Análisis del retroceso Glaciar Nevado Mururata 2018

UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN ANDRES
FACULTAD DE TECNOLOGIA
TOPOGRAFIA Y GEODESIA
ANALISIS MULTITEMPORAL DEL RETROCESO
GLACIAR DEL NEVADO MURURATA DE LA
CORDILLERA REAL DE LOS ANDES
PERIODO (1988 – 2018)
MUNICIPIOS PALCA, YANACACHI E IRUPANA – PROVINCIAS
MURILLO Y SUD YUNGAS – DEPARTAMENTO DE LA PAZ
PROYECTO DE GRADO PRESENTADO PARA LA OBTENCION DEL GRADO DE
LICENCIATURA
POR: UNIV. JERZON QUISBERT PARRA
TUTORA: ING. NATALIA IVANA PALACIOS ZULETA
LA PAZ – BOLIVIA
2019

II
DEDICATORIA:
Dedicar este proyecto a mi señor Padre Bernardo Juan Quisbert Mamani y a mi
señora Madre Elvira Parra Alejo, por todo el apoyo y sacrificio incondicional que
hicieron a lo largo de mi vida.

III
AGRADECIMIENTOS:
A mis queridos padres, mis hermanos, mi novia y a todos mis seres queridos que nunca
dejaron de creer en mí y que con sus palabras de aliento hicieron que pueda lograr este
objetivo más en mi vida.
A mi tutora Ing. Natalia Ivana Palacios Zuleta, por el interés en el presente proyecto de
grado y su gran apoyo tanto académica como moralmente.
A mi carrera TOPOGRAFIA Y GEODESIA de la U.M.S.A. que a través de sus aulas y
a las valiosas enseñanzas del cuerpo Docente, ayudaron a mi formación académica y
en especial al Lic. Richard Ramos por compartir su conocimiento y apoyo de manera
incondicional para el presente proyecto.

IV
INDICE GENERAL
RESUMEN .................................................................................................................................... 1
ABSTRACT................................................................................................................................... 2
CAPITULO 1: GENERALIDADES
1.1. Introducción............................................................................................................................ 3
1.2. Justificación ............................................................................................................................ 4
1.3. Antecedentes........................................................................................................................... 4
1.4. Marco de Referencia............................................................................................................... 5
1.4.1. Ubicación Geográfica ...................................................................................................... 6
1.4.3. Extensión del Nevado ...................................................................................................... 7
1.5. Objetivos................................................................................................................................ 7
1.5.1. Objetivo General.............................................................................................................. 7
1.5.2. Objetivos Específicos....................................................................................................... 7
CAPITULO 2: REVISION BIBLIOGRAFICA
2.1. Glaciar................................................................................................................................. 8
2.1.1. Tipos de Glaciares........................................................................................................ 9
2.1.1.1. Glaciares de Casquete............................................................................................... 9
2.1.1.2. Glaciares de Meseta ................................................................................................ 10
2.1.1.3. Glaciares de Montaña.............................................................................................. 10
2.1.1.4. Campos de Hielo..................................................................................................... 11
2.1.1.5. Glaciares de Valle................................................................................................... 11
2.1.1.6. Glaciares de Circo................................................................................................... 12
2.1.1.7. Glaciares de Pie de Monte ...................................................................................... 12
2.1.2. Glaciaciones................................................................................................................... 13
2.1.3. Glaciares en los Trópicos............................................................................................... 13
2.1.4. Aspectos Generales de los Glaciares de Los Andes Tropicales..................................... 14
2.1.4.1. Características Geográficas Generales.................................................................... 14
2.1.4.2. Características Glaciológicas .................................................................................. 15
2.1.4.3. Características Morfo-Glaciológicas....................................................................... 17
2.1.5. La Cordillera Oriental en Bolivia.................................................................................. 19
2.2. El Cambio Climático en la Región Andina........................................................................... 22
2.2.1. El Fenómeno Climático “EL NIÑO”............................................................................. 24

V
2.3. El Acelerado Retroceso de los Glaciares Tropicales ............................................................ 25
2.3.1. Situación de los Glaciares en Bolivia ............................................................................ 26
2.4. Análisis multitemporal.......................................................................................................... 27
2.5. Teledetección........................................................................................................................ 28
2.5.1. Concepto de Teledetección............................................................................................ 28
2.5.2. Componentes de un Sistema de Teledetección.............................................................. 28
2.5.3. Espectro Electromagnético ............................................................................................ 30
2.5.3.1. Regiones Espectrales............................................................................................... 30
2.5.4. Firma Espectral .............................................................................................................. 31
2.5.5. Tipos de Sensores .......................................................................................................... 31
2.5.5.1. Sensores Pasivos ..................................................................................................... 31
2.5.5.2. Sensores Activos..................................................................................................... 32
2.5.6. Resolución de un Sistema Sensor .................................................................................. 33
2.5.6.1. Resolución Espacial............................................................................................... 33
2.5.6.2. Resolución Espectral............................................................................................... 33
2.5.6.3. Resolución Radiométrica ........................................................................................ 34
2.5.6.4. Resolución Temporal.............................................................................................. 35
2.5.6.5. Resolución Angular................................................................................................. 35
2.6. Imágenes Satelitales............................................................................................................. 35
2.6.1. Imágenes del Programa Landsat .................................................................................... 37
2.6.1.1. Características Orbitales ......................................................................................... 38
2.6.1.2. Sensor THEMATIC MAPPER (TM) – Landsat 4 Y 5........................................... 39
2.6.1.3. Sensor “OLI” Landsat 8.......................................................................................... 40
2.6.1.4. Propiedades de las bandas espectrales para la identificación de nieve ................... 40
2.6.2. Como identificar los productos Landsat ........................................................................ 41
2.6.3. Correcciones para Imágenes Landsat............................................................................. 42
2.6.3.1. Corrección Atmosférica para imágenes Landsat 4, 5 y 7........................................ 42
2.6.3.1.1. Corrección por Radiancia................................................................................. 42
2.6.3.1.2. Conversión de Radiancia a Reflectancia al TOA............................................. 43
2.6.3.2. Corrección Atmosférica para imágenes Landsat 8 OLI......................................... 46
2.6.3.2.1. Corrección por Radiancia................................................................................. 46
2.6.3.2.2. Conversión de Radiancia a Reflectancia al TOA............................................. 47

VI
2.6.4. Orthorectificación .......................................................................................................... 47
2.6.5. Corrección Topográfica ................................................................................................. 48
2.7. NDSI – Índice Normalizado de Diferencia de Nieve............................................................ 49
2.8. Clasificación Digital ............................................................................................................. 51
2.9. Teledetección y los sistemas de información geográfica..................................................... 52
CAPITULO 3: MATERIALES Y METODOS
3.1. Materiales.............................................................................................................................. 54
3.1.1. Imágenes Satelitales....................................................................................................... 54
3.1.2. Datos vectoriales............................................................................................................ 54
3.1.3. Características del DEM ................................................................................................ 54
3.1.4. Software......................................................................................................................... 55
3.1.5. Equipo............................................................................................................................ 55
3.2. Metodología.......................................................................................................................... 55
3.2.1. Adquisición de Imágenes Landsat 5 y 8 ........................................................................ 57
3.2.2. Pre Procesamiento de las Imágenes Satelitales Landsat ................................................ 59
3.2.2.1. Unión de Bandas (STACK) .................................................................................... 59
3.2.2.2. Re Proyección ......................................................................................................... 60
3.2.2.3. Orthorectificación ................................................................................................... 61
3.2.2.4. Corrección Atmosférica .......................................................................................... 63
3.2.2.5. Corrección Topográfica .......................................................................................... 65
3.2.3. Procesamiento................................................................................................................ 66
3.2.3.1. Índice Normalizado de Diferencia de Nieve (NDSI).............................................. 66
3.2.3.2. Clasificación No Supervisada ................................................................................. 69
CAPITULO 4: RESULTADOS Y ANALISIS DE RESULTADOS
4.1. Resultados del (RMS) Error Medio Cuadrático para la Corrección Orthometrica ............... 73
4.2. Resultados Obtenidos del Retroceso Glaciar........................................................................ 74
4.2.1. Resultados Obtenidos por los Métodos Empleados....................................................... 74
4.3. Comportamiento del Glaciar entre 6 Periodos...................................................................... 81
4.4. Regresión Glaciar Perteneciente a los Municipios Involucrados.......................................... 83
4.5. Proyección de Escenarios Futuros ........................................................................................ 84
4.6. Análisis de Resultados .......................................................................................................... 86

VII
CAPITULO 5: CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
5.1. Conclusiones......................................................................................................................... 87
5.2. Recomendaciones ................................................................................................................. 88
CAPITULO 6: CONSULTA BIBLIOGRAFICA ................................................................... 89

VIII
Índice de Figuras
Figura 1: Mapa de localización del nevado Mururata.................................................................... 6
Figura 2: Formación del hielo glaciar............................................................................................ 9
Figura 3: Glaciares de meseta...................................................................................................... 10
Figura 4: Glaciar de montaña....................................................................................................... 10
Figura 5: Campos de hielo........................................................................................................... 11
Figura 6: Glaciar de valle............................................................................................................. 11
Figura 7: Glaciar de circo ............................................................................................................ 12
Figura 8: Glaciar de pie de monte................................................................................................ 12
Figura 9: Temperatura en los glaciares tropicales........................................................................ 16
Figura 10: Penitentes glaciares .................................................................................................... 19
Figura 11: Inventario segun Jordán basado en las fotografías aéreas de 1975 ............................ 20
Figura 12: Nevado Mururata........................................................................................................ 22
Figura 13: Distribución del calentamiento global........................................................................ 23
Figura 14: Componentes de la teledetección ............................................................................... 29
Figura 15: El espectro electromagnético...................................................................................... 30
Figura 16: Firmas espectrales ...................................................................................................... 31
Figura 17: Sensor pasivo de satélites........................................................................................... 32
Figura 18: Sensor activo de satélites............................................................................................ 32
Figura 19: comparación de bandas sentinel 2, landsat 7 y 8........................................................ 34
Figura 20: Codificación de los ND en una imagen Landsat ........................................................ 35
Figura 21: Componentes de una imagen satelital ........................................................................ 36
Figura 22: Historia de la cobertura del programa Landsat........................................................... 38
Figura 23: Orbita del satélite Landsat.......................................................................................... 39
Figura 24: Firmas espectrales características de nieve ................................................................ 41
Figura 25: Bandas para la identificación de nieve ....................................................................... 41
Figura 26: Desplazamiento debido al relieve en imágenes de satélite......................................... 48
Figura 27: Modalidad de conexión entre la teledetección y los SIG ........................................... 53
Figura 28: Diagrama de metodología........................................................................................... 56
Figura 29: Pagina de descarga USGS .......................................................................................... 57
Figura 30: Empaquetado de bandas en Landsat 5 TM y Landsat 8 OLI...................................... 59
Figura 31: Ejemplo de la orientación al norte de la imagen Landsat 5 TM (1988) ..................... 60
Figura 32: Resultado de la re proyección ERDAS IMAGINE 2014 ........................................... 61
Figura 33: Artificio relieve en 3D................................................................................................ 62
Figura 34: Orthorectificación manual en ERDAS IMAGINE..................................................... 62
Figura 35: Control de calidad visual de la orthorectificación manual ......................................... 63
Figura 36: Modelo para la corrección radiométrica..................................................................... 64
Figura 37: Resultado de la corrección de ND a niveles de Reflectancia ..................................... 64
Figura 38: Corrección radiométrica del área Mururata del año2008 ........................................... 65
Figura 39: Corrección topográfica .............................................................................................. 66
Figura 40: Comportamiento del NDSI para el estudio................................................................. 67
Figura 41: Modelo para el cálculo del NDSI ............................................................................... 68
Figura 42: Firmas espectrales obtenidas por la clasificación no supervisada.............................. 70

IX
Figura 43: Reagrupación para la cobertura glaciar mediante las firmas espectrales ................... 70
Figura 44: Reagrupación de clases a 3 coberturas ...................................................................... 71
Figura 46: Regresión glaciar realizado por el método NDSI....................................................... 75
Figura 47: Cobertura Glaciar obtenida por el método NDSI ....................................................... 76
Figura 48: Regresión glaciar realizado por el método Clasificación No Supervisada................ 77
Figura 49: Cobertura Glaciar Obtenida por el método Clasificación No Supervisada ................ 78
Figura 50: Comparación de la regresión glaciar entre ambos métodos ....................................... 80
Figura 51: Regresión glaciar en los 6 periodos desde 1988 a 2018............................................. 82
Figura 52: Municipios involucrados en el área de estudio........................................................... 83
Figura 53: Tendencia del retroceso glaciar.................................................................................. 86

X
Índice de Tablas
Tabla 1: Coordenadas del área de estudio...................................................................................... 6
Tabla 2: Inventarios glaciológicos Tropicales en el Mundo 1950 - 1990.................................... 14
Tabla 3: Cadencia de actualización para estudios multitemporales............................................. 27
Tabla 4: Escala de trabajo en relación al tamaño de pixel ........................................................... 33
Tabla 5: Características de Landsat 4 Y 5 TM............................................................................. 39
Tabla 6: Características de las imágenes Landsat 8 OLI ............................................................. 40
Tabla 7: Como identificar una imagen Landsat........................................................................... 42
Tabla 8: Distancia tierra-sol en unidades astronómicas en sus días julianos............................... 45
Tabla 9: Valores de Radiancia media sola exo-atmosférica 𝐸𝑆𝑈𝑁............................................. 45
Tabla 10: Métodos de corrección topográfica.............................................................................. 49
Tabla 11: Simbología de los métodos de corrección topográfica ................................................ 49
Tabla 12: Imágenes Landsat adquiridas para el análisis.............................................................. 54
Tabla 13: PATH Y ROW para la imagen de estudio................................................................... 57
Tabla 14: Características de imágenes Landsat 5TM adquiridas para el estudio......................... 58
Tabla 15: Características de imágenes Landsat 8 OLI adquiridas para el estudio...................... 58
Tabla 16: Cobertura de nubes de las imágenes Landsat .............................................................. 59
Tabla 17: Umbrales utilizados para las imágenes de satélite empleadas..................................... 67
Tabla 18: Indice del coeficiente kappa ........................................................................................ 71
Tabla 19: Resultados del RMS (Error medio Cuadrático) para la orthorectificación.................. 73
Tabla 20: Comportamiento del retroceso glaciar entre los años 1988 y 2018............................. 74
Tabla 21: Resultados obtenidos por el método NDSI.................................................................. 75
Tabla 22: Resultados por el método Clasificación No Supervisada ........................................... 77
Tabla 23: Separabilidad de Firmas Espectrales ........................................................................... 79
Tabla 24: Coeficiente kappa de la Clasificación No Supervisada ............................................... 79
Tabla 25: Comparación de áreas entre ambos métodos empleados............................................. 80
Tabla 26: Promedio entre ambos métodos................................................................................... 81
Tabla 27: Comportamiento de los 6 periodos estudiados ............................................................ 81
Tabla 28: Cuantificación del área glaciar por Municipio............................................................. 84
Tabla 29: Calculo del área glaciar hasta el año 2048................................................................... 84
Tabla 30: Proyecciones futuras del comportamiento glaciar ....................................................... 85

XI
Índice de Anexos
 Anexo N° 1 Puntos extraídos utilizados para la corrección Orthometrica.
 Anexo N°2 Datos para la corrección atmosférica.
 Anexo N°3 Mapa del relieve topográfico del nevado Mururata.
 Anexo N°4 Mapa de Pendientes.
 Anexo N°5 Mapa de análisis multitemporal por el método NDSI del nevado
Mururata.
 Anexo N°6 Mapa de análisis multitemporal por el método Clasificación No
Supervisada del nevado Mururata.

UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN ANDRÉS
FACULTAD DE TECNOLOGÍA
TOPOGRAFÍA Y GEODESIA
1
PROYECTO DE GRADO: JERZON QUISBERT PARRA
RESUMEN
El presente proyecto de grado, se centra en el estudio del análisis Multitemporal de
imágenes satelitales, del comportamiento del retroceso glaciar del nevado Mururata, en el
periodo de tiempo comprendido entre los años 1988 al 2018, que está ubicado en el
departamento de La Paz, entre las Provincias Murillo y Sud Yungas, Municipios de Palca,
Yanacachi e Irupana, que forma parte de la Cordillera Real Boliviana.
El acelerado cambio climático que viene sucediendo en nuestro planeta, permite poder
observar lo que está ocurriendo en los nevados de nuestro país, en el caso del nevado
Mururata, constituye uno de los nevados más importantes del Departamento de La Paz,
con el presente estudio, mediante los procesos de Teledetección, permite realizar el
monitoreo de la cobertura del área glaciar del nevado para los años 1988, 1993, 1998,
2003, 2008, 2014 y 2018, y predecir a través de una interpolación matemática su
comportamiento para treinta años posteriores (2048).
Para este cometido, se obtuvieron imágenes de satélite Landsat 5 TM y Landsat 8 OLI, y
se utilizaron técnicas y métodos de Teledetección, como son el NDSI (Índice Normalizado
de diferencia de Nieve), y Clasificación No Supervisada, herramientas de gran utilidad
para obtener información de la cobertura glaciar.
En este sentido los resultados del análisis multitemporal del nevado Mururata, muestran
que si existe un retroceso glaciar desde el año 1988 hasta el año 2018 de un 41% de su
cobertura glaciar, que siguiendo con la tendencia del retroceso glaciar en el nevado
Mururata, hasta el año 2048 solo tendría el 17.6% de su cobertura glaciar, y hasta el año
2061 tendría la pérdida total de su cobertura glaciar.

2
ABSTRACT
The present project of degree, it centers in the study of the Multitemporal analysis of
satellite images, of the behavior of the glacial retreat of the Mururata snow-cap, in the
period of time comprised between the years 1988 to 2018, that is located in the department
of La Paz, between the Murillo and Sud Yungas Provinces, Municipalities of Palca,
Yanacachi and Irupana, which is part of the Bolivian royal mountain range.
The accelerated climate change that is happening on our planet, allows us to observe what
is happening in the snow-covered mountains of our country, in the case of the snow-
capped Mururata, it is one of the most important snow-mountains of the Department of
La Paz, with the present study, Through the processes of Remote Sensing, it allows
monitoring the coverage of the glacier area of the snow for the years 1988, 1993, 1998,
2003, 2008, 2014 and 2018, and predict through a mathematical interpolation its behavior
for thirty years later ( 2048).
For this purpose, Landsat 5 TM and Landsat 8 OLI satellite images were obtained, and
remote sensing techniques and methods were used, such as the NDSI (Normalized Index
of Snow Difference), and Non-Supervised Classification, very useful tools to obtain
Glacier coverage information.
In this sense, the results of the multitemporal analysis of the snow-capped Mururata, show
that there is a glacial retreat from the year 1988 until 2018 of 41% of its glacier coverage,
which following the trend of the glacial retreat in the Mururata snow The year 2048 would
only have 17.6% of its glacier coverage, and until 2061 it would have the total loss of its
glacier coverage.

3
CAPITULO 1
GENERALIDADES
1.1. Introducción
Casi mil millones de personas viven en zonas de alta montaña, y más de la mitad de la
población humana depende de las altas montañas para obtener agua, alimentos y energía
limpia. Sin embargo, las altas montañas están bajo la amenaza del cambio climático, la
degradación de la tierra, la sobreexplotación y los desastres naturales, con consecuencias
potencialmente devastadoras y de gran alcance, tanto para las comunidades de alta
montaña como para el resto del mundo (Choquehuanca, 2018: 2).
En Sudamérica países como Bolivia, Perú, Ecuador y Colombia poseen el 99% de los
glaciares tropicales en el mundo, pero esta ha ido decreciendo de manera consecutiva: el
71% se encuentra en Perú, el 20% en Bolivia, el 4% en Ecuador y un 4% en Colombia,
estudios muestran que en los 4 países existe un retroceso glaciar debido al calentamiento
global (I.P.C.C., 2000).
El nevado Mururata de una forma muy particular, cuya cima se parece a una pista de
aterrizaje de aeronaves, está situado cuando se lo ve de frente, al lado izquierdo del nevado
Illimani. Tiene una altura media de 5700 metros sobre el nivel del mar, siendo también
uno de los símbolos y orgullo de los paceños. Por su considerable elevación está ubicado
entre los seis nevados más altos de la Cordillera Real. Sus deshielos se encauzan en los
ríos Taquesi, Sochicachi y Hancohuma con destino a Puente Villa.
En el presente estudio, se analiza el comportamiento glaciar a través de la obtención de
imágenes Landsat 5 TM y Landsat 8 OLI, comprendidos entre los años 1988, 1993, 1998,
2003, 2008, 2014 y 2018, utilizando herramientas de Teledetección y Sistemas de
Información Geográfica (SIG), en el que se obtiene información cuantitativa y grafica del
análisis Multitemporal, por el cual se realizó de manera muy efectiva el control del
retroceso glaciar, la estimación de su desaparición, y a través del proceso ya descrito se

4
evaluó el retroceso glaciar que involucra a los tres municipios que comparten el área del
Nevado Mururata.
1.2. Justificación
El presente estudio permitirá obtener información cualitativa y cuantitativa sobre las
consecuencias del deshielo producto del cambio climático, en el nevado Mururata.
Este tipo de estudios de investigación, permiten a su vez que puedan existir proyectos que
exijan planes de contingencia, para evitar la pronta desaparición de nuestros glaciares, y
que no pase desapercibido, porque los nevados juegan un rol muy importante en el
abastecimiento de agua dulce en las poblaciones aledañas como tal es el caso de Palca que
tiene una gran incursión en el ámbito de producción agropecuaria, agrícola, pecuaria, etc.,
y que es de gran importancia tanto a la ciudad de La Paz como al departamento.
1.3. Antecedentes
Las consecuencias de la desaparición de los glaciares están siendo observadas
principalmente por los montañistas, los campesinos que viven en sus cercanías y los
científicos. Pero en general, este fenómeno es ignorado por gran parte de la población y
obviamente, de los tomadores de decisiones políticas. Este es un descuido que
inevitablemente traerá repercusiones negativas para los seres humanos (Dirk Hoffmann,
2006:3).
Existe un acelerado retroceso de los glaciares tropicales desde fines de los años 70, pero
con una aceleración considerable en los últimos años, por tal motivo el presente proyecto
analiza el comportamiento glaciar que ha ocurrido en el nevado Mururata al paso de los
años, a través del trabajo y análisis del uso de imágenes satelitales Landsat, de los periodos
1988, 1993, 1998, 2003, 2008. 2014 y 2018. La mayor aceleración del retroceso de los
glaciares fue en las últimas décadas del siglo XX Los glaciares parecen haber cruzado una
línea invisible hacia un estado de declive que puede considerarse no natural (Kaser &
Georges, 1999; Vuille et al: 2008).

5
Una publicación realizada el año 2014 por el BMI (Instituto Boliviano de la Montaña),
indica que el derretimiento de los glaciares de Los Andes tropicales, se ha acelerado de
manera alarmante en los últimos 30 años, un ejemplo claro es la desaparición del nevado
Chacaltaya en el año 2009. Los glaciares por debajo de 5.400 metros sobre el nivel del
mar, están perdiendo su masa dos veces más rápido que los glaciares que están por encima
de esa altura. El derretimiento es preocupante también para las grandes urbes, en el caso
específico de las ciudades de La Paz y El Alto, el agua de los glaciares representa entre el
10 y 15 % de sus recursos hídricos y, en época seca, el porcentaje de agua glaciar sube
hasta 27 % en algunas de sus cuencas.
Un estudio realizado por la Escuela de Ciencias y Medio Ambiente de Manchester
“Metropolitan University” del Reino Unido, hacen el primer estudio con imágenes de
satélite Landsat sobre el cambio reciente de glaciares, en toda la Cordillera Oriental de
Bolivia desde 1986 hasta 2014. Muestran que estos glaciares se han reducido en
aproximadamente un 43%, lo que es una preocupación para los recursos hídricos
regionales. Proporcionan la primera cuantificación del desarrollo de lagos de aguas de
deshielo en los Andes bolivianos a medida que los glaciares han retrocedido. Estos lagos
han aumentado notablemente en número y área. Identificamos 25 lagos como posibles
riesgos de inundaciones en las comunidades río abajo. Estos lagos requieren un
seguimiento adicional.
1.4. Marco de Referencia
El nevado Mururata se encuentra junto al nevado Illimani y cerca de la ciudad de La Paz,
sede del Gobierno Boliviano, y pertenece a las Provincias Murillo y Sud Yungas,
Municipios Palca,Yanacachi e Irupana respectivamente, perteneciente a la Cordillera Real
de Los Andes Bolivianos.

6
1.4.1. Ubicación Geográfica
El nevado Mururata, cuenta con las siguientes características geográficas:
Coordenadas Geográficas Coordenadas UTM
Latitud Longitud Este Norte
16°30'37.41"S 67°49'29.54"W 625412.91 m 8174241.75 m
Sistema de Referencia WGS - 84
Meridiano Central 69 ° W
Zona 19 SUR
Altitud 5750 msnm.
Tabla 1: Coordenadas del área de estudio
Fuente: Elaboración propia
Figura 1: Mapa de localización del nevado Mururata

7
1.4.3. Extensión del Nevado
Según la información cuantitativa obtenida en el presente proyecto, el nevado Mururata
cuenta con un área, de 772.8 ha hasta el año 2018, con una distribución del área glaciar
para los Municipios de la siguiente manera: con Palca con un 22%, Irupana con un 21%
y con Yanacachi con un 57%.
1.5. Objetivos
1.5.1. Objetivo General
Evaluar el retroceso glaciar del nevado Mururata mediante un estudio
multitemporal con imágenes de satélite Landsat, desde el año 1988 hasta el año
2018, mediante la aplicación de técnicas y métodos de teledetección.
1.5.2. Objetivos Específicos
 Adquirir imágenes de satélite Landsat, para el estudio multitemporal del nevado
Mururata.
 Poner en forma las imágenes satelitales para su procesamiento.
 Desarrollar el modelo NDSI y aplicar el método de Clasificación No Supervisada,
para la detección de la superficie glaciar.
 Determinar el área glaciar para los años involucrados en el estudio.
 Realizar el análisis Multitemporal del comportamiento glaciar del Nevado Mururata.
 Calcular escenarios futuros, del comportamiento glaciar, mediante una interpolación
matemática.
 Realizar el mapeo del retroceso glaciar del nevado Mururata de los años 1988 a 2018.

8
CAPITULO 2
REVISIÓN BIBLIOGRÁFICA
2.1. Glaciar
Un glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina en la superficie terrestre por
acumulación, compactación y re cristalización de la nieve, mostrando evidencias de flujo
en el pasado o en la actualidad. Su existencia es posible cuando la precipitación anual de
nieve supera la evaporada en verano, por lo cual la mayoría se encuentra en zonas
cercanas a los polos, aunque existen en otras zonas montañosas. El proceso del
crecimiento y establecimiento del glaciar se llama glaciación. Consta de tres partes:
cabecera o circo, lengua y valle o zona de ablación (Alvares, 2014: 11).
Otra definición: Un glaciar por definición del “Instituto Americano de Geología” es una
masa de hielo, que se acumula sobre la superficie terrestre, tanto por compactación y re
cristalización del hielo o nieve. Los glaciares por su naturaleza resultan ser agentes
erosivos, y por tal razón deben tener movimiento o sea fluir.
Los glaciares se forman a través de la nieve acumulada año tras año que se transforma
gradualmente en hielo. Los cristales de nieve caídos el año anterior recristalizan dando
granos redondeados que se denominan neviza. Con el tiempo, la neviza queda enterrada
por la nieve caída posteriormente y se hace cada vez más densa, a la vez que los huecos
ocupados por el aire disminuyen. En unos pocos años se forma hielo blanco. Cuando la
acumulación de hielo es importante, los cristales continúan creciendo y el aire es
expulsado, obteniéndose así el hielo azul característico de los glaciares (Álvarez, 2014:
11).

9
Figura 2: Formación del hielo glaciar
Fuente: GEOFÍSICA/UNAM (2014)
Actualmente, los glaciares cubren aproximadamente un 10% de la superficie de la Tierra
y almacenan unos 33 millones de kilómetros cúbicos de agua dulce, contribuyendo a
regular el nivel medio de los océanos. En las épocas glaciares baja el nivel del mar,
mientras que en los periodos más cálidos los hielos continentales se funden, subiendo el
nivel del mar en todo el mundo. Por otro lado, ejercen una influencia local y global sobre
el clima, controlando los cambios de presión y las direcciones en las que sopla el viento.
Podrían ser considerados como sistemas abiertos, con entradas y salidas, que
interaccionan con otros sistemas como atmósfera, océanos, ríos, relieve y paisaje
(Aguilón Álvarez, 2014: 13).
2.1.1. Tipos de Glaciares
Según un estudio realizado por La Facultad de Geofísica de la UNAM, por su estudio
“Ambientes Glaciares (2014)”, la clasificación más general se hace atendiendo a su
tamaño y a la relación con la topografía que cubren y que los rodea. Se distinguen los
siguientes casos:
2.1.1.1. Glaciares de Casquete
Constituyen grandes masas de hielo continental continuas, con escaso o nulo control
topográficos, y que se mueven en todas las direcciones. Según su control topográfico y
dimensiones se pueden diferenciar: casquetes polares, domos, campos de hielo y de
plataforma.

10
2.1.1.2. Glaciares de Meseta
Similares a los de casquete pero de menores dimensiones. Frecuentemente clasificados
como un subtipo de los de casquete.
Figura 3: Glaciares de meseta
Fuente: www0.unsl.edu.ar/~geo/materias/
2.1.1.3. Glaciares de Montaña
Acumulaciones de nieve confinadas al relieve de mucha menor dimensión que las
anteriores. Se originan en la cuenca de la montaña y fluyen hacia el valle en forma de
lenguas. Se distinguen monteras de hielo, glaciares de piedemonte, glaciares de valle,
glaciares de ladera y de circo.
Figura 4: Glaciar de montaña
Fuente: Wikipedia

11
2.1.1.4. Campos de Hielo
A diferencia de los casquetes, su superficie no tiene forma de domo y su flujo está
controlado por la topografía del terreno que cubren, como sucede en los Campos de Hielo
Patagónico Norte y Sur y en algunos lugares de la Montañas Rocosas Canadienses.
Figura 5: Campos de hielo
Fuente: GEOFÍSICA/UNAM 2014
2.1.1.5. Glaciares de Valle
En este caso el hielo no cubre por completo la topografía, sino que está canalizado por
ella. Se encuentran en zonas de montaña, ocupando el fondo de algunos valles, por los
que el hielo descarga avanzando hasta alcanzar zonas más cálidas.
Figura 6: Glaciar de valle

12
2.1.1.6. Glaciares de Circo
Son pequeñas masas de hielo que se localizan en las cabeceras de los valles de zonas
montañosas y ocupan depresiones denominadas circos.
Figura 7: Glaciar de circo
2.1.1.7. Glaciares de Pie de Monte
Cuando varios glaciares alpinos fluyen juntos por un valle al pie de un sistema
montañoso, a menudo forman un extenso glaciar, a modo de manto, que recibe el nombre
de glaciar de piedemonte. Los glaciares de este tipo presentan, por lo general, mayor
anchura que longitud y son especialmente comunes en Alaska; el mayor de ellos es el
glaciar Malaspina, con 3.900 km2 de superficie.
Figura 8: Glaciar de pie de monte
FUENTE: www0.unsl.edu.ar/~geo/materias/

13
2.1.2. Glaciaciones
Mediante el estudio de las rocas, se puede reconocer que hubo glaciaciones desde finales
del Precámbrico (hace unos 600 millones de años). Los registros encontrados indican que
los periodos cálidos (interglaciares) han sido más importantes que los periodos fríos
(glaciares). Se cree que esta alternancia de periodos glaciares e interglaciares está
provocada por cambios en la cantidad de radiación solar que alcanza la Tierra
(Geofísica/UNAM, 2014:27).
2.1.3. Glaciares en los Trópicos
Existen glaciares tropicales en tres continentes, en Sudamérica, en África del este y en
Oceanía. Los inventarios glaciológicos hechos en las décadas 1950-90 se presentan en la
Tabla N°2. La concentración más importante de los glaciares tropicales, se encuentra en
la cordillera de Los Andes que tiene más del 99% de su superficie cubierta de hielo (71 %
en Perú, 20% en Bolivia, 4% en Ecuador, 4% en Colombia y 0.1 % en Venezuela),
(Jordán, 1991; Kaser, 1999). En África del este, así como en Oceanía, quedan cerca de
0.3% de superficies congeladas tropicales (0.2% en Kenia, Tanzania y Uganda; 0.1 % en
Nueva Guinea) (Hastenrath, 1984; Hastenrath, 1995).
En 1990, la superficie de los glaciares tropicales ha sido estimada menor a 2500 Km
(Káser; 1999). Los trabajos más recientes estiman que a principios de los años 2000, la
superficie global de los glaciares tropicales es igual a 1926 km (Con una disminución del
30% en Perú, Bolivia, Ecuador y Colombia, así como una disminución de 67% en
Venezuela) (Franco y Vincent, 2007).

14
Región
Superficie
Km 2
Superficie %
Año de
Estimación
Referencia
Sudamérica
Perú 1972 71,28 1970 Jordan 1991
Bolivia 562 20,32 1980 Jordan 1992
Ecuador 112,8 4,08 1970 Jordan 1993
Colombia 108,5 3,92 1950 Jordan 1994
Venezuela 2,7 0,1 1950 Jordan 1995
Total 2758 99,696
África del Este
Kilimanjaro 3,3 0,12 1989 Hastenrath y Geischar 1997
Ruwenzori 1,7 0,06 1990 Kaser 1999
Mt Kenya 0,4 0,01 1993 Hastenrath 1995
Total 5,4 0,1952
Oceanía
Irian Jaya 3 0,11 1988 Peterson 1994
Total 3 0,1084
TOTAL 2766,4 100
Tabla 2: Inventarios glaciológicos Tropicales en el Mundo 1950 - 1990
Fuente: Kaser, 1999
2.1.4. Aspectos Generales de los Glaciares de Los Andes Tropicales
2.1.4.1. Características Geográficas Generales
Los glaciares situados en la zona intertropical se encuentran a gran altitud (>4600
m.s.n.m.). Su límite inferior está cerca de la altura a la cual las precipitaciones cambian
de fase y se vuelven sólidas, es decir; alrededor de la isoterma a 0°C anual (en general
entre 4800 m.s.n.m. y 5000 m.s.n.m.). El cambio, según las estaciones de esta isoterma,
es pequeño, y este límite cambia poco con la altitud. El tamaño de los glaciares es más
bien pequeño (aproximativamente 2.5 - 0.5 km), comparado con el tamaño de los glaciares
de los Alpes (5 a 10 km) o más aun con el tamaño de los glaciares del Himalaya (10 a 20
km2). Por otra parte, en la mayoría de estos glaciares, el desnivel entre el frente de los

15
glaciares y la altura máxima de su zona de ablación (-500 m), es reducida en comparación
a los glaciares de otras latitudes. La altura promedio de estas glaciares esta entre los 5200-
5400 m.s.n.m, pero sus cimas pueden sobrepasar los 6000 m.s.n.m. de altitud, pueden ser
considerados coma glaciares mixtos, templados por debajo de los 5800 – 6000 m.s.n.m. y
fríos par encima de esta altura (Soruco, 2012).
La temperatura interna de los glaciares está relacionada a las medias de temperatura
atmosférica sobre los trópicos, que descienden par debajo de los -60°/-80°C cerca de los
6000 m.s.n.m. La temperatura de un glaciar puede ser influenciada también par la
percolación del agua de fusión en la superficie, que se congela a profundidad (Soruco,
2012:23)
2.1.4.2. Características Glaciológicas
La característica más marcada de los glaciares tropicales es el gradiente vertical de su
balance de masa (∆b/∆z), también conocido como coeficiente de actividad. Este gradiente
nos indica la variación del balance de masa con respecta a la altura.
Los glaciares tropicales presentan un coeficiente de actividad pronunciado a baja altitud
y débil a gran altitud. La Altura de la Línea de Equilibrio (Equilibriun Line Altitude o
ELA en inglés), está definida como la altura a la cual el balance de masa es igual a cero.
Esta línea separa el glaciar en dos zonas con características opuestas. La zona más elevada,
situada por encima de la Altura de Línea de Equilibro, corresponde a la zona de
acumulación, en la cual el balance de masa es positivo (el glaciar recibe más masa de la
que pierde) y la zona situada a baja altitud corresponde a la zona de ablación, en la cual la
situación es opuesta (balance de masa negativo). Siguiendo las variaciones del balance de
masa, la línea de equilibrio aumenta o disminuye en altitud. La forma de la curva ∆b/∆z
es propia de cada glaciar, inclusive de un macizo montañoso particular, o de una zona
climática actualmente, la Altitud de la Línea de Equilibrio, esta generalmente alrededor
de 5100-5300 m.s.n.m. en los glaciares tropicales andinos en las regiones húmedas; no
obstante, ciertos glaciares que presentan un balance de masa muy negativo en el curso de
las últimas décadas presentan una Altura de Línea de Equilibro, incluso por encima de sus

16
cumbres. La línea de equilibrio altitudinal, a menudo se confunde con la línea física de
neviza al final del año hidrológico, salvo en los casos en los que se den nevadas durante
este periodo (Ramírez, 2001).
Se ha observado que la línea de equilibrio bajo los trópicos húmedos se encuentra cercana
o un poco por debajo de la isoterma a O°C anual, mientras que bajo los trópicos secos, se
encuentra por encima Figura N°9 (Ramírez, 2001).
Sin embargo, cabe remarcar que la Altura de Línea de Equilibro, es también muy
dependiente de las precipitaciones y que estas presentan una variabilidad espacial
considerable.
Figura 9: Temperatura en los glaciares tropicales
Fuente: (Ramírez, 2001).
Finalmente, la tercera particularidad de los glaciares bajo los trópicos es la relación entre
la superficie de la zona de acumulación y la superficie total del glaciar (en inglés es
conocida como: Accumulation Área Ratio o AAR). En otras palabras, corresponde a la
superficie situada sobre la Altura de Línea de Equilibro (es decir, la zona de acumulación),
dividida entre la superficie total del glaciar. Bajo condiciones similares de distribución de
superficies según la altura, el valor de la acumulación es un poco superior bajo los trópicos
con relación a los Alpes (Kaser y Osmaston, 2002). Esto significa que el área de
acumulación del glaciar es proporcionalmente mayor en los glaciares tropicales con
respecto a los glaciares alpinos.

17
2.1.4.3. Características Morfo-Glaciológicas
La gama de altitudes de los glaciares tropicales (> 4600 m.s.n.m.), las particularidades de
la atmósfera y la inclinación del sol favorecen el desarrollo de ciertas formas glaciares.
Las formas principales son los penitentes y los ice-flutes (o flautas de hielo). Ciertas de
estas formas han sido descritas por en sus expediciones al Perú. Los penitentes de
nieve/neviza/hielo tienen forma de aguja o de hoja y están orientadas según el ángulo de
incidencia de la radiación solar: a nivel del Ecuador, los penitentes son perpendiculares
con respecto a una superficie horizontal, mientras que en Bolivia un ángulo entre 90° y
60° es frecuente. La formación de estas agujas se debe a la vez a la sublimación y a la
fusión. Su formación puede alcanzar desde algunos centímetros a unos cuantos
decímetros, inclusive algunos metros, gracias a una fusión en la base de las prominencias
y una sublimación dominante sobre estas mismas. Para su formación, deben cumplirse
varias condiciones: una radiación solar intensa, un periodo de varias semanas sin
precipitaciones fuertes y una fusión limitada. Al inicio, tenemos un campo de nieve
homogéneo a primera vista. A pequeña escala, este campo de nieve siempre presenta
heterogeneidades: una repartición aleatoria de polvo, del relieve, etc. Debido a estas
heterogeneidades, la radiación solar es absorbida de manera diferente sobre la superficie
del campo de nieve: concentración de la radiación solar en las cavidades por micro
reflexiones en las paredes, lo que tiende a acentuarlas, absorción de la radiación por las
partículas de polvo sombrías que se incrustan en la nieve.
Después de algunos días, el campo de nieve presenta una sucesión de cavidades y lomas
repartidas de manera aleatoria. Las cavidades siguen concentrando los rayos solares,
reúnen partículas de polvo y de esta manera se acentúan. Las lomas quedan limpias
(blancas) y reflejan eficazmente la radiación solar. Después de una o dos semanas sin
precipitaciones, las lomas alcanzan de una a varias decenas de centímetros. Ciertas lomas
terminan uniéndose y formando una sola, creando un comienzo de organización entre los
penitentes (Soruco, 2012).

18
En este punto, la alternación de fusión/sublimación se convierte en el fenómeno
preponderante. Las crestas de los penitentes están expuestas al viento que favorece la
transformación directa del hielo en vapor de agua, por sublimación, mientras que las
cavidades retienen el aire saturado de humedad (impidiendo de esta manera la
sublimación), acentuando la fusión. Sin embargo, dado que hace falta ocho veces más de
energía para sublimar el hielo que para fundirlo, la pérdida de hielo en las crestas cada
día, es ocho veces menor con respecto a la pérdida de hielo en las cavidades. De esta
manera, las penitentes se forman rápidamente y pueden crecer varios centímetros cada día
(de hecho es la superficie la que baja).
La organización de la superficie es mayor cuanto más grandes son, dado que cada
penitente posee en cierta manera un radio de acción a su alrededor. Este fenómeno termina
cuando una fuerte caída de nieve cubre todas las agujas, o cuando el agua de la fundición
que corre por las cavidades se vuelve abundante, destruyendo de esta manera la base de
los penitentes y estos a su vez empiezan a desmoronarse. Los ice-flutes se desarrollan
sobre pendientes abruptas (>50° - 60°de pendiente), y tienen la forma de conductos o de
goteras largas y estrechas. Estas formas características se deben a tres procesos. En las
aristas o bordes de los conductos actúa la sublimación y en las partes cóncavas de los ice-
flutes actúa la fusión, además también actúa la acción erosiva del paso de las avalanchas
que provienen de las cornisas de la cumbre (Francou, 2004b). La formación de ice-flutes
puede producirse también a las nevadas (con frecuencia a una temperatura cercana a los
O°C) que se pega directamente a las paredes y a las pendientes abruptas.

19
Fuente: Wikipedia
2.1.5. La Cordillera Oriental en Bolivia
La Cordillera de Los Andes entra en el territorio boliviano por el nudo de Vilcanota o
nudo de Apolobamba, en la parte noreste, frontera con el Perú, siguiendo dos cadenas
montañosas casi paralelas, llamadas, la Cordillera Occidental (Soruco, 2012).
La otra cadena montañosa es la Cordillera Oriental. La Cordillera Oriental es una
construcción herciniana marina paleozoica (Ordovícico - Pérmico) formada por un
importante metamorfismo de contacto cenozoico, atravesada por un batolito compuesto
principalmente de rocas de tipo granito, granodiorita y diorita.
Esta cordillera tiene una longitud aproximada de 1100 km y un ancho variable entre 150
y 400 km en territorio boliviano. Esta cordillera se divide en 2 grandes sectores:
1. La Cordillera Real, que sigue un acimut noroeste/sureste
2. La Cordillera Central o meridional que sigue un acimut norte/sur
En la cordillera meridional, ya no hay glaciares, solamente la Cordillera Real los tiene. La
Cordillera Real se subdivide en cinco grandes sectores (FiguraN°11), que son, de norte a
sur:
Figura 10: Penitentes glaciares

20
Figura 11: Inventario según Jordán basado en las fotografías aéreas de 1975
 La Cordillera de Apolobamba, que comprende las regiones de Chaupi Orco, Cololo y
Apolobamba – Ullakhaya.
 La Cordillera de Muñecas, que comprende las regiones de Chucha y Morocollu.
 La Cordillera de La Paz o Real, que comprende las regiones del Illampu -Ancohuma,
Chearoco - Chachacomani, Negruni - Condoriri, Huayna Potosí- Cumbre Chacaltaya,
Hampaturi - Taquesi, Mururata e Illimani.
 La Cordillera de Quimsa Cruz o Tres Cruces, que comprende las regiones de Quimsa
Cruz y Santa Vera Cruz.
 La Cordillera de Cochabamba

21
Hoy en día, solamente las cordilleras de Apolobamba, de La Paz o Real y de Quimsa Cruz
presentan todavía glaciares (Figura N°11). La Cordillera de Apolobamba comprende los
glaciares más importantes del territorio boliviano, algunos de estos glaciares pueden llegar
a tener algunos kilómetros cuadrados de superficie (4 o 5 km2), y la altitud de las cimas
es de alrededor de 6000 m.s.n.m. La Cordillera de La Paz comprende las cimas más
importantes de la Cordillera Oriental (6427 m.s.n.m. el Ancohuma, 6485 m.s.n.m. el
Illampu, 6127 m.s.n.m. el Chearoco, 6362 m.s.n.m. el Illimani y 6088 m.s.n.m. el Huayna
Potosí, 6000 m.s.n.m. Mururata, etc.) (Soruco, 2012).
Los glaciares más importantes de esta cordillera se encuentran en el norte (regiones del
Illampu - Ancohuma y Chearoco - Chachacomani). La Cordillera de Quimsa Cruz tiene
una altura más baja y comprende los glaciares más pequeños de la Cordillera Oriental en
Bolivia. Estas tres cordilleras concentran 1826 glaciares con 591.6 km2 de superficie
cubierta por hielo, según el inventario glaciológico de 1975 de Jordán, (1991). La
extensión actual de los glaciares en estas cordilleras es desconocida, sin embargo, ciertos
estudios han reportado una pérdida de 30% de la superficie glaciar (Francou y Vincent,
2007), a lo largo de los últimos 30 años, según los trabajos recientes realizados en
diferentes macizos de los Andes Centrales, entre los cuales está el volcán Cotopaxi en
Ecuador. Además, 80% de los glaciares en esta cordillera tienen una superficie inferior a
0,5 km (Jordan, 1991).
La Cordillera de La Paz, también conocida como Cordillera Real estrictamente hablando
(vamos a usar este nombre para designar esta cordillera), tiene una extensión aproximada
de 180 km con un acimut noroeste/sureste que marca el límite entre el Altiplano al oeste,
con una altura promedio de 4000 m.s.n.m. y la cuenca Amazónica situada hacia el este,
con una altura inferior a 2000 m.s.n.m. Debido a los flujos húmedos que vienen de la
Amazonia, existe un efecto de "abrigo - natural" muy marcado, con un contraste
pluviométrico entre la cuenca Amazónica (1000 mm a más de 2000 mm de agua de
precipitaciones), y la cuenca del Altiplano (menos de 800 mm ) (Soruco, 2012).

22
Este estudio se consagra en el nevado Mururata.
Figura 12: Nevado Mururata
Fuente: Propia
2.2. El Cambio Climático en la Región Andina
El cambio climático opera mediante el aumento de temperatura, que a su vez impacta
directamente sobre otras variables del sistema climático, principalmente sobre el sistema
hídrico: cambios en el régimen de precipitaciones, en la formación de nubes (que pueden
ser agentes para amplificar el efecto invernadero), en el derretimiento de masas de hielo,
en los vientos, en el nivel del mar y en el surgimiento de eventos extremos (Hoffman y
Requena, 2012: 25).
Éstos, a su vez, impactan en los ecosistemas del planeta y en las actividades humanas
relacionadas con aquéllos.
El calentamiento global no es uniforme. Los patrones geográficos muestran aumentos
mayores en el interior de las grandes áreas terrestres (masas continentales) y en las tierras
altas, como indica la figura N°13.

23
El aumento sobre áreas terrestres, especialmente en el interior de los continentes, es
aproximadamente el doble del promedio global (IPCC, 2007:749; New et al., 2011). El
calentamiento en el ártico es mayor todavía, y llega a ser casi tres veces el promedio
global. Algo muy importante para la zona andina: la cifra aumenta inclusive más debido
al factor altura. El hecho de que las temperaturas aumenten más a grandes altitudes se ha
comprobado, en las últimas décadas, mediante mediciones exactas de temperatura en las
Montañas Rocosas y en los Alpes. En Suiza, por ejemplo, se pudo constatar que la
temperatura en los Alpes, durante los últimos treinta años, se elevó el doble en
comparación con las tierras bajas de ese país (Hoffman y Requena, 2012).
0 1 2 3 4 5 6 7 8
Figura 13: Distribución del calentamiento global
Fuente: The Copenhagen Diagnosis (2009).
Es escasa la emisión de gases de efecto invernadero desde la región andina, pero ésta es
una de las regiones del planeta con mayor riesgo de sufrir fuertes impactos en el cambio
climático. Más allá de la vulnerabilidad de los ecosistemas andinos y amazónicos, la
región de los Andes centrales es también vulnerable debido al alto grado de pobreza de
sus pobladores.
En 2007, la Comunidad Andina de Naciones (CAN), a la cual pertenecen actualmente
Colombia, Ecuador, Perú y Bolivia, publicó una serie de documentos dedicados a los

24
impactos del cambio climático en la región, haciendo hincapié en el descongelamiento de
los glaciares, en la pobreza de la gente (superior al 50%), y en la consecuente alta
vulnerabilidad de la población de la región. Estas condiciones podrían limitar seriamente
la capacidad de respuesta de la población ante los efectos del cambio climático (Hoffman
y Requena, 2012: 32).
2.2.1. El Fenómeno Climático “EL NIÑO”
Uno de los fenómenos climáticos predominantes en toda la región andina y en la costa
occidental de América es el fenómeno del “El Niño”, o la Oscilación Sur “El Niño”
(E.N.S.O, por sus siglas en inglés). “El Niño” es un evento climático de ocurrencia natural
que genera impactos en toda la región del océano Pacífico.
Se origina en el Pacífico oriental, a la altura de la línea del ecuador, cuando el
debilitamiento de los vientos alisios provoca el calentamiento de las aguas de esta región
por encima de lo normal (P.N.U.D. Bolivia, 2011).
Los eventos ENSO ocurren cada dos o siete años y duran entre doce a dieciocho meses y
tienen una intensidad diferente cada vez. Los principales impactos de los fenómenos
climáticos en Bolivia están relacionados directamente con “El Niño” y “La Niña” (así se
ha dado en llamar a la fase fría del ENSO). “El Niño” normalmente se asocia con
precipitaciones más altas en el oriente y más escasas en el occidente del país Las largas
sequías en la parte occidental del territorio nacional a causa del ENSO en los años 1982-
1983 y 1997-1998 todavía forman parte de la memoria colectiva de la población boliviana
(P.N.U.D. Bolivia, 2011).
Sin embargo, en el ámbito científico todavía no hay claridad del impacto del cambio
climático sobre la frecuencia o magnitud de “El Niño”/”La Niña”. El fenómeno de “El
Niño” tiende a incrementarse hacia finales del siglo XX, pero tal incremento se encuentra
todavía en los rangos naturales, si se analiza el comportamiento del ENSO en su fase
caliente a lo largo de varios siglos. Por otro lado, también se podría tratar del comienzo

25
de una tendencia de intensificación del “El Niño” y “La Niña”, que se podría acentuar
fuertemente durante las próximas décadas debido al calentamiento global (P.N.U.D.
Bolivia, 2011).
2.3. El Acelerado Retroceso de los Glaciares Tropicales
Las primeras observaciones glaciológicas hechas bajo los trópicos andinos datan de los
años 1930 y han sido el objetivo de expediciones dirigidas por Hans Kinzl en la Cordillera
Blanca, Perú (Francou y Vincent, 2007). No obstante, se ha tenido que esperar hasta los
años 1970, después de las graves catástrofes glaciares del Perú con más de 50.000
muertos en el Perú entre los años 1940 y 1970, para que se constituyan bases de datos más
o menos continuas de los glaciares tropicales andinos (Hastenrath y Ames, 1995a;
Hastenrath y Ames,1995b). Estas bases de datos se constituyen en gran parte de la
cartografía de los frentes glaciares y la estimación de los balances de masa. Solamente
desde 1991, se dispone de observaciones continuas de los balances de masa de algunos
glaciares andinos. Estos datos son relativamente recientes en comparación a aquellos
existentes sobre los Alpes, de los cuales existen estimaciones de los balances de masa
desde los años 1914 del glaciar de Clariden (Suiza), la cual constituye la serie de
mediciones de balance de masa más antigua del mundo (Vincent et al.,2004). No
obstante, las mediciones de series de balances de masa han empezado generalmente
durante los años 1950 en los Alpes.
Después de un retroceso importante observado entre los años 1930 y 1940 en el Perú,
vino un periodo de estancamiento y/o de pequeños avances entre los años 1950 y
1975/1980. El retroceso glaciar sigue desde este período hasta nuestros días (Francou
y Vincent, 2007). Estas conclusiones han sido sacadas de las medidas de los frentes
glaciares así como de las medidas de la pérdida de superficie de la zona de ablación de
algunos glaciares.
En la región Ecuatorial, basándose en la observación de una veintena de glaciares de un
mismo cono volcánico (Cotopaxi, Ecuador), (Jordan et al., 2005) se ha concluido que

26
la variaciones de las longitudes de los frentes glaciares del Cotopaxi casi no han cambiado
entre los años 1956 y 1976. Por el contrario, entre 1976 y 1997 los cambios han sido
importantes, con una disminución de las superficies de un 30%, es decir de 21.2 km2 a
14.6 km2.
Este cambio drástico en el curso de los últimos 20 años ha sido parecido en todas las
orientaciones del cono hemisférico. Estas similitudes entre el retroceso del frente de los
glaciares (entre glaciares bolivianos, peruanos y ecuatorianos) bajo los trópicos parece
indicar una respuesta común a los cambios climáticos regionales de la zona tropical
durante la segunda mitad del siglo XX, en la Cordillera de Los Andes (Francou y
Vincent, 2007).
2.3.1. Situación de los Glaciares en Bolivia
Los glaciares bolivianos. Casi todos se encuentran en la Cordillera Real, desde la
Cordillera Químsacruz hasta la Cordillera Apolobamba en la frontera de Perú. Unos pocos
y pequeños glaciares se ubican en la frontera con Chile (Cordillera Occidental), donde se
encuentra el Sajama, el Parinacota, el Pomerape y el Acotango, este último casi extinto.
Se puede decir que al hablar de glaciares en Bolivia, nos referimos a los glaciares del
departamento de La Paz (Soruco, 2012).
Al inicio de los años ochenta existían en Bolivia aproximadamente dos mil glaciares, de
los cuales el 80% no abarcaba siquiera los 0,5 Km2 cada uno. Según estas dimensiones,
pueden considerarse glaciares pequeños. Para ese año el área total de glaciares era de 566
km2. El acelerado derretimiento de los glaciares comenzó a inicios de los ochenta, y se
presume que en los últimos veinte o veinticinco años, un número importante de estos
pequeños glaciares ha desaparecido: Algunos fueron documentados (medidos y
caracterizados), pero la gran mayoría no tiene ningún registro. Actualmente se estima que
los glaciares cubren aproximadamente 500 km2 (Soruco, 2012).

27
2.4. Análisis multitemporal
Una de las aportaciones más destacadas de la teledetección espacial al estudio del medio
ambiente, es su capacidad para seguir procesos dinámicos. Al tratarse de información
adquirida por un sensor situado en una órbita estable y respectiva, las imágenes de satélite
constituyen una fuente valiosísima para estudiar los cambios que se producen en la
superficie terrestre, ya sean debido al ciclo estacional de las cubiertas, y catástrofes
naturales o alteraciones de origen humano (Chuvieco, 2002).
Existen varios trabajos a nivel mundial desde hace años pasados que investigadores
ambientales, ecologistas, agrónomos y otros, han usado la técnica de estudios
comparativos en el tiempo con resultados excelentes. Pudiendo de esta manera
mejorar las fluctuaciones de cambio de coberturas terrestres.
FENOMENO
PERIODO DE OBSERVACION
RECOMENDABLE
Dinámica atmosférica 15 - 30 minutos
Seguimiento de desastres 2 - 24 horas
Evaluación de desastres 1 - 7 días
Predicción de cosechas 2- 3 meses
Análisis de la deforestación 1 - 3 años
Actualización de coberturas 3 - 6 años
Dinámica urbana 5 - 7 años
Actualización de mapas topográficos 10 - 20 años
Tabla 3: Cadencia de actualización para estudios multitemporales
Fuente: Chuvieco “TELEDETECCION AMBIENTAL” (2002)
Para que puedan abordarse estudios multitemporales con teledetección, es preciso que el
sistema sensor proporcione una cobertura periódica, en las mismas bandas espectrales, y
con condiciones de observación similares (altura, hora, ángulo de adquisición). Estos
requisitos los cumplen la mayor parte de los satélites de recursos naturales.

28
Este tipo de análisis en los cambios cobertura, aportan información importante para la
planificación, gestión territorial entre otros y la evaluación del impacto ambiental en
determinadas zonas.
La comparación multitemporal entre imágenes se realiza, en la mayor parte de los casos,
comparando pixel a pixel los ND de las distintas fechas. En consecuencia, es necesario
eliminar previamente, en la medida posible, cualquier cambio en los ND de la escena que
no sea debido a cambios reales en la cubierta. Esto implica asegurar que estemos situados
en la misma zona para ambas fechas y que la variable que estamos comparando se refiera
a la misma escala de medida.
Una comparación temporal requiere una previa corrección geométrica y radiométrica de
las imágenes que estamos cotejando (Chuvieco, 2002).
2.5. Teledetección
2.5.1. Concepto de Teledetección
Según la Asociación Japonesa en Sensores Remotos (JARS), es; “la ciencia y la
tecnología por la cual se pueden identificar las características de los objetos de interés,
medir o analizar las características sin contacto directo”.
2.5.2. Componentes de un Sistema de Teledetección
El sistema de teledetección se define de la siguiente manera, Chuvieco (1996):
 Fuente de Energía: Es originado de la radiación electromagnética que el sensor
va a captar. Puede tratarse de una fuente pasiva como la luz solar o activa cuando
es emitida por el sensor que luego capta el reflejo (como el radar).
 Cubierta terrestre: Son los rasgos naturales o realizados por el hombre
(vegetación, suelo, rocas, construcción, etc.) que refleja la señal hacia el sensor.

29
 Sistema sensor: Compuesto por el sensor propiamente dicho (cámaras, radar, etc.)
y la plataforma que lo alberga (satélite, avión, globo). Tiene la misión de captar la
energía proveniente de la cubierta terrestre y almacenarla o enviarla directamente
al sistema de recepción.
 Sistema de recepción-comercialización: Es el que recibe la información del
sistema sensor, la guarda en formato apropiado y la distribuye a los usuarios.
 Interprete: quien convierte los datos en información temática de interés
(agricultura, forestal, geografía, catastro, medio ambiente, militar, etc.) ya sea
mediante procedimientos y técnicas visuales o digitales.
 Usuario final: Es el beneficiario del documento fruto de la interpretación, así
como de decidir sobre las consecuencias que de él deriven.
Figura 14: Componentes de la teledetección
Fuente: Chuvieco 1996

30
2.5.3. Espectro Electromagnético
El espectro electromagnético es “el sistema que clasifica, de acuerdo con la longitud de
onda, toda la energía (de corto cósmica a largo radio) que se mueve, armónicamente, a la
velocidad constante de la luz” (NASA, 2011).
2.5.3.1. Regiones Espectrales
 Espectro visible (0.4 - 0.7 µm): Rango de frecuencias del ojo humano. Máxima
radiación solar. Subdividido en tres bandas: Rojo (0.6 - 0.7 µm), Verde (0.5 - 0.6
µm) y Azul (0.4 - 0.5 µm).
 Infrarrojo cercano (0.7 - 1.1 µm): Denominado IR fotográfico o reflejado. Energía
solar que reflejan los cuerpos. Comportamiento similar al espectro visible.
 Infrarrojo medio (1.1 – 8 µm): Se entremezclan radiación solar y emisión. La
atmósfera afecta sensiblemente: aprovechado para medir concentraciones de vapor
de agua, ozono, aerosoles, etc.
 Infrarrojo térmico (8 - 14 µm): Radiaciones emitidas por los propios cuerpos. Se
puede determinar la Temperatura de un cuerpo (IR térmico). Se puede disponer de
imágenes a cualquier hora del día.
 Microondas (1mm-1m): Interés creciente de la Teledetección en esta banda. Las
perturbaciones atmosféricas son menores y es transparente a las nubes. Se suelen
utilizar sensores activos.
Figura 15: El espectro electromagnético
Fuente: Ing. Nino Frank Bravo “TELEDETECCIÓN ESPACIAL” (2017)

31
2.5.4. Firma Espectral
Es la forma peculiar de reflejar o emitir energía de un determinado objeto o cubierta.
Depende de las características físicas o químicas del objeto que interacciona con la energía
electromagnética, y varía según las longitudes de onda.
Figura 16: Firmas espectrales
Fuente: Cartografía automatizada y teledetección (2016)
2.5.5. Tipos de Sensores
2.5.5.1. Sensores Pasivos
Son de mayor valor en las aplicaciones de la percepción remota en la evaluación de los
recursos naturales. Los sensores pasivos simplemente reciben las señales emitidas
naturalmente y reflejadas por los objetos percibidos. Estas señales, generadas por la
radiación solar natural, pueden proveer una información muy rica sobre los objetos
percibidos (Bravo, 2017:11).
Como por ejemplo los sensores:
 ASTER
 LANDSAT

32
 MODIS
 SENTINE
Figura 17: Sensor pasivo de satélites
2.5.5.2. Sensores Activos
El sensor emite radiación dirigida hacia el objetivo a ser estudiado. La radiación reflejada
de ese objeto es detectada y medida por el sensor.
Ejemplos: Lidar, Radar, Sonar.
Figura 18: Sensor activo de satélites

33
2.5.6. Resolución de un Sistema Sensor
2.5.6.1. Resolución Espacial
Se refieren a la mínima separación a la cual los objetos aparecen distintos y separados en
la imagen, relacionado al tamaño del pixel medido sobre el terreno, precisión y escala a
la cual se está trabajando (Bravo, 2017:12).
Tamaño de Pixel en Metros escala de trabajo 1:……
1000 1,000,000
100 200 000
30 60,000
10 20,000
5 10,000
1 2,000
Tabla 4: Escala de trabajo en relación al tamaño de pixel
Fuente: www.esri.com
También Según ESRI Mappinng Center, Mencionan la siguiente relación:
Escala del mapa = Resolución de la imagen (en metros) * 2 * 1000
En nuestro caso será:
Escala del mapa = 30(m) *2*1000 = 60.000
1: 60.000
Se debe tomar en cuenta, que la precisión es de 4x4 mm “medido en el papel” (lo que el
ojo humano puede discriminar).
2.5.6.2. Resolución Espectral
Se refiere al número y anchura de las bandas espectrales que puede registrar un sensor.
Mientras mayor sea esta resolución mayor será la información del comportamiento de una
misma cobertura en las bandas espectrales

34
Figura 19: comparación de bandas sentinel 2, landsat 7 y 8
2.5.6.3. Resolución Radiométrica
Se refiere a la capacidad del sensor, para detectar variaciones en la Radiancia espectral.
Actualmente la mayor parte de los sistemas en operación tienen 256 niveles (0 - 255) de
codificación por pixel, nivel de grises que pude detectar el sensor “numero de bytes”
Landsat 7 es de 8 bytes (ND). (Valor numérico que codifica la Radiancia detectada para
cada pixel).
En caso del Landsat 8 es de 16 bits lo que equivale a 65536 (ND)
Fórmula para determinar niveles de Gris:
2𝑛𝑢𝑚𝑒𝑟𝑜 𝑑𝑒 𝑏𝑖𝑡𝑠
= Niveles de Gris

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Figura 20: Codificación de los ND en una imagen Landsat
Fuente: Ing. Nino Frank “TELEDETECCIÓN ESPACIAL” (2017)
2.5.6.4. Resolución Temporal
Se refiere a la periodicidad con la que éste adquiere imágenes de la misma porción de la
superficie terrestre. El ciclo de cobertura está en función de las características orbitales de
la plataforma (altura, velocidad, inclinación), así como del diseño del sensor (Bravo,
2017:15).
2.5.6.5. Resolución Angular
Se refiere a la capacidad que tiene un sensor para tomar imágenes oblicuas posibilita la
generación de imágenes estereoscópicas y por tanto la construcción del relieve (Delgado,
2017).
2.6. Imágenes Satelitales
Las imágenes Satelitales están confeccionadas por matrices, en las que cada celda
representa un píxel, las dimensiones de este píxel dependerá de la Resolución espacial del
sensor. Los sensores registran la radiación electromagnética que proviene de las distintas
coberturas y las almacena en cada píxel, de acuerdo a los intervalos de longitudes de onda,
en las que este programado el sensor para captar.

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Esta energía electromagnética es representada en cada píxel por un valor digital al cual se
le agrega una tonalidad, este valor es llamado Nivel Digital (ND), la cantidad de niveles
digitales que se podrá representar dependerá de la Resolución Radiométrica del sensor,
para un sensor con Resolución Radiométrica de 8 bit los niveles digitales varían entre 0 y
255, siendo en la escala de grises el cero igual al color negro y el 255 igual al color blanco
(Bravo, 2017:18).
La posición de cada píxel en la imagen satelital está determinada por un eje de
coordenadas XYZ.
X: Nº de columna de la matriz.
Y: Nº de fila de la matriz.
Z: Nivel digital (valor de intensidad de la escala de grises).
Figura 21: Componentes de una imagen satelital
La asignación de colores más conocida por los usuarios es la del falso color convencional
(R=Red (rojo); G=Green (verde); B=Blue (azul)), la cual asigna el color azul a la banda
del verde, el color verde a la banda del rojo y el color rojo a la banda del infrarrojo cercano.
La información que se obtiene de las distintas bandas de las imágenes satelitales, son de
gran ayuda en diversos ámbitos tales como:
- Agricultura y recursos forestales
- Uso de suelo y Geología.
- Recurso de agua y Medio ambiente.

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2.6.1. Imágenes del Programa Landsat
Gracias a los brillantes resultados que proporcionaron las primeras fotografía espaciales,
la agencia espacial norteamericana (NASA) diseño a finales de los años 60 el primer
proyecto dedicado exclusivamente a la observación de los recursos terrestres. Fruto de
estos trabajos fue la puesta en órbita del primer satélite de la serie ERTS (Earth Resource
Technollogy Satellite) el 23 de Julio de 1972. Esta familia de satélites fue rebautizada
como Landsat a partir del segundo lanzamiento, en 1975 (Landsat 2).
Entre los satélites de recursos, el programa Landsat puede considerarse el más fructífero
puesto que ha proporcionado datos multi espectrales de alta resolución a una amplia gama
de usuarios durante más de 25 años, lo que representa el registro más largo de información
sobre la superficie terrestre obtenido de forma global y repetitiva desde el espacio.
A mediados de los 80, el programa Landsat entra en una nueva etapa en cuanto a
financiación y funcionamiento con la transferencia del programa al sector privado. En
1985 la compañía EOSAT recibe los derechos para vender productos Landsat por un
período de 10 años con el compromiso de participar en el desarrollo de futuros sensores.
El gobierno mantenía la responsabilidad en el control físico de la plataforma y se
comprometía a colaborar en el desarrollo de los Landsat 6 y 7 (García, 2013).

38
Figura 22: Historia de la cobertura del programa Landsat
Fuente: García Varela, Álvaro (2013)
2.6.1.1. Características Orbitales
Los primeros tres satélites de la serie tenían unas características similares. El peso total
del sistema se aproximaba a los 960 Kg. Su órbita era helio síncrona, esto es que pasa por
el mismo lugar a la misma hora, polar, ligeramente inclinada (99.1 grados). Con una altura
orbital media de 917 Km, circundaba la tierra cada 103 minutos, con lo que realizaba 14
órbitas diarias para volver sobre la misma porción de la superficie terrestre a los 18 días,
y a la misma hora local (entre 9:30 y las 10:30 según latitudes) (García, 2013).

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Figura 23: Orbita del satélite Landsat
Fuente: García Varela, Álvaro (2013)
2.6.1.2. Sensor THEMATIC MAPPER (TM) – Landsat 4 Y 5
Este tipo de sensor presenta los satélites Landsat 4 y 5, las imágenes constan de siete
bandas espectrales con una resolución espacial de 30 metros de Bandas 1 a 5 y 7. El
tamaño aproximado es de 170 km escena norte-sur por 183 km de este a oeste. Su
resolución temporal es de 16 días.
Características de las imágenes landsat 4 y 5 TM
N° Banda Banda Longitud de onda (micrómetros) Resolución (metros)
1 Azul 0,45 - 0,52
30
2 Verde 0,52 - 0,60
3 Rojo 0,63 - 0,69
4 Infrarojo Cercano (NIR) 0,76 - 0,90
5 Onda corta Infraroja (SWIR)1 1,55 - 1,75
6 Thermal 10,40 - 12,50 120 * (30)
7 Onda corta Infraroja (SWIR)2 2,08 - 2,35 30
Tabla 5: Características de Landsat 4 Y 5 TM
Fuente: http://landsat.usgs.gov/band_designations_landsat_satellites.php

40
2.6.1.3. Sensor “OLI” Landsat 8
Este tipo de sensor presenta el satélite de Landsat 8 y las imágenes se componen de nueve
bandas espectrales con una resolución espacial de 30 metros de Bandas 1 a 7 y 9.
La banda ultra azul 1 es útil para estudios costeros y aerosoles. Banda 9 es útil para la
detección de nubes cirrus. La resolución de la banda 8(pancromática) es de 15 metros.
Bandas térmicas 10 y 11 son útiles para proporcionar temperaturas de la superficie más
precisa y se recogen a 100 metros. El tamaño aproximado es de 170 km escena de norte a
sur por 183 km de este a oeste.
Características de las imágenes landsat 8 OLI
N° Banda Banda Longitud de onda (micrómetros) Resolución (metros)
1 Ultra Azul 0,43 - 0,45
30
2 Azul 0,45 - 0,51
3 Verde 0,53 - 0,59
4 Rojo 0,64 - 0,67
5 Infrarrojo Cercano (NIR) 0,85 - 0,88
6 Onda corta infrarroja (SWIR) 1 1,57 - 1,65
7 Onda corta infrarroja (SWIR) 2 2,11 - 2,29
8 Pancromatica 0,50 - 0,68 15
9 Cirrus 1,36 -1,38 30
10 Infrarojo termico (SITR)1 10,60 - 11,19 100 * (30)
11 Infrarojo termico (SITR)2 11,50 12,51 100 * (30)
Tabla 6: Características de las imágenes Landsat 8 OLI
Fuente: http://landsat.usgs.gov/band_designations_landsat_satellites.php
2.6.1.4. Propiedades de las bandas espectrales para la identificación de Nieve
Al ojo humano la nieve se observa blanca, ya que es altamente reﬂectiva en el rango de
0.4 y 0.65 µm, con pequeñas variaciones, y va descendiendo a medida que aumenta la
longitud de onda, reduciéndose en el infrarrojo cercano y más claramente en el medio.
Los factores que influyen en la reﬂectividad de la nieve son el tamaño del grano, la
profundidad y densidad de la capa y la cantidad de impurezas que contenga. La nieve

41
fresca tiene más reflectividad que la helada, mostrando los valores más bajos la nieve
sucia (Chuvieco, 2002).
Figura 24: Firmas espectrales características de nieve
Fuente: Chuvieco (2002)
En la figura 24: se observa la firma espectral de la nieve con distintos tamaño de grano,
comparado con la firma de una nube, para lo cual en el rango de las visibles ambas
coberturas posee respuesta espectral similar, pero difieren a partir del infrarrojo cercano.
Teniendo en cuenta el comportamiento espectral de la nieve es posible construir un índice
denominado NDSI (índice normalizado de nieve) el cual utiliza un canal del sensor en el
rango visible (Green) y otro del rango del infrarrojo cercano (SWIR 1).
Figura 25: Bandas para la identificación de nieve
Fuente: Propia
2.6.2. Como identificar los productos Landsat
En el momento que adquirimos una imagen Landsat nos proporciona la siguiente
codificación realizada por la NASA, siendo:

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Código: LXSPPPRRRYYYYDDDGGGVV
Código Descripción
L Nombre de la misión (L: Landsat)
X Tipo de sensor: C = OLI/TIRS ; T = TM; E = ETM + ; M= MSS
S Numero de misión Landsat 8,7 y 8
PPP PATH Referencia Global WRS-2
RRR ROW Referencia Global WRS-2
YYY Año de adquisición
DDD Día juliano de adquisición
GGG ID de la estación de la tierra
VV Numero de versión de archivo
Tabla 7: Como identificar una imagen Landsat
Fuente: http://landsat.usgs.gov/band_designations_landsat_satellites.php.
2.6.3. Correcciones para Imágenes Landsat
2.6.3.1. Corrección Atmosférica para imágenes Landsat 4, 5 y 7
2.6.3.1.1. Corrección por Radiancia
La Radiancia es el “Flujo de energía (principalmente energía irradiante o incidente) por
ángulo sólido que abandona una unidad de área de una superficie en una dirección dada”,
“Radiancia es lo que mide el sensor y depende en cierta medida de la reﬂectancia” (NASA,
2011).
Las imágenes de Landsat son provistas en radiancia, escaladas previamente al resultado.
Para imágenes Landsat, la Radiancia espectral en el sensor (𝐿𝜆, medida en [vatios/ (metro
cuadrado * ster * 𝜇𝑚)]) está dada por las dos ecuaciones siguientes para determinar 𝐿λ:
𝐿𝜆 = 𝑀𝐿 ∗ 𝑄𝑐𝑎𝑙 + 𝐴𝐿
𝐿𝜆 = (
𝐿𝑀𝐴𝑋λ−𝐿𝑀𝐼𝑁λ
𝑄𝑐𝑎𝑙𝑚𝑎𝑥 − 𝑄𝑐𝑎𝑙𝑚𝑖𝑛
)( 𝑄𝑐𝑎𝑙𝑚𝑎𝑥 – 𝑄𝑐𝑎𝑙𝑚𝑖𝑛)+ 𝐿𝑀𝐼𝑁λ
Donde:
ML = (
)

43
AL = 𝐿𝑀𝐼𝑁λ- (
) 𝑄𝑐𝑎𝑙𝑚𝑖𝑛
Donde:
𝐿𝜆 = Radiancia espectral en el sensor (Radiancia en el satélite).
ML = Factor Multiplicativo de reescalamiento específico de la banda, proveniente de los
metadatos (RADIANCE_MULT_BAND_x, donde x es el número de banda).
Al = Factor Aditivo de reescalamiento específico de la banda, proveniente de los
metadatos (RADIANCE_ADD_BAND_x, donde x es el número de banda).
𝑄𝑐𝑎𝑙 = Valor de pixel discretizados y calibrados del producto estándar (Valor digitales
DN).
𝐿𝑀𝐴𝑋 = Radiancia espectral máxima correspondiente a la banda Qcalx.
𝐿𝑀𝐼𝑁 = Radiancia espectral mínima correspondiente a la banda Qcalx.
𝑄𝑐𝑎𝑙𝑚𝑎𝑥 = Valor máximo del píxel, va depender de la resolución radiométrica, ejemplo
de 8bits es 255.
𝑄𝑐𝑎𝑙𝑚𝑖𝑛 = Valor mínimo del píxel, en este caso 1
Estos parámetros anteriormente descritos se encuentran en el Metadato (_MTL.txt) y que
fueron gracias a información que proporciona el servicio gratuito USGS (United States
Geological Survery) (https://landsat.usgs.gov/using-usgs-landsat-product).
2.6.3.1.2. Conversión de Radiancia a Reflectancia al TOA
Esta conversión es conociendo el ángulo cenital solar que viene dado en los metadatos de
la imagen y la distancia Tierra-Sol en el momento de la toma de la imagen. Para poder
utilizar la información radiométrica de la imagen en todas las facetas es necesario
convertir la reflectancia aparente (TOA) a reflectividad de la superficie terrestre o también
llamado corrección atmosférica.

44
Se va usar el método adoptado por USGS (United States Geological Survery) para la
corrección atmosférica, el cual se basa en el modelo de transferencia radiactiva
MODTRAN (Moderate resolution atmospheric transmission). Los objetivos de este
método son eliminar de la radiancia recibida por el sensor los efectos de la absorción y
dispersión causados por las moléculas y partículas atmosféricas en suspensión y en
segundo lugar, convertir esa radiancia a valores de reflectividad de superficie, siendo este
valor adimensional y expresado en tanto por uno. Para ello se usa las siguientes
expresiones:
P𝜆 = (
𝜋∗𝐿λ∗𝑑2
𝐸𝑆𝑈𝑁λ∗𝑆𝐸𝑁(𝜃𝑆𝐸)
)
P𝜆 = (
𝜋∗𝐿λ∗𝑑2
𝐸𝑆𝑈𝑁λ∗𝐶𝑂𝑆(𝜃𝑍𝐸)
)
P𝜆 = Reflectancia en el techo de la atmosfera del sensor
d = Distancia Tierra-Sol en el momento de la toma de la imagen, expresada en Unidades
Astronómicas (Calculado según una formula en función del día juliano).
𝐸𝑆𝑈𝑁λ = Irradiancia Media Solar exo-atmosférica.
𝜃𝑆𝐸 = Ángulo local de elevación del sol. El ángulo de elevación del centro del escenario
en grados se proporciona en los metadatos (SUN_ELEVATION), debe estar en radianes
para su aplicación.
𝜃𝑍𝐸 = Ángulo zenital solar en grados, el cual es equivalente a: 90° - 𝜃𝑆𝐸 , donde 𝜃𝑆𝐸 es la
elevación, solar debe estar en radianes para su aplicación.
Para poder calcular la distancia al sol “d” se realiza de la siguiente manera, según
CHUVIECO 1996:
𝑑 = 1 + 0.0167 ∗ (𝑆𝐸𝑁𝑂 ((2 ∗ 𝑃𝐼 () ∗ ((𝐷í𝑎 𝐽𝑢𝑙𝑖𝑎𝑛𝑜 – 93.5)))/365))
𝑑 = 1 − 0.0167 ∗ 𝐶𝑂𝑆 (2 ∗ 𝑃𝐼 () ∗ (𝐷í𝑎 𝐽𝑢𝑙𝑖𝑎𝑛𝑜 − 3)/365)
𝑑 = 1 − 0.01672 ∗ 𝐶𝑂𝑆 (𝑅𝐴𝐷𝐼𝐴𝑁𝑆 (0.9856) ∗ (𝐷í𝑎 𝐽𝑢𝑙𝑖𝑎𝑛𝑜 − 4))

45
Para poder obtener los datos de Distancia Tierra-Sol en el momento de la toma de la
imagen (d), existen tablas que contienen tales datos para todos los días del año, que
podemos descargar de la siguiente página Web https://ntrs.nasa.gov.
En este caso a continuación se mostrara en la siguiente tabla los datos necesarios
recabados de la tabla general, para las imágenes descargadas para el presente proyecto:
Fecha Día Juliano d (Tierra - Sol)
1988-08-20 233 1,01165
1993-08-02 178 1,01656
1998-06-13 164 1,01557
2003-06-27 214 1,01485
2008-07-26 208 1,01555
2014-07-11 192 1,01661
2018-11-11 315 0,99007
Tabla 8: Distancia tierra-sol en unidades astronómicas en sus días julianos
Fuente: https://ntrs.nasa.gov
Para determinando el valor Valores de 𝐸𝑆𝑈𝑁λ (irradiancia Media Solar exo-atmosférica
(W / (m2 * 𝜇𝑚))) podemos obtener los siguientes datos que se pueden obtener en la página
de la NASA – USGS:
𝑬𝑺𝑼𝑵 λ (W /(m2 * µm))
BANDA LANDSAT 4 TM LANDSAT 5 TM LANDSAT 7 ETM+
1 1983 1983 1997
2 1795 1796 1812
3 1539 1536 1533
4 1028 1031 1039
5 219,8 220 230,8
6 N/A N/A N/A
7 83,49 83,44 84,9
8 1362
Tabla 9: Valores de Radiancia media sola exo-atmosférica 𝐸𝑆𝑈𝑁
FUENTE: https://ntrs.nasa.gov

46
Si deseamos calcular 𝑬𝑺𝑼𝑵𝝀, podemos utilizar esta fórmula:
𝑬𝑺𝑼𝑵𝝀 = (
𝜋∗𝑑2∗𝑅𝐴𝐷𝐼𝐴𝑁𝐶𝐸 𝑀𝐴𝑋𝐼𝑀𝑈𝑀
𝑅𝐸𝐹𝐿𝐸𝐶𝑇𝐴𝑁𝐶𝐸 𝑀𝐴𝑋𝐼𝑀𝑈𝑀
)
Donde:
Tanto “𝑅𝐴𝐷𝐼𝐴𝑁𝐶𝐸 𝑀𝐴𝑋𝐼𝑀𝑈𝑀, 𝑅𝐸𝐹𝐿𝐸𝐶𝑇𝐴𝑁𝐶𝐸 𝑀𝐴𝑋𝐼𝑀𝑈𝑀” se encuentran en el
metadato que viene junto a la imagen de satélite Landsat.
2.6.3.2. Corrección Atmosférica para imágenes Landsat 8 OLI
2.6.3.2.1. Corrección por Radiancia
En las imágenes Landsat 8 consisten en una serie cuantificada y calibrada de niveles
digitales que pueden ser re escalados a valores de radiancia y reflectancia usando para ello
los coeficientes radiométricos provistos en el archivo de metadato (_MTL.txt), tal y como
se describe a continuación:
𝐿𝜆 = 𝑀𝐿 ∗ 𝑄𝑐𝑎𝑙 + 𝐴𝐿
Donde:
ML = Factor Multiplicativo de re escalamiento específico de la banda, proveniente de
los metadatos (RADIANCE_MULT_BAND_x, donde x es el número de banda).
AL = Factor Aditivo de reescalamiento específico de la banda, proveniente de los
metadatos (RADIANCE_ADD_BAND_x, donde x es el número de banda).
DN).
Geological Survery) (https://landsat.usgs.gov/using-usgs-landsat-product).

47
2.6.3.2.2. Conversión de Radiancia a Reflectancia al TOA
Se usan los coeficientes de Reflectancia suministrados en el archivo de metadatos.
Los siguientes algoritmos son usados para convertir los niveles digitales a valores
de Reflectancia:
P𝜆 = (
𝑀𝑝∗𝑄𝑐𝑎𝑙+𝐴𝑝
𝑆𝐸𝑁(𝜃𝑆𝐸)
)
P𝜆 = (
𝑀𝑝∗𝑄𝑐𝑎𝑙+𝐴𝑝
𝑆𝐸𝑁(𝜃𝑧𝐸)
)
P𝜆 = Reflectancia en el techo de la atmosfera del sensor
𝑀𝑝 = Factor de cambio de escala multiplicativo (REFLECTANCE_MULT_BAND_x,
donde x es el número de bandas).
𝐴𝑝 = Factor de cambio de escala aditivo (REFLECTANCE_ADD_BAND_x, donde x es
el número de bandas).
DN).
𝜃𝑆𝐸 = Ángulo local de elevación del sol. El ángulo de elevación del centro del escenario
en grados se proporciona en los metadatos (SUN_ELEVATION), debe estar en radianes
para su aplicación.
𝜃𝑍𝐸 = Ángulo zenital solar en grados, el cual es equivalente a: 90° - 𝜃𝑆𝐸 , donde 𝜃𝑆𝐸 es la
elevación, solar debe estar en radianes para su aplicación.
Geological Survery) (https://landsat.usgs.gov/using-usgs-landsat-product)
2.6.4. Orthorectificación
Las imágenes descargadas ya tienen un sistema de referencia (WGS 84) y proyección
UTM, pero no está corregido el desplazamiento por relieve causado por los accidentes que
presenta la topografía.

48
Para la orthorectificación necesitamos la “altitud”, con la utilización de un DEM que este
en la zona geográfica del área y en su mismo sistema de proyección.
Figura 26: Desplazamiento debido al relieve en imágenes de satélite
Fuente: Apuntes percepción remota (2017)
2.6.5. Corrección Topográfica
Las escenas de gran relieve y topografía irregular se caracterizan por presentar grandes
variaciones de altitud, pendiente y orientación. Esto, unido a la incidencia de la luz oblicua
genera diferencias en la iluminación, modificando la respuesta espectral de superficies
iguales captada por los sensores. Al mismo tiempo en este tipo de escenas pueden aparecer
zonas con sombreado topográfico, que son aquellas que no reciben directamente
iluminación. En estos casos suele ser necesario incluir en la corrección radiométrica de
las imágenes de satélite la corrección del efecto topográfico (Uribe, 2013).
Existen varios métodos y algoritmos para la corrección topográfica podemos mencionar:

49
Tabla 10: Métodos de corrección topográfica
Tabla 11: Simbología de los métodos de corrección topográfica
Fuente: UNIVERSIDAD DEL VALLE (COLOMBIA, 2013)
2.7. NDSI – Índice Normalizado de Diferencia de Nieve
El índice normalizado de diferencia de nieve, es un indicador numérico que pone de
relieve la cubierta de nieve en las zonas terrestres. La onda verde y onda corta son las
bandas espectrales infrarrojos que se utilizan para la extensión de la capa de nieve. La
nieve y las nubes reflejan la mayor parte de la radiación incidente en la banda visible. Sin
embargo, la nieve absorbe la mayor parte de la radiación incidente en el infrarrojo de onda
corta, mientras que las nubes no lo hacen. Esto permite que el NDSI pueda distinguir la
nieve de las nubes.

50
NDSI se utiliza comúnmente en la capa de nieve / hielo aplicaciones de mapas y también
se puede utilizar, subsidiaria, en la vigilancia de glaciares.
Si el resultado en cada pixel es mayor a 0.4 en el umbral, ese pixel pertenece a una
cobertura glaciar o de nieve, aunque según otras investigaciones realizadas expresan que
el umbral varía según la estación del año, sugieren 0.4 para el mes Junio hasta el mes
Agosto y 0.6 para el mes Septiembre hasta el mes de Noviembre, considerada como
temporada seca entre Junio a Noviembre (Salcedo, 2011).
Por lo tanto, como las imágenes Landsat utilizadas en la presente estudio corresponden
al periodo de primavera utilizó el umbral de 0.6. y para las imágenes del periodo invernal
se utilizó el umbral 0.4
𝑁𝐷𝑆𝐼 =
𝜌𝑆 𝐺𝑅𝐸𝐸𝑁 − 𝜌𝑆 𝑆𝑊𝐼𝑅1
𝜌𝑆 𝐺𝑅𝐸𝐸𝑁 + 𝜌𝑆 𝑆𝑊𝐼𝑅1
𝜌𝑆 𝐺𝑅𝐸𝐸𝑁 : Reflectancia de la banda verde – GREEN
𝜌𝑆 𝑆𝑊𝐼𝑅1 : Reflectancia de la banda infrarrojo de onda corta 1 – SWIR1.
En el caso del Landsat 5 y 7:
𝑁𝐷𝑆𝐼 =
𝜌𝑆 𝐵2 − 𝜌𝑆 𝐵5
𝜌𝑆 𝐵2 + 𝜌𝑆 𝐵5
En el caso de Landsat 8:
𝑁𝐷𝑆𝐼 =
𝜌𝑆 𝐵3 − 𝜌𝑆 𝐵6
𝜌𝑆 𝐵3 + 𝜌𝑆 𝐵6

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