EVOLUCIÓN GLACIAR EN LA VERTIENTE N DEL...

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 2 1.1.2. Geología: Tectónica y Vulcanismo 4 1.1.3. Aspectos Climáticos 6 1.1.4. Evolución Glaciar 9 1.1.5 Amenaza, Vulnerabilidad y Riesgo 12

1.1.5.1. Descripción de la peligrosidad potencial y escenarios eruptivos del volcán Cotopaxi. 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 24 2.3.2. Paleo-glaciares 24

2.4. RECONSTRUCCIÓN DE LAS ELAs POR EL MÉTODO AREA X ALTITUDE BALANCE RATIO (AABR) 24

2.4.1. ELAs AABR para los años 2000 y 2009 26 2.4.2. Paleo-ELAs por el método AABR 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 33

2.5.2. Modelos espaciales de las zonas de acumulación y ablación 34 2.6. VARIACIÓN DE LA PALEO-TEMPERATURA 35

CAPÍTULO 3: RESULTADOS

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 49 4.1.1. Delimitación glaciar y cálculo de su superficies 49 4.1.2. Equilibrium Line Altitudes (ELAs y paleo-ELAs) 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

1Fuente: Instituto Geofísico (IG) de la Escuela Politécnica Nacional. En: http://www.igepn.edu.ec/index.php/volcanes/lista-de-volcanes.html. Consultado el 22/08/2012.

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.

1Figura 1. Ubicación de las principales coberturas glaciares en Ecuador (Jordan y Hastenrath, 1998).

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 equilibrio4 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).

• Evolución de los glaciares de Ecuador en la actualidad 3 Sauer (1971), Clapperton (1987) y Hastenrath, (1981), son autores citados por Schubert y Clapperton (1990) 4 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 Erupción explosiva y formación de flujos de lodo en las cuencas de los ríos Pita, Napo y Cutuchi.

Población de Napo totalmente destruida. Afectación al colegio de

la Compañía de Jesús y la Plaza Mayor de Latacunga.

1766 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.

1877 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.

1878-1885

Varias explosiones menores, pequeñas nubes ardientes, flujos

de lava y pequeños flujos de lodo.

Sin datos.

1942 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 Nacional). En: http://www.igepn.edu.ec/index.php/mapas/cotopaxi.html. Consultado el 22/08/2012.

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 paleo-ELAs 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 FECHA FUENTE DE INFORMACIÓN

Imagen Satelital ASTER (figura 6) 2006 (no especifica mes)

Centro de Levantamientos Integrados de Recursos Naturales por Sensores Remotos (CLIRSEN)

Fotografías aéreas físicas y digitales (.tiff) (área del volcán

Cotopaxi)

Octubre/2000 (pancromático)

Instituto Geográfico Militar (IGM).

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

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).

nombre_glaciar Superficie en km² Diferencia km² Año 2000 Año 2009 COTOPAXI 1 (COT1) 0,68 0,63 0,05 COTOPAXI 2 (COT2) 0,79 0,75 0,04 COTOPAXI 3 (COT3) 1,33 1,16 0,17 COTOPAXI 4 (COT4) 0,74 0,69 0,05 COTOPAXI 5 (COT5) 0,80 0,88 -0,08

Media de las diferencias de las superficies 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 Entidad de Entrada Entidad de Salida

Primero Analysis Tools; Overlay; Intersect

Curvas de nivel (polyline) Curvas de nivel

correspondiente al área de estudio Área de estudio

(polygon)

Segundo Data Management Tools;

Feature; Feature to Polygon

Curvas de nivel del área de estudio (polyline) Bandas altitudinales del

área de estudio (polygon) Área de estudio

(polygon)

Tercero Analysis Tools; Extract; Clip

Cinturones altitudinales del área de estudio Bandas altitudinales de

ese glaciar (polygon) Seleccionar cualquier 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 superficie

Expone el intervalo de las 2 alturas (curvas de nivel) que conforman

una banda altitudinal

Establece el valor medio de las dos alturas que conforman la

banda altitudinal

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 BR=3

COTOPAXI 1 5335 5340 5364 5380 5392 COTOPAXI 2 5261 5261 5288 5308 5323 COTOPAXI 3 5107 5138 5167 5187 5202 COTOPAXI 4 5088 5113 5139 5156 5159 COTOPAXI 5 5055 5040 5104 5125 5141

Promedio 5169 5178 5212 5231 5243 Desviación Típica 109,01 107,70 97,87 96,88 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


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 Herramienta Entidad de entrada Entidad de Salida

Primero Analysis Tools; Extract; Clip

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

GT Paleo-topografía construida

Tercero Analysis Tools; Overlay; Erase

Topografía actual del área de estudio Topografía del área de

estudio sin los límites de los paleo-glaciares

Erase a la entidad; glaciares delimitados de

la PEH y GT

Cuarto Data Management

Tools; General; Merge

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) Paleo-topografía construida

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.


Primero Analysis Tools; Overlay; Intersect

Paleo-topografía Paleo-topografía del área de

estudio Área de estudio (paleo-glaciar polygon)

Segundo Data Management

Tools; Feature; Feature to Polygon

Paleo-topografía del área de estudio (polyline) Bandas altitudinales del área

de estudio Área de estudio (paleo-

glaciar polygon)


Cinturones altitudinales del área de estudio

Bandas altitudinales de cualquier paleo-glaciar Seleccionar cualquier

paleo-glaciar (polygon)

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.


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)

Modelo espacial de la ELA Selección de la curva de nivel

de 1 m de equidistancia que representa 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.


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

Shapefile de límites glaciares unido con la

ELA ELA (polyline)

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 16. Delimitación de los glaciares en la PEH.

Figura 15. Delimitación de los glaciares en el GT.

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 Superficie en km²

Año 2000 Año 2009 COT1 0,68 0,63 COT2 0,79 0,75 COT3 1,33 1,16 COT4 0,74 0,69 COT5 0,80 0,88

TOTAL 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 BR=3 COTOPAXI 1 5335 5340 5364 5380 5392 COTOPAXI 2 5261 5261 5288 5308 5323 COTOPAXI 3 5107 5138 5167 5187 5202 COTOPAXI 4 5088 5113 5139 5156 5159 COTOPAXI 5 5055 5040 5104 5125 5141


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 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


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


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


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.

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.

0 200 400 600 800 1000

GT

PEH

Año 2000

metros

▲ ELA (m)

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.

Periodos estudiados

Zona de acumulación

(km²)

Zona de ablación

(km²)

Superficie total (km²)

Porcentaje zonda de

acumulación (%)

Porcentaje zona de ablación

(%)

AAR

GT 10,6 6,83 17,43 60,8 39,2 0,61

PEH 5,18 2,18 7,36 70,4 29,6 0,70

2000 1,68 2,66 4,34 38,7 61,3 0,39

2009 1,55 2,56 4,11 37,7 62,3 0,38 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 paleo-glaciares 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)

Nombre del glaciar

Altura de la línea de equilibrio (Año 2000) por el método AABR

(BR=1)

Altura de la línea de equilibrio (Año

2006) por el método AAR. (Cáceres,

2010)

Altura de la línea de equilibrio (Año

2009) por el método AABR (BR=1)

COT1 Sindipampa 5335 5240 5357

COT2 Carero Machay 5261 5145 5320

COT3 Potrerillos 5107 4935 5118

COT4 Pucahuaycu Norte 5088 4930 5129

COT5 Mudadero 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 paleo-temperatura 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.

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