El balance de masa de un glaciar se define como las variaciones de masa ocurridas en un lapso de tiempo determinado (Cogley et al., 2011). Estas variaciones están ligadas a factores locales relacionados con la dinámica del glaciar, pero también a variaciones en el clima de una región (Cuffey and Paterson 2010). Por estas razones, el balance de masa es considerado como un indicador de la sensibilidad del glaciar a los cambios del ambiente (Francou & Vincent, 2015) y un parámetro comparativo del estado del glaciar con respecto a glaciares ubicados en otras regiones (Fisher, 2011). En la Figura 1 se presenta un esquema con los conceptos básicos empleados en la determinación del balance de masa.

Figura 1. Esquema de balance de masa.

El balance de masa se calcula mediante la suma algebraica de los montos de alimentación y de ablación en el periodo de un año hidrológico (Rivera et al, 2016). Si esta suma es positiva, el glaciar aumenta su volumen. Si es negativa, su volumen disminuye. La igualdad de esta suma se produce en la línea de equilibrio y es igual a la noción de régimen medio del glaciar (se entiende el régimen glaciar como la suma de equivalentes de agua que constituyen la alimentación y ablación).

La alimentación es función de la caída de nieve y la existencia de factores secundarios: Cómo la lluvia que se transforma en escarcha en la superficie del glaciar e infiltrándose en la nieve para congelar en profundidad: la neblina blanca que congela como resultado del contacto de la humedad del aire con el glaciar: el granizo y toda forma de agua sólida que se deposite. Además se debe considerar los aportes indirectos por avalanchas y nieve en deriva (transportada por el viento en especial durante las tormentas de alta cordillera). Factores que dependen de la Topografía, la orientación del centro montañoso y el régimen climático involucrado.

La ablación incluye numerosos y complejos factores como: la fusión provocada por aumento de temperatura y medible por el caudal del torrente glaciar y por las infiltraciones por el sustrato: la sublimación que no es medible directamente sobre el glaciar y que se efectúa por la generación de vapor de agua, ya sea rápido (en días de calor de alta montaña en verano) o lenta por sublimación de la nieve; el calving o desprendimiento de témpanos que se produce en glaciares cuyos frentes se ubican en cuerpos de agua (fiordos o lagos). La ablación es el resultado de toda una serie de cambios térmicos antagónicos, en la superficie del glaciar, en contacto con la atmósfera y el hielo subyacente, o subacuático.

Mención especial merece el tratamiento de los Penitentes, una forma de ablación común en Chile central. Los Penitentes, son láminas paralelas de nieve vieja, neviza o hielo, alineadas aproximadamente en sentido Este Oeste e inclinadas hacia el Sol, o sea hacia el Norte en estas latitudes. No hay transporte alguno de nieve en la formación del Penitente, pues este resulta de una ablación desigual de la nieve y crece hacia abajo. La orientación es tal que a toda hora del día los rayos solares alcanzan la superficie lo más tangencialmente posible: el Penitente no da sombra a mediodía ni puede interceptar mucha radiación solar excepto en el fondo. Su altura crece con el tiempo. En invierno puede ser cubierto por nieve fresca o tener 5 – 10 cm (Micropenitentes) y en verano puede alcanzar 2 – 3 m en los Andes de Santiago. Los surcos intermedios, pueden contener y permitir el paso de gran cantidad de agua de fusión, la que puede fundir el hielo dejando al descubierto el sustrato rocoso. Los Penitentes como forma de ablación sólo aparecen en zonas nevadas donde existe una larga estación seca sin precipitaciones y con alta radiación solar. En esta situación se encuentran los Andes de Chile Central y norte, donde existen importantes campos de Penitentes.

Para cuantificar el balance de masa se emplea el método glaciológico, ampliamente aceptado y documentado por la comunidad científica (e.g., Østrem and Brugman, 1991; Kaser et al., 2003; Cogley et al., 2011).

Este método consiste en la medición in-situ de alturas de emergencia de una red de balizas instaladas en la superficie de los glaciares, las que son convertidas en equivalente en agua ganado o perdido mediante la asignación de densidades obtenidas en pozos estratigráficos, testigos someros de nieve u observaciones de hielo en superficie.

Las mediciones de las balizas se realizaron durante varias campañas de terreno llevadas a cabo en invierno y en verano, con el fin de registrar la longitud de la baliza que emerge o sobresale de la superficie del glaciar (Figura 2). Esta medida por convención se denomina “emergencia” y es tomada en unidades centimétricas (cm).

Adicionalmente, entre abril y septiembre de cada año hidrológico, cuando los procesos de acumulación de nieve son predominantes debido a precipitaciones sólidas, las observaciones de terreno son complementadas con observaciones de la estratigrafía de la nieve mediante la excavación de un pozo y de varios testigos someros de nieve obtenidos en las proximidades de las balizas. Estas mediciones permiten determinar la densidad del material acumulado, dato que servirá para la conversión del valor de emergencia en volumen equivalente de agua y así obtener el balance de masa específico de cada baliza.

Figura 2. Ilustración de la emergencia medida entre la fecha inicial (T1) y la fecha siguiente (T2).

A continuación se describen las etapas del cálculo de balance de masa con el método glaciológico sin considerar las pérdidas por desprendimientos de témpanos (calving):

1. Homogenización de observaciones: El objetivo de esta etapa es disponer de series continuas de balance de masa mediante la identificación y depuración de los datos anómalos de emergencia de las balizas. Estos valores atípicos usualmente son ocasionados por una lectura errónea de la emergencia durante las mediciones de terreno o errores tipográficos durante la sistematización de los datos de libretas de campo en gabinete. Para el cumplimiento de esta tarea, se puede aplicar el test estadístico de Thompson Thau asumiendo un 95% de confianza estadística (Acock, 2008). Esta prueba estadística permite disponer de criterios que contribuyen a la decisión de conservar o descartar los valores anómalos de una muestra.

Una vez realizada la depuración de datos, es necesario que las diferencias de emergencia de balizas sean convertidas a variación de volumen equivalente de agua. Para ello debe considerarse la densidad de la masa que gana o pierde el glaciar (i.e., nieve o hielo). En Figura 3 puede verse un ejemplo de datos de densidad de nieve obtenidas en pozos estratigráficos medidos por nuestro laboratorio en glaciares de Chile centra. Para el periodo de verano cuando no queda nieve en superficie puede emplearse un valor de densidad de 830 kg/m³ propuesto por Huss et al., (2013), asumiendo que la variación del glaciar es principalmente de hielo. Para el periodo de invierno de cada año se considera el valor promedio de la densidad obtenida por densitometría a partir de las medidas de pozos o testigos someros de nieve (Figura 4).

Figura 3. Densidades de nieve en pozos medidos entre Julio y Diciembre del 2015 en un glaciar de Chile central.

Figura 4. Pozo estratigráfico y su medición.

El balance de masa específico de cada baliza b_i es el resultado del producto de la emergencia por la densidad del material y su resultado se expresa en centímetros equivalentes de agua (cm eq. a.). Ver Figura 5 con un ejemplo de variación de balance por baliza. Finalmente, considerando la distancia que existe entre las balizas, se esperaría cierta similitud de comportamiento entre balizas cercanas. Este principio permite completar los balances de masa asumiendo una correlación entre balizas cercanas.

Figura 5. Balance de masa acumulado por baliza medido en un glaciar de Chile central.

2. Ajuste temporal de las series de observación: Por convención, los cambios de masa glaciar son ajustados a un “Año Hidrológico” de fechas fijas (Cuffey and Paterson, 2010). El año hidrológico varía de una región a otra (Rivera et al., 2005, 2016; Bown et al., 2007) y para glaciares ubicados en la región de Chile Central, el año hidrológico se fija entre el 1 de abril de cada año (i.e. fin del verano austral) y termina el 31 de marzo del año siguiente (i.e. fin del invierno austral) (DGA, 2009).

A partir de las mediciones de balizas y pozos fue posible calcular los balances de masa tanto anuales como estacionales, éstos últimos en dos periodos claramente delimitados: el primer periodo llamado balance de masa de invierno b_w, durante el cual predominan los procesos de acumulación y que se desarrolla entre el 1 de abril y el 30 de septiembre; y luego el periodo llamado balance de masa de verano b_s, caracterizado por la predominancia de los procesos de ablación que tienen lugar entre el 1 de octubre y el 31 de marzo del año siguiente. De esta forma, el balance de específico neto para un año hidrológico b_n, es la suma algebraica del balance de estos dos periodos estacionales como sigue:

Sin embargo, no necesariamente las campañas de terreno coinciden exactamente con la fecha de inicio y término de los periodos de referencia, debido principalmente a condiciones logísticas y/o climáticas que pueden causar un desfase temporal en los resultados. Este desfase puede ser solucionado mediante la obtención de un balance promedio en el periodo de observación, el que luego es utilizado para aplicar una tasa constante en el ajuste de los valores obtenidos a las fechas hidrológicas utilizadas por convención.

3. Estimación del balance de masa glaciológico a partir de datos puntuales: El balance de masa puntual debe ser integrado a toda la superficie del glaciar, A, mediante la aplicación de un método confiable de interpolación/extrapolación de los valores a los sectores sin observaciones (Thibert and Vincent, 2009), según la siguiente expresión:

Para obtener el balance de masa glaciológico, B_n, se aplicó el método AREA-INDEX, enfoque que ha sido aplicado en glaciares de montaña de otras regiones como en los Himalayas y los Alpes (e.g., Vincent, 2002; Basantes-Serrano et al., 2016). Este método de interpolación considera las características geométricas de los glaciares (i.e., superficie e hipsometría).

Finalmente, el balance de masa glaciológico B_n corresponde a la sumatoria de los balances de masa específico calculado para cada rango de elevación y su resultado es expresado en metros equivalentes de agua (m eq. a.). Figura 6 muestra un Balance de masa anual obtenido en el glaciar Mocho Choshuenco en la Región de los Ríos (Bown et al., 2007).

Figura 6. Balance de masa anual obtenido en el glaciar Mocho Choshuenco en la Región de los Ríos (Bown et al., 2007).

En Chile se mide en forma sistemática desde elk año 1975 el balance de masa del glaciar Echaurren Norte, que es considerado por el WGMS como un glaciar de referencia. Su balance acumulado desde 1975 al 2023 es de -31.2 m eq. a. (equivalentes de agua).

Balance de masa anual y acumulado del Echaurren Norte. Fuente datos, DGA. 

Referencias

Acock, A. C. (2008) : A gentle introduction to Stata. Stata press.

Basantes-Serrano, R., Rabatel, A., Francou, B., Vincent, C., Maisincho, L., Cáceres, B., Galarraga, R. and Alvarez, D. (2016) : “Slight mass loss revealed by reanalyzing glacier mass-balance observations on Glaciar Antisana 15? (inner tropics) during the 1995–2012 period.” Journal of Glaciology, 62(231), 124–136.

Bown, F., Rivera, A., Acuña, C. and Casassa, G. (2007) : “Recent glacier mass balance calculations at Volcán Mocho-Choshuenco (40°S), Chilean Lake District.“ Andean Glaciol., 1864(318), 143–152.

Cogley, J. G., Hock, R., Rasmussen, L.A., Arent, A.A., Bauder, A., Braithwaite, R.J., Jansson, P., Kaser, G., Möller, M., Nicholson, L. and Zemp, M. (2011) : “Glossary of glaciar mass balance and related terms.” IHP-VII Technical Documents in Hydrology No. 86, IACS Contrib. No. 2, UNESCO-IHP, Paris.

Cuffey, K. and Paterson, W. (2010) : “The Physics of Glaciers.” 4th ed., Elsevier, Burlington, MA.

DGA (2009) : «Estrategia nacional de glaciares. Fundamentos» S.I.T. 205, DGA/MOP, Santiago, 289 pp.

Fischer, A. (2011) : “Comparison of direct and geodetic mass balances on a multi-annual time scale.” Cryosphere, 5(1), 107–124.

Francou, B. and Vincent, C. (2015) : “Quoi de neuf sur la planète blanche?” Glénat, Grenoble, France.

Huss, M. (2013) : “Density assumptions for converting geodetic glacier volume change to mass change.” Cryosphere, 7, 877–887.

Kaser, G., Fountain, A., and Jansson, P. (2003) : “A manual for monitoring the mass balance of mountain glaciers.” IHP-VI Technical Documents in Hydrology No. 59, UNESCO, Paris.

Østrem, G. and Brugman, M. (1991) : “Glacier Mass-Balance Measurements: A manual for field and office work.” G. S. Canada. Dept. of Energy, Mines and Resources. 224p.

Rivera, A., Bown, F., Casassa, G., Acuña, C. and J. Clavero (2005) : “Glacier shrinkage and negative mass balance in the Chilean Lake District (40° S).” Hydrol. Sci. J., 50(6), 963–974.

Rivera, A., Bown, F., Napoleoni, F., Muñoz, C. and Vuille, M. (2016) : “Balance de Masa Glaciar.” Ediciones, Valdivia, Chile.

Thibert, E., Blanc, R., Vincent, C. and Eckert, N. (2008) : “Glaciological and volumetric mass balance measurements: error analysis over 51 years for Glacier de Sarennes, French Alps.” J. Glaciol., 54(186), 522–532.

Vincent, C. (2002) : “Influence of climate change over the 20th Century on four French glacier mass balances.” Journal of Geophysical Research, 107(D19), 4375.