ARTÍCULOS

Modelos hidrogeológicos a partir de datos geocriológicos e hidroquímicos en Cabo Lamb, Isla Vega, Península Antártica

 

Adrián Silva-Busso^1-6, Luis Moreno ³, Eugeniy Ermolin ², Jerónimo López-Martínez⁴, Juan J. Durán³, Carlos Martínez-Navarrete³ y José A. Cuchí⁵

¹Universidad de Buenos Aires, FECEN, Dpto. de Cs. Geologicas. Pabellon II Piso 1, Ciudad Universitaria, Ciudad Autonoma de Buenos Aires, Argentina.
²Instituto Antartico Argentino, Cerrito 1248, Buenos Aires, Argentina ivgen@yahoo.com
³Instituto Geologico y Minero de Espana, Madrid, Espana l. moreno@igme.es; jjduran@igme.es
⁴Universidad Autonoma de Madrid, Facultad de Ciencias, 28049 Madrid Espana. jeronimo.lopez@uam.es
⁵Escuela Politecnica de Huesca. Universidad de Zaragoza, 22071 Huesca, Espana. cuchi@unizar.es
⁶Instituto Nacional de Agua. (DSH), Ezeiza, Buenos Aires, Argentina pntsas@ina.gov.ar

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RESUMEN

Los rapidos cambios climaticos ocurridos en la peninsula Antartica han reactivado procesos hidrogeologicos que han sido limitados o han estado inactivos durante un relativamente largo periodo de tiempo. Estos procesos se evidencian en las zonas descubiertas de hielo del norte de la peninsula Antartica, como en cabo Lamb, donde se desarrolla el sistema hidrico superficial y subterraneo a lo largo de todo el verano antartico. El resultado es la movilizacion de grandes cantidades de agua, sedimentos y nutrientes hacia otros escenarios. Este estudio propone un modelo de comportamiento del agua superficial y subterranea que resulta validado para las zonas libres de hielo de la region basado en las observaciones de campo e interpretacion de la informacion tomada en cabo Lamb, que constituye la zona descubierta mas extensa de la Isla Vega. El modelo propuesto se basa en la interpretacion de 56 analisis quimicos que se consideran representativos del agua superficial, subterranea, el agua de la capa activa, el hielo glaciar y la nieve. La interpretacion hidroquimica esta determinada en principio por cuatro parametros (pH, conductividad electrica, relacion de D/¹⁸O y relacion SO₄/Cl) demostrando que estas variables son las mas apropiadas para diferenciar el origen e interaccion de las aguas en las diferentes partes del sistema hidrogeologico.

Palabras clave: Agua subterránea; Archipiélago Ross; Hidrología; Permafrost.

ABSTRACT

Hydrogeological model from hydrochemical and geocryologic records on the Cape Lamb of Vega Island, northern Antarctic Peninsula. The rapid changes that are taking place in the climate of the Antarctic Peninsula are triggering hydrological processes which had been limited or inactive for relatively long periods of time. These processes are evident in ice-free areas on the northern edge of the Antarctic Peninsula, such as Cape Lamb, and lead to intense draining of the surface and groundwater system throughout the brief Antarctic summer. The result is a movement of large amounts of water, sediments and nutrients that would be immobilized in other scenarios. This study proposes a model of the operation of the surface and groundwater system that could be valid for several ice-free areas in the region, based on the interpretation of field observations in Cape Lamb, the most extensive ice-free area on Vega Island. The model proposed is further supported by the interpretation of 56 chemical analyses of samples representing groundwater, active layer water, glacier ice and snowfall. The hydrochemical interpretation is supported primarily by four indicators (pH, electrical conductivity, D/¹⁸O ratio and SO₄/Cl ratio) which have proven to be the most appropriate hydrochemical variables to differentiate the origin and interaction of the waters in the various sections of the system.

Keywords: Groundwater; Hydrology; Permafrost; Ross Archipelago.

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INTRODUCCION

La peninsula Antartica es un sensible indicador del calentamiento debido al cambio climatico (King et al. 2004). El aumento paulatino de la temperatura afecta a la biosfera y al comportamiento y evolucion de sistemas abioticos, en especial a la dinamica de los glaciares (Cook et al. 2005) y a las fases subterranea y superficial del ciclo hidrico. La evolucion del clima en las ultimas decadas se manifiesta en un aumento de las temperaturas en el continente Antartico, Turner et al. (2005). El aumento de la temperatura media, y sobre todo de la estival es mayor en las tres ultimas decadas, en la region Oriental de la peninsula Antartica y particularmente en el archipielago de James Ross. Sobre la base de datos disponibles del Servicio Meteorologico Argentino, Skvarca et al. (1998) han observado incrementos anuales maximos del orden de 0.075°C (Estacion Marambio 64o14'S-56o38'O,) y 0.083°C (Estacion Esperanza 63o24'S- 56o59'O). Dadas las elevadas temperaturas medias de verano, la fusion estival de nieve es un proceso dominante, de forma que el aporte de agua a las cuencas hidricas no solo proviene de los glaciares sino tambien y en gran medida por aporte del deshielo de nieve. En ocasiones, como ha sucedido durante el periodo en el que se ha desarrollado la fase de campo de este trabajo, la cubierta nival llega a desaparecer por completo y es el deshielo de la capa activa y del techo del permafrost rico en hielo la unica fuente de agua que alimenta, de forma subterranea, los arroyos. Estudios hidrogeologicos anteriores sobre sistemas efluentes del permafrost en ambientes antarticos (Silva Busso et al. 2000, 2009; Silva Busso 2004) han puesto de manifiesto la existencia de un sistema hidrico efimero, activo exclusivamente durante el periodo estival, durante el cual, el agua superficial proviene de la fusion primaveral y del aporte del acuifero libre. Los caudales de estos cauces son escasos y muestran una gran fluctuacion en su intensidad diaria e incluso horaria (Eraso et al. 1991; Imbar 1992; Silva Busso 2009). Los aportes de caudales varian en relacion estrecha con la temperatura, insolacion, en menor medida, las precipitaciones nivales. Una caracteristica propia de los acuiferos en zonas subpolares es la discontinuidad temporal y espacial en la ocurrencia del agua. Durante el periodo estival, el descenso de la capa activa, permite el almacenamiento de agua liquida en el sedimento. El aumento de la temperatura del suelo incrementa, por descongelamiento, el caudal de descarga hacia los cauces. Si durante el periodo estival la temperatura del suelo alcanza una media mas alta que la de otros anos, entonces la capa activa puede profundizar hasta quedar hidrologicamente desconectada de los cauces y estos quedan casi sin aporte. Por otra parte pueden producirse anomalias relacionadas con variaciones litologicas que pueden permitir sectores con agua que presenten distinto grado de conexion vertical y horizontal (Lawson et al. 1994, 1998). En este trabajo se muestra la forma en la que la elevacion de la temperatura en la region septentrional de la peninsula Antartica determina el funcionamiento del ciclo hidrologico al activar la fase subterranea del mismo. El objetivo es elaborar un modelo de funcionamiento del sistema hidrogeologico en areas libres de hielo de la region norte de la peninsula Antartica a partir del estudio realizado durante el verano del ano 2007, en la zona de cabo Lamb, en la isla Vega. Se presta especial atencion a explicar la relacion entre la fase subterranea y superficial del ciclo hidrologico.

AREA DE ESTUDIO Y MARCO GEOLOGICO

Para la realizacion de este trabajo se ha seleccionado una zona descubierta de hielo en verano en la que la capa activa desarrollada sobre el permafrost da lugar a un sistema hidrico subterraneo conectado al sistema superficial. El sistema esta alimentado al comienzo del deshielo por la fusion de las acumulaciones de nieve y del hielo subsuperficial, y avanzada la estacion calida por el propio permafrost, siendo al final del verano este el proceso dominante o unico. El area de estudio es la vertiente occidental del cabo Lamb, Lamb (S63° 52´ 15"-O57° 34´ 37") Isla Vega, situada en la region septentrional de la peninsula Antartica (Fig. 1). Con una extension aproximada de 25 km2 se trata del area descubierta de hielo mas extensa de la Isla Vega. Esta isla es la segunda en tamano de las que forman el archipielago James Ross, posee una morfologia elongada en direccion aproximada Este-Oeste. La isla esta recubierta de hielo en aproximadamente un 80% de su superficie, presenta un relieve abrupto con una altitud maxima de 630 msnm. La zona del cabo Lamb esta situada al SO de la isla y su maxima cota es de 482 m.s.n.m. El clima de la region noreste de la peninsula Antartica es subpolar, semiarido, con temperaturas medias anuales que oscilan entre -5°C y -10°C dependiendo de la zona, las temperaturas medias de verano suelen hallarse entre 2°C y -2.5°C, mientras que las medias de invierno se situan entre -12°C y -17°C, (Reynolds 1981). Segun datos recogidos en la estacion meteorologica de Esperanza el calentamiento atmosferico permite calcular una tasa de aumento de las temperaturas de 0.41 oC/decada (Turner et al. 2005), valor por decada que promedia los incrementos anuales. Los vientos dominantes provienen del sector S y SO, aunque en ocasiones se registran tambien fuertes vientos catabaticos, secos y menos frios provenientes del sector ONO. Si se comparan las temperaturas medias anuales entre el O y el E de la peninsula Antartica, se encuentran diferencias de hasta 5 oC siendo mas fria en el O (Reynols 1981). Las precipitaciones medias anuales rondan los 250 mm (aproximadamente 80% nivales y 20% liquidas). Los materiales geologicos mas antiguos aflorantes en el cabo Lamb son sedimentos detriticos cretacicos, atribuibles al Grupo Marambio (Rinaldi 1982; Olivero et al. 1991; Pirrie et al. 1991). Se encuentran representadas las formaciones Santa Marta, Snow Hill Island y Lopez de Bertodano (Marensi et al. 2001) cuyas caracteristicas, segun los autores mencionados se indican a continuacion. La Formacion Santa Marta comprende aqui el miembro Herbert Sound, compuesto por un conjunto de pelitas y areniscas muy finas de hasta 52 m de espesor localizable en la zona de cotas mas bajas sobre los acantilados de la region oriental del Cabo Lamb. La Formacion Snow Hill Island se encuentra representada por el Miembro Cape Lamb; esta constituido tambien por un conjunto de areniscas y pelitas que alcanzan 217 m de espesor y su distribucion es la mas significativa en la zona, aflorando de forma dispersa a cotas intermedias, entre 50 y 200 msnm. La Formacion Lopez de Bertodano representada aqui por el miembro Sandwich Bluff, comienza en su base con un secuencia conglomeradica que continua hacia el techo con areniscas y pelitas sumando 170 m de espesor aflorando de forma dispersa a cotas superiores a los 200 m.s.n.m por encima de esta secuencia y en discordancia con la misma se encuentran los niveles de edad Terciaria. Las diamictitas de la Formacion Hobbs Glaciar constituyen un conjunto de sedimentos de variada seleccion, reconocibles en Cabo Lamb y de forma dispersa en otras zonas. El eje de cabo Lamb, muy visible en el paisaje, esta formado por las rocas volcanicas, lavas y piroclastitas del Grupo Volcanico James Ross Island, de edad Miocena. En el cabo Lamb existen tambien extensos depositos cuaternarios de origen glaciar o fluvioglacial correspondientes a un delta medio a distal cuyas facies mas proximales se situan hacia el este (Lirio et al. 2007). El techo de la secuencia se asigna a un ambiente de playa de grava, con presencia de tempanos, semejante a la actual.

Figura 1: mapa de situacion de la zona de estudio (cabo Lamb, isla Vega)

MATERIALES Y METODOS

Entre enero y febrero de 2007 se recogieron un total de 51 muestras de agua, hielo y nieve, representativas de ocho cuencas superficiales y nueve lagos. La situacion de los diferentes puntos de muestreo se encuentra representada en la figura 2. Las muestras se tomaron directamente mediante botellas de PVC, llenadas completamente teniendo la precaucion, en el caso de los arroyos, de decantar el abundante sedimento arrastrado por la corriente. Las siete muestras de agua subterranea se obtuvieron mediante excavacion manual de catas hasta alcanzar la base de la capa activa; en estos casos, antes de tomar la muestra, se espero un tiempo suficiente, generalmente entre 5' y 10', para que el agua llenase la excavacion. Las 5 muestras de hielo y las 3 de nieve se dejaron descongelar en un recipiente cerrado para evitar la evaporacion, siendo homogeneizadas y envasadas posteriormente. A las muestras no se les anadio ningun tipo de conservante quimico. Fueron conservadas a 4oC, evitando su congelacion. El periodo de muestreo de las aguas de arroyos, lagos y permafrost se caracterizo por tres circunstancias relevantes a la hora de interpretar los resultados: a) no hubo precipitacion liquida ni solida. b) toda la nieve acumulada durante el invierno se habia fundido por lo cual la cuenca se encontraba libre de nieve en superficie que pudiera aportar por fusion directa agua al sistema. c) los cauces del sector E no tienen aporte de agua de deshielo glaciar excepto el arroyo A_Mo que claramente drena las aguas de fusion del glaciar situado al oeste del campamento. En la zona oeste, el arroyo A_D tambien drena aguas del glaciar. Las condiciones en las que se realizo el muestreo con ausencia de nieve sobre el terreno y temperaturas superiores a la media estival, proporcionan una buena representatividad de la dinamica del agua subterranea, pues los cauces se ven alimentados principalmente por los acuiferos y en los suelos se restringe la infiltracion de agua de nieve o lluvia, favoreciendo el muestreo (Fresina et al. 1999). In situ, se midieron la conductividad electrica del agua, la temperatura, el pH y la alcalinidad. Los procedimientos analiticos de las determinaciones de laboratorio realizados en los laboratorios del IGME en Madrid, han sido: pH por electrometria, aniones y cationes por espectrofotometria de absorcion. Los metales pesados se han determinado mediante espectrometria de masas con plasma de acoplamiento inductivo excepto el hierro que se ha determinado mediante Inductively coupled plasma atomic emission spectroscopy. Deuterio y oxigeno 18 se determinaron en la Unidad de Espectrometria de Masas del Laboratorio de Isotopos Estables de la Universidad Autonoma de Madrid. De forma simultanea a las muestras de agua se tomaron algunas muestras de la matriz solida del terreno con objeto de caracterizar quimicamente el material (mineralogia de arenas y arcillas, contenido en carbonatos, materia organica y nitrogeno) con el que ha estado en contacto el agua. Los limites de cuencas hidricas, asi como el curso de los arroyos y las divisorias de cuenca se han cartografiado usando el mapa topografico de la zona (Marensi et al. 2001), complementando con imagenes aereas y uso de GPS sobre el terreno. Los analisis hidroquimicos y mineralogicos se han realizado en los laboratorios del Instituto Geologico y Minero de Espana. Los analisis de isotopos estables en el laboratorio de la Universidad Autonoma de Madrid.

RESULTADOS

Hidrología superficial
El sistema hidrico superficial esta constituido por una serie de pequenos cursos de agua activos solo durante la epoca estival, que fluyen hacia el Mar de Weddell. La actividad de los cursos de agua es variable aun dentro de una misma estacion, dependiendo fuertemente de las condiciones meteorologicas. Al igual que en areas cercanas, como en la isla Marambio (Seymour), la region posee un sistema de cuencas hidricas superficiales y un desarrollo del agua supra-permafrost (Silva Busso et al. 2000). Se ha verificado una correlacion entre la salinidad (TDS) de los cursos fluviales y las pendientes topograficas del terreno de tal forma que a menor pendiente se registra salinidades mas elevadas (Silva Busso et al. 2004a). Se puede considerar que los arroyos, al constituir zonas de descarga de los acuiferos desarrollados en el permafrost, son en gran medida representativos de la calidad del agua del acuifero libre estival. Este criterio proporciona un metodo indirecto para conocer la calidad quimica de este tipo de acuiferos (Silva Busso 2004, Silva Busso et al. 2004a). En la figura 2 se muestran las cuencas hidricas y de la red de drenaje de la zona de estudio, distribuidas a ambos lados de la principal divisoria de aguas (Riscos Lamb). Las morenas del Este y del Oeste respectivamente dividen el area de los principales cuerpos glaciares.

Figura 2: mapa de situacion de los puntos de muestreo y distribucion de la red de drenaje en cabo Lamb.

Caracterización de la matriz sólida de sedimentos y del agua
En los sedimentos con los que tiene contacto el agua destaca la presencia de cuarzo en proporciones que oscilan entre el 38% y el 57% ademas de albita, ortoclasa y microclina en cantidades variables, en general en el rango entre el 10% y el 15%. Hay que destacar que en la muestra tomada en el arroyo A_Pl se ha medido un contenido en yeso del 2% y en una muestra tomada en el arroyo A_C alcanzo el 5%. En ambas muestras ademas se ha detectado la presencia de jarosita (4%), heulandita (4%) y riebeckita (3%). Resulta especialmente significativa la presencia de jarosita, mineral procedente de la oxidacion de sulfuros de hierro, proceso en el cual se genera acidez, y a partir de la cual, en presencia de carbonato calcico, se puede generar yeso. Este proceso explicaria ademas de la elevada acidez observada en las aguas y sedimentos, la practica ausencia de carbonatos que si bien no estan presentes en la roca madre, tampoco tienen posibilidad de permanecer si se forman a partir de la reaccion del acido carbonico con la matriz mineral. La ausencia de carbonatos es, ademas, relevante, pues da lugar a que la capacidad tampon de estos materiales sea muy baja o inexistente, y por tanto muy pequenas cantidades del acido libre, procedente de la oxidacion de los sulfuros, provoca que el agua alcance valores de pH inesperadamente bajos.

Hidrogeología
Con temperaturas medias anuales de -5oC el sector estudiado en la isla Vega se encuentra en un area de permafrost continuo. Dependiendo de las condiciones geneticas se pueden distinguir dos formaciones de permafrost: el epigenetico y el singenetico. Las zonas de permafrost singenetico, rico en hielo (Ermolin et al. 2002, 2005) relacionado con morenas marginales, con planicies morrenicas de fondo, depositos fluvioglaciales, morrenas antiguas y depositos eolicos recientes, pueden desarrollar areas de talik en las que el aporte de agua a los cauces se debe a la fusion y profundizacion de la capa activa con desarrollo de una zona no saturada y un acuifero libre. En las zonas costeras sometidas a la influencia de la marea se observaria la formacion de talik, cerrado o abierto con desarrollo de criopeg. El criopeg presenta una combinacion de sedimentos con hielo intersticial alternado en profundidad y lateralmente con zonas de permafrost con contenido de aguas salobres. En esos lugares, la zona saturada de tipo talik (cerrado o abierto) esta constituida por el agua contenida a consecuencia del descenso de la capa activa desarrollada durante el verano, conjuntamente con la infiltracion producto de la fusion de las precipitaciones nivales o recarga desde glaciares politermales; estas zonas pueden incorporar aguas intra e infra permafrost si las condiciones de flujo regionales lo permiten. Las zonas de talik y criopeg sobre la costa y eventualmente areas restringidas a cuerpos de agua lagunares pueden tener estas caracteristicas. Por otra parte, las areas de permafrost epigenetico corresponden a los depositos cretacicos perturbados por acciones glaciares con anterioridad al Holoceno y a depositos volcanicos con formacion de crioeluvium. En estas areas se observa un regimen variable durante el periodo estival, durante periodos de mayor insolacion o clima menos riguroso la ablacion de la capa activa puede llegar a dar lugar a un acuifero libre. En estas condiciones lo habitual es una situacion de flujo nulo o muy escaso en depositos no congelados aislados, rodeados por permafrost y en algunas areas por encima del permafrost que han sufrido una extensa fusion. En estos ambientes, la distribucion de niveles saturados y no saturados es discontinua asemejando acuiferos colgados de areas templadas.

Facies hidroquímicas dominantes y distribución de Nitrógeno, Fósforo y Potasio
En cuadros 1 a 4 se presentan los resultados analiticos de las aguas muestreadas expresados en mg/l. Las facies anionicas dominantes (ver diagrama de Piper en la figura 3), son las sulfatadas, 30 de los 51 puntos muestreados la presentan. El resto son cloruradas, salvo la muestra B que fue tomada en la base de un nevero y muestra facies bicarbonatadas, en correspondencia con la de la nieve de cuya fusion proviene esa agua. Las facies cloruradas se observan principalmente, en relacion con las aguas influidas por la fusion de los glaciares o con las cuencas altas de los arroyos, mientras que las facies sulfatadas se observan en relacion principalmente, con aguas que han tenido contacto directo con la matriz solida del terreno o que estan fuertemente contaminadas por polvo de deposicion atmosferica. Al igual que sucede en charcas y arroyos de la plataforma de hielo de Mc Murdo se ha puesto de manifiesto la presencia de agua enriquecida en sulfatos, este enriquecimiento ha sido explicado como producto del lavado de sales derivadas de la precipitacion diferencial durante la congelacion de agua marina (de Mora et al. 1994). Si embargo, este mecanismo no parece ser que corresponda al caso de las aguas de cabo Lamb en las que la influencia marina parece ser muy pequena y el origen volcanico del material de la zona no saturada hace sospechar, como se vera mas adelante, la presencia no confirmada de sulfuros. Otros estudios, realizados en la isla Marambio (Seymour), muestran que al igual que en el caso de cabo Lamb, las facies hidroquimicas no parecen tener relacion con variables climaticas y es de un tipo diferente a la esperable por el aporte marino de sales a traves del aerosol (Silva Busso et al. 2004b). Las facies cationicas dominantes son mixtas, de tipo sodicocalcicas o calcico sodicas; unicamente las facies del agua subterranea captada en el area del arroyo B_C, cercano al campamento, son una excepcion, pues su facies es magnesico calcica. El contenido en nitratos es bajo, siempre por debajo de 7 mg/l, excepto en la muestra 36 que llega a los 19 mg/l de NO₃, esta muestra, presenta la particularidad de ser la unica que ha sido tomada en una zona en la que se ha observado desarrollo de horizontes organicos de cierta potencia y podria deberse a que el aporte de materia organica permite la colonizacion por bacterias nitrificantes. No se ha observado presencia de actividad animal de ningun tipo que pueda justificar esos elevados contenidos en nitrogeno. No se ha observado presencia de fosforo en disolucion en las aguas de precipitacion y en el hielo enterrado. En las aguas subterraneas y en los lagos se observa presencia de fosfato pero en concentraciones siempre por debajo de 0.7 mg/l. El contenido en potasio en las aguas de precipitacion y en los lagos es bajo, varia entre 0 y 6 mg/L. Las aguas subterraneas tienen contenidos mayores, de hasta 29 mg/l, como producto de la alteracion mineral de la matriz solida. Los cauces superficiales muestran una situacion intermedia, con valores minimos de 1 mg/L y maximos de 11 mg/l. En la figura 4 se muestra mediante un diagrama de cajas la distribucion de los componentes mayoritarios en las aguas muestreadas agrupados segun el origen de la muestra.

Cuadro 1: composición química de las aguas procedentes de los arroyos

 

Cuadro 2: composición química de las muestras de agua subterráneas

 

Cuadro 3: composición química de las aguas de los lagos

 

Cuadro 4: composición química de las muestras de hielo y nieve

Figura 3: diagrama de Piper de las muestras de cabo Lamb.

Figura 4: diagrama de cajas de especies mayoritarias (mg/l), conductividad electrica (µS/cm) y relacion SO4/Cl

Caracterización del agua de precipitación nival
Las muestras de nieve se tomaron tras las primeras nevadas que se produjeron al finalizar las campanas de muestreo de agua superficial y subterranea. Se tomaron tres muestras denominadas G, 38 y 39. La G corresponde practicamente a agua pura con una conductividad electrica de tan solo 6 µS/cm y un contenido minimo de sales en disolucion, esta muestra se tomo al final de una copiosa nevada con lo que el arrastre de polvo atmosferico se considerara despreciable. La principal caracteristica de la composicion de la nieve es su baja mineralizacion total. Se han medido 6 µS/cm, 47 µS/cm y 84 µS/cm respectivamente. A pesar de que dichas muestras ha sido tomadas a muy corta distancia del mar (aprox. 300 metros) y baja cota (15 msnm). En esa situacion seria de esperar una mayor concentracion de sales procedentes del aerosol marino. Comparadas con otras muestras tomadas en zonas proximas presentan una distribucion de iones similar en su composicion (Bertler, 2005), aunque se situan entre las menos mineralizadas. Parece observarse que la influencia del aerosol marino sobre la composicion del agua de precipitacion es, en contra de lo esperado (Bertler 2005), escasa, y que es la marca quimica del polvo arrastrado de la vecina isla Ross, o de la propia isla Vega, la que predomina sobre el aerosol. Esto se deduce de los valores de la relacion SO₄/Cl que en las muestras de nieve han sido de 0.28 en la primera muestra y 0.74 en la segunda, mucho mayores que en el agua de mar que tipicamente esta sobre 0.1 unidades. Dos de las muestras procedentes de la nieve presentan un pH netamente acido, entre 6.31 y 6.10 unidades, en correspondencia con el equilibrio con el CO₂ atmosferico; este pH no se neutraliza al ponerse en contacto con los materiales acuiferos al infiltrarse el agua. El pH de la tercera muestra, la menos mineralizada, es de 7.9 unidades, el mayor de los observados en todo el muestreo. La primera de las muestras tomadas presenta concentraciones de hierro (1,700 µg/l) y manganeso (29.3 µg/l) anormalmente elevadas para un agua de precipitacion atmosferica, lo que tambien es atribuible a la contaminacion por arrastre de polvo.

Caracterización del agua procedente del hielo
Se dispone en total de cinco muestras de agua procedente de hielo de diferentes tipos (denominadas con las letras A, B, C, D, y E) cuya localizacion esta indicada en la figura 2. Las muestras A y B son de similar genesis y corresponden a hielo producto de la nieve acumulada. Se analizo la B considerada la mas representativa. La muestra C corresponde a hielos viejos enterrados en la morrena mas antigua, la muestra D a hielos de infiltracion y la muestra E a hielos de sublimacion. En general presentaban un contenido notable en polvo incluido entre la masa de hielo, lo que da lugar a que la fusion del hielo enterrado da lugar en muchas ocasiones a aguas de elevada mineralizacion. La muestra B es la menos mineralizada (36 µS/cm) y fue tomada en la base de un nevero por lo cual seguramente se trate originalmente de nieve enterrada. La conductividad electrica del resto de las muestras, salvo la D, es moderada, entre 95 y 264 µS/cm. Se ha observado que en todas las muestras existe una gran cantidad de polvo incluido en la matriz del hielo. Consideramos que este polvo es el origen de la mayor parte de las sales solubles del agua de ablacion del hielo enterrado. De esta manera la interaccion del agua con el polvo transforma en sulfatada la facies original del agua de precipitacion invernal que debe ser clorurada.
Observando la relacion SO4/Cl de estas aguas, que oscila entre 0.47 y 5.76, se ve que los valores son aun mayores que los calculados con las muestras de nieve, dato que confirma que el origen de la mineralizacion de la nieve y el hielo enterrado esta principalmente en el polvo que los contamina y no tanto en el aerosol marino o el equilibrio con el CO₂ atmosferico. Se trata de nuevo de aguas muy agresivas, con pH netamente acidos, mas que los del agua procedente de la nieve. Los valores medidos estan entre 4.50 el mas acido y 6.23 el menos acido. El agua procedente de la muestra D fue definida en el campo como hielo de infiltracion, esto se ha confirmado analiticamente pues su mineralizacion, que da lugar a una conductividad electrica de 2,384 µS/cm, es anormalmente elevada para ser de hielo. Su relacion SO₄/Cl es tambien muy alta (12.40), y el pH muy acido (4.4 unidades). Destaca ademas por su elevado contenido en SO₄ (906 mg/l) y en Fe (40 mg/l). Parece ser que se trata de una muestra procedente de una masa de agua superficial que se infiltro interaccionando intensamente con la matriz solida y no de hielo originado en la nieve o restos del glaciar que no hubiesen tenido un contacto tan intenso con la matriz solida. Se dispone de una unica muestra de agua procedente del glaciar, tomada directamente en un arroyo formado sobre la superficie del mismo, esta presenta una mineralizacion extraordinariamente baja, la conductividad electrica es de 3 µS/cm y los unicos iones detectados han sido 1 mg/l de Na y 3 mg/l de Cl. Las especies HCO₃, SO₄, Mg y Ca estaban ausentes.

Caracterización del agua de los lagos
Se han muestreado en total nueve lagos (Fig. 2). Estos han sido clasificados en tres grupos, dependiendo de la composicion de sus aguas, el pH, la conductividad electrica, la facies hidroquimica y la relacion SO₄/Cl. Lagos de baja mineralizacion, L_Pi 129 µS/cm, L_I 183 µS/cm y L_Cr 211 µS/ cm. En este grupo se observa una clara diferencia entre los lagos L_I y L_Cr cuya agua procede de la ablacion directa del agua del glacial oeste, lo que da lugar a pH por encima de la neutralidad, facies cloruradas bicarbonatadas y relacion SO₄/Cl de 0.43 y 0.46 unidades respectivamente. Por otro lado, el lago L_Pi, situado entre los depositos eolicos y las paleoformas glaciarias, a pesar de ser el de menor mineralizacion su composicion ionica se aproxima mas a los de elevada mineralizacion que a los de baja, el pH es acido (6.1 unidades) y la facies es sulfatada clorurada; parece ser que su origen esta en la fusion del agua de nieve acumulada en invierno y no tiene conexion con el sistema general de flujo. Todos los lagos de baja mineralizacion comparten facies cationicas sodicas y destacan por sus contenidos extremadamente bajos en Ca²⁺ y Mg²⁺
. En el segundo grupo estan los lagos de mineralizacion media, 610 µS/cm el lago L_PN y 776 µS/cm el lago L_Mo. Ambos estan ligados al agua de deshielo que atraviesa la morrena actual y que permite una interaccion mas intensa con la matriz mineral, muestran pH acidos, facies cloruradas y relaciones SO₄/Cl muy bajas, 0.07 y 0.1 respectivamente. Forman claramente un grupo no conectado con el sistema de flujo subterraneo, perteneciendo ambos a una estructura en talik cerrado que les permite mantener una composicion claramente diferenciada del resto. Las facies cationicas de estos lagos son muy similares a los lagos de mineralizacion sodica calcica elevada.
Por ultimo se observa un tercer grupo con aguas de elevada mineralizacion: "Cabecera", "Lamb", L_Ec, L_Es y "Copepodo" cuyas conductividades se situan entre 1030 y 1518 µS/cm y comparten todos facies cloruradas sulfatadas o sulfatadas cloruradas, relaciones SO4/Cl entre 0.63 y 1.54 unidades, pH acidos, en especial el lago L_Es que tiene un pH de 4.8.
En la figura 5 se muestra la relacion D /¹⁸O de las aguas muestreadas en Cabo Lamb. Se aprecia que todas las muestras, se ajustan noblemente a la recta meteorica local (Dapena et al. 2011), y es precisamente el agua de los lagos la que se situa claramente sobre una recta de evaporacion como efecto del largo tiempo de residencia del agua en el lago expuesta a fenomenos de evaporacion. El punto de aguas subterraneas, situado sobre la recta de los lagos es una muestra muy somera, tomada en la zona de influencia del talik del lago Esmeralda y que por tanto ha sufrido tambien evaporacion. En el lago L_Es, que tiene una profundidad maxima de 6 m. Se han tomado muestras en superficie, a 2.7 y a 5.8 metros de profundidad con objeto de determinar si existe alimentacion desde el fondo que se vea reflejada en la composicion del agua. Como se ve en la tabla 5 no se observan diferencias significativas en la distribucion en profundidad de la composicion del agua de este lago, coincidiendo con la interpretacion de Silva Busso et al. (2010) que se trata de un talik cerrado.

Figura 5: relación Deuterio 18 O en las aguas de cabo Lamb

Cuadro 5: composición del lago L_Es a diferentes profundidades

Caracterización del agua de las cuencas superficiales
En el cabo Lamb existen 24 cuencas hidrograficas (Fig. 2) de las cuales se han caracterizado las 8 que se encontraban activas en el momento del muestreo. Siempre que ha sido posible se han tomado muestras representativas de la cabecera de las cuencas, tramos altos, medios y bajos. La composicion de las aguas de los arroyos muestra una gran variabilidad debido al complejo origen primario del agua (fusion de la nieve, aporte de los glaciares, aporte de la morrena de fondo o de la morrena antigua, agua del permafrost), la distancia recorrida y la mezcla de agua de diversos origenes. En general se observa que la carga mineral aumenta de Norte a Sur al alejarnos de la morrena oeste, y desde la cabecera de los arroyos hacia el mar, pues al aporte de aguas cada vez mas salinas se unen la interaccion del agua con los sedimentos transportados por los arroyos en grandes cantidades. Se distinguen dos tipos de cuencas: Las cuencas que dan lugar a arroyos alimentados unicamente por aguas de ablacion del glaciar y asentadas sobre o lateralmente a las morrenas actuales (cuenca del arroyo A_D y arroyo A_Mo) cuyas aguas se caracterizan porque: a) presentan menor mineralizacion (564 µS/cm y 441 µS/cm); b) muestran una relacion SO₄ Cl menor 0.19 y 0.44 respectivamente; c) La muestra "Morrena" es la unica muestra procedente de arroyo que presenta un pH por encima de la neutralidad, 7.15 unidades; d) son las unicas que presentan facies anionicas cloruradas. Este grupo de aguas muestran en su mineralizacion una escasa interaccion con la matriz solida y simultaneamente una marcada influencia marina. Las cuencas que dan lugar a arroyos de alimentacion compleja, en la que participan principalmente las aguas provenientes de la ablacion del permafrost, en menor medida el aporte de hielo enterrado y en ocasiones, como es el caso de la cuenca del arroyo A_Pa por aportes de la morrena del oeste. En este caso, la marca mas destacada en la composicion del agua es su elevada mineralizacion que en general deberia aumentar segun se acerca al mar si no hubiese aportes laterales de baja mineralizacion. La mineralizacion ademas aumenta segun nos alejamos de la influencia de la morrena como es el caso de los arroyos A_Pl y A_F en los que se alcanzan conductividades electricas maximas de 5,214 y 6,414 µS/cm respectivamente. Los pH son siempre acidos, con un rango de variacion muy grande, desde 6,97 unidades en la cuenca del campamento hasta valores tan bajos como 3,97 en el arroyo A_F. Al igual que sucede con la conductividad electrica se observa que el pH es menor cuanto mas alejado se esta de la cuenca de la morrena Oeste. Los valores de la relacion SO₄/Cl son tambien muy variados pero se evidencia que este indice es mas elevado cuanto mas alejado se esta del agua de deshielo del glaciar y mayor es la influencia del agua del permafrost.

Caracterización de las aguas subterráneas suprapermafrost
Las siete muestras de aguas subterraneas estudiadas se pueden separar en dos grupos: Las cuatro aguas analizadas en el area de alimentacion del lago L_Es que se caracterizan por no presentar HCO₃ en su composicion, tener valores de pH extraordinariamente bajos, entre 3,7 y 4,25 unidades, mas elevado segun nos aproximamos al lago, mostrar una mineralizacion muy elevada, entre 4,804 µS/cm y 7,134 µS/cm aumentando en direccion al lago. Ademas se observa como notable incremento de la relacion SO4/Cl segun nos alejamos del lago, pasandose de 0.26 a 8.24 en apenas 40 metros de distancia.
Las aguas subterraneas captadas en la cuenca del arroyo L_PN donde se estudiaron dos muestras (35 y 36), ambas en una depresion alimentada estacionalmente por agua de ablacion de nieve y eventualmente del desbordamiento del lago L_PN. Las muestras estan separadas entre si unos 15 metros y presentan en comun dos caracteristicas diferenciadoras del resto de las aguas, sus elevados contenidos en nitratos en terminos relativos, y en bicarbonatos, ambos ligados a la actividad biologica. Estas muestras presentan diferencias en su composicion ligadas a la posicion relativa respecto al centro de la depresion. La muestra 35 se situa en el centro y la 36 en el borde exterior. Las facies de ambas son muy semejantes, cloruradas sodico-magnesicas y cloruradas calcio-magnesicas, los pH tambien son similares 6.57 y 6.55 unidades respectivamente pero la mientras la muestra 35 presenta una conductividad electrica moderada, de 1,392 µS/ cm, la conductividad de la 36 es mucho mayor 4,458 µS/cm. Esto es debido a que la depresion constituye un talik cerrado y funciona de forma similar a como lo hace el lago L_Es pero a escala mucho mas reducida, de forma que en el talik se acumula el agua y se evapora concentrandose el contenido salino y recibiendo la influencia de los musgos y liquenes que se desarrollan sobre el suelo en esta area. En cuando se sale de la zona de influencia del talik el agua captada muestra de nuevo la composicion caracteristicas del agua liquida del suprapermafrost.
Las aguas del arroyo A_Se no se pueden asociar a ninguno de los dos grupos descritos, se trata de un arroyo efimero, que esta seco porque no drena el permafrost y se alimenta por el deshielo de la nieve al comienzo de la estacion estival. Ademas, las aguas subterraneas muestreadas en esta cuenca muestran una baja relacion SO₄/ Cl: 0.111 y un contenido relativamente elevado de HCO₃, 55 mg/l y mineralizacion intermedia 2864 µS/cm.

DISCUSION

Modelo de funcionamiento hidrogeológico en cabo Lamb
En ambientes subpolares se pueden diferenciar tres grandes tipos de acuiferos (Tolstijin 1941) dependiendo de su posicion relativa respecto al permafrost: suprapermafrost, son los desarrollados sobre el permafrost, tienen a este como la base impermeable sobre la que discurren; intrapermafrost, se desarrollan en el interior del suelo congelado; infrapermafrost, que se desarrollan por debajo de la capa congelada, generalmente a gran profundidad, el agua se mantiene descongelada gracias a la accion del gradiente geotermico. Los acuiferos sobre los que se trata en este trabajo son unicamente los desarrollados sobre el permafrost (suprapermafrost). El funcionamiento de este tipo de acuiferos, y en concreto el desarrollado en cabo Lamb esta condicionado por una serie de factores que los diferencian de los modelos propuestos para acuiferos desarrollados en ambientes mas calidos (Silva Busso 2004, 2009):
Los acuiferos en ambientes antarticos son discontinuos en el tiempo, durante la mayor parte del ano estan inactivos; en esa situacion no hay flujo hidrico ni interaccion con la matriz solida debido a la baja temperatura y a que el agua esta en estado solido El acuifero desarrollado sobre el permafrost muestra una estructura fisica dependiente de las condiciones climaticas. Al contrario de lo que sucede en zonas templadas donde se puede definir con precision la situacion de la base de los acuiferos. La situacion del muro depende del espesor de la capa activa del suelo, llegando a un maximo en verano, mientras que en invierno desaparece.
Generalmente, a los condicionantes estructurales geologicos, se imponen los debidos a la existencia y extension del permafrost y a los diversos procesos geocriologicos. Ademas, el permafrost limita la extension espacial de estos acuiferos.
La mayor parte del agua circula de manera superficial o sub-superficial. Unicamente en el caso de existencia de talik abierto puede existir flujo profundo que aflore a la superficie (icing) que puede producir aguas de mezcla aunque generalmente la presencia de permafrost impide estos procesos al actuar como estructura impermeable.
Por otra parte, se proponen tres tipos diferentes de cuenca en funcion del origen dominante del aporte de agua liquida:
Cuencas hidricas alimentadas por glaciares (CG): Se caracterizan por predominar el aporte de descarga directa de la ablacion glaciar estival, la consideracion de la tipologia glaciar, frio, templado o politermal (Paterson 1994), pueden tener influencia en la descarga superficial e incluso subterranea. En dichas cuencas la temperatura del aire, humedad relativa y eventualmente vientos dominantes tienen una relevancia superior a la de otros factores (Silva Busso et al. 2003). Cuencas hidricas alimentadas por ablacion de la capa activa del permafrost (CP): la profundizacion de la capa activa del permafrost durante el verano permite el desarrollo de una zona no saturada e incluso acuiferos suprapermafrost. En este caso la presencia de permafrost permanente, continuo o discontinuo, sobre todo durante el verano, determinan el comportamiento del sistema acuifero. Si los cauces fluviales cortan en profundidad techo del permafrost se puede producir una descarga de agua del permafrost hacia los cauces. En este tipo de cuenca, la temperatura del suelo, grado de insolacion y escasez de precipitaciones son aspectos climaticos dominantes (Silva Busso et al. 2000 y Silva Busso 2004) y tiene particular incidencia en la hidrodinamica del medio.
Cuencas hidricas alimentadas por ablacion de la precipitacion nival (CL): Este tipo de cuencas asemejan su comportamiento a la dinamica fluvial caracteristica de latitudes mas bajas. Se produce la alimentacion directa de cursos fluviales y acuiferos por recarga a partir de la fusion de las precipitaciones nivales, esta recarga ocurre en periodos estivales con medias por encima de 0°C, en areas donde las cuencas no poseen conexion con glaciares y donde el permafrost es muy discontinuo (region occidental e insular de la Peninsula Antartica). En este caso la escorrentia dependera, ademas del clima, de la magnitud de las precipitaciones y de parametros morfometricos de la cuenca y de las permeabilidades de las unidades geologicas de la misma (Silva Busso et al. 2004c y Silva Busso et al. 2004d).
Normalmente, las cuencas hidrologicas son de caracter mixto, es decir, presentan descargas glaciares, un importante aporte variable de las precipitaciones (liquida o nival) y la ablacion del permafrost, en algunas de ellas. Generalmente la preponderancia de alguno de estos aportes sobre los otros varia temporalmente, por ejemplo, a principio del verano predomina el deshielo de la nieve y al final del mismo los aportes del hielo enterrado y de la zona no saturada, llegando a producirse todas las situaciones intermedias posible. Esto hace mas complejas las metodologias de estudio y de evaluacion hidrologica y su relacion con las variables climaticas como han expresado diversos autores (Chinn 1981; Eraso et al. 1991; Imbar 1992; Silva Busso 2004; Silva Busso 2009). En la figura 6 se muestra sobre un diagrama triangular que permite representar la clasificacion cualitativa de las cuencas segun las tipologias mencionadas. En los vertices se representa el aporte principal idealizado como unico aporte observado. El principal inconveniente de este tipo de clasificaciones es que muestran una vision homogenea y estatica del proceso, en realidad en una misma cuenca puede haber sectores que se comportan de manera muy diferente y lo que es aun mas importante, un mismo sector se variara su comportamiento segun avanza la estacion calida pudiendo comenzar como estrictamente dentro del grupo SB, es decir alimentadas por el agua del deshielo de nieve y terminar dentro de otro grupo, GB o PB segun domine al final del la estacion calida el agua procedente de la fusion glaciar o del drenaje de la capa activa, como es el caso de cabo Lamb.

Figura 6: diagrama triangular que permite clasificar cuencas hidricas en ambientes antarticos segun el origen del agua segun GB (glaciar), SB (nieve) y PB (permafrost)

Modelo propuesto
El modelo conceptual propuesto se basa en el diagrama de interrelacion de la figura 7. Mediante el modelo propuesto se intenta dar respuesta a tres preguntas clave:

Figura 7: esquema conceptual en el que se muestran los compartimentos que se pueden diferenciar en el ciclo hidrologico en medio antartico.

La relacion entre los lagos y el flujo general del agua, en especial la relacion entre los lagos y el flujo de base de alguno de los arroyos que aparentemente los drenan.
La relacion rio-acuifero, y como sucedia con los lagos, con especial atencion a la relacion entre el acuifero y la composicion de base de los arroyos durante el estiaje. Un aporte significativo de agua al sistema procedente de la fusion de grandes masas de hielo enterrado.
Este modelo presupone que existen seis compartimentos que confieren al agua que contienen una marca hidroquimica o isotopica caracteristica. Los compartimentos citados son:
El agua subterranea, su marca caracteristica es el elevado contenido en sulfato, relacion SO₄/Cl elevada y bajo pH.
Los arroyos, al ser producto de mezcla de los demas compartimentos en diferentes proporciones, su composicion depende de la relacion de mezcla en cada momento; si el origen mayoritario del agua de los arroyos es el permafrost poseeran caracteristicas similares a las del agua subterranea, modificandose de acuerdo a los aportes por ablacion de nieve o glaciares. Los lagos cuya caracteristica principal, en cabo Lamb, es la desconexion del sistema general de flujo, la presencia de cloruros y sodio en proporciones superiores a las del agua subterranea y mineralizacion y pH reducidos. Los glaciares que dan lugar a agua de deshielo, de muy baja mineralizacion, facies generalmente cloruradas sodicas y elevados valores de D y 18O. El agua de precipitacion atmosferica, en su mayor parte nivea, (con o sin influencia oceanica), baja mineralizacion que puede ser clorurada sulfatada dependiendo de si domina la influencia marina o continental y ademas valores reducidos de D y 18O. El hielo enterrado, con elevado contenido en polvo incluido y por tanto aguas fuertemente sulfatadas generalmente sodicas. Ademas, la transferencia de agua de un compartimiento a otro contiguo modifica sustancialmente su composicion, sobre todo cuando hay implicado un cambio de fase (por ejemplo el deshielo de la nieve, la evaporacion del agua de mar, la condensacion del agua de las nubes) pero tambien cuando existe interaccion con un material o estructura (el suelo, el acuifero, la atmosfera) que anade o retira solutos en cantidades significativas.

Esquema basado en condiciones estivales
La interpretacion se representa en las figuras 8 a 11, explica el funcionamiento del sistema hidrogeologico de cabo Lamb en el momento del muestreo: verano muy templado y sin nieve acumulada en superficie. Se caracteriza por los siguientes hechos:

Figura 8: modelo general de funcionamiento del sistema hidrico en verano.

 

Figura 9: modelo modificado por el aporte de agua procedente de los glaciares.

 

Figura 10: modelo de detalle de la relacion arroyo-agua subterranea.

Figura 11: modelo de relacion lagos-aguas subterraneas.

Los lagos no estan en conexion con el sistema de flujo subterraneo, se trata de estructuras aisladas (talik cerrados) esto es valido para los lagos desarrollados sobre la morrena oeste (L_Cr e L_I) o como para el lago L_Es; (Silva Busso et al. 2010) a pesar de que su tamano y profundidad que suelen dar lugar a estructuras en talik abierto. En los primeros no se observa influencia de agua proveniente del permafrost ni de hielo con polvo incluido. Estos lagos se alimentan principalmente con agua de fusion de hielo glaciar en la morrena. El lago L_Es por su parte esta alimentado por la precipitacion nival caida en su mayor parte a lo largo del invierno. La falta de conexion de los lagos con el sistema subterraneo se observa facilmente cuando se compara la composicion de la masa hidrica del lago con el agua subterranea que le rodea (Fig. 12) y se observa como el agua del lago muestra una mineralizacion mucho menor que la del agua subterranea y relaciones SO₄/Cl mucho mas parecidas a las de aguas de precipitacion que a las subterraneas.

Figura 12: comparacion entre las caracteristicas del agua del lago Esmeralda y del agua subterranea (GW) tomada a 5, 20 y 45 metros de distancia del lago.

La zona de influencia de la morrena del oeste se limita al arroyo A_Mo, alimentado casi en exclusiva por esta agua y a los arroyos cuya cabecera se situa en la zona oeste de la cuenca del arroyo A_Pa.
Los arroyos muestran una composicion compleja, fruto de la mezcla del agua proveniente de todos los origenes posibles: precipitacion directa, fusion de hielo o nieve, aporte del permafrost, aporte de los glaciares directamente o a traves de un flujo infrapermafrost etc. Pero en el momento del muestreo todos los arroyos salvo el "A_Mo, A_Pa y A_D", estaban alimentados mayoritariamente por aportes de aguas subterraneas desde el permafrost. La composicion quimica del agua de precipitacion de verano esta influida principalmente por el arrastre de polvo de la vecina isla James Ross o de la propia isla Vega. Sin embargo creemos, aunque no tenemos muestras directas, que la composicion de la precipitacion nival de invierno esta mas determinada fundamentalmente por la interaccion del agua con los gases atmosfericos y por el aporte de sales provenientes del aerosol marino.
Las surgencias (muestras 30 y 31) que debido a datos morfologicos de la zona circundante al punto de muestreo parecian constituir un drenaje del lago L_Es, en realidad son aportes subterraneos originados probablemente por la fusion del hielo enterrado. Existe un aporte notable al caudal de base de los arroyos procedente de la ablacion de hielo enterrado.
Las ideas anteriores quedan contenidas en los siguientes ejemplos:

Ejemplo I: Modelo general de funcionamiento del sistema hídrico en verano (Fig. 8)
Se trata del modelo general de funcionamiento del sistema hidrico en verano, representa una situacion en la que el aporte de agua a los arroyos se produce casi exclusivamente a partir de la ablacion de la capa activa. En este corte se pueden diferenciar: Áreas de criopeg costero: son zonas donde las aguas salobres o saladas con temperatura bajo cero, pueden encontrarse a diferentes profundidades. Son frecuentes en las zonas costeras donde puede haber ingreso de aguas marinas. Es probable su ocurrencia en las zonas costeras de Cabo Lamb dada la existencia de una extensa playa dominada por la marea que favorece el desarrollo del criopeg en la zona del permafrost.
Zonas de surgencias puntuales de agua suprapermafrost: se observan mejor en litologias permeables al pie de barrancos de poco desarrollo. Son producto de la descarga del agua de fusion estival de la capa activa en las zonas expuestas a la insolacion y existe un quiebre topografico. Estas surgencias no alcanzan a encauzarse sino que forman pequenas zonas humedas, que pueden relacionarse con procesos de icing. Estas zonas se han observado en el Cabo Lamb al pie de las terrazas fluvioglaciales. Dada su naturaleza son de dificil muestreo aunque pueden aportar cantidades significativas de agua a los cauces.
Zonas de descarga encauzadas del agua suprapermafrost: los cauces de los arroyos cortan en su recorrido el acuifero libre suprapermafrost drenando el agua que descarga sobre ellos desde la capa de descongelamiento. Esta alimentacion es relativamente constante durante el verano hasta que la capa activa se encuentra a profundidades inferiores al cauce y se desconecta quedando seco el cauce. En el Cabo Lamb esta es la situacion de verano y se corresponde con la situacion dominante en el momento del muestreo.
Zonas de talik cerrado o abierto: los lagos ubicados sobre las paleogeoformas glaciarias que desarrollan bajo su lecho una zona descongelada en el permafrost, restringida y aislada que no lo atraviesa en su totalidad. La zona saturada liquida se ve restringida a las dimensiones del talik infralacustre. En cabo Lamb el acuifero libre no descarga en estos cuerpos de agua o si lo hace es con muy poco aporte.
Zonas de aguas intrapermafrost: son zonas en el permafrost que por razones litologicas, tipo de recarga, cercania a glaciares u otras contienen agua liquida, pueden constituir un talik abierto o cerrado y ser estacionales e incluso permanentes. En general se encuentra en zonas de descarga de aguas subglaciares generando flujos de aguas subterraneas que pueden alcanzar los cauces fluviales estacionales. Pueden ser acuiferos limitados arealmente, acuitardos y cerca de la costa contener aguas salobres. Si bien no se ha encontrado evidencia de este tipo de formaciones en la zona de Cabo Lamb, como sucede en otras regiones del norte de la peninsula.
Zonas de talik fluvial cerrado temporal: similar al talik descrito en el punto 4, son zonas de talik cerrado, vinculadas a la dinamica fluvial. Se trata de zonas anegadas, con una lamina de agua de muy poco espesor, de orden centimetrico, que logran desarrollar en profundidad una zona descongelada poco profunda pero extensa a favor del cauce fluvial. Este talik se integra en el sistema de flujo superficial y suprapermafrost, en areas cercanas a la costa puede constituir un talik abierto que descarga en el mar. En cabo Lamb es frecuente observar estos sistemas a lo largo de los cauces fluviales desarrollados sobre morfologias de origen glaciar.

Ejemplo II. Modelo modificado por el aporte de agua procedente de los glaciares (Fig. 9)
En este caso el modelo general se modifica al haber aporte mixto de agua, a la escorrentia de la capa activa se suma el agua procedente de la ablacion de los glaciares. En el esquema se observan tres nuevos componentes:
Flujo subpermafrost de las aguas de descarga en los glaciares politermales (Silva Busso 2009; Paterson 1994): En el norte de la peninsula Antartica es caracteristica la existencia de glaciares politermales que aportan agua subglaciaria a traves de los sedimentos sobre los que estan en contacto, dando lugar al desarrollo de un flujo subterraneo que puede descargar en otros cuerpos de agua e incluso arroyos. En el cabo Lamb la evidencia de este procesos puede observarse en la zona del arroyo A_Pa en contacto con morrenas actuales donde se presumen aportes de esta naturaleza y son los que explican las conductividades electricas tan bajas 638 µS/cm, 912 µS/cm en cabecera y 1113 µS/cm en desembocadura y que las relaciones SO₄/ Cl puedan ser tambien tan bajas tratandose de un cauce superficial como 0.67 en el punto 42.
Escorrentia glaciar: flujo producto de la ablacion directa del glaciar o de los hielos enterrados que eventualmente se encauza y mezcla con aguas de otros origenes. Este tipo de flujo corresponde al arroyo A_Mo y al arroyo A_D, y da lugar a los cauces de menor mineralizacion 441 µS/cm, valores de relacion SO₄/Cl (0.441) bajas y ademas en el entorno en el que estamos son las unicas aguas que presentan pH por encima de la neutralidad (7.15 pH).
Lagos originados por termokarst sobre la morrena actual: Son cuerpos de agua resultado de la fusion de hielos enterrados, y colapso del sustrato dando lugar a una zona deprimida, proceso de termokarst, alimentada superficialmente por agua de ablacion del glaciar y fusion de los hielos enterrados. No tiene un desarrollo significativo del talik. Estos lagos no tienen alimentacion significativa desde la capa activa. Es el caso de los lagos L_I y L_Cr.

Ejemplo III: Modelo de detalle de la relación arroyo-agua subterránea (Fig. 10)
Acuifero suprapermafrost: Acuifero libre generado a consecuencia del descongelamiento de la capa activa. Este acuifero se desarrolla con mayor potencia en las zonas con morfologia glaciar pues la morrena actual que posee elevados contenidos de hielo enterrado y estratificado, la hacen poco sensible a la descongelacion estacional rapida. La genesis de estos acuiferos (Silva Busso et al. 2000; Silva Busso 2004) depende de factores extrinsecos (temperatura, insolacion, etc.) e intrinsecos (litologia, porosidad, etc.). En la zona de estudio, las aguas procedentes del acuifero suprapermafrost, si no tienen influencia directa de aguas glaciares o de nieve como es el caso de la muestra 35 tomada en la cuenca del arroyo A_Ca, son de caracter muy acido, frecuentemente por debajo de 5 unidades de pH, de elevada mineralizacion, por encima de 4000 µS/cm, con relaciones SO₄/ Cl elevadas. Ejemplo IV: Modelo de relacion lagosaguas subterraneas (Fig. 11).
En Lagos de cierta profundidad, generalmente mayor de 5 metros, como en el caso del lago L_Es, existe la posibilidad de que se cree una estructura en talik abierto que permita la conexion del lago con otras masas de agua, generalmente arroyos que drenan el lago mas o menos lejos de su situacion actual, estas estructuras no siempre estan conectadas y sucede como en el caso de las muestras 30 y 31 (ver Cuadro 4), que en el terreno parecian un drenaje de este dada su situacion con relacion al lago L_Es. La hidroquimica sin embargo demuestra que no es asi y segun Silva Busso et al. (2010) se trata de un talik cerrado.

Visión dinámica del sistema
El punto de partida temporal del sistema acuifero suprapermafrost es el final del invierno, cuando todo el sistema esta paralizado, por congelacion de las masas liquidas de agua, excepto por la aportacion de nieve que se acumula en superficie. No hay flujo de agua suprapermafrost y las reacciones quimicas de interaccion con la matriz o de intercambio de gases no son significativas. Con el aumento de la temperatura a fines de la primavera y comienzo del verano, se produce en primer lugar la fusion de la nieve y luego la descongelacion de la capa activa asi como la activacion de los cursos fluviales de origen glaciar. Comienza la escorrentia superficial y la evaporacion. Cuando la temperatura media aumenta lo suficiente el permafrost desarrolla una capa activa, y en este momento se pone en funcionamiento un ciclo hidrologico completo. Los lagos, dependiendo de su naturaleza, recogen la escorrentia superficial y pueden drenar subterraneamente hacia cauces superficiales y estos al mar. Cuando el sistema sigue progresando, ya entrado el verano, se produce la situacion III de muestreo descrita por Fresina et al. (1999). No hay aporte de agua de la ablacion de la nieve y el sistema se mantiene principalmente gracias al aporte de agua subterranea procedente del acuifero suprapermafrost, del aporte de la ablacion de hielo enterrado y en areas proximas a los glaciares del deshielo de estos. En casos extremos, en algunas cuencas el desarrollo de la capa activa rebasa el lecho de los rios y si la temporada estival se prolonga estos llegan a desconectarse del sistema de flujo subterraneo y se secan, es el caso del arroyo A_Se.

CONCLUSIONES

El cambio climatico esta produciendo en extensas zonas de la peninsula Antartica la activacion de sistemas hidrogeologicos que dan lugar a un modelo de funcionamiento del agua subterranea caracteristico de este ambiente. Este modelo es diferente al que se desarrolla en climas templados: a) la posicion del techo y el muro del acuifero, su espesor, y su relacion con otras masas de agua dependen del desarrollo de la capa activa durante el verano y por tanto de la climatologia local. b) durante la mayor parte del ano no existe flujo subterraneo de agua ni de nutrientes al encontrase el sistema congelado. c) se observan estructuras y procesos ausentes en sistemas templados, talik abiertos o cerrados, masas de agua infrapermafrot conectadas o no al flujo general, flujos infrapermafrost, criopeg, glaciares en roca y otros procesos geocriologicos. El cabo Lamb es un buen modelo representativo de sistema acuifero en ambiente antartico, en el que se desarrolla un acuifero suprapermafrost a partir de la dinamica de descongelamiento estacional en el que los cauces superficiales mantienen su caudal en verano drenando la zona saturada y se secan cuando el nivel freatico se situa bajo la cota de su lecho. Las precipitaciones nivales por ser escasas unicamente alimentan los cauces durante el corto periodo de ablacion. En la zona de cabo Lamb es suficiente el analisis del comportamiento de cuatro variables hidroquimicas: pH, conductividad electrica, relacion HCO₃/Cl, relacion D/¹⁸O y relacion SO₄/Cl, para explicar el funcionamiento del sistema y la relacion entre sus componentes. De este analisis y del estudio de la clase de permafrost, morfologia de la cuenca y del aporte de agua, se concluye que: El agua de los cauces durante el periodo estival, tras el periodo de ablacion, excepto los relacionados directamente con las morrenas actuales (A_D, A_Mo y A_Pa B_D, B_Mo y parte del B_Pa), proviene del aporte subterraneo desde la capa activa. No existe conexion entre los lagos y el sistema general de flujo subterraneo. Los lagos responden a una estructura de talik cerrado. Probablemente si los lagos de Cabo Lamb hubiesen sido mas profundos la estructura del talik a ellos asociado hubiese sido abierta.
Los lagos desarrollados sobre la morrena actual con nucleo de hielo responden a fenomenos de termokarst. Las relaciones propuestas HCO₃/Cl, la relacion D/¹⁸O y relacion SO₄/Cl, podrian a priori indicar la procedencia del agua en las cuencas.

AGRADECIEMIENTOS

Este trabajo se ha realizado dentro del proyecto de investigacion CGL2005- 03256ANT, financiado por la Direccion General de Investigacion del Ministerio de Educacion y Ciencia de Espana y PICTO 2005N36155 de la Secretaria de Ciencia y Tecnica e Instituto Antartico de Argentina. Los trabajos sobre el terreno se han efectuado ademas gracias al apoyo logistico de las Fuerzas Armadas de la Republica Argentina. Los autores agradecen la colaboracion en las labores de campo a J. M. Lirio, M. Chaparro, y M. Brizuela, miembros del equipo Argentino de investigacion en ciencias de la tierra.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

1. Bertler, N., 2005. Snow Chemistry across Antarctica. Annals of Glaciology vol. 41. 167-179         [ Links ]

2. Cook, A. J., Fox A. J., Vaughan D. G., y Ferrigno J. G., 2005: Retreating glacier fronts on the Antarctic Peninsula over the past half-century. Science, 308: 541-544.         [ Links ]

3. de Mora S.J., Whitehead R.F.y Gregory M. 1994. The chemical composition of glacial melt water ponds and streams on the McMurdo Ice Shelf, Antarctica. Antartic Science 6:17-27.         [ Links ]

4. Dapena, C., Parica, C., Remesal, M., Salani, F., Panarello H.y Rinaldi, C. 2011. Composicion Isotopica de las Aguas de las Islas Shetland del Sur y la Costa Danco, Antartida. Actas del 18° Congreso Geologico Argentino (en CD), Simposio 8 (S8) Geologia, Ambiente y Recursos Naturales de la Antartida, Neuquen, Argentina, 409-410.         [ Links ]

5. Eraso, A., Antiguedad I. y Magin A.. 1991. Time Series Correlogramme and Spectral Analysis of the Cazadora Glacier Drainage and Meteorological Parameters. First International Simposium of Glacier Caves and Karst in Polar Regions, Madrid, Espana, 69-91.         [ Links ]

6. Ermolin, E., De Angelis H. y Skvarca P. 2002. Mapping of permafrost on Vega Island, Antarctic Peninsula, using aerial photography and satellite image. Annals of Glaciology. V. 34: 184-188.         [ Links ]

7. Ermolin E., De Angelis, P. Skvarca y Rau F.. 2005. Ground ice in permafrost on Seymour (Marambio) and Vega Islands, Antarctic Peninsula. Annals of Glaciology. V. 39: 112-127.         [ Links ]

8. Fresina M., Sanchez, R., y Silva Busso, A, 1999. Aproximacion metodologica al monitoreo del ambiente hidrico en Isla Marambio, Antartida. Comite Argentino para la Investigacion del Cuaternario (CADINCUA). Volumen I: 89-93         [ Links ]

9. Inbar, M., 1992. Hidrologia y geometria hidraulica en litologia volcanica y clima antartico. Estudio cuantitativo morfologico en la Isla Decepcion, Islas Shetland del Sur. Geologia de la Antartida Occidental. II Congreso Geologico de Espana y VII Congreso Latinoamericano de Geologia. J. Lopez-Martinez (Ed). Simposios T3, Salamanca, Espana. 337-346.         [ Links ]

10. King, J. C., Turner J., Marshall G. J., Connolley W. M. y Lachlan-Cope T. A., 2004: Antarctic Peninsula Climate Variability And Its Causes As Revealed By Analysis Of Instrumental Records. Antarctic Peninsula Climate Variability: A historical and Paleoenvironmental Perspective, E. Domack, A. Burnett, P. Convey, M. Kirby, and R. Bindschadle (eds) American Geophysical Union, 17-30.         [ Links ]

11. Lawson, D.E., Strasser J.C. y Davi J.M., 1994. Geological and geophysical investigations of the hydrogeology of Operable Unit 3. Interim draft report prepared for the US Army 6th ID and US Army Engineer District, Alaska by the Cold Regions Research & Engineering Laboratory, Hanover, New Hampshire. 56p.         [ Links ]

12. Lawson D.E., Arcone S. A., Delaney A. J., Strasser J. D., Strasser J. C., Williams C. R. y Hall T. J., 1998. Geological and Geophysical Investigations of the Hydrogeology of Fort Wainwright, Alaska. Part II: North-Central Cantonment Area. Cold Regions Research & Engineering Laboratory Report 98-6.US Army Corps of Engineers, Hanover, New Hampshire. 43p.         [ Links ]

13. Lirio J. M., Chaparro M. A., Gogorza, C. S, Yermolin E., Silva Busso A. y Cuchi Oterino J. A., 2007. Caracteristicas Sedimentologicas y Magneticas de un Deposito Cenozoico en una Terraza en Cabo Lamb, Isla Vega, Peninsula Antartica. Actas del VI° Simposio Argentino y 3° Latinoamericano sobre Investigaciones Antarticas CD-ROM. Resumen Expandido N° GEORE819, 4p.         [ Links ]

14. Marenssi, S., Salani F. y Santillana S., 2001.Geologia del Cabo Lamb, isla Vega, Peninsula Antartica. Direccion Nacional del Antartico. Instituto Antartico Argentino. Contribucion No 530: 43p.         [ Links ]

15. Olivero, E., Gasparini, Z., Rinaldi, C., y Scasso, R. 1991. First record of dinosaurs in Antarctica (Upper Cretaceous, James Ross Island): Paleogeographical implications; pp. 617- 622 en M. R. A. Thomson, J. A. Crame and Thomson J. W. (eds.), Geological Evolution of Antarctica. Cambridge University Press, Cambridge. 1021p.         [ Links ]

16. Paterson, W.S.B. 1994. The physics of glaciers. Third edition, Oxford. Elsevier. 497 pp.         [ Links ]

17. Pirrie, D., Crame, A. y Riding, J. 1991. Late Cretaceous Stratigraphy and Sedimentology of Cape Lamb, Vega Island, Antartica. Cretaceous Research 12: 227-258.         [ Links ]

18. Reynolds, J.M. 1981. The distribution of mean annual temperatures in the Antarctic Peninsula. British Antarctic Survey Bulletin, 54: 123-133.         [ Links ]

19. Rinaldi, C.A. 1982. The Upper Cretaceous in the James Ross Island Group. En Craddock, C. (ed.) Antarctic Geoscience: 331-337, the University of Wisconsin Press, Madison.         [ Links ]

20. Silva Busso, A., 2004. Aspectos Hidrologicos Superficiales y Subterraneos del Area Norte de la Peninsula Antartica, Boletin Geologico Minero, IGME, AIH, UNESCO, Madrid Espana Vol. 114, num. 4: 419-432.         [ Links ]

21. Silva Busso A., 2009. Aguas Superficiales y Subterraneas en el Area Norte de la Peninsula Antartica. El Agua en el Norte de la Peninsula Antartica, INA, DNA-IAA, Fundacion de Historia Natural Felix de Azara Cap.4 p: 47 - 82, Buenos Aires, Argentina         [ Links ]

22. Silva Busso, A. y Fresina M., 2004c. "Relacion del Flujo Subterraneo sobre el Humedal Subpolar de la Peninsula Potter, Islas Shetland Antartica". En CD (ISSN: 9703217494), Congress 33° AIH - AHSUD Groundwater Flow Understanding, T6-03 8p. Zacatecas, Mexico.         [ Links ]

23. Silva Busso, A.; Sanchez, R. y Fresina, M., 2000 Caracterizacion del Comportamiento Hidrogeologico en la Isla Marambio, Antartida. Primer Congreso Mundial Integrado de Aguas Subterraneas, ALSHUD - AIH. Actas en CD., Art. 230: 292-307. Fortaleza, Brasil.         [ Links ]

24. Silva Busso, A, Fresina, M. y Rouiller G., 2004a. Distribucion de la salinidad en las Cuencas Hidricas de la Isla Marambio, Antartida. 5° Simposio Argentino y I Latinoamericano sobre Investigaciones Antarticas., CD-ROM. Resumen Expandido N° 102GO, 4pp.         [ Links ]

25. Silva Busso, A Fresina, M y Vodopivez C., 2004b. Caracterizacion Hidroquimica de las Cuencas Hidricas de la isla Marambio, Antartida. Actas del V° Simposio Argentino y I° Latinoamericano sobre Investigaciones Antarticas CDROM. Resumen Expandido N° 103GO, 4pp. Buenos Aires, Argentina.         [ Links ]

26. Silva Busso, A., Fresina M. y Vodopivez C., 2004c. "Hidrodinamica e Hidroquimica Subterranea en la cuenca del Arroyo Matias, Peninsula Potter, Islas Shetland Antartica". En CD (ISSN: 9703217494) Congress 33° AIH - AHSUD Groundwater Flow Understanding. T6-15, 8 p. Zacatecas, Mexico.         [ Links ]

27. Silva Busso A., De Angelis H., Svarka P., y Yermolin E., 2004d. Caracteristicas Hidrologicas de Bahia del Diablo, Isla Vega, Peninsula Antartica. Revista de Geologia Aplicada a la Ingenieria y al Ambiente, ASAGAIA ISSN: 0326-1921 N°19, Pag. 113-121, Argentina.         [ Links ]

28. Silva-Busso, A., L. Moreno, J. J. Duran, E. Ermolin, J. Lopez-Martinez, J. A. Cuchi C. y Martinez- Navarrete, F. 2010. Analisis de la estructura del talik de un lago profundo en la Isla Vega, Peninsula Antartica Occidental. Revista Geogaceta, Asociacion Geologica Espanola. N°49: 35-38.         [ Links ]

29. Skvarca, P., Rack W., Rott H. y Ibarzabal T. y Donangelo F., 1998. Evidence of recent warming on the eastern Antarctic Peninsula. Annals of Glaciology, 27: 628-632.         [ Links ]

30. Tolstijin, N.I. 1941. Podsemnue vodu merzloy zonu litosferu. (Aguas subterraneas de la criolitosfera). Moscu, 345 (en ruso).         [ Links ]

31. Turner, J., S. Colwell R., Marshall G. J., Lachlan- Cope T. A., Carleton A. M., Jones P. D., Lagun V., Reid P. A., y Lagovkina S., 2005: Antarctic climate change during the last 50 years. International Journal of Climatology, 25: 279-294Links ] Helvetica, sans-serif">.

Recibido: 20 de junio, 2012
Aceptado: 23 de febrero, 2013