Balance de energía en la superficie del glaciar

Balance de masa hidrológico
Método indirecto del balance hidrológico
Este método establece una comparación, a escala de tiempo anual,
entre la cantidad de hielo acumulado por las precipitaciones sólidas y
líquidas medidas/estimadas (P) y la ablación medida/estimada
(evaporación y sublimación) (E). En él se considera también la fusión
R, medida directamente a través de una estación limnigráfica ubicada
sobre el emisario a poca distancia del glaciar.
Una primera aproximación del balance hidrológico (bh) se obtiene
aplicando la siguiente ecuación (Paterson, 1994):
bh = P - R - E
Balance hidrológico
En una cuenca vertiente el balance hidrológico se puede determinar con la ecuación
de conservación expresada como:
P + S = R + E + (S ± ΔS) donde:
P: precipitaciones liquidas y sólidas para el paso de tiempo del balance,
[mm]
S: (del inglés stock) recursos en aguas dentro de la cuenca al final del paso de
tiempo precedente, (agua de superficie y subterránea, humedad del suelo, nieve ,
hielo, etc.)
[mm]
R: escurrimiento superficial (escurrimiento) y subterráneo (escurrimiento base)
durante el paso de tiempo del balance,
[mm]
E: evaporación (de la superficies de agua libre), sublimación (nieve y hielo) y
evapotranspiración (cobertura vegetal) durante el mismo paso de tiempo,
[mm]
S ± ΔS: estado de los recursos al final del paso de tiempo del balance,
[mm]
Los componentes del balance hídrico se expresan clásicamente en volúmenes [m3], o
en altura de agua [mm], si los relacionamos con la superficie de la cuenca.
Hablaremos entonces de “lámina de agua” (precipitada, escurrida, evaporada,
almacenada, etc.).
Δt = paso de tiempo del balance (generalmente de uno más años).
Balance hidrológico
Esta ecuación de conservación aplicada a la cuenca, expresa simplemente
que:
“La diferencia entre la cantidad de agua entrante (I) y saliente (O) de un
sistema (la cuenca) entregada durante un periodo determinado (el paso de
tiempo durante el balance) es igual a la variación del volumen de agua
almacenado (ΔS) por el sistema durante el mismo paso de tiempo.”
Esta diferencia (ΔS) es también llamada déficit de escurrimiento (D) o
simplemente “Déficit”
I – O = ΔS
con
I = P y O = E + R encontramos que
P – E – R = ΔS
Si la cuenca es “ideal” (impermeable, sin glaciares, sin agua subterránea)
ΔS = 0 (no hay variación del stock) y resulta E = P – R que la diferencia
entre lo que entra P y lo que sale R es igual a la suma de la evaporación,
evapotranspiración y sublimación.
Balance hidrológico
En una cuenca con glaciares “en equilibrio” con el clima
se podría aplicar la ecuación anterior.
Sabemos que en la actualidad esto no ocurre y no se
puede considerar que la cuenca glaciar tenga ΔS = 0.
Pero podemos, abusivamente, seguir definiendo el Déficit
como D = P – R
El problema es que sobre una cuenca glaciar nadie sabe
medir bien la precipitación P y, menos aún la evaporación
E...
Lo que es medido o más exactamente “estimado” por los
glaciólogos, para un intervalo Δt, es la cantidad de
nieve/hielo “acumulada” en de la zona de acumulación
(P – E) o la “desaparecida por ablación” (P – E – R).
Balance hidrológico
De todas maneras, las variaciones de este déficit D son
significativas:
D positivo: la cuenca acumula recurso en agua en la
reserva de los glaciares que aumentan en volumen y
avanzan.
D negativo: ocurre lo contrario; la desglaciación y el
retroceso de los glaciares. La cuenca toma de sus
glaciares el suplemento del recurso necesario para
equilibrar su balance, dado que el escurrimiento es
superior a las precipitaciones.
Balance de masa hidrológico
BALANCE HIDROLÓGICO EN UNA CUENCA GLACIAL
Sin tomar en cuenta la sublimación, pero considerando
el promedio de las precipitaciones colectadas por los
pluviómetros representativos P (en m), la superficie de
glaciar SG (en m2),el caudal de derretimiento D (en m3),
la superficie total de la cuenca donde él se localiza S y
el coeficiente de escurrimiento ce, el balance
hidrológico bh se puede obtener de la siguiente
manera:
bh = P – (1/SG ) [D – (S-SG) ce P]
El termino de la ecuación (1/ SG) D representa la
fracción de la descarga total que proviene del glaciar.
Balance de masa hidrológico
PARA MEDIR SUS COMPONENTES EN UNA CUENCA GLACIAL DEBERÁ
INSTALARSE
UN SISTEMA PARA MEDIR
LAS PRECIPITACIONES,
UNA ESTACIÓN
METEOROLÓGICA Y
UNA ESTACIÓN PARA
MEDIR LOS CAUDALES
Cáceres, B. et al. Evolución de los
glaciares del Ecuador – Relación con
el Cambio Climático. Programa
Glaciar Ecuador. INAMHI -IRD
La estación limnimétrica
La estación limnimétrica que cierra la cuenca, debe ser instalada lo más
cerca posible del glaciar de salida a fin de que el coeficiente de superficie
glaciar SG/S se haga lo más grande posible.
Conflictos:
1 la imposibilidad frecuente de encontrar cerca del glaciar sitios
favorables para la instalación de una estación limnigráfica.
2 que los escurrimientos sean demasiado difusos para poder ser
concentrados hacia la estación.
3 que la pendiente o la geometría del cauce no sean compatibles con la
instalación de una estación dentro de las reglas de la obra de arte.
4 que la ubicación sea demasiado expuesta a los riesgos glaciares,
caídas de seracs, avalanchas, etc
5 es imperativo que el escurrimiento entre el glaciar y la estación
limnigráfica sea visible y sencillo: en ningún caso estos escurrimientos
deben diseminarse y/o infiltrarse dentro de las morenas.
GLACIAR ZONGO – BOLIVIA - superficie: 2,4 km2 rango altitudinal 4900 - 6000 m snm
AAR1991-2002 = 61%
Sicart et al. 2007.Glacier mass balance of tropical Zongo glacier, Bolivia, comparing
hydrological and glaciological methods. Global and Planetary Changes 59, pages 27 -36
GLACIAR ZONGO
GLACIAR ZONGO
GLACIAR ZONGO
Instrumentos y características de los
sensores e instalación en las estaciones
meteorológicas del glaciar Zongo (ORE) y
del glaciar Charquini.
VALORES MEDIOS DIARIOS – SEPTIEMBRE 1999 – AGOSTO 2000
CAUDAL (litros por segundo)
a 4830 m snm ,
PRECIPITACIÓN (mm)
a 4750 msnm (P4750) 150 m por debajo del frente del glaciar
TEMPERATURA DEL AIRE
a 4750 msnm
VER RÉGIMEN DE
PRECIPITACIÓN
GLACIAR ZONGO
Sicart et al. 2007.Glacier mass balance of tropical Zongo glacier, Bolivia, comparing hydrological and
glaciological methods. Global and Planetary Changes 59, pages 27 -36
Regimen de acumulación y ablación, Bolivia
Regimen de acumulación y ablación, Andes Centrales de Argentina
GLACIAR ZONGO
La precipitación varía poco con la altura
Sicart et al. 2007.Glacier mass balance of tropical Zongo glacier, Bolivia, comparing hydrological and
glaciological methods. Global and Planetary Changes 59, pages 27 -36
BALANCE GLACIOLOGICO Y ALTITUD
GLACIAR ZONGO
El GVB en la zona de
ablación es de
alrededor de 2 m
e.a./100 m
Los bn fueron
negativos y el glaciar
perdió alrededor de 3
m e.a. entre 1991 y
2000
Sicart et al. 2007.Glacier mass balance of tropical Zongo glacier, Bolivia, comparing hydrological and
glaciological methods. Global and Planetary Changes 59, pages 27 -36
COMPARACION bg y bh 1992-2002 (con 1P y 1.5P)
GLACIAR ZONGO
Zona gris = bng ± 400 mm e.a.
Zona bnh con 0,5 ≤ ce ≤ 1
El bnh es menor que
el bng pero ambos
reproducen en forma
similar las
variaciones interanuales.
Los errores en bng
(± 40 cm e. a.) no
alcanzan para
explicar las
diferencias entre
bnh y bng.
GLACIAR ZONGO
bnh (con1.P) vs bng 1991-2002
bnh (con1.5P) vs bng 1991-2002
En el bnh los errores en la evaluación de
la evaporación y del almacenaje de agua
dentro del glaciar tampoco alcanzan.
Los errores en la medida del
escurrimiento y la incertidumbre en ce
tienen poco impacto en el bnh.
Los autores concluyen que los bnh son
bajos por la captura deficitaria de la
precipitación de los pluviómetros (del 30 al
50% de déficit).
También consideran que la fuente más
importante de error en el bng yace en los
problemas de muestreo para determinar la
densidad.
Fig 6. (de Sicart et al) Balance de masa anual
hidrológico (bnh) vs balance glaciológico (bng).
Los cuadrado blancos muestran el bnh
calculado con P (valor promedio de los
pluviómetros (P1 a P8). Los puntos negros
muestran el bnh calculado con P + 50%
Los valores promedios de bg y bh
bng =
- 240 mm e.a. (SD = 790 mm e.a.)
bnh (con 1.P) =
- 880 mm e.a. (SD = 740 mm e.a.)
bnh (con 1.5 P) =
- 230 mm e.a. (SD = 800 mm e.a.)
BALANCE DE ENERGÍA
Balance de energía
Dificultades y límites de la medición del balance de enegía
El monitoreo de los procesos que intervienen en la
determinación del balance de energía en la superficie de los
glaciares requiere la realización, entre otros, de:
1) visitas de rutina frecuentes, por los menos tres veces por
mes, para verificar la horizontalidad de la estación EMA,
para evitar que sea sepultada por la capa de nieve en
temporada húmeda, para verificar los problemas de
abastecimiento de energía, etc. y,
2) visitas largas (de 7 a 15 días) a terreno durante cada
estación del año.
Balance de energía
De este modo, que ANTES DE EMPRENDER ESTE TIPO
DE MEDICIONES es necesario tener una alta motivación
científica y disponibilidad de tiempo, de personal y de
dinero.
Además, este monitoreo puede ser realizado solo en
lugares precisos, en el sitio de la estación EMA.
La extrapolación de esta información a todo el glaciar es
delicada y, a veces, problemática.
Hasta ahora, para comprender cómo se derrite un glaciar,
el mejor sitio para instalar una estación EMA y seguir el
balance de energía es el punto medio de la zona de
ablación, entre el frente y la ELA, o un poco más abajo.
Balance de energía
Balance de energía en la superficie del glaciar
El balance energético o balance calórico consiste en realizar
el inventario de los flujos energéticos (radiativos, conductivos
y turbulentos) entre el glaciar y la atmósfera.
Es fundamental para comprender físicamente cómo el glaciar
responde a las variables meteorológicas y, en consecuencia,
al clima.
Para calcular el balance de energía se utiliza la siguiente
ecuación (en ella los flujos hacia la superficie se consideran
positivos):
R + LE + H + P + G = ΔQ ( en W m-2)
Balance de energía
R + LE + H + P + G = ΔQ ( en W m-2)
donde :
R
es la radiación en todas las longitudes de onda
H y LE
son, respectivamente, los flujos turbulentos de calor
sensible y latente
P
el flujo de energía aportado por las precipitaciones
(despreciable frente a los otros flujos),
G
el flujo conductivo en la nieve o el hielo (nulo en
promedio diario en la zonas de ablación de los
glaciares andinos que son “templados”).
ΔQ
representa la variación de energía que resulta en la
capa superficial de un glaciar.
Si ΔQ es positivo, el glaciar recibe un flujo de calor que va a ser
utilizado primero para aumentar su temperatura en caso que sea
negativa y luego, cuando el punto de fusión haya sido alcanzado, para
derretir el hielo.
Balance de energía
La radiación R puede ser expresada como:
R = S↓- S↑+ L↓- L↑= S↓ (1-α) + L↓- L↑)
S↓ y S↑
L↓
L↑
son la radiación solar de ondas cortas incidente y
reflejada, α el albedo,
la radiación de ondas largas recibidas desde la
atmósfera,
la radiación de ondas largas emitidas por la superficie.
La radiación solar, o radiación en onda corta, comprende los componentes de radiación
ultravioleta, visible y cercanos al visible, provenientes del sol. Cerca del 99% de la radiación
solar que llega a la superficie terrestre se encuentra entre los 300 y 3.000 nm de largo de
onda (0,3 y 3 μm).
La radiación en onda larga, o radiación terrestre, es la radiación infrarroja emitida por la
atmósfera y todos los objetos en la superficie terrestre con temperatura superior a la del cero
absoluto.
La radiación en onda larga es aquella entre los largos de onda de 3.500 y 50.000 nm. En
general, se acepta como tal a toda aquella entre 3 y 100.000 nm (o 3 y 100 μm)
EL ALBEDO
a = S↑ / S↓
Rango
Promedio
Nieve seca
0,80 – 0,97
0,87
Nieve fundiéndose
0,66 – 0,88
0,74
Neviza, firn
0,43 – 0,69
0,53
Hielo ligeramente sucio
0,26 – 0,33
0,29
Hielo cubierto por detrito
0,10 – 0,15
0,12
El albedo para un día específico (i), αs (i), dependerá del
tiempo que ha pasado desde la ultima caída de nieve, de
acuerdo a:
s = dia de la precipitación de la nieve fresca (frs)
a frs = nieva fresca = 0,85
a fi = nieve vieja = 0,60
a i = hielo = 0,40
t* = valor del coeficiente de incremento exponencial = 1,1 día
Balance de energía
Algunas constantes importantes
Calor latente de evaporación
540 cal/g
(2,26 x 106 J/kg)
Calor latente de fusión:
80 cal/g
(3,34 x 105 J/kg)
Calor latente de sublimación
620 cal/g
(3,36 x 106 J/kg)
Constante de Stefan Boltzmann 5,67 x 10-8 W m-2 K-4
Principales intercambios de flujos entrantes y salientes en
la superficie de un glaciar (Francou & Pouyaud, 2004)
S↓(1-α) + L↓- L↑ + LE + H + P +G = ΔQ ( en W m-2)
Los flujos son positivos cuando se dirigen a la superficie del glaciar
A pesar de que actualmente hay instrumentos para medir directamente estos
flujos, todavía se usan métodos indirectos que están basados en la medición de
temperatura y presión de vapor a diferentes alturas (niveles).
Para medir todos los flujos de energía en la interface glaciar-atmósfera se utilizan
estaciones micrometeorológicas que suelen ser más o menos especializadas.
Los parámetros meteorológicos relevantes para el cálculo del balance calórico, y
que deben medirse en una estación micrometeorológica son:
• Radiación en onda corta, incidente y reflejada.
• Radiación en onda larga, incidente y emitida.
• Temperatura, a tres niveles para establecer el gradiente.
• Viento, a tres niveles, para establecer gradiente.
• Presion atmosférica.
• Humedad relativa.
• Evaporación (su importancia depende del área geográfica).
• Precipitación, líquida y sólida (incluyendo espesor y densidad) si se produce.
El viento es un factor vital en la convección y por lo tanto la variación de la
velocidad del viento con la altura también tiene que ser medida.
La determinación del balance de energía se facilita si se
cuenta con un sistema de “eddy covariance”, que
permite la medición directa de los flujos, constituido
por:
Un anemómetro sónico tridimensional (CSI CSAT3), una
termocupla y un sensor analizador de gases “de camino
abierto” (LiCOR R7500).
Los instrumentos se instalan a una altura de 1 m sobre la
superficie de hielo en la dirección del viento predominante.
La separación entre los sensores CSAT3 y LiCOR 7500
inferior a 20 cm.
Los instrumentos registran datos a una frecuencia de 20 Hz
usando un datalogger Campbell CR1000, y las mediciones
se almacenan en una tarjeta de memoria. Los datos de alta
frecuencia son procesados cada 30 minutos para calcular
los flujos turbulentos.
Estación Meteorológica Automática y, en primer plano, el sistema “eddy
covariance” que permite medir directamente los flujos turbulentos de calor H
y LE (Foto: S. MacDonell)
Cálculo del balance de energía
Si solamente hay una EMA
El balance radiativo o radiación neta R se obtiene directamente
después del tratamiento de los datos brutos sobre las radiaciones.
En cambio, los flujos turbulentos son calculados aplicando el «Bulk
method» (método en bloque con coeficientes globales de
intercambio de momento y energía) entre la superficie y el nivel de
medición del sensor (Vaisala HMP45C, cf. Wagnon et al. [2003], o
Favier et al. [2004]). Para ello, se debe conocer la temperatura de la
superficie. Suponiendo que hay saturación en la superficie, que el
viento es nulo a este nivel y que se conocen la temperatura, la
humedad y la velocidad del viento al nivel del sensor Vaisala.
Para obtener la velocidad del viento (cuando sólo se posee un sensor)
entre la superficie y el nivel del sensor se hace una extrapolación
logarítmica de la velocidad medida al nivel del anemómetro.
Para estos cálculos, es necesario determinar previamente las
alturas de rugosidad.
El método utilizado hasta ahora es de ajustar esta altura para
hacer corresponder el flujo de calor latente calculado con las
mediciones diarias de sublimación realizadas mediante el uso de
los lisimétros (recipientes de plástico llenos de nieve y pesados
diariamente con precisión).
El hecho de poseer simultáneamente la EMA, el sistema “eddy
covariance” junto con el modelo de balance de masa y energía
puntual, los lisímetros y balizas de ablación permite comparar los
valores que cada uno de ellos determina para los distintos flujos
de calor.
Para obtener el balance de energía completo en la superficie de
un glaciar, las visitas al terreno durante varios días son
indispensables (particularmente para mediciones de sublimación
con lisímetros, mediciones de fusión diaria con “cajas de fusión”,
observaciones continuas de nubosidad, etc.).
Los estudios recientes de balance de energía se basan en
mediciones de terreno y modelamiento para calcular las
proporciones de fusión, sublimación y recongelación que se
producen en cada glaciar, y así entender los procesos que
caracterizan el balance de energía.
Los resultados principales se obtienen del trabajo de
modelamiento, sin embargo dichos modelos requieren datos
de terreno para su validación.
Algunos utilizan el modelo de balance de masa y energía
creado por Mölg et al. (2008). El modelo utiliza información
meteorológica y las propiedades físicas del cuerpo a modelar,
para calcular la energía que hay disponible para la fusión.
Dicha energía es el valor residual resultante del balance entre
la radiación de onda corta, de onda larga y los flujos de calor
sensible y latente.
Mölg, T., Cullen, N., Hardy, D.R., Kaser, G., y Klok, L. (2008), Mass balance of a slope glacier on Kilimanjaro and its sensitivity
to climate, International Journal of Climatology, 28, 881–892, doi:10.1002/joc.1589.
Los flujos de calor turbulentos son calculados por medio del
enfoque aerodinámico global (“bulk” method) o
directamente si se dispone del sistema “eddy covariance”.
Una vez que el valor residual de DQ correspondiente al
flujo de fusión ha sido calculado, este valor se convierte a
milímetros de agua equivalente (mm e.a.) para que pueda
ser fácilmente comparado con la ablación medida (con
lisímetros) y validar los resultados del modelo.
Con este balance se puede determinar la importancia
relativa de los procesos que intervienen en la ablación de
un glaciar.
En el caso del glaciar Zongo, Wagnon et al. (1999)
estudiaron el balance de energía entre marzo de 1996 y
marzo de 1997. Seleccionaron dos períodos típicos de 9
días uno en la estación seca y otro en la estación
húmeda y, en las cercanías de la línea de equilibrio,
hallaron los siguientes resultados:
- la radiación neta R que es la principal fuente de
energía en la superficie del glaciar no varía
significativamente a lo largo del año,
- el calor transferido por conducción a la nieve/hielo G
permanece bastante pequeño durante el año pero
aumenta ligeramente durante las noches en la estación
seca cuando la temperatura de la superficie puede caer
hasta -10º.
Wagnon et al (1999) Energy balance and runoff seasonality of a Bolivian glaciar. Global and Planetary
changes 22 (1999) 49 – 58.
- el flujo turbulento de calor sensible H es pequeño y
positivo durante todo el año.
- por el contrario el flujo de calor latente LE es muy
variable. Durante la estación seca la sublimación alcanza
valores de 1,1 mmm/dia, y durante la estación húmeda
cae a 0,3 mm/ día o menos.
A causa de esta alta sublimación en la superficie del
glaciar los penitentes pueden crecer y alcanzar algunas
decenas de centímetros al fin de la estación seca.
Esta alta estacionalidad del flujo turbulento de calor
latente es responsable de la alta estacionalidad de la
fusión que se refleja en el régimen hidrológico del arroyo
proglacial.
Durante la estación seca casi toda la energía disponible
de la radicación neta R y del flujo de calor sensible H es
consumida en la sublimación. El resto de la energía
disponible es usada, de tiempo en tiempo durante el día,
para cambiar la temperatura del manto nival cuya
superficie permanece seca.
Durante la estación húmeda la misma cantidad energía
proveniente de R está disponible en la superficie del
glaciar pero en esta época solo una parte de ella es
consumida por la sublimación.
La mayoría de la energía disponible se usa para crear las
condiciones para la fusión al comienzo de la estación
húmeda y fundir la nieve/hielo.
Por lo tanto durante este período, debido a la gran
humedad del aire de la capa superficial, una gran área
de la superficie del glaciar permanece en condiciones
de fusión por varios meses proveyendo una importante
cantidad de agua al arroyo proglacial.
La humedad es el parámetro meteorológico principal en
el control del escurrimiento estacional ya que controla la
distribución de la energía disponible en la superficie
entre la sublimación y la fusión.
En los últimos años la actividad minera en cordillera ha facilitado el ingreso hasta
las cercanías de glaciares donde se han efectuado mediciones de balance de
energía e Informes técnicos, generalmente inéditos.
Ginot, P. (2008) IRD field report on Pascua-Lama. Informe IRD, Saint
Martin d’Hères Cedex, France. Inédito.
MacDonell, S., Castro, J.L y Marín, J. (2010) Mediciones Meteorológicas
Sobre Cuerpos de Hielo en las cercanías del Proyecto PascuaLama, 2008-2009. Informe CEAZA numero 2009-02, CEAZA, La
Serena, Chile. Inédito.
MacDonell, S; J. Marín, R. Ponce, J. L. Castro y C. Kinnard (2010).
Balance de energía sobre tres cuerpos de hielo en la zona de
Pascua-Lama, Año hidrológico 2009-2010 Informe Nº
CEAZA.LDG-PL-2010-03. La Serena, Chile. Inédito.
Estudio comparativo del balance de calor en cinco glaciares
del Hemisferio Sur.
Takeuchi, y. et al 1999. Comparison of heat balance at five glaciers in the Southern Hemisphere. Global and Planetary Changes
22(1999) 201 -208
Muchas gracias por vuestra
atención