDE BALANCE RATIO (AABR)
2.4.1. ELAs AABR para los años 2000 y 2009
2.4.2. Paleo-ELAs por el método AABR
24
24
24
26
30
2.5. MODELOS ESPACIALES DE ELAs Y DE LAS ZONAS DE
ACUMULACIÓN Y DE ABLACIÓN
33
2.5.1. Modelos espaciales de ELAs y paleo-ELAs
2.5.2. Modelos espaciales de las zonas de acumulación y ablación
2.6. VARIACIÓN DE LA PALEO-TEMPERATURA
CAPÍTULO 3: RESULTADOS
33
34
35
3.1. DELIMITACIÓN DE LOS GLACIARES Y CÁLCULO
DE SUPERFICIES
36
3.2. EQUILIBRIUM LINE ALTITUDES (ELAs y paleo-ELAs)
41
3.3. MODELOS ESPACIALES DE LAS ELAs y paleo-ELAs.
43
3.4. MODELOS ESPACIALES DE LAS ZONAS DE ACUMULACIÓN
Y DE ABLACIÓN
45
CAPÍTULO 4: DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
4.1. DISCUSIÓN
4.1.1. Delimitación glaciar y cálculo de su superficies
4.1.2. Equilibrium Line Altitudes (ELAs y paleo-ELAs)
49
49
51
4.2. CONCLUSIONES
53
BIBLIOGRAFÍA
55
CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN
Presentación General y Justificación
Los países que conforman la Comunidad Andina concentran el 95% de los glaciares
tropicales del mundo. Actualmente, la superficie de los glaciares en esta región supone
2500 km², distribuidos de la siguiente manera: un 71% en Perú, el 22% en Bolivia, el 4%
en Ecuador y el 3% en Colombia. En los últimos cincuenta años se observa un significante
retroceso de los glaciares en esos países (IRD, 2007).
Los glaciares en Ecuador, actualmente, se encuentran a partir de los 4900 m.s.n.m.
(Cáceres, 2010) y se distribuyen de forma aislada a diferencia de las grandes masas
glaciares continuas localizadas en Perú y Bolivia.
La evolución de los glaciares en Ecuador presenta un proceso lento y de continuo retroceso
donde las causas más acertadas están en relación con el cambio climático global y con la
incidencia del Fenómeno ENSO que ocurre a nivel regional (Fenómeno de El Niño fase
cálida y La Niña fase fría) (ORSTOM, 1996; IPCC, 2007).
En las últimas décadas, el proceso de retroceso glaciar en Ecuador experimentó una
importante aceleración. En el periodo 1976 - 1997 el ritmo de disminución de la superficie
glaciar, para el caso del volcán Cotopaxi, se estima en un 30% aproximadamente. De esa
fecha hasta el año 2006 se observa un retroceso del 40% (Francou, 2007; Cáceres, 2010). A
pesar de esto, la evolución de los glaciares en Ecuador también estuvo marcada por avances
logrando incluso llegar a una situación cercana a la línea de equilibrio (ELA, por sus siglas
en inglés; Equilibrium Line Altitude). En el periodo 1999 - 2001 el glaciar del volcán
Antisana y la vertiente Suroeste del Carihuairazo mostraron esta situación (Cáceres, 2010).
El estudio y análisis de las dinámicas de los glaciares en Ecuador resultan imprescindibles
desde la perspectiva social, política, económica y ambiental. El recurso hídrico que aportan
los glaciares es una de las fuentes de abastecimiento para: el desarrollo de las actividades
agroproductivas, la generación de energía hidroeléctrica y la dotación de agua potable para
las ciudades y comunidades aledañas. Además, los glaciares andinos forman parte del
acervo cultural y de la idiosincrasia de las poblaciones locales (Vitry, 1997). El acelerado
proceso de retroceso del glaciar compromete el abastecimiento de agua y también, según su
causa (volcánica, tectónica, climática, etc.), una fusión repentina de los glaciares podría
incrementar el riesgo de lahares.
La presente investigación muestra un análisis cuantitativo sobre la dinámica glaciar en la
vertiente Norte del volcán Cotopaxi en varias fases glaciares y en la época actual. El interés
del estudio radica en que los resultados obtenidos pueden ser usados como datos
fundamentales para la actualización de los informes sobre dinámica glaciar en Ecuador, la
planificación y la posterior gestión del recurso hídrico, así como para las evaluaciones de
riesgo glaciovolcánico.
1.1. CARACTERÍSTICAS DEL ÁREA DE ESTUDIO
1.1.1. Localización
La Cordillera de los Andes representa un sistema montañoso de América del Sur
comprendido entre los 11° de latitud Norte y los 60° de latitud Sur. Este sistema supone
alrededor de 7500 km de extensión y la altitud media del relieve alcanza los 4000 m.s.n.m.
El punto más alto de la cordillera se registra en el Aconcagua - Argentina (6990 m.s.n.m.).
De acuerdo a sus características estructurales la Cordillera de los Andes se subdivide en las
siguientes regiones: los Andes Septentrionales desde los 9° de latitud Norte hasta el 1º de
latitud Sur; los Andes Centrales que se extienden desde la falla de Amotape (1° de latitud
Sur) hasta los 47º de latitud Sur, donde la dorsal propagante de Chile subduce bajo el
continente y los Andes del Sur que abarcan desde los 47° de latitud Sur hasta la fractura de
Shackelton (60°) en el Cabo de Hornos (Úbeda, 2011).
En Ecuador, la Cordillera de los Andes atraviesa de Norte a Sur y está representada por dos
cadenas de montañas: la Cordillera Occidental y la Cordillera Oriental. Esta condición ha
determinado las siguientes regiones naturales en Ecuador continental: la planicie que se
ubica hacia el Oeste (Costa); las tierras altas de los Andes (Sierra) y el piedemonte andino
incluyendo la planicie amazónica hacia el Este. La Sierra está determinada por las dos
cordilleras y el Graben Interandino.
La cordillera en Ecuador presenta una variación marcada del Norte al Sur con direcciones
diferentes (Winckell, 1997):
- Desde la línea del ecuador hasta el límite fronterizo con Colombia en el Norte, la
cordillera presenta una orientación SSO-NNE y SO-NE.
- Una dirección meridiana con cierta dirección lateral se establece entre la línea equinoccial
y el paralelo 2°30' S.
- Al Sur del paralelo 2°30' S, el relieve muestra una orientación SSO-NNE, prolongándose
con esta misma dirección hasta el extremo Norte de los Andes peruanos.
El inventario de volcanes en Ecuador continental expone 84 aparatos volcánicos (activos,
en erupción, potencialmente activos o extintos)1, varios de ellos marcados por la huella
glaciar cuaternaria en las partes altas. Los casquetes glaciares se distribuyen a lo largo de
las dos cordilleras y sobre varios edificios volcánicos que se encuentran originalmente
aislados. Esta condición, ha impedido la formación de cadenas glaciares continuas como el
caso de los sistemas glaciares de Perú o Bolivia. En la actualidad, sobre la Cordillera
Occidental se tienen 3 coberturas glaciares (Ilinizas, Carihuairazo, Chimborazo) y sobre la
1
Fuente:
Instituto
Geofísico
(IG)
de
la
Escuela
Politécnica
Nacional.
http://www.igepn.edu.ec/index.php/volcanes/lista-de-volcanes.html. Consultado el 22/08/2012.
En:
Cordillera Oriental se observan 4 casquetes glaciares (Cayambe, Antisana, Cotopaxi y
Altar) (figura 1).
El volcán Cotopaxi es un estratovolcán activo de forma cónica y simétrica y presenta una
elevación de 5897 m.s.n.m., en él se halla una de las capas más extensas de glaciar de los
volcanes de Ecuador y se ubica geográficamente en los 0° 40´ de latitud Sur y 78° 25´ de
longitud Oeste (Jordan et al., 2005). El Cotopaxi se localiza en la Cordillera Oriental, el
mismo que pertenece al sistema de los Andes Septentrionales donde el relieve se
caracteriza por mostrar depósitos eólicos sucesivos de productos volcánicos (Winckell,
1997).
El volcán, las planicies y los páramos aledaños constituyen el Parque Nacional Cotopaxi;
una zona turística de recreación y de reserva vegetal y animal.
Los deshielos del casquete glaciar se drenan por numerosas quebradas que alimentan a los
sistemas fluviales Cutuchi, Tambo y Pita.
Figura 1. Ubicación de las principales coberturas glaciares en Ecuador (Jordan y Hastenrath, 1998).
1
1.2. Geología: Tectónica y Vulcanismo
La Placa de Nazca y la Placa Sudamericana convergen a lo largo de un margen de
subducción activo. En el caso de Ecuador, el proceso de subducción se toma en cuenta
desde el Golfo de Guayaquil al Sur y hasta el límite con Colombia al Norte (figura 2). En
este tramo la subducción presenta distintos ángulos que van desde los 25° hasta los 35°
(Ego et al., 1996; Barragán y Baby, 2004).
Figura 2. Esquema geodinámico del margen activo de Ecuador tomado de Dumont, et al., 2005. .Los sismos
de 1906, 1942, 1958 y 1979 aparecen citados en Collot et al., 2004 y demuestran que el margen de
subducción es activo.
La evolución geodinámica de los Andes Septentrionales desde el Neógeno está relacionada
al fenómeno de la subducción. La heterogeneidad de la placa de Nazca expuesta por
Gutscher et al. (1999) y recogida en el documento de Barragán y Baby (2004), confiere la
principal característica al área de subducción de los Andes Septentrionales: su división en
regiones sismo-tectónicas, con fuertes ángulos de subducción, regiones asísmicas y tramos
prácticamente horizontales.
Al Norte de 2° S hasta los 5° N, se establece un arco volcánico activo donde la subducción
de la Placa de Nazca define una zona de Benioff que presenta ángulos de entre 25° y 35°.
Este arco volcánico es conocido como la Zona Volcánica Norte de los Andes la cual está
constituida por 19 volcanes colombianos y 55 volcanes en Ecuador (figura 3) (Stern, 2004).
En Ecuador, el arco volcánico se ha desarrollado en su mayor parte dentro de la Cordillera
y presenta varias filas paralelas de volcanes con un ancho aproximado de 100 a 120 km.
Los volcanes ecuatorianos se distribuyen de manera dispersa, además, se reconocen varias
filas de volcanes que siguen las estructuras del basamento. En ese sentido, los volcanes se
sitúan sobre la Cordillera Occidental, el Graben Interandino, la Cordillera Oriental y el
Oriente (Hall y Beate, 1991)
Figura 3. Zona volcánica Norte de los Andes (Stern, 2004).
En la Cordillera Oriental se encuentra una variación estructural donde se localiza el volcán
Cotopaxi. Las descripciones geológicas del Cotopaxi datan desde el siglo XVIII, en una
serie de monografías científicas desarrolladas por: La Condamine (1751), von Humboldt
(1837. 1838), Reiss (1874), Sodiro (1877), Stubel (1897), Whymper (1892), Wolf (1878,
1904), y Reiss y Stubel (1869,1902). La evolución geológica del volcán Cotopaxi ha sido
expuesta por Hradecka et al. (1974), Miller et al. (1978), Hall (1987), Hall y von
Hillebrandt (1988), y Mothes (1992)2.
La historia volcánica del Cotopaxi se remota hace aproximadamente 560 ka años A.P. La
actividad eruptiva se inició con la formación de un antiguo estratovolcán (Paleo-Cotopaxi)
caracterizado por erupciones de tipo pliniano. El periodo termina con la formación de un
cuerpo subvolcánico denominado cerro El Morurco (Pistolesi et al., 2011).
2
Trabajos citados por Pistolesi et al. (2011).
La actividad del Cotopaxi se reanuda con erupciones de tipo riolítico plinianas y lavas
andesíticas (cerca de 100 a 150 ka años A.P.) después de depositarse la ignimbrita
provocada por la erupción del volcán Chalupas hace aproximadamente 211 ka A.P.
(Pistolesi et al., 2011). Hall y Mothes (2008) han simplificado la historia estratigráfica del
volcán Cotopaxi en tres grupos principales:
1) Cotopaxi I. Esta etapa comienza con un magmatismo riolítico-andesítico hace
mas de 500 ka años A.P. Las erupciones de tipo andesítico se caracterizaron por
pequeños flujos de lava y caídas de ceniza. Se piensa que estos fenómenos fueron
construyendo paulatinamente la forma cónica del volcán. Los rasgos
geomorfológicos de este periodo están representados por el cerro El Morurco al Sur
del volcán y por el gran cañón del río Pita al Norte (Hall y Mothes, 2008;
Pistolesi et al., 2011).
2) Cotopaxi II. El volcán experimentó seis ciclos riolíticos importantes entre 13200
a 4100 años A.P. El ciclo culminó con el colapso del flanco Noroeste del volcán que
formó una avalancha de escombros antecedida por flujos piroclásticos. La actividad
en este periodo consistía en la caída de tefra, actividad freatomagmática y lahares de
grandes volúmenes (Hall y Mothes, 2008; Pistolesi et al., 2011)
3) La historia eruptiva andesítica se reanuda hace 4000 años A.P. La actividad
muestra decenas de erupciones donde los patrones comunes son: caídas de
piedra pómez y ceniza, escoria, flujos de lava y flujos piroclásticos. Episodios
eruptivos riolíticos de magnitud moderada pudieron haber ocurrido hace 2100 años
A.P. (Hall y Mothes, 2008; Pistolesi et al., 2011).
1.1.3. Aspectos Climáticos
Ecuador se halla bajo la influencia de un clima tropical, el mismo que se caracteriza por
una atmósfera homogénea, con ausencia de estacionalidad térmica y con varios periodos de
precipitación. El clima tropical tiene un impacto directo sobre los glaciares tropicales y
presenta una relación clima-glaciar diferente a las latitudes medias y altas (Kaser, 1999).
Siguiendo la definición expuesta por Kaser (1999), el trópico corresponde a la zona
localizada entre el Trópico de Cáncer (23° 26’ 22’’ Norte) y el Trópico de Capricornio (23°
26’ 22’’ Sur) donde la variación diaria de la temperatura del aire excede la variación anual
y corresponde al área de oscilación de la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ). Según
estas características, la figura 4 presenta la delimitación del trópico desde un ámbito
glaciológico.
En las zonas del trópico más externas se observan un periodo húmedo y otro seco, en tanto
a las áreas más internas se registran condiciones más o menos continuas de precipitaciones.
El trópico también se caracteriza por una homogeneidad térmica, con una constante
elevación del nivel de la isoterma 0° C, lo que permite obtener varios puntos favorables
para realizar una interpretación sobre las interacciones glaciar y clima. (Kaser, 1999). Con
respecto a la variación estacional de la ELA en los trópicos, esta no supera los 500 metros
durante todo el año.
Figura 4. Delimitación de los Trópicos desde el punto de vista glaciológico, distribución de los mismos por
país y ubicación de ITCZ (Kaser, 1999).
Vuille y Raymond (2000), Vuille et al. (2000) y Vuille et al. (2003), exponen un análisis
sobre las variaciones presentadas en los valores de algunos parámetros climáticos sobre los
Andes tropicales, que pueden demostrar un posible calentamiento atmosférico y que
explicarían de cierto modo el retroceso de los glaciares.
Por ejemplo, según el análisis realizado en las precipitaciones sobre los Andes
ecuatorianos, de Perú, Bolivia, la parte Norte de Chile y Argentina en el periodo 1950 1994 al Norte de los 11° de latitud Sur se muestra que las precipitaciones se incrementaron.
Cabe resaltar que en Ecuador y en la parte Norte y central del Perú se evidenciaron
incrementos de las precipitaciones en los meses de diciembre, enero y febrero. También se
registró un descenso de las precipitaciones en el Sur de Perú y el Norte de Bolivia (figura
5).
Las fluctuaciones de la temperatura sobre la superficie del Pacífico han provocado la
variación de la precipitación. Es decir, que en presencia de eventos cálidos sobre la
superficie del mar, se genera un déficit de lluvia. Este fenómeno comúnmente se manifiesta
durante la temporada húmeda en las zonas con glaciares en el Altiplano, la Cordillera del
Norte de Bolivia y la Cordillera Sur del Perú. También se registró un decrecimiento
moderado de la precipitación hacia el Norte. En la parte Noroeste de Ecuador y Colombia
también se experimentaron descensos de la precipitación (Vuille et al., 2000; Cáceres,
2010).
De acuerdo al documento presentado por Vuille y Raymond (2000), la temperatura también
ha presentado distintos cambios. Los datos obtenidos para los años 1939 y 1994 -1998,
demuestran que el incremento de las temperaturas sobre los Andes Tropicales se encuentra
alrededor de 0,10° - 0,11°C por década. En los últimos 25 años se experimenta un
incremento de las temperaturas en 0,32° - 0,34°C / década (Vuille et al, 2003).
La convección y la cobertura de nubes también pueden explicar el calentamiento
atmosférico. Las nubes producto de la convección presenta un alto poder reflejante, por lo
tanto mientras más alta es la radiación de onda larga reflejada por las nubes más baja va a
ser la temperatura emitida (Cáceres, 2010; Vuille et al, 2003). Durante la temporada
húmeda, al Norte de los 10° S de latitud, la radiación reflejada se redujo, dando como
resultado un aumento en la formación de nubes. Para el Sur de los 10° de latitud Sur, la
nubosidad convectiva presentó un constante decrecimiento (Vuille et al, 2003).
Por último, el aumento registrado en la humedad relativa fue entre el 0% y 2,5 % por cada
década según las observaciones hechas en los últimos 45 años. Para Ecuador y la parte Sur
de Colombia se detectó un aumento de la humedad atmosférica. En el Sur de Perú, el Oeste
de Bolivia y Norte de Chile el aumento de la humedad fue de 0,5 y 1,0% por cada diez años
(Vuille et al, 2003).
Figura 5. Distribución de la precipitación en el periodo 1950 - 1994. El gráfico de la izquierda presenta la
sumatoria anual y el de la derecha corresponde al del verano austral (Cáceres, 2010; Vuille et al, 2003).
·
Características climáticas en los glaciares de Ecuador
En términos generales, el clima en los glaciares de Ecuador es de tipo ecuatorial marcado
por precipitaciones presentes a lo largo del año. La precipitación media anual sobre las
áreas secas es de 800 mm aproximadamente, mientras que en las partes más húmedas
pueden alcanzar los 2000 mm, con una variabilidad interanual del 30%. Por encontrarse en
el trópico, la estacionalidad es poco marcada, las máximas precipitaciones de manera
general se registran sobre los meses de abril a junio y noviembre. En los meses de julio,
agosto, diciembre y enero se observan descensos de las precipitaciones (INAMHI, 2008;
Schubert y Clapperton, 1990).
La temperatura se muestra constante durante todo el año (6°C a 7°C como temperatura
media anual), sin embargo la variación interanual puede ser del orden de 1,5 - 2 °C. En
promedio, sobre los 5000 m.s.n.m. se ubica la isoterma 0°C con variaciones interanuales
que hacen posible la ocurrencia de precipitaciones líquidas en alturas superiores a los 5000
m.s.n.m. (INAMHI, 2008).
La ELA en Ecuador varía desde los 4600 m.s.n.m. sobre los flancos húmedos del Este de la
Cordillera Oriental a mas de 5000 m.s.n.m. en las vertientes secas de la Cordillera
Occidental (Schubert y Clapperton, 1990 ; Cáceres, 2010). El efecto de este hecho genera
que en las partes bajas especialmente sobre los flancos occidentales de las dos cordilleras,
el fenómeno de ablación sea fuerte a lo largo del año lo que impide el avance de los
glaciares hacia niveles inferiores (Cáceres, 2010; INAMHI, 2008).
Hay que destacar también que las fluctuaciones de temperatura en la superficie del
Pacífico, con respecto a la recesión de los glaciares de Ecuador, han marcado cierta
importancia. Los años donde suceden anomalías positivas de temperatura (incremento de la
temperatura) sobre la superficie del mar, la ablación aumenta sobre los glaciares expuestos
a la vertiente occidental. Cuando las anomalías positivas sobrepasan un cierto umbral se
experimenta el fenómeno de “El Niño” que según el análisis realizado sobre el glaciar 15 α
del volcán Antisana (0º28'30'' S, 78º08'55'' O) provocan mayor ablación y el ascenso de la
ELA. Para los años mas húmedos y fríos, etapa conocida como “La Niña”, la ELA tiende a
bajar y facilitan la permanencia de esta línea a un nivel más bajo, a veces muy cerca del
límite inferior de los glaciares (Francou, 2007; INAMHI, 2008).
1.1.4. Evolución Glaciar
Schubert y Clapperton (1990) a través de su estudio determinan que el avance de las masas
de hielo sobre las dos cordilleras en Ecuador se dio en varias etapas glaciares. El
desplazamiento vertical de la ELA también se reporta sobre las etapas de glaciación, lo que
determina una evolución dinámica entre ganancias y pérdidas de la superficie de hielo. Las
etapas glaciares en el Cuaternario son definidas de acuerdo a los límites máximos de los
avances de los sistemas glaciares en relación a la mínima elevación que alcanzaron los
mismos. En ese contexto, estas etapas se describen generalmente de la siguiente manera:
o Penúltima Glaciación.- en algunos lugares esta etapa presenta el till oxidado a
profundidades mayores a los 8 m y se localiza en el límite altitudinal de los 2700
m.s.n.m. en las dos cordilleras. Los datos de radiocarbono obtenidos de los paleo-suelos
que recubren el till muestran una edad superior a los 43 ka A.P. A esta etapa también
pertenecen clastos volcánicos de grano fino donde se observan varias estrías y pulido
glaciar (Schubert y Clapperton, 1990).
o Última Glaciación.- Clapperton (1987) expone que los límites terminales de los
glaciares durante la Última Glaciación llegaron hasta el rango altitudinal de los 3000 3600 m.s.n.m. Pruebas de radiocarbono realizadas en las morrenas terminales de varios
macizos volcánicos localizadas desde esas altitudes datan que los glaciares en Ecuador
avanzaron durante la Última Glaciación hace ~43 ka y 33 ka años A.P. La superficie
glaciar registrada en Ecuador durante la última glaciación fue de 987 km² sobre la
Cordillera Occidental y 1063 km² sobre la Cordillera Oriental (Hastenrath, 1981)3
o Glacial Tardío (GT).- Estudios realizados sobre morrenas terminales ubicadas en el
rango altitudinal 3900 a 4000 m.s.n.m. demuestran que el avance de los glaciares en
esta fase se dio hace 12 ka a 10 ka. Cabe resaltar que los grupos de morrenas estudiados
se presentan en todos los volcanes que tienen o tuvieron glaciares (a excepción del
volcán activo Cotopaxi) (Schubert y Clapperton, 1990).
En Ecuador, la evidencia del avance de los glaciares durante el periodo Glacial Tardío
ha sido estudiada sobre varios registros estratigráficos. Por ejemplo, Clapperton y
McEwan (1985) estudiaron una secuencia de sedimentos lacustres en el valle del río
Mocha, cuya existencia se ha interpretado como resultado de un avance glaciar desde la
vertiente Norte del Chimborazo. Las dataciones mediante radiocarbono muestran que el
avance glaciar se produjo entre ~11400 - 10600 14C A.P. y ~10600 - 10000 14C A.P.
(Clapperton y McEwan, 1985).
o Holoceno periodo Pequeña Edad de Hielo (PEH).- Hastenrath (1981) a través de un
análisis histórico realizado desde la conquista española en el siglo XVI, concluye que
las morrenas ubicadas entre los 4300 m.s.n.m. y el glaciar existente fueron formadas
por las lenguas glaciares en la PEH. Según las pruebas de radiocarbono sobre un
depósito morrénico ubicado en la caldera de El Altar demuestran que los glaciares
avanzaron hasta los 3800 m.s.n.m. en algún momento antes de 2170 años así como en
los últimos siglos (Schubert y Clapperton, 1990).
Siguiendo el estudio Jomelli et al. (2009) la PEH es una etapa que se desarrolla en los
siglos XIV y XIX época en la cual tuvo lugar un enfriamiento muy notorio donde varios
glaciares experimentaron ganancias de sus superficies. Según algunas estimaciones se
calcula que la temperatura en promedio fue de 0,8° a 1,1° C más baja que la actual.
Las extensiones máximas de los glaciares durante la PEH entre la línea equinoccial y el
paralelo 6° Sur, se dieron en dos periodos. El primer periodo fue sobre los glaciares
ubicados por encima de los 5700 m en torno al año 1730. El segundo periodo se
produjo sobre los glaciares ubicados bajo los 5400 m aproximadamente en el año 1830
(Francou, 2004; Jomelli et al., 2009). Dicha extensión también fue muy determinante en
Ecuador durante esta época ya que la altura de la ELA en varios de los glaciares se
estableció a partir de los 4800 m.s.n.m. (Francou, 2004).
Con respecto a las ELAs, en Ecuador se observó un incremento entre los 200 a 300 m
en el siglo XVIII hasta finales del XX. Para mediados del siglo XVIII el límite de
equilibrio 4 en el valle interandino central se situaba a los 4700 ± 50 m. En el periodo
1869 y 1873, estiman un valor de 4800 ± 50 m (Jomelli et al., 2009).
·
3
4
Evolución de los glaciares de Ecuador en la actualidad
Sauer (1971), Clapperton (1987) y Hastenrath, (1981), son autores citados por Schubert y Clapperton (1990)
Según La Condamine (1751) y Bouguer (1748) tomado de Cáceres, 2010.
Francou (2007) manifiesta que la recesión de los glaciares en Ecuador es generalizada
desde el año 1930. Esta tendencia no es única, ya que durante los años setenta se presenció
un retroceso moderado, el cual se aceleró nuevamente a partir de la década de los ochenta.
En relación a la ELAs, para inicios del siglo XX la línea de equilibrio fue ubicada a 4830
m.s.n.m. En la década de los treinta la ELA asciende a los 4950 m.s.n.m.5. Estudios
recientes realizados sobre el glaciar 15 del Antisana (Cordillera Oriental) ubican a la ELA
aproximadamente a los 5045 m.s.n.m. (Cáceres, 2010).
En las últimas dos décadas, se observó también un fuerte retroceso en la superficie de los
glaciares. Sin embargo, para el período 1999-2001 se evidenció pequeños avances de las
masas de hielo (Francou et al., 2000; Cáceres, 2002; Cáceres et al., 2006). Para el caso del
Glaciar 15 del Antisana la deglaciación fue del 62,8% desde el año 1956. El Carihuairazo
(1º24'22'' S, 78º45'12'' O) mostró una pérdida del 49,4% entre 1956 y 2006. (Cáceres et al.,
2006).
Para el volcán Cotopaxi la recesión del glaciar se ha incrementado en los últimos 30 años.
Como resultado de la investigación de Jordan et al. (2005) el Cotopaxi experimentó una
pérdida del 28,8% para el período 1976-1997, para el período 1997-2006 se tuvo una
recesión del 22,5% de cobertura donde la recesión del glaciar, si se comparan ambos
periodos, se aceleró a casi el doble. La reducción para el período 1976-2006 corresponde al
42%. Para los glaciares de la parte Oeste se determinó una pérdida del 22%, mientras que
en el lado Este la recesión fue del 19,7% (Cáceres, 2010).
1.5.1. Amenaza, Vulnerabilidad y Riesgo
El volcán Cotopaxi es considerado el volcán más activo y más peligroso de Ecuador (Hall
et al., 2004) por su intensa actividad reciente y la tendencia que presenta para originar
lahares de grandes volúmenes por la fusión de los glaciares. Alrededor de cada siglo, el
Cotopaxi ha presentado actividad y erupciones de gran magnitud (tabla 1).
Un ejemplo representativo y que es considerado como la forma más típica de erupción del
Cotopaxi es la erupción registrada en el año 1877. En ese año, la erupción volcánica generó
materiales piroclásticos que provocaron el derretimiento extendido del glaciar formando
flujos de lodo de grandes volúmenes que descendieron por los flancos y drenajes del
volcán. Para esa época, se evidenciaron muchos daños y pérdidas sobre infraestructuras,
sistemas económicos de producción y vidas humanas. (Aguilera et al., 1996; Hall et al.,
2004).
5
Según Meyer (1907) tomado de Cáceres, 2010.
Tabla 1. Actividad volcánica del Cotopaxi en los últimos 5000 años (Cáceres et al., 2004).
Según el análisis cronológico presentado por Aguilera et al. (1996), en los últimos 466
años han ocurrido episodios laháricos de grandes dimensiones especialmente en las épocas
de: 1534, 1742-1744, 1768 y 1877. La cronología con respecto a la actividad y erupciones
del volcán Cotopaxi y su contexto de desastre se expone en la tabla 2:
Año de la actividad
Fenómenos
Daños
1534
Lahares, avalancha de
escombros y lluvia de cenizas.
Destrucción total del poblado La
Contiega.
1742
Formación de lahares y lluvia
de ceniza.
Campos agrícolas destruidos en la
provincia de Latacunga.
1744
1766
Población de Napo totalmente
Erupción explosiva y formación
destruida. Afectación al colegio de
de flujos de lodo en las cuencas
la Compañía de Jesús y la Plaza
de los ríos Pita, Napo y Cutuchi.
Mayor de Latacunga.
Flujo de lodo.
Inunda la ciudad de Latacunga. El
Río Alaquez cambia su curso.
1768
Erupción explosiva
caracterizada por una lluvia
inicial de bombas a demás de
lluvia de cenizas y lahares.
Víctimas mortales en el poblado de
Mulaló. Se inundan los Valles de
Los Chillos y el de Latacunga.
Destrucción de un puente en el
valle de Tumbaco.
1853
Caída de cenizas, lahares y
coladas de lava.
Vuelve la inundación a la ciudad
de Latacunga.
1855-1866
4 erupciones muy pequeñas sin
mayor significancia.
Sin datos.
Gran flujo de lodo.
Epidemia de paludismo en
Alangasí, destrucción de los
sembríos, puentes caminos y
molinos en el Valle de Los Chillos,
modificación de la red de drenaje y
muerte de personas en el Napo.
1877
1878-1885
1942
Varias explosiones menores,
pequeñas nubes ardientes, flujos
de lava y pequeños flujos de
lodo.
Sin datos.
Sin datos.
Sin datos.
Tabla 2. Periodos de actividad del Cotopaxi y su contexto de desastre (modificado de Aguilera et al., 1996).
Las erupciones datadas del Cotopaxi presentan patrones comunes de caída de ceniza, flujos
de lava, cascajo y fenómenos más destructivos como los lahares. De acuerdo con la
interpretación realizada al mapa de peligros potenciales del Cotopaxi presentado por el
Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional6, una posible erupción en la
actualidad generaría flujos laháricos que afectarían a comunidades y ciudades densamente
pobladas incluyendo varias infraestructuras y sistemas agroproductivos que circundan el
área de peligro volcánico.
Las poblaciones más vulnerables a los lahares se localizan: al Sur del volcán, los valles de
Latacunga y Salcedo por medio de los sistemas fluviales del río Cutuchi; al Norte a través
de los sistemas fluviales del Pita y San Pedro las áreas más propensas a una catástrofe son:
los valles de Tumbaco, San Rafael y Los Chillos; en la vertiente Oriental los lahares pueden
transitar por los cursos fluviales Tamboyacu, Tambo, Vicioso y Jatunyacu. El primer
asentamiento registrado con alta vulnerabilidad sobre la trayectoria de los lahares es la
comuna La Serena sobre la margen derecha del río Jatunyacu y mas río abajo la ciudad de
Puerto Napo. También los lahares podrían transitar por los ríos: Alaques, San Lorenzo,
Burrohuaicu, Saquimala, Patate y Pastaza.
6
Mapa de Peligros del volcán Cotopaxi (IG de la Escuela politécnica
http://www.igepn.edu.ec/index.php/mapas/cotopaxi.html. Consultado el 22/08/2012.
Nacional).
En:
En relación al fenómeno de caída de ceniza las poblaciones posiblemente afectadas son:
Machachi, Quito, Latacunga y varios cantones de las provincias de Manabí y Guayas. La
erupción de 1877 destaca acumulaciones de ceniza de 6 mm en la ciudad de Quito y 2 mm
sobre la ciudad de Machachi (Sodiro, 1877).
1.5.1.1. Descripción de la peligrosidad potencial y escenarios eruptivos del
volcán Cotopaxi.
De acuerdo a la actividad y erupciones registradas a lo largo de la historia del volcán
Cotopaxi, el estudio de Cáceres et al. (2004) expone los siguientes escenarios eruptivos:
·
Erupciones leves a moderadas (1° tipo).
Este tipo de erupciones presentan un índice de explosividad volcánica (VEI*) de 1 - 2 hasta
3. La actividad eruptiva preferentemente es de tipo estromboliano y se caracterizan por la
expulsión de fuentes de lava sostenidas o semi-sostenidas. También se registran expulsión
de bloques y proyectiles balísticos. Dentro de las erupciones de 1° tipo, existe la
probabilidad de que se genere actividad de tipo vulcaniano. El magma expulsado
presentaría un volumen reducido, sin embargo, no se descarta la posibilidad de que se
formen pequeño lahares por el descongelamiento del glaciar (Cáceres et al., 2004).
·
Erupciones leves a moderadas (2° tipo).
Estas erupciones se caracterizan por una emisión gradual de un flujo de lava. Las
erupciones de 1853 y 1854 presentaron esta condición. El magma contiene menos cantidad
de gases, por lo que se generan erupciones menos explosivas que las del primer tipo. La
ubicación del centro de emisión por donde sale el magma ya sea el cráter o grietas en los
flancos, determina la formación potencial de lahares por fusión del glaciar (Cáceres et al.,
2004).
·
Erupciones moderadas a fuertes.
El VEI* va de 3 a 4, donde sus características se dan por el gran volumen de magma
expulsado (alrededor de 1 km³) en forma de piroclastos. En el Cotopaxi, los flujos
piroclásticos se producen por el desbordamiento del magma desde el borde del cráter o por
colapso de la columna eruptiva. Estos flujos, desciende ampliamente por los flancos del
volcán, fundiendo varios metros de la superficie glaciar dando como resultado la
generación de lahares con volúmenes considerables. Estas erupciones también presentan
caídas regionales de pómez con acumulaciones de varios centímetros de espesor (Cáceres et
al., 2004). Debido a la magnitud que presenta este tipo de erupciones, generarían grandes
catástrofes sobre la población que habitan hoy en el área de peligro.
Peligrosidad por lahares
Samaniego et al. (2011) a través de la aplicación del software LAHARZ sobre el drenaje
Sur del volcán Cotopaxi, han determinado zonas potencialmente inundables frente a la
ocurrencia de lahares. Las áreas seleccionadas para el estudio y la aplicación del modelo
LAHARZ fueron: el drenaje del río Cutuchi, del río Saquimala y del río Alaques.
Los resultados reflejan que para el río Cutuchi los lahares pueden provocar inundaciones
por desbordamiento sobre varias planicies ya que el cauce del río no es muy profundo. Sin
embargo, el cauce de este río, en la sección entre Laso y Guaytacama, presenta cierto grado
de profundidad que podría canalizar lahares menores a 3 millones de m³. Sobre la
trayectoria del río Saquimala se establecen varias áreas de inundación ya que el cauce, a
pesar de ser más ancho es poco profundo. También, en presencia de grandes volúmenes de
agua, los flujos pueden llegar a canalizarse en el río Cutuchi. Por último, los lahares que
transitan por el río Alaques pueden provocar bastas áreas de inundación, en un principio,
por el gran volumen de agua (más de 10 millones de m³) que puede llegar a transportar y al
momento de desembocar en el valle del río Cutuchi se observan varias planicies de
inundación durante la trayectoria (Samaniego et al., 2011).
Los ríos que han sido motivo del estudio, muestran un patrón común de cauces poco
profundos los cuales no alcanzan a canalizar los volúmenes de agua que generaría los
lahares, provocando de esta manera inundaciones por desbordamiento. El área de
inundación constituye principalmente la ciudad densamente poblada de Latacunga y los
pequeños asentamientos registrados sobre los márgenes de los ríos. Es importante resaltar
que a través de la aplicación del software sobre el tramo Sur; el área de inundación
coinciden con los depósitos laháricos antiguos (Samaniego et al., 2011).
1.2. OBJETIVOS
El objetivo general de la presente investigación se centra en evaluar la evolución del
casquete glaciar, en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi en los años 2000 y 2009 y sobre
las fases de glaciación de la Pequeña Edad de Hielo y el periodo Glacial Tardío.
La investigación está determinada por los siguientes objetivos específicos:
·
Delimitar y medir el sistema glaciar en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi.
·
Analizar la evolución de los glaciares y determinar las ELAs en la vertiente Norte
para los periodos: Glacial Tardío, Pequeña Edad de Hielo y en los años 2000 y
2009.
·
Establecer modelos espaciales para las ELAs, las zonas de acumulación y las áreas
de ablación.
El desarrollo de la investigación a través de la fotointerpretación y la cartografía estará
enfocado en tres aspectos: 1) Delimitación de los glaciares en la vertiente Norte del volcán
Cotopaxi en los años 2000-2009, en la PEH y en el GT) Cálculo de superficies y 3) Cálculo
de las ELAs. Los métodos a utilizarse estarán dados por el uso del Sistema de Información
Geográfica (SIG) ArcGis 9,3.
En resumen, todos los resultados obtenidos contribuirán en establecer y reunir nuevos
conocimientos sobre el estado de los glaciares en periodos pasados y actuales.
1.3. ESTRUCTURA DE LA INVESTIGACIÓN
El presente estudio se estructura en cuatro secciones. En el capítulo primero se explica las
características generales del área que compete el análisis. La segunda sección muestra el
desarrollo metodológico y el uso de las Tecnologías de Información Geográfica para
alcanzar los objetivos planteados. Los resultados obtenidos sobre la evolución glaciar en la
vertiente Norte se exponen en la parte tercera y finalmente la cuarta parte presenta la
discusión de los resultados más las conclusiones de la investigación.
CAPÍTULO 2: METODOLOGÍA
En este capítulo se explica el procedimiento que se ha seguido para alcanzar los objetivos
planteados mediante el uso de las Tecnologías de Información Geográfica (ArcGis 9,3). En
primer lugar se presentan las bases geográficas del estudio (topografía digital, ortofotos e
imágenes de satélite) y en segundo lugar, los métodos para: 1) Delimitar los glaciares
actuales y los paleo-glaciares. 2) Medir sus superficies. 3) Estimar sus ELAs, sus paleoELAs y el desnivel de las paleo-ELAs con respecto a la ELA actual. 4) Desarrollar los
modelos espaciales de la zona de acumulación, de ablación y de las ELAs. 5) Deducir la
paleo-temperatura.
Siguiendo el trabajo de Úbeda (2011), el concepto de glaciares actuales se refiere a las
masas de hielo que pueden reconocerse en ortofotos o imágenes de satélite y la ELA se
define como la altitud de la línea de equilibrio que separa la zona de acumulación y de
ablación de dichos glaciares actuales. Por otra parte, la denominación paleo-glaciar hace
referencia a las masas de hielo, cuya delimitación se basa en el análisis de las morrenas,
vestigios y rasgos geomorfológicos donde los glaciares probablemente se depositaron
cuando culminaron sus avances. En relación a los paleo-glaciares se emplea el concepto de
paleo-ELA para designar la altitud de la línea de equilibrio de dichos paleo-glaciares.
2.1. BASES GEOGRÁFICAS Y MATERIALES
Para determinar la evolución glaciar en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi se hará uso
de las siguientes bases geográficas (tabla 3):
DATOS
Imagen Satelital ASTER
(figura 6)
Fotografías aéreas físicas y
digitales (.tiff) (área del volcán
Cotopaxi)
FECHA
FUENTE DE
INFORMACIÓN
2006 (no especifica mes)
Centro de Levantamientos
Integrados de Recursos
Naturales por Sensores
Remotos (CLIRSEN)
Octubre/2000 (pancromático)
Septiembre/2009 (color)
Ortofoto de la vertiente Norte
del volcán Cotopaxi (figura 7)
2005 (no especifica el mes)
Cartografía altimétrica (curvas
de nivel) escala 1 : 25000
2010
Instituto Geográfico Militar
(IGM).
Tabla 3. Bases geográficas y fuentes de información.
Las fotografías aéreas tomadas en los años 2000 y 2009 fueron proporcionadas por el
Instituto Geográfico Militar de Ecuador y serán usadas para la delimitación glaciar de esos
años, de la extensión glaciar en el GT y de los glaciares en la PEH. Los materiales que se
utilizarán en esta investigación serán las hojas de cálculo programadas en Microsoft Excel
(Osmaston, 2005) proporcionadas por la asociación de Guías de Espeleología y Montaña y
el Grupo de Investigación de Geografía Física de Alta Montaña de la Universidad
Complutense de Madrid para determinar las ELAs y paleo-ELAs.
Figura 6. Imagen Satelital ASTER 2006. Imagen de referencia para la georreferenciación.
Figura 7. Ortofoto del año 2005, vertiente Norte del volcán Cotopaxi. Ortofoto de referencia para precisar la
georreferenciación.
2.2. GEORREFERENCIACIÓN
El punto de partida para el análisis de los datos es la georreferenciación. La garantía de los
resultados en este estudio dependerá de una buena georreferenciación de las bases
geográficas (Giráldez, 2011).
Los elementos georreferenciados disponibles para este trabajo son la Imagen Satelital
ASTER 2006 y la ortofoto de la vertiente Norte del volcán Cotopaxi. Estos dos materiales
servirán de base para la georreferenciación de las demás bases geográficas.
La georreferenciación consiste en asignar coordenadas cartográficas a una imagen
utilizando puntos de control, cuya posición se conoce tanto en la imagen como el sistema
de coordenadas utilizado en este proceso (proyección UTM, Datum WGS84, Zona 17 Sur)
(Fallas, 2010). El procedimiento para la georreferenciación en este estudio se desarrolla a
través de la herramienta de ArcMap 9,3 "Georeferencing; Add Control Points", cuyo
proceso consistió en un registro tomando puntos de control reconocibles en las fotografías
aéreas y las imágenes.
Las fotografías aéreas digitales muestran alta resolución con escalas de 1 : 60000 en
pancromático y 1 : 30000 en color, además fueron escaneadas en 14 µm, lo que impide
pérdida en la resolución. En el momento de establecer los puntos de control en la
fotografías se resta precisión, debido a la inconsistencia de la resolución espacial de la
imagen satelital. Sin embargo, la georreferenciación de las dos fotografías se logró precisar
gracias al soporte de la ortofoto del año 2005. Los puntos de control se establecieron sobre
las altas cumbres, las lagunas, las rocas y los distintos cursos fluviales7.
Una vez asignadas las coordenadas a los puntos elegidos, se realizó la transformación
geométrica utilizando el método Spline. El procedimiento de Spline utiliza el método
"Rubber Sheeting" que consiste en un ajuste perfecto de los puntos de control. El método
ofrece un resultado de optimización en la transformación local sin garantía de precisión
total de los puntos que se encuentran más alejados de los puntos de control (Andrés, 2009;
Giráldez, 2011). El método Spline no genera errores, ya que la transformación ajusta
exactamente la posición del pixel con su posición en la fuente georeferenciada optimizando
la exactitud local, pero no la global (Fallas, 2010).
Una vez que las fotografías aéreas fueron georeferenciadas, se procesaron con la
herramienta "Georeferencing; Rectify" para posicionar y guardar el geoproceso realizado.
Las figuras 8 y 9 muestran el número de puntos de enlace para la georreferenciación. La
tabla 4 expone las coordenadas de cada uno de los puntos de control para georreferenciar la
fotografía aérea del año 2000.
7
Se ubicaron 97 puntos de control sobre la fotografía aérea del año 2000 y 37 puntos sobre la fotografía del
año 2009.
Figura 8. Fotografía aérea del año 2000 georeferenciada por el método Spline sobre la imagen ASTER de 2006.
Tabla 4. Puntos de control tomados sobre la imagen satelital y la fotografía aérea del año 2000.
Figura 9. Fotografía aérea del año 2009 georeferenciada por el método Spline sobre la ortofoto del año 2005.
2.3. DELIMITACIÓN GLACIAR Y CÁLCULO DE SUPERFICIES
Para establecer el cálculo de la superficie de cada glaciar es necesario delimitar los
glaciares actuales y los paleo-glaciares. La delimitación de estas unidades se realizó sobre
la base de la interpretación estereoscópica de las fotografías aéreas, cuyos límites
posteriormente fueron digitalizados en formato vectorial en el Sistema de Información
Geográfica.
2.3.1. Glaciares actuales
Los límites de los glaciares de los años 2000 y 2009 fueron digitalizados por medio de la
herramienta "Editor; Create New Feature; Cut Polygon Feature" en ArcMap 9,3.
Adicionalmente, se generó una base de datos asociada a cada polígono creado sobre el
glaciar. En la base de datos resultante se agregaron tres campos (nombre_glaciar;
superficie; diferencia) (tabla 5).
Las superficies de los glaciares digitalizados fueron calculadas de manera automática a
través de la herramienta que forma parte de la tabla de atributos (Calculate Geometry).
Superficie en km²
Año 2000
Año 2009
COTOPAXI 1 (COT1)
0,68
0,63
COTOPAXI 2 (COT2)
0,79
0,75
COTOPAXI 3 (COT3)
1,33
1,16
COTOPAXI 4 (COT4)
0,74
0,69
COTOPAXI 5 (COT5)
0,80
0,88
Media de las diferencias de las superficies
nombre_glaciar
Diferencia km²
0,05
0,04
0,17
0,05
-0,08
0,046
Tabla 5. Superficie ocupada por los glaciares en los años 2000 y 2009 y media de sus pérdidas.
2.3.2. Paleo-glaciares
Los paleo-glaciares fueron reconstruidos a partir de la interpretación de ciertos vestigios y
rasgos geomorfológicos que señalan la extensión de los mismos. Es importante anotar que
la actividad del Cotopaxi ha generado un gran número de lahares lo cual dificultó la
interpretación, ya que dichos lahares han destruido las morrenas. Sin embargo, para
establecer los glaciares de la PEH y del GT se tomaron en cuenta, a través de la
interpretación estereoscópica, ciertas geoformas que indican la presencia de las masas de
hielo en el pasado, como son los valles fluviales y los depósitos de ceniza, donde
probablemente los glaciares alcanzaron su máxima extensión en esos periodos. De esta
manera se realizó una delimitación hipotética de los paleo-glaciares que coincidió con la
topografía del terreno. Una vez interpretados los paleo-glaciares se procedió a digitalizar
los mismos en el SIG con la herramienta "Editor; Create New Feature; Cut Polygon
Feature".
2.4. RECONSTRUCCIÓN DE LAS ELAs POR EL MÉTODO AREA X ALTITUDE
BALANCE RATIO (AABR)
La ELA indica la altitud a la que se encuentra la línea imaginaria de un glaciar que separa
el área de acumulación de la zona de ablación (Benn et al., 2005). La reconstrucción de las
ELAs y paleo-ELAs pueden generarse a través de distintos métodos, ya sean de carácter
glaciológico, hidrológico, geomorfológico o climático. Para el desarrollo de este estudio se
toma en cuenta el método geomorfológico. Según Úbeda (2011) en el método
geomorfológico se distinguen dos procedimientos: el procedimiento morfométrico usado
especialmente para la reconstrucción de las ELAs en paleo-glaciares y el procedimiento
estadístico, donde se toma en cuenta la superficie y la hipsometría de los glaciares, además
de los gradientes de acumulación y de ablación. El método estadístico puede usarse en
glaciares actuales y en paleo-glaciares (Úbeda, 2011).
De acuerdo con los métodos estadísticos, el método AABR8 es considerado uno de los más
rigurosos y confiables, ya que se basa en ponderar el balance neto de masa en las áreas que
se localizan muy por encima o por debajo de la ELA en mayor medida que en las áreas que
se encuentran inmediatamente por encima o por debajo de la ELA (Osmaston, 2005). El
resultado se define mediante el establecimiento de diferentes pendientes lineales del perfil
del balance de masa por encima y por debajo de la ELA. Osmaston (2005) demuestra que
varios glaciares y paleo-glaciares se ajustan a esas características, considerando que se trata
del método de reconstrucción de ELAs que ofrece un mejor resultado (Úbeda, 2011).
El cálculo de las ELAs y paleo-ELAs en sus distintas fases estará determinado por el
método AABR en los glaciares ubicados en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi.
Siguiendo la explicación de Osmaston (2005), el método AABR se desarrolla a través de la
generación de dos hojas de cálculo que se utilizan consecutivamente.
La primera hoja de cálculo establece los valores de las ELAs por el método Area x Altitude
(AA) para luego ponderarlos con distintos valores de Balance Ratio (BR). El método AA
fue propuesto por Kurowski en 1891 (citado por Osmaston, 2005) y aplicado y modificado
posteriormente (Sissons, 1974, 1980 citado por Osmaston, 2005). Originalmente, el cálculo
consiste en poner a prueba un valor supuesto de ELA donde se toma en cuenta la altitud
media del glaciar que luego será multiplicada por las superficies de las sucesivas bandas
altitudinales de la masa de hielo por la media de su desnivel con respecto a esa cota, por
encima con valores positivos y por debajo con valores negativos. La suma algebraica de las
operaciones indica si el valor de prueba de la ELA debe incrementarse o reducirse y el
cálculo se repite consecutivamente hasta que el resultado de la suma sea cero (Osmaston,
2005). Después de un proceso simplificado, Osmaston (2005) propone la siguiente fórmula
para calcular la ELA por el método AA en cada sistema glaciar:
ELA=ΣZ·A/ΣA,
Donde:
ΣZ·A= sumatorio del producto de la altitud media de cada intervalo altitudinal y
ΣA = sumatorio de las superficies obtenidas en las bandas altitudinales.
8
Este método se denominó en un principio Area-Height-Accumulation, y lo diseñó Osmaston en 1965. Lo
empleó en varias investigaciones y Furbish y Andrews (1984) evaluaron el método y lo llamaron método
BR. En 2005 Osmaston expone en su artículo la metodología AABR.
En esta fórmula se ponderan los cálculos con diferentes valores de BR. Osmaston (2005)
utilizó los valores de BR 1,0; 1,5; 2,0; 2,5 y 3,0. Estos mismos valores serán utilizados para
este estudio. Como resultado se obtiene un valor de la ELA para cada valor de BR.
En la segunda hoja de cálculo, las ELAs obtenidas se establecen en varias columnas para
ser tabuladas conjuntamente con los valores de BR utilizados en la ponderación de los
cálculos y se deducen automáticamente los promedios y las desviaciones típicas de cada
serie. Por último, se selecciona el promedio de las ELAs que resulte vinculado con el
menor valor de desviación estándar, por considerar que es el más probable (Osmaston,
2005).
Para el desarrollo del método AABR, es necesario conocer la delimitación glaciar y la
topografía digital para elaborar una capa maestra o un shapefile de bandas altitudinales
(Úbeda, 2011). Hay que resaltar que, las curvas de nivel a 20 m se ajustaron adecuadamente
sobre la reconstrucción, especialmente de los glaciares actuales.
La elaboración de la capa maestra y la determinación de las ELAs para los años 2000,
2009, GT y PEH serán explicadas en los siguientes apartados.
2.4.1. ELAs AABR para los años 2000 y 2009
El proceso de cálculo de las ELAs por el método AABR en un SIG requiere como punto de
partida dos capas de información: la delimitación del glaciar y un modelo digital del
terreno.
En el caso que nos ocupa, la topografía digital está representada por un archivo shapefile de
polilíneas, que fue transformado a otro de polígonos, que contiene las franjas altitudinales
comprendidas entre dos curvas de nivel equidistantes 20 m en el interior del glaciar. De
cada una de las bandas se obtuvo el valor de su superficie. El proceso para generar la capa
de bandas altitudinales en el software ArcGis 9,3, se encuentra detallado en la tabla 6:
Proceso
Herramienta
Primero
Analysis Tools; Overlay;
Intersect
Segundo
Data Management Tools;
Feature; Feature to
Polygon
Tercero
Analysis Tools; Extract;
Clip
Entidad de Entrada
Curvas de nivel
(polyline)
Área de estudio
(polygon)
Curvas de nivel del área
de estudio (polyline)
Área de estudio
(polygon)
Cinturones altitudinales
del área de estudio
Seleccionar cualquier
glaciar (polygon)
Entidad de Salida
Curvas de nivel
correspondiente al área
de estudio
Bandas altitudinales del
área de estudio
(polygon)
Bandas altitudinales de
ese glaciar (polygon)
Tabla 6. Resumen del proceso para la obtención de la capa maestra o capa de bandas altitudinales en
ArcMap 9,3 para glaciares actuales (modificado de Úbeda, 2011).
En la parte central del proceso (indicado como proceso segundo en la tabla 6) se utiliza la
herramienta "Feature to Polygon" para generarse el shapefile de bandas altitudinales. Las
capas de entrada de esta operación son las curvas de nivel (polyline) y el área de estudio
(polygon). Una vez obtenida la capa de bandas altitudinales se procedió a agregar tres
campos adicionales a su base de datos (tabla 7).
inter_altu
media_altu
Expone el intervalo de las 2 alturas Establece el valor medio de las
(curvas de nivel) que conforman
dos alturas que conforman la
una banda altitudinal
banda altitudinal
superficie
Área calculada
automáticamente (Calculate
geometry) de cada banda
altitudinal
Tabla 7. Campos generados en cada una de las bases de datos de los glaciares para los posteriores cálculos.
Por último, las bandas altitudinales para cada glaciar independiente (figuras 10 y 11) se
obtienen cortando los cinturones altitudinales de toda el área de estudio con el límite del
glaciar mediante la herramienta "Clip". En la base de datos de la nueva capa se mantienen
los tres campos generados anteriormente (tabla 7). Las bases de datos de cada uno de los
glaciares fueron completadas manualmente, excepto el cálculo del área.
…
Figura 10. Ejemplo de bandas altitudinales en el glaciar COT2 con una parte de la tabla de atributos. Año
2000. La banda altitudinal seleccionada corresponde al intervalo de 5200 m - 5220 m de altitud.
…
Figura 11. Ejemplo de bandas altitudinales en el glaciar COT2 con una parte de la tabla de atributos. Año
2009. La banda altitudinal marcada corresponde al intervalo de 5200 m - 5220 m de altitud.
De acuerdo a la metodología descrita por Osmaston (2005), las hojas de cálculo diseñadas
para la determinación de la ELA muestran dos escenarios: el primero, consiste en el cálculo
de la ELA por el método AA. Este proceso permite obtener una buena estimación
preliminar de la ELA con poca probabilidad de que se produzcan errores. Las ELAs
reconstruidas por los métodos AA y AABR son iguales cuando BR=1,0. La segunda parte
estima a la ELA por un procedimiento de iteración usando curvas de nivel, incluso permite
el cálculo del balance neto de todo el glaciar. Osmaston (2005) incluyó en la hoja de
cálculo un método de autocorrección mediante la programación de una función lógica. De
esta manera, debajo de la casilla correspondiente al valor de la ELA obtenida por el método
AA aparece el mensaje ‘VERDADERO’ si la hoja de cálculo funciona correctamente, o
‘FALSO’, en caso contrario. (Úbeda, 2011).
El procedimiento comienza por la elaboración y entrada de los datos en dos hojas de
cálculo de Microsoft Excel. Los siguientes pasos propuestos por Osmaston (2005) serán los
ejes principales para y poder establecer las ELAs de los glaciares9:
1. Comprobar el funcionamiento de la hoja de cálculo con los datos de prueba.
2. Verificar si la tabla de curvas de nivel cubre todo el glaciar y que la
equidistancia entre las curvas de nivel sea correcta (en este caso 20 m) (ver en la
figura12, la columna C).
3. Ingresar los valores de las áreas de las bandas altitudinales en la tabla para el
glaciar1 (ver en la figura 12, la columna D).
9
En la figura 12 se presenta la hoja de cálculo que sintetiza los pasos del 1 al 7.
4. Introducir la altura de la primera y próxima curva de nivel de referencia que se
encuentra bajo la ELA (ELA establecida por el método AA) (ver en la figura 12 la
columna I).
5.Incluir el valor 1 para el BR y revisar la correcta operación del programa.
6. Registrar la ELA.
7. Ingresar valores sucesivos para el BR (1; 1,5; 2; 2,5 y 3) (ver en la figura 12, la
columna H) y registrar la ELA para cada uno de ellos.
8. Repetir para los otros glaciares.
9. Incorporar los resultados en la segunda hoja de cálculo para comenzar con el
cálculo de la media y la desviación estándar de la ELA estimada para cada valor de
BR.
10. Seleccionar el BR que presente la más baja desviación estándar (tabla 8).
11. Cartografiar las ELAs en el mapa y verificar si siguen un patrón de
agrupamiento, variación gradual o superficies inclinadas y volver a analizar los
datos en consecuencia.
Entrada de datos
ELA calculada por el método AA
Grupo de ELAs para distintos valores de BR
ELA resultante para el
valor de BR=2,5
Figura 12. Parte de la hoja de cálculo para la obtención de la ELA (Osmaston, 2005). La hoja de cálculo
consta de 37 campos y 54 atributos (para el glaciar COT 1 en el año 2000). Se expone la parte que compete a
la entrada de datos y resultados.
VOLCÁN COTOPAXI: ELAs VERTIENTE NORTE AÑO 2000
VERTIENTE NORTE: AÑO 2000
BR=1
BR=1,5
BR=2
BR=2,5
COTOPAXI 1
5335
5340
5364
5380
COTOPAXI 2
5261
5261
5288
5308
COTOPAXI 3
5107
5138
5167
5187
COTOPAXI 4
5088
5113
5139
5156
COTOPAXI 5
5055
5040
5104
5125
5169
5178
5212
5231
Promedio
109,01
107,70
97,87
96,88
Desviación Típica
BR=3
5392
5323
5202
5159
5141
5243
97,72
VOLCÁN COTOPAXI: ELAs VERTIENTE NORTE AÑO 2009
VERTIENTE NORTE: AÑO 2009
BR=1
BR=1,5
BR=2
BR=2,5
BR=3
COTOPAXI 1
5357
5355
5376
5390
5400
COTOPAXI 2
5320
5321
5350
5371
5386
COTOPAXI 3
5118
5124
5151
5170
5184
COTOPAXI 4
5129
5153
5180
5199
5212
COTOPAXI 5
5181
5160
5224
5248
5266
5221
5223
5256
5276
5290
Promedio
98,96
95,60
90,62
89,41
88,56
Desviación Típica
Tabla 8. Segunda hoja de cálculo. Promedios y desviaciones estándar de las ELAs de la vertiente Norte del
volcán Cotopaxi en dos fechas distintas. Las ELAs fueron establecidas para distintos valores de BR. Los
valores de las ELAs que presentan la menor desviación estándar se encuentran resaltados.
2.4.2. Paleo-ELAs por el método AABR
Para el cálculo de las ELAs en los paleo-glaciares (GT y PEH) se realiza el mismo
procedimiento explicado anteriormente. Primero se elaboró la capa de bandas altitudinales
y todos los datos obtenidos pasaron a ser evaluados en las hojas de cálculo de Microsoft
Excel.
Antes de la creación de los cinturones altitudinales para los paleo-glaciares, hay que tomar
en cuenta la correcta correlación entre la topografía y el límite del paleo-glaciar (Úbeda,
2011). La topografía actual presenta varios cursos fluviales, incluso ciertas formas de valles
que en épocas pasadas, especialmente en los periodos que competen a este análisis, estaban
recubiertas por glaciar. Teniendo esto en cuenta, se procedió a la reconstrucción de la
paleo-topografía. Para conseguir una reconstrucción hipotética de la paleo-topografía en la
PEH y en el GT se procedió a editar vértice por vértice la topografía digital actual en el
programa ArcMap 9,3. La tabla 9 muestra el proceso detallado para editar la topografía
actual en paleo-topografía.
Proceso
Primero
Herramienta
Analysis Tools;
Extract; Clip
Entidad de entrada
Entidad de Salida
Topografía actual del área
de estudio (polyline)
Topografía actual dentro de
los límites de la PEH y GT
Glaciares delimitados de
la PEH y GT (polygon)
Segundo
Editor; Modify
Feature
Topografía actual dentro
de los límites de la PEH y Paleo-topografía construida
GT
Topografía actual del área
de estudio
Tercero
Cuarto
Analysis Tools;
Overlay; Erase
Data Management
Tools; General;
Merge
Erase a la entidad;
glaciares delimitados de
la PEH y GT
Topografía del área de
estudio sin los límites de
los paleo-glaciares
Paleo-topografía
construida
Topografía del área de
estudio sin los límites de los
paleo-glaciares
Topografía hipotética del
área que compete a los
glaciares de la PEH y el GT
(figura 13)
Tabla 9. Proceso en ArcGis 9,3 para determinar hipotéticamente la paleo-topografía en el área de estudio
(modificado de Úbeda, 2011).
Reconstruida ya la paleo-topografía, se procedió con el método expuesto en la tabla 10 con
la finalidad de obtener los ficheros shapefile de bandas altitudinales para cada uno de los
paleo-glaciares. A manera de ejemplo, se presenta en la figura 13 un paleo-glaciar del
periodo GT con la paleo-topografía y la topografía original, más la base de datos de las
bandas altitudinales.
Proceso
Herramienta
Primero
Analysis Tools; Overlay;
Intersect
Segundo
Tercero
Data Management
Tools; Feature; Feature
to Polygon
Analysis Tools; Extract;
Clip
Entidad de Entrada
Paleo-topografía
Área de estudio (paleoglaciar polygon)
Entidad de Salida
Paleo-topografía del área de
estudio
Paleo-topografía del área
de estudio (polyline)
Bandas altitudinales del área
de estudio
Área de estudio (paleoglaciar polygon)
Cinturones altitudinales
del área de estudio
Seleccionar cualquier
paleo-glaciar (polygon)
Bandas altitudinales de
cualquier paleo-glaciar
Tabla 10. Resumen del proceso para la obtención de la capa maestra o capa de bandas altitudinales en el
programa ArcMap 9,3 para paleo-glaciares (modificado de Úbeda, 2011).
…
Figura 13. Reconstrucción de la topografía para paleo-glaciares y bandas altitudinales del periodo GT sobre
el glaciar COT2. Arriba a la izquierda se representa la topografía paleo-glaciar y a la derecha la topografía
actual. La banda altitudinal seleccionada corresponde al intervalo 4360-4380 m de altitud. Se muestra también
parte de la tabla de atributos del shapefile de las bandas altitudinales para el paleo-glaciar seleccionado.
2.5. MODELOS ESPACIALES DE ELAs Y DE LAS ZONAS DE ACUMULACIÓN
Y DE ABLACIÓN
2.5.1. Modelos espaciales de ELAs y paleo-ELAs
El procedimiento para la generación del modelo espacial comienza una vez que se han
obtenido las ELAs para cada uno de los glaciares. El modelo espacial consiste en la edición
del segmento de la curva de nivel equivalente a su altitud, que queda comprendido dentro
de las masas glaciares (Úbeda, 2011). Para la elaboración del modelo espacial se acudió a
las herramientas "3D Analyst" y "Analysis Tools". El proceso para obtener el modelo
espacial se resume en la tabla 11.
Proceso
Herramienta
Entidad de Entrada
Entidad de Salida
Primero
3D Analyst;
Create/Modify
TIN; Create TIN
form Features
Curvas de nivel a 20 m de
equidistancia (polyline)
Red de triángulos
irregulares "TIN"
Segundo
3D Analyst;
Surface; Contour
Red de triángulos irregulares
"TIN"
Curvas de nivel a 1 m
de equidistancia
Límites glaciares (polygon)
Tercero
Analysis Tools;
Extract; Clip
Selección de la curva de nivel
de 1 m de equidistancia que
representa la ELA
Modelo espacial de la
ELA
Tabla 11. Proceso en ArcGis 9,3 para determinar un modelo espacial de la ELA en el área de estudio
(modificado de Úbeda, 2011).
El valor establecido de la ELA está representado en m.s.n.m. Para establecer el modelo
espacial y seleccionar la curva de nivel correcta que representa el valor de la ELA se
crearon curvas de nivel a 1 m de equidistancia. El punto de partida fue la producción de una
red de triángulos irregulares (TIN) a partir de la topografía digital original (20 m de
equidistancia). Seguidamente, se procesa la información con la herramienta "Surface
Analysis; Contour" del comando "3D Analyst" para obtener un nuevo shapefile con las
curvas de nivel a 1 m de equidistancia. A través de la herramienta "Select by Attributes" se
selecciona la curva de nivel que constituye la ELA. La curva de nivel seleccionada se corta
con los límites glaciares a través de la herramienta "Clip", obteniendo de esta manera el
modelo espacial que representa a la ELA para cada uno de los glaciares.
La topografía obtenida a 1 m de equidistancia para los glaciares actuales, se desarrolló por
medio del modelo TIN generado con la topografía original. Para los periodos del GT y la
PEH el modelo TIN fue creado a partir de la reconstrucción paleo-topográfica.
2.5.2. Modelos espaciales de las zonas de acumulación y ablación
El valor obtenido de la ELA en cierto modo permite identificar las zonas de acumulación y
de ablación para cada uno de los glaciares y también podría ya establecerse el modelo
espacial para estas dos zonas (Úbeda, 2011). Sin embargo, para medir las superficies de las
zonas de acumulación y de ablación resulta necesario crear un nuevo shapefile de
polígonos. El proceso para determinar el modelo espacial para las zonas de acumulación y
de ablación se muestra en la tabla 12.
Proceso
Herramienta
Entidad de Entrada
Entidad de Salida
Primero
Data Management Tools;
Feautre; Feature to Line
Límites glaciares
(polygon)
Límites glaciares
convertidos a líneas
Segundo
Data Management Tools;
General; Merge
Límites glaciares
convertidos a líneas
ELA (polyline)
Shapefile de límites
glaciares unido con la
ELA
Tercero
Data Management Tools;
Feautre; Feature to
Polygon
Shapefile de límites
glaciares y ELA
Zonificación glaciar
(zona de acumulación y
ablación)
Tabla 12. Proceso en ArcGis 9,3 para determinar un modelo espacial para las zonas de acumulación y de
ablación (modificado de Úbeda, 2011).
El procedimiento consistió en primer lugar en transformar todos los límites glaciares
(polígonos) en líneas. Posteriormente, se unió a través del uso de la herramienta "Merge"
los límites glaciares (líneas) con la ELA. Luego, se convirtió toda esa capa en un solo
polígono, donde queda representado el modelo espacial de las zonas de acumulación y
ablación. Finalmente, a través de la opción "Calculate Geometry" de la tabla de atributos,
se calculó automáticamente las superficies en km² de la zonificación glaciar. Para explicar
la evolución de las zonas de acumulación y de ablación para cada uno de los momentos
estudiados se hará uso del método Acumulation Area Ratio (AAR).
El método AAR considera que cuando los glaciares alcanzaron su máxima extensión existía
una relación constante entre la superficie de la zona de acumulación y la superficie total de
las masas de hielo (Brückner, 1886; Brückner, 1887; Brückner, 1906) 10. Para la
construcción del modelo espacial, el resultado obtenido por el método AAR permitirá
10
Trabajos citados por Úbeda, 2011.
evidenciar la representación de las áreas de acumulación y de ablación con respecto a la
extensión glaciar.
Para la obtención de las ratios de las áreas de acumulación se utiliza la siguiente expresión
matemática (Porter, 2001 citado por Úbeda, 2011):
AAR= SA/ST
Donde:
SA: superficie de la zona de acumulación
ST: superficie total del sistema glaciar
2.6. VARIACIÓN DE LA PALEO-TEMPERATURA
La variación de la paleo-temperatura se estima calculando el producto del gradiente térmico
vertical por las estimaciones de la variación de las ELAs y las paleo-ELAs reconstruidas
por el método AABR. La siguiente ecuación expresa el procedimiento (Úbeda, 2011):
▲T = GTV· ▲ELA
Donde:
▲Τ: Variación de la temperatura o la paleo-temperatura (ºC).
GTV: Gradiente Térmico Vertical del aire o el suelo (ºC/m) (0,006 ºC/m).
▲ELA: Variación de la ELA o la paleo-ELA (m).
CAPÍTULO 3: RESULTADOS
Este capítulo expone los resultados obtenidos a efecto de la aplicación de la metodología
sobre el sistema glaciar de la vertiente Norte del volcán Cotopaxi en los cuatro momentos
de análisis. El capítulo presenta: la delimitación de los glaciares y el cálculo de cada una de
sus superficies; los resultados de las ELAs y paleo-ELAs; los modelos espaciales de ELAs
y paleo-ELAs, así como de las áreas de acumulación y ablación para cada fecha de estudio;
y el valor obtenido de la variación de la paleo-temperatura de la PEH hasta el año 2009.
3.1. DELIMITACIÓN DE LOS GLACIARES CÁLCULO DE SUPERFICIES
Como resultado de la interpretación estereoscópica se obtuvo la delimitación de cinco
aparatos glaciares para cada fecha de estudio: el GT, la PEH y los años 2000 y 2009. Las
figuras 14, 15 y 16 muestran dicha delimitación.
Figura 14. Delimitación de los glaciares del año 2000 (a la izquierda) y del año2009 (a la derecha).
Figura 15. Delimitación de los glaciares en el GT.
Figura 16. Delimitación de los glaciares en la PEH.
Las superficies planimétricas obtenidas para cada uno de los sistemas glaciares en los años
2000 y 2009 se exponen en la tabla 13:
Sistema Glaciar
COT1
COT2
COT3
COT4
COT5
TOTAL
Superficie en km²
Año 2000
Año 2009
0,68
0,63
0,79
0,75
1,33
1,16
0,74
0,69
0,80
0,88
4,34
4,11
Tabla 13. Superficie establecida para cada uno de los sistemas glaciares en los años 2000 y 2009
Según la fotointerpretación de las huellas glaciares, durante el periodo GT el frente de las
masas de hielo de la vertiente Norte del Cotopaxi alcanzó una altitud de 4000 a 4100
m.s.n.m., mientras que en la PEH se encontraba a 4580 m.s.n.m. Sobre las fotografías
aéreas se ha cartografiado el terminus del glaciar a 4720 m.s.n.m. en el año 2000 y a 4760
m.s.n.m. en el año 2009.
El total de la superficie glaciar en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi, según los
resultados obtenidos durante las fases estudiadas, muestra un porcentaje constante de
retroceso (figura 17). El resultado expresa en valores absolutos una reducción del glaciar a
medida que pasa el tiempo (gráfico 1). La extensión del glaciar en la PEH supone una
pérdida de superficie del 60,7% en relación al periodo del GT, con una deglaciación
aproximada de 10,5 km². De la PEH al año 2000, la recesión glaciar es de un 36,6%, con
una pérdida de superficie de 2,24 km². Finalmente, en un periodo de 9 años (del año 2000
al 2009) el retroceso glaciar es de un 5,3%, que se corresponde con una pérdida de
superficie de hielo de 0,23 km² (tabla 14).
Gráfico 1. Evolución de la superficie glaciar en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi
SUPERFICIE DE LOS GLACIARES EN LA VERTIENTE NORTE DEL
VOLCÁN COTOPAXI
PERIODO
SUPERFICIE GLACIAR
km²
PORCENTAJE DE
RETROCESO
GT
17,43
100%
PEH
6,85
60,7%
Año 2000
4,34
36,6%
Año 2009
4,11
5,3%
Tabla 14. Superficie de los glaciares y porcentaje de retroceso en relación al momento anterior.
Figura 17. Retroceso glaciar entre los periodos GT, PEH y año 2009
3.2. EQUILIBRIUM LINE ALTITUDES (ELAs y paleo-ELAs)
El cálculo de las ELAs para cada etapa de los glaciares se determinó a través de las hojas de
cálculo programadas en Microsoft Excel como describe la metodología de Osmaston
(2005). En primer lugar, se calculó las ELAs por el método AA y posteriormente se
ponderó con diferentes valores de BR. La ELA se seleccionó cuando el promedio de la
ELA de cada valor de BR presentaba la menor desviación típica. Las tablas 15, 16, 17 y 18
exponen las ELAs obtenidas para cada fecha estudiada. El gráfico 2 muestra la evolución
de la ELA con respecto a los cuatro momentos.
VOLCÁN COTOPAXI: ELAs VERTIENTE NORTE AÑO 2000
VERTIENTE NORTE: AÑO
2000
BR=1
BR=1,5 BR=2 BR=2,5
COTOPAXI 1
5335
5340
5364
5380
COTOPAXI 2
5261
5261
5288
5308
COTOPAXI 3
5107
5138
5167
5187
COTOPAXI 4
5088
5113
5139
5156
COTOPAXI 5
5055
5040
5104
5125
5169
5178
5212
5231
Promedio
109,01
107,70
97,87
96,88
Desviación Típica
BR=3
5392
5323
5202
5159
5141
5243
97,72
Tabla 15. Grupo de ELAs (en m.s.n.m.) obtenidas por el método AABR para el año 2000 . El valor resaltado
hace referencia a la ELA para este año.
VOLCÁN COTOPAXI: ELAs VERTIENTE NORTE AÑO 2009
VERTIENTE NORTE: AÑO
2009
BR=1 BR=1,5 BR=2 BR=2,5
COTOPAXI 1
5357
5355
5376
5390
COTOPAXI 2
5320
5321
5350
5371
COTOPAXI 3
5118
5124
5151
5170
COTOPAXI 4
5129
5153
5180
5199
COTOPAXI 5
5181
5160
5224
5248
5221
5223
5256
5276
Promedio
98,96
95,60
90,62
89,41
Desviación Típica
BR=3
5400
5386
5184
5212
5266
5290
88,56
Tabla 16. Grupo de ELAs (en m.s.n.m.) obtenidas por el método AABR para el año 2009. El valor resaltado
hace referencia a la ELA para este año.
VOLCÁN COTOPAXI: ELAs VERTIENTE NORTE PEH
VERTIENTE
NORTE: PEH
BR=1
BR=1,5
BR=2
BR=2,5
BR=3
COTOPAXI 1
4986
4990
5000
5007
5013
COTOPAXI 2
4788
4785
4793
4799
4803
COTOPAXI 3
4673
4662
4673
4680
4685
COTOPAXI 4
4690
4680
4689
4695
4699
COTOPAXI 5
4643
4647
4654
4659
4662
4756
4753
4762
4768
4772
Promedio
124,85
128,09
128,47
128,87
129,65
Desviación Típica
Tabla 17. Grupo de ELAs (en m.s.n.m.) obtenidas por el método AABR para la PEH. El valor resaltado hace
referencia a la ELA para esta fase.
VOLCÁN COTOPAXI: ELAs VERTIENTE NORTE GT
VERTIENTENORTE:GT
BR=1
BR=1,5
BR=2
BR=2,5
BR=3
COTOPAXI 1
4559
4606
4637
4659
4676
COTOPAXI 2
4482
4515
4539
4556
4569
COTOPAXI 3
4384
4412
4436
4452
4465
COTOPAXI 4
4350
4361
4382
4396
4407
COTOPAXI 5
4353
4355
4374
4387
4397
Promedio
Desviación Típica
4426
82,09
4450
96,90
4474
100,70
4490
103,74
4503
106,00
Tabla 18. Grupo de ELAs (en m.s.n.m.) obtenidas por el método AABR para el GT. El valor resaltado hace
referencia a la ELA para esta fase.
Gráfico 2. Evolución de la ELA desde el GT hasta el año 2009. Grupo de ELAs obtenidas por el método AABR.
Obtenidos ya los valores de las ELAs y las paleo-ELAs se procede al cálculo del
desplazamiento vertical de la ELA con respecto a la ELA actual (año 2009) (gráfico 3).
Hay que resaltar que la variación de las ELAs se da por el cambio en las condiciones
ambientales (climáticas, volcánicas, topográficas, etc.).
El desplazamiento de la ELA registrado desde el GT al año 2009 es de un ascenso de 864
m. Según Jomelli et al. (2009) y como se explica en el capítulo 1, durante la PEH, las
extensiones máximas de los glaciares en volcanes superiores a 5700 m.s.n.m. en Ecuador se
dieron en torno al año 1730. Para calcular la tasa del ascenso de la ELA desde la PEH hasta
el año 2009 se tomó en cuenta esa fecha propuesta por Jomelli et al. (2009). El resultado
expresa un ascenso de 534 m. Suponiendo una tendencia lineal, la tasa de desplazamiento
de la ELA para esa fase de estudio es de 1,9 m/año. Finalmente, en el periodo 2000-2009 se
observa un ascenso de la ELA de 59 m. Si la tendencia fuese lineal dicho desplazamiento
representa una tasa de ascenso de aproximadamente 6,6 m/año para ese periodo de nueve
años.
▲ ELA (m)
Año 2000
PEH
GT
0
200
400
600
800
1000
metros
Gráfico 3. Desplazamiento vertical de la ELA con respecto a la ELA actual (año 2009).
3.3. MODELOS ESPACIALES DE LAS ELAs y paleo-ELAs.
El resultado obtenido con respecto a las ELAs en los glaciares actuales indica una gran
reducción de la zona de acumulación. El cálculo y la ubicación de las ELAs más un análisis
minucioso de las condiciones ambientales, en un futuro, permitirán obtener información
sobre la posible desaparición de los glaciares. Para el año 2000 se registró una altura de la
ELA de 5231 m.s.n.m., mientras que para el año 2009 la ELA se localizó a 5290 m.s.n.m.
En la PEH el límite de equilibrio de los glaciares se estableció a 4756 m.s.n.m. y en el GT
se encontraba a 4426 m de altitud. Las figuras 18, 19 y 20 muestran los modelos espaciales
de la ubicación de las ELAs sobre la cartografía de sus glaciares actuales o paleo-glaciares
correspondientes.
Según Vuille y Raymond (2000), Vuille et al. (2000), Vuille et al. (2003) y Úbeda (2011),
las variaciones de las ELAs y la recesión de la superficie glaciar se pueden explicar a través
de los cambios producidos en los valores normales de los parámetros climáticos
(temperatura, precipitación, humedad, etc.). El valor de la variación de la paleo-temperatura
obtenida desde la PEH al año 2009 es de un aumento de 3,2°C.
Figura 18. Modelos espaciales de las ELAs para la extensión de los glaciares en los años 2000 y 2009.
Figura 19. Modelo espacial de la ELA para la PEH.
Figura 20. Modelo espacial de la ELA durante el GT.
3.4. MODELOS ESPACIALES DE LAS ZONAS DE ACUMULACIÓN Y DE
ABLACIÓN
El gráfico 4 y la tabla 19 muestran la evolución de las superficies de las zonas de
acumulación y de ablación en el periodo estudiado y el porcentaje con respecto a la
superficie glaciar total. Según los datos expuestos, se observa una disminución de las
superficies de las zonas de acumulación y de ablación. Es importante considerar que los
porcentajes que representan cada una de las zonas respecto a la superficie total del sistema
glaciar varían en el transcurso del tiempo.
La superficie de acumulación en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi, entre el máximo
avance del GT al año 2009, muestra una perdida de 9,05 km²; mientras que la superficie de
ablación experimenta un retroceso de 4,27 km². En cifras relativas, se observa que el porcentaje
que representa el área de acumulación respecto de la superficie total del glaciar en cada
momento se reduce en un 23% entre el GT y el año 2009.
Para el periodo GT - PEH la superficie de acumulación se reduce a la mitad, mientras que
el área de ablación queda representado en menos de la tercera parte. Para el GT se registra
una pérdida de superficie de 5,42 km² y para la PEH de 4,17 km². El área de acumulación
se reduce en un 51,1% y el de ablación en 61,1%. En este periodo la superficie total del
glaciar de la vertiente Norte experimenta una reducción del 57, 8% (10,07 km²).
Entre la PEH y el año 2009 el área de acumulación disminuye en 3,63 km², lo que supone
una redución del 70,1% de la superficie inicial. Mientras que la superfice de ablación
aumenta ligeramente en 0,38 km² (17,4%). En total se reduce en 3,25 km² (44,2%).
Para el periodo 2000-2009 la superficie de acumulación se reduce en 0,13 km² (7,7%) y la
de ablación en 0,1 km² (3,8%). La superfice total se reduce en 0,23 km² (5,3%)
Gráfico 4. Evolución de la superficie de las zonas de acumulación y de ablación.
Porcentaje
Superficie
zonda de
total (km²) acumulación
(%)
Porcentaje
zona de
ablación
(%)
AAR
60,8
39,2
0,61
7,36
70,4
29,6
0,70
2,66
4,34
38,7
61,3
0,39
2,56
4,11
37,7
62,3
0,38
Periodos
estudiados
Zona de
acumulación
(km²)
Zona de
ablación
(km²)
GT
10,6
6,83
17,43
PEH
5,18
2,18
2000
1,68
2009
1,55
Tabla 19. Superficies de la zona de acumulación y de ablación y porcentaje con respecto a la superficie total.
Las figuras 21, 22 y 23 exponen los modelos espaciales de las zonas de acumulación y de
ablación en años 2000, 2009 y en los periodos del GT y la PEH como producto resultante
de los valores obtenidos en la tabla 19.
De los datos anteriomente expuestos se puede explicar que:
o Las áreas de acumulación y ablación por separado no experimentan una reducción
proporcional respecto al total del glaciar.
o La mayor reducción en cifras absolutas en las dos partes en las que se ha dividido la
superficie del glaciar se produce entre el GT y la PEH.
o En cifras relativas, la máxima pérdida en el área de acumulación se produce entre la
PEH y la actualidad (70,1%).
o La superficie del área de ablación aumenta ligeramente entre la PEH y el año 2009.
Sin embargo el total del glaciar ha retrocedido, por lo que ese retroceso repercute
completamente en el área de acumulación.
Figura 21. Modelos espaciales y áreas para las zonas de acumulación y de ablación en los años 2000 y 2009.
Figura 22. Modelo espacial y áreas para las zonas de acumulación y de ablación en la PEH.
Figura 23. Modelo espacial y áreas para las zonas de acumulación y de ablación en el GT
CAPÍTULO 4: DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
La evolución de los glaciares tropicales, en cuanto a avances y retrocesos de sus superficies
se encuentra estrechamente relacionada con las fluctuaciones en las condiciones climáticas.
La presente investigación desarrolló un análisis cuantitativo sobre la evolución glaciar en la
vertiente Norte del volcán Cotopaxi desde el GT al año 2009. Los resultados obtenidos
cuantifican el retroceso en superficie y la evolución del comportamiento de los glaciares en
su balance de masa. Por otro lado, estos valores son de utilidad para futuros estudios sobre
la dinámica glaciar, que muestren la función que cumplen los glaciares como indicadores
del cambio climático, fuentes de abastecimiento de agua y potenciales peligros que
representan para la sociedad en general. Los datos pueden también ser empleados para
establecer posibles medidas de adaptación, la planificación, la gestión del recurso hídrico y
del riesgo.
En síntesis, los resultados obtenidos en esta investigación exponen que la superficie de los
glaciares en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi ha retrocedido en torno a un 76,4%
(13,32 km² de pérdida) desde el periodo GT hasta el año 2009. Desde la PEH al año 2009
se observa una pérdida de hielo de 2,34 km². También se registra un retroceso alrededor del
5,3% (0,23 km²) en el periodo 2000-2009.
Mediante la aplicación del método AABR sobre el sistema glaciar, las ELAs se ubican: en
el GT a 4426 m.s.n.m., en la PEH a 4756 m.s.n.m. en el año 2000 a 5231 m.s.n.m. y en el
año 2009 a 5290 m.s.n.m.
La variación de la paleo-temperatura estimada desde la PEH al año 2009 es de 3,2°C. El
desplazamiento de las ELAs se registra en las siguientes medidas: desde el GT al año 2009
la ELA asciende 864 m; desde la PEH hasta el año 2009 se registra un ascenso de 534 m;
mientras que en el periodo 2000-2009 la ELA asciende 59 m.
4.1. DISCUSIÓN
4.1.1. Delimitación glaciar y cálculo de superficies
Para el presente análisis se han delimitado cinco sistemas glaciares (actuales y paleoglaciares en el periodo GT y en la PEH) sobre la vertiente Norte del volcán Cotopaxi. La
base para dicha delimitación fueron las fotografías aéreas tomadas en los años 2000 y 2009
sobre las que se han aplicado el método de interpretación estereoscópica y el procesamiento
vectorial en un Sistema de Información Geográfica.
En relación a la primera interpretación realizada para los paleo-glaciares en la presente
investigación, el frente de los mismos se situó a 4000 - 4100 m.s.n.m., lo que coincide con
la interpretación de Schubert y Clapperton (1990), que relacionan esta extensión glaciar con
el periodo GT (12 ka a 10 ka. años A.P.). Es importante señalar que ese rango altitudinal
expuesto por Schubert y Clapperton (1990) fue establecido según el análisis realizado en 3 4 cordones morrénicos terminales en los Andes ecuatorianos excepto en el Cotopaxi. Sin
embargo, como se explicó anteriormente a través de la fotointerpretación se detectaron
ciertas geoformas que señalan un posible avance del glaciar hasta ese límite altitudinal en la
vertiente Norte. El periodo GT en la vertiente Norte presentó una superficie de hielo de
17,43 km².
Para la PEH el frente de los glaciares se ubicó en el presente estudio aproximadamente a
4580 m.s.n.m en la vertiente Norte. Schubert y Clapperton (1990) a través del estudio de
Hastenrath (1981) exponen que los glaciares durante la PEH avanzaron hasta el rango de
los 4300 m.s.n.m. y el glaciar existente. Por lo tanto, el área de la PEH establecida en este
estudio coincide con ese intervalo. Para la PEH se registró un área aproximada de 7,36 km²
de cobertura glaciar en la vertiente Norte del volcán.
Cabe considerar que la delimitación de los momentos GT y la PEH se realizó de forma
hipotética ya que el volcán Cotopaxi ha presentado actividad relativamente reciente (última
actividad registrada con un VEI* 4 en el año 1877) que puede haber borrado las huellas de
los glaciares. Es por eso, que para la delimitación de la fase GT se tomó en cuenta ciertos
rasgos y vestigios geomorfológicos. De igual manera, el área delimitada para la PEH, en
ambas fotografías y en ciertos tramos, se encontró cubierta por capas de ceniza lo que
impidió obtener una delimitación precisa de la máxima extensión glaciar en ese periodo.
Para conseguir una mejor precisión se requieren posteriores trabajos de campo y de
datación absoluta. Estos trabajos permitirían obtener con exactitud la extensión de los
glaciares en los distintos periodos y ayudarían a una mejor interpretación de su dinámica
hasta el presente.
Por otro lado, en relación a los glaciares actuales, Jordan et al. (2005) aplicaron un método
fotogramétrico digital para la reconstrucción de los glaciares en los años 1976 y 1997, con
la finalidad de establecer la evolución glaciar en ese periodo. Este método, en términos
generales, consiste en la georreferenciación de las fotografías aéreas, orientación interna y
la aerotriangulación para obtener como resultado dos modelos digitales de alta resolución y
ortofotos. Sobre dichas ortofotos se empleó el proceso de restitución aerofotogramétrica
donde se reconstruyeron 19 sistemas glaciares sobre el casquete glaciar del volcán
Cotopaxi.
Para los cinco primeros sistemas glaciares de la vertiente Norte del Cotopaxi tratados en
esta investigación, Jordan et al. (2005) indican una superficie de 5,77 km² en el año 1976 y
de 4,96 km², en el año 1997, lo que supone un 29% de pérdida en la superficie del glaciar.
Este porcentaje es muy similar al 30% de retroceso que calculan Francou et al. (2000) para
el glaciar 15 α (0º28'30'' S, 78º08'55'' O) del volcán Antisana durante el periodo 1956 1997.
Para el año 2006, Cáceres (2010) establece una superficie del casquete glaciar sobre la
vertiente Norte de 4,22 km². Las superficies del glaciar en la vertiente Norte que se han
obtenido en la presente investigación fueron: para el año 2000 de 4,34 km² y para el año
2009 de 4,11 km². En concordancia con los valores obtenidos de Cáceres (2010) y los datos
expuestos en la investigación se puede asumir que la tasa de retroceso glaciar durante el
periodo 2000 - 2006 fue de 0,017 km²/año y para la fase 2006 - 2009, de 0,028 km²/año,
sobre la superficie de los cinco sistemas glaciares de la vertiente Norte. Por lo tanto, el
valor expuesto por Cáceres (2010) de la superficie glaciar en la vertiente Norte para el año
2006 muestra una secuencia lógica temporal en comparación con los datos obtenidos en
este estudio. En este punto, es importante resaltar que los valores de deglaciación obtenidos
se pueden precisar si son contrastados con otros datos de temperatura del aire y suelo y
calor geotérmico.
4.1.2. Equilibrium Line Altitudes (ELAs y paleo-ELAs)
En el presente estudio se calcularon las ELAs para el complejo glaciar de la vertiente Norte
del volcán Cotopaxi a través del método AABR en los cuatro periodos analizados. Los
resultados localizan la ELA a 5231 m.s.n.m. en el año 2000 y a 5290 m.s.n.m., para el año
2009. Durante el periodo glaciar del GT la paleo-ELA se ubica en los 4426 m.s.n.m. y en la
PEH, en los 4756 m.s.n.m.
Según los datos expuestos por La Condamine (1751) y Bouguer (1748) a mediados del
siglo XVIII sobre los glaciares ubicados en altitudes superiores a los 5700 m.s.n.m. la
paleo-ELA se situaba sobre los 4700± 50 metros11. El resultado obtenido en la presente
investigación para la paleo-ELA por el método AABR en el periodo de la Pequeña Edad de
Hielo como se expuso anteriormente fue de 4756 m.s.n.m. Por lo tanto, los valores de las
paleo-ELAs comparados coinciden significativamente.
Por otra parte, para la discusión comparativa de las ELAs actuales se toma en cuenta el
trabajo expuesto por Cáceres (2010), donde aplica el método AAR (Acumulation Area
Ratio) para obtener la altura de la ELA en el glaciar del Cotopaxi para el año 2006.
El valor obtenido por el método AAR fue medido sobre el glaciar 15 del Antisana (Francou
et al., 2000) desde el año 1995 y se considera como el valor más representativo para los
glaciares de Ecuador. Cáceres (2010) al realizar el análisis de los datos del año 2006 en el
volcán Antisana calcula un coeficiente de correlación de 0,84 (Cáceres, 2010). El
porcentaje obtenido según el método AAR sobre el glaciar 15 del Antisana es del 72,42%.
Este mismo porcentaje se aplicó a cada una de las áreas correspondientes a los aparatos
glaciares definidos sobre el glaciar del Cotopaxi, luego se ubicó la curva de nivel
correspondiente sobre la topografía de base usando el software ArcMap 9,3 y se ajustó el
11
Tomado de Cáceres (2010), donde no se especifica el método de obtención de la ELA.
valor correspondiente al 72,42% del área total, de esta manera se obtuvo la posición de la
línea de equilibrio para cada aparato glaciar (Cáceres, 2010). Al momento no se dispone de
otro valor de la ELA para los glaciares del Ecuador (Cáceres, 2010).
Cáceres (2010) aplicó ese porcentaje sobre los cinco sistemas glaciares en la vertiente
Norte del Cotopaxi y obtuvo los siguientes resultados (tabla 20):
Sistema glaciar
Nombre del glaciar
Altura de la línea de equilibrio
(m.s.n.m.)
COT1
Sindipampa
5240
COT2
Carero Machay
5145
COT3
Potrerillos
4935
COT4
Pucahuaycu Norte
4930
COT5
Mudadero
4930
Tabla 20. ELAs obtenidas en el estudio del año 2006 para los glaciares de la vertiente Norte del Cotopaxi
por Cáceres (2010).
Para poder establecer un análisis comparativo con las ELAs obtenidas en la presente
investigación y con los valores de Cáceres (2010) se comparó con los valores de las ELAs
cuando BR=1 (tabla 21).
Sistema
glaciar
(figura 15)
COT1
COT2
COT3
COT4
COT5
Nombre del
glaciar
Sindipampa
Carero
Machay
Potrerillos
Pucahuaycu
Norte
Mudadero
Altura de la línea de
equilibrio (Año 2000)
por el método AABR
(BR=1)
5335
Altura de la línea de
Altura de la línea
equilibrio (Año
de equilibrio (Año
2006) por el método
2009) por el método
AAR. (Cáceres,
AABR (BR=1)
2010)
5240
5357
5261
5145
5320
5107
4935
5118
5088
4930
5129
5055
4930
5181
Tabla 21. Cuadro comparativo de las ELAs obtenidas por Cáceres (2010) y de las ELAs expuestas en la
presente investigación para los cinco aparatos glaciares.
Los datos expuestos en la tabla 21 muestran cierta incongruencia. Se observa que la ELAs
del año 2006 se encuentran más bajas que las ELAs del año 2000 lo que no demuestra una
secuencia lógica temporal. La incongruencia de los resultados se pueden explicar primero
porque las fotografías aéreas del año 2000 y 2009 no fueron objeto de ortorrectificación.
Segundo, el método para la obtención de la ELA en ambos casos fue distinto. En el estudio
de Cáceres (2010) realizado en el Cotopaxi se utiliza un porcentaje (o ratio) para obtener la
línea de equilibrio en el glaciar 15 α del volcán Antisana y no precisamente para los
sistemas glaciares del Cotopaxi.
Por otro lado, la variación de las temperaturas se considera uno de los principales factores
de la recesión de los glaciares y de los desplazamientos de las ELAs (Úbeda, 2011), por lo
que se ha calculado ese parámetro entre la PEH y el año 2009. El resultado obtenido fue un
aumento de 3,2 ºC entre las dos fechas. Sin embargo, en el estudio desarrollado por Jomelli
et al. (2009), a través del análisis de registros meteorológicos, se determina que la paleotemperatura para la PEH pudo ser aproximadamente 0,8 - 1,1 °C inferior a la actual. Otros
trabajos que emplean el mismo método que el presente estudio muestran también valores
similares a los de Jomelli et al. (2009). Por ejemplo, Giráldez (2011), estima que la
temperatura aumentó unos 0,78 °C desde la PEH en la vertiente Suroeste del Nevado
Hualcán en la Cordillera Blanca de Perú (Andes Centrales). Según esta comparación, el
valor de 3,2ºC resulta excesivo. Ya se ha apuntado que entre la PEH y el momento actual se
produce una mayor pérdida relativa en la superficie del área de acumulación, aunque el área
de ablación experimenta un ligero aumento. Este hecho parece estar ligado a la fuerte
actividad volcánica que presentó el volcán a finales del siglo XIX, con valores de VEI* que
oscilan entre 3 y 4.
El valor de la variación de la temperatura (3,2 °C) en este estudio se estimó suponiendo que
en la actualidad el glaciar está controlado únicamente por las condiciones climáticas sin
considerar otras variables locales que pueden incidir directamente en ese valor como es la
actividad volcánica y el calor geotérmico.
En el año 1877 (tabla 2) el volcán Cotopaxi presentó actividad y produjo un gran flujo de
lodo a causa del derretimiento extendido del glaciar, esta condición también podría explicar
que la pérdida glaciar se dio por un deshielo masivo a causa de una erupción volcánica y no
precisamente por una condición climática.
4.2. CONCLUSIONES
Los glaciares tropicales constituyen importantes fuentes de abastecimiento de agua de
consumo para distintas actividades y representan un riesgo potencial muy alto para los
sistemas económicos agroproductivos, infraestructuras y asentamientos humanos que
circundan las áreas de peligro.
El presente trabajo tuvo como objetivo reconstruir los sistemas glaciares en distintos
momentos con la finalidad de generar información cuantitativa sobre las superficies y ELAs
glaciares en la vertiente Norte del volcán Cotopaxi. Esta aproximación permitirá que
futuros estudios muestren el papel que cumplen los glaciares tropicales como indicadores
del cambio climático global.
Las conclusiones específicas obtenidas en este estudio son:
·
El método AABR no arrojó el mejor resultado para medir la evolución de las ELAs
en los 4 momentos estudiados y para la determinación de la paleo-temperatura. Por
lo tanto el método no es aplicable para glaciares que se encuentran sobre volcanes
activos.
·
A través de la delimitación de los paleo-glaciares sobre la vertiente Norte del volcán
Cotopaxi se pudo establecer que la superficie aproximada de hielo en el periodo GT
fue de 17,43 km² y en la PEH se registró un área de 6,85 km² lo que supone un
porcentaje del 60,69% de pérdida glaciar entre estos dos periodos.
·
Con respecto a los glaciares actuales, en el año 2000 se determinó sobre los
glaciares ubicados en la vertiente Norte una superficie de 4,34 km². A su vez, en el
año 2009 la superficie glaciar constituyó 4,11 km², lo que demuestra un 5,30% de
recesión glaciar en el periodo 2000-2009. El ritmo de retroceso de la superficie
glaciar sobre la vertiente Norte del volcán Cotopaxi es generalizado el cual se ha
incrementado en las dos últimas décadas.
·
Los resultados obtenidos a través de la aplicación del método AABR sitúan la ELA
sobre la vertiente Norte a 5231 m.s.n.m. en el año 2000 y a 5290 m.s.n.m. en el
2009. Para el periodo GT la paleo-ELA se ubica en los 4426 m.s.n.m. y en la PEH
en los 4756 m.s.n.m.
·
El análisis de las variaciones de las ELAs del periodo Glaciar Tardío, de la Pequeña
Edad de Hielo y del año 2000 con respecto a la ELA actual (2009) se extraen las
siguiente conclusiones:
o Desde la PEH a la época actual (2009) la ELA asciende 534 m, lo que
determina una tasa de variación de la ELA de 1,9 m/año.
o En el año 2009 la ELA se localiza a 5290 m.s.n.m. En el periodo 2000-2009
la ELA asciende 59 m, lo que supone una tasa de 6,6 m/año.
·
De acuerdo a los datos obtenidos en el desarrollo de los modelos espaciales de las
zonas de acumulación y de ablación se observa que en el GT-PEH y el año 2009, en
cifras relativas, se invierte el porcentaje de la distribución espacial del área de
acumulación y ablación.
·
El valor obtenido del procesamiento cartográfico para la obtención de las ELAs por
el método AABR y de las superficies glaciares se puede precisar a través de la
ortorrectificación de las fotografías aéreas y toma de puntos GPS en el campo.
·
El cambio de la temperatura de la Pequeña Edad de Hielo al año 2009 en esta
investigación fue estimada en 3.2 ºC. La estimación se realizó de acuerdo a un
gradiente térmico vertical del aire aceptado y suponiendo que el glaciar actual está
en equilibrio con las condiciones climáticas. Sin embargo, el resultado obtenido no
es el más acertado y esta anomalía registrada en la variación de la temperatura
podría ser explicada más por causas volcánicas que climáticas. Estudios
complementarios sobre la temperatura, tendencias de las precipitaciones, datos
meteorológicos y variables ambientales locales podrían explicar de manera más
precisa el fenómeno del desplazamiento de la ELA y por ende la recesión glaciar en
el glaciar del Cotopaxi.
BIBLIOGRAFÍA
·
Aguilera, E., Calatrava, L., Pareschi, MT. y Rosi, M. (1996). Numerical simulation
of the lahars triggered by the 1877 eruption of Cotopaxi Volcano (Ecuador).
Transactions on Ecology and the Environment. Vol. 12. pp 205-214.
·
Andrés, N. (2011). Técnicas de información geográfica aplicadas al estudio del
origen de los lahares y su experimentación en estratovolcanes tropicales.
Universidad Complutense de Madrid.
·
Barragán, R. y Baby, P. (2004). Evolución magmática actual de la zona subandina:
volcanes el Reventador y Sumaco, modelos geodinámicos preliminares. En: Baby,
P., Rivadeneira, M. y Barragán, R. (eds.): La cuenca Oriente: Geología y Petróleo.
IRD. Quito. pp 183-201.
·
Benn, D. I., Owen, L., Osmaston, H., Seltzer, G. O., Porterd, S. C. and Mark, B.
(2005). Reconstruction of equilibrium-line altitudes for tropical and sub-tropical
glaciers. Quaternary International. pp 138-139, 8-21.
·
Cáceres, B. (2002). Comportamiento de un glaciar de la Cordillera Real del Ecuador
en relación con los factores climáticos, cambios geométricos registrados sobre el
glaciar en el período 1995-2001. Estudio realizado en el glaciar 15 alfa del
Antisana. Tesis de grado. Universidad Central del Ecuador. Facultad de Geología
Minas, Petróleo y Ambiental. Quito.
·
Cáceres, B. (2010). Actualización del inventario de tres casquetes glaciares del
Ecuador. Quito.
·
Cáceres, B., Ramírez, J., Francou, B., Eissen, J., Taupin, J., Jordan, E., Ungerechts,
L., Maisincho, L., Barba, D., Cadier, E., Bucher, R., Peñafiel, A., Samaniego, P. y
Mothes, P. (2004). Determinación del volumen del casquete de hielo del volcán
Cotopaxi. INAMHI, INGEOMINAS, IRD, IG, GREATICE. Ecuador.
·
Cáceres, B., Francou, B., Favier, V., Bontron, G., Tachker, P., Bucher, R., Taupin,
J., Vuille, M., Maisincho, L., Delachaux, F., Chazarin, J.P., Cadier, E. y Villacis, M.
(2006). El glaciar 15 del Antisana investigaciones glaciológicas y su relación con el
recurso hídrico. Climate Variability and Change - Hydrological Impacts
(Proceedings of the fifth friend World Conference held. La Habana.
·
Clapperton, C. y McEwan, C. (1985). Late Quaternary moraines in the Chimborazo
area. Arctic and Alpine Research. Vol. 17. pp 135-142.
·
Dumont, J., Santana, E., Valdez, F., Tihay, J., Usselmann, P., Iturralde, D. y
Navarrette, E. (2005). Fan beheading and drainage diversion as evidence of a 32002800 BP earthquake event in the Esmeraldas-Tumaco seismic zone: A case study
for the effects of great subduction earthquakes. Guayaquil.
·
Ego, F., Sebrier, M., Lavenu, A., Yepes, H. y Eguez, A. (1996). Quaternary state of
stress in the Northern Andes and the restraining bend model for the Ecuadorian
Andes. Tectonophysics. pp 101-116.
·
Fallas, J. (2010). Georreferenciación de archivos raster y ajuste geoespacial de
capas vectoriales con ArcGIS. GeoAmbiente, Escuela de Ciencias Ambientales,
Universidad Nacional. Heredia, Costa Rica.
·
Francou, B. (2004). Andes del Ecuador: los glaciares en la época de los viajeros
(Siglos XVIII a XX). In J.P. Deler & E. Mesclier (eds), Los Andes el reto del
espaciomundo Andino homenaje a Olivier Dollfus. pp 137-152.
·
Francou, B. (2007). Recesión de los glaciares en Ecuador: una respuesta al cambio
climático. Revista Montaña. Quito.
·
Francou, B., Ramirez, E., Cáceres, B. y Mendoza, J. (2000). Glacier evolution in the
tropical Andes during the last decades of the 20th century. Chacaltaya, Bolivia, and
Antisana. Ecuador.
·
Francou, B., Vuille, M., Favier, V. y Cáceres, B. (2004). New evidences of ENSO
impacts on glaciers at low latitude: Antisana 15, Andes of Ecuador, 0°28′. J.
Geophys.
·
Giráldez, C. (2011). Glacier evolution in the South West slope of Nevado Hualcán.
Master project. Universidad Complutense de Madrid.
·
Hall, M. y Beate, B. (1991). El Volcanismo Plio-Cuaternario en los Andes del
Ecuador. En: Mothes, P. (ed.), El Paisaje Volcánico de la Sierra Ecuatoriana:
geomorfología, fenómenos volcánicos y recursos asociados. Estudios de Geografía
Vol. 4. pp 5-18.
·
Hall, M., Mothes, P., Samaniego P., Yepes, H. y Andrade, D. (2004). Mapa
Regional de los peligros potenciales del volcán Cotopaxi zona norte y sur. Escala. 1/
50.000. Edit. IGM-IG/EPN-IRD-Embajada de Alemania. Quito.
·
Hall, M. y Mothes, P. (2008). The rhyolitic-andesitic eruptive history of Cotopaxi
volcano. Bull Volcanol. Vol. 70. pp 675-702.
·
INAMHI (Instituto Nacional de Meteorología e Hidrología). (2008). Programa
Glaciares Ecuador. Quito.
·
IPCC (Intergovernmental panel of climate change). (2007). Cambio climático 2007:
Informe de síntesis. Contribución de los Grupos de trabajo I, II y III al Cuarto
Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio
Climático [Equipo de redacción principal: Pachauri, R.K. y Reisinger, A. (directores
de la publicación)]. IPCC. Ginebra.
·
IRD (Institut de recherche pour le développement). (2007). El fin de las cumbres
nevadas: glaciares y cambio climático en la Comunidad Andina. Lima.
·
Jomelli, V., Favier, V., Rabatel, A., Brunstein, D., Hoffmann, G. y Francou, B.
(2009). Fluctuations of glaciers in the tropical Andes over the last millennium and
palaeoclimatic implications: A review, Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology. pp 269-282.
·
Jordan, E. y Hastenrath, S. (1998): Glaciers of Ecuador. Satellite image atlas of the
glaciers of the world - South America. USGS Professional paper. pp 31-50.
·
Jordan, E., Ungerechts, L., Cáceres, B., Francou, B., Peñafiel, A. y Francou, B.
(2005): Estimation by photogrammetry of the glacier recession on the Cotopaxi
Volcano between 1956 and 1997. Hydrological Sciences Journal. pp 949-961.
·
Kaser, G. (1999). A review of the modern fluctuations of tropical glaciers. Global
and Planetary Change. pp 93-103.
·
ORSTOM. (1996). Montañas, Glaciares y Cambios Climáticos. Escuela Politécnica
Nacional. Quito.
·
Osmaston, H. (2005). Estimates of glacier equilibrium line altitudes by the Area x
Altitude, the Area x Altitude Balance Ratio and the Area x Altitude Balance Index
methods and their validation. Quaternary International. pp 138-139, 22-31.
·
Pistolesi, M., Rosi M., Cioni, R., Cashman, K., Rossotti, A, Aguilera, E. (2011).
Physical volcanology of the post–twelfth-century activity at Cotopaxi volcano,
Ecuador: Behavior of an andesitic central volcano. Geological Society of America
Bulletin. pp 1193-1215.
·
Samaniego, P., Ordóñez, J., Schilling, S. y Mothes, P. (2011). Los posibles
escenarios eruptivos del Cotopaxi y la delimitación de zonas inundadas por lahares.
IG-EPN, IRD y USGS.
·
Schubert, C. y Clapperton, C. (1990). Quaternary Glaciations in the northern Andes
(Venezuela, Colombia and Ecuador). Quaternary Science Reviews, vol. 9, issue 23. pp 123-135.
·
Sodiro, L. (1877). Relación sobre la erupción del Cotopaxi acaecida el día 26 de
Junio de 1877. Imprenta Nacional. Quito.
·
Stern, C. (2004). Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting.
University of Colorado.
·
Úbeda, J. (2011). El impacto del cambio climático en los glaciares del complejo
volcánico Nevado Coropuna (Cordillera Occidental de los Andes Centrales.
Universidad Complutense de Madrid.
·
Vitry, C. (1997). Los secretos sagrados de la montaña. Revista N° Miradas: Arte,
Ciencias y Creencias del Norte. Vol 10. Salta.
·
Vuille, M., Bradley, R.S. y Keimig, F. (2000). Climate variability in the Andes of
Ecuador and its relation to tropical Pacific and Atlantic sea surface temperatures
anomalies. J. Climate. Vol 13. pp 2520-2535.
·
Vuille, M. y Raymond, S. (2000). Mean annual temperature trends and their vertical
structure in the tropical Andes. Geophysical Research Letters. Vol 23. pp 38853888.
·
Vuille, M., Bradley, R.S., Werner, M. y Keimig, F. (2003). 20th century climate
change in the tropical Andes: observations and model results. Climatic Change. pp
75-99.
·
Winckell, A. (1997). Paisajes Naturales del Ecuador. Vol 1. Geografía Básica del
Ecuador. Quito.