FLUCTUACIONES DE LOS GLACIARES, EN LOS ÚLTIMOS 50 AÑOS, EN LAS CUENCAS AMARILLO, TURBIO, CANITO Y POTRERILLOS, SAN JUAN, ARGENTINA. Lic. Pierre Pitte

Directora: Dra. Lydia E. Espizua Comisión Asesora: Dra. Lydia E. Espizua Dr. Gino Casassa Dra. Andrea Coronatto Dr. Jorge Rabassa (suplente)

Universidad Nacional de Córdoba Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales Doctorado en Ciencias Geológicas

IANIGLA-CONICET

Inter-American Institute For Global Change Research

Universidad Nacional de Córdoba Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales Carrera del Doctorado en Ciencias Geológicas

Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas Instituto Argentino de Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales

Fluctuaciones de los glaciares, en los últimos 50 años, en las cuencas Amarillo, Turbio, Canito y Potrerillos, San Juan, Argentina.

Lic. Pierre Pitte

Informe final de tesis para acceder al título de Doctor en Ciencias Geológicas de la Universidad Nacional de Córdoba.

Ciudad de Córdoba, Marzo de 2014

Resumen El objetivo de este trabajo es estudiar los glaciares y el permafrost de montaña en las nacientes de los ríos Jáchal y Huasco a los 29º20’S, en los Andes Desérticos. Para ello se realizó un inventario actualizado, se estudiaron las fluctuaciones recientes de los glaciares (1959-2010) en relación al clima y se analizó su contribución a los caudales. El área de estudio abarca 330 km², con elevaciones superiores a los 5000 msnm, precipitaciones medias anuales menores a 180 mm y temperaturas promedio de -7 ºC a 4900 msnm. Los estudios se basaron en el procesamiento digital de información de imágenes satelitales y fotografías aéreas para el período 1959-2010, complementados con trabajo de campo. Los resultados del inventario indican que existen 10 glaciares y 48 manchones de nieve que cubren de 1-7 % de las subcuencas estudiadas. Además se mapearon 48 glaciares de escombros activos, 45 protalus ramparts y 22 km² de terrazas de gelifluxión que cubren un 0,5 a 20 % adicional de las subcuencas. La altitud de la línea de equilibrio (ELA) se encuentra a unos 5150 msnm en el sector argentino y a 5100 msnm en el sector chileno. Además, se midieron temperaturas de hielo entre -5 y -10 ºC y velocidades superficiales de 0,5-4,5 m/año. Ambos datos indican que se trata de glaciares de régimen frío. La elevación de los glaciares de escombros, la ELA y las observaciones directas permitieron estimar la distribución del permafrost, que es de algunas decenas de metros en los glaciares de escombros y supera los 300 m de espesor alrededor de los glaciares. Los glaciares y manchones de nieve perdieron 30 % de su superficie entre 1959 y 2010, y el balance de masa neto promedio para 2004-2010 es de -0,8 m agua eq/año. El retroceso fue relativamente lento hasta 1986, la década del 90’ fue de fuerte pérdida y se observó una leve recuperación hasta 2005. La tasa de reducción fue de- 0.04 km²/año en 1959 y 2005 y -0.24 km²/año en 2005-2010, es decir que se aceleró 6 veces. El comportamiento de los glaciares es similar en la vertiente atlántica y pacífica, con la excepción del glaciar Canito que perdió -40% debido a que la mayor parte de su superficie se encuentra debajo de la ELA.

Por otra parte, se procesaron los datos meteorológicos disponibles. Los registros obtenidos para 1959-2010 indican un incremento de 1ºC en la temperatura y un aumento de 58 % en la precipitación. El índice de balance de masa, sugiere un fuerte control de la precipitación en la variación anual de los balances observados. La relación de los eventos Niño y Niña con el balance de masa se produce a través de la acumulación y solo se observa en años con balances extremos. Los eventos El Niño muy intensos de la década de 1980’ son consistentes con los reavances observados mientras que la falta de eventos El Niño en los últimos años explica parte del retroceso reciente. Finalmente, los caudales de los río Jáchal y El Carmen, en los años secos, se incrementaron más que las precipitaciones, sugiriendo un aporte creciente de origen glaciar. La información obtenida en el área de estudio concuerda con otros datos de los Andes Desérticos (17º30’-31ºS) y confirma los importantes cambios ocurridos en la criósfera de montaña en los últimos 50 años.

Abstract The objective of this work is to study the glaciers and the mountain permafrost in the upper reaches of the Jáchal and Huasco rivers, at 29º20’S in the Desert Andes. Therefore an updated inventory was elaborated, the recent fluctuations (1959-2010) of the glaciers were analyzed, as well as their relation with climate and their contribution to streamflow. The study area is 330 km² with elevations reaching over 5000 masl, mean annual precipitations are lower than 180 mm and mean temperatures at 4900 masl is -7 ºC. The work was based on the digital processing of satellite images and aerial photos, from the 1959-2010 period, complemented with field work. The inventory included 10 glaciers and 48 snowfields which cover 1-7 % of the subbasins. The mapping also included 48 active rock glaciers, 45 protalus ramparts and 22 km² of gelifluction terraces, which cover an additional 0.5-20 % of the sub-basins. The equilibrium line altitude lies at 5150 masl on Argentina’s hillside and at 5100 masl on Chile’s hillside. Additionally, ice temperatures of -5 to -10ºC and surface velocities of 0.5 to 4.5 m/year were measured. Both sets of data suggest glaciers are cold based. The distribution of permafrost was estimated from rockglacier elevation, ELA and direct observations. Permafrost thickness is tens of meters thick around rockglaciers and over 300 m thick around glaciers Glaciers and snowfields lost 30 % area in 1959-2010 and the mean mass balance for the 2004-2010 period is -0.8 m water eq/year. The retreat was relatively slow until 1986, while de decade of 1990’ was of strong loss, followed by a slight recovery until 2005. The recession rate increased six fold, from -0.04 km²/year in 1959-2005, to -0.24 km²/year in 2005-2010. Glaciers behavior is similar on the Atlantic and Pacific slope of the Andes. Glacier Canito, with a 40% area loss is an exception, due to fact that most of its area lies below the ELA. In addition, available records for 1959-2010 indicate a 1 ºC warming and a 58 % increase in precipitation. Mass balance index shows a strong control of precipitation in observed annual mass balance. ENSO influences the accumulation term of mass balance

and its effect is notorious only on extreme mass balance years. The Strong El Niño events during 1980’ are consistent with observed reavances, whereas the lack of strong El Niño in the past decade explains part of the observed glacier retreat. Finally, minimum streamflow have increased more than precipitation, suggesting an increase in glacier contribution. The information obtained agrees with additional information from the Desert Andes (17º30’-31ºS) and confirms the rapid and accelerated changes that are taking place in the mountain cryosphere during the past 50 years.

Agradecimientos Quiero agradecer a mi familia, en especial a mamá, a papá que me apoyaron en todos estos años. También a Guido que me apoyó siempre y es un gran ejemplo. Agradezco a Lydia Espizua por su dirección y acompañamiento todos estos años. La dirección de estudiantes doctorales exige una dedicación particular, que pocas personas pueden ofrecer. Creo que esta se manifiesta principalmente en el intercambio, no siempre fácil, de opiniones críticas y constructivas necesarias al proceso de formación. Su apoyo, compromiso y ética de trabajo fueron uno de los pilares de este largo camino. También, en su grupo, me hice dos grandes amigos Lidia y Hernán, con quienes compartimos muchas cosas incluyendo varías campañas del Doctorado y algún viaje SBSR en Natal! También quiero agradecer a Mario por su ayuda en última campaña, muchas gracias a los tres! Las empresas Minera Argentina Gold SA, Barrick Exploraciones Argentina SA y Compañía Minera Nevada SA apoyaron este trabajo desde el principio con toda la logística en el campo, información de sensores remotos y datos hidro-meteorológicos, todos ellos imprescindibles para este trabajo. En particular quiero agradecer a José Luis Fornés, Roberto Caso y Mark Rooks, quien nos facilitó una memorable campaña al sector de Pascua así como una presentación con el grupo del Centro de Estudios Avanzados de Zonas Áridas de la Universidad de La Serena. Una mención especial merece Roberto Montagno que nos trasladó, año tras año, con su conducción experta, a través de la compleja red de caminos del proyecto Veladero a los distintos sitios de estudio. Muchas gracias Robert!! Un agradecimiento muy especial es para Ricardo Villalba, Director del IANIGLA. Casi sin conocerme Ricardo me invitó generosamente a su grupo de trabajo para una memorable campaña a la Patagonia en 2007, y desde entonces siempre sentí su apoyo incondicional. Su enorme capacidad de trabajo y su generosa dedicación a los jóvenes investigadores en formación ha sido, para mí, un gran apoyo así como una fuente siempre renovada de inspiración y de admiración. Su personalidad generosa y su dedicación incondicional son el cemento que generó y mantiene unido al gran grupo de investigadores jóvenes del Instituto.

Este trabajo fue realizado en el marco del programa de Becas Internas de Doctorado de CONICET. Además, contó con el apoyo de los proyectos “Fluctuaciones de los glaciares durante el Holoceno en los Andes de Mendoza Argentina” (PICT 2000, N 0710033), “Impacto del cambio climático en los recursos hídricos de la Cordillera de los Andes”. (PICTR 2002, 00186) y “Documenting, understanding and projecting changes in the hydrological cycle in the American Cordillera” (IAI CRN2047). Las fotos de cristales de hielo que ilustran cada capítulo provienen de la página Snowcrystals.com y fueron utilizadas con la gentil autorización de su autor el Dr. Ken Libbrecht. También quiero gradecer a Brian Luckman por su apoyo continuo a nuestro grupo de trabajo. La colaboración se inició compartiendo inolvidables días de trabajo de campo en los Andes Patagónicos (Frías, Heim, Seco, Viedma y otros lugares mágicos…) y siguió con su revisión de ponencias para congresos. La asistencia a cursos y congresos en Valdivia, Natal, Corvallis y Fairbanks me abrieron una perspectiva única de las ciencias ambientales y de la glaciología en especial, y nunca hubiese sido posible sin su generoso apoyo. Este agradecimiento se hace extensivo al Interamerican Institute for Global Change Resarch (IAI), institución que financió parte de la formación de toda una generación de investigadores del IANIGLA. Thanks Brian!! Nuestro grupo en IANIGLA está integrado por muchos amigos y colegas: Ana, Lidio Ale, José, Ceci, Mariano, Lucas, Eris, Juan, José, Mili, Ale, Pablo, Mariano, Pablo, Martín... También tengo muy presente a Diego Vallmitjana que me dio mi primer empujón en esto de las imágenes y del SIG, muchas gracias Diego. No puedo terminar sin agradecer a mi amigo Marcelo, que me abrió puertas tanto en la UBA como posteriormente en el IANIGLA. En el 2005 cuando me contactó con Lydia iniciando este camino en el, para mí, desconocido mundo de la investigación, gracias Citizen Laskain! Este grupo extraordinario es para mí lo más valioso de mi experiencia en el IANIGLA, gracias a todos!

Índice 1.

Introducción ............................................................................................................................. 1

1.1.

Fundamentación ........................................................................................................................ 1

1.2.

Objetivos.................................................................................................................................... 1

1.3.

Área de estudio .......................................................................................................................... 2

1.3.1.

Ubicación y accesos .................................................................................................................. 2

1.3.2.

Clima ......................................................................................................................................... 4

1.3.3.

Geología .................................................................................................................................... 5

1.3.4.

Estudios previos ........................................................................................................................ 7

2.

Marco conceptual .................................................................................................................... 9

2.1.

Glaciares ................................................................................................................................... 9

2.1.1.

El agua en la superficie terrestre ............................................................................................... 9

2.1.2.

La criósfera .............................................................................................................................. 10

2.1.3.

Breve introducción a los glaciares ........................................................................................... 11

2.1.4.

Tipos de glaciares .................................................................................................................... 13

2.1.5.

El clima y los glaciares: balance de masa ................................................................................ 16

2.1.6.

El clima de montaña ................................................................................................................ 19

2.1.7.

Fluctuaciones recientes ............................................................................................................ 20

2.1.8.

Consecuencias del retroceso actual de los glaciares ................................................................ 23

2.1.9.

Avances de los glaciares durante el Pleistoceno-Holoceno ..................................................... 24

2.2.

Permafrost de montaña ........................................................................................................... 27

2.2.1.

Los suelos permanentemente congelados (permafrost) ........................................................... 27

2.2.2.

Permafrost de montaña ............................................................................................................ 29 Glaciar de escombros .............................................................................................................. 31 Gelifluxión .............................................................................................................................. 33

2.2.3.

Procesos en vegas y turberas ................................................................................................... 33

2.3.

Análisis digital de información de sensores remotos .............................................................. 35

2.3.1.

Sensores remotos, bandas y firmas espectrales ....................................................................... 35

2.3.2.

Respuesta espectral de la nieve y el hielo ................................................................................ 38

2.3.3.

Índice de nieve (NDSI) ............................................................................................................ 39

2.3.4.

Correcciones geométricas ........................................................................................................ 39

2.3.5.

Modelos digitales de elevación (DEM) ................................................................................... 40

3.

Materiales y métodos ............................................................................................................. 42

3.1.

Imágenes satelitales y fotos aéreas ......................................................................................... 42

3.1.1.

Preprocesamiento de las imágenes satelitales y fotos aéreas ................................................... 44

3.1.2.

Selección de la imagen de referencia ...................................................................................... 45

3.1.3.

Modelos digitales de elevación ............................................................................................... 46

3.2.

Inventario de glaciares ............................................................................................................ 48

3.2.1.

Efectos de la resolución espacial de las imágenes ................................................................... 49

3.2.2.

Altitud de la línea de equilibrio (ELA) .................................................................................... 50

3.2.3.

Régimen térmico y dinámica de los glaciares ......................................................................... 50

3.3.

Permafrost de montaña ........................................................................................................... 52

3.4.

Fluctuaciones de glaciares ...................................................................................................... 54

3.4.1.

Datos de balance de masa ........................................................................................................ 58

3.5.

Clima y glaciares .................................................................................................................... 60

3.5.1.

Temperatura ............................................................................................................................ 61

3.5.2.

Precipitación ............................................................................................................................ 62

3.5.3.

Procesamiento de los datos hidro-climáticos ........................................................................... 62

3.5.4.

Índice de balance de masa ....................................................................................................... 63

3.5.5.

Influencia del fenómeno El Niño-Oscilación Sur (ENSO) ...................................................... 64

3.5.6.

Caudales .................................................................................................................................. 64

4.

Resultados .............................................................................................................................. 66

4.1.

Imágenes satelitales ................................................................................................................ 66

4.1.1.

Evaluación general de las fotos aéreas e imágenes satelitales ................................................. 66

4.1.2.

Selección de la imagen de referencia ...................................................................................... 67

4.1.3.

Correcciones geométricas ........................................................................................................ 69

4.1.4.

Análisis visual de los DEM ..................................................................................................... 71

4.1.5.

Análisis estadístico de los DEM .............................................................................................. 71

4.1.6.

Delimitación de subcuencas .................................................................................................... 73

4.2.

Inventario de glaciares ............................................................................................................ 75

4.2.1.

Inventario de glaciares y manchones de nieve ........................................................................ 75

4.2.2.

Clasificación ............................................................................................................................ 76

4.2.3.

Efecto de la resolución espacial en la medición de área .......................................................... 79

4.2.4.

Otros efectos de la resolución espacial .................................................................................... 80

4.2.5.

Altitud de la línea de equilibrio (ELA) .................................................................................... 82

4.2.6.

Distribución altitudinal de la superficie de glaciares (hipsometría) ........................................ 85

4.2.7.

Penitentes ................................................................................................................................ 85

4.2.8.

Régimen térmico de los glaciares ............................................................................................ 86

4.2.9.

Mediciones de velocidad superficial del hielo......................................................................... 90

4.3.

Inventario de glaciares de escombros y geoformas de gelifluxión .......................................... 91

4.3.1.

Orientación de los glaciares y los glaciares de escombros ...................................................... 96

4.3.2.

Distribución del permafrost de montaña ................................................................................. 97

4.3.3.

Validación de zonificación de permafrost con observaciones directas ................................... 98

4.3.4.

Distribución y espesor de permafrost y capa activa .............................................................. 101

4.3.5.

Distribución altitudinal de las geoformas .............................................................................. 105

4.3.6.

Estructuras en vegas .............................................................................................................. 106

4.4.

Fluctuaciones de los glaciares .............................................................................................. 108

4.4.1.

Variaciones de área ............................................................................................................... 108

4.4.2.

Variaciones de largo .............................................................................................................. 111

4.4.3.

Evaluación de factibilidad de un balance de masa geodésico................................................ 113

4.4.4.

Cambios en la hipsometría .................................................................................................... 114

4.4.5.

Monitoreo de glaciares con fotos de campo .......................................................................... 115

4.4.6.

Balance de masa .................................................................................................................... 119

4.4.7.

Monitoreo de una laguna en el manchón C35-Q10 ............................................................... 120

4.4.8.

Comparación con otros glaciares de los Andes Desérticos ................................................... 122

4.5.

Clima, glaciares y su influencia sobre el régimen de los ríos ............................................... 126

4.5.1.

Temperaturas ......................................................................................................................... 126

4.5.2.

Precipitaciones ...................................................................................................................... 128

4.5.3.

Índice de balance de masa (IBM) .......................................................................................... 130

4.5.4.

Relación del fenómeno El Niño (ENSO) con el balance de masa de los glaciares. .............. 132

4.5.5.

Caudales ................................................................................................................................ 134 Variabilidad interanual .......................................................................................................... 134

4.5.6.

Tendencia de los caudales y aporte glaciar ........................................................................... 135

4.5.7.

Caracterización de los regímenes estacionales ...................................................................... 136

5.

Discusión .............................................................................................................................. 139

5.1.

Procesamiento digital de imágenes satelitales ...................................................................... 139

5.2.

Inventario de glaciares .......................................................................................................... 139

5.3.

Dificultades para establecer la ELA en el área de estudio ................................................... 140

5.4.

Inventario de glaciares de escombros ................................................................................... 141

5.5.

Los cambios en los glaciares ................................................................................................. 142

5.6.

Clima y glaciares .................................................................................................................. 146

6.

Conclusiones ........................................................................................................................ 149

6.1.

Perspectivas .......................................................................................................................... 150

Anexo I. Fotos aéreas e imágenes satelitales ............................................................................................ 151 Anexo II. Glaciares: Información general ................................................................................................ 167 Anexo III. Glaciares: Fluctuaciones de área ............................................................................................. 171

Anexo IV. Glaciares: Fluctuaciones de largo ........................................................................................... 174 Anexo V. Estaciones fotográficas ............................................................................................................ 176 Anexo VI. Glosario .................................................................................................................................. 211 Referencias ............................................................................................................................................... 226

Índice de figuras y tablas Fig. 1 .Ubicación del área de estudio. .............................................................................. 3 Fig. 2. Climograma del área de estudio. ........................................................................... 4 Fig. 3. Litología del área de estudio. ................................................................................ 6 Fig. 4. La hidrósfera. ........................................................................................................ 9 Fig. 5. Componentes de la criósfera y sus escalas espaciales y temporales. .................. 10 Fig. 6. Elementos característicos de un glaciar. ............................................................. 11 Fig. 7. Altitud de la línea de equilibrio (ELA). .............................................................. 12 Fig. 8. Tipos de glaciares de los Andes. ......................................................................... 13 Fig. 9. Subdivisión de los Andes en base a criterios topográficos y climáticos. ............ 15 Fig. 10. Método glaciológico de medición de balance de masa. .................................... 17 Fig. 11. Sensibilidad climática estacional (SSC) modelada para dos glaciares. ............ 18 Fig. 12. Fenómeno ENSO .............................................................................................. 20 Fig. 13. Variación acumulada de largo de algunos glaciares de Argentina.................... 23 Fig. 14. Extensión relativa de las morenas neoglaciales en el Hemisferio Sur. ............. 25 Fig. 15. Perfil térmico de permafrost. ............................................................................. 28 Fig. 16. Mapa de distribución de permafrost en el Hemisferio Norte. ........................... 29 Fig. 17. Perfil del permafrost de montaña ...................................................................... 30 Fig. 18. Elementos característicos de un glaciar de escombros...................................... 31 Fig. 19. Glaciares de escombros según de su grado de actividad. .................................. 32 Fig. 20. Transmisividad atmosférica y bandas de Landsat 7 ETM y ASTER................ 35 Fig. 21. Firmas espectrales de algunas coberturas de suelo ........................................... 36 Tabla 1. Principales características de algunos sensores remotos. ................................. 37 Fig. 22. Respuesta espectral de la nieve según su grado de transformación .................. 38 Tabla 2. Datos de las imágenes satelitales y fotos aéreas utilizadas. ............................. 42 Tabla 3. Criterios de evaluación de imágenes. ............................................................... 45 Tabla 4. Datos de observaciones directas de permafrost ................................................ 53 Fig. 23. Trabajo de campo en la zona de estudio ........................................................... 55 Tabla 5. Campañas realizadas ........................................................................................ 55 Tabla 6. Estaciones fotográficas para monitoreo de glaciares ........................................ 56 Fig. 24. Mapa de estaciones fotográficas ....................................................................... 57 Fig. 25. Mapa de ubicación de las estaciones meteorológicas y de aforo ...................... 60 Tabla 7. Datos meteorológicos mensuales ..................................................................... 61

Fig. 26. Estaciones hidro-meteorológicas....................................................................... 62 Tabla 8. Datos mensuales de caudales ........................................................................... 65 Tabla 9. Indicadores de la calidad de las imágenes. ....................................................... 67 Fig. 27. Puntos de control de campo obtenidos con navegador GPS ............................. 68 Tabla 10. Validación de las imágenes con puntos de navegador GPS ........................... 69 Tabla 11. Número de puntos y RMSE de las imágenes y fotos aéreas .......................... 70 Fig. 28. DEM disponibles para el área de estudio .......................................................... 71 Fig. 29. Estadística de los tres DEM utilizados .............................................................. 72 Tabla 12. Comparación de valores de los DEM ............................................................. 73 Fig. 30. Comparación de delimitación automática de cuencas derivadas de tres DEM . 74 Tabla 13. Superficie de hielo descubierto por subcuenca y por categoría de tamaño .... 75 Fig. 31. Inventario de glaciares y manchones de nieve del área de estudio (2010). ...... 76 Fig. 32. Clasificación morfológica de los glaciares y manchones de nieve ................... 77 Fig. 33. Glaciar Canito ................................................................................................... 78 Fig. 34. Efecto de la resolución espacial en la medición de áreas .................................. 79 Fig. 35. Efecto de la resolución espacial en la identificación de geoformas .................. 81 Tabla 14. ELA derivada de información topográfica e imágenes satelitales ................. 82 Fig. 36. Zonificación de dos glaciares ............................................................................ 83 Fig. 37. Hipsometría de los glaciares Ortigas 3 (Gla O03) y Canito (Gla C32)............. 84 Fig. 38. Hipsometría de los glaciares del sector chileno y argentino ............................. 85 Fig. 39. Penitentes en el glaciar Canito .......................................................................... 86 Tabla 15. Temperaturas superficiales de hielo medidas en los glaciares ....................... 87 Fig. 40. Mediciones de temperatura de hielo en el Glaciar Guanaco ............................. 88 Tabla 16 . Datos de las perforaciones realizadas en glaciares de los Andes Áridos. ..... 89 Fig. 41 .Temperatura de hielo en glaciares de los Andes Desérticos y Centrales. ......... 89 Tabla 17. Mediciones de velocidad superficial de hielo en el área de estudio ............... 90 Tabla 18. Número y superficie (ha) de glaciares de escombros, lóbulos y terrazas de gelifluxión por subcuenca ............................................................................................... 91 Fig. 42. Mapa de inventario de glaciares de escombros. ................................................ 92 Fig. 43. Geoformas de permafrost de montaña .............................................................. 93 Fig. 44. Terrazas de gelifluxión ...................................................................................... 94 Fig. 45. Distintas morfologías y niveles de actividad de glaciares de escombros .......... 95 Fig. 46. Orientación de los glaciares y glaciares de escombros ..................................... 96 Tabla 19. Altitud de los límites de permafrost por subcuenca ....................................... 97

Fig. 47. Observaciones directas de permafrost ............................................................... 98 Fig. 48. Mapa de validación de zonificación de permafrost ......................................... 100 Fig. 49. Espesores de permafrost y capa activa, en función de la altitud ..................... 101 Fig. 50. Mapa de espesor estimado de permafrost ....................................................... 102 Fig. 51. Mapa de espesor estimado de capa activa ....................................................... 104 Fig. 52. Distribución de glaciares, glaciares de escombros y zonas de permafrost...... 105 Tabla 20. Superficie de vegas por subcuenca. .............................................................. 106 Fig. 53. Estructuras en vegas en el área de estudio ...................................................... 107 Fig. 54. Fluctuaciones del área total de glaciares y manchones de nieve..................... 108 Fig. 55. Pérdida de área de glaciares entre 1959-1968 y 2007 ..................................... 109 Fig. 56. Fluctuaciones de área de los glaciares. ........................................................... 110 Fig. 57. Desintegración del glaciar Canito (a, b) y de los manchones O06 e I02 (c, d) 111 Fig. 58. Fluctuaciones de largo ..................................................................................... 112 Fig. 59. Observaciones de campo del glaciar Canito y manchones adyacentes ........... 113 Fig. 60. Resultado de la sustracción de DEM (2000-2005) ......................................... 114 Fig. 61. Cambios en la hipsometría de la superficie de glaciares entre 1959 y 2010 ... 115 Fig. 62. Cuatro años de monitoreo de campo del glaciar Canito.................................. 116 Fig. 63. Cinco años de monitoreo de campo del glaciar Potrerillos (5100 msnm) ...... 117 Fig. 64. Monitoreo de campo del glaciar Estrecho ....................................................... 118 Tabla 21. Datos de balance de masa anual obtenidos de fuentes bibliográficas. ......... 119 Fig. 65. Balance de masa anual (a) y acumulado (b) .................................................... 120 Fig. 66. Evolución de la laguna en sobre el Man C33-Q10 entre 1968 y 2010............ 121 Fig. 67 y Tabla 22. Evolución de la laguna en el Man C33-Q10 entre 1968 y 2010 ... 122 Fig. 68. Retroceso del glaciar Tronquitos..................................................................... 123 Fig. 69. Glaciar y manchones perennes en la cumbre del Cerro de las Tórtolas .......... 124 Fig. 70. Retroceso del glaciar Tapado .......................................................................... 125 Fig. 71. Pérdida de área de glaciares en los Andes Desérticos ..................................... 125 Fig. 72. Temperatura de la estación de ablación (dic-mar) .......................................... 126 Tabla 23. Correlación de las temperaturas estivales (dic-mar) entre distintas estaciones meteorológicas .............................................................................................................. 127 Tabla 24. Correlación de las precipitaciones invernales entre distintas estaciones meteorológicas .............................................................................................................. 128 Fig. 73. Precipitación en la estación de acumulación ................................................... 129 Fig. 74. Cobertura nival del área de estudio ................................................................. 129

Fig. 75. Índice de balance de masa ............................................................................... 130 Fig. 76. Índice de balance de masa (IBM) y fenómeno ENSO (ONI) ......................... 132 Fig. 77. Relación entre el índice de balance de masa (IBM) y el ENSO ..................... 133 Fig. 78. Relación entre la precipitación y los caudales ................................................ 134 Tabla 25. Años hidrológicos de sequía ......................................................................... 135 Fig. 79. Hidrograma de los ríos principales ................................................................. 136 Fig. 80. Regímenes estacionales de los ríos ................................................................. 137 Fig. 81. Balance de masa anual en función de la altitud .............................................. 141 Fig. 82. Tendencia de la temperatura para los Andes Desérticos y Centrales. ............. 146

Introducción

1. Introducción

1.1.

Fundamentación

Los cambios en los glaciares (los términos subrayados se definen en el Anexo VI.

Glosario) son algunos de los mejores indicadores del cambio climático. El retroceso de los glaciares en el último siglo ha sido observado en todas las grandes cordilleras del mundo: Himalaya, Alpes, Alaska, Escandinavia, etc. La cordillera de los Andes no escapa a este comportamiento general, ya que se han observado impresionantes reducciones en los Andes Tropicales (al norte de 17ºS), así como más al sur, en los Andes Áridos (17º30-35ºS) y en los Andes Húmedos (35-55ºS, UNEP-WGMS 2008). Este retroceso de los glaciares, a nivel global, se atribuye mayormente al aumento de la temperatura, calculado en 0,74 ºC para los últimos 100 años (Trenberth, et al. 2007). 1.2.

Objetivos

El objetivo general de esta tesis es conocer las fluctuaciones de los glaciares en el área de estudio a los 29º20’S (Fig. 1), a ambos lados de la Cordillera de los Andes, durante los últimos 50 años, su relación con el cambio climático y los recursos hídricos de la Cordillera. Los objetivos específicos del estudio propuesto son los siguientes: 

Realizar el inventario actualizado de los glaciares en base a una imagen satelital de alta resolución en el área de estudio. Este inventario permitirá obtener un conocimiento las características de los glaciares y de su distribución por subcuenca.



Obtener y analizar las fluctuaciones de área y longitud de los glaciares (últimos 50 años) en base a fotografías aéreas, imágenes satelitales e información de campo. Se considerará la información previa y se profundizarán los estudios, completando la serie temporal en esta zona. 1

Introducción 

Analizar la influencia del fenómeno El Niño-Oscilación Sur (ENSO) en el comportamiento de los glaciares.



Analizar los registros de escorrentías, precipitación y temperatura disponibles en el área de estudio y su relación con las fluctuaciones de los glaciares.

1.3. Área de estudio 1.3.1. Ubicación y accesos El área de estudio se ubica entre los 29º10’-29º30’ S y 69º50’-70º10’ O, en la zona del límite internacional entre Argentina y Chile, en la Provincia de San Juan y en la región de Atacama, respectivamente (Fig. 1). Hidrológicamente, abarca 10 subcuencas, que corresponden a las nacientes de los ríos de Jáchal (San Juan, Argentina) y Huasco (Tercera Región, Chile) y abarcan unos 330 km². El área de estudio incluye tanto la vertiente atlántica (Argentina) como pacífica (Chile) por dos razones. En primer lugar, varios glaciares nacen en el límite internacional y tienen flujo divergente tanto hacia Argentina como hacia Chile. En segundo lugar, la disponibilidad de información hace factible el análisis comparativo entre las dos vertientes. En el sector argentino el sistema fluvial principal es la cuenca superior del río de Las Taguas, que a través del río del Cura y del río Jáchal se integra en el sistema Desaguadero-río Colorado. El sistema Alto Taguas abarca nueve subcuencas de las cuales cuatro forman parte del área de estudio: río Los Amarillos, arroyo Turbio, arroyo Canito y río Potrerillos. En el sector chileno se estudiaron las subcuencas Barreal, Estrecho, Toro, Tres Quebradas, Ortigas y Potrerillos. Las dos primeras son tributarias del río Tránsito, mientras que las cuatro últimas aportan al río del Carmen. La confluencia de los ríos Tránsito y del Carmen da origen al río Huasco. El acceso al sector argentino del área de estudio se realiza por la ruta provincial 436 de San Juan a Tudcum, hacia el noroeste, y luego hacia el norte por la ruta 430, que comienza en la localidad de Tudcum y permite acceder al campamento del proyecto minero Veladero. Mientras que, por el sector chileno, se accede desde la ciudad de Vallenar, pasando por Alto del Carmen hacia el sureste, a través de las rutas C-495 y C501, que permiten acceder al campamento del proyecto minero Pascua (Fig. 1c).

2

Introducción

Fig. 1 .Ubicación del área de estudio. a) Mapa de América del Sur donde se resaltan: la Provincia de San Juan y la región de Atacama, en las que se encuentra el área de estudio. b) Rutas de acceso. c) Subcuencas del área de estudio. Se indican los campamentos mineros y elevaciones de referencia de algunos cerros sin nombre. 3

Introducción 1.3.2. Clima El clima del área es del tipo árido frío (Bw, Kottek, et al. 2006), caracterizado por escasas precipitaciones y temperaturas bajas (Fig. 2). La temperatura media anual en la estación Frontera (29º19’ S, 70º0’ O, 4930 msnm) es de -7 ºC y se mantiene negativa todo el año, con extremos absolutos de -30 ºC en invierno y 29 ºC en verano. Los registros de precipitaciones del área de estudio son cortos por lo que se utilizaron los de la estación cercana El Indio (29º45’S, 69º58’O, 3870 msnm, 1981-2004) que, como se analizará en “4.5.2 Precipitaciones”, tiene una fuerte relación con el área de estudio. Las precipitaciones medias anuales son de 180 mm y ocurren en forma de nieve durante el invierno (90 %). La precipitación tiene dos regímenes diferentes, en los años de la fase cálida del Fenómeno El Niño-Oscilación Sur (ENSO), promedia 415 mm (Fig. 2), mientras que el resto del tiempo (años “normales”) promedia 110 mm anuales. La dirección de viento predominante es NO y NNO con una velocidad media de 25 km/h y ráfagas de 100 km/h (Knight Piésold Consulting 2004). La humedad relativa media es de 30 %, con picos de 90 % y mínimos de 15 %.

Fig. 2. Climograma del área de estudio. La temperatura media mensual del aire con su desvío estándar se indican con la curva de color verde y su sombreado 4

Introducción (estación Frontera, 29º19’ S, 70º0’ O, 4930 msnm, 1999-2004). Las precipitaciones en años “el Niño” se grafican con la curva de color azul y en años “normales” con la curva celeste. Datos provenientes de la estación El Indio (29º45’S, 69º58’O, 3870 msnm, 1981-2004). 1.3.3. Geología El área de estudio está incluida en la provincia geológica de Cordillera Frontal (Groeber 1938), que es la cadena montañosa que se interpone entre la Precordillera y la Cordillera Principal y en esta región coincide con la cordillera del límite (Fig. 3). La Cordillera Frontal se extiende desde la cordillera Cajón de la Brea en el norte de la provincia de San Juan hasta la latitud del río Diamante hacia el sur, en la provincia de Mendoza (Ramos 1999). Estructuralmente, las rocas paleozoicas de esta Provincia fueron intensamente deformadas durante el Pérmico temprano y se comportaron como un basamento rígido durante la deformación ándica que levantó a la Cordillera Frontal en el Mioceno. Hacia el norte y hacia el sur, esta Provincia fue segmentada por el rift triásico (Ramos 1999). Las rocas permo-triásicas del área se agrupan en dos grandes unidades: el Grupo Choiyoi (Stipanicic, et al. 1968) y la Superunidad Ingaguás (Nasi, et al. 1985). El Grupo Choiyoi está formado por volcanitas continentales, equivalente en Chile a la Secuencia Guanaco Zonzo (Arcadis Geotecnica 2004). La Superunidad Ingaguás está formada por granodioritas, granitos y pórfidos riolíticos y es equivalente a las Unidades Chollay y Colorado en el sector Chileno (Marín y Nullo 1988). Las volcanitas cenozoicas se agrupan en dos unidades, las Formaciones Doña Ana y Cerro de las Tórtolas. La Formación Doña Ana (Thiele 1964) está formada por tobas, ignimbritas riolíticas y dacíticas, andesitas y basaltos, del Oligoceno-Mioceno inferior, equivalente a la Unidad Bocatoma del sector chileno (Arcadis Geotecnica 2004). La Formación Cerro de las Tórtolas (Maksaev, et al. 1984), de edad Mioceno medio a tardío, está integrada por aglomerados volcánicos, brechas andesíticas, ignimbritas, tobas y andesitas que afloran en el área central de la zona de estudio. Esta unidad es equivalente a la Formación Vacas Heladas del sector chileno (Arcadis Geotecnica 2004).

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Introducción

Fig. 3. Litología del área de estudio. a) Cordillera Frontal. b) Principales unidades geológicas del área de estudio. Adaptado de Ramos 1999, Cardó, Díaz et al 2001 y Arcadis Geotecnia 2004. En el área de estudio se encuentran dos importantes proyectos mineros, asociados a depósitos epitermales de alta sulfuración: Pascua-Lama y Veladero. El primero de los anteriores es el proyecto más grande, con reservas estimadas de 18,3 Moz de oro, 689 Moz de plata y 180000 toneladas de cobre (Arcadis Geotecnia 2004, Ministerio de Minería-Gobierno de San Juan 2012). Veladero es una mina en explotación desde el año 2003, con reservas estimadas de 11,1 Moz de oro y 169 Moz de plata (Knight Piésold Consulting 2002, Ministerio de Minería-Gobierno de San Juan 2012). La mineralización del área influye sobre la calidad de las aguas superficiales y subterráneas. Estas se caracterizan por su contenido de sulfatos, arsénico y algunos

6

Introducción metales pesados (cobre, cobalto, cadmio, manganeso y zinc), así como un rango de pH entre 2,7 y 7,7 (Arcadis Geotecnia 2004, ERM 2005). El relieve del área es montañoso modelado por procesos glaciales y periglaciales aún activos (Espizua, et al. 2006). Además se observan geoformas asociadas con procesos de remoción en masa como caídas de rocas, flujos de barro y deslizamientos. Las alturas decrecen desde la zona del límite internacional (5000-5500 msnm) hacia los puntos de cierre de las subcuencas estudiadas entre 3500-3800 msnm. Los valles del sector argentino son abiertos con presencia de vegas altoandinas, mientras que en el sector chileno son quebradas angostas y profundas. 1.3.4. Estudios previos Uno de los primeros estudios de glaciares en los Andes Áridos (17º50’S-35ºS) se encuentra en la recopilación realizada por Lliboutry (1965) que incluye una descripción de las principales áreas englazadas de los Andes. En 1970 se publicó un estudio geomorfológico que incluyó un mapeo preliminar de glaciares y glaciares de escombros en las cuencas del Elqui y del Limarí (19-31 ºS, Chile) (Paskov 1970). Mercer (1976) menciona la existencia de glaciares en los Cerros del Toro (29º07’ S, 69º47’ O), Nevados Doña Ana (29º45’ S, 70º06’ O) y Tórtolas (29º56’ “, 69º53’S). En 1976 se comenzó a desarrollar el “Inventario Mundial de Glaciares” (WGI por sus siglas en inglés), coordinado por el “Servicio Mundial de Monitoreo de Glaciares” (World glacier monitoring service, WGMS) con sede en Zürich, Suiza, que a partir de 1986 cuenta con la colaboración del Programa de Naciones Unidas para el Medio Ambiente (UNEP) y otros organismos internacionales y nacionales (WGMS 1989). En este marco, se realizaron inventarios de glaciares en los Andes Centrales de Argentina en la cuenca del Río Mendoza (32-33 ºS) (Corte y Espizua 1981); en los Cordones del Plata y Portillo (Espizua 1983), en la cuenca del Río Atuel (34-35 ºS) (Cobos 1983) y en la cuenca del Río San Juan (31-32 ºS) (Aguado 1982, Aguado 1986). También en Chile se realizaron inventarios que contribuyeron a este programa con datos de la cuenca del Maipo (33-34 ºS) (Marangunic 1979) y de las cuatro Regiones del norte de Chile (18-32 ºS) (Garin Oyarzún 1987). En este último trabajo se mapearon los glaciares descubiertos en base a imágenes satelitales de resolución media y fotografías aéreas de 1961 y 1980 pero no se consideraron los glaciares de escombros. El “Atlas de Imágenes Satelitales de Glaciares del Mundo”, en su capítulo dedicado a Chile y Argentina (Lliboutry 1999), 7

Introducción introdujo la división de los Andes que se utilizó en este trabajo y contiene una lista con todas las cumbres con glaciares en esta región, actualizando los datos proporcionados por Mercer (1976). Más recientemente, se realizaron inventarios del sector norte del Cordón de la Ramada-Cerro Mercedario (32 ºS) (Espizua y Pitte 2006), así como un estudio detallado del área Lama-Veladero (29 ºS) (Espizua, et al. 2006). También se publicaron inventarios de la zona de El Potro (28 ºS) (Perucca y Esper Angillieri 2008) y Cordillera de Colangüil (30 ºS) (Esper Angillieri 2009). El inventario de glaciares del río Huasco fue publicado en 2009 (Chile, 29-30 ºS) (Nicholson, et al. 2009). Finalmente, hace dos años se presentaron los resultados preliminares del Inventario de la provincia de San Juan (28-32 ºS) (INGEO-UNSJ 2010) que, por el momento, incluye sólo el hielo descubierto. En el área de estudio se cuenta con diversos trabajos previos que han convertido unos glaciares relativamente pequeños, en los mejor estudiados de la región (Vallon y Vincent 2005). Los aspectos estudiados incluyen inventario de glaciares (Espizua, et al. 2006, Milana 2005, Nicholson, et al. 2009), fluctuaciones recientes (Pitte, et al. 2009, Rabatel, et al. 2011), balance de masa (Cabrera y Leiva 2011, Rabatel, et al. 2011), mediciones de espesor de hielo (Cabrera y Leiva 2008a, Wilton y Schmok 2002) y balance de energía (Castebrunet 2008a). Por otra parte, la existencia y distribución de glaciares de escombros en los Andes Áridos ha sido ampliamente documentada en la mayoría de los inventarios de glaciares (Aguado 1982, Aguado 1986, Cobos 1983, Cobos 1985, Corte y Espizua 1981, Marangunic 1979). Más recientemente se han aplicado modelos estadísticos en base a variables ambientales para predecir los sitios de ocurrencia de los glaciares de escombros (Brenning 2005, Brenning y Azócar 2009, Brenning y Trombotto 2006). Otros estudios para cuantificar las dimensiones y propiedades del permafrost incluyen la observación directa mediante calicatas (Espizua, et al. 2007) o mediciones geofísicas como geoeléctrica (Buk 2002, Trombotto, et al. 1997), exploración sísmica (Milana y Güell 2008) y georadar (Croce y Milana 2002). La importancia hidrológica de los glaciares de escombros también ha sido abordada (Azocar y Brenning 2010, Buk 2002, Schrott 1996). Finalmente, existen sitios de monitoreo de capa activa que permiten medir los cambios de espesor en el tope del permafrost (Trombotto y Borzotta 2009).

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Marco conceptual

2. Marco conceptual

2.1.

Glaciares

2.1.1. El agua en la superficie terrestre Los glaciares, sobre los que se concentran nuestros estudios, están constituidos principalmente por agua en estado sólido (hielo). El agua es una de las sustancias más abundantes en la superficie terrestre: aproximadamente 1.4 x 109 km3 de agua, en forma líquida y sólida, conforman los océanos, lagos, ríos, glaciares y aguas subterráneas. Este enorme volumen de agua, en sus diversas manifestaciones, constituye la hidrósfera. El principal reservorio de agua está constituido por los océanos que representan 97 % del total. El 3 % restante es el agua dulce, de la que unos 2/3 se encuentran en la forma de hielo (Fig. 4). Esta distribución resalta la importancia de la criósfera como reserva de recursos hídricos ya que solo el agua dulce es directamente utilizable para necesidades humanas.

Fig. 4. La hidrósfera. Fuente AGCI. 9

Marco conceptual 2.1.2. La criósfera Las distintas formas de agua en estado sólido constituyen la criósfera que, técnicamente, es la parte de la Tierra que está sometida a temperaturas inferiores a 0 ºC al menos una parte del año (Van Everdingen 2005). Los principales elementos de la criósfera son la nieve, el hielo en ríos y lagos, el hielo marino, los glaciares, los campos de hielo, las barreras de hielo, los mantos de hielo y los suelos congelados (Fig. 5).

Fig. 5. Componentes de la criósfera y sus escalas espaciales y temporales. Adaptado de Lemke et al. 2007. Los mayores reservorios de hielo del planeta son los mantos de hielo de Groenlandia y Antártida. La nieve, los glaciares y los suelos congelados son los elementos principales de la criósfera de montaña y son nuestros objetos de estudio en esta tesis. El clima actúa sobre todos estos elementos pero algunos, como los glaciares y los suelos congelados, no reaccionan inmediatamente a las temperaturas y precipitaciones de un año en particular, sino que responden a las condiciones medias de varios años. Por lo 10

Marco conceptual tanto, son buenos indicadores de cambio climático. Los glaciares, además, se adaptan a un cambio en el clima más rápido que los mantos de hielo porque tienen una relación mucho más elevada entre la reposición anual de masa y la masa total (Lemke, et al. 2007). En la Fig. 5 se indican las escalas espaciales y temporales asociadas a los principales elementos de la criósfera. 2.1.3. Breve introducción a los glaciares Los glaciares son acumulaciones perennes de hielo y contenido variable de nieve, firn, agua y sedimentos, que presentan evidencias de movimiento. Estas acumulaciones se forman en distintas regiones donde la nieve que se deposita en la estación fría y húmeda no se derrite completamente durante la estación cálida y seca. La nieve estacional se densifica gradualmente y se transforma en firn, es decir, nieve redondeada, compacta, que tiene más de un año y cuya densidad se encuentra entre 400-830 kg m-3. Una vez que los poros, que contienen aire entre los granos, dejan de estar interconectados, el firn se convierte en hielo. El proceso de transformación de la nieve en hielo por efecto de la presión se conoce como metamorfismo de la nieve (Cogley, et al. 2011). El hielo en el área de acumulación fluye, bajo la influencia de su propio peso, a menores alturas donde se derrite (área de ablación). El área de acumulación y el área de ablación están separadas por la línea de equilibrio donde el balance entre la ganancia y la pérdida de masa es cero (Fig. 6).

Fig. 6. Elementos característicos de un glaciar. Adaptado de Singh et al 2011.

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Marco conceptual Por ello, la ocurrencia de glaciares no está solamente condicionada por la precipitación y la temperatura, sino también por el terreno (altitud, orientación y pendiente) que determina cuánta radiación solar recibe el glaciar y dónde pueden acumularse el hielo y la nieve (UNEP 2007). Las acumulaciones de hielo y nieve perennes que no presentan evidencias de flujo son llamadas manchones de nieve o glaciaretes (WGMS 2012). La altitud de la línea de equilibrio (ELA), los tipos de glaciares y la distribución de las zonas de suelos permanentemente congelados (permafrost) están relacionados con las temperaturas medias y las precipitaciones totales anuales. En los climas continentales y áridos, como los Andes Áridos, donde se ubica el área de estudio, la línea de equilibrio se encuentra en elevaciones mayores a los 5000 msnm (Fig. 7). En estas regiones, los glaciares están predominantemente constituidos de hielo y firn fríos. Es decir, muy por debajo del punto de fusión. Estos glaciares tienen un tiempo de reposición de masa bajo y suelen estar rodeados de suelos congelados o permafrost (UNEP 2007).

Fig. 7. Altitud de la línea de equilibrio (ELA). a) Diagrama de la distribución de los glaciares y el permafrost, en función de la precipitación y la temperatura. b) ELA observada en distintos glaciares de la vertiente oeste de los Andes. Adaptado de UNEP 2007 y Carrasco et al 2008. En los climas marítimos y húmedos la línea de equilibrio se encuentra a elevaciones menores ya que es necesaria una larga estación de ablación para derretir toda la nieve acumulada en el invierno. En estas regiones, predominan los glaciares templados en los cuales la temperatura del firn y el hielo están cerca del punto de fusión (Fig. 7a). Los 12

Marco conceptual glaciares templados tienen un flujo rápido, un tiempo de reposición de masa elevado y reaccionan rápidamente al calentamiento atmosférico mediante un derretimiento pronunciado. Muchos glaciares de la Patagonia, son ejemplos de este tipo de glaciares (Schwikowski, et al. 2012, Vimeux, et al. 2006). 2.1.4. Tipos de glaciares En los Andes de Argentina se observan una gran diversidad de glaciares: de montaña, de circo, de valle, de desprendimiento, de domo y campos de hielo (Fig. 8).

Fig. 8. Tipos de glaciares de los Andes. a) y b) glaciaretes y glaciares de montaña en la cuenca del río de las Taguas, c) penitentes sobre el glaciar de valle Canito, d) glaciar cubierto de detritos Horcones Inferior, e) glaciar de escombros Morenas Coloradas, f) glaciares colgantes en la pared sur del Cerro Aconcagua, g) glaciar de valle con desprendimiento de témpanos en la cuenca del río Atuel, h) glaciar de domo en la cara sur del Volcán Lanín, i) glaciar de valle glaciar Torre, j) glaciar de montaña río Blanco, k) glaciar colgante en la cuenca del Río Toro, l) y m) glaciar 13

Marco conceptual de descarga y de desprendimiento, glaciar Viedma, n) témpano en el lago Viedma. Fotos: a) J. Bengochea (2006), b) P. Pitte (24/02/2006), c) L. Ferri Hidalgo (03/04/2009), d) P. Lizana (16/01/2005), e) M. Castro, g) J. Mescua (11/01/2008), h) I. Mundo (20/02/2012), i-n) P. Pitte (21/02/2008, 19/02/2008, 18/02/2009, 05/02/2008, 06/02/2008, 06/02/2008). La diversidad de tipos de glaciares obedece al amplio rango de condiciones ambientales incluyendo morfología, altitud, precipitación, temperatura y vegetación. Por ello, los Andes se dividen en dos regiones: los Andes Áridos (17º30’-35º00’ S) y los Andes Húmedos (35º-55ºS) (IANIGLA-CONICET 2010, Lliboutry 1999). A su vez, los Andes Áridos se dividen en Andes Desérticos (17º30’-31 ºS), donde se encuentra el área de estudio (Fig. 9), y Andes Centrales (31º-35 ºS). Mientras que los Andes Húmedos se dividen en Patagonia Norte (35º-45 ºS) y Patagonia Sur (al sur de 45ºS incluyendo los Andes Fueguinos). La transición entre los Andes Húmedos y Secos (cerca de los 35ºS) también se manifiesta por la presencia generalizada hacia el norte de penitentes en los glaciares y manchones de nieve. Los penitentes son crestas irregulares de nieve, firn y/o hielo glaciar, con orientación este-oeste y apuntando hacia el sol (norte en el hemisferio sur). Son originados por la acción prolongada del sol en una atmósfera fría y seca. La sublimación permite que la temperatura de los penitentes se mantenga debajo del punto de fusión, mientras que en las depresiones internas, la radiación solar y la humedad se combinan para derretir el hielo glaciar subyacente (Corripio y Purves 2005, Lliboutry 1954). El clima del área de estudio presenta estas condiciones por lo que se observa una extensa cobertura de penitentes, como se ilustra en la foto de la portada. La presencia de penitentes sobre los cuerpos de hielo es importante ya que indica la importancia de la radiación solar en el balance de masa.

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Marco conceptual

Fig. 9. Subdivisión de los Andes en base a criterios topográficos y climáticos. Adaptado de Lliboutry 1999.

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Marco conceptual

2.1.5. El clima y los glaciares: balance de masa Los glaciares presentan una respuesta integrada al clima. A diferencia de una estación meteorológica, que mide cada variable por separado, el glaciar responde a todas juntas y produce una señal: cambio de largo, área, espesor o velocidad. El desafío es analizar qué influencia tiene cada una y qué parámetros deben tenerse en cuenta para explicar el comportamiento observado (Francou y Vincent 2007). Precipitación, temperatura, humedad, radiación y vientos son las principales variables que pueden integrarse en modelos más o menos complejos, dependiendo de los objetivos del trabajo y de los datos disponibles (por ejemplo: Hock 2009, Oerlemans y Reichert 2000, Pellicciotti, et al. 2009). La relación entre el clima y los glaciares se estudia a través del balance de masa, que es el cambio en la masa de un glaciar en un período determinado (Cogley, et al. 2011). En ese período los cambios en las condiciones atmosféricas (precipitación, temperatura, radiación, nubosidad, viento) afectan la acumulación y la ablación, involucrando una compleja cadena de procesos y retroalimentaciones. La temperatura del aire tiene un rol predominante, ya que está relacionada con el balance energético y determina si la precipitación cae como nieve o lluvia. Los cambios en el balance de masa, acumulados a lo largo de años y décadas causan un cambio en el volumen de hielo (espesor) que modifica el flujo por deformación y deslizamiento. Esta relación dinámica, eventualmente, lleva a cambios en el largo del glaciar. En resumen, el balance de masa (cambio de espesor) es una respuesta directa a las condiciones atmosféricas, mientras que el avance y retroceso de los frentes (cambio de largo y área) es una respuesta indirecta, retrasada y filtrada al clima (UNEP-WGMS 2008). El balance de masa se determina con el método glaciológico que consiste en realizar mediciones in situ de acumulación y ablación, mediante el uso de estacas y calicatas. Los pozos se realizan con pala y permiten medir el espesor de nieve acumulada y su densidad. Mientras que las estacas se colocan en perforaciones realizadas con vapor en el hielo y permiten medir la ablación (Fig. 10). Luego, estas mediciones en puntos específicos son extrapoladas e integradas en toda la superficie del glaciar (Cogley, et al. 2011). El método glaciológico implica mucho trabajo de campo y, por lo tanto, solo se 16

Marco conceptual realiza en algunos glaciares seleccionados. En “4.4.6 Balance de masa” se analizan los datos de balance de masa disponibles para el área de estudio.

Fig. 10. Método glaciológico de medición de balance de masa. a) Medición de acumulación en una grieta. Se mide el espesor y la densidad para calcular la acumulación en mm de agua equivalente. b) Perforación con una sonda de vapor para instalar balizas que permiten medir la ablación. Las mediciones de acumulación y ablación son importantes ya que no todos los glaciares tienen la misma respuesta al clima. La sensibilidad del balance de masa de un glaciar a las precipitaciones y a las temperaturas varía, fundamentalmente, en función de las precipitaciones totales anuales (Oerlemans y Reichert 2000). Se puede profundizar este aspecto con una revisión de las características de sensibilidad estacional (SSC) de dos glaciares diferentes: Frías y Abramov (Fig. 11). Las SSC describen la sensibilidad del balance de masa mensual de un glaciar a cambios pequeños en las precipitaciones o en la temperatura. Las SSC se calculan corriendo repetidas veces un modelo de balance de masa, calibrado con datos de campo. En cada corrida se introduce un cambio de 10% en la precipitación o de 1ºC en la temperatura de un mes y se mide su efecto en el balance de masa anual. 17

Marco conceptual

Fig. 11. Sensibilidad climática estacional (SSC) modelada para dos glaciares. a) Glaciar Frías en el monte Tronador con clima de tipo marítimo. b) Glaciar Abramov en el Pamir con clima continental similar a los Andes Centrales. El gráfico indica el efecto de una variación de 1 grado en la temperatura o 10 % de las precipitaciones mensuales en el balance de masa anual. Adaptado de Leclercq et al. 2012 y Oerlemans et al. 2000. El glaciar Frías (Monte Tronador, Argentina-Chile) es un ejemplo de glaciar tipo marítimo con altas precipitaciones y un índice de reposición elevado. La sensibilidad del balance de masa es elevada y con estacionalidad pronunciada. Los cambios en las temperaturas tienen un efecto muy superior al de los cambios en la precipitación (Leclercq, et al. 2012). Esto se debe a que las temperaturas controlan si la precipitación cae en forma de lluvia o de nieve, por lo tanto si se produce acumulación o ablación. En el otro extremo está el glaciar Abramov (Pamir, Uzbekistán) que se encuentra en un ambiente comparable al de los glaciares del área de estudio (0.5-1 m de acumulación anual y entre 3600-4600 msnm). La sensibilidad del balance es mucho menor, lo que implica una respuesta más atenuada del glaciar al clima. Las temperaturas afectan solo el balance de verano, mientras que en invierno no tienen una influencia relevante. En cambio, las precipitaciones, en cualquier momento del año, repercuten en el balance de masa. Esto refleja la influencia de dos procesos. Por un lado, sólo la temperatura de verano afecta fuertemente la ablación y por el otro, la precipitación que se produce en

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Marco conceptual cualquier fecha del año, incrementa la acumulación ya que siempre es en forma de nieve. En general, puede decirse que los glaciares en clima marítimo son más sensibles a las temperaturas mientras que los glaciares en clima continental, como los del área de estudio son más sensibles a las precipitaciones. 2.1.6. El clima de montaña En el ambiente de montaña, donde se ubica el área de estudio, el estudio del clima se encuentra con varios inconvenientes (Barry 2008): 

Muchas montañas están en áreas remotas en relación a los principales centros poblados, esto es particularmente cierto en Chile y Argentina. En la práctica, la dificultad de acceso trae problemas en la instalación y mantenimiento de estaciones meteorológicas.



La naturaleza variable del terreno montañoso hace que cualquier estación sea representativa de una porción limitada de terreno. Este problema se manifiesta, por ejemplo, al vincular estaciones lejanas para el cálculo de gradientes.



Existen ciertas dificultadas para hacer mediciones estándar en ambiente de montaña. Vientos extremos, congelamiento de equipos, precipitación nival y escurrimientos torrenciales son algunas de las condiciones frecuentes en la montaña, que pueden afectar los equipos de las estaciones. Además, el enfoque convencional en climatología consiste en observaciones de largo plazo, 30 años, para describir las condiciones locales.

En definitiva todos estos factores afectan en la calidad de las series de datos que pueden emplearse para estudiar el clima del área de estudio, como se verá en “4.5 Clima, glaciares y su influencia sobre el régimen de los ríos”. A nivel regional, el fenómeno El Niño-Oscilación Sur (ENSO) es la mayor fuente de variabilidad interanual (Garreaud 2009). El ENSO es un fenómeno acoplado océanoatmósfera, caracterizado por fluctuaciones irregulares de 2-7 años en las temperaturas del océano Pacífico ecuatorial. “El Niño” corresponde a la fase cálida del ENSO mientras que “la Niña” corresponde a un enfriamiento del océano Pacífico Tropical (Trenberth 1997) (Fig. 12). En los Andes Áridos los años Niño traen precipitaciones por encima del promedio, mientras que la conexión inversa con los años Niña es menos evidente (Masiokas, et al. 2006, Montecinos y Aceituno 2003). En consonancia, los regímenes de los ríos de esta región responden fuertemente a la variabilidad interanual 19

Marco conceptual de la precipitación y a su control por el fenómeno ENSO (Compagnucci y Vargas 1998, Masiokas, et al. 2010, Waylen, et al. 2000).

Fig. 12. Fenómeno ENSO. Se indican las condiciones oceánicas y atmosféricas ligadas

a

los

eventos

El

Niño

y

La

Niña.

Fuente:

adaptado

de

http://www.cpc.ncep.noaa.gov. Además, la importancia hidrológica de las montañas tiene distintos aspectos. La interacción de la Cordillera con las precipitaciones frontales produce un máximo local de precipitaciones orográficas (Garreaud, et al. 2009). Como ejemplo puede mencionarse el caso de las precipitaciones en la región del área estudio. En la estación meteorológica El Indio (3900 msnm, a 50 km del área de estudio), las precipitaciones son más del doble de las registradas en La Serena (150 msnm, a 130 km del área de estudio), aunque están prácticamente a la misma latitud. Además, la precipitación se almacena en el manto nival o en los glaciares y regula los derrames en distintas escalas temporales (Jansson, et al. 2003). En la escala estacional, el agua es liberada en primavera y verano, cuando la demanda para distintos usos es máxima. En la escala interanual, la regulación que ejercen los glaciares sobre los caudales implica que las cuencas con mayor cobertura glacial presentan menor variabilidad interanual de los caudales (Hagg y Braun 2005). Este efecto no solo beneficia a las montañas sino a las regiones de piedemonte y llanura relacionadas. La influencia de la cobertura de glaciares en los caudales del área de estudio es importante, como se analiza en el capítulo 4.5.6. 2.1.7. Fluctuaciones recientes Los cambios en el largo de los glaciares son muy marcados y pueden medirse fácilmente, observando la posición del frente en el tiempo. En muchas partes del mundo los glaciares avanzaron significativamente durante la Pequeña Edad de Hielo (Little Ice Age, LIA) que se extendió desde principio del siglo XIV hasta finales del siglo XIX 20

Marco conceptual (Grove 2004, Le Roy Ladurie 1983). Desde ese momento, el derretimiento continuo de los glaciares de montaña por más de un siglo, se ha hecho evidente en muchas partes del mundo. En escala de algunas décadas glaciares de distintas cordilleras han presentado reavances intermitentes. No obstante, desde la década de 1970 la tasa de pérdida de hielo se ha duplicado (WGMS 2012). El retroceso total de los frentes de los glaciares en el último siglo se mide en kilómetros para los glaciares más grandes y cientos de metros para los más pequeños. Con un escenario futuro realista de calentamiento atmosférico, puede esperarse el deshielo completo de muchos cordones montañosos (UNEP 2007, WGMS 1993). La información de glaciares de todo el mundo es recopilada, desde hace varias décadas, por el World Glacier Monitoring Service (WMGS). Más recientemente, el proyecto Global land ice measurements from space (GLIMS) estableció una base de datos de archivos vectoriales digitales. Estas bases de datos contienen miles de registros a nivel global aunque todavía hay regiones con pocos datos y con información de baja calidad. Por ejemplo, en el caso de Argentina, el WGMS solo contiene información de fluctuaciones de 24 glaciares, con un promedio de 7 observaciones por glaciar (WGMS 2012). Las fluctuaciones de distintos glaciares estudiados en Argentina entre los 29 y 49° S se muestran en la Fig. 13. Entre ellos se observa las fluctuaciones de los glaciares ubicados en el área de estudio (Las Taguas, Espizua, et al. 2006, Pitte, et al. 2009). Las series fueron construidas con diversas fuentes: información de sensores remotos, fotografías históricas y datación de morenas con radiocarbono y dendrocronología (Masiokas, et al. 2009). La información disponible confirma que el comportamiento de los glaciares de Argentina sigue el patrón de retroceso observado en otras partes del mundo. Este retroceso, en algunos casos, fue interrumpido por reavances menores, por ejemplo durante la década de 80’.

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Marco conceptual

22

Marco conceptual

Fig. 13. Variación acumulada de largo de algunos glaciares de Argentina. Se incluyen los principales glaciares de descarga del Campo de Hielo Patagónico Sur (CHPS descarga). Adaptado de Espizua 2011 y Masiokas et al. 2010. 2.1.8. Consecuencias del retroceso actual de los glaciares El retroceso reciente de los glaciares, plantea distintos problemas y desafíos que pueden ilustrarse con algunos ejemplos de nuestro país. Las situaciones son muy diferentes dependiendo de la región y del tipo de glaciar que se esté analizando:  Afectación de los recursos hídricos en zonas áridas. El derrame de los ríos en los Andes Centrales, depende principalmente de las precipitaciones nivales de invierno que explican más de un 90 % de la variabilidad de los caudales del verano siguiente (Masiokas, et al. 2006). La acumulación de nieve en los Andes Centrales, por cuarto año consecutivo (2010-2013) ha sido entre un 50 y 70% del promedio histórico, marcando la sequía multianual más pronunciada del siglo. En esta región, los glaciares juegan una importante función hidrológica, regulando los caudales estivales y balanceando los escurrimientos durante los años secos. La sequía sin precedentes, combinada con el retroceso observado de los glaciares, plantea un escenario futuro 23

Marco conceptual de reducción de esta capacidad reguladora para unas 10 millones de personas en los Andes Centrales de Argentina y Chile.  Riesgo de procesos geomorfológicos catastróficos. Los cambios en los glaciares pueden ser una amenaza, por ejemplo con el crecimiento y desagüe de lagos pro glaciales (GLOF por sus siglas en inglés) o los avances extraordinarios de los glaciares (surge). El GLOF más reciente documentado fue la gran crecida del río Manso el 21/05/2009, que destruyó el puente de acceso a Pampa Linda al pie del Monte Tronador, en la Provincia de Río Negro. Esto generó un fuerte impacto durante casi dos años sobre la infraestructura y la economía de este emblemático sitio turístico del Parque Nacional Nahuel Huapi (Masiokas 2009). Un ejemplo de surge bien documentado es el caso del glaciar Grande del Nevado, en la Provincia de Mendoza. Durante 1933 el glaciar avanzó 900 m hasta endicar el río Plomo. El embalse generado fue de unos 3 km de largo y una profundidad máxima de unos 75. El 10 de enero de 1934 el embalse drenó generando una crecida de proporciones catastróficas, que ocasionó grandes destrozos en el valle del río Mendoza incluyendo cortes en la vía del ferrocarril transandino en distintos puntos, rotura de la ruta internacional y daños en la usina hidroeléctrica Álvarez Condarco entro otros (Espizua 1986, Espizua y Bengochea 1990, Helbling 1935). Otros surges en el glaciar Grande del Nevado y en glaciar Horcones Inferior han sido estudiados (Espizua, et al. 2008, Happoldt y Schrott 1993, Unger, et al. 2000) aunque ninguno con las consecuencias del de 1934.  Contribución al levantamiento del nivel medio del mar. El derretimiento del campo de hielo Patagónico Sur entre 2000 y 2012 fue de 1.8 m/año y llegó prácticamente a 20 m/año en el frente del glaciar Upsala. Esto implica una contribución al levantamiento del nivel medio del mar de 0.05 mm/año entre 2000 y 2012 (Willis, et al. 2012). 2.1.9. Avances de los glaciares durante el Pleistoceno-Holoceno En una perspectiva temporal un poco más amplia, existen evidencias geológicas, glaciológicas y morfológicas que indican que los Andes han sido repetidamente invadidos por los glaciares durante el Pleistoceno y el Holoceno. En general, estos estudios se apoyan en la identificación y mapeo de las morenas laterales y terminales de 24

Marco conceptual los glaciares, y la datación de depósitos asociados (por ejemplo: Ackert, et al. 2008, Caldediuns 1932, Espizua 2004, Glasser, et al. 2004, Rabassa 2008). Los avances generalizados más recientes se produjeron durante el Holoceno medio a tardío se los conoce como Neoglaciales:  1º avance neoglacial 5500-4500años AP.  2º avance neoglacial 3500-2000 años AP.  3º avance neoglacial 1000-100 años AP. El tercer avance Neoglacial corresponde a la Pequeña Edad de Hielo (LIA). En el Hemisferio Sur estos eventos fueron decreciendo en magnitud siguiendo un progresivo aumento de la insolación de verano (Porter 2007, Fig. 14).

Fig. 14. Extensión relativa de las morenas neoglaciales en el Hemisferio Sur. En Sudamérica los avances glaciares fueron más grandes en el neoglacial temprano cuando la insolación era menor y su extensión se reduce hacia la Pequeña Edad de Hielo. Adaptado de Porter 2007. En los Andes Áridos, existen estudios sobre las glaciaciones en los Andes de Mendoza, como los realizados sobre la secuencia glacial del Pleistoceno en el valle del Río Mendoza a los 33 ºS de latitud sur (Espizua 1993, Espizua 1999, Espizua 2004, Espizua y Bigazzi 1998) o en el valle del Río Atuel a los 35 ºS donde Stingl y Garleff (1985) 25

Marco conceptual analizaron el Pleistoceno tardío. Además, se realizaron trabajos a los 35º de latitud sur en el valle del Río Grande (Espizua 2002). En contraposición, en los Andes de San Juan, estos estudios son muy escasos. En el área de estudio, Espizua et al. (2006) mapearon, en forma preliminar, cuatro avances glaciales del Pleistoceno en orden de edad decreciente. La morena más antigua probablemente corresponda a la penúltima glaciación (estimada en 170-125 ka AP) y las otras tres podrían corresponder a avances de la última glaciación (75-60 ka AP); al Último Máximo Glacial (~20 ka); y a un avance o reavance de alrededor 10-14 ka AP. Asimismo, se diferenciaron preliminarmente tres avances del Holoceno en el valle del Arroyo Turbio cuyas morenas terminales se encuentran a los 4150, 4325 y a los 4675 msnm y tres avances glaciares en el valle del Canito, donde el más externo se halla a los 4175 msnm.

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Marco conceptual 2.2.

Permafrost de montaña

2.2.1. Los suelos permanentemente congelados (permafrost) En el área de estudio también se presentan ciertos fenómenos geomorfológicos que están relacionados al suelo congelado, y a los procesos de congelamiento y descongelamiento. Técnicamente, el permafrost es una porción de terreno que se mantiene a 0ºC o menos por lo menos durante 2 años consecutivos (Van Everdingen 2005). En principio, la definición es exclusivamente térmica aunque el contenido de hielo subterráneo es la característica principal que distingue al permafrost del suelo no congelado (Shur, et al. 2011, UNEP 2007, Yershov 2004). Los elementos típicos del permafrost suelen representarse en un esquema conocido como perfil térmico (Harris, et al. 1988, Fig. 15). La capa superficial, que se congela y descongela estacionalmente, se llama capa activa (Van Everdingen 2005) y suele tener entre 0.5 y 8 m (Gruber y Haeberli 2009); espesores mayores suelen indicar un proceso de degradación de permafrost (por ejemplo: Trombotto y Borzotta 2009). El espesor de la capa activa varía de año en año entre un 10-15% en suelos minerales, aunque puede llegar a 30% (Shur, et al. 2011). La capa activa es la que juega un rol hidrológico estacional. Debajo y protegido por la capa activa, se encuentra el permafrost, es decir, el suelo congelado. El límite superior del cuerpo congelado se llama tope o tabla de permafrost, mientras que su límite inferior se conoce como base de permafrost. El permafrost de montaña puede alcanzar espesores de varios cientos de metros (Lüthi y Funk 2001, Nötzli 2008). El permafrost no debe considerarse como permanente, ya que cambios naturales o antrópicos en el clima o en el terreno pueden ocasionar que la temperatura suba por encima de 0 ºC. El ascenso del tope de permafrost se llama gradación y su descenso degradación. El espesor del permafrost también puede modificarse debido a un cambio en el gradiente geotermal.

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Marco conceptual

Fig. 15. Perfil térmico de permafrost. El gráfico representa la estructura de temperaturas (eje x) en función de la profundidad (eje y). Entre paréntesis se indican los espesores típicos para permafrost de montaña. Fuente: adaptado de Harris et al. 1988. El permafrost puede caracterizarse por su distribución espacial y su contenido de hielo en cuatro zonas: continuo, discontinuo, esporádico y aislado. Esta zonificación fue desarrollada para describir la distribución del permafrost de llanura del hemisferio norte donde cubre 24 % de la superficie emergida y ha sido mejor estudiado (Fig. 16, UNEP 2007).

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Marco conceptual

Fig. 16. Mapa de distribución de permafrost en el Hemisferio Norte. Fuente IPA 1996. 2.2.2. Permafrost de montaña El permafrost de montaña, tiene una importante diferencia con el permafrost de llanura, debido a la diversidad de ambientes que la topografía produce para su desarrollo y preservación. La topografía causa una gran variabilidad en el clima local, la cobertura nival, y los procesos de superficie como erosión, transporte y depósito. Por ello, las temperaturas medias en regiones montañosas puede variar 5-8 ºC en distancias tan cortas como 100 m. En consecuencia, la distribución característica del permafrost de montaña es irregular (UNEP 2007, Fig.17).

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Marco conceptual

Fig. 17. Perfil del permafrost de montaña. La topografía modifica las isotermas, que indican el gradiente de temperatura desde la zona más fría (azul) a la más cálida (colorado), desde su forma inicialmente horizontal hasta hacerlas casi verticales cerca de los filos. UNEP 2007. Las dos zonas principales del permafrost de montaña son el permafrost continuo y el permafrost discontinuo (UNEP 2007). El permafrost continuo es claramente zonal y depende fundamentalmente del clima, siendo usualmente identificado como el área contenida por la isoterma de -8.5 ºC (Brown y Péwé 1973). El permafrost discontinuo es afectado por el clima y por factores locales como la topografía y la profundidad del manto nival (Shur, et al. 2011), por lo que su distribución es más irregular. Además, el límite inferior del permafrost de montaña está indicado por la posición del frente de los glaciares de escombros activos (Barsch 1978, Haeberli 1985). El permafrost de montaña se encuentra en un ambiente con pendientes empinadas, disponibilidad de detritos y temperaturas mayores al permafrost de llanura ártico, por ello tiene un conjunto de geoformas específicas asociadas: glaciares de escombros y terrazas de gelifluxión, asociadas a procesos de reptación, son comunes en este ambiente (Arenson 2002). 30

Marco conceptual Glaciar de escombros La geoforma principal del permafrost que se observa en el área de estudio es el glaciar de escombros. Un glaciar de escombros (GE) es un lóbulo de permafrost, rico en hielo, que repta hacia alturas menores por la ladera de la montaña. Están separados de su entorno por un talud de fuertes pendientes cercanas al ángulo de reposo de los materiales (Haeberli 1985, Washburn 1979). La velocidad superficial de desplazamiento medida en distintos glaciares de escombros varía entre 0,1 y 2,5 m/año y depende de la pendiente, el contenido de hielo y su temperatura (Kääb 2005). El material es transportado hacia el frente del glaciar de escombros donde cae al pie del talud para ser incorporado por el avance del cuerpo de permafrost (Kääb y Reichmuth 2005). El mecanismo de avance de los glaciares de escombros se debe a una combinación de deslizamiento basal y deformación interna. Se estima que el deslizamiento es responsable de hasta un 30% de la velocidad observada en superficie (Haeberli 1985). La textura característica de surcos y crestas longitudinales y transversales observadas en la superficie de los glaciares de escombros es atribuida al proceso de reptación (Fig. 18).

Fig. 18. Elementos característicos de un glaciar de escombros. Adaptado de Bodin 2007. Morfológicamente los glaciares de escombros pueden clasificarse como: 1. Lobulado, en el que el largo es inferior al ancho. 2. Con forma de lengua, en el que el largo es superior al ancho.

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Marco conceptual 3. Espatulado, que es similar al GE con forma de lengua pero con un ensanchamiento en el frente. Los GE lobulados suelen bordear los taludes y probablemente representan un estado inicial de desarrollo; los otros dos se mueven hacia abajo siguiendo el eje de los valles y representan estadios más maduros (Wahrhaftig y Cox 1959). Además, pueden ser de origen glacigénico o criogénico. Los de origen glacigénico son cuerpos de hielo cubierto por detritos asociados a la porción terminal de un sistema glaciar. En cambio, los criogénicos o de talud contienen hielo intersticial proveniente del congelamiento del agua de fusión nival (Outcalt y Benedict 1965). Por su grado de actividad pueden clasificarse en activos, inactivos y fósiles (Haeberli 1985, Ikeda 2004, Fig. 19). Los GE activos presentan frentes abruptos con lineamientos de flujo, crestas y surcos, longitudinales y transversales bien definidos (Fig. 18).

Fig. 19. Glaciares de escombros según de su grado de actividad. Fuente: Ikeda 2004. Distintos trabajos indican que los glaciares de escombros activos son de edad Neoglacial (Haeberli 1985, Kääb, et al. 1997, Van Vliet-Lanoë 2005). Una vez que dejan de moverse se llaman inactivos y aparecen como geoformas colapsadas con 32

Marco conceptual menor pendiente en el frente y puede aparecer cierta cobertura vegetal. El cuerpo de sedimentos que permanece una vez que el hielo se ha derretido se llama GE fósil (Barsch 1978, Brenning 2005) y puede emplearse como indicador de condiciones paleoclimáticas. Es difícil de identificar por sus rasgos atenuados y no tiene una función hidrológica, por estos motivos, en el presente trabajo, han sido tratados con menos detalle que el resto. Un protalus rampart es una pequeña loma de fuerte pendiente al pie de un talud que suelen estar asociados a nichos de nivación (Washburn 1979). Se caracteriza por su escaso desarrollo longitudinal. El protalus rampart es interpretado como un glaciar de escombros embrionario, es decir, en una fase inicial de desarrollo (Barsch 1996, Haeberli 1985). Gelifluxión La gelifluxión es el flujo lento, pendiente abajo, de materiales no congelados sobre un sustrato congelado que puede ser permafrost o suelo de congelamiento estacional (Van Everdingen 2005). La gelifluxión, debido a su flujo laminar, tiende a orientar los ejes mayores de los clastos o bloques en el sentido de la pendiente y produce distintas formas características como terrazas y lóbulos de gelifluxión. Las terrazas de gelifluxión se caracterizan por su forma más ancha que larga. La dimensión mayor tiende a ser paralela a las curvas de nivel aunque puede desviarse. Los lóbulos de gelifluxión se caracterizan por su forma de lengua. La mayor dimensión, a la inversa de las terrazas, tiende a ser perpendicular a las curvas de nivel. Las terrazas y los lóbulos de gelifluxión suelen tener frentes empinados que pueden llegar al ángulo de reposo de los materiales, hasta 30-35º (Washburn 1979). 2.2.3. Procesos en vegas y turberas Las vegas son ecosistemas de ambientes anegados en los que existen asociaciones vegetales específicas; es característica la presencia del musgo Sphagnum. Los suelos, denominados turberas, se caracterizan por una tasa de acumulación orgánica más alta que su descomposición, son ácidos y presentan una condición hídrica de saturación permanente (Strack 2008). En muchos casos se formaron durante el Holoceno. Las vegas presentan una gran diversidad biológica respecto del entorno (Alegría y Lillo 2003), juegan un rol importante en los ciclos biogeoquímicos, cadenas tróficas, 33

Marco conceptual dinámica hidrológica y calidad del agua. Son relevantes en la realización de estudios palinológicos y paleoclimáticos, y también se utilizan como una fuente de humus para mejoramiento de suelos y como combustible. En Argentina los mayores depósitos de turba se encuentran en Tierra del Fuego. Las turberas pueden estar asociadas a morenas en cuyo caso presentan un potencial importante para datar el avance glaciar. Si una turbera se encuentra valle arriba de una morena entonces una muestra “basal”, puede datarse con radiocarbono y permite obtener una edad para la morena. En general, la base de las turberas está en contacto con arcillas de fondo de lago o con materiales finos de planicie de inundación, después de los cuales se encuentra el till. Por este motivo, la datación radiocarbónica de turberas debe considerarse como una edad mínima para la desaparición del hielo en el valle estudiado (Briner 2011, Corte y Espizua 1981). Las turberas de alta montaña pueden aparecer con un diseño particular, constituido por bandas transversales a la suave pendiente del terreno. Estas bandas se ven como un cordado de donde deriva el nombre turberas cordadas. Otra forma frecuente en las turberas son los anillos de vegetación (Corte 1983, Washburn 1979). La turba de Sphagnum si bien puede desarrollarse en el permafrost esporádico, no es un indicador de permafrost. Ambas estructuras fueron observadas en el área de estudio.

34

Marco conceptual 2.3.

Análisis digital de información de sensores remotos

2.3.1. Sensores remotos, bandas y firmas espectrales Los sensores remotos son instrumentos que permiten medir propiedades físicas de los objetos de interés sin estar en contacto con los mismos. Pueden ser terrestres, aerotransportados o espaciales. Estos últimos pueden obtener información de grandes porciones de la superficie terrestre con una resolución fija y condiciones de adquisición relativamente estables durante varios años (Paul 2003). Las observaciones se realizan utilizando radiación electromagnética, que puede ser natural, emitida por el sol o por los objetos de estudio, en cuyo caso se dice que el sensor es pasivo. También existen sensores activos que emiten la energía necesaria para la observación. La radiación natural incluye la radiación solar reflejada, que está ampliamente concentrada en las porciones del espectro visible e infrarrojo próximo (VIS y NIR por sus siglas en inglés), con una longitud de onda de 0.35-2.5 µm (Fig. 20). Otra fuente de radiación natural es la radiación térmica que los cuerpos emiten en función de su temperatura, típicamente esta radiación se detecta en longitudes de onda de 8-14 µm (Rees 2006) .

Fig. 20. Transmisividad atmosférica y bandas de Landsat 7 ETM y ASTER. La transmisividad (curva negra) indica la longitud de onda de las distintas ventanas donde la atmósfera no interfiere con la energía solar. Las distintas porciones del espectro están coloreadas con un sombreado correspondiente. Las cajas indican la posición de las bandas de los sensores Landsat y ASTER en estas ventanas. Adaptado de Kaab 2005 y Kaab et al. 2002.

35

Marco conceptual Los sensores pasivos que detectan radiación solar reflejada están diseñados para medir radiancia, es decir la radiación que llega al sensor en una banda espectral específica. Debido a que la cantidad de energía emitida por el sol es aproximadamente constante de unos 1370 w/m² (Fröhlich y Lean 1998), la radiancia puede convertirse en reflectancia. La reflectancia es la proporción de radiación reflejada por los objetos (radiación saliente/radiación entrante) y es la variable principal que miden los sensores pasivos. Por lo tanto el objetivo del análisis de la información de sensores pasivos es interpretar el valor de esta reflectancia (Fig. 21) así como analizar sus variaciones en el espacio y en el tiempo (Rees 2006). Los sensores pasivos presentan grandes ventajas para el estudio de glaciares, ya que los sitios de interés son de difícil acceso y las condiciones climáticas son extremas. Finalmente, pueden realizarse observaciones de períodos que llegan hasta décadas, en cualquier estación del año y de grandes extensiones de terreno (König, et al. 2001).

Fig. 21. Firmas espectrales de algunas coberturas de suelo. La nieve tiene un patrón característico con alta reflectancia en el visible y baja en el infrarrojo. Fuente: Klein et al. 1998. Un factor fundamental es la resolución espacial del sensor que es la superficie en el terreno que representa cada elemento de la imagen (píxel). La resolución espacial indica el tamaño mínimo de un objeto que puede discernirse en la imagen (Rees 2006). La Tabla 1 resume algunas de las características principales de los sensores más utilizados en estudios de glaciares. Los primeros cinco sensores son de resolución 36

Marco conceptual espacial media y una resolución espectral amplia que incluye desde el visible hasta el infrarrojo térmico. Merece una mención el sensor Landsat 5 que constituye una de las misiones más longevas de satélites para estudios ambientales. Esto junto con la política de distribución libre de las imágenes ha impulsado innumerables estudios en las ciencias de la Tierra basadas en imágenes Landsat, incluyendo inventarios de glaciares en las principales cordilleras del mundo (por ejemplo: Bolch, et al. 2010, Kääb, et al. 2002, Le Bris, et al. 2011, Shi, et al. 2009). En general, las imágenes de alta resolución espacial, cercana al metro (Tabla 1), tienen menos resolución espectral y suelen ser muy costosas, por lo que su uso en estudios científicos es más limitado. Tabla 1. Principales características de algunos sensores remotos. Satélite

L5 L7 Spot 1-6 Terra Alos Ikonos 2 Quickbird Geoeye

Sensor

TM ETM HRV, HRVIR Aster Prism, Avnir 2

Período

Altura

Revisita

Escena

Resolución

Bandas

1984-2012 1999-2011 1990-2012 1999-2012 2006-2010 1999-2012 2001-2012 2008-2012

km 705 705 832 705 692 681 450 681

días 16 16 26 16 46 3-5 3 3

km 185x185 185x185 60x60 60x60 70x70 11x11 16.5x16.5 15x15

m 25 15, 25 2.5-20 15, 30 10, 2.5 1, 4 0.5, 2.5 0.5, 2

V-SWIR V-SWIR V-SWIR V-SWIR V-SWIR V, NIR V, NIR V, NIR

En la actualidad, la mayor parte de la información de sensores remotos está disponible en formato digital, y la información más antigua como fotos aéreas o cartas topográficas pueden ser escaneadas y vectorizadas. El formato digital facilita el procesamiento de los datos y la extracción de parámetros de los glaciares y otras geoformas de interés. La información espacial obtenida puede integrarse en un sistema de información geográfica,

que

permite

administrar

un

conjunto

de

coberturas

temáticas

georreferenciadas y sus tablas de atributos asociadas (Paul 2003). Tanto la labor de inventario de glaciares como el estudio de fluctuaciones de glaciares requieren de una recopilación de imágenes de archivo, que se realiza revisando los catálogos de distintas agencias espaciales. En el caso del inventario, en teoría, podría realizarse con una sola imagen de calidad óptima. En la práctica siempre es más conveniente contar con un conjunto de imágenes de distintas fechas. Con ellas se pueden identificar los cuerpos de nieve y hielo perennes, y descartar los remanentes de 37

Marco conceptual nieve estacional. Además, se puede observar la escena con distintos ángulos de toma y de iluminación lo que brinda información adicional para geoformas de difícil identificación. En el caso del estudio de fluctuaciones, se utiliza la mayor cantidad de datos posibles. Las series de fluctuaciones típicamente integran datos de mediciones y observaciones de campo junto con información remota de distintos sensores. Esta condición exige ciertas calibraciones y correcciones de modo de asegurar y evaluar la calidad de los datos. 2.3.2. Respuesta espectral de la nieve y el hielo La nieve fresca refleja hasta un 95 % de la radiación de onda corta y 50-80 % de la radiación del infrarrojo próximo proveniente del sol. En el visible la reflectancia de la nieve disminuye con el contenido de polvo y el tamaño de grano (Fig. 22). En el infrarrojo la reflectancia de la nieve depende fundamentalmente del tamaño de grano. En general, la reflectancia de la nieve es alta en el visible y baja en el infrarrojo. Las técnicas de detección automática de nieve como el cociente de bandas (band ratio) y el índice de nieve aprovechan esta característica de la firma espectral.

Fig. 22. Respuesta espectral de la nieve según su grado de transformación. Fuente: adaptado de (König, et al. 2001) y (Zeng, et al. 1983). En principio, el método más simple para obtener la superficie cubierta de nieve es mediante la aplicación de un umbral en una banda del visible. Esto permite seleccionar 38

Marco conceptual todos los píxeles de mayor reflectancia. El principal inconveniente es que las nubes, frecuentes en las zonas de montaña, también tienen una alta reflectancia en el visible, por lo que no pueden discriminarse de la nieve con esta técnica. 2.3.3. Índice de nieve (NDSI) En este trabajo se empleó el índice de nieve (Normalizad difference snow index, NDSI) para extraer la superficie cubierta de nieve de las imágenes Landsat. Esta técnica no puede aplicarse en las imágenes de alta resolución disponibles ni en las fotografías aéreas ya que no disponen de información en el infrarrojo medio. El NDSI es una técnica de detección automática de superficies cubiertas por nieve y se basa en su respuesta espectral caracterizada por una reflectancia alta en el visible y baja en el infrarrojo (Dozier 1989). Esta respuesta espectral es bastante diferente de la respuesta de otras coberturas como suelo desnudo, vegetación o cuerpos de agua (Fig. 21). Ciertos elementos como contenido de humedad o presencia de sombras pueden modificar fuertemente este comportamiento típico. La forma más simple de sacar provecho de esta diferencia es con un cociente de bandas, pero esta operación puede tomar valores entre cero e infinito (Rees 2006). Una forma de controlar estos valores es hacer un índice normalizado, que es precisamente lo que hace el NDSI cuya fórmula para los sensores TM-ETM es: NDSI = (Banda 2-Banda 5)/(Banda 2+Banda 5) El NDSI requiere que el dato de cada banda, codificado en niveles digitales, sea convertido en reflectancia. Para ello, se realizan previamente las correcciones atmosféricas que vienen implementadas en distintos softwares. El resultado es una imagen en escala de grises con valores entre 0 y 1. Finalmente, se aplica un umbral, comúnmente 0,4 que permite discriminar la superficie cubierta de nieve del resto de las coberturas (Dozier 1989, Hall, et al. 1995). 2.3.4. Correcciones geométricas Entre la escena observada por los sensores y la imagen bruta obtenida por las estaciones de procesamiento aparecen las deformaciones geométricas. Un primer tipo de deformación proviene de errores debidos a la inestabilidad del avión o satélite que lleva el sensor (vector) como son rotación, deriva y cabeceo. Este tipo de deformaciones 39

Marco conceptual suelen corregirse en las estaciones receptoras por lo que no fueron abordadas con mayor detalle. Un segundo tipo de deformaciones geométricas son consecuencia de la esfericidad de la Tierra y del relieve. La imagen, que es bidimensional, es una proyección en un plano de una realidad tridimensional. Estas deformaciones son complejas y no pueden corregirse con una trasformación geométrica simple. Según la altura del vector y el ángulo de toma, las deformaciones serán más o menos importantes. Además las deformaciones debidas al relieve serán mayores cuanto mayor sea el ángulo de toma (Girard y Girard 1999). Una imagen ortorrectificada es aquella en la que cada pixel representa una ubicación real en el terreno y todas las distorsiones geométricas, de terreno y de sensor han sido removidas. La ortorrectificación transforma la perspectiva central de la imagen a una vista ortogonal al terreno, que remueve los efectos por la inclinación del sensor y por el relieve del terreno. Además la escala es constante en toda la escena, independientemente de la elevación por lo que pueden realizarse mediciones precisas de distancias y direcciones (ITT Corporation 2009). La ortorrectificación requiere de una imagen a rectificar, la información relativa al sensor y al momento de la toma (metadato), un modelo de elevación (DEM) y una cantidad de puntos de control (GCP). Para una ortorrectificación estándar una docena de puntos bien distribuidos en la escena suele ser suficiente. La calidad de la ortorrectificación se mide con el RMSE (Root mean square error) que suele expresarse en pixels de la imagen de referencia. Si las imágenes tienen una geometría de adquisición (ángulo de visado, elevación de la toma) y una resolución espacial similar, el RMSE suele ser cercano a 1 pixel (Chuvieco Salinero 2002). En esta situación el RMSE puede utilizarse como indicador de la calidad del proceso de rectificación. No obstante, si se ajustan imágenes con distinta geometría de adquisición, el RMSE puede ser mucho mayor. Eliminar puntos con residuales elevados disminuye el RMSE pero puede empeorar la calidad del resultado (Chuvieco Salinero 2002). En última instancia es la comparación entre la imagen de base y la imagen rectificada lo que permite evaluar la calidad del proceso de rectificación. 2.3.5. Modelos digitales de elevación (DEM) Una parte importante de la información analizada en el estudio de inventario y fluctuaciones de glaciares del área de estudio deriva de la topografía. En la actualidad 40

Marco conceptual existen diferentes fuentes de información topográfica entre las que se encuentran los modelos digitales de elevación. Un modelo digital de elevación (DEM, por sus siglas en inglés) es una representación de la altura de la superficie terrestre en una grilla regular. Un DEM implica que el dato de elevación está disponible de un modo continuo para cada píxel de la grilla, en la resolución espacial dada. Para el área de estudio se cuenta con 3 DEM derivados de sensores remotos, que se describen en “3.1.3 Modelos digitales de elevación”. Un parámetro del DEM es una medida que describe la forma de la superficie en un punto (por ejemplo: pendiente, orientación, curvatura) y que se expresa en valores continuos, usualmente como una grilla (raster). Un objeto es un rasgo espacial discreto (por ejemplo: divisoria de aguas, circo, red de drenaje, geoforma) que se expresa mejor en forma vectorial (punto, línea y/o polígono). Finalmente un atributo es un parámetro que describe un objeto. Cada una de estas cantidades puede obtenerse de un DEM mediante una serie de operaciones matemáticas (Hengl y Reuter 2009). Una característica de los modelos de elevación derivados de sensores remotos es la presencia de errores de distinto tipo como: agujeros, tramas geométricas y valores anómalos de elevación en general. Estos errores son llamados genéricamente artefactos (Farr, et al. 2007, Hengl y Reuter 2009, Tachikawal, et al. 2011). El tipo y la importancia de los artefactos dependen de la fuente de información original. Por ejemplo, si se utiliza un estéreo par de imágenes ópticas con nubes, en el modelo resultante habrá un “cerro” en un sitio donde se encuentran las nubes. Si el modelo se genera en base a imágenes de radar, no habrá interferencia con las nubes pero elevado ángulo de visado puede dejar grandes sectores sin información. Parte de estos errores se corrigen combinando información de distintas pasadas o fechas y utilizando filtros de distinto tipo.

41

Materiales y métodos

3. Materiales y métodos

3.1. Imágenes satelitales y fotos aéreas Para la realización del inventario de glaciares y el estudio de fluctuaciones se utilizaron fotografías aéreas e imágenes satelitales de distintas fuentes y características que se detallan en la Tabla 2. Además, en el Anexo I, se encuentran impresiones de todas las imágenes. Se destaca la disponibilidad de imágenes de alta resolución que se debe, como se mencionó en el Capítulo I, a la contribución de los proyectos mineros PascuaLama y Veladero, que facilitaron este material. Tabla 2. Datos de las imágenes satelitales y fotos aéreas utilizadas. Fecha

Tipo

Sensor

Altura

Escala

(km)

01/01/1959 17/05/1966 13/12/1968 31/12/1981 04/02/1986 07/04/1988 04/03/1993 26/03/1995 16/04/1997 05/03/1999 01/02/2000 12/03/2004 01/03/2005 26/03/2007 28/03/2008 23/04/2009 27/04/2010

Foto aérea Foto aérea Foto aérea Foto aérea Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat. Foto aérea Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat. Imagen sat.

L5 TM L5 TM L5 TM L5 TM L5 TM L5 TM

11 705 705 705 705 705 705 685 685 685 685 681 681

Fuente

(m)

1:20000

5

SMSJ

1:30000

5 30 30 30 30 30 30 0.3 1 1 1 1 0.5 0.5

SMSJ USGS-ESDI INPE INPE INPE CONAE INPE MAGSA-BEASA MAGSA-BEASA MAGSA-BEASA MAGSA-BEASA MAGSA-BEASA MAGSA-BEASA MAGSA-BEASA

1:10000 Ikonos 2 Ikonos 2 Ikonos 2 Ikonos 2 Geoeye 1 Geoeye 1

Res.

Las fotos de 1959 fueron provistas por la Subsecretaría de Minería de la provincia de San Juan (SMSJ). El vuelo cubre el sector argentino del área de estudio a excepción de 42

Materiales y métodos una porción del frente del glaciar Los Amarillos y la mitad norte del manchón A02 (para detalles sobre la ubicación de todos los glaciares y manchones ver Fig. 31). Se escanearon fotos originales provenientes de los negativos de la SMSJ, a 200 dpi y 8 bit. Las fotos de 1966 corresponden a líneas de relleno del vuelo de 1959 y provienen de la SMSJ. Este vuelo es de pleno invierno y está muy nevado pero se utilizó una fotografía que abarca los glaciares Estrecho (Gla E02), Amarillo (Gla A03) y los Amarillos (Gla A02). Se escaneo una foto original proveniente de los negativos de la SMSJ, a 200 dpi y 8 bit. Las fotos de 1968 corresponden a parte de las líneas de relleno del vuelo de 1959 y provienen de la SMSJ. Es un vuelo de primavera, pero fue tomada en el año de menores precipitaciones del registro, por lo que es de excelente calidad. Cubre la zona al sur del glaciar Amarillo (Gla A03). Se escanearon fotos originales provenientes de los negativos de la SMSJ, a 200 dpi y 8 bit. Las fotos de 1981 también provienen de la SMSJ. Estas cubren una parte del sector argentino, tienen cierta cobertura de nubes y nieve estacional. Ambos factores dificultan la delineación de las áreas de los glaciares. Además, el color blanco está saturado, por lo que no es posible distinguir rasgos de superficie de los glaciares como grietas o manchones de firn. El vuelo cubre toda el área de estudio. Las fotos fueron escaneadas de los originales a color, a 150 dpi y 24 bit. Las imágenes Landsat TM de 1988, 1993, 1995 y 1999 fueron seleccionadas del archivo del Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE) de Brasil. Se obtuvieron a través una solicitud al Instituto Interamericano para la Investigación del Cambio Global (IAI). La escena de 1986 fue obtenida de la base de datos online del Earth Science Data Interface (NASA-Maryland). La escena de 1997 fue obtenida a través de un convenio entre el IANGLA-CONICET y la Comisión Nacional de Actividades Espaciales (CONAE). El vuelo de 2000 fue provisto por las empresas Minera Argentina Gold S.A. (MAGSA) y Barrick Exploraciones Argentinas SA. (BEASA). No tienen cobertura de nubes y cubren toda el área de estudio con excepción del manchón A02. Las fotos de 2000 son escaneos color, a 1000 dpi y 24 bit. 43

Materiales y métodos Las imágenes de alta resolución espacial (2004, 2005, 2007, 2008, 2009) fueron provistas por las empresas MAGSA y BEASA. La imagen 2004 solo abarca el área al sur del glaciar Guanaco. La imagen 2005 fue encargada por la empresa BEASA junto con su modelo de elevación (DEM) y cubre la totalidad del área de estudio. No tiene cobertura de nieve estacional pero tiene ciertas deformaciones. La imagen 2007 es de muy buena calidad. Las escenas 2008, 2009 y 2010 son de muy buena calidad pero tienen una cierta cobertura de nieve estacional. En todos los casos, los criterios de selección de escenas fueron la disponibilidad, la fecha (de finales de la estación de ablación), y la baja cobertura de nieve estacional/nubes. Uno de los aspectos excepcionales de esta serie de imágenes es que incluye una importante cantidad de información de alta resolución espacial. La base de la serie de fluctuaciones son las fotos de 1959, 1968 y 2000 así como las imágenes de 2005 y 2007-2010. El resto del material permite reducir los intervalos de tiempo sin información entre estas fechas. Una de las principales limitaciones de este conjunto de imágenes es la diversidad de formatos y soportes en los que se encuentra la información original. Este es un aspecto característico de los estudios de fluctuaciones de glaciares que suelen integrar material histórico (fotos, dibujos y descripciones de campo), fotos aéreas e imágenes satelitales (Espizua y Maldonado 2007, Le Quesne, et al. 2009). En este caso las fotos de 1959 y de 1981 se obtuvieron en papel y fueron escaneadas. Las imágenes Landsat se obtuvieron todas en formato digital y solo la de 1986 (ESDI) se encontraba ortorrectificada. El vuelo de 2000 fue entregado por la empresa BEASA en formato digital. La imagen de alta resolución 2004 fue entregada en 5 subescenas de 4 bandas (formato original). La imagen de 2005 fue entregada ortorrectificada en 3 bandas. Posteriormente se obtuvieron las subescenas originales que incluyen la banda del infrarrojo cercano. La imagen 2007 fue entregada ortorrectificada y en tres bandas. Finalmente las imágenes 2008, 2009 y 2010 fueron entregadas ortorrectificadas y en 4 bandas. 3.1.1. Preprocesamiento de las imágenes satelitales y fotos aéreas Los materiales disponibles fueron evaluados en función de: presencia de nubes, presencia de nieve estacional, contraste, cobertura de la zona y calidad de la georreferenciación (Tabla 3). 44

Materiales y métodos Tabla 3. Criterios de evaluación de imágenes. Clasificación

Nieve estacional

Contraste

Cobertura espacial

Georef.

Sin deformación ni corrimientos Deformación y/o corrimientos menores Deformación y/o corrimientos significativos

1 Óptimo

Nula

Grietas, facies

100 %

2 Muy Bueno

>5%, transparente

Grietas

>50%

3 Aceptable

>20 % 50 %

Facies

4 Regular 5 Inutilizable

5m. El resultado de este análisis fue un criterio fundamental para la selección de la imagen de referencia. En la tesis no se ortorrectificó el material porque: 1. No se pudieron obtener los metadatos de las fotos aéreas (modelo de cámara, distancia focal, medidas de las marcas fiduciales). 2. No se pudieron obtener las escenas originales de las imágenes de alta resolución (Ikonos y Geoeye), los productos disponibles ya están ortorrectificados. Por ello se procedió a hacer un ajuste de imagen a imagen con el método de interpolación espacial “triangulación”, que permitió ajustarse a las zonas de deformación de la imagen. Este ajuste es de tipo local y la calidad del resultado depende de la imagen de referencia y de los puntos elegidos. Se utilizaron muchos puntos (tie points) debido a la complejidad de la topografía. Las distorsiones existentes entre las imágenes a corregir y la imagen de referencia se evaluaron con el error cuadrático medio de los puntos (Root mean square error, RMSE). Para todas las fotos aéreas y las imágenes de alta resolución se remuestreó la imagen de base a 1m. Mientras que para rectificar las imágenes Landsat 5, la imagen de base fue remuestreada a 25 m. Esto se debe a que la localización de tie points se hace mucho más simple cuando la resolución espacial entre la imagen de referencia y la imagen a rectificar son similares. 3.1.3. Modelos digitales de elevación Para el área de estudio se utilizaron tres modelos digitales de elevación provenientes de distintos sensores y con resoluciones espaciales muy diferentes.  El área de estudio está parcialmente cubierta por un DEM derivado de un par de imágenes ópticas Ikonos 2 de Marzo de 2005, de 3 m de resolución y proyectado en el sistema Gauss Krüger.  También se dispone del Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) que deriva de información de radar obtenida desde un transbordador espacial en un vuelo de 12 días durante el año 2000. El SRTM es, probablemente, el modelo de elevación casi global más robusto disponible hoy en día. La versión actual es la 46

Materiales y métodos 4 y ha sufrido toda clase de mejoras desde que fue generado en el año 2000 (http://srtm.csi.cgiar.org). El modelo se encuentra dividido en recortes de 5º x 5º y la zona de estudio se cubre con 2 recortes: el srtm_22_18 y el srtm_22_18. La línea de sutura cruza la zona aproximadamente por el medio en sentido nortesur. El modelo se encuentra en el sistema Lat./Long. (WGS 84) con una resolución horizontal de 3” (~90 m) y un error vertical reportado de 16 m.  Finalmente, se cuenta con el G-DEM que es el segundo DEM global disponible abiertamente (http://www.ersdac.or.jp/GDEM). Es un producto obtenido del par estéreo de la banda 3 de las imágenes ópticas ASTER. Además, a diferencia del SRTM que fue obtenido en un período corto de tiempo, corresponde a todas las escenas ASTER entre 2000 y 2009, por lo tanto es un promedio de todos los estéreo-pares disponibles de ese período. Se encuentra en recortes de 1º x 1º con una resolución espacial de 1” (~30 m), en sistema Lat./Long. (WGS 84) y un error vertical reportado de 7 m. Los modelos se evaluaron visualmente para identificar los principales artefactos. Luego se analizaron estadísticamente comparando los valores de elevación, orientación y pendiente. Finalmente se derivaron los objetos principales (cuencas, drenajes). Sobre la base de los resultados obtenidos, se seleccionó el DEM de referencia que fue utilizado para hacer la demarcación final de cuencas y obtener los parámetros morfométricos de los glaciares (elevación, orientación, pendiente).

47

Materiales y métodos

3.2. Inventario de glaciares El inventario se basó en la interpretación de fotografías aéreas e imágenes satelitales. Una vez finalizado el mapeo se realizaron salidas al campo en cinco años consecutivos (2006-2010), durante la estación de verano, para validar la interpretación y recolectar datos adicionales. El trabajo de terreno incluyó levantamiento de frentes y morenas de glaciares con navegador GPS, mediciones de temperaturas del hielo en superficie, mediciones de pendientes y espesores de glaciares de escombros y documentación fotográfica. La presencia de lineamientos de flujo (grietas) en al menos una fecha de observación fue el indicador utilizado para distinguir un glaciar de un manchón de nieve. Solo se consideraron las unidades presentes en al menos dos fechas de observación consecutivas. Las geoformas fueron numeradas con un identificador (ID) alfanumérico cuyas primeras tres letras indican el tipo de geoforma, un espacio, una letra que identifica la subcuenca y finalmente dos dígitos para identificar la unidad. Este sistema permitió generar identificadores cortos adecuados para los gráficos y la cartografía, así como integrar los datos preexistentes de la zona que fueron producidos con distintos criterios. Por ejemplo el trabajo de inventario de Nicholson et al. (2009) se basó en los lineamientos del WGMS, mientras que el de Rabatel et al. (2010) utilizó los lineamientos de GLIMS y, por lo tanto, la identificación de las unidades es diferente. En este trabajo se generaron ID específicos pero la base de datos incluye los ID de los trabajos previos. La clasificación morfológica se basó es los lineamientos del Global land ice measurements from space GLIMS (en: Rau, et al. 2005) que se detallan en el “Anexo

II. Glaciares: Información general”. Esta clasificación introduce algunas modificaciones al sistema tradicional del WGMS (Müller, et al. 1977, Müller, et al. 1978, UNESCO-IASH 1970, WGMS 2008, WGMS 2009). En esta tesis son particularmente relevantes las modificaciones en la clasificación de las características del frente y el agregado de la cobertura de detritos del frente. Una pequeña modificación a la clasificación del GLIMS es la inclusión, en la categoría forma (Digit 2 Form), del glaciar de cornisa. En el inventario de la cuenca del Huasco, 48

Materiales y métodos que abarca la porción chilena del área de estudio, los autores indican que: “…muchos de los glaciares descubiertos están asociados con filos y probablemente son cornisas de nieve permanentes o semi-permanentes. Estos rasgos tipo cornisa suelen ser más anchos que largos” (Nicholson, et al. 2009). Los autores indican que el 40% de los glaciares mapeados en la cuenca del Huasco son más anchos que largos y por ello podrían ser glaciares de cornisa (este tipo de glaciares también es mencionado por Lliboutry 1965). La forma glaciares de cornisa puede considerarse incluida dentro de la forma “7 Ice apron” definida como: “Masa de hielo irregular, usualmente fina que se adhiere a las laderas y los filos de las montañas”. Por este motivo, en la base de datos del inventario se emplea la categoría número 7, pero con el concepto de glaciar de cornisa que es más descriptivo y refleja la génesis de un importante número de glaciares de los Andes Desérticos. También, en la base de datos, se incluyó otra información usualmente referida como “estado” (WGMS 2009) o “parámetros básicos” (Paul, et al. 2010), es decir: coordenadas, elevaciones máxima, media y mínima, orientación (dirección del movimiento por la línea de flujo principal), fecha de observación y largo,

con

precisiones estimadas. La tabla completa se incluye en “Anexo II. Glaciares: Información general”. Los glaciares de escombros fueron clasificados, por su forma, en: lobulados, con forma de lengua y espatulados (Wahrhaftig y Cox 1959). Además, en función de su dinámica se clasificaron en activos, inactivos y fósiles (Haeberli 1985, Ikeda 2004). Finalmente, para el análisis de los datos y la generación de gráficos se prefirió referir todos los valores relativos a superficie en lugar del número de unidades. De este modo se respeta el hecho de que las geoformas de mayor superficie son más relevantes aunque su número de unidades (n) es menor. 3.2.1. Efectos de la resolución espacial de las imágenes Este trabajo integra datos de alta resolución espacial (Ikonos y fotos aéreas) con datos de imágenes de resolución espacial media (Landsat). La coherencia de los datos se estudió mediante una comparación entre las áreas obtenidas con ambas fuentes y con sus métodos de procesamiento respectivos: imagen Ikonos del 01/03/2005 con

49

Materiales y métodos digitalización manual e imagen Landsat del 05/03/2005 con NDSI, es decir que la situación de los glaciares es casi idéntica en ambas escenas. 3.2.2. Altitud de la línea de equilibrio (ELA) Se emplearon las siguientes técnicas para calcular la altitud de la línea de equilibrio (ELA): 1. Altura media del glaciar (Kurowski 1891, WGMS 2008): Hmed=(Hmax+Hmin)/2. 2. AAR 0,65, estimación de la ELA en base a la hipsometría del glaciar, asumiendo una relación de área de acumulación (AAR) de 0,65. El AAR es un cociente entre el área de acumulación y el área total del glaciar. En teoría puede adoptar valores entre 0 y 1 pero los valores más frecuentes varían entre 0,4 y 0,8 (por ejemplo: Dyurgerov, et al. 2009, Espizua y Maldonado 2007, Meier y Post 1962). 3. Método morfológico de Hess, utilizando la forma de las curvas de nivel. Se basa en el principio de que las curvas de nivel del área de acumulación son cóncavas, debido al flujo extensivo convergente. Mientras que en el área de ablación son convexas debidas al flujo compresivo divergente. En consecuencia la ELA es una curva de nivel casi horizontal que separa ambas áreas (Cogley y McIntyre 2003, Hess 1904, Leonard y Fountain 2003). 4. Línea transitoria de nieve de fin de verano. En glaciares de valle típicos, la línea transitoria de nieve asciende durante el verano (estación de ablación) y llega a una altura máxima. En años de balance equilibrado, esa elevación concuerda con la ELA (Leonard y Fountain 2003). No se consideraron los glaciares Q11 e I01 (Fig. 31) que son las porciones chilenas de los glaciares Canito y Potrerillos. Esto se debe a que son una parte pequeña de los glaciares un cálculo de ELA no sería representativo. 3.2.3. Régimen térmico y dinámica de los glaciares Para obtener información preliminar acerca del régimen térmico de los glaciares se realizaron mediciones de temperatura superficial del hielo en distintos glaciares durante las campañas 2008 y 2010. Para ello se utilizaron termómetros digitales con una

50

Materiales y métodos precisión de 0.1 ºC. Las mediciones fueron tomadas en orificios de 10 cm realizados con un tornillo para hielo. Se recopilaron datos provenientes de la estación Guanaco. Esta estación se encuentra sobre el glaciar y dispone de 4 termistores y 1 datalogger (Golder Associates 2009) ubicados a 0,1; 2, 5 y 14 m de profundidad para el período 29/04/2006 al 02-05-2007. También se utilizaron los datos del sensor de temperatura del aire de la estación Frontera (01/01/2006–11/03/2008). Los datos de las dos estaciones se analizaron en conjunto para estudiar el comportamiento de la temperatura a lo largo del año y su variación con la profundidad, durante el período con datos en común: 01/05/200630/04/2007. Los datos de temperatura del hielo constituyen una serie relativamente completa. El sensor de 0.1 m tiene dos períodos faltantes 01-03/05/2006 y se corta el 11/11/2006. La estación Frontera tiene una serie de registros diarios completos hasta el 31/01/2007. A partir de allí el registro de las mínimas está muy incompleto y el porcentaje de datos medidos mensualmente baja del 100 % al 52 % en marzo. Además, a partir del 01/01/2007 los registros de la estación Frontera son horarios. Por otra parte, se recopilaron datos de flujo para glaciares y manchones de nieve en la vertiente argentina y en la chilena. Los datos del sector chileno fueron obtenidos con topografía de campo, triangulando la posición de caños ubicados en los glaciares, desde puntos con coordenadas conocidas, monumentados en el perímetro (CMN 2009). Las coordenadas indicadas en el informe citado están en UTM pero con Datum Psad 56 por lo que fueron reproyectados. A pesar de ello, los puntos tienen una ubicación inconsistente por lo que se reposicionaron en función de la mapas incluidos en el informe. Hay que destacar también que los cambios de azimut (dirección de movimiento) son llamativos y sugieren que las mediciones están al límite del error (medición de ángulos, inclinación de balizas, etc.), con excepción del glaciar Ortigas I que tiene una dirección de movimiento uniforme. Los datos del sector argentino corresponden a las balizas empleadas para medir el balance de masa y sus coordenadas fueron medidas con GPS diferencial hasta mayo de 2009. En los trabajos más recientes se empleó topografía de campo, similar a la del sector chileno, utilizando una red monumentada de puntos en la periferia de los glaciares (Cabrera y Leiva 2011).

51

Materiales y métodos

3.3.

Permafrost de montaña

El estudio de distribución de permafrost se basó en métodos indirectos, fundamentalmente en la distribución de ciertas geoformas. El mapeo se concentró en las zonas de permafrost discontinuo y, en menor medida en la zona de permafrost continuo. Las zonas de permafrost esporádico y en islas no fueron consideradas ya que su identificación y mapeo son mucho más inciertos. Debido a que los glaciares de escombros son manifestación de la reptación del permafrost de montaña, el límite inferior de su distribución marca el límite inferior del permafrost discontinuo (Barsch 1978, Haeberli 1985). El límite entre el permafrost discontinuo y el continuo es más incierto y suele asociarse a las isotermas de -8 -9ºC (Brown, et al. 1997, Brown y Péwé 1973). En el área de estudio esas isotermas se ubican a 5075-5000 msnm que es aproximadamente la posición de la ELA (Espizua, et al. 2006). Por lo tanto, en este trabajo se utiliza la ELA de cada subcuenca para delimitar el límite entre permafrost continuo y discontinuo. Para validar la zonificación de permafrost se recopilaron los datos disponibles de observaciones directas realizadas en calicatas y perforaciones (Tabla 4). Se procesaron los datos de perforaciones instrumentadas con termistores y dataloggers con series más o menos continuas en el tiempo. Estos datos se obtuvieron de los informes técnicos que acompañan las evaluaciones de impacto ambiental de los proyectos mineros. Las observaciones fueron realizadas por BGC Engineering Inc. (Claypool y Arenson 2009, Jakob 2005), Golder Asociates (Cabello 2006, Cabello y Eldridge 2006) y personal del IANIGLA-CONICET (Espizua, et al. 2007). Los datos disponibles se utilizaron para verificar la presencia de permafrost (calicatas y perforaciones), espesor de capa activa (perforaciones) y espesor de permafrost (perforaciones). Finalmente, se realizó una regresión entre los datos de espesor de capa activa y espesor de permafrost en función de la altitud, que permitió generar un mapa de espesores estimados de estas dos variables para el área de estudio.

52

Materiales y métodos

Tabla 4. Datos de observaciones directas de permafrost. Se incluyen observaciones en calicatas (Cal.) y perforaciones (Perf.). Además se indican las principales características de las mediciones: coordenadas, elevación, profundidad máxima alcanzada y orientación de la ladera. Nombre

RC-266 RC-280 RC-285 DDH-044 P Túnel Alex RDH-734 PTR CC-16 CC-17 CC-18 CC-19 CC-20 CC-C21 TP-L1 TP-L2 TP-L3 TP-L4 TP-L5 TP-L6 TP-L7 TP-L8 TP-L9 TP-L10 TP-L11 TP-L12 TP-L13 TP-L14 TP-P1 TP-P2 TP-P3 TP-P4 HOBO (PS2) TH15.1 TH20.2 TH20.4 TH100.2 TH100.3 TH20.1 TH20.3 TH100.1 CC-N1 CC-N2 CC-N3 CC-N4 CC-N5

Tipo

Fecha

X (PG)

Y (PG)

Altitud

Perf. Perf. Perf. Perf. Perf. Perf. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal. Perf. Perf. Perf. Perf. Perf. Perf. Perf. Perf. Perf. Cal. Cal. Cal. Cal. Cal.

21/03/2002 18/03/2002 21/03/2002 18/03/2002 2000 2000 01/2006 04/2005 04/2005 04/2005 04/2005 04/2005 04/2005 14/04/2006 14/04/2006 14/04/2006 14/04/2006 15/04/2006 15/04/2006 15/04/2006 15/04/2006 15/04/2006 15/04/2006 15/04/2006 16/04/2006 16/04/2006 16/04/2006 11/05/2006 11/05/2006 12/05/2006 11/05/2006 02/05/2007 19/04/2008 15/04/2006 17/04/2006 04/04/2007 18/04/2008 21/04/2006 17/04/2006 17/04/2006 06/12/2006 06/12/2006 06/12/2006 06/12/2006 06/12/2006

6749793 6750288 6751475 6751803 6756332 6756054 6758674

2406707 2407294 2407332 2407134 2400205 2401016 2399924

6757800 6757769 6757642 6757725

2401569 2401776 2401572 2401276

6756571 6756083 6756111 6756039 6756419 6756457 6756317 6756322 6756160 6756717 6756685 6757043 6756624 6757066 6757959 6758421 6756871 6757665 6755975 6755728 6756380 6756702 6757079 6757788 6756778 6757463 6756272 6752394 6752404 6752366 6751813 6752615

2403580 2403309 2402508 2402220 2401653 2401674 2401774 2401914 2402030 2403018 2402462 2402122 2402029 2401906 2399866 2399909 2401421 2401417 2405176 2405180 2403508 2403005 2402227 2402255 2400956 2401188 2400803 2405195 2405225 2405259 2404962 2405175

4319 4458 4446 4507 5039 5098 4556 4856 4844 4890 4874 4830 4815 4342 4372 4560 4624 4752 4754 4710 4674 4650 4566 4598 4752 4775 4847 4317 4460 4972 4846 4065 4061 4342 4555 4727 4998 5082 4795 5096 4119 4119 4125 4186 4073

Prof. Ori.

125 100 100 100 na na na 5 4 4.8 4.7 5 na 4 2.6 2 3 1.5 2 2.2 2.6 2.2 2.6 4.4 1.5 0.4 0.6 5 1.8 0.4 1.1 10 15 18.8 18.9 72 94 19.9 20 100 8.7 3.1 5 5 2

S E E SE NO NE SO SO SO O NO NO NO SE NE NE NE E E E E E S E SE SE SE SO S NE NO SE E SE S SO N N O N NE NE NE NE NE

Fuente

Whites 2002 Whites 2002 Whites 2002 Whites 2002 Jakob 2005 Jakob 2005 Cabello 2006b Cabello 2006a Cabello 2006a Cabello 2006a Cabello 2006a Cabello 2006a Cabello 2006a Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Claypool 2009 Espizua 2007 Espizua 2007 Espizua 2007 Espizua 2007 Espizua 2007

53

Materiales y métodos

3.4. Fluctuaciones de glaciares Para estudiar los cambios de los glaciares se utilizaron los materiales y métodos presentados en el apartado 3.1 Imágenes satelitales y fotos aéreas. Las mediciones de área se realizaron en base a los polígonos vectoriales digitalizados manualmente u obtenidos con NDSI. Las mediciones de largo se realizaron por el largo máximo teniendo en cuenta la línea de flujo principal (WGMS 2009). Para ello se generó un vector de línea cuyas intersecciones con el polígono del glaciar definen el largo. De acuerdo a las directivas del WGMS, todas las medidas se toman en proyección horizontal; en este caso, en el sistema Posgar 94 (proyección Gauss Krüger zona 2, datum WGS 84). Adicionalmente, entre 2005 y 2010 se realizaron trabajos de campo, con apoyo logístico de las empresas MAGSA y BEASA. Durante las campañas se tomó información de terreno de los glaciares del sector argentino y en abril de 2008 se realizó una campaña en el sector chileno. En el campo se realizaron tres actividades (Fig. 23): 

Se establecieron una serie de puntos fijos para monitorear los glaciares con fotos de terreno. Las estaciones fueron identificadas con coordenadas GPS y fueron monumentadas con pircas de piedra.



Se tomaron puntos con navegador GPS en frentes, morenas y glaciares de escombros.



Se realizaron mediciones de temperatura superficial del hielo.

54

Materiales y métodos

Fig. 23. Trabajo de campo en la zona de estudio. a) Construcción de pirca para monumentar una estación fotográfica. b) Levantamiento del perímetro del glaciar con un navegador GPS. c) Medición de temperaturas superficiales de hielo. Las campañas se planificaron para que puedan realizarse al final de la estación de ablación, cuando la mayor parte de la nieve del invierno anterior se fusionó. No obstante, ciertas complicaciones logísticas retrasaron algunas salidas al mes de abril cuando las condiciones ya no son óptimas (Tabla 5). Tabla 5. Campañas realizadas. Se indican las fechas y las geoformas levantadas. Fecha

23/02/2006 04/12/2006 21/03/2007 17/03/2008 07/04/2008 01/04/2009 19/03/2010

Glaciares

Guanaco, Gea C24, Gea C25, Canito Gef C17, Gef C18, Ptr 19 Canito, Ptr C20, Ptr C23, Man C33, Gea C24, Gea C25, Ptr C26, Ptr C27, Gea C16 Ptr P06, Canito Estrecho, Amarillo, Toro I, Toro II, Esperanza, Guanaco, Man C35, Canito Canito, Gei P05, Gla P08, Man C30, Potrerillos Canito, Gei P05, Gla P08, Man C30, Potrerillos

55

Materiales y métodos

Debido a que los glaciares presentan mayores cambios en la zona del frente, la mayoría de las estaciones fotográficas están dirigidas a estos sectores (Tabla 6, Fig. 24). Los glaciares tienen mejor acceso desde el sector chileno. Desde el campamento La Ollada (3750 msnm) los caminos mineros permiten acceder en vehículo al frente de los glaciares en 1-1:30 hs. Tabla 6. Estaciones fotográficas para monitoreo de glaciares. Las cruces indican los años en los que se tomaron las fotos de campo en cada sitio. Punto

F AMA 01 F AMA 02 F CAN 01 F CAN 02 F CAN 04 F CAN 05 F CAN 06 F CAN 07 F CAN 08 F CAN 09 F CAN 10 F CAN 11 F CAN 12 F CAN 13 F CAN 14 F ESP 01 F EST 01 F EST 02 F EST 03 F EST 04 F EST 05 F GUA 01 F GUA 02 F GUA 04 F GUA 06 F GUA 07 F GUA 08 F GUA 09 F GUA 10 F GUA 11 F LAM 01 F POT 01 F POT 02 F POT 03 F POT 04 F TOR 01

X

Y

2403131 2402525 2402614 2402810 2402952 2402910 2403045 2402809 2405031 2405486 2402265 2400865 2399996 2402327 2402401 2399399 2402179 2401643 2401581 2401342 2400851 2401792 2401909 2402319 2402393 2402321 2401946 2401059 2400971 2400355 2405407 2404430 2403456 2402539 2402213 2400657

6758603 6758372 6751459 6751381 6751265 6751260 6751204 6751212 6750867 6750861 6751318 6750981 6751106 6751569 6751547 6754471 6758940 6758568 6758555 6758778 6755745 6754387 6754675 6754030 6753842 6753630 6753087 6753145 6752995 6753210 6757913 6748828 6748641 6748418 6748362 6754989

Altitud 2010

5243 5084 4954 4824 4735 4747 4776 4833 4493 4615 5008 5144 5086 5030 4990 4968 5236 5049 5040 5079 5242 5349 5350 5134 5136 5143 5239 5114 5095 4983 4906 4436 4829 4982 5005 5180

2009

2008

2007

2006

x x x x x x x x x x

x x x x x x x

x x x x x x x

x x x x x x x x x x x x x x x x x x x

x x x

x x x x

x x

x x x x x

56

Materiales y métodos

Fig. 24. Mapa de estaciones fotográficas. Se indican los caminos mineros utilizados y los recorridos a pie. En el sector argentino la situación es diferente. Desde el campamento Veladero (3850 msnm) es necesaria 1 hs para llegar al acceso del glaciar Canito (4560 msnm) o al del Potrerillos (4320 msnm). Desde allí se asciende a pie 300 o 900 m de desnivel 57

Materiales y métodos respectivamente, para llegar al frente de los glaciares. Esto implica entre 1-3 hs, debiendo optimizarse el tiempo para hacer las observaciones y emprender el regreso. El hecho de contar con los campamentos, caminos y vehículos provistos por las empresas mineras ha permitido realizar observaciones directas en glaciares que, de otro modo, solo serían accesibles mediante campañas complejas, costosas y mucho más largas. Se obtuvo información de campo de las unidades: Estrecho (Gla E02), Amarillos (Gla E03), Guanaco (Gla C01-Q01), C34, Canito (Gla C32-Q10), Esperanza (Man R03), Toro I (Man R04), Toro II (Man R05) y Potrerillos (Gla P07-I01, Tabla 5). Estos datos complementan el trabajo realizado con la interpretación y análisis de las imágenes satelitales y fotografías aéreas. 3.4.1. Datos de balance de masa En esta tesis no se realizaron mediciones de balance de masa pero se recopilaron y analizaron los datos producidos por la empresa Golder Asociates SA, por el IANIGLACONICET y por el CEAZA (Universidad de la Serena). Las primeras mediciones de balance de masa fueron realizadas en 2003 por la empresa Golder Associates en los manchones Toro I, Toro II, Esperanza y en el glaciar Guanaco (Wilton, et al. 2003). Además, se iniciaron las mediciones en los Manchones Q09, Q10 y Glaciar Canito (Chi) (Cabello y Schmok 2003), aunque no tuvieron continuidad y por ello no son utilizados. Los glaciares Estrecho y Ortigas comenzaron a medirse en 2006 (Favier y Nicholson 2008, Nicholson y Garrido 2008). Finalmente, se monitorean los glaciares Amarillo y Los Amarillos desde 2007 (Cabrera y Leiva 2011, Cabrera y Leiva 2008b). En general, los balances de masa fueron realizados mediante el método glaciológico tradicional. Este incluye realización de calicatas para medir acumulación y densidad del manto nival al final de la estación de acumulación, y emergencia de balizas al final de la estación de ablación. La extrapolación de los datos puntales a la totalidad de la superficie del glaciar es compleja ya que el balance neto no tiene una relación clara con la altitud. Esta es una complicación importante que los distintos grupos de trabajo resolvieron con técnicas específicas. El grupo de CEAZA realizó la extrapolación en función de la altitud de las balizas mientas que el grupo de IANIGLA empleó una técnica mixta que incluye la identificación de las áreas de acumulación en las imágenes 58

Materiales y métodos correspondientes. Finalmente, en las primeras mediciones realizadas por Golder Associates, la superficie del glaciar fue dividida por el número de balizas y a cada porción se le asignó el balance correspondiente a una baliza.

59

Materiales y métodos

3.5.

Clima y glaciares

Para analizar la relación entre las fluctuaciones de los glaciares y el clima se recopilaron los datos mensuales disponibles para el área de estudio. Debido a que las estaciones cercanas tienen registros cortos se utilizaron otros datos disponibles que presentaron una buena correlación para extender las series en el tiempo (Fig. 25 y Tabla 7).

Fig. 25. Mapa de ubicación de las estaciones meteorológicas y de aforo. También se representa la grilla del reanálisis NCEP-NCAR.

60

Materiales y métodos

Tabla 7. Datos meteorológicos mensuales. Se indican los datos de la estación y de los registros disponibles. Dist.: Distancia entre la estación y el área de estudio, T: Temperatura, P: Precipitación (lluvia, nieve), N: Nieve. Nombre (código)

Frontera (SM-1) El Indio Quebrada Larga La Serena (85488) Jáchal (87305) Ovalle (85488) Co Vega Negra San Juan (87311)

Lat.

Long.

-29.317 -29.750 -30.430 -29.917 -30.250 -30.517 -30.917 -32.57

-70.014 -69.979 -70.367 -71.200 -68.750 -71.183 -70.517 -68.87

4927 3869 3500 145 1721 305 3600 688

-29

-70

5500

NCEP-NCAR R1

Alt. Dist. msnm km

0 48 128 133 159 178 184 284

Período

Falta

1999-2008 2004,2005 1981-2004 1996,1999 1956-2010 1971-72,2003 1869-2010 No 1971-2010 75,78-05, 07 1931-2010 1961-1964 2000-2010 No 1931-2010 61, 68, 78, 84-85, 88-92, 99-00, 02-03, 07 1959-2010 No

Variables

T P/T N P T P T T

T

3.5.1. Temperatura Se recopilaron datos de temperatura de las estaciones Frontera (Fig. 26), El Indio, Cerro Vega Negra, San Juan y del reanálisis producido por National Center for Environmental Prediction y National Center for Atmospheric Research (NCEP-NCAR) versión R1. La estación Frontera se encuentra en el área de estudio y los datos fueron provistos por la empresa Compañía Minera Nevada SA (CMN). Esta estación es una fuente única de información medida cerca de los 5000 msnm. Los datos publicados en las EIA (http://mineria.sanjuan.gov.ar) corresponden a medias mensuales y han sido utilizados en distintos informes. Para el período 2006-2007 se cuenta con registros diarios y la serie está completa hasta el 31/12/2006. A partir de esa fecha el registro incluye mediciones horarias. El 17/04/2007 la estación tiene una primera falta de datos y el registro del invierno es completamente fragmentario. Aparentemente, la toma de temperaturas horarias redujo la capacidad de las baterías y la estación dejó de funcionar durante los períodos más fríos. Los datos de la mina El Indio se obtuvieron de la EIA del proyecto Pascua-Lama (IDIH 2006). El registro de temperaturas es fragmentario y la estación fue cerrada en 2002. Las estaciones Vega Negra y Soldado pertenecen a la Dirección General de Aguas de Chile (DGA) y fueron obtenidos de su página oficial (http://www.dga.cl). Los datos de reanálisis fueron obtenidos de la página Climate Explorer (http://http://climexp.knmi.nl) del servicio meteorológico de Holanda (KNMI, por sus siglas en holandés). Los datos de reanálisis NCEP-NCAR R1 corresponden a 61

Materiales y métodos una base de datos grillada (2.5º), global y de actualización permanente (Kalnay, et al. 1996). Esta base de datos incorpora observaciones instrumentales y modelos de predicción, y tiene datos desde 1948. Es un producto que surge de una colaboración entre el National Center for Environmental Prediction (NCEP) y el National Center for Atmospheric Research (NCAR) de los Estados Unidos. Se utilizó la temperatura de la celda 28.75-31.25 ºS y 68.75-71.25 ºO para 500 Mb (~5500 msnm, Fig. 25).

Fig. 26. Estaciones hidro-meteorológicas. a) Estación meteorológica de montaña en el área de estudio. b) Aforo sobre el río El Carmen. Fotos: Castebrunet 2008 y Golder Asociates 2005. 3.5.2. Precipitación Se recopilaron datos de precipitaciones provenientes de la Mina El Indio (lluvia y nieve) y de las estaciones meteorológicas Quebrada Larga (nieve), Ovalle (lluvia) y La Serena (lluvia). Los datos de la mina El Indio fueron obtenidos de la EIA del proyecto PascuaLama (Golder Associates S.A. 2005). Lamentablemente, la serie se interrumpe en 2004. Los datos de Quebrada Larga, La Serena y Ovalle provienen de la DGA. La DGA presenta los datos de lluvia totalizados al 31 de Agosto (enero-agosto) (DGA 1974, y posteriores). Para el período 1959-1974 los datos de La Serena y Ovalle provienen del KMNI-Climex. 3.5.3. Procesamiento de los datos hidro-climáticos En primer lugar, se consideraron los datos mensuales para el período de estudio 19592010. Luego se seleccionaron los datos de temperatura media mensual, correspondientes 62

Materiales y métodos a la estación de ablación (diciembre-marzo). También se seleccionaron los datos de precipitación acumulada para los meses de la estación de acumulación (mayoseptiembre), que incluyen el 90 % de las precipitaciones anuales. Solo se calcularon promedios para series con todos los datos mensuales disponibles. En segundo lugar, se realizaron las correlaciones entre las distintas series para evaluar las relaciones entre las series más cortas y las más largas, tanto en las temperaturas como en las precipitaciones. Sobre la base de los coeficientes de correlación se seleccionaron los registros más representativos para el área de estudio. Además, se realizaron regresiones lineales de ambas variables para establecer las tendencias. En los casos en que no fueron estadísticamente significativas (p=0.05), se compararon medias de 20 años al inicio y al fin del período de análisis. En tercer lugar, se integraron las series seleccionadas de precipitación y temperatura en un índice de balance de masa. Para ello, se calcularon desviaciones (dato x – media μ) respecto al período común 1981-2000, salvo en el caso de las series con menos de 10 años de observaciones, en las que se utilizaron todos los datos disponibles. 3.5.4. Índice de balance de masa Las series de mediciones de balance de masa disponibles para la región son cortas (3.4.1 Datos de balance de masa) por lo que se exploró la posibilidad de realizar una aproximación al balance de masa de los glaciares con datos climáticos. Los datos disponibles de precipitación y temperatura fueron empleados como aproximaciones a la acumulación y la ablación. Un análisis de este tipo ya fue utilizado en los Andes Patagónicos para explicar el comportamiento de los glaciares del Monte Tronador entre 1900 y 2005 (Masiokas 2008). Para ello se realizó un cociente con las medias mensuales (dato x / media μ) de precipitación y de temperatura del período común 1981-2000. Estos coeficientes, sin unidades, permiten integrar distintas magnitudes, en este caso acumulación invernal de nieve (mm H2O eq) y temperatura de verano (ºC). Además, tienen la propiedad de mantener el coeficiente de variación (desvió estándar σ / media μ) de las series originales. La resta entre el coeficiente de acumulación del invierno y el coeficiente de ablación del verano siguiente, permitió generar una aproximación al balance de masa del área de estudio (índice de balance de masa, IBM), del que se discuten algunas limitaciones. Luego, el índice de balance de masa fue comparado con otros tres registros de balance de masa disponibles de la región. La serie 63

Materiales y métodos más importante es la del glaciar Echaurren Norte medida por la DGA desde 1975 (Escobar, et al. 1995, WGMS 2011 y anteriores). Este es un pequeño glaciar de 0.4 km² ubicado en los Andes de Chile Central, cerca de Santiago. También se utilizaron los datos del glaciar Piloto Este, que tiene mediciones desde 1979 y se encuentra a los 32º35’ S en la cuenca del río Mendoza, Argentina (Leiva, et al. 2007). Finalmente se utilizaron los datos del glaciar Tapado, que se ubica a los 30º08’S en la cuenca del Limarí, Chile. El balance de masa de este glaciar fue reconstruido, para el período 19632002, en base a al estudio de un testigo de hielo (Ginot, et al. 2006). 3.5.5. Influencia del fenómeno El Niño-Oscilación Sur (ENSO) Se analizó la importancia del fenómeno El Niño-Oscilación Sur (ENSO) en relación con el clima y las fluctuaciones de los glaciares. Para ello se utilizó el Índice Oceánico del Niño (ONI por sus siglas en inglés) generado por la National Oceanic and Atmospheric Administration NOAA (http://www.cpc.ncep.noaa.gov). EL ONI es el desvío de la temperatura de la superficie del mar en la región Niño 3.4 (5ºN-5ºS, 120º-170ºO) basado en medias móviles trimestrales. El período de referencia también es móvil (30 años) y es actualizado cada 5 años. Un evento Niño o Niña es una anomalía de ±0.5 ºC que perdura por más de 5 meses consecutivos (Trenberth 1997). Con este índice se identificaron los eventos ENSO de acuerdo a los ciclos hidrológicos (abril-marzo). Una vez identificados los años Niño y Niña se analizó su relación con los datos de balance de masa. 3.5.6. Caudales Para el análisis hidrológico interanual, se utilizaron datos mensuales de las estaciones de aforo Pachimoco (río Jáchal) y San Félix-La Majada (río El Carmen) (Tabla 8, Fig. 25 y Fig. 26). La estación Pachimoco tiene datos desde 1921 con un faltante entre 19291935. La serie se interrumpe el 20/07/1997 por el cierre del dique Cuesta del Viento. Los datos fueron actualizados por el Instituto de Investigaciones Hídricas de la Universidad Nacional de San Juan (IDIH-UNSJ), en base a la correlación existente con la precipitación de la estación El Indio hasta el año 2005 (IDIH 2006). Una nueva estación, Piedras Pintadas, opera desde 2001 con lo cual existe una faltante de una década en el registro. Además la nueva estación de aforo ubicada aguas arriba no incluye la subcuenca de Agua Negra que, de acuerdo con el Inventario de glaciares de la provincia, incluye el 40% del hielo descubierto de la cuenca del Jáchal (INGEO-UNSJ 64

Materiales y métodos 2010). Esto impide, por ejemplo, estudiar directamente los cambios en la estacionalidad del río, cuyas modificaciones más pronunciadas deben haberse producido en las últimas décadas. Algo similar ocurre con el aforo del río El Carmen operado por la DGA y que fue desplazado aguas abajo desde San Félix hasta el puente la Majada en 1988. La estación San Félix tiene datos desde 1964 hasta 1988, fecha en que fue desplazada al puente La Majada. Los caudales del río El Carmen de 1988 y 1998 fueron unas 5 veces superiores a la media y no pudieron ser medidos en el aforo construido por la DGA. Por lo tanto, tuvieron que estimarse con otras estaciones de la región (Golder Associates S.A. 2005). Los datos de estos aforos fueron obtenidos de los estudios de línea de base del proyecto Pascua-Lama (Golder Associates S.A. 2005). Tabla 8. Datos mensuales de caudales. Se incluye información de las estaciones y de los registros. Río (estación)

Potrerillos (SW-6) Canito (LA-3) Turbio (LA-2) Taguas medio (LA-16) Jáchal (Pachimoco) El Carmen (San Félix-La Majada)

Latitud

Longitud

Altitud msnm

Período

Sup. cuenca km²

-29.370 -29.347 -29.341 -29.319 -30.216 -28.900

-69.928 -69.940 -69.937 -69.879 -68.833 -70.450

3770 3825 3840 3690 1160 1075

1999-2004 1999-2004 1999-2004 1999-2004 1921-2006 1964-2002

27 26 25 605 25300 2812

Para el análisis hidrológico estacional, se agregaron datos disponibles para las subcuencas Potrerillos, Canito, Turbio y Taguas medio del sector argentino. Estos datos provienen del informe de impacto del proyecto Pascua-Lama, fueron generados mediante un modelo hidrológico y validados con mediciones manuales y de dataloggers (IDIH 2006). En todos los casos el año hidrológico utilizado en este estudio es julio-junio que es el que se utiliza tradicionalmente en los ríos argentinos de esta zona (Lascano Kezic 2010, Minetti 1984). Los datos analizados en este capítulo (precipitación, temperatura, balance de masa y caudales) corresponden al año hidrológico y son referidos con el año de cierre del mismo.

65

Resultados

4. Resultados

4.1. Imágenes satelitales 4.1.1. Evaluación general de las fotos aéreas e imágenes satelitales La calidad de las imágenes es muy buena y solo se descartó la escena Landsat 1993 por su excesiva cobertura nival (Tabla 9). El análisis más detallado indica que: 1. Ausencia de nubes en casi todas las escenas con excepción del vuelo de 1981. 2. La cobertura nival es baja, aunque no se observa ninguna escena completamente libre de nieve estacional. 3. El contraste de las imágenes es muy bueno, con excepción del vuelo de 1981. En las fotos aéreas en blanco y negro se pueden mapear grietas y otros indicadores de flujo. Las imágenes satelitales Landsat TM tienen un buen contraste que permite mapear las áreas de acumulación y ablación pero la resolución espacial impide distinguir grietas. Las imágenes de alta resolución Ikonos y Geoeye tienen una resolución radiométrica muy alta. Originalmente es de 11 bit por banda y aún remuestreadas a 8 bit por banda, el nivel de detalle es extraordinario. 4. La cobertura de las fotografías aéreas es muy variable mientras que las imágenes satelitales cubren toda el área de interés a excepción del Man A01 presente solo en la imagen 2005. 5. Los resultados obtenidos de la rectificación son muy buenos en casi todos los casos. La deformación de las fotos del año 2000 se corrigió aceptablemente en la zona de glaciares. La imagen 2005 tiene deformaciones producto de una ortorrectificación previa defectuosa. Las imágenes de alta resolución espacial fueron corregidas con

66

Resultados muy buenos resultados. El análisis de los RMS se presenta en el apartado “4.1.3 Correcciones geométricas”. Tabla 9. Indicadores de la calidad de las imágenes. Fecha

01/01/1959 17/05/1966 13/12/1968 31/12/1981 02/04/1986 07/04/1988 04/03/1993 16/04/1997 05/03/1999 01/02/2000 01/03/2005 26/03/2007 28/03/2008 23/04/2009 27/04/2010

Tipo

Foto aérea Foto aérea Foto aérea Foto aérea Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Foto aérea Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital

Nubosidad

Nieve

Contraste

Cobertura

Georef.

1 1 1 3 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

2 4 2 3 2 4 4 3 3 2 2 2 3 3 3

2 2 2 4 2 3 2 2 2 1 1 1 1 1 1

2 3 3 2 1 1 1 1 1 2 1 1 1 1 1

2 2 2 2 2 2 2 2 2 3 3 2 2 2 2

Contrariamente a lo que podría esperarse, las imágenes ortorrectificadas con puntos de control de campo y DEM de alta resolución, no se ajustan satisfactoriamente. En algunas zonas se observan corrimientos de hasta 20-30 m. Las diferentes características del material obtenido han obligado a realizar tareas de rectificación intensas que se describen más adelante. El material más objetable de esta serie son las fotografías de 1981 que son de calidad bastante menor que el resto. 4.1.2. Selección de la imagen de referencia Se seleccionó la imagen de base por su ajuste con los puntos obtenidos con el navegador GPS, cuyo error durante el levantamiento osciló entre 5-10 m. Los puntos tuvieron una dispersión significativa que se redujo cuando el receptor se mantuvo encendido de manera continua. Los puntos levantados abarcan razonablemente el rango altitudinal y de pendientes presentes en el área de estudio, tanto en el sector argentino como en el chileno (Fig. 27).

67

Resultados

Fig. 27. Puntos de control de campo obtenidos con navegador GPS. Los puntos (track) se utilizaron para verificar la calidad de la georreferenciación.

68

Resultados El resultado de la comparación de la ortorrectificación de las imágenes de alta resolución muestra claramente que la imagen de 2010 tiene el mejor ajuste con los puntos de control de campo, con 34% de los puntos desplazados (Tabla 10). Le siguen la imagen 2009 con 40% y la 2008 con 44%. Las escenas 2007 y la 2005 tienen más de la mitad de los puntos con desplazamientos mayores que 5 m. De aquí puede constatarse que la georreferenciación ha ido mejorando con el tiempo. La imagen 2005 fue procesada por la empresa Infosat SA mientras que desde 2007 en adelante lo ha hecho CEAZA. Los tramos con mayores pendientes “Garita Lama-Glaciar Guanaco” y “Caracol Pascua” tienen el peor ajuste ya que se suman dos fuentes de error: la topografía pronunciada que disminuye la calidad del DEM y el camino sinuoso que reduce la precisión de los puntos obtenidos con navegador. La imagen 2005 tiene el peor ajuste a los GCP. Sin embargo, por ser la primera disponible se utilizó como referencia en distintos estudios (por ejemplo: Pitte, et al. 2009, Rabatel, et al. 2010). Con la disponibilidad de escenas adicionales y puntos de control se identificó este error y se realizaron los ajustes necesarios. Tabla 10. Validación de las imágenes con puntos de navegador GPS. Se indica el porcentaje de puntos desplazados. Tramo

Ptos.

2005

2007

Gl. Lama-Gl. Guanaco Camino antena Tetra Caracol Pascua Glaciares Pascua Total

282 64 45 163 554

167 37 35 103 342

59% 148 58% 24 78% 21 63% 109 62% 302

2008

52% 44% 49% 67% 55%

137 23 14 69 243

2009

49% 36% 31% 42% 44%

119 18 19 63 219

2010

42% 28% 42% 39% 40%

115 13 10 52 190

41% 23% 22% 32% 34%

Finalmente, la imagen 2009 tiene un ajuste levemente menor con los GCP que la imagen 2010, pero tiene una presencia de nieve estacional un poco menor (Tabla 9). Con estos resultados se seleccionó la imagen 2009 como imagen de referencia. 4.1.3. Correcciones geométricas Las imágenes fueron corregidas geométricamente y los RMSE se indican en la Tabla 11. Debido a la importante deformación de las fotos aéreas es necesario emplear una gran cantidad de puntos y los RMSE son muy altos.

69

Resultados

Tabla 11. Número de puntos y RMSE de las imágenes y fotos aéreas. La imagen 2009 fue utilizada como referencia. Fecha

Tipo

N imágenes

Puntos

RMSE

RMSE

pixel

m

33.4

167

01/01/1959 Foto aérea

7

536

17/05/1966 Foto aérea

1

102

123

246

13/12/1968 31/12/1981 04/02/1986 07/04/1988 04/03/1993 26/03/1995 16/04/1997 05/03/1999 01/02/2000

Foto aérea Foto aérea Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Foto aérea

3 5 1 1 1 1 1 1 9

502 479 59 54 50 58 54 54 699

94.7 21.3 0.63 0.67 0.84 0.88 0.8 0.55 323

189.4 106.5 18.9 20.1 25.2 26.4 24 16.5 96.9

01/03/2005 Imagen satelital

1

251

9.02

9

26/03/2007 28/03/2008 23/04/2009 27/04/2010

1 1 1 1

260 248

2.65 2.08

2.6 2

250

2.53

1.2

Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital Imagen satelital

Las fotos de 1981 tienen menor resolución espacial por lo que deben corresponder a un vuelo de mayor altura, su RMSE es relativamente bajo pero también lo es el nivel de detalle que aportan. En el extremo opuesto están las fotos del año 2000 que probablemente corresponden a un vuelo de baja altura. El RMSE es muy elevado pero el detalle de la información es máximo. Para las imágenes Landsat TM se remuestreó la imagen de base a 25 m por lo que el RMSE está referido a un pixel de 25 m y no 1 m como en el resto de los casos. El RMSE de las imágenes Landsat es bajo y homogéneo, reflejando una geometría de adquisición casi idéntica en las distintas escenas. Todas las imágenes de alta resolución son productos ortorrectificados con puntos de control de campo. Si el procesamiento de estas imágenes fuese adecuado no sería necesario realizar rectificación alguna. No obstante, la inspección visual confirma que es necesario un ajuste. Las imágenes de alta resolución tienen un RMSE moderado que refleja una geometría de adquisición comparable. Es notable que la imagen de 2005, que se había utilizado como imagen de base en trabajos anteriores (Espizua, et al. 2006, 70

Resultados Pitte, et al. 2010, Pitte, et al. 2009, Rabatel, et al. 2010), se encuentra significativamente más deformada que el resto. 4.1.4. Análisis visual de los DEM El análisis visual indica que el SRTM presenta una superficie muy consistente, sin artefactos aparentes, fuera de la línea de sutura a los 70º00’ O, que genera un pequeño desplazamiento entre las dos subescenas del DEM. El G-DEM tiene una textura un poco más rica que el SRTM pero comienzan a aparecer artefactos de distinto tipo (Fig. 28). La georreferenciación es muy similar aunque, en algunos sectores, se observa un desplazamiento menor hacia el este.

Fig. 28. DEM disponibles para el área de estudio. a) Ikonos, b) SRTM y c) G-DEM. El modelo Ikonos presenta un nivel de detalle extraordinario, el cambio en la resolución espacial es muy notable. Se visualizan muy claramente algunos caminos en las laderas así como también glaciares de escombros que son mesoformas y normalmente no se aprecian en un DEM. La textura general no es natural, se aprecian rasgos más o menos lineales y redondeados de algunos metros de ancho por decenas de metros de largo. Estos artefactos se encuentran repartidos por toda la imagen, aunque en algunos sectores dominan las “terrazas” que parecen estar relacionadas con las curvas de nivel de las cuales se deriva el DEM. La alternancia entre estos dos tipos de artefactos sugiere un control de la exposición o la pendiente. Además tiene una línea de sutura y se observan algunos otros artefactos como trazas ortogonales. 4.1.5. Análisis estadístico de los DEM El análisis estadístico de los 3 DEM revela que los valores de elevación son casi idénticos pero los parámetros derivados como la pendiente y la orientación reflejan 71

Resultados fuertemente la diferente resolución espacial original de los modelos (Fig. 29 y Tabla 12). Esto es particularmente evidente en el caso de las pendientes.

Fig. 29. Estadística de los tres DEM utilizados. Cada modelo se representa con un color como se indica en la referencia. La columna de la izquierda muestra los valores de elevación (a), pendiente (b) y exposición (c) originales y la columna de la derecha muestra las mismas variables después del remuestreo espacial (ver texto). Los valores se expresan como porcentaje del total: elevación en intervalos de 250 m, pendiente intervalos de 10º y exposición en intervalos de 45º. 72

Resultados Tabla 12. Comparación de valores de los DEM. Los porcentajes se expresan en relación al SRTM. DEM

Variab.

SRTM Altitud GDEM Altitud Ikonos Altitud SRTM Pend. GDEM Pend. Ikonos Pend. SRTM Orient. GDEM Orient. Ikonos Orient.

Min

Max

Rango

Media

Desv. Est.

3772 3763 (-0.2%) 3755 (-0.4%) 0.1 0 0 0.2 0.4 (-0.1%) 1.6 (-0.4%)

5582 5558 (-0.4%) 5588 (0.1%) 44.7 63.0 (40.8%) 80.1 (78.9%) 360 360 (100%) 360 (100%)

1810 1795 (-0.8%) 1833 (1.2%) 44.6 63.0 (41.2%) 80.1 (79.4%) 359.8 359.6 (-0.1%) 358.4 (-0.4%)

4549 4539 (-0.3%) 4544 (-0.1%) 19.5 20.1 (3.1%) 22.8 (16.9%) 149.6 148.5 (-0.3%) 161.0 (24.6%)

439 438 (-0.3%) 439 (0.1%) 9.0 9.7 (7.5%) 12.2 (34.5%) 99.8 99.3 (-0.5%) 100.7 (0.9%)

Para mejorar la inter-comparación de los modelos se realizó un remuestreo espacial. La transformación a un tamaño de pixel más pequeño mejoró la representación de la topografía mientras que la transformación a un tamaño de pixel más grande redujo los artefactos. El SRTM fue remuestreado de 90 m a 10 m, el GDEM fue remuestreado de 30 m a 90 m y el DEM Ikonos fue remuestreado de 3 m a 20 m. La Fig. 29 muestra claramente que este sencillo procedimiento elimina parte de los artefactos específicos de cada DEM y reduce las diferencias originales entre los modelos. 4.1.6. Delimitación de subcuencas Se extrajeron los objetos (cuencas, ríos, curvas de nivel) de los DEM disponibles y se observaron varias diferencias (Fig. 30). En general, la comparación de las divisorias muestra un cierto acuerdo entre los modelos SRTM e Ikonos. No obstante, el SRTM simplifica algunos rasgos del terreno. El GDEM, en cambio presenta más divergencia con los anteriores. En cualquier caso, las diferencias morfológicas locales son mucho más relevantes que las sugeridas por la estadística global de los modelos analizada en el punto “4.1.5 Análisis estadístico de los DEM”. En general se observan desplazamiento de decenas de metros pero también se identificaron casos extremos de varios cientos de metros.

73

Resultados

Fig. 30. Comparación de delimitación automática de cuencas derivadas de tres DEM. La figura incluye dos sectores del área de estudio que permiten comparar los límites de cuencas generados a partir del SRTM (línea negra), GDEM (línea roja) e Ikonos (línea azul). La figura incluye curvas de nivel de 50 m (gris) y algunos glaciares (áreas azules). Con los resultados del análisis visual, análisis estadístico y generación de cuencas se seleccionó el DEM Ikonos y se realizó un mosaico con el SRTM para cubrir la totalidad del área de estudio, con una resolución final de 10 m. Este modelo mixto (IkonosSRTM), en adelante DEM de referencia, es el que se utilizó para hacer la delineación de las 10 subcuencas del área de estudio. Los límites de las subcuencas sufrieron ediciones menores derivadas de la fotointerpretación y del trabajo de campo. Además, el DEM de referencia se utilizó para extraer los parámetros morfométricos de los glaciares que se presentan en “4.2 Inventario de glaciares”.

74

Resultados 4.2. Inventario de glaciares 4.2.1. Inventario de glaciares y manchones de nieve El inventario de hielo descubierto en el área de estudio para el año 2010 incluye: 10 glaciares y 48 manchones de nieve con una superficie total de 8,92 km², de los cuales el 32 % (2.85 km²) están en Argentina y el 68 % (6.07 km²) en Chile (Tabla 13). Tabla 13. Superficie de hielo descubierto por subcuenca y por categoría de tamaño. Se indica el porcentaje de cobertura de cada subcuenca. Subcuenca

Sup.

0-1 km²

km²

Num.

Área

1-5 km² Num.

Área

% hielo desc.

Los Amarillos Turbio Canito Potrerillos (Arg.)

50.9 25.0 26.0 27.2

3 4 9 5

0.50 0.72 1.44 0.19

0 0 0 0

0.00 0.00 0.00 0.00

1% 3% 5% 1%

Total Arg.

129.1

21

2.85

0

0.00

2%

Barreal Estrecho Toro Tres Quebradas Ortigas Potrerillos (Chi.)

35.0 35.8 24.2 46.1 28.5 34.4

6 2 6 10 12 4

0.39 0.30 0.32 0.68 1.95 0.19

0 1 0 1 0 0

0.00 1.26 0.00 0.99 0.00 0.00

1% 4% 1% 4% 7% 1%

Total Chile

203.8

40

3.82

2

2.25

3%

Total

333.0

61

6.67

2

2.25

3%

Los glaciares Canito, Guanaco, Potrerillos y el manchón C35 nacen en el límite entre Argentina y Chile y tienen flujos divergentes hacia ambos países (Fig. 31). De acuerdo con esto fueron divididos y se reportan las superficies correspondientes a cada subcuenca por separado. Con esta consideración el número de glaciares asciende a 13 y el de manchones a 49 que son los números que se presenta en Fig. 32. Además, el glaciar Los Amarillos tiene un flujo divergente hacia las cuencas Los Amarillos y Turbio, ambas en Argentina. En la Tabla 13 se reporta la porción de área que corresponde a cada subcuenca. Las cuencas presentan un porcentaje de cobertura de hielo descubierto que varía entre 1 y 7 % y en promedio es mayor en Chile (3 %) que en Argentina (2 %).

75

Resultados

Fig. 31. Inventario de glaciares y manchones de nieve del área de estudio (2010). 4.2.2. Clasificación Los glaciares son pequeños (menores a 2 km²), de forma irregular y asociados a hondonadas y depresiones de pendiente moderada (0-15º).

76

Resultados

Fig. 32. Clasificación morfológica de los glaciares y manchones de nieve. Los gráficos y los números representan el porcentaje de la superficie total, y los números entre paréntesis indican la cantidad de unidades (n). 77

Resultados Los glaciares de montaña representan 72 % de la superficie total y 20 % (12/60) de las unidades, mientras que los manchones de nieve representan 23 % de la superficie pero 78 % (47/60) del número de unidades (Fig. 32, a). En la forma, predominan ampliamente los glaciares de cuenca de alimentación simple (78 % de la superficie) (Fig. 32 b), lo que es razonable, considerando que los glaciares son muy pequeños para constituir sistemas de cuenca compuesta. Esta forma incluye casi todos los glaciares más importantes del área: Estrecho, Los Amarillos, Guanaco, Ortigas 2 y Ortigas 3. También es notable la presencia significativa de glaciares de cornisa, que representan un 7 % de la superficie de hielo descubierto y un 45 % de las unidades. El único glaciar que se aproxima a la forma más típica de glaciar de valle es el Canito (Gla C32), que en su sector argentino se encauza por el valle homónimo y tiene un frente estrecho, alargado y convexo (Fig. 33). Finalmente, la relación entre glaciares y manchones es similar entre las vertientes Chilena (73 %) y Argentina (68 %).

Fig. 33. Glaciar Canito. Su frente corresponde a un glaciar de valle aunque su área de acumulación no está bien definida. a) Toda la superficie del glaciar presenta penitentes. b) Una parte del frente está cubierta por detritos finos. c) En el margen sur aparece una morena lateral. d) Protalus rampart. Foto P. Pitte 05/04/2009.

78

Resultados Los frentes son predominantemente descubiertos o con escasa cobertura, como es el caso de los glaciares Los Amarillos, Canito y Guanaco. 4.2.3. Efecto de la resolución espacial en la medición de área Las superficies de los cuerpos de hielo y nieve descubiertas, medidas con la imagen TM, tienden a ser menores que las identificadas con la imagen Ikonos (Fig. 34, a). El área total de hielo y nieve medida en la imagen Ikonos es de 5,22 km² mientras que en la imagen TM es de 5,13 km², es decir un 1,65 % menor. El error puede deberse a la diferencia en el tamaño de píxel de las imágenes o la diferencia en la metodología empleada (digitalización manual y NDSI). El NDSI ignora los pixeles mixtos (hielosuelo) mientras que en la digitalización manual de imágenes de alta resolución, la delimitación del perímetro del glaciar es más precisa.

Fig. 34. Efecto de la resolución espacial en la medición de áreas. a) Área medida en imagen Ikonos vs área medida en imagen Landsat, ambas del año 2005. La regresión lineal indica que TM subestima el área en un 2%. B) Diferencia relativa en la medición de área del glaciar en función del tamaño. El error absoluto aumenta con el tamaño de los glaciares (Fig. 34, b). No obstante, en términos relativos, se concluye que para glaciares de menos de 0,05 km² el error varía 79

Resultados desde sobreestimación de 25 % a subestimación de 100 % (el manchón no se detecta con NDSI). A partir de 0,05 km², el error tiende a reducirse rápidamente. Este resultado es similar a la encontrada por Paul et al. (2002), quienes sugieren un tamaño mínimo de 0.1 km² cuando se trabaja con imágenes de 30 m de resolución, como las Landsat. 4.2.4. Otros efectos de la resolución espacial La consecuencia más evidente del trabajo con distintas resoluciones espaciales se manifiesta durante el mapeo de geoformas de pequeño tamaño. La Fig. 35 ilustra que algunas geoformas mapeadas en este trabajo solo pueden identificarse en imágenes de resolución alta. El hielo descubierto puede identificarse en las imágenes de resolución media (Fig. 35 a-c) pero no puede hacerse la distinción entre glaciares y manchones de nieve ya que no se aprecian las grietas. Las fotos aéreas de mayor resolución permiten ver las grietas que evidencian el flujo del hielo (Fig. 35 b y c). Además pueden apreciarse los planos de foliación en el sector central del glaciar que también han sido deformados por el flujo del hielo en el sentido de la máxima pendiente. El glaciar de escombros activo C11 no puede distinguirse en la imagen Landsat (Fig. 35, d-f). En las fotos aéreas el perímetro y el talud de la geoforma se hacen evidentes y también se aprecia la microtopografía (surcos y crestas), que permite clasificar al glaciar de escombros como una geoforma activa. Finalmente, se presenta el caso de las terrazas de gelifluxión (Fig. 35, g-i). Estas geoformas son notables en el campo y su textura acordonada es muy evidente en la foto de alta resolución, no obstante con resoluciones ligeramente menores no puede mapearse.

80

Resultados

Fig. 35. Efecto de la resolución espacial en la identificación de geoformas. La columna de la izquierda (a, d, g) corresponde a una imagen Landsat de 30 m, la del centro (b, e, h) a fotos aéreas de 5 m y la de la derecha (c, f, i.) a fotos áreas de 0.5 m. En la fila superior se observa el glaciar Los Amarillos, las grietas y la morena lateral no son visibles en la imagen Landsat. La fila del medio muestra el glaciar de escombros activo C11, muy difícil de identificar en la imagen Landsat, mientras que en las fotos aéreas su talud perimetral, crestas y surcos superficiales se hacen evidentes. En la fila inferior, las terrazas de gelifluxión sólo son claramente visibles en la foto aérea de mayor resolución. En el cuadro “i” se observa una picada minera que no estaba presente en las imágenes anteriores.

81

Resultados 4.2.5. Altitud de la línea de equilibrio (ELA) Mediciones de ELA El método de las curvas de nivel (Hess) no produce buenos resultados en la zona de estudio debido a la superficie levemente ondulada que presentan los glaciares (esta característica ya fue observada por Lliboutry, et al. 1958). Solo se pudo estimar la ELA en dos glaciares y, es entre 50 y 100 m más baja que con otros métodos (Tabla 14). Tabla 14. ELA derivada de información topográfica e imágenes satelitales. H med.: (altura máxima+altura mínima)/2. AAR 0.65: ELA asumiendo un AAR de 0.65. AA 2005: ELA en base a la línea transitoria de nieve marzo 2005. Nombre

Estrecho Amarillo Guanaco

Los Amarillos Guanaco Canito Gla C34 Potrerillos Media Chile Desvío est. Media Arg. Desvió est.

Código

País

H min.

H max.

H med.

AAR 0.65

Hess

AA 2005

Gla E01 Gla E03 Gla Q01 Gla O02 Gla O03 Gla O04 Gla A02 Gla C01 Gla C32 Gla C34 Gla P07

Chi. Chi. Chi. Chi. Chi. Chi. Arg. Arg. Arg. Arg. Arg.

5035 5045 4990 4820 4850 4650 4895 4980 4800 4990 5120

5500 5295 5345 5225 5300 4860 5530 5320 5190 5080 5380

5268 5170 5168 5023 5075 4755 5213 5150 4995 5035 5250 5106 171 5150 112

5205 5170 5150 5000 5090 4775 5230 5165 5025 5055 5220 5092 157 5155 93

5025 4925 5025

5225 5200 5200 5050 5050 4800 5225 5200 5125 5025 5225 5122 159 5175 85

4925

El método de línea de nieve transitoria (Fig. 36), genera resultados aceptables si se dispone de una imagen de un año con balance de masa equilibrado. En este caso, la imagen del 01/03/2005 permite observar ciertas zonas que pueden interpretarse como áreas de acumulación irregulares. Este método arroja valores unos 50 m más bajos que los otros (Tabla 14).

82

Resultados

Fig. 36. Zonificación de dos glaciares. Áreas de acumulación (sombreado blanco) y grietas identificadas en los glaciares Gla O02 (a) y Los Amarillos (b) en la imagen del 01/03/2005. Notar en el Glaciar los Amarillos la morena que emerge al nivel del ELA y la divisoria, mapeada en gris, que indica flujo hacia las subcuencas Turbio y Los Amarillos. Finalmente están los métodos derivados de la elevación. La altura media permitió obtener de forma rápida y sin complicaciones un dato robusto para todos los glaciares. El método del AAR 0.65, derivado de la hipsometría (Fig. 37), brinda datos comparables con el anterior con una diferencia de +5 a -15 m (Tabla 14). La hipsometría es la distribución de la superficie cubierta con glaciar en función la altura (hipsometría). En teoría, el método de AAR 0.65 es más completo ya que toma en cuenta la hipsometría específica de cada glaciar. En la Fig. 37 se representan, como ejemplo, la hipsometría absoluta y acumulada para los glaciares Ortigas 3 (Gla O03) y Canito (Gla C32). El glaciar Ortigas 3 (Gla O03) tiene una distribución más regular y se encuentra en elevaciones mayores. El glaciar Canito (Gla C32) tiene una distribución irregular, controlada por la topografía, y se encuentra en cotas menores.

83

Resultados

Fig. 37. Hipsometría de los glaciares Ortigas 3 (Gla O03) y Canito (Gla C32). Las curvas acumuladas pueden emplearse para estimar la ELA; en este caso se considera un AAR de 0.65. La ELA se encuentra a unos 50 m más alto en la vertiente chilena que en la argentina y el desvío estándar es mayor en Chile debido a las cotas relativamente bajas de los glaciares Gla O02 y O04. Los datos indican que para el desarrollo de glaciares son necesarios unos 150 m de desnivel entre la altura máxima de la cuenca y la ELA. Este factor contribuye a explicar que en las cuencas Barreal y Toro se observan manchones de nieve pero no alcanzan a desarrollarse glaciares.

84

Resultados

4.2.6. Distribución altitudinal de la superficie de glaciares (hipsometría) Con el análisis de la hipsometría también puede observarse una asimetría entre el sector chileno, que tiene una distribución “normal” y el sector argentino que tiene truncado el sector medio (Fig. 38). Esta particularidad refleja la situación de los glaciares Los Amarillos (Gla A02) y Canito (Gla C32) que tienen una “estrangulación” en sus sectores medios (Fig. 31). En segundo lugar, se observa la mayor superficie cubierta por glaciares en el sector chileno. La persistencia de los glaciares y manchones de nieve perennes concuerda con la posición de la isoterma de 0 ºC de verano, lo que sugiere un fuerte control de la ablación.

Fig. 38. Hipsometría de los glaciares del sector chileno y argentino. Además se grafica la posición de la isoterma de 0ºC de verano. 4.2.7. Penitentes Se observó una extensa cobertura de penitentes sobre los glaciares y manchones de nieve monitoreados durante las campañas. La Fig. 39 presenta la gran variedad de tipos de penitentes observados en el área de estudio: forma, nivel de desarrollo y cobertura de detritos.

85

Resultados

Fig. 39. Penitentes en el glaciar Canito. a) Penitentes de 2-4 m en el frente del Glaciar, notar el contenido variable de detrito fino que marcan períodos de depósito relativamente más secos. b) Penitente de hielo. c) Penitente de firn con estratos delgados de hielo debidos a la infiltración y recongelamiento de agua de fusión. d) Penitente completamente cubierto de detrito en el frente del glaciar. e) Micropenitentes de unos 20 cm en las nacientes del glaciar. Fotos: P. Pitte 20/04/2010, L. Ferri Hidalgo 22/03/2007, H. Gargantini 8/12/2006, P. Pitte 03/04/2009 y 24/03/2007. 4.2.8. Régimen térmico de los glaciares Las distintas evidencias disponibles hasta el momento indican que los glaciares de la zona de estudio son de base fría. En primer lugar, las ELA se encuentran, generalmente, a 5100-5150 msnm con temperaturas medias anuales de -8 a -9ºC y temperaturas medias mensuales negativas todos los meses del año (estaciones Frontera LM-1). Además, el análisis de datos diarios indica que las temperaturas sólo superan los 0ºC entre 85 y 110 días al año (MacDonell, et al. 2010).

86

Resultados En segundo lugar, las 42 mediciones de temperatura superficial del hielo en los glaciares Estrecho, Amarillos, Guanaco, Canito y Potrerillos, efectuadas durante las campañas, arrojaron un valor promedio de -4.7 ± 3.5 ºC (Tabla 15). Estas temperaturas están claramente debajo del punto de fusión, en particular, considerando que son una aproximación a las temperaturas máximas ya que fueron tomadas cerca del mediodía entre finales de verano y principios de otoño. Tabla 15. Temperaturas superficiales de hielo medidas en los glaciares. Las mediciones se realizaron durante las campañas de verano y son una aproximación a las temperaturas máximas.

Media Desvío estándar

Canito

Potrerillos

Estrecho

Amarillos

Guanaco

-2.3 2.5

-6.6 2.1

-7.9 2.2

-8.65 3.2

-6.1 3.8

Estos valores son consistentes con las mediciones obtenidas de los termistores instalados en el glaciar Guanaco por la empresa Golder Associates (2009). En la Fig. 40a se grafican las temperaturas máximas, mínimas y medias, registradas a distintas profundidades entre 2006 y 2007. La ablación del glaciar expuso el termistor de 0.1 m durante el verano de 2007 por lo que no se dispone de temperaturas máximas y medias para esa profundidad. Se aprecia la forma de trompeta característica de los perfiles térmicos. La onda térmica anual tiene una penetración hasta 14 m y probablemente sea indetectable debajo de los 15 m. Las temperaturas están muy por debajo del punto de fusión con la excepción probable de las máximas a menos de 2 m de profundidad. Por otra parte, en la Fig. 40b se aprecian las tres transformaciones características que sufre la onda térmica anual con el aumento de la profundidad y que se detallan a continuación: 1. Desfasaje. Los máximos y los mínimos se van desfasando progresivamente. La temperatura mínima de superficie ocurre en agosto y a 14 m en febrero. La máxima de superficie en enero y a 14 m en octubre. Esto implica prácticamente una inversión completa de la onda. 2. Atenuación. La amplitud de onda anual disminuye de 11.4 ºC en superficie, a 0.3 ºC a 14 m. 87

Resultados 3. Filtrado de alta frecuencia. El desvío estándar en superficie es de 3.5 ºC mientras que a 14 m se reduce a 0.02ºC.

Fig. 40. Mediciones de temperatura de hielo en el Glaciar Guanaco. a) perfil térmico. b) temperatura mensual en distintas profundidades. Las temperaturas indican que se trata de un glaciar frío. Notar el retraso de la onda anual a medida que penetra a mayores profundidades. Datos provenientes de las estaciones Guanaco y Frontera. Adicionalmente, una recopilación bibliográfica permitió obtener información térmica de tres perforaciones profundas realizadas para obtener testigos de hielo, entre los 29º20 y los 31º58’ S (Tabla 16 y Fig. 41). La primera información disponible proviene del Cerro Mercedario donde en enero de 2003 se extrajeron 2 testigos en los glaciares Esmeralda (33º14’S, 5300 msnm) y La Ollada (31º58’S, 6070 msnm, ) de 5.5 y 13.5 m respectivamente (Bolius, et al. 2006). Los estudios preliminares demostraron el potencial del sitio donde se volvió a hacer una campaña en 2004, que fue cancelada por mal tiempo. Finalmente en 2005 se obtuvo un testigo de 105 m donde el cabezal se destruyó contra una roca. El espesor medido con GPR en la campaña anterior fue de 140 m por lo que se asume que no se perforó hasta la roca. El perfil térmico se presenta en la Fig. 41 y son las temperaturas más bajas medidas en un glaciar Andino (Schwikowski, et al. 2005).

88

Resultados

Tabla 16 . Datos de las perforaciones realizadas en glaciares de los Andes Áridos. Nombre

Año

Tapado 1999 Mercedario 2005 Guanaco 2008

Elevación Profundidad Acumulación msnm m mm

5536 6100 5161

36 104 112

310 300

Referencia

Ginot et al 2006 Bolius et al 2006 Ginot et al 2010

El testigo del glaciar Cerro Tapado (30º08’S, 5536 m) fue extraído en 1999 con una perforación de 36 m que llegó hasta la roca. Finalmente, existen datos de la perforación realizada en el Glaciar Guanaco en Noviembre de 2008 (Ginot, et al. 2010).

Fig. 41 .Temperatura de hielo en glaciares de los Andes Desérticos y Centrales. Estos datos demuestran claramente que los glaciares de esta región son de tipo frío con temperaturas basales muy por debajo del punto de congelamiento. Esto permite suponer que la base de los glaciares está congelada y adherida al lecho rocoso por lo que el deslizamiento probablemente sea nulo. Las temperaturas del hielo reflejan la diferencia en las temperaturas medias de superficie de cada sitio. En este caso, el factor más importante es la elevación del sitio de la perforación, que controla las temperaturas medias. Es notable el caso del glaciar Cerro Tapado cuyo perfil de temperaturas tiene un gradiente negativo, claramente diferenciado de los otros dos glaciares. En general, esto sucede en mediciones de corto plazo que no permiten la estabilización del perfil térmico posterior al trabajo de perforación.

89

Resultados 4.2.9. Mediciones de velocidad superficial del hielo Las velocidades superficiales medias anuales recopiladas son relativamente lentas y varían entre 0.5 y 4.5 m/año (Tabla 17). Las unidades identificadas como manchones presentan velocidades menores a 2 m/año, en cambio las unidades identificadas como glaciares presentan velocidades mayores. El pequeño glaciar Amarillo es la excepción; con pendientes relativamente bajas, fue clasificado como glaciar debido a que presenta grietas en las fotos de 1959 pero estas no son visibles en la actualidad. Tabla 17. Mediciones de velocidad superficial de hielo en el área de estudio. Fuente: Vertiente Chilena (CMN 2009), vertiente Argentina (Cabrera et al 2010). Nombre (baliza)

Fecha ini.

Fecha fin.

X

Y

Elev. (msnm)

Esp. (m)

Desp. (m)

Vel. (m/a)

Estrecho Esperanza Toro I Toro II Guanaco Ortigas I Amarillo bA1-07/09 bA2-07 bA2'-08/09 bL1-07/09 bL2-07 bL3-07/09 bL4-07 bL5-07/09

30/12/2006 30/12/2006 30/12/2006 30/12/2006 30/12/2006 30/12/2006 16/12/2007

23/01/2008 19/04/2008 23/01/2008 19/04/2008 19/04/2008 19/04/2008 18/04/2010

402011 399533 400789 400750 401652 398366 402880

6758573 6755374 6754927 6755385 6753424 6749193 6758106

5137 4960 5050 4970 5185 5140 5241

65 5 20 5 40

4.0 1.9 1.2 1.9 2.0 2.6 2.7

3.8 1.5 1.1 1.5 1.5 2.0 1.1

20/12/2007 04/01/2009 21/12/2007 19/12/2007 21/12/2007 23/12/2007 23/12/2007

18/04/2010 18/04/2010 19/04/2010 19/04/2010 19/04/2010 19/04/2010 19/04/2010

402748 402729 403186 403358 403577 403402 404013

6757981 6757961 6758575 6758772 6758503 6758270 6758371

5193 5184 5354 5365 5251

2.4 0.7 3.7 5.8 10.6 6.3 6.5

1.0 0.5 1.6 2.5 4.5 2.7 2.8

90

Resultados

4.3. Inventario de glaciares de escombros y geoformas de gelifluxión Se identificaron, mapearon y clasificaron 161 geoformas: 45 protalus ramparts, 48 glaciares de escombros activos, 18 glaciares de escombros inactivos, 8 glaciares de escombros fósiles, 42 lóbulos de gelifluxión y 21.5 km² de terrazas de gelifluxión (Tabla 18, Fig. 42,). Tabla 18. Número y superficie (ha) de glaciares de escombros, lóbulos y terrazas de gelifluxión por subcuenca. Se indican los porcentajes para cada subcuenca así como los totales para el sector argentino, chileno. Ptr: protalus rampart. Gea: glaciar de escombros activo. Gei: glaciar de escombros inactivo. Gef: glaciar de escombros fósil: Gl: lóbulo de gelifluxión. Gt: terrazas de gelifluxión. Cuenca

Sup.

Ptr Gea Gei Gef N Sup. N Sup. N Sup. N Sup.

Gl. N

Gt % hielo Sup. Sup. cubierto

Los Amarillos Turbio Canito Potrerillos (Arg)

5092 2499 2602

6 3 13

3 1 10

7 3 7

47 21 35

4 5 2

7 12 13

0 0 6

0 0 14

11 7 0

11 12 0

219 76 130

5.6% 4.9% 7.2%

2720

0

0

1

20

1

10

0

0

1

2

85

4.3%

Total Arg

12913 22

14

18

124

12

42

6

14

19

25

510

5.5%

Barreal Estrecho Toro Tres Quebradas Ortigas Potrerillos (Chi)

3496 3582 2418

6 4 5

3 3 3

9 5 6

129 50 31

1 3 1

1 4 14

0 1 0

0 1 0

12 1 2

11 1 1

145 285 422

8.3% 9.6% 19.5%

4605 2845

3 3

6 3

1 7

3 31

0 1

0 1

0 1

0 1

2 4

1 7

389 400

8.7% 15.5%

3437

2

5

2

5

0

0

0

2

1

2

0.4%

Total Chile

20383 23

22

30

248

6

20

2

2

23

21

1643

9.6%

Total

33296 45

36

48

373

18

62

8

16

42

45

2153

8.0%

91

Resultados

Fig. 42. Mapa de inventario de glaciares de escombros.

92

Resultados Las geoformas cubren entre 0,4 y 19,5 % de las subcuencas. Las terrazas de gelifluxión representan el 81 % de la superficie de las geoformas y son mucho más abundantes en Chile (Fig. 43 y Fig. 44). Le siguen glaciares de escombros activos (14 %), seguidos por los glaciares de escombros inactivos (2 %), los lóbulos de gelifluxión (2 %) y los protalus ramparts (1 %). Los glaciares de escombro fósiles no son incluidos en este análisis ya que no son procesos activos. Se observaron las tres formas básicas de glaciares de escombros (Fig. 45). Se identificaron glaciares de escombros criogénicos (de talud, Fig. 45 a y b) y glacigénicos (Fig. 45 d y f). En muchos casos, se observó una capa superior compuesta de bloques (capa activa) por debajo de la cual subyacen materiales más finos que son visibles en el talud.

Fig. 43. Geoformas de permafrost de montaña. Los gráficos y los números representan porcentaje de la superficie total, y los números entre paréntesis indican la cantidad de unidades (n). La subcuenca con mayor superficie cubierta por geoformas de permafrost de montaña es la de Toro (4,7 km²), seguida por Ortigas (4,4 km²). En el sector argentino son las subcuencas Los Amarillos (2,8 km²) y Canito (1,9 km²).

93

Resultados

Fig. 44. Terrazas de gelifluxión. a) Ladera con exposición sur en la subcuenca Potrerillos (Arg). b) Sector de la subcuenca Tres Quebradas (Chi). Foto P. Pitte (04/04/2009) y foto aérea 01/02/2000.

94

Resultados

Fig. 45. Distintas morfologías y niveles de actividad de glaciares de escombros. Lobulados a-b), con forma de lengua c-d) y espatulados e-f). La capa activa blocosa es bien visible en a) y b). La textura de crestas y surcos longitudinales y 95

Resultados transversales es muy clara en c), d) y f). Todas las figuras están en la misma escala excepto f. 4.3.1. Orientación de los glaciares y los glaciares de escombros La orientación de los glaciares y manchones de nieve es predominante hacia el sur, en el sector chileno y sudeste en el argentino (Fig. 46). Estos resultados concuerdan con estudios previos en otras cuencas de los Andes Áridos de Argentina (Bottero 2002, Cobos 1983, Espizua 1983). La ocurrencia de geoformas en las laderas frías sugiere un importante rol de la radiación. Además, se observa que las orientaciones del hielo descubierto y cubierto no son iguales, ya que el hielo cubierto tiene una distribución más regular, siempre dentro de las exposiciones sur y los máximos están desfasados hacia el este.

Fig. 46. Orientación de los glaciares y glaciares de escombros. La orientación se derivó de la línea de flujo principal; notar la diferencia de escala. Finalmente, la Fig. 46 permite observar la proporción de las superficies de hielo descubierto (glaciares y manchones de nieve) y hielo cubierto (glaciares de escombros activos, inactivos y protalus rampart), que tienen una proporción de 70-30% respectivamente.

96

Resultados 4.3.2. Distribución del permafrost de montaña Basado en los indicadores ambientales utilizados, el permafrost discontinuo tiene una distribución generalizada en el área de estudio. El límite inferior del permafrost discontinuo se encuentra entre 4050 y 4500 msnm, y el límite inferior del permafrost continuo entre 5050 y 5225 msnm (Tabla 19). El límite inferior del permafrost discontinuo está claramente indicado por la posición del frente de los glaciares de escombros, mientras que el límite inferior del permafrost continuo es más aproximado ya que está estimado en base a la ELA de cada subcuenca. En términos de la zonificación de permafrost, la franja altitudinal para el desarrollo del permafrost continuo (Hmax.-PCmin., Tabla 19) es de 275±85 m. La superficie total de permafrost continuo es de 13 km² de los cuales 72 % (9,5 km²) están en Chile y 28 % (3,6 km²) en Argentina. El porcentaje de las subcuencas cubierto por permafrost continuo varía entre 0-8 % con la notable excepción de la cuenca Ortigas donde llega al 24 % debido a que la ELA está 100 m debajo de la media de las otras cuencas de Chile. Tabla 19. Altitud de los límites de permafrost por subcuenca. Se incluye la altitud máxima (Mmax.) y mínima (Hmin.) de las subcuencas, así como las áreas de permafrost continuo (PC) y discontinuo (PD). Subcuenca

Barreal Estrecho Toro Tres Quebradas Ortigas Potrerillos (Chile) Los Amarillos Turbio Canito Potrerillos (Argentina)

Hmax. msnm

PC PD Hmin. Hmin.

Hmin. msnm

PC km²

%

PD km²

%

5250 5580 5260 5390 5360 5395 5580 5580 5395 5395

5200 5150 5050 5225 5225 5225 5175 5225

3700 3700 3700 3400 3400 3750 3700 3800 3800 3750

1.88 0.37 6.88 0.32 1.3 0.1 2.1 0.1

5 1 24 1 3 0 8 0

28.6 27.5 20 26.4 12.4 19.6 34.3 12.3 16.6 7.9

82 77 83 57 44 57 67 49 63 29

4100 4050 4175 4500 4350 4425 4075 4425 4125 4475

El permafrost discontinuo, en cambio, tiene una distribución mucho más generalizada, abarcando un rango altitudinal de 930±195 m. Las terrazas de gelifluxión cubren 39% del área de permafrost continuo El porcentaje de las cuencas cubierto por permafrost discontinuo varía entre 29 y 82 % promediando 62 %. El valor es mayor en Chile (65 %) que en Argentina (55 %). Esta zonificación es una aproximación y no tiene en

97

Resultados cuenta la diferencia entre las laderas norte y sur de cada subcuenca. Esto implica que la superficie de la zona de permafrost está sobreestimada. 4.3.3. Validación de zonificación de permafrost con observaciones directas Los datos recopilados de observaciones directas de permafrost concuerdan con la distribución estimada sobre la base de los indicadores ambientales. Las 12 observaciones realizadas en la zona sin permafrost confirman su inexistencia y los datos de los dataloggers indican congelamiento estacional. Se realizaron observaciones en 33 sitios en zona de permafrost discontinuo y en 7 no se observó la existencia de permafrost; 4 tienen exposición norte (Fig. 47 y Fig. 48).

Fig. 47. Observaciones directas de permafrost. a) Hielo intersticial en un horizonte de 0.3-2.8 m de profundidad en la calicata CC-18. b) Calicata LP-L9 en la cual el contenido de hielo en una muestra obtenida a 2.2 m de profundidad fue de 18%. c) 98

Resultados Perforación 100.3 con termistores y datalogger instalado d) Perfiles térmicos emp1eados para estimar la distribución espacial del espesor de permafrost y capa activa. Se aprecia el punto de 0 amplitud anual entre los 10 y 20 m de profundidad (0AA: TH 100.1, TH 20.1, TH 20.3, TH 20.4 y TH 100.2) y el gradiente térmico de 2-2.5 ºC/100 m (TH 100.1 y DD) 044). Fuentes en la tabla 19. Fotos a) C. López 09/04/2005, b) L Arenson 15/04/2006, c) L. Moreno (18/04/2008). Estos resultados indican que la distribución del permafrost en las laderas norte es más reducida, como se mencionó en el apartado anterior. Los 26 sitios donde se observó permafrost se encuentran en la zona de permafrost discontinuo y no hay datos para la zona de permafrost continuo.

99

Resultados

Fig. 48. Mapa de validación de zonificación de permafrost. La zonificación de permafrost se realizó en base a indicadores indirectos (posición del frente de los glaciares de escombros, ELA e isotermas) y fue validada con observaciones directas provenientes de calicatas y perforaciones. 100

Resultados 4.3.4. Distribución y espesor de permafrost y capa activa Los datos de los registros más completos de perforaciones con termistores, que se grafican en las Fig. 47 d y Fig. 49, sugieren que existe una relación directa entre la altitud de los sitios y el espesor de permafrost, y una relación inversa entre la altitud y el espesor de la capa activa. Las relaciones encontradas son significativas aunque el número de datos es pequeño.

Fig. 49. Espesores de permafrost y capa activa, en función de la altitud. Los datos provienen de las perforaciones con termistores y dataloggers (Tabla 4) y se representan con los mismos colores que la Fig. 47d. Con esta información se construyeron mapas de espesores de capa activa y de permafrost. Para ello se asumió que el espesor de la capa activa varía entre 4 m (a 4500 msnm) y ~0 m (5100 msnm), mientras que el permafrost varía entre ~0 (4400 msnm) y 300 m (5100 msnm). Esto implica gradientes de -0,67 m capa activa/100 m y 43 m permafrost/100 m, muy similares a los que indica la regresión en la Fig. 49. El mapa de espesor de permafrost derivado de la información de perforaciones tiene algunas diferencias con respecto a la zonificación derivada de la posición altitudinal de los glaciares de escombros (Fig. 50).

101

Resultados

Fig. 50. Mapa de espesor estimado de permafrost. Creado sobre la base de la información de mediciones de temperatura en perforaciones (Tabla 4). 102

Resultados En general, todos los glaciares de escombros pequeños se encuentran en una zona con algunos metros de espesor de permafrost, mientras que algunos glaciares de escombros de mayor tamaño, que desciendan a altitudes menores, están en áreas donde el mapa de espesor indica “sin permafrost”. Este error es especialmente evidente en las subcuencas Barreal y Los Amarillos (Fig. 51) y puede deberse a que no hay perforaciones sobre glaciares de escombros y, probablemente, los datos utilizados (Tabla 4) reflejan parcialmente su distribución. Además, solo hay perforaciones en las subcuencas Estrecho, Canito y Potrerillos. Aun así, se observa un patrón espacial consistente en el que los glaciares de escombros están asociados a espesores de permafrost de varias decenas de metros, mientras que los glaciares descubiertos están asociados a espesores de permafrost de varios cientos de metros. El espesor máximo estimado de permafrost concuerda con el gradiente geotérmico observado en la perforación del glaciar Guanaco, que sugiere un espesor de permafrost de unos 300 m debajo del glaciar (Fig. 50). En el mapa de espesor de capa activa, se observa la misma limitación que la mencionada para el mapa de espesor de permafrost: las lenguas de algunos glaciares de escombros de mayor tamaño quedan en una zona de capa activa con espesor mayor de 5 m, que es un valor relativamente alto para geoformas activas (Fig. 51). La zona que rodea los glaciares tiene una capa activa de unos decímetros que es consistente con las temperaturas medias del aire menores a -8 ºC calculada con los datos del área (4.2.8 Régimen térmico de los glaciares).

103

Resultados

Fig. 51. Mapa de espesor estimado de capa activa. Creado sobre la base de información de mediciones de temperatura en perforaciones (Tabla 4). 104

Resultados 4.3.5. Distribución altitudinal de las geoformas Los tipos de geoformas del área de estudio se encuentran organizadas en función de su altitud, como se aprecia en la Fig. 52 que indica las elevaciones máximas y mínimas medias de cada tipo de geoforma.

Fig. 52. Distribución de glaciares, glaciares de escombros y zonas de permafrost. Las cajas representan las cotas máximas y mínimas medias de cada tipo de geoforma, con sus desvíos. Los sombreados de fondo indican las zonas de permafrost continuo y discontinuo. También se incluyen perfiles longitudinales de algunas subcuencas seleccionadas. Los glaciares y manchones de nieve se encuentran por encima de los 4800 msnm. Los glaciares son el tipo de geoforma más grande y abarcan un rango de elevaciones medias de 320 m. Los glaciares de escombros se encuentran a elevaciones menores, por debajo de los 4550 msnm y, en promedio, tienen un rango de elevaciones de 150 m. Los glaciares de escombros glacigénicos suelen ser más grandes y abarcan un rango de elevaciones mayor que los criogénicos. Además, se observa una secuencia altitudinal entre los 105

Resultados protalus ramparts, los glaciares de escombros activos y los inactivos. En esta secuencia los rangos de distribución se superponen parcialmente. La importancia de la altura máxima de las subcuencas se ilustra en la Fig. 52 a través de algunos perfiles topográficos. Las subcuencas Turbio y Ortigas abarcan un gran rango altitudinal y, esta última, presenta pendientes moderadas, con condiciones óptimas tanto para los glaciares como glaciares de escombros. Las subcuencas Canito y Toro presentan condiciones similares pero la escasa diferencia entre la altura máxima de la cuenca y la ELA no favorecen el desarrollo de glaciares. Esto explica la presencia de manchones de nieve pequeños en la cuenca chilena y el retroceso pronunciado del glaciar Canito (Gla C32, 4.4 Fluctuaciones de los glaciares). Finalmente, las cuencas Barreal y Amarillo con alturas máximas mucho menores y pendientes menores son un ambiente favorable para el desarrollo de grandes glaciares de escombros. 4.3.6. Estructuras en vegas En el área de estudio se mapearon 120 ha de vegas, de las cuales 72% están en Chile y 28% en Argentina (Tabla 20). Las subcuencas Canito y los Amarillos tienen la mayor superficie de vegas, seguidas por Barreal y Estrecho. Las vegas se encuentran hasta los 4300 msnm y presentan estructuras características de los ambientes fríos (Fig. 53). La estructura cordada es frecuente encima de los 3700 msnm, con un desarrollo óptimo entre las isotermas anuales de -1 y 3 ºC, es decir fuera del área de permafrost discontinuo. Tabla 20. Superficie de vegas por subcuenca. Subcuenca Argentina

Superficie ha

Subcuenca Chile

Superficie ha

Los Amarillos Turbio Canito Potrerillos (Arg)

32.4 4.0 43.7 6.2

Barreal Estrecho Toro Tres Quebradas Ortigas Potrerillos (Chi)

17.1 11.1 3.6 0.7 1.3 0.0

Total

86.2

Total

33.8

106

Resultados

Fig. 53. Estructuras en vegas en el área de estudio. a) Vega cordada en el valle del Canito, su relación con la morena indica un cierto potencial para obtener una fecha mínima del avance. b) Anillo de vegetación en el valle del Canito. Ambas morfologías indican acción de los ciclos de congelamiento del suelo aunque no necesariamente de permafrost.

107

Resultados 4.4. Fluctuaciones de los glaciares En los próximos dos apartados se presentan las series de variaciones de área y de largo, construidas con los materiales presentados en la Tabla 2. Los datos se analizan de modo comparativo entre las vertientes este y oeste de la Cordillera. 4.4.1. Variaciones de área Un indicador de las variaciones de superficie es la diferencia entre la fecha inicial y la fecha final del período considerado. Debido a que las fotos aéreas (1959-1968) no cubren la totalidad del área de estudio (3.1 Imágenes satelitales y fotos aéreas), se combinó la información de los vuelos 1959-1968 con las imágenes 2010. Las 39 unidades incluidas abarcaban 10.00 km² en 1959-1968 y 7.07 km² en 2005-2010, es decir una reducción de 29%, con un comportamiento similar en la vertiente argentina y la chilena (Fig. 54). Si se consideran solo los glaciares, son 11 unidades que abarcaban 7.79 km² en 1969-1968 y 5.88 km² en 2010 (-24%).

Fig. 54. Fluctuaciones del área total de glaciares y manchones de nieve. Datos de 39 unidades con intervalos variables entre ellas. Por ello las observaciones están unidas mediante líneas discontinuas de interpolación. La pérdida total de superficie de algunos glaciares se representa en la Fig. 55, donde se aprecia que la mayor disminución se produjo en elevaciones menores a 5000 msnm. En la misma figura se representan con un sombreado las áreas de acumulación. Los 108

Resultados glaciares en equilibrio tienden a presentar una relación de área de acumulación (AAR) del 60-70 %, mientras que, en los glaciares del área de estudio en 2007, esta no superaba el 25 %, lo que indica un balance de masa muy negativo.

Fig. 55. Pérdida de área de glaciares entre 1959-1968 y 2007. Se incluyen aspectos glaciológicos relevantes como área de acumulación (26/03/2007), grietas y línea de flujo principal por la cual se midieron los largos. a) Glaciar Estrecho, b) Glaciar Los Amarillos, c) Glaciar Guanaco, e) Glaciar Ortigas. La tasa de reducción fue de 0.04 km²/año en 1959 y 2005 y 0.24 km²/año en 2005-2010, es decir que se aceleró 6 veces. Se observa un reavance en la década de 1980, frecuente en otras regiones de los Andes (Capítulo 2) y otro menor en el año 2000.

109

Resultados Las series de glaciares individuales permiten describir las fluctuaciones con mayor detalle (Fig. 56). En primer lugar, muchos glaciares presentan variaciones moderadas hasta 1986. A partir de allí las superficies se reducen marcadamente llegando a un mínimo en 1995. Entre 1995 y 2005 la tasa de reducción se hace menor y luego se observa una nueva aceleración de la tendencia negativa. En este patrón resalta claramente el caso del glaciar Canito con una pérdida muy superior al resto de los glaciares (Fig. 56), debido a que la mayor parte de su superficie se encuentra por debajo de la ELA (Espizua, et al. 2006, Pitte, et al. 2009).

Fig. 56. Fluctuaciones de área de los glaciares. Los datos provenientes de las imágenes Landsat TM introducen cierto ruido en las series en la forma de picos positivos y negativos. La magnitud de estos picos refleja el importante efecto de borde de estos glaciares pequeños que se amplifica con la menor resolución de las imágenes Landsat TM. No obstante, las imágenes de resolución media brindan una información relevante en cuanto a la fecha de las inflexiones. Los glaciares tuvieron una tasa de retroceso relativamente lenta hasta 1986. La década del 90’ fue claramente de fuerte pérdida, observándose un mínimo de superficie de hielo descubierto en 1999. Las fotos del año 2000 muestran una recuperación moderada que se mantiene hasta 2005. La tasa de pérdida de área entre 2005 y 2010 no tiene precedentes en los últimos 50 años. Finalmente, el análisis de los cambios en la superficie también permite identificar casos donde se produce una desintegración de los glaciares, aún en las porciones más elevadas de los mismos. Esto se documenta en los casos del glaciar Canito y de los manchones O06 e I02 (Fig. 57). La magnitud del cambio observado sugiere una combinación entre 110

Resultados la pérdida de hielo debida al clima y una desestabilización del permafrost. El derretimiento del permafrost puede generar flujos sobre el glaciar que aumentan la cobertura de detritos.

Fig. 57. Desintegración del glaciar Canito (a, b) y de los manchones O06 e I02 (c, d). Se incluyen grietas y línea de flujo principal por la cual se midieron los largos. La imagen 2010 tiene cierta cobertura de nieve estacional, aun así se aprecia claramente la pérdida de superficie, prácticamente en las divisorias de cuencas. 4.4.2. Variaciones de largo En las series de fluctuaciones de largo se observa una importante variabilidad entre las distintas fechas de observación, una parte de la cual debe considerarse como ruido. Esta amplificación de la respuesta de los glaciares es particularmente fuerte en los glaciares 111

Resultados más pequeños (Fig. 58, a y b). No obstante, en el cambio neto del período, el retroceso es muy claro (Fig. 58, c y d). Las tendencias son similares en ambas vertientes y los retrocesos varían entre 20 y 425 m en 51 años.

Fig. 58. Fluctuaciones de largo. Las series individuales contienen cierto nivel de “ruido” (a, b) pero el retroceso total en el período de estudio es muy claro (c, d). Las observaciones de campo, que cubren solo los últimos 5 años del período analizado, confirman los importantes cambios en los glaciares y manchones de nieve medidos en las imágenes satelitales y fotos aéreas. La retracción de los glaciares, el aumento de la cobertura detrítica y la desaparición de pequeños manchones de nieve son indicadores observados en el sector del frente del Canito (Fig. 59). El trabajo de campo de 2010 se realizó a finales de marzo, después de una nevada reciente, que dificultó las observaciones, tanto por la importante caída de las temperaturas como el efecto de enmascaramiento de las geoformas. Las observaciones de campo obtenidas permitieron corregir parcialmente el efecto de la cobertura nival de la imagen de alta resolución.

112

Resultados

Fig. 59. Observaciones de campo del glaciar Canito y manchones adyacentes. En el terreno se puede identificar la posición del frente y la cubierta de detritos del glaciar (1 y 2). 4.4.3. Evaluación de factibilidad de un balance de masa geodésico El resultado de la sustracción de los DEM 2005 y 2000 se presenta en la Fig. 60a. El valor medio de la diferencia (bias) es -5 m (Tabla 12 ) y el rango es -45 a +40. Estos valores son muy altos e indican que el resultado es ruidoso. Además, se notan dos sesgos: 

Las laderas norte tienden a tener valores positivos y las sur negativos.



Las canaletas con pendientes elevadas y laderas abruptas presentan valores demasiado elevados

El primero se explica por una calidad insuficiente en la georreferenciación de los modelos (Nuth y Kääb 2011). El segundo, probablemente se deba a la diferencia en la resolución espacial original (Gardelle, et al. 2012).

113

Resultados

Fig. 60. Resultado de la sustracción de DEM (2000-2005). La variación en metros está expresada en escala de colores: en rojo valores negativos y en verde valores positivos. a) Escena completa b) Recorte del resultado indicando la situación de los glaciares y manchones de nieve. Las diferencias de altura, para el área de glaciares, se ilustran en la Fig. 60b. El valor medio de la diferencia (bias) es de 6,6 m. El patrón espacial es coherente ya que las elevaciones mayores muestran una situación de equilibrio o de ganancia mientras que los sectores inferiores presentan los valores más negativos. En definitiva es posible calcular un balance de masa geodésico con los materiales disponibles, pero el nivel de error es demasiado alto para sacar conclusiones relevantes. 4.4.4. Cambios en la hipsometría La reducción de la superficie de glaciares entre 1959 y 2010 también fue analizada mediante la comparación de la hipsometría. La mayor reducción de superficie, como se mencionó, se observa entre 5000 y 5200 msnm, donde se encuentra un 80 % del área de glaciares descubiertos y manchones. No obstante, en términos relativos, los mayores cambios se produjeron debajo de los 5000 msnm donde el área de glaciares se redujo en 50-100 % (Fig. 61).

114

Resultados El patrón de mayor pérdida de superficie en las altitudes más bajas es consistente con balances de masa más negativos y ha sido observado en otras regiones del mundo (por ejemplo: Paul 2004). De acuerdo con el AAR=0.65 discutido en “3.2.2 Altitud de la línea de equilibrio (ELA)”, el ascenso de la ELA fue de 25 m en el sector Chileno mientras que en el sector Argentino fue de 70 m.

Fig. 61. Cambios en la hipsometría de la superficie de glaciares entre 1959 y 2010. El sombreado indica la reducción porcentual por franja de altitud. Se incluyen las ELA en base un AAR=0.65. 4.4.5. Monitoreo de glaciares con fotos de campo El monitoreo de glaciares con fotos de campo brinda información de valor cuando el intervalo de tiempo entre registros supera algunas décadas y la magnitud de los cambios puede observarse y evaluarse claramente. En el área de estudio no se dispone de material histórico de campo, por lo que se procedió a documentar la situación actual de todos los glaciares y manchones de nieve y la información se presenta en el “Anexo V.

Estaciones fotográficas”. En el presente apartado se revisa la información de los glaciares Canito (Gla C32), Potrerillos (Gla P07) y Estrecho (Gla E02) que tienen los mejores registros fotográficos.

115

Resultados Los cambios en el frente del glaciar Canito incluyen la desaparición de los penitentes de hielo y nieve que llegaban hasta los 4770 msnm en 2005, mientras en 2010 no bajan de 4800 msnm. El hielo del frente no desapareció completamente ya que debajo de la cobertura de sedimentos finos se mantiene el hielo glaciar, entre el afloramiento hacia el sur y el arroyo Canito hacia el norte (Fig. 62).

Fig. 62. Cuatro años de monitoreo de campo del glaciar Canito. El frente de penitentes, 4770 msnm, se derritió dejando lugar a hielo cubierto por sedimentos finos. Fotos: 2007-2009 P Pitte, 2010 M. Álvarez. En el caso del glaciar Potrerillos se observa una importante pérdida de superficie alrededor de los afloramientos o rocas internas. En la Fig. 63 se incluye una vista 3D generada a partir del DEM y la imagen de alta resolución de 2005. La foto de campo de 2010 tiene cierta cobertura de nieve estacional. Aun así, el manto nival se distingue claramente por su textura suave, que contrasta con los penitentes que cubren al glaciar. Finalmente, el retroceso del glaciar Estrecho entre 2005 y 2008 fue monumentado en el campo por CEAZA (Fig. 64). El retroceso, de algunos metros, todavía no es visible en las fotografías obtenidas desde la estación fotográfica F EST 05 (Fig. 24), que es un emplazamiento ideal para registrar las variaciones del glaciar en el mediano plazo. 116

los afloramientos aunque la foto de 2010 tiene nieve estacional. Imagen Ikonos 2005 y fotos P. Pitte (2009 y 2010).

Fig. 63. Cinco años de monitoreo de campo del glaciar Potrerillos (5100 msnm). El retroceso del glaciar es más evidente en la zona de

Resultados

117

Resultados

Fig. 64. Monitoreo de campo del glaciar Estrecho. La foto de detalle del frente (09/04/2008) permite observar el retroceso de los tres años anteriores marcado con 118

Resultados pintura roja. Este retroceso del frente todavía no es visible en las fotos de todo el glaciar (01/06/2003 y 08/04/2008). Notar la presencia de nieve estacional. 4.4.6. Balance de masa Se recopiló información de balance de masa de 4 glaciares y 4 manchones de nieve (Tabla 21). Los glaciares y manchones de nieve han perdido un promedio de -0.8 m H2O eq./año durante los últimos 6 años (Fig. 65, a). Los manchones Esperanza, Toro II y Toro I tienen un balance más negativo (-1.1 a -1.24 m H2O eq.) que los glaciares Estrecho, Los Amarillos, Guanaco y Ortigas (-0.5 a -0.7 m H2O eq.). Mientras que el pequeño glaciar Amarillo presenta valores intermedios. En general, los balances netos tienen cierta coherencia lo que sugiere que las mediciones son de buena calidad. No obstante, las series de mediciones aún son cortas para extraer conclusiones definitivas. Tabla 21. Datos de balance de masa anual obtenidos de fuentes bibliográficas. Unidad

Código

Área 2010 Km²

Datos

Balance medio m H2O eq

Fuentes

Favier y Nicholson 2008, Nicholson y Garrido 2008 Cabrera y Leiva 2008, 2009 Cabrera y Leiva 2008, 2009 Wilton et al 2003, Favier y Nicholson 2008, Nicholson y Garrido 2008 Wilton et al 2003, Favier y Nicholson 2008, Nicholson y Garrido 2008 Wilton et al 2003, Favier y Nicholson 2008, Nicholson y Garrido 2008 Wilton et al 2003, Favier y Nicholson 2008, Nicholson y Garrido 2008 Favier y Nicholson 2008, Nicholson y Garrido 2008

Estrecho

Gla E02

1.26

2006-2009

-0.5

L. Amarillos Amarillo Esperanza

Gla E03 Gla A02 Man R03

1.00 0.25 0.04

2008-2010 2008-2011 2004-2009

-0.6 -0.7 -1.14

Toro II

Man R04

0.06

2004-2009

-1.1

Toro I

Man R05

0.06

2004-2009

-1.24

Guanaco

Gla Q01C01

1.76

2004-2009

-0.4

Ortigas III

Gla O03

0.72

2006-2009

-0.56

El balance acumulado promedio es de -4.8 m de H2O eq, con un extremo de -7.4 m H2O eq para el manchón Toro I (Fig. 65, b). Los balances negativos acumulados explican la importante reducción de área analizada en este Capítulo. Finalmente, los datos indican que el año 2005 tuvo un balance equilibrado, lo que valida parte del análisis realizado para establecer la ELA en base a la línea de nieve de 2005 (4.2.5 Altitud de la línea de equilibrio (ELA)).

119

Resultados

Fig. 65. Balance de masa anual (a) y acumulado (b). Esta es la mayor concentración de mediciones de balance de masa de los Andes de Argentina y Chile aunque las series son relativamente cortas. 4.4.7. Monitoreo de una laguna en el manchón C35-Q10 La gran calidad de las imágenes empleadas en este trabajo permitió el monitoreo de pequeños lagos y lagunas proglaciales. Por ejemplo, el manchón C35-Q10 que en 1968 presentaba dos pequeños cuerpos de agua, de 1,4 ha en su superficie. Para el año 2000 se habían fusionado en una única laguna. En 2008, la laguna llegó a su extensión máxima de 6,9 ha y en 2010 se redujo a 6,2 ha. La retracción progresiva del sector Este sugiere que el nivel de la laguna ha bajado desde 2007 (Fig. 66).

120

Resultados

Fig. 66. Evolución de la laguna en sobre el Man C33-Q10 entre 1968 y 2010. Se destaca el hecho de que la superficie de la laguna se mantuvo congelada en todas las fechas de observación con imágenes, así como en la campaña realizada en 2008. Un trabajo pionero reportó un caso similar en el Nevado Ojos del Salado a 5800 msnm (Lliboutry, et al. 1957). La laguna creció principalmente hacia el norte y hacia el oeste, socavando el hielo del manchón (Fig. 67). Las mediciones efectuadas sobre las imágenes indican que la pared de hielo retrocedió hasta 9 m/año (Tabla 22).

121

Resultados

Período

1968-1981 1981-2000 2000-2005 2005-2007 2007-2008 2008-2009 2009-2010

Años m m/año

13 19 5 2 1 1 1

5 36 7 13 7 9 7

0 2 1.5 6.5 7 9 7

Fig. 67 y Tabla 22. Evolución de la laguna en el Man C33-Q10 entre 1968 y 2010. Vista hacia el oeste del Manchón C33 y la laguna congelada. En la tabla se indica el retroceso de la pared de hielo. 4.4.8. Comparación con otros glaciares de los Andes Desérticos El retroceso de los glaciares desde la Pequeña Edad de Hielo (s XIV-XIX) ha sido extensamente documentado en todas partes del mundo (UNEP-WGMS 2008, UNEP 2007). En el caso los glaciares de Argentina y Chile, este retroceso también ha sido estudiado como se aprecia claramente en la recopilación de fluctuaciones presentada en “2.1.7 Fluctuaciones recientes” (Fig. 13). El presente apartado revisa evidencia adicional que se generó para los Andes Áridos. El glaciar Tronquitos (28º32’S, 69º44’O) es uno de los primeros que han sido documentados adecuadamente en la región. Fue ascendido en 1967 por Axel Hillebrandt quién tomó fotografías de la posición del frente (Fig. 68 a y b). El glaciar se encuentra a 85 km al norte del área de estudio y se ubica entre los 5620 y 4810 msnm. De acuerdo a las fotografías aéreas de 1955, el glaciar abarcaba una superficie de 3,3 km² y en 2008 2,59 km², es decir -20 %. Otro aspecto documentado de este glaciar fue una importante crecida de origen glaciar (GLOF) que tuvo lugar el 14/05/1985, para la cual se estimó un volumen de 5 hm³ y caudal máximo de 11000 m³/s (Sefercik, et al. 2010). La fuente no especifica si fue por el colapso de un lago contenido por una morena frontal o si se produjo un endicamiento por el avance del glaciar.

122

Resultados

Fig. 68. Retroceso del glaciar Tronquitos. El frente, durante el primer acenso en 1967 (a y b, fotos A. von Hillebrandt) llegaba prácticamente hasta la morena frontal, pero la actualidad ha retrocedido unos 780 m. c) Fotos aéreas del 16/03/1955. d) Imagen Cbers HRC (INDPE) de 05/05/2008. El cerro Las Tórtolas (29º56’S, 69º54’O, 6160 msnm) se ubica en la frontera entre Argentino-Chilena a 70 km al sur del área de estudio. Este cerro junto con los cerros El Plomo y Aconcagua constituyen el extremo sur de la red de santuarios de altura de la cultura Inca (Frey y Paul 2012) y fue ascendido por primera vez en 1952 (Gabriel, et al. 2006). El frente del glaciar principal retrocedió unos 0,1 km entre 1959 y 2002, y se observó una desintegración del sector norte (Fig. 69). Esta pérdida no se refleja en el área total, que prácticamente no se modificó en ese período ya que se encuentra por encima de los 5300 msnm. El glaciar de circo, ubicado al Sur, perdió un 16 % de su superficie entre 1959 y 2002. Esta tendencia negativa se mantuvo al menos hasta el invierno de 2008. La imagen ALOS del 05/05/2008 permite observar claramente un retroceso adicional de 35 m en el glaciar principal y casi 0,1 km en el Sur, aunque la presencia de nieve estacional no permite medir adecuadamente la pérdida de área. 123

Resultados

Fig. 69. Glaciar y manchones perennes en la cumbre del Cerro de las Tórtolas. Fotos aéreas 1959 e imagen Landsat (CONAE) de 21/03/2002. El glaciar Agua Negra (30º10’ S, 69º47’ O) se encuentra a 95 km al sudeste del área de estudio. Es un pequeño glaciar de valle que se ubica al fondo de la quebrada homónima a 5180-4740 msnm. Es uno de los más accesibles de la región ya que la Ruta Provincial 150 pasa a menos de 2 km del frente. Su frente retrocedió unos 0,5 km entre 1965 y 1993 (Barsch, et al. 1994, Leiva 1999) y se estimó su volumen total en unos 2000000 m³ (Milana y Maturano 1999) aunque no se dispone de imágenes para evaluar su variación de área. El glaciar Tapado (30º08’S, 69º55’O) fue identificado por primera vez por Paskoff (1970), que mencionó la presencia de grietas transversales así como el complejo de morenas en su frente. Este autor también documentó la presencia de un gran número de glaciares de escombros en la región. El Tapado es un glaciar de montaña con un área de acumulación en una pendiente moderada y tras una caída de serracs, el glaciar se desarrolla en pendientes más fuertes. La orientación del glaciar Tapado es sudeste y se encuentra entre los 5530 y 4690 msnm. Entre 1968 y 2002 el glaciar se retrajo un 4% y su frente retrocedió 0,27 km (Fig. 70).

124

Resultados

Fig. 70. Retroceso del glaciar Tapado. Foto aérea de 1968 e imagen Landsat (CONAE) de 21/03/2002. Se aprecia el retroceso en el frente así como la presencia de morenas terminales. En términos generales, otros glaciares de los Andes Desérticos se han retraído en los últimos 50 años confirmando la tendencia que fue observada en el área de estudio (Fig. 71).

Fig. 71. Pérdida de área de glaciares en los Andes Desérticos. Datos de elaboración propia.

125

Resultados 4.5. Clima, glaciares y su influencia sobre el régimen de los ríos 4.5.1. Temperaturas Las temperaturas medias de los registros reflejan la altitud de las estaciones (Tabla 7). La única serie completa es el reanálisis NCEP-NCAR que indica un aumento aproximado de 0,2 ºC/década, lo que sugiere un importante calentamiento de 1ºC en el área de estudio entre 1959 y 2010 (Fig. 72).

Fig. 72. Temperatura de la estación de ablación (dic-mar). Se agruparon las estaciones con buena correlación (a) y sin correlación con el área de estudio (b). Los valores se expresan en desviación (x-μ) respecto del período de referencia 1981-2000. Entre paréntesis se indica la media para el período de referencia.

Considerando en el número de observaciones “n” que pueden correlacionarse entre los distintos pares de estaciones (Tabla 23), se aprecia que la calidad de los datos de 126

Resultados temperatura es regular. A pesar de que el período de estudio es de 51 años el “n” no supera 35. Es de interés la elevada correlación entre la estación Frontera y el reanálisis NCEP-NCAR, que indica que el reanálisis es una aproximación aceptable a la temperatura del área de estudio. Pero, es llamativa la falta de correlación entre NCEPNCAR y la estación El Indio, a pesar del número de observaciones en común (18). Tabla 23. Correlación de las temperaturas estivales (dic-mar) entre distintas estaciones meteorológicas. *Correlaciones significativas (p=0.05).

NCEP-NCAR El Indio Frontera Vega Negra San Juan Jáchal

El Indio

n

Frontera

n

Vega Negra

n

San Juan

0.24 1.00 -

18 18

0.95* 1.00 1.00 -

8 2 8

0.84* 1.00 0.91* 1.00 -

11 2 7 11

0.51 0.78 0.78 0.75 1.00 1.00

n

Jáchal

35* 0.52 8* 1.00 4 8* 0.65 35 0.97* 35 1.00

n

10 0 2 4 10 10

Por otra parte, se aprecia que las estaciones San Juan y Jáchal tienen una correlación significativa, pero los máximos y mínimos no concuerdan, y presentan ciertos desfasajes con NCEP-NCAR. Esto sugiere que no son representativas de lo que sucede en la alta Cordillera (Fig. 72, b). El registro de El Indio también tiene desfasajes menores pero sobre todo una mayor amplitud que NCEP-NCAR. Como se mencionó en la sección previa, los reportes de los que se obtuvo la información de la estación El Indio contienen únicamente promedios mensuales y es posible que incluyan meses con pocos registros diarios. En resumen, se observa que los registros de temperatura para la región montañosa son escasos e incompletos. En este contexto el reanálisis NCEP-NCAR brinda una serie temporal continua que parece adecuado para reconstruir los balances de masa de los glaciares.

127

Resultados

4.5.2. Precipitaciones Los registros de precipitaciones (lluvia y nieve) invernales presentan una señal común más fuerte que las temperaturas. Las estaciones de montaña El Indio y Quebrada Larga tienen una buena correlación y las estaciones la Serena y Ovalle, de la región costera, presentan la correlación más alta (Tabla 24). Estas relaciones indican una diferenciación entre las estaciones costeras y las de montaña. Nuevamente, los valores absolutos reflejan un gradiente de la precipitación con la elevación. No obstante, la estación El Indio tiene una media de 149 mm/año, menor que Quebrada Larga de 262 mm/año, a pesar de su mayor elevación. Tabla 24. Correlación de las precipitaciones invernales entre distintas estaciones meteorológicas. Total de lluvia-nieve de la estación de acumulación (mar.-sep. o ene.-ago., según disponibilidad). * Correlaciones significativas (p=0.05).

El Indio m-s Quebrada Larga e-a Ovalle e-a La Serena m-s

El Indio mar.-sep.

n

Quebrada Larga ene.-ago.

n

Ovalle ene.-ago.

n

La Serena mar.-sep.

Nº

1 -

23

0.86* 1 -

23 50

0.63* 0.69* 1 -

23 38 38

0.69* 0.75* 0.87* 1

23 48 38 52

La estación Quebrada Larga tiene un registro casi completo (faltan los datos de 19701971 que fueron extrapolados con un gradiente altitudinal desde la estación La Serena) y una correlación de 0,86* con la estación El Indio. Esto sugiere que los datos de la estación Quebrada Larga son representativos del área de estudio para el período analizado. La gran variabilidad interanual de la precipitación (Fig. 73 y Fig. 74) dificulta la identificación de tendencias, pero se observa que entre el inicio (1959-1978) y el fin del período (1991-2010) las precipitaciones aumentaron de 1,65 a 2,61 m, es decir 58 %.

128

Resultados

Fig. 73. Precipitación en la estación de acumulación. Los datos corresponden a los meses mayo-septiembre o enero-agosto, según disponibilidad.

Fig. 74. Cobertura nival del área de estudio. Se destaca la importancia y la variabilidad de la cobertura nival con las situaciones extremas de los inviernos 1999 y 2000. La imagen de 2008 presenta una situación típica de verano a modo de comparación. Imágenes: Landsat TM 1999, 2000, 2002 y Alos 2008. 129

Resultados 4.5.3. Índice de balance de masa (IBM) Para estudiar el comportamiento del balance de masa desde 1959 se generó un índice de balance de masa (IBM, 3.5.4 Índice de balance de masa) en base a los datos climáticos disponibles. De acuerdo a los resultados obtenidos en los apartados previos, el IBM combina la precipitación de invierno de la estación Quebrada Larga con la temperatura de verano del reanálisis NCEP-NCAR (Fig. 75, a).

Fig. 75. Índice de balance de masa. Promedios estacionales de datos mensuales de precipitación y temperatura (a), índice de balance de masa (IBM) comparado con

130

Resultados balances anuales de los glaciares del área de estudio y del glaciar Echaurren Norte (b), e IBM comparado con balances netos de los glaciares Piloto y Tapado. El índice IBM está fuertemente controlado por la precipitación. Esto se debe a que el coeficiente de variación de la precipitación invernal es de 104% mientras que el de la temperatura estival es de 6%. Esta diferencia en la variabilidad de los datos originales es preservada por el IBM. El IBM reproduce parte de la variabilidad del balance de masa medido en el área de estudio (Fig. 75, b), aunque los 7 años de datos son insuficientes para extraer conclusiones definitivas. A pesar de la distancia con el área de estudio, de casi 500 km, la correlación entre el IBM y el balance neto del Echaurren Norte es de 0,76 (p=0,05). En contraposición el IBM no tiene correlación con el balance neto del glaciar Piloto Este ni con el del Glaciar Tapado (Fig. 75 c). El balance del glaciar Piloto Este no tiene una buena correlación con el glaciar Echaurren Norte ubicado 100 km más al sur, ni con las precipitaciones de la estación Santiago de Chile (0,26), que es una de las series más completas de la región, con registros desde 1867. El IBM tampoco tiene correlación con la reconstrucción del glaciar Tapado. En parte, esto se debe a las dificultades de fechado, inherentes a los testigos de hielo, y a los importantes procesos postdeposicionales característicos de la región como sublimación y redistribución de la nieve por el viento (Schotterer, et al. 2004). Aun así, el testigo del Cerro Tapado capta algunos de los rasgos de la variación interanual pero con una amplitud mucho menor. Además, el IBM es levemente positivo lo que no concuerda con la reducción de área de 29 % observada en los glaciares del área de estudio (4.4 Fluctuaciones de los glaciares). El IBM, como se argumentó, refleja básicamente la variación de la precipitación. En cambio, el efecto de la temperatura está muy atenuado por su bajo coeficiente de variación. Esto se observa claramente en la subestimación de los balances negativos (Fig. 75b). Un caso extremo es el año 1999, cuando se midió un balance neto de -4,26 m H2O eq en el glaciar Echaurren Norte, mientras que el IBM indica -0,68. Es muy probable que la temperatura de verano no sea una buena aproximación al balance de la misma estación. La pérdida de masa del glaciar (ablación) incluye dos procesos fundamentales: derretimiento y sublimación. El balance de energía de la superficie del glaciar define qué proceso predomina. Estudios recientes indican que en los glaciares del área de estudio la sublimación consume la mayor parte de la energía disponible para 131

Resultados ablación pero 2/3 de la masa se pierden por fusión mientas que 1/3 corresponde a la sublimación (Castebrunet 2008a). Esto se debe a que la sublimación requiere 8,5 veces más energía que la fusión. En el mismo sentido, los datos del glaciar Tapado indican que la sublimación es responsable de 46% de la ablación total (Ginot, et al. 2006). Es probable que el análisis de los balances estacionales, en lugar del balance neto, permita una mejor aproximación a la situación observada en los glaciares. No obstante, con los datos disponibles en la actualidad, el IBM es una aproximación aceptable a la variación interanual del balance de masa de los glaciares del área de estudio. 4.5.4. Relación del fenómeno El Niño (ENSO) con el balance de masa de los glaciares. El ENSO tiene una influencia indirecta en el balance de masa que se produce a través de la modulación de las precipitaciones y, por lo tanto, de la acumulación. De acuerdo con el Índice Oceánico del Niño (ONI), se identificaron 18 eventos Niño y 16 eventos Niña en el período analizado (Fig. 76).

Fig. 76. Índice de balance de masa (IBM) y fenómeno ENSO (ONI). Se incluye el balance de masa del glaciar Echaurren Norte. Los eventos “Niño” y Niña se definen como anomalías superiores a 0,5 ºC en la temperatura del mar en la zona ENSO 3,4. La correlación entre el ONI y el IBM es moderada (R²= 0,23, p=0.05). Pero si se consideran los años con IBM mayor que 1,0, entonces 5 de 6 años de acumulación extraordinaria correspondieron a eventos Niño. La excepción es año 1984 en el que se 132

Resultados registraron casi 3,8 m de H2O eq en El Indio y casi 7 m de H2O eq en Quebrada Larga, pero el invierno tuvo un ONI neutro entre dos veranos Niña. Finalmente, se destacan los años 1965, 1972, 1984, 1987, 1998 y 2002 con acumulaciones mayores a 0,5 m H2O eq. En cuanto a los años Niña, los 4 años con IBM menor que -1 fueron años Niña. Si se consideran los datos del glaciar Echaurren Norte, se contabilizan 9 años con balance más negativo que el promedio (-1,2 m H2O eq), de los cuales 5 fueron años Niña (Fig. 76). Dentro de los años con balance negativo se destacan 1982, 1996, 1997 y 1999. En el período 1994-1999 se acumuló una pérdida de más de 10 m H20 eq, atenuada por el balance de +2,9 m del fuerte año Niño de 1998. En resumen, la relación de los eventos Niño y Niña con el balance de masa solo se observa en años con balances extremos, siendo esta nula e incluso inversa el resto del tiempo (Fig. 77).

Fig. 77. Relación entre el índice de balance de masa (IBM) y el ENSO. a) Considerando todos los años b) Considerando los años con balance de masa extremo.

133

Resultados 4.5.5. Caudales Variabilidad interanual Los ríos de la zona presentan una gran variación interanual de los caudales que responde fundamentalmente a la precipitación (Fig. 78). Los caudales de verano del río Jáchal tienen una correlación fuerte con las precipitaciones invernales de Quebrada Larga (r=0.82, p=0.05), es decir que las precipitaciones explican un 67 % de la varianza (r2) interanual de los caudales. Además, el coeficiente de variación del río Jáchal es de 53 %, mientras que el de Quebrada Larga es de 104 %. Esta diferencia indica la importancia de los múltiples procesos reguladores de la cuenca, entre los que se incluyen los glaciares. Los caudales de verano del río El Carmen tienen una correlación aún más fuerte con las precipitaciones invernales de Quebrada Larga (r=0.88, p=0.05), es decir que las precipitaciones explican un 77 % de la varianza interanual de los caudales. El coeficiente de variación es de 113 %, lo que es llamativo ya que supera el de la precipitación. En este sentido es importante mencionar que el aforo del río Jáchal (Pachimoco, 1165 msnm) incluye una cuenca de 25300 km², mientras que el aforo del río El Carmen (San Félix, 1140 msnm) incluye una cuenca de 2800 km² (Tabla 8).

Fig. 78. Relación entre la precipitación y los caudales. Datos nieve de la estación Quebrada Larga y caudales de los ríos Jáchal (Pachimoco) y El Carmen (San Félix-La Majada).

134

Resultados 4.5.6. Tendencia de los caudales y aporte glaciar Los caudales del río Jáchal (Pachimoco) presentan una tendencia positiva. Considerando la media inicial de 6,7 m³/s (1959-1978) y la final de 14,7 m³/s (19862005), los caudales del Jáchal se incrementaron en un 103 % en el período analizado. Los caudales del río El Carmen (San Félix-La Majada) presentan una tendencia positiva aún más pronunciada. Considerando las medias inicial 1,6 m³/s (1965-1984) y final 3,9 m³/s (1982-2002), los caudales se incrementaron en un 147 % en el período analizado. La fuerte discrepancia observada entre los aumentos de caudal de 103 y 147 % y el de la precipitación, de 58 %, indica una importante contribución hídrica de origen glaciar en el período de análisis. El aumento de los caudales prácticamente duplica el de las precipitaciones, aun considerando que los períodos analizados varían levemente debido a la disponibilidad de los datos utilizados. En los años con acumulación menor que 0,5 m se observa que las precipitaciones promedian 8 % respecto del período de referencia pero los caudales promedian 62 y 28 % para los ríos Jáchal y El Carmen respectivamente (Tabla 25). Esta regulación parece haberse incrementado con el tiempo. Los años hidrológicos de 1981, 1994 y 2005 tuvieron cerca de 0,5 m de acumulación pero los caudales promedio del río Jáchal fueron de 7,8, 9,7 y 11,3 m³/s respectivamente. Este aumento progresivo es consistente con la aceleración observada en la ablación glaciar del área de estudio (“4.4 Fluctuaciones de los glaciares”). Tabla 25. Años hidrológicos de sequía. Precipitación en la estación Quebrada Larga y su relación con los derrames de los ríos Jáchal (Pachimoco) y El Carmen (San Félix-La Majada), para los años hidrológicos con acumulación menor a 0.5 m. Año

1969 1971 1974 1981 1989 1994 1996 2005 Med.

Precipitación Quebrada Larga (mm)

0.20 0.08 0.00 0.48 0.00 0.48 0.00 0.49

Caudal Jáchal (m³/s)

Caudal El Carmen (m³/s)

%

8% 4.61 35% 3% 3.72 28% 0% 8.62 65% 18% 7.84 59% 0% 11.43 86% 18% 9.72 74% 0% 8.30 63% 19% 11.32 86%

0.21 0.12 1.31 1.23 2.55 1.48 0.81

5% 3% 34% 31% 65% 38% 21%

%

8%

62%

28%

135

Resultados 4.5.7. Caracterización de los regímenes estacionales Los caudales de los río Jáchal y El Carmen tienen una estacionalidad muy pronunciada, con caudales de base en los meses de invierno y un máximo en diciembre. Esta estacionalidad responde al ciclo anual de la temperatura que tiene un mínimo en julio pero recién asciende fuertemente a partir de septiembre. Enero es el mes con mayores temperaturas, seguido por febrero y marzo. Los caudales, en cambio, tienen un máximo bien pronunciado en noviembre y luego descienden progresivamente. En resumen, se trata de ríos con régimen hidrológico nival, que tienen un retardo de unos 5 meses entre el mes de precipitaciones máximas y el pico de los caudales (Fig. 79).

Fig. 79. Hidrograma de los ríos principales. Datos para el período común 19812000. Si se analizan los hidrogramas de distintos años, algunos más secos y otros más húmedos, pueden distinguirse los ríos con régimen nival de los ríos con régimen glaciar. Los ríos Potrerillos y Taguas medio presentan un régimen nival con un máximo en primavera y lo esencial del escurrimiento se produce antes de diciembre. El río Jáchal presenta un hidrograma similar pero con escurrimientos máximos después de diciembre. En estos tres ríos, la fecha del máximo y la duración del pulso de deshielo están relacionadas con el tamaño de la cuenca y con la precipitación anual (Fig. 80). En los ríos de régimen nival, los caudales se adelantan en los años más secos. Por ejemplo, en 136

Resultados el caso del río Potrerillos la fecha del máximo se adelanta dos meses, de noviembre a septiembre, entre años húmedos (2003) y años secos (2000).

Fig. 80. Regímenes estacionales de los ríos. Los gráficos representan caudales medios mensuales para los años 2000, 2003 y la media de 1999-2004. Los ríos Potrerillos, Taguas medio y Jáchal presentan regímenes nivales mientras que los ríos Canito y Turbio presentan regímenes glaciares (ver texto). Notar los cambios de escala en los caudales. 137

Resultados Los regímenes glaciares solo se observaron en cuencas pequeñas con una cobertura glaciar relevante (3-6 %) como el caso de las subcuencas Canito y Turbio (Fig. 80). El régimen glaciar se caracteriza por dos máximos (régimen bimodal): uno de primavera, que corresponde a la fusión de la nieve y uno de verano que corresponde a la fusión del hielo. En los años de precipitación abundante (2003) el máximo de primavera supera ampliamente al de verano, pero en los años secos (2000), el máximo de verano es el de mayor amplitud. En consecuencia, las cuencas glaciares retrasan su máximo en años secos, a la inversa de lo que sucede en regímenes nivales. Esta regulación estacional depende, entre otros factores, de la cobertura glaciar de la cuenca. En consecuencia, es posible que disminuya en el contexto actual de pérdida de superficie de glaciares. Lamentablemente los datos disponibles de las subcuencas con régimen glaciar solo abarcan pocos años (1999-2004) y no permiten evaluar este proceso.

138

Discusión

5. Discusión

5.1.

Procesamiento digital de imágenes satelitales

Uno de los argumentos para la selección del área de estudio fue la cantidad y calidad de las fotos aéreas e imágenes satelitales disponibles. La integración imágenes de distinta resolución espacial y con distintos niveles de procesamiento ha implicado un trabajo tedioso de preprocesamiento, incluyendo correcciones geométricas. Este trabajo podría evitarse si las imágenes se archivan en su formato original y con los metadatos necesarios para su procesamiento. Lamentablemente, tanto las empresas privadas como los organismos públicos no archivan adecuadamente la información proveniente de sensores remotos lo que suele limitar la utilización de los archivos disponibles. La calidad variable del archivo de imágenes era esperable, ya que esta es una característica de los estudios de fluctuaciones de glaciares. Un problema imprevisto fue la cobertura de nieve estacional detectada en casi todas las escenas (“4.1.1 Evaluación general de las fotos aéreas e imágenes satelitales” y “Anexo I. Fotos aéreas e

imágenes satelitales”). La presencia de nevadas fue inesperada ya que se trata de una zona árida con precipitaciones anuales promedio menores a 180 mm. No obstante, la isoterma de 0 ºC de verano se encuentra cerca de 4750 msnm, muy por debajo del área de glaciares, esto implica que la nieve precipitada en cualquier estación del año tiende a preservarse afectando la calidad de las imágenes. 5.2.

Inventario de glaciares

Los resultados del inventario de glaciares son una pequeña contribución al relevamiento de la región. Se relevaron los principales glaciares de la subcuenca del río de las Taguas que se encuentran en el área de estudio (300 km²). Pero esta es una fracción muy reducida de la cuenca del rio Jáchal de casi 25000 km². No obstante la calidad de los 139

Discusión datos obtenidos y la profundidad de los análisis incluyendo la hipsometría y las características de la ELA son un antecedente valioso. Estos datos serán de utilidad en el marco del Inventario Nacional de Glaciares en la Provincia de San Juan, que se encuentra actualmente (2013) en fase de homologación en el IANIGLA-CONICET. 5.3.

Dificultades para establecer la ELA en el área de estudio

La ELA es un parámetro fundamental en glaciología. Los estudios realizados han permitido identificar los factores que dificultan el trabajo con esta variable en el área de estudio: 1. Variabilidad interanual de las precipitaciones. Como se argumentó en los apartados “1.3.2 Clima” y “4.5.2 Precipitaciones”, la zona se caracteriza por un clima árido con una media cercana a 180 mm anuales, con dos regímenes muy diferenciados. En años “normales” la precipitación totaliza un poco más de 100 mm mientras que en años El Niño supera los 430 mm. Este hecho ya fue reconocido por Lliboutry (1965) quien acuñó el concepto de glaciares tipo “reservorio”, es decir que según los años pueden estar enteramente en ablación o en acumulación. 2. Redistribución de la nieve por el viento. La nieve que cae predominantemente en invierno (casi 90 % entre mayo y agosto) está expuesta a vientos fuertes (15-25 km/h en promedio con ráfagas de más de 100 km/h) y con una muy marcada persistencia del NE, entre 60 y 95 % (Castebrunet 2008b). Esto favorece el transporte de la nieve y genera zonas de acumulación discontinuas. 3. Distribución generalizada de penitentes. La radiación elevada (150-400 w/m²) (MAGSA 2001), la baja humedad relativa (25-50% en promedio con extremos de 2,5 y 98%) (MacDonell, et al. 2010) y las muy bajas temperaturas (-6,8, a 5000 msnm) son los factores que favorecen la sublimación y el desarrollo de penitentes (Lliboutry 1954, Lliboutry 1999). Todos los glaciares y manchones de la zona de estudio tienen cobertura casi total de penitentes que varían desde decímetros (micropenitentes) a formas desarrolladas de más de 4 m. Estas dificultades se reflejan en los datos disponibles de balance de masa, que indican que el balance anual no está directamente relacionado con la elevación (Fig. 81). El concepto de ELA tiene sentido si el balance específico es función de la altitud, de modo 140

Discusión que la isolínea de balance cero sea aproximadamente paralela a las curvas de nivel del glaciar (Braithwaite y Raper 2009). Esto, claramente, no sucede en el área de estudio.

Fig. 81. Balance de masa anual en función de la altitud. a) Balizas en los glaciares Toro I Toro II y Esperanza, período 2004-2007. b) Glaciar Abramov, 1995-1997, ubicado en la Cordillera de Parir con una acumulación similar a los Andes Centrales. El balance neto en el área de estudio no tiene una relación directa con la altitud. En comparación, el glaciar Abramov tiene un gradiente de balance de masa clásico que permite definir con precisión la ELA (línea vertical). Datos de Rabatel et al 2011 y WGMS (1999). En estas condiciones es particularmente valiosa la estimación de la ELA derivada de los DEM. Tanto el método de altura media como el de AAR permiten obtener una aproximación a este importante parámetro glaciológico 5.4.

Inventario de glaciares de escombros

Al igual que con el inventario de glaciares, el estudio de glaciares de escombros realizado brinda información detallada sobre una zona relativamente reducida. Como ya se indicó, los glaciares de escombros son la geoforma más representativa del permafrost de montaña. El hecho de incluir geoformas menores como lóbulos y terrazas de gelifluxión ha permitido tener una visión más completa de este ambiente. El permafrost es un fenómeno de gran importancia en las zonas de montaña en general y en el área de estudio en particular.

141

Discusión Un trabajo reciente estima que el permafrost abarca unos 30000 km² en la Cordillera Argentina y unos 14000 km² en la vertiente Chilena, ubicando ambos países entre los 20 con mayor superficie de permafrost en el planeta (Gruber 2012). A pesar de ello el estudio del permafrost no tiene, en estos países, un desarrollo similar al que se observa en otras partes del mundo (por ejemplo: Rusia, Estados Unidos, Suiza o China). Dentro del permafrost de montaña, los glaciares de escombros constituyen una reserva hídrica y son un importante agente morfológico. Las temperaturas debajo de 0ºC retienen el agua que se infiltra que no es liberada sino por cambios en el clima o en el gradiente geotérmico. Distinto es el caso de la capa activa que, al descongelarse durante el verano, libera el agua retenida generando una regulación estacional. Los métodos de sensores remotos utilizados en esta tesis son una aproximación válida para cuantificar estos recursos hídricos. Pero para evaluar adecuadamente su contribución hidrológica es necesario realizar trabajos de medición de caudales en las inmediaciones de los frentes. Esta labor es particularmente compleja ya los glaciares de escombros se desarrollan en taludes donde el escurrimiento es mayormente subterráneo. La contribución hidrológica de los glaciares de escombros es una de las preguntas importante de la geocriología actual pero excede ampliamente los objetivos de esta tesis. 5.5.

Los cambios en los glaciares

El retroceso de los glaciares en área de estudio concuerda con la observación de que los glaciares de los Andes se están reduciendo, al menos, desde finales del siglo XIX. En términos generales existen cuatro formas en las que pueden evaluarse estos cambios (Cogley 2012): 1. Retroceso o disminución del largo del glaciar. La relativa facilidad con que suele accederse al frente de los glaciares y los importantes cambios que estos sufren anualmente hacen de esta observación una actividad tradicional de científicos y andinistas en general. El registro de observaciones históricas puede ser muy rico, llegando a cubrir décadas y, en algunos casos, siglos (por ejemplo en los Alpes: Nussbaumer y Zumbühl 2011, Steiner, et al. 2008). El WGMS recopila y difunde los datos de fluctuaciones de largo de todo el mundo mediante su publicación periódica Fluctuations of glaciers (WGMS 1967 y posteriores). Los frentes de los 142

Discusión glaciares suelen tener una forma y una textura bien definidas que permiten hacer observaciones con cierta precisión. Una dificultad inherente es que las observaciones se hacen desde distintos sitios por lo que suele ser trabajoso integrarlas en una serie consistente. Por otra parte, los glaciares de base fría presentan menos variaciones y es difícil detectar los cambios en las superficies cubiertas de penitentes de un año para otro. Además, la gran altitud a la que se encuentran y su acceso dificultoso conspiran contra el desarrollo de observaciones sistemáticas. Las variaciones de largo de los glaciares del área de estudio fueron analizadas en el apartado “4.4.2 Variaciones de largo”. 2. Reducción del área del glaciar. Si bien estas mediciones requieren de un esfuerzo mayor que el empleado para medir retroceso, la medición de áreas ha recibido un gran impulso con generalización reciente del uso de imágenes satelitales. En particular debe mencionarse el programa GLIMS (Rau, et al. 2005, Raup, et al. 2007). En general, los principales problemas que pueden presentarse son el persistente mal tiempo en las zonas montañosas, la presencia de nieve estacional y la cobertura de detritos de algunos frentes. Este último factor es de menor importancia en el área de estudio. El monitoreo de áreas permite analizar información adicional como la hipsometría y, en algunos casos, la posición del ELA. El efecto de borde en las mediciones de área de un glaciar puede ser más importante que en las mediciones de largo, especialmente en glaciares pequeños (Paul, et al. 2002), como es el caso los glaciares de los Andes Desérticos. Las variaciones de área de los glaciares en el área de estudio se analizaron en el apartado “4.4.1 Variaciones de área”. 3. Variación de volumen. Para medir cambios de volumen se requiere de mediciones geodésicas precisas de toda la superficie del glaciar. En general se realizan comparando DEM de distintas fechas (por ejemplo: Berthier, et al. 2010, Bown y Rivera 2007) aunque también pueden utilizarse otras tecnologías como Lidar (por ejemplo: Arendt, et al. 2002). Como se analizó en “4.4.3 Evaluación de factibilidad de un balance de masa geodésico”, no siempre pueden realizarse mediciones con la precisión adecuada, sobre todo si las variaciones observadas son pequeñas y/o los intervalos de tiempo entre mediciones son reducidos.

143

Discusión 4. Balance de masa. Con un adecuado conocimiento de la densidad de la superficie del glaciar una variación de volumen puede convertirse en una variación de masa. No obstante, la forma tradicional de realizar este tipo de mediciones es mediante el balance de masa glaciológico (Hubbard y Glasser 2005). Este, es un método trabajoso y caro ya que requiere de trabajo de campo intensivo. El método se basa en mediciones puntuales que se extrapolan al resto de la superficie del glaciar en función del gradiente de balance de masa. El método requiere al menos dos campañas al año. Hay que mencionar que alguna eventual discontinuidad o interrupción en las mediciones afecta mucho la calidad de la serie. El balance de masa es la respuesta directa del glaciar al clima con lo cual constituye una fuente de información insustituible. En esta tésis no se realizaron mediciones de balance de masa pero se analizaron los datos disponibles para el área de estudio en el apartado “4.5.3 Índice de balance de masa (IBM)”. Las series de mediciones de cambios de los glaciares, con la mencionada excepción del balance de masa, tienen dos importantes características que es necesario destacar. En primer lugar, constituyen series de información discontinua con observaciones más o menos separadas en el tiempo. El difícil acceso a los sitios y las condiciones meteorológicas adversas contribuyen a la persistencia de esta limitación. Asimismo, esta discontinuidad exige cierta prudencia a la hora de interpretar los datos que pueden tener hasta varias décadas entre observaciones. El WGMS indica que en Sudamérica existen 160 series de fluctuaciones de glaciares, de las cuales solo 49 están actualizadas, en promedio solo abarcan 36 años y tienen 4 observaciones por serie (UNEP-WGMS 2008). En segundo lugar, la geometría original del glaciar (tamaño, forma, pendiente) influye en la sensibilidad climática y en el tiempo de respuesta de la posición del frente. Por este motivo, las comparaciones directas solo pueden hacerse entre glaciares de características similares. No obstante, en escalas superiores a un siglo, los glaciares tienden a presentar un comportamiento más uniforme (Johanesson, et al. 1989, Oerlemans 2005, Oerlemans 2008). La retracción de los glaciares del área de estudio fue de 30% en 50 años. Este cambio es consistente con el hecho de que los glaciares son pequeños y se ajustan más rápidamente a un cambio en el clima. Considerando que se trata de glaciares de régimen frío, con velocidades de 3-5 m/año, es muy probable que la pérdida de espesor por 144

Discusión derretimiento sea mucho más importante que la variación de área que se ha logrado captar con imágenes satelitales. En la actualidad no se dispone de modelos de elevación adecuados para determinar la variación de volumen de los últimos 50 años. Por otra parte, en los Andes Áridos suele observarse una recuperación de la superficie en la década de 1980’ que responde a un aumento de las precipitaciones posteriores al cambio de fase de la oscilación decenal del Pacífico (PDO por sus siglas en inglés) en 1976-1977 (Bown, et al. 2008, Espizua y Pitte 2009, Le Quesne, et al. 2009). Este cambio no se observa en el área de estudio debido, probablemente, a que no se disponen de información suficiente de las décadas de 1960’ y 1970’. Además, la reciente aceleración de la pérdida de superficie de los glaciares, implica que su balance de masa es crecientemente negativo. Lamentablemente se cuenta con muy pocos datos de balance de masa a lo largo de los Andes del Sur y solo tres series superan la década de observaciones: Martial Este, en Tierra del Fuego (Strelin e Iturraspe 2007), Echaurren Norte (Escobar, et al. 1995)y Piloto Este (Leiva, et al. 2007) en los Andes Centrales. Por lo tanto, el balance de masa de las últimas décadas solo puede estimarse desde las mediciones disponibles, combinadas con series más largas y completas de datos climáticos. Diversos estudios recientes demuestran que existe suficiente cantidad de datos hidro-climáticos disponibles para los Andes Áridos y Húmedos (por ejemplo: Cortés, et al. 2011, Masiokas, et al. 2006, Masiokas, et al. 2010). En este contexto se plantea el interés de analizar los datos meteorológicos disponibles para explicar el comportamiento reciente de los glaciares. El índice de balance de masa es una herramienta exploratoria que permite indagar en la relación clima-glaciares y tiene la ventaja de que puede calcularse con los datos de precipitación y temperatura mensual disponibles. En el área de estudio IBM está fuertemente controlado por la precipitación debido a que el coeficiente de variación de la precipitación invernal es de 104% mientras que el de la temperatura estival es de 6%. La ineficacia del IBM para captar la ablación es natural ya que en los Andes Áridos es necesario incluir la radiación solar. Ésta última no se incluyó por no disponer de datos para el área durante el período de interés. A pesar de ello, el IBM permitió analizar algunos aspectos de la evolución del balance de masa en los últimos 50 años con los datos disponibles (precipitación y temperaturas mensuales). 145

Discusión 5.6.

Clima y glaciares

Los datos de temperatura para la región montañosa son escasos e incompletos. Si bien existen estaciones ubicadas en el área de estudio, los registros son fragmentarios. En este contexto, el reanálisis NCEP-NCAR brinda una serie temporal continua con cierta correlación con los datos disponibles para la Cordillera. El aumento de 1ºC derivado de los datos de reanálisis también se aprecia en los datos de radiosonda de Santiago y Antofagasta, que indican que la isoterma de 0ºC ascendió 110 y 190 m, respectivamente, entre 1958 y 2006 (Carrasco, et al. 2005, Carrasco, et al. 2008). El aumento de la temperatura el área de estudio es 2,5-3,5 veces mayor a la media del hemisferio sur observada entre 1901 y 2005 (Trenberth y Jones 2007). Este calentamiento pronunciado de la troposfera media ha sido observado en gran parte de las latitudes medias del hemisferio sur, con datos satelitales de microondas (MSU por sus siglas en inglés), desde 1979 (Fu, et al. 2006). Una comparación entre los datos de radiosonda y MSU indica que los primeros muestran una tendencia más pronunciada que los segundos, y que los Andes Desérticos tienen un mayor calentamiento que los Andes Centrales (Falvey y Garreaud 2009, Fig. 82).

Fig. 82. Tendencia de la temperatura para los Andes Desérticos y Centrales. Datos de radiosonda de las estaciones Quintero y Antofagasta (sombreados), para 19792006. Las líneas violetas representan los datos de satélite (MSU). Los círculos representan datos de estaciones. Fuente: adaptado de Falvey y Garreaud 2009. 146

Discusión Este calentamiento puede deberse al fortalecimiento y expansión de la celda de Hadley observada en los datos de reanálisis (Hu y Fu 2007). La celda de Hadley es una circulación meridional debida al acenso de aire cálido tropical. Este aire fluye hacia la zona subtropical, donde se enfría, desciende y fluye de regreso a la zona tropical en una circulación cerrada. En el caso de las precipitaciones, el fuerte patrón común de la región permite integrar más fácilmente, los distintos registros disponibles ya sean estaciones individuales o datos grillados. El aumento de la precipitación observado (+58%) está fuertemente condicionado por el período seleccionado (1958-2010). El cambio de fase de la Oscilación Decenal del Pacífico (PDO) en 1977-1978 ha sido señalado como un punto de inflexión entre un período reciente relativamente más húmedo, y un período anterior relativamente más seco. Desde una perspectiva temporal más amplia, las precipitaciones se han reducido. Por ejemplo, entre 1869 y 2004 las precipitaciones en La Serena se redujeron un 66% (Vuille y Milana 2007). Los ríos de la zona presentan una gran variación interanual de los caudales que refleja fundamentalmente el comportamiento de la precipitación. El análisis de los datos disponibles indica que los caudales del río Jáchal se incrementaron en un 103 % y los del río El Carmen en un 147 % en el período analizado. Las tendencias positivas de los caudales, muy superiores a las de la precipitación, indican un aporte glaciar creciente a los escurrimientos. Otro estudio de esta zona también encontró coeficientes de escorrentía superiores al 100% para áreas por encima de los 3000 msnm (Favier, et al. 2009). Los autores atribuyen este resultado a una contribución glacial del orden del 510% de los caudales observados a esas altitudes. Este aporte parece haberse incrementado recientemente, con la aceleración de la ablación de los glaciares observada en el área de estudio. La falta de datos de fluctuaciones a escala de toda la cuenca del Jáchal y las mencionadas discontinuidades en la serie de caudales, limitan una cuantificación precisa de este aporte y su variación el tiempo. Finalmente, el coeficiente de variación del río Jáchal es de 53 % mientras que el de Quebrada Larga es de 104 %. Esta diferencia indica la importancia de los múltiples procesos reguladores de la cuenca, entre los que se incluyen la regulación glaciar. En la escala estacional, el análisis de los caudales permitió distinguir los ríos con régimen nival de los ríos con régimen glaciar. La fecha del máximo y la duración del 147

Discusión pulso de deshielo están relacionadas con el tamaño de la cuenca y por la precipitación anual. Las subcuencas glaciares retrasan su máximo en años secos, a la inversa de lo que sucede en regímenes nivales. En trabajos de modelado hidrológico realizados, con distintos escenarios climáticos, para las cuencas de los Alpes y el Himalaya, el aspecto más importante es el aumento de las descargas con un aumento de las temperaturas y una disminución de los derrames de verano con la retracción de los glaciares (Hagg y Braun 2005). Este comportamiento modelado permite suponer que, en el contexto actual de pérdida de superficie glaciar, es esperable que la regulación estacional de los ríos estudiados disminuya.

148

Conclusiones

6. Conclusiones

Se ha documentado y analizado la situación actual y la evolución reciente de la criósfera de montaña en un sector de los Andes Desérticos, mediante el uso de imágenes satelitales y fotografías aéreas. Los resultados fueron validados en el campo, donde se hicieron observaciones adicionales. En el inventario se destaca la presencia de glaciares, manchones de nieve y glaciares de escombros, que constituyen lo esencial de la reserva de recursos hídricos sólidos. Las principales características morfométricas (área, distribución altitudinal, orientación) son similares en la vertiente atlántica y pacífica de la Cordillera. En general, los glaciares son pequeños, de forma irregular y asociados a hondonadas y depresiones de pendiente moderada. Es significativa la presencia de glaciares de cornisa, más anchos que largos, asociados a fuertes cambios de pendiente. Los glaciares y manchones de nieve se encuentran cubiertos de penitentes, que se forman por la sublimación de la nieve. Este proceso es favorecido por la baja temperatura, la baja humedad y la elevada radiación solar. La distribución de los glaciares de escombros y los datos provenientes de observaciones directas han permitido estimar la distribución y el espesor del permafrost de montaña en las distintas subcuencas. Los datos confirman que los glaciares de escombros son buenos indicadores del permafrost de montaña y la posición de su frente concuerda aproximadamente con la isoterma de -1ºC. Por otra parte, el espesor estimado de permafrost es de decenas de metros, en el frente de los glaciares de escombros y cientos de metros alrededor de los glaciares. La altitud de la línea de equilibrio es aproximadamente 5100 msnm con una leve asimetría entre Chile y Argentina. La determinación de la ELA es compleja y los métodos derivados de los modelos digitales de elevación (DEM) producen los 149

Conclusiones resultados más robustos. La posición de la ELA concuerda aproximadamente con la isoterma de -8 -9 ºC, que tradicionalmente indica el límite del permafrost continuo. En los últimos 50 años los glaciares del área de estudio han sufrido importantes cambios que están acelerándose. Las variaciones medidas incluyen reducción de la superficie, retroceso de la posición del frente, balance de masa negativo, aumento de la cobertura de detritos y crecimiento de lagunas supraglaciares. El tamaño pequeño, el perímetro de forma irregular de las unidades estudiadas y la variabilidad interanual del clima, contribuyen a que las series de fluctuaciones de área y de largo sean relativamente ruidosas, pero la tendencia marcadamente negativa del período analizado es evidente. El derretimiento de los glaciares está relacionado con un aumento en las temperaturas observado en los últimos 50 años y una reducción de las precipitaciones observada en el último siglo. La contribución creciente de los glaciares a la escorrentía de los ríos es coherente con la reducción observada del área de los glaciares, y plantea un escenario de déficit hídrico en el mediano plazo 6.1.

Perspectivas

Esta tesis es una contribución al estudio de los glaciares y el permafrost de montaña, basado en información de sensores remotos. Una continuación de trabajo consiste en extender los inventarios de glaciares y la reconstrucción de las fluctuaciones de glaciares a otros sitios dentro de los Andes Desérticos y también en otras regiones de los Andes. Esta labor se integra, ahora, dentro de la iniciativa del “Inventario Nacional de Glaciares”, creado por la ley de Protección de Glaciares 26.639 y que cuenta con financiamiento del Gobierno Nacional a través de la “Secretaría de Ambiente y Desarrollo Sustentable de la Nación”, así como de distintos gobiernos provinciales. Este gran proyecto está formando una nueva generación de profesionales especializados en glaciología, con la coordinación del IANIGLA-CONICET. El grupo de trabajo, al que el autor se integró en abril de 2012, debe completar el Inventario Nacional de Glaciares en un plazo de 5 años. El cronograma de la Ley también establece estudios de nivel 2 (fluctuaciones de glaciares) y nivel 3 (balance de masa, energético e hidrológico). Los resultados del Inventario de los ríos Mendoza y de las Vueltas, citados oportunamente, son un anticipo de la cantidad y calidad de datos que se dispondrá para toda la extensión de la Cordillera Argentina en los próximos años. 150

Anexo I – Fotos aéreas e imágenes satelitales

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7 6 7 7 7 7 7 7 7 7 7 6

CL Toro CL Toro CL Toro CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas CL Tres Quebradas

Man R04 Toro II

Man R05 Toro I

Man R06

Gla Q01

Man Q02

Man Q03

Man Q04

Man Q05

Man Q06

Man Q07

Man Q08

Man Q09

Man Q10 Palomita

Gla Q11 CL Ortigas CL Ortigas

Man O01

Gla O02

Canito

Guanaco

CL Toro

Man R03 Esperanza

6

7

7

7

7

7

CL Toro

7

CL Toro

Man R02

6

7

6

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7

7

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7

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3

7

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5

3

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7

7

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3

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7

3

3

3

3

3

7

7

3

7

3

5

5

5

5

5

7

8

8

6

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6

6

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8

1

1

1

1

1

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2

1

3

3

2

1

1

1

1

2

1

1

1

1

1

1

-69.996

Longitu d

-69.99

-70.03 -70.041

-70.04

-29.388 -70.052

-29.381 -70.067

-29.367 -70.018

-29.361 -70.024

-29.359 -70.031

-29.358 -70.037

-29.357

-29.352 -70.073

-29.352 -70.068

-29.353 -70.061

-29.351 -70.055

-29.35

-29.348 -70.019

-29.347

-29.334 -70.022

-29.332 -70.026

-29.331 -70.037

-29.329 -70.043

-29.325 -70.047

-29.303 -70.001

-29.293 -70.027

-29.299 -70.014

-29.269 -69.989

-29.259 -69.996

-29.256

-29.257 -69.987

-29.255 -69.997

-29.25

Clasificación Latitud Pri Form Fren Cob

Man R01

CL Estrecho

CL Estrecho

Gla E01 CL Estrecho

CL Barreal

Man B06

Amarillo

CL Barreal

Man B05

Gla E03

CL Barreal

Man B04

Man E02

CL Barreal

Estrecho

CL Barreal

Man B03

Subcuenca

Man B02

Pol. CL Barreal

Nombre

Man B01

Código

SE

SE

S

S

SO

SO

SO

SE

SO

S

S

S

S

SE

SO

SO

S

SE

SE

S

S

S

N

SE

S

SE

S

SE 5200 5012 5106 0.08 5130 4898 5014 0.06

5281 4959 5120 0.05

5498 5042 5270 1.26

0.1

5103 4992 5048 0.04 5235 5064 5150 0.06

4930 4876 4903 0.03 5102 4922 5012 0.11

5113 5025 5069 0.04 SE 5226 4824 5025 0.84

S

SO 5163 5007 5085 0.26

SO 5097 5046 5072 0.08

SO 5075 4985 5030 0.06

SO 4997 4951 4974 0.02

SO 4966 4948 4957 0.01

SE 4947 4667 4807 0.03

SO 5006 4923 4965 0.02

S

SE 5045 4894 4970 0.05

S

SO 5335 4991 5163 0.99

SE 5158 5004 5081 0.08

O

SO 5196 4984 5090 0.06

S

SE 5016 4894 4955 0.04

SE 4986 4769 4878 0.05

SO 5296 5052 5174 0.25

S

S

NE 5132 4916 5024

SE 4974 4907 4941 0.01

S

SE 5113 4930 5022 0.12

S

SE 5258 5232 5245 0.02

1.56

0.81

1.41

0.86

1.74

Orientación Altitud Área Largo Acu. Abl. Max. Min. Med. km² km

Anexo II – Glaciares: Información general

Anexo II. Glaciares: Información general

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Gla O03 Gla O04 Man O05 Man O06 Man O07 Man O08 Man O09 Man O10 Man O11 Man O12 Gla I01 Man I02 Man I03 Man I04 Man A01 Gla A02 Man A03 Man T01 Man T02 Man T03 Gla C01 Gla C32 Man C35 Gla C34 Man C33 Man C31 Man C30 Man C29 Man C28 Man P03 Man P01 Man P09 Man P08 Gla P07

CL CL CL CL CL CL CL CL CL CL Potrerillos CL CL CL CL AR L. Amarillos AR AR AR AR AR Guanaco AR Canito AR Palomita AR AR AR AR AR AR AR AR AR AR AR Potrerillos AR

Ortigas Ortigas Ortigas Ortigas Ortigas Ortigas Ortigas Ortigas Ortigas Ortigas Potrerillos (CL) Potrerillos (CL) Potrerillos (CL) Potrerillos (CL) Los Amarillos Los Amarillos Los Amarillos Turbio Turbio Turbio Canito Canito Canito Canito Canito Canito Canito Canito Canito Potrerillos (AR) Potrerillos (AR) Potrerillos (AR) Potrerillos (AR) Potrerillos (AR)

6 6 7 7 7 7 7 7 7 7 6 7 7 7 7 6 7 7 7 7 6 5 7 6 7 7 7 7 7 7 7 7 7 6

3 4 7 3 7 5 7 7 7 7 3 3 5 5 7 3 7 7 7 7 3 5 5 5 7 5 5 5 5 7 7 7 7 3

8 8 6 6 6 6 6 6 6 6 8 7 6 6 6 6 6 6 6 6 8 9 8 9 7 6 6 6 6 8 8 6 8 8

1 1 1 2 1 2 1 1 1 1 1 2 2 2 1 2 2 1 1 1 1 2 1 2 2 1 1 2 2 1 2 2 1 1

-29.393 -29.388 -29.388 -29.392 -29.39 -29.394 -29.394 -29.395 -29.395 -29.395 -29.392 -29.396 -29.403 -29.411 -29.284 -29.298 -29.295 -29.304 -29.304 -29.308 -29.347 -29.37 -29.361 -29.362 -29.365 -29.377 -29.381 -29.383 -29.384 -29.38 -29.38 -29.384 -29.387 -29.39

-70.034 -70.071 -70.078 -70.022 -70.065 -70.043 -70.05 -70.052 -70.054 -70.055 -70.015 -70.013 -70.014 -70.018 -69.994 -69.991 -69.987 -69.994 -69.992 -69.986 -70.012 -70.004 -70.02 -70.005 -70.003 -70.012 -70.013 -70.017 -70.019 -69.998 -70.003 -70.005 -70.006 -70.01

S S SO S S S S S S S SE E E SE SE SE E SE S SE S SE S E SE NE E N N SE S E SE SE

SO S SO SO SE S S S S S SE E E SE SE SE E SE S SE E E E E E NE NE N N SE S E SE SE

5299 4861 4815 5348 4858 5131 5068 4998 4958 4938 5359 5232 5190 5250 5441 5531 5204 5206 5122 4801 5349 5193 5120 5078 5043 5195 5293 5317 5323 5104 5211 5218 5279 5388

4853 4658 4764 5238 4831 5018 5045 4967 4946 4910 5245 5028 4945 5080 5304 4905 5097 5086 5101 4779 5010 4806 5071 4999 5004 5152 5229 5317 5321 5043 5183 5174 5168 5126

5076 4760 4790 5293 4845 5075 5057 4983 4952 4924 5302 5130 5067 5195 5373 5218 5151 5146 5112 4790 5180 5000 5096 5039 5024 5174 5261 5317 5322 5074 5197 5196 5224 5257

0.72 0.09 0.01 0.19 0.01 0.04 0 0 0 0 0.03 0.07 0.06 0.04 0.19 1 0.02 0.01 0 0 0.77 0.42 0.16 0.02 0.01 0.02 0.05 0 0 0.01 0 0.01 0.02 0.16 0.45

0.1

1.39 1.5

1.66

0.14

1.35 0.29

Anexo II – Glaciares: Información general

168

Anexo II – Glaciares: Información general Código: identificador (ID) alfanumérico cuyas primeras tres letras indican el tipo de geoforma, un espacio, una letra que identifica la subcuenca y finalmente dos dígitos para identificar la unidad. Nombre: nombre de la unidad. Pol.: Unidad política. Nombre del país o territorio donde se localiza la unidad. Se emplean códigos de 2 dígitos propuestos por la norma ISO 3166 (www.iso.org). Subcuenca: subcuenca en la que se encuentra la unidad. Clasificación: clasificación morfológica de la unidad. Pri.: Primaria. 1 Miscelánea 2 Sábana de hielo continental 3 Campo de hielo 4 Glaciar 5 Glaciar de valle 6 Glaciar de montaña 7 Glaciarete y manchón de nieve 8 Barrera de hielo 9 Glaciar de escombros Form.: Forma 0 Miscelánea 1 Cuencas compuestas 2 Cuenca compuesta 3 Cuenca simple 4 Circo 5 Nicho 6 Cráter 7 Colgante 8 Grupo

169

Anexo II – Glaciares: Información general 9 Remanente Fren: Frente 0 Misceláneo 1 Piedemonte 2 Expandido 3 Lobulado. 4 Desprendimiento. 5 Adyacente, no contribuyente. 6 Irregular, mayormente descubierto. 7 Irregular, cubierto de detritos. 8 Lóbulo simple, mayormente descubierto. 9 Lóbulo simple, mayormente cubierto de detritos. Cob.: Cobertura del frente 0 Incierto 1 Descubierto 2 Parcialmente cubierto de detritos 3 Mayormente cubierto de detritos 4 Completamente cubierto de detritos Lat.: Latitud geográfica en grados decimales, datum WGS 84. Long. Longitud geográfica en grados decimales, datum WGS 84. Exposición ac.: Orientación principal del área de acumulación (punto cardinal) Exposición ab.: Orientación del área de ablación (punto cardinal). Altitud max.: Elevación máxima de la unidad en metros. Altitud min.: Elevación mínima de la unidad en metros. Altitud med.: Elevación media de la unidad en metros. Área: área de la unidad en km². Largo: Largo de la unidad en km. 170

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

Man R05

Man R06 Toro I

Gla Q01

Man Q02

Man Q03 Guanaco

Man Q04

Man Q05

Man Q06

Man Q07

Man Q08

Man Q09

Man Q10 Palomita

Gla Q11

Man O01 Canito

Gla O02

Gla O03

CL

CL

Man R04 Toro II

Ortigas I

CL

Gla O04

CL

CL

Gla E02

Man R03 Esperanza

CL

Man E01

Man R02 Amarillo

CL

Man B06

CL

CL

Man B05

CL

CL

Man B04

Man R01

CL

Man B03

Gla E03

CL

Estrecho

CL

Man B02

1981 2010D

1968 2010D

1981 2010D

1981 2010D

1968 2010D

1968 2010D

1968 2010D

1968 2010D

1968 2010D

1981 2010D

1981 2010D

1981 2010D

1981 2010D

1968 2010D

1968 2010D

2010 2010D

1959 2010D

1968 2010D

1968 2010D

1968 2010D

1981 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1981 2010D

2010 2010D

2010 2010D

2010 2010D

2010 2010D

2010 2010D

2010 2010D

0.15

0.32

1.5

1.54

0.92

0.46

0.11

0.09

0.06

0.02

0.06

1.18

0.22

0.2

0.14

0.06

0.11

0.84

1

0.02

0.45

0.12

0.12

0.1

0.16

0.04

0.05

0.23

0.09

0.09

1.24

0.22

0.27

0.18

0.06

0.07

0.4

1.54

0.08

0.11

0.87

1.01

0.08

0.42

0.1

0.09

0.09

0.15

0.05

0.05

0.21

0.07

0.07

1.17

0.17

0.22

0.09

0.04

0.05

0.39

1.58

0.05

0.14

0.88

1

0.1

0.47

0.09

0.17

0.06

0.28

1.23

0.19

0.23

0.39

1.59

0.13

0.83

0.97

0.08

0.36

0.1

0.08

0.07

0.13

0.05

0.04

0.17

0.06

0.07

1.13

0.13

0.15

0.05

0.05

0.06

0.3

1.46

0.05

0.08

0.8

0.94

0.08

0.38

0.1

0.1

0.08

0.14

0.05

0.04

0.16

0.09

0.09

1.16

0.14

0.14

0.03

0.05

0.35

1.46

0.05

0.07

0.12

0.83

0.95

0.08

0.41

0.1 0.1

0.1 0.08

0.09

0.13 0.12

0.08

0.05

0.22

0.1

0.1

1.13 1.09

0.1 0.09

0.1 0.1

0.06

0.06

0.06

0.35 0.32

1.48 1.37

0.11

0.78

0.9

0.05

0.34

0.09

0.07

0.05

0.01

0.06

0.03

0.16

0.06

0.05

1.05

0.09

0.07

0.04

0.04

0.05

0.28

1.33

0.05

0.1

0.76

0.88

0.05

0.31

0.09

0.07

0.05

0.1

0.04

0.03

0.14

0.05

0.04

1.04

0.06

0.07

0.04

0.04

0.05

0.29

1.31

0.05

0.11

0.75

0.87

0.05

0.31

0.08

0.07

0.04

0.1

0.04

0.03

0.14

0.06

0.04

1.03

0.07

0.09

0.05

0.04

0.06

0.28

1.29

0.05

0.1

0.74

0.86

0.05

0.29

0.08

0.07

0.04

0.1

0.04

0.03

0.14

0.05

0.04

1.01

0.07

0.08

0.04

0.04

0.05

0.28

1.29

0.05

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

0.09

0.72

0.84

0.04

A

A

A

A

0.26 A, B

0.08 A, B

0.06

0.02

0

0.03

0.02

0.11

0.05

0.03

0.99 A, B

0.08

0.06 A, B

0.06 A, B

0.04 A, B

0.04

0.05

0.25 A, B

1.26 A, B

0.05

0.1 A

0.01 A

0.06 A

0.12 A

0.08 A

0.02 A

Nombre Po. Inicio Fin Met. 1959 1966 1968 1981 1986 1988 1995 1997 1999 2000 2005 2007 2008 2009 2010 Obs

Man B01

Código

Anexo III – Glaciares: Fluctuaciones de área

Anexo III. Glaciares: Fluctuaciones de área

171

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

CL

Man O06

Man O07

Man O08

Man O09

Man O10 Ortigas II

Man O11

Man O12

Gla I01

Man I02

Man I03

1966 2010D

AR

AR

Gla A02

Man A03

AR

AR

Guanaco

Canito

Man T03

Gla C01

Gla C32

AR

AR

AR

AR

AR

AR

AR

AR

AR

AR

AR

Gla C34

Man C33 Palomita

Man C31

Man C30

Man C29

Man C28

Man P03

Man P01

Man P09

Man P08

Gla P07

Potrerillos

AR

Man C35

AR

1959 2010D

AR

Man T02

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1981 2010D

1959 2010D

1981 2010D

1981 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

1959 2010D

Man T01 L. Amarillos AR

1959 2010D

1959 2010D

AR

Man A01 Amarillo

2005 2010D

CL

2005 2010D

2005 2010D

1968 2010D

2010 2010D

2010 2010D

2010 2010D

2010 2010D

1981 2010D

1981 2010D

1959 2010D

1986 2010D

Man I04

Potrerillos

CL

Man O05

0.22

0.03

0.01

0.01

0.06

0.03

0

0.08

0.21

1.01

0.83

0.02

0

0.02

1.2

0.2

0.27

0.04

0.22

0.23

0.03

0.01

0.01

0.01

0

0.01

0.06

0.02

0.02

0.06

0.23

0.9

0.83

0.14

0.26

0.06

0

0.24

0.25

0.04

0.02

0.01

0.02

0.03

0.05

0.24

0.88

0.85

0.02

0

0.02

0.05

1.23

0.26

0.06

0.19

0.03

0.51

0.03

0.23

0.03

0.02

0

0.02

0.12

0.03

0.03

0.06

0.23

0.85

0.9

0.02

0

0.03

0.05

1.22

0.23

0.07

0.15

0.02

0.49

0.04

0.27

0.04

0.06

0.9

0

0.04

1.23

0.24

0.1

0.02

0.58

0.19

0.03

0.01

0

0.01

0

0.01

0.11

0.03

0.01

0.04

0.21

0.65

0.87

0

0

0.01

0.03

1.1

0.21

0.05

0.08

0.01

0.37

0.03

0.17

0.02

0.01

0.01

0.01

0.07

0.02

0.01

0.03

0.19

0.62

0.82

0.01

0.01

0.01

0.03

1.08

0.24

0.05

0.14

0.02

0.32

0.03

0.02

0

0.02

0.27

0.04

0.02

0.03 0.02

0.04 0.03

0.04 0.04

0.2 0.2

0.76 0.67

0.85 0.81

0

0.05 0.04

1.21 1.16

0.27

0.1

0.17

0.03

0.49

0.03

0.23

0.03

0.01

0.01

0.01

0

0.01

0.06

0.02

0.02

0.03

0.18

0.64

0.79

0.01

0

0.02

0.01

1.09

0.2

0.04

0.1

0.18

0.06

0.09

0.02

0.23

0.02

0.2

0.03

0.01

0

0.01

0

0

0.06

0.02

0.01

0.03

0.18

0.58

0.79

0.01

0

0.01

0.02

1.06

0.05

0.06

0.01

0.37

0.02

0.2

0.03

0.01

0

0.02

0

0.01

0.03

0.19

0.57

0.78

0.01

0

0.01

0.03

1.08

0.06

0.07

0.06

0.06

0.01

0.34

0.02

0.19

0.02

0.01

0

0.01

0

0.06

0.03

0.01

0.03

0.18

0.55

0.79

0.01

0

0.01

0.03

1.06

0.04

0.06

0.01

0.32

0.02

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

A

0.16 A, B

0.02 A, B

0.01 A, B

0

0.01

0

0

0.05

0.02

0.01 A, B

0.02

0.16 A, B

0.42 A, B

0.77 A, B

0

0

0.01

0.02

1

0.2

0.04

0.1

0.18 A, B

0.03 A, B

0

0

0

0

0.04

0.01

0.19

0.01

Anexo III – Glaciares: Fluctuaciones de área

172

Anexo III – Glaciares: Fluctuaciones de área Código: identificador (ID) alfanumérico cuyas primeras tres letras indican el tipo de geoforma, un espacio, una letra que identifica la subcuenca y finalmente dos dígitos para identificar la unidad Nombre: nombre de la unidad. Pol.: Unidad política. Nombre del país o territorio donde se localiza la unidad. Se emplean códigos de 2 dígitos propuestos por la norma ISO 3166 (www.iso.org). Ini.: año de la primera observación. Fin: año de la última observación. Met.: método de observación A: Fotografía aérea e imágenes satelitales. B: Fotografía de campo. C: Método geodésico de campo (teodolito, cinta métrica, GPS, etc.). D: Combinación de A, B y/o C. Se especifica en el la columna “Obs.”. E: Otro métodos (Lidar, Radar, comparación de mapas) Años: medición para el año indicado en km². Obs: Observaciones adicionales. Incluye detalle de métodos empleados. cobertura parcial de imagen cobertura parcial de nieve

173

AR 1959 2010

AR 1959 2010

AR 1959 2010

AR 1959 2010

Gla C32 Canito

Gla C34 C34

Gla P07 Potrerillos D

A

D

D

0.52

0.38

1.93

1.43

1.77

1.84

0.5

0.31

1.81

1.4

0.52

0.3

1.7

1.39

1.77

0.44

0.3

1.69

1.45

1.73

1.51

0.51

0.31

1.72

1.38

1.76

1.52

0.47

0.21

1.59

1.43

1.76

1.42

0.43

0.16

1.59

1.42

1.67

1.39

1.57

0.51

0.16

1.74

1.44

1.76

1.4

1.73

0.32

1.6

1.4

1.76

0.48

0.24

1.56

1.39

1.74

1.36

1.67

0.35

1.5

0.47

0.21

1.61

1.39

1.7

1.35

1.65

0.33

1.46

1.03

0.47

0.26

1.62

1.39

1.7

1.35

1.57

0.35

1.45

0.98

0.47

0.12

1.62

1.39

1.7

1.35

1.58

0.32

1.44

1.03

0.45

0.1

1.5

1.39 A,B

1.66

1.35

1.56

0.29

1.41 A,B

0.86 A,B

1.74 A,B

Gla C01 Guanaco

A

1.49

1.66

1.48

0.78

1.75

AR 1959 2010

1.6

1.73

0.32

1.45

1.03

1.76

Gla A02 Los Amarillos

A

1.7

0.4

1.47

1.11

1.76

CL 1968 2010

1.73

0.34

1.45

1.04

1.78

Gla O03 Ortigas 3

A

0.32

1.47

0.84

1.82

CL 1981 2010

0.31

1.5

0.97

1.87

Gla O02 Ortigas 2

A

1.54

0.97

1.87

CL 1981 2010

1.49

1.11

1.91

Gla Q04 Ortigas 4

D

1.01

1.91

CL 1968 2010

0.98

1.93

Gla Q01 Guanaco

D

1.93

CL 1959 2010

1.94

Gla E03 Amarillo

1.89

CL 1959 2010

Gla E02 Estrecho D

Pol. Inicio Fin Met. 1959 1966 1968 1981 1986 1988 1995 1997 1999 2000 2005 2007 2008 2009 2010 Obs.

Código Nombre

Anexo IV – Glaciares: Fluctuaciones de largo

Anexo IV. Glaciares: Fluctuaciones de largo

174

Anexo IV – Glaciares: Fluctuaciones de largo Código: identificador (ID) alfanumérico cuyas primeras tres letras indican el tipo de geoforma, un espacio, una letra que identifica la subcuenca y finalmente dos dígitos para identificar la unidad Nombre: nombre de la unidad. Pol.: Unidad política. Nombre del país o territorio donde se localiza la unidad. Se emplean códigos de 2 dígitos propuestos por la norma ISO 3166 (www.iso.org). Ini: año de la primera observación. Fin: año de la última observación. Met: método de observación A: Fotografía aérea e imágenes satelitales. B: Fotografía de campo. C: Método geodésico de campo (teodolito, cinta métrica, GPS, etc.). D: Combinación de A, B y/o C. Se especifica en el la columna “Obs”. E: Otro métodos (Lidar, Radar, comparación de mapas) Años: medición para el año indicado en km. Obs: Observaciones adicionales. Incluye detalle de métodos empleados.

175

Anexo V – Estaciones fotográficas

Anexo V. Estaciones fotográficas 1. Glaciares Estrecho-Amarillos Nombre

X

Y

Elev.

F AMA 01 F AMA 02 F EST 02 F EST 03 F EST 04 F EST 05

2403131 2402525 2401643 2401581 2401342 2400851

6758603 6758372 6758568 6758555 6758778 6755745

5243 5084 5049 5040 5079 5242

Acceso

176

Anexo V – Estaciones fotográficas Fotos

F AMA 01 09/04/2008 (L. Ferri Hidalgo)

F AMA 02 09/04/2008 (P. Pitte)

F EST 01 09/04/2008 (P. Pitte)

177

Anexo V – Estaciones fotográficas

F EST 02 09/04/2008 (P. Pitte)

F EST 03 09/04/2008 (P. Pitte)

F EST 04 09/04/2008 (P. Pitte)

178

Anexo V – Estaciones fotográficas

F EST 05 06/2003 (Golder Asociates SA)

F EST 05 24/02/2006 (L. Ferri Hidalgo)

F EST 05 08/04/2008 (P. Pitte)

179

Anexo V – Estaciones fotográficas 2. Glaciar los Amarillos Nombre

X

Y

F LAM 01 2405407 6757913

Altitud

4906

Acceso

180

Anexo V – Estaciones fotográficas 3. Manchones Esperanza, Toro II y Toro I Nombre

X

Y

F ESP 01 2399399 6754471 F TOR 01 2400657 6754989

Altitud

4968 5180

Fotos

F T2 01 09/04/2008 (P. Pitte)

181

Anexo V – Estaciones fotográficas

F ESP 01 10/04/2008 (P. Pitte)

182

Anexo V – Estaciones fotográficas 4. Glaciar Guanaco Nombre

X

Y

Altitud

F GUA 01 F GUA 02 F GUA 04 F GUA 06 F GUA 07 F GUA 08 F GUA 09 F GUA 10 F GUA 11

2401792 2401909 2402319 2402393 2402321 2401946 2401059 2400971 2400355

6754387 6754675 6754030 6753842 6753630 6753087 6753145 6752995 6753210

5349 5350 5134 5136 5143 5239 5114 5095 4983

Acceso

Fotos 183

Anexo V – Estaciones fotográficas

F GUA 01 24/02/2006 (P. Pitte)

F GUA 01 04/09/2008 (P. Pitte)

F GUA 02 09/04/2008 (P. Pitte)

184

Anexo V – Estaciones fotográficas

F GUA 04 10/04/2008 (P. Pitte)

F GUA 05 10/04/2008 (P. Pitte)

185

Anexo V – Estaciones fotográficas

F GUA 06 10/04/2008 (P. Pitte)

F GUA 08 10/04/2008 (P. Pitte)

F GUA 09 10/03/2003 (Golder Associates SA)

F GUA 09 10/04/2008 (P. Pitte)

186

Anexo V – Estaciones fotográficas

F GUA 10 10/04/2008 (P. Pitte)

F GUA 11 10/04/2008 (P. Pitte)

187

Anexo V – Estaciones fotográficas 5. Glaciar Canito Nombre

X

Y

Altitud

F CAN 01 F CAN 02 F CAN 04 F CAN 05 F CAN 06 F CAN 07 F CAN 08 F CAN 09 F CAN 10 F CAN 11 F CAN 12 F CAN 13 F CAN 14

2402614 2402810 2402952 2402910 2403045 2402809 2405031 2405486 2402265 2400865 2399996 2402327 2402401

6751459 6751381 6751265 6751260 6751204 6751212 6750867 6750861 6751318 6750981 6751106 6751569 6751547

4954 4824 4735 4747 4776 4833 4493 4615 5008 5144 5086 5030 4990

Acceso

188

Anexo V – Estaciones fotográficas

Fotos

F CAN 01 24/03/2007 (P. Pitte)

189

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 02 22/03/2007 (L. Ferri Hidalgo)

F CAN 02 19/03/2008 (H. Gargantini)

190

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 02 03/04/2009 (L. Ferri Hidalgo)

F CAN 02 22/04/2010 (P. Pitte)

191

Anexo V – Estaciones fotográficas

Acceso

Fotos

192

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 04 22/03/2007 (P. Pitte)

F CAN 04 19/03/2008 (L. Ferri Hidalgo)

193

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 04 03/04/2009 (L. Ferri Hidalgo)

F CAN 04 20/04/2010 (M. Álvarez)

194

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 05 26/02/2006 (L. Ferri Hidalgo)

F CAN 05 22/03/2007 (P. Pitte) 195

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 05 03/04/2009 (L. Ferri Hidalgo)

F CAN 05 20/04/2010 (P. Pitte)

196

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 06 22/03/2007 (P. Pitte)

F CAN 06 03/04/2009 (L. Ferri Hidalgo)

197

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 06 20/04/2010 (P. Pitte)

198

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 07 22/03/2007 (H. Gargantini)

F CAN 07 19/03/2008 (P. Pitte)

F CAN 07 04/03/2009 (P. Pitte)

F CAN 07 20/04/2010 (M. Alvarez) 199

Anexo V – Estaciones fotográficas

Acceso

Fotos

200

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 08 26/02/2006 (H. Gargantini)

F CAN 08 20/03/2008 (P. Pitte)

F CAN 08 05/04/2009 (P. Pitte)

F CAN 08 21/04/2010 (M. Álvarez)

201

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 09 26/02/2006 (P. Pitte) y 02/03/2008 (L. Ferri Hidalgo)

F CAN 09 05/04/2009 (P. Pitte) y 21/04/2010 (M. Álvarez)

202

Anexo V – Estaciones fotográficas

Acceso

Fotos

203

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 10 08/04/2008 (P. Pitte)

F CAN 11 08/04/2008 (P. Pitte)

F CAN 12 08/04/2008 (P. Pitte)

204

Anexo V – Estaciones fotográficas

F CAN 13 08/04/2008 (P. Pitte)

Fotos

205

Anexo V – Estaciones fotográficas 6. Glaciar Potrerillos Nombre

X

Y

Altitud

F POT 02 F POT 03 F POT 04 F TOR 01

2403456 2402539 2402213 2400657

6748641 6748418 6748362 6754989

4829 4982 5005 5180

Acceso

Fotos 206

Anexo V – Estaciones fotográficas

F POT 01 04/04/2009 (P. Pitte)

F POT 01 21/04/2010 (P. Pitte)

207

Anexo V – Estaciones fotográficas

F POT 02 04/04/2009 (P. Pitte)

F POT 02 21/04/2010 (P. Pitte)

208

F POT 04 21/04/2010 (P. Pitte)

F POT 03 04/04/2009 (P. Pitte)

Anexo V – Estaciones fotográficas

209

Anexo V – Estaciones fotográficas

F POT 03 04/04/2009 (P. Pitte)

F POT 03 21/04/2010 (P. Pitte)

210

Anexo VI – Glosario

Anexo VI. Glosario Ablación Todos los procesos que reducen la masa de un glaciar. Los procesos principales de ablación son el derretimiento y el desprendimiento. En algunos glaciares la sublimación, la pérdida por transporte de nieve por el viento y las avalanchas son procesos importantes de ablación. Acumulación Todos los procesos que agregan masa a un glaciar. El proceso principal de acumulación es la caída de nieve (nevadas). La acumulación también incluye la depositación de escarcha, lluvia congelada, precipitación sólido en otras formas que nieve, nieve retransportada por viento, avalanchas y acumulación basal. La lluvia no constituye acumulación salvo que se congele. Altitud de la línea de equilibrio (ELA por sus siglas en inglés) El promedio espacial de la línea de equilibrio (Cogley, et al. 2011). La ELA puede determinarse por observación directa pero generalmente se determina en el contexto de mediciones de balance de masa, mediante una curva que representa el balance de masa en función de la elevación. Esto suele ser una idealización, ya que es raro que la ELA sea observada como una línea, con la misma elevación, en todo el ancho del glaciar. En cambio, varía debido a variaciones locales climáticas y topográficas que influyen en la ablación y la acumulación. Por ello la ELA es una elevación promedio. (Bakke y Nesje 2011). Por este motivo se han realizado distintas aproximaciones al ELA como la línea de glaciación y la altura media (Cogley, et al. 2011). Amplitud del balance de masa La mitad de la diferencia entre el balance de invierno y el balance de verano, (BinvBver)/2 (Cogley, et al. 2011). Ambiente periglacial La etimología del término periglacial sugiere que el término significa: alrededor o en cercanía de un glaciar o de procesos glaciales (peri = alrededor, cerca de, y glacial = adjetivo, relacionado a la presencia de o la acción de los glaciares). Aunque esta es una 211

Anexo VI – Glosario aproximación válida, realizar sólo esta interpretación es incorrecto ya que los términos van evolucionando, enriqueciéndose o cambiando el significado central, invocando nuevas ideas pero manteniendo sus raíces originales. El término “zona periglacial” fue introducido para describir el paisaje y el clima en los alrededores del manto de hielo escandinavo, que cubrió gran parte del norte de Europa durante el Pleistoceno (Lozinski 1910). Si bien el término fue desarrollado para describir ambientes de latitudes altas, el “periglacial alpino” considera la relación entre el periglacial continuo, discontinuo y esporádico o en islas, así como la asimetría de su distribución.

Esquema de las zonas periglaciales (Lozinski 1910)

El ambiente periglacial en la Cordillera de los Andes, se desarrolla en la alta montaña, asociado principalmente al efecto que tiene la topografía, sobre la temperatura, la radiación solar y la circulación de las masas de aire. En forma general el ambiente 212

Anexo VI – Glosario periglacial se puede definir como un ambiente de clima frío, no glacial, que se encuentra por encima de la línea de bosque, si es que éste existe, y que está caracterizado por: 1. Ocurrencia de suelo congelado permanente o permafrost (Péwé 1969). 2. Dominio de los ciclos de congelamiento y descongelamiento que afectan a las rocas y a la parte superior del suelo (Tricart 1963), y de procesos periglaciales formadores de críoformas.

Si bien para algunos autores el permafrost no representa un elemento sine qua non del ambiente periglacial, si lo es para nosotros y es importante especificar esto en nuestro análisis. De acuerdo con esta definición, el ambiente periglacial tiene que contener suelos congelados permanentes de montaña, ya que, si bien existen zonas “periglaciales” donde se desarrollan procesos asociados al congelamiento y descongelamiento diario o estacional, éstos no modifican de gran manera el paisaje, como sí se observa en las áreas en donde existe o existieron suelos congelados permanentes. Por lo tanto, el ambiente periglacial en los Andes está definido no sólo por un clima frío con

temperaturas

bajo

cero,

sino

también

por

procesos

y

características

geomorfológicas, como son la presencia de suelos congelados permanentes y la acción intensa de los ciclos de congelamiento y descongelamiento Área o zona de ablación Es la parte de un glaciar donde la magnitud de la ablación excede la acumulación, es decir, donde el balance de masa acumulado desde el inicio del año de balance de masa, es negativo. Cuando no es calificada con una fecha específica dentro del año, la zona de ablación se refiere a su extensión al final del año de balance de masa. La extensión del área de ablación puede cambiar fuertemente de año en año (Cogley et al. 2011). Área o zona de acumulación Es la parte de un glaciar donde la magnitud de la acumulación excede la ablación, es decir, donde el balance de masa acumulado desde el inicio del año de balance de masa, es positivo. Cuando no es calificada con una fecha específica dentro del año, la zona de acumulación se refiere a su extensión al final del año de balance de masa. La extensión del área de acumulación puede cambiar fuertemente de año en año (Cogley et al. 2011). 213

Anexo VI – Glosario Avance extraordinario de un glaciar Del inglés glacier surge. Un glaciar en surge se define como un que, periódicamente (15-100 años) descarga un reservorio de hielo mediante un desplazamiento de hielo repentino, breve y de gran escala; que se mueve de 10 a 100 veces más rápido que el flujo normal del glaciar entre surges. Los surge no son eventos únicos que pueden resultar de condiciones excepcionales como terremotos, avalanchas o incrementos locales de acumulación de nieve. Aparentemente, estos movimientos se deben a una notable inestabilidad que ocurre con intervalos periódicos en algunos glaciares (Post 1969). Balance de masa El cambio en la masa de un glaciar, o parte de un glaciar, en un período de tiempo, usualmente un año. El método glaciológico consiste en tomar mediciones puntuales y extrapolarlas a toda el área del glaciar (Cogley, et al. 2011). Campo de hielo Del inglés icefield. Un cuerpo de hielo extenso que cubre terreno montañoso pero que no es suficientemente grueso para enmascarar toda la topografía subsuperficial. En consecuencia su flujo no es predominantemente radial como un domo de hielo. (Cogley, et al. 2011) Crecida de origen glaciar (GLOF) Del inglés glacial lake outburst flood. GLOF se refiere a la descarga repentina y en algunos casos cíclica, de agua proveniente del derretimiento glaciar desde un lago endicado por una morena o por un glaciar. El termino escandinavo jökulhlaup (Thorarinsson 1939) fue introducido para describir crecidas glaciares originadas por el drenaje de lagos subglaciales en Islandia. Originalmente se refería a crecidas glaciares disparadas por actividad volcánica y, subsecuentemente, se empleó para una variedad de otros tipos de crecidas glaciares (Iturrizaga 2011). Domo de hielo Del inglés ice cap. Cuerpo de hielo con forma de domo con flujo radial, que enmascara ampliamente la topografía subsuperficial. El flujo de hielo tiene menor influencia de la topografía subsuperficial que en los campos de hielo y glaciares de valle. 214

Anexo VI – Glosario La definición incluye glaciares grandes y pequeños (Cogley, et al. 2011). Englaciado o glaciarizado Del adjetivo inglés glacierized. Se dice de una superficie que contiene glaciares o está cubierta de hielo en la actualidad (Cogley, et al. 2011). Es común referirse al área o superficie englaciada como la proporción de una cuenca o subcuenca cubierta por glaciares y manchones de nieve. Fenómeno El Niño-Oscilación Sur (ENSO) El término El Niño se refiere a un fenómeno climático océano-atmósfera de gran escala, que ocurre con una periodicidad de 3-7 años, vinculado a un calentamiento periódico de la superficie del mar en el Pacifico centro-oriental. El Niño representa la fase cálida del ciclo El Niño-Oscilación Sur (ENSO) y suele llamarse evento cálido del Pacífico. La Niña se refiere al enfriamiento periódico del océano en el la zona centro-oriental del Pacífico, que ocurre cada 3-5 años. La Niña representa la fase fría el ciclo ENSO y suele llamarse evento frío del Pacífico. Durante El Niño o La Niña, los cambios en las temperaturas del océano Pacífico afectan el patrón global de precipitaciones a escala hemisférica. Estos cambios en la precipitación de la zona tropical afectan los patrones de precipitaciones en todo el mundo. Entonces, los ciclos ENSO se refieren a variaciones interanuales coherentes y, en ocasiones, muy fuertes de temperatura de la superficie del mar, precipitaciones, presión y circulación atmosférica en el océano Pacífico ecuatorial. Un indicador de la situación del ENSO es el Índice Oceánico del Niño (ONI por sus siglas en inglés). EL ONI es el desvío de la temperatura de la superficie del mar en la región Niño 3.4 (5ºN-5ºS, 120º-170ºO) basado en medias móviles de 30 años y actualizado cada 5 años. Un evento Niña o Niño es una anomalía de más de 0.5 ºC que perdura por más de 8 meses. Firn

215

Anexo VI – Glosario 1 Nieve que ha sobrevivido al menos a una estación de ablación pero que aún no se ha transformado en hielo. Este es el sentido en el que se usa en estudios de balance de masa. Por definición, la nieve se convierte en firn al finalizar el año de balance de masa. 2 Estructuralmente es el estado metamórfico intermedio entre hielo y nieve, en el que el espacio de los poros aún se encuentra interconectado, permitiendo la circulación de aire. Las densidades típicas son del orden de 400-830 kg m-3 (Cogley, et al. 2011). Cuando la precipitación nival se acumula y el manto nival persiste más allá de la estación de acumulación, sufre metamorfismo y se convierte en firn. En glaciares templados el firn es definido como nieve que ha sobrevivido al menos una estación de ablación. Difiere de la nieve fresca en que ha sufrido sinterismo y metamorfismo. En la base de la columna de firn, que puede tener de decenas a más de 100 m de espesor, una profundidad a la que los poros ya no están interconectados define el inicio del hielo glaciar. La profundidad a la cual los poros se aíslan y se produce la transición firn-hielo, depende de la tasa de acumulación y la temperatura. El firn reviste un interés particular debido a que el aire atmosférico penetra varias decenas de metros en su interior, permitiendo el intercambio de gases que pueden resultar es grandes diferencias entre la edad del hielo y del gas que contiene (Obbard, et al. 2011). Glaciar Un glaciar es toda masa de hielo perenne, formada por acumulación de nieve, cualesquiera sean sus dimensiones y su forma. Cuando el glaciar adquiere cierto espesor, fluye bajo su propio peso hacia las alturas inferiores (Lliboutry 1956). En el sector superior o área de acumulación, la nieve que precipita en invierno no alcanza a derretirse completamente durante el verano, lo que genera un balance de masa positivo. El excedente de hielo es transportado por el movimiento del glaciar hacia elevaciones menores. En el sector inferior o área de ablación predomina el derretimiento por lo que el balance de masa es negativo. Ambos sectores se encuentran separados por la línea de equilibrio donde el balance de masa es igual a 0 y el flujo de hielo es mayor Glaciar de escombros

216

Anexo VI – Glosario El glaciar de escombros (GE) es un lóbulo de permafrost, rico en hielo, que repta hacia alturas menores por la ladera de la montaña. Están separados de su entorno por un talud de fuertes pendientes cercanas al ángulo de reposo de los materiales (Haeberli 1985, Washburn 1979). Global land ice measurements from space (GLIMS) Es un proyecto diseñado para monitorear los glaciares del mundo utilizando primariamente datos de instrumentos satelitales ópticos, como el Aster (Advanced spaceborne thermal emission and reflection radiometer). GLIMS empezó como un proyecto científico de Aster para adquirir imágenes de la Tierra optimizadas para monitoreo de glaciares. El proyecto puso en operación una red internacional de colaboradores, agrupados en nodos regionales, que analizan las imágenes. Este trabajo incluye la generación de archivos vectoriales de glaciares y sus metadatos relacionados, y también puede incluir líneas de nieve, líneas de flujo, hipsometría y referencias. Los resultados producidos por los centros regionales están archivados en el National Snow and Ice Data Center (NSIDC). Argentina, a través del nodo IANIGLA-CONICET, es parte de esta red (www.glims.org). Etimológicamente, glim es un término escocés arcaico que significa una mirada a la pasada, lo que puede verse en un vistazo. Gelifluxión La gelifluxión es la reptación de suelo en ambiente de permafrost (Van Everdingen 2005). Es decir que es un tipo particular de solifluxión en ambiente periglacial y se han observado velocidades de 1-10 cm/año hasta profundidades del orden de 1 m (Washburn 1979).

217

Anexo VI – Glosario

Relación entre la reptación por congelamiento y la gelifluxión. Washburn 1979.

La característica principal de la gelifluxión, como proceso de solifluxión, es su dependencia de la humedad. La prominencia de la gelifluxión en climas fríos se debe a: 1. El rol de la tabla de permafrost que previene la migración hacia debajo de la humedad, promoviendo la saturación del suelo. 2. El rol del derretimiento de la nieve y el hielo (incluyendo el subterráneo) para proveer humedad. El tamaño de grano influye en la gelifluxión debido a la capacidad de los materiales de retener agua. Por lo tanto el lavado de materiales finos (slopewash) inhibe la gelifluxión. Finalmente la naturaleza del mecanismo de gelifluxión con las posibles contribuciones de los mecanismos de flujo viscoso o deslizamiento es materia de debate (Washburn 1979).

218

Anexo VI – Glosario La gelifluxión tiende a orientar los ejes mayores de las rocas en el sentido de la pendiente y produce distintas formas características como sábanas (sheets) terrazas (benches), lóbulos y ríos (streams) de gelifluxión. Geocriología Del ruso geokriologiya. El estudio de los materiales terrestres cuya temperatura es menor de 0 ºC (Van Everdingen 2005). A pesar de que no se excluyen los glaciares, el término suele aplicarse al estudio de suelos congelados, ya sea permafrost o suelos de congelamiento estacional (Washburn 1979, Yershov 2004) Glaciarizado Ver Englaciado Grieta Del francés crevasse. Fractura en el hielo glaciar que se produce cuando la tensión supera la resistencia del hielo. La tensión y la resistencia del hielo son variables, y la compresión en profundidad es considerada un agente importante que le limita la propagación de las grietas (Cogley, et al. 2011). Línea de bosque Del inglés timberline. La línea superior de bosque designa el límite superior de altitud en la que el bosque y los árboles sobreviven, en la alta montaña, debido a limitantes ambientales como las temperaturas frías, falta de humedad, baja disponibilidad de nutrientes y fuertes vientos. Más que un límite abrupto, la línea superior de bosque usualmente forma un ecotono entre el bosque cerrado y continuo, hacia abajo, y la zona sin árboles, hacia arriba. El ecotono de la línea de bosque se extiende, desde la línea de bosque o límite superior de un dosel forestal continuo, hasta el límite de árboles, que es el extremo superior de la ocurrencia de especies arbóreas. En esta zona de transición, los árboles pueden ser deformados a krummholz debido a la severidad del clima. Línea de equilibrio

219

Anexo VI – Glosario La línea de equilibrio separa la zona de acumulación de la zona de ablación. Coincide con la línea de nieve si todo el intercambio de masa sucede en la superficie del glaciar y no hay hielo superpuesto (Cogley, et al. 2011). Línea de equilibro anual La línea de equilibrio al final del año de balance de masa. En la línea de equilibrio la ablación anual, la acumulación anual y el balance de masa son iguales a 0 (Cogley, et al. 2011). Manto de hielo Del inglés ice sheet. Un cuerpo de hielo que cubre un área de escala continental, generalmente mayor que 50000 km2. En la actualidad existen sólo dos mantos de hielo: Groenlandia y Antártida. Esta última suele subdividirse en el manto de hielo de Antártida Occidental (WAIS por sus siglas en inglés) y el manto de hielo de Antártida Oriental (Cogley, et al. 2011). En parte de la bibliografía en español se utiliza como sinónimo de sábana de hielo que es el término de uso oficial en Argentina, por ejemplo para el Instituto Antártico Argentino-Dirección Nacional del Antártico y el Servicio de Hidrografía Naval. Manto nival Cobertura de nieve estacional. Durante el invierno, cuando las condiciones climáticas no permiten el derretimiento de la nieve depositada, una cobertura nival se forma por la depositación de las nevadas sucesivas. El manto nival es altamente estratificado aunque suele tratarse como un medio homogéneo. Cada capa tiene sus condiciones físicas específicas que dependen de las condiciones en las que fue depositada, así como de la metamorfosis posterior. En general, las capas gruesas corresponden a eventos de depositación por nevadas intensas con condiciones estables. En cambio, las capas finas ocurren debido a costras de hielo formadas por derretimiento, congelamiento y viento sobre la superficie del manto. El manto nival se derrite durante la estación de ablación y, por lo tanto, es un factor hidrológico importante. Los glaciares y los manchones de nieve perennes se desarrollan donde la nieve caída en la estación de acumulación no logra derretirse completamente durante la estación de ablación. La duración del manto nival depende de las condiciones climáticas y puede variar desde algunas horas a varios 220

Anexo VI – Glosario meses. Por su cobertura espacial y volumen, el manto nival suele ser el principal de la criósfera en distintos ambientes (Singh, et al. 2011). Metamorfismo de la nieve Es el estudio de los cambios en la estructura cristalina de la nieve con los cambios en la temperatura y la presión. La nieve puede considerarse como una roca monomineral metamórfica. Por lo tanto los conceptos y técnicas empleados en estratigrafía pueden ser utilizados (Benson 1960). En la naturaleza la nieve existe en temperaturas cercanas al punto de fusión y por lo tanto pequeñas variaciones en las condiciones ambientales generan cambios importantes. La nieva fresca tiene una estructura en ramas, que comienzan a decaer inmediatamente después de tocar el suelo. La estratificación de la nieve resulta de las variaciones en las condiciones de depositación y es acentuada por la diagénesis posterior. El inicio de la estación de ablación suele estar indicado por un aumento abrupto en la densidad y la dureza, y una reducción en el tamaño de grano. Esta discontinuidad estratigráfica puede utilizarse como un plano de referencia. Se reconocen cuatro facies: 1 Facie de ablación. Se extiende desde el frente del glaciar hasta la línea de nieve. La línea de nieve es la extensión menor alta hasta la cual el manto nival retrocede durante la estación de ablación. 2 Facie de nieve húmeda. Donde el manto nival se humedece durante la estación de ablación y se extiende de la línea de nieve hasta la línea de saturación. La línea de saturación es la altitud mayor a la cual la isoterma de 0ºC penetra en el firn o nieve. 3 Facie de percolación. Depende de la localizaron de percolación de agua de derretimiento en el manto nival. La percolación puede ocurrir en la nieve y en el firn. La percolación se manifiesta con lentes y capas de hielo en el nivel donde se produce el recongelamiento. 4 Facie de nieve seca. Incluye todo el glaciar por encima de la nieve seca donde no ocurre derretimiento significativo.

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Anexo VI – Glosario

Esquema de facies de un glaciar ceca de la línea de equilibrio (König, et al. 2001).

Morena Término originario de Saboya. Designa la masa de detritos transportados por el glaciar y depositados en sus márgenes y frente. En la superficie del glaciar las morenas forman depósitos alargados y continuos que se denominan, según su posición, medianas, laterales o frontales. También pueden cubrir regularmente la superficie de un glaciar en su área de ablación lo que se observa muy claramente en los glaciares cubiertos. En geomorfología el énfasis está puesto en el relieve, reservándose el término till para referirse al depósito. Las morenas, en sus distintas manifestaciones, son utilizadas para reconstruir la superficie del glaciar y/o su espesor antes del retroceso (Francou y Vincent 2007). Neoglacial – Neoglaciación Intervalo del Holoceno medio a tardío marcado por varios episodios de avances glaciares, posteriores al intervalo Hypsitermal (optimo climático del Holoceno). La cronología depende de la calidad de las dataciones pero a nivel global se identifican tres avances: 5500-4500, 3500-2000 y 1000-100 AP. El tercero corresponde a la Pequeña Edad de Hielo. En el hemisferio sur estos eventos fueron decreciendo en magnitud por lo que esta región es la más favorable a su estudio. En el hemisferio norte la Pequeña 222

Anexo VI – Glosario Edad de Hielo suele ser el avance neoglacial de máxima extensión, tapando la evidencia de los eventos anteriores. Se considera que la insolación de verano es el forzante principal para explicar la magnitud de los avances neoglaciales (Porter 2007).

Extensión relativa de las morenas neoglaciales en las Cordilleras de América del Norte y América del sur comparada con la insolación recibida en distintas latitudes.

En Norteamérica la insolación fue menor y los glaciares mayores al final del Neoglacial. Los registros del neoglacial temprano son difíciles de encontrar y muchos han sido destruidos por los avances más recientes, casi iguales en extensión. En Sudamérica los glaciares fueron más grandes en el neoglacial temprano cuando la insolación era menor y su extensión se reduce hacia la Pequeña Edad de Hielo. Periglacial Adjetivo utilizado para referirse a geoformas, climas, procesos geomorfológicos o ambientes fríos, no-glaciales (French 2007). En contraste con el sentido literal del término (del griego peri = cerca, glacial = relativo al glaciar) no es necesariamente adyacente a ambientes glaciales (Brenning 2005). Permafrost El permafrost es una porción de terreno (suelo o roca incluyendo hielo y materia orgánica) que se mantiene a 0ºC o menos por lo menos durante 2 años consecutivos (Van Everdingen 2005). 223

Anexo VI – Glosario En principio la definición es exclusivamente térmica aunque la literatura rusa indica que debe existir cierto contenido de hielo (Shur, et al. 2011, Yershov 2004). El permafrost incluye el hielo subterráneo, pero no el hielo glaciar o el agua superficial con temperaturas menores a 0ºC (Van Everdingen 2005). Procesos asociados al permafrost. Los principales procesos relacionados al permafrost incluyen (French 2011): 1. Gradación de permafrost y cuerpos de hielo subterráneo 2. Craquelamiento por contracción térmica del suelo congelado 3. Derretimiento del permafrost 4. Reptación del permafrost rico en hielo

Los túmulos congelados, que reflejan el crecimiento del hielo subterráneo son procesos de gradación de permafrost. Su forma más impactante es el pingo aunque incluye geoformas como los túmulos de las turberas (hummocks) que son más frecuentes en el permafrost alpino. El proceso más extenso, característico del permafrost es una red de grietas de contracción térmica, típicamente de 15-30 m, que divide la superficie en patrones de grietas poligonales. Estas grietas dan origen a las cuñas de hielo. El derretimiento de las distintas formas de permafrost da origen a distintas formas denominadas thermokarst. Radiancia Cantidad de energía reflejada en cierta longitud de onda. Reflectancia La reflectancia es la fracción de la radiación incidente reflejada por una superficie. Por lo tanto se expresa con un número real positivo. Reposición de masa La reposición de la masa se mide mediante el tiempo de reposición de la masa, que es la masa del glaciar, dividida por la amplitud del balance de masa. Este último término se 224

Anexo VI – Glosario expresa como una tasa anual. El tiempo de reposición de la masa varía desde varias décadas para glaciaretes hasta cientos de miles de años para mantos de hielo. Solifluxión Del latín solum suelo y fluere fluir. Es el flujo lento desde terrenos más altos a terrenos más bajos de una masa de detrito saturado con agua (que puede venir del derretimiento de la nieve o de la lluvia) (Washburn 1979). Zonificación de permafrost La zonificación del permafrost fue desarrollada para describir la distribución del permafrost de llanura del hemisferio norte donde cubre 24 % de la superficie emergida y ha sido mejor estudiado (UNEP 2007). El mapa de permafrost Ártico (Brown, et al. 1997) divide la región de permafrost en cuatro zonas, basadas en el porcentaje del área cubierta de permafrost como continuo (90-100%), discontinuo (50-90%), esporádico (10-50%) y en islas (0-10%) (Fig. 3.3) en función de su distribución de área y su contenido de hielo (Van Everdingen 2005). El permafrost continuo depende enteramente del clima y el impacto de factores locales sobre su distribución es mínimo. La distribución del permafrost discontinuo y esporádico es afectada tanto por el clima como por los factores locales. En esta zona, los efectos del clima sobre el permafrost decrecen y la distribución y temperatura del permafrost se hacen más dependientes de la topografía, las propiedades del suelo, la profundidad de la nieve y la vegetación (Shur, et al. 2011). Además, el permafrost de llanura suele tener disponibilidad de agua por lo que pueden desarrollarse geoformas de gran tamaño y con mucho contenido de hielo como pingos y cuñas de hielo.

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Anexo VII – Referencias

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