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Geoacta

versão On-line ISSN 1852-7744

Geoacta vol.37 no.2 Ciudad Autónoma de Buenos Aires jul./dez. 2012

 

ARTÍCULOS ORIGINALES

Monitoreo del glaciar horcones inferior y sus termokarst, antes y durante el surge de 2003-2006. Andes centrales argentinos

 

María Gabriela Lenzano1, Darío Trombotto Liaudat1 y Juan Carlos Leiva1,2

1 IANIGLA-Instituto Argentino de Nivología, Glaciología y Ciencias Ambientales. CONICET.
2 Facultad de Ciencias Agrarias, Universidad Nacional de Cuyo.
mlenzano@mendoza-conicet.gob.ar

Recibido: 13-3-2012
Aceptado: 31-8-2012

 


RESUMEN

En el presente trabajo se expone el monitoreo de termokarts glaciarios y su relación e interacción con los eventos surges ocurridos en el glaciar cubierto Horcones Inferior (GHI). Este glaciar se encuentra ubicado a los 32º 41'S y 69º 57'W, al pie de la pared sur del C° Aconcagua, Parque Provincial Aconcagua, en la Provincia de Mendoza, Argentina. El estudio fue llevado a cabo a través de la implementación de métodos indirectos de detección utilizando imágenes de los sensores Landsat y Aster durante el período 1997-2006. En el Glaciar Horcones Inferior "GHI", la superficie ocupada por los termokarst alcanza valores que varían entre el 4.3% y el 0% de la superficie total del glaciar, al finalizar un evento de surge. Las velocidades registradas en la superficie del glaciar cubierto arrojaron valores promedios entre 0.4 y 12 m/día. La metodología aplicada, con imágenes satelitales históricas, representa una herramienta fundamental para separar períodos de flujo glaciario catastróficos y no catastróficos.

Palabras claves: Surging glacier; Termokarst; Landsat; Aster; Central Andes.

ABSTRACT

This work analyses the temporal evolution of thermokarst and their relationship to the surges in a reconstituted debris covered glacier. The glacier Horcones Inferior is located at Lat 32º 41' S and Long 69º 57' W in the Provincial Park Aconcagua, Mendoza, Argentina, on the foot of the Aconcagua massif. The study and monitoring of the thermokarst was carried out applying indirect methods using Landsat and Aster images from 1997-2006. Detected percentages of thermokarst, in relation to the total glacial area, showed that they varied between 4.3% to 0% at the end of the surge event. The registered speeds of the glacier -on the glacial surface- reached averages of between 0.4 and 12 m/d. This methodology, with historical images from archives, represents a fundamental tool to separate catastrophic and non-catastrophic glacial flow periods.


 

INTRODUCCIÓN

Los glaciares de los Andes Centrales están experimentando procesos de cambios desde el comienzo del siglo XX, que se han acentuado durante las últimas décadas. El retroceso de un glaciar se asocia generalmente a los cambios climáticos (Meier y Post, 1969). Aún durante este proceso generalizado de recesión glaciaria existen algunos glaciares cuyos frentes han experimentado avances, y otros que presentan episodios de avances extraordinarios o surges.

Los glaciares que producen surges son aquellos que, luego de intervalos de tiempo con flujo muy lento o nulo, experimentan avances repentinos (que no guardan relación con los cambios climáticos) con episodios de velocidades de flujo excepcionalmente altas (Meier y Post, 1969; Kamb et al., 1985; Kotlyakov et al, 2004, 2008). Estos glaciares presentan fases de flujo rápido con intervalos de tiempo más largos de estancamiento. Un flujo rápido surge puede durar desde unos pocos meses hasta unos pocos años, y la fase inactiva de entre 20 y 200 años. La velocidad del hielo puede alcanzar más de 50 m/día durante un surge.

Muy frecuentemente los surges de glaciares producen situaciones que pueden resultar en catástrofes naturales, debido a eventos asociados a endicamientos y posteriores rupturas de diques de hielo que producen el vaciamiento súbito de lagos glaciarios, denominados GLOF (glacial lake outburst floods). Numerosos eventos de este tipo han sido observados en glaciares de Alaska, del Karakorum (Hewitt, 1969) y de la Cordillera de Los Andes (Helbling, 1935).

Algunos de los surges ocurridos en la cuenca del río Mendoza han sido objeto de observaciones y estudios por diversos autores, Helbling (1935), Reichert (1935), Mason (1935), Bruce et al. (1987), Leiva (1986), Leiva et al. (2006a) y Espizúa et al. (1990). Generalmente dichos trabajos describen las consecuencias del fenómeno pero escasamente abordan sus causas.

El término termokarst, por otro lado, en el ambiente periglacial fue introducido por el científico ruso M. M. Yermolayev, en 1932 para describir las formas resultantes de la fusión del hielo presente de los suelos de las regiones con permafrost (Yermolayev citado por Embleton y King, 1975). De acuerdo a Trombotto y Ahumada (2005), son definidos como agujeros asimétricos en el suelo de paisajes de ambientes fríos, que indican la degradación del hielo subterráneo que está presente en el lugar.

Los termokarst activos contienen agua de deshielo. Durante el invierno el agua se suele congelar mientras que en verano se acumula formando, frecuentemente, pequeños lagos en las depresiones que los caracterizan. Estos pequeños lagos, a su vez, son parte del proceso de auto-degradación del sistema de los termokarst porque profundizan la degradación del hielo (Kachurin, 1962). En general, los termokarst de los Andes Centrales se encuentran agrupados y vinculados a sitios por debajo de los 4200 m s.n.m. (32º S - 33º S), tanto en glaciares cubiertos, morenas con núcleo de hielo, como en glaciares de escombros. Los termokarst también pueden utilizarse como indicadores del calentamiento regional ya que manifiestan la degradación del hielo dentro de una escala de tiempo relativamente corta, según se ha observado en otras partes del mundo (Osterkamp, 2003). La mayoría de ellos presentan formas asimétricas, con la parte más profunda siguiendo el gradiente de fondo al valle, y diámetros que varían entre 10 y 100 m, lo cual es consistente con la historia climática de los Andes planteada por Corte y Espizúa, en 1981.

Al realizar el inventario de glaciares de la cuenca del río Mendoza, en base a fotografías aéreas de 1963, Corte y Espizúa (1981) hallaron en la cuenca del río Cuevas (en total 654 km2), 16.4 km2 de termokarst, es decir que un 2.5% de la superficie de la cuenca estaba ocupada por ellos.

En la Quebrada de Horcones (197 km2), utilizando imágenes de satélite, los mismos autores hallaron 8.6 km2, o sea que el 4.4% de la subcuenca estaba ocupada por termokarst. El área de cobertura de termokarst de la subcuenca Horcones alcanza la mitad de la totalidad de la cuenca del Cuevas.

El glaciar Horcones Inferior es un glaciar cubierto. Estos glaciares cubiertos se caracterizan por presentar una cubierta de detritos o sedimentos sobre su superficie. Dependiendo del espesor del detrito dicha cubierta puede acelerar e intensificar los procesos de ablación del hielo subyacente cuando el espesor es pequeño o, disminuir la intensidad de la ablación cuando el espesor del detrito aumenta y aísla, prácticamente, al hielo de las condiciones de radiación y temperatura que existen en su superficie. Debido a esta cubierta de protección las lenguas de los glaciares cubiertos y de escombros alcanzan cotas más bajas que los glaciares descubiertos (Trombotto, 2003; Trombotto y Borzotta, 2009).

El presente trabajo integra a los estudios anteriores realizados en el glaciar Horcones Inferior (GHI), por el Instituto Argentino de Glaciología, Nivología y Ciencias Ambientales (IANIGLA) desde 1981. Presenta, también, resultados del monitoreo satelital multitemporal de los surges y su relación con la presencia de termokarst.

ÁREA DE ESTUDIO

El glaciar Horcones Inferior (GHI) está situado a los 32º 41'S y 69º 57' W (Figura 1), en el Parque Provincial Aconcagua, Mendoza, Argentina. El área de estudio se encuentra en la cuenca del río Cuevas cuya confluencia con el río Tupungato da lugar al río Mendoza. Los diferentes tipos de cuerpos de hielo localizados en las cabeceras de dicha cuenca son importantes reservorios de agua. Entre ellos se destacan los glaciares descubiertos, reconstituidos, cubiertos y de escombros. A través del río Horcones, el GHI es parte de un grupo de glaciares que abastecen de agua a la cuenca alta del río Cuevas, que como parte de la cuenca del río Mendoza se constituye en uno de los recursos hídricos más importante de los oasis del norte de la provincia de Mendoza.


Figura 1. Mapa del área de estudio. En la fotografía que aparece en la parte inferior izquierda, se observa el Glaciar Horcones Inferior con vista hacia la pared sur del Cerro Aconcagua.
Figure 1. Map of the study area. The picture displayed in the bottom left, shows the Horcones Inferior Glacier overlooking to the south wall of Aconcagua.

El GHI es un glaciar reconstituido en su zona de acumulación y cubierto en su lengua. Su parte terminal sugiere que se trata de un glaciar de base templada de acuerdo a la clasificación de Benn y Evans (2007). El glaciar nace al pie de la pared sur del Cerro Aconcagua a 4300 m de altitud, en un valle en forma de hoz, alcanzando en su parte frontal una altura de 3400 m s.n.m. aproximadamente. La forma de hoz puede ser explicada por el colapso o mega-deslizamiento de la pared sur (Fauqué et al., 2009). El valle de Horcones Inferior tiene unos 11 km de largo y es ocupado, en toda su longitud por el GHI (Figura 2).


Figura 2. El mapa muestra la superficie del GHI cubierta de termokarst, se indican las tres geoformas tenidas en cuenta para el estudio de las velocidades.
Figure 2. The image shows the GHI surface covered with thermokarst, and the three selected landforms used for calculations.

El GHI se genera a partir del aporte de hielo y nieve proveniente de cuatro canales de avalanchas que se originan en los glaciares colgantes denominados Superior y Medio de la pared sur del Cerro Aconcagua, lo que hace comparable a este glaciar con otros típicos casos de glaciares afectados por surge mencionados en la literatura (Hewitt, 1969). El glaciar Superior de la pared sur tiene un espesor de aproximadamente de 110 m de hielo y se halla unos 2300 m por encima del área de acumulación (reconstituida) del GHI; su volumen de hielo fue estimado en aproximadamente 100 x 106 m3 (Cabrera, comunicación personal). Este gran espesor guarda relación, debido a su exposición, con el colapso de la pared sur explicado por Fauqué et al. (2009).

El hielo aportado por las avalanchas, es incorporado al glaciar y rápidamente cubierto por sedimentos procedentes de taludes y otros canales de avalancha nivodetríticas, también las mismas avalanchas de hielo impactan en la pared sur erosionándola y generando avalanchas mixtas de hielo y roca. El área de acumulación del GHI, que corresponde a la zona ubicada directamente al pie de la pared sur, se halla prácticamente descubierta de detritos y es en donde no se observan termokarst. El resto del glaciar, a partir de los 4200 m s.m.n. es una masa de hielo en degradación cubierta por una capa de detrito cuyo espesor aumenta a medida que el hielo fluye, de acuerdo a observaciones in situ. Esta zona de ablación tiene una superficie aproximada de 4 km2. En su parte terminal la capa de detrito alcanza un espesor alrededor de 0.50 m.

Durante un surge el aumento de la velocidad de flujo generan nuevas estructuras o "fallas" que separan los bloques de hielo extremadamente irregulares. Estos bloques están orientados casi perpendicularmente al flujo y se inclinan en general, más de 60 en sentido inverso al del flujo (Milana, 2007). Esta característica convierte a la superficie del glaciar con una topografía casi caótica. Después de que el fenómeno de surge ha finalizado la superficie se suaviza por la ablación del hielo. En el caso del GHI, entre los diferentes surges el movimiento del frente del glaciar es prácticamente nulo generándose nuevos termokarst en la zona de ablación.

El clima de la zona de estudio es de tipo continental, con abundantes nevadas durante el invierno, escasa precipitación estival con marcada evapotranspiración y presencia de permafrost. La temperatura media en el período (1941-1970) fue de 3.9ºC en enero y de -6.8ºC en julio (Trombotto, 1991). La temperatura media anual del aire de la estación meteorológica Cristo Redentor (32º 50 'S, 70º 05' W) a 3832 m s.n.m. durante el período de 1961-1970, fue de -1.6ºC. Los datos de la estación de GNSS permanente ACON (ubicada en la cumbre del Cerro Aconcagua, 6959 msnm) indican una temperatura media anual de -23ºC. (Lenzano et al., 2007). Los tipos de precipitación más frecuentes son el aguanieve, nieve y graupel. Los valores de precipitación anual para el área (a 4000 m s.n.m. aproximadamente) estarían por encima de 600 mm (Minetti y Corte, 1984). El bioma andino de tundra caracteriza este clima.

ANTECEDENTES HISTÓRICOS DEL GLACIAR HORCONES INFERIOR

El GHI ha experimentado surges en el pasado reciente, de los cuales se han registrado los de 1984 y 2003, dónde su frente avanzó más de 1.5 km en dos años en ambos eventos (Leiva et al., 2006b). La mayoría de los glaciares cercanos, retrocedieron prácticamente en forma continua desde principios del siglo XX. El glaciar Piloto, ubicado aproximadamente a 22 km al noroeste del GHI, en el valle de Matienzo, su lengua este retrocedió 73 m entre 1974 y 2001 (Lenzano, 2011).

El glaciar Grande del Nevado del Plomo ubicado aproximadamente a 45 km al sur del GHI, también ha experimentado surges en el pasado, por ejemplo, avanzando su frente una distancia de 1.7 km entre abril y agosto de 2007, con una velocidad media de 19 m/día; mientras que el resto de los glaciares del río Plomo seguían la tendencia general de retroceso y pérdida de masa de hielo (Espizúa, 1986; Leiva et al., 1989).

Trabajadores del Ferrocarril Trasandino (como por ejemplo. el Sr. K. Goudge en 1935) mencionan que el GHI, habría avanzado una milla y media entre 1895 y 1924, pudiendo causar inconvenientes similares a los que generó el glaciar del Plomo.

Durante los dos últimos surges experimentados por el glaciar en 1984 y en 2003, la superficie del GHI ha sido monitoreada mediante imágenes satelitales por diferentes autores (Unger et al, 2001; Espizua en WGMS, 2008). El evento de 1984 fue explicado mediante un modelo de deformación extensional y por fallas lístricas (Milana, 2007).

La evolución del surge de 2003 puede ser detectada a partir de la imagen Landsat del 19 de octubre de 2003. Durante el verano de 2004/2005 se realizaron relevamientos in situ registrándose velocidades de la onda de hielo de hasta 35 m/día (Leiva et al., 2006b).
Resulta interesante asociar este evento con observaciones y comentarios hechas por personal de Guardaparques del Parque Provincial Aconcagua "... gran ruido provocado por la caída de una parte del glaciar colgante en abril de ese año..." (Dirección de Recursos Naturales, com. personal).

DATOS Y MÉTODOS

Tratamiento a las imágenes satelitales

Para obtener información de la evolución de los termokarst durante el período 1984-2006 se utilizaron imágenes de los sensores Landsat y Aster, provistas por GLIMS. Las imágenes utilizadas para la reconstrucción histórica de los eventos surges, fueron seleccionadas de acuerdo a su disponibilidad en archivo. La Tabla 1 muestra las escenas utilizadas para el presente estudio.

Tabla 1. Imágenes satelitales.
Table 1. Satellite images.

Las imágenes fueron corregidas radiométricamente para mejorar su calidad aplicando el filtro median. También se realizaron las correcciones geométricas para eliminar las deformaciones existentes en las mismas, luego de lo cual las escenas adquirieron las propiedades de un mapa cartográfico. Dicho proceso fue realizado en el software PHOTOMOD 4.4.

Las escenas fueron georreferenciadas a través de la incorporación de puntos de control (GCP). El error horizontal (X,Y) en promedio fue de 1.4 píxeles. Luego, fueron ortorectificadas a partir de un Modelo Digital de Elevación (MDE) confeccionado para la zona del Parque Aconcagua, utilizando como base imágenes estereoscópicas ASTER nivel 1A (Lenzano et al., 2010). Todos los datos fueron referenciados al elipsoide WGS84 y proyectados en el sistema oficial de la República Argentina Gauss-Krüger, faja 2.

Análisis temporal de los termokarst

En el monitoreo de la evolución de los termokarst durante el período 1997-2006 sólo se tuvieron en cuenta aquellos termokarst que tenían lagos en su interior, debido a su fácil detección en las imágenes. El inventario de dichos termokarst fue realizado utilizando en primer lugar la técnica de digitalización manual (DM) (Stokes et al., 2007). Este método de vectorización del contorno de los lagos, fue aplicado a las escenas Landsat y Aster, y se consideró sólo aquellos lagos con un tamaño mayor o igual a dos píxeles para optimizar su identificación. La segunda, aplicada solamente a las imágenes Landsat, fue la clasificación supervisada con el algoritmo de máxima verosimilitud (MV) (Chen y Wang, 2010). El MV asigna a cada pixel la clase con la mayor probabilidad de seguir una distribución normal. El método fue aplicado sólo sobre la superficie del GHI y se identificaron dos clases homogéneas: agua y hielo cubierto. Para ello, se seleccionaron pixeles lo más puros posible en cada una de las categorías. Todo el proceso fue realizado en el software ENVI 4.3. Para obtener una evaluación de la exactitud y precisión en general, y corroborar el rendimiento de la clasificación, se calcularon los siguientes parámetros estadísticos: la precisión del productor, la exactitud del usuario y el índice Kappa (Lillesand y Kiefer, 2004).

Velocidades en el glaciar durante el surge de 2003-2006

Para calcular las velocidades durante el evento de 2003-2004 se seleccionaron y monitorearon tres elementos del glaciar con características morfológicas fácilmente identificables en las imágenes seleccionadas. La Figura 2 muestra la ubicación de las tres geoformas seleccionadas.

El primer elemento es una geoforma situada sobre el hielo cubierto, a 3.5 km de distancia de la zona de acumulación del glaciar, interpretada como un depósito de criosedimento. Estos depósitos se generan con los ciclos de congelamiento y descongelamiento que sufren las rocas de las laderas, por la presencia de agua líquida en las grietas de dichas rocas. El segundo corresponde a un depósito similar, un cuerpo de hielo más pequeño ubicado a 4.1 km del origen del glaciar. Finalmente, el tercero, corresponde a un termokarst con agua. Este último fue elegido por ser el termokarst más grande de los observados en el inventario, y por lo tanto fue posible seguir su evolución durante el evento de 2003-2004. Para el análisis se consideraron las imágenes del 3 de marzo de 2001, 19 de octubre de 2003, 20 de noviembre de 2003, 07 de enero de 2004, 08 de febrero de 2004, 25 de enero de 2005 y 13 de febrero de 2006 (Tabla 1).

El análisis de las velocidades de dichos puntos se realizó considerando cuatro intervalos de tiempo (?t), cada uno de ellos definido por las fechas de las imágenes Landsat seleccionadas. Se trazó un perfil longitudinal a lo largo de la superficie del GHI desde donde se tomaron las respectivas distancias a los elementos estudiados. El punto origen, progresiva cero, fue la intersección de dicho perfil con el pie de la pared sur del Cerro Aconcagua.

RESULTADOS

Inventario de los lagos del termokarst

Para el inventario de los lagos antes y durante del surge de 2003-2004, se tomó como base del estudio la imagen Landsat del 9 de abril de 1997, ya que se consideró que el GHI había llegado a un nuevo estadio de reposo o estancamiento después de la finalización del evento de surge iniciado en 1984.

Mediante la técnica de DM los lagos supraglaciares fueron detectados a través de fotointerpretación. En las imágenes Landsat del año 2001 se detectaron 26 lagos con agua, que ocupan 0.12 km2, el 2.3% de la superficie total del glaciar (5.3 km2) (Figura 3a).


Figura 3. Detección de los lagos del termokarst para el año 2001: a). mediante la técnica de digitalización manual en la imagen LANDSAT, b). mediante el método de clasificación supervisada con el algoritmo de máxima verosimilitud, en la imagen LANDSAT. c). digitalización manual en la imagen ASTER.
Figure 3. a) Manually digitized areas of the lakes in the LANDSAT images in 2001. b) Areas obtained by the method of supervised classification with the algorithm of maximum verosimility in LANDSAT images in 2001. c). Manually digitized from ASTER image in 2001.

Esta técnica, también fue aplicada en la imagen Aster, dónde 48 lagos fueron identificados con una superficie de 0,19 km2 y representan el 3.6% de la superficie total del glaciar para el año 2001, antes del evento de 2003 (ver Figura 3c). La ventaja de trabajar con imágenes de mejor resolución como las Aster hizo posible distinguir las formas de los lagos con mayor definición. Los resultados obtenidos fueron muy buenos al analizar el glaciar cubierto.

A partir de la implementación de MV se detectaron prácticamente el doble de lagos que los obtenidos por DM, incluyendo los lagos previamente inventariados con esta técnica. Los 56 lagos de la imagen Landsat del año 2001 ocupan 0.23 km2, el 4.3% de la superficie total del glaciar para dicho año (Figura 3b). De acuerdo a los indicadores de precisión (ver Tabla 2), los resultados de la detección de las dos clases, agua y hielo cubierto, fueron muy precisos dado que muestran un comportamiento espectral característico diferente el uno del otro. Como consecuencia de esto, tanto la fiabilidad global, así como el índice de Kappa son óptimos (100%). En el caso de los cuerpos de agua, la precisión de la producción es muy alta, el 100%, lo que indica que 10 de cada 10 píxeles se distinguen adecuadamente en la clasificación.

Tabla 2. Precisión de la clasificación.
Table 2. Classification accuracy.

Evolución de los termokarst durante el surge de 2003-2006

En los resultados se registraron cambios y modificaciones en la topografía del GHI a partir de la escena del 19 octubre de 2003, dónde se observan los primeros indicios del surge ocurrido en 2003. El avance del surge altera a los termokarst al afectar el hielo glaciario a medida que la onda avanzaba. La disminución en la cantidad de lagos es claramente visible al paso de la onda, desapareciendo a medida que la misma los alcanza. Los termokarst son eliminados por completo una vez que el evento se extiende hasta abarcar toda la superficie glaciaria.

Para analizar el comportamiento de los cuerpos de agua durante el surge de 2003, se seleccionaron el 20% del total de los termokarst detectados, utilizando el criterio de seleccionar los de mayores dimensiones y por ende mayor permanencia en el tiempo. La escena del 17-01-02 fue tomada como el cero en el eje del tiempo (en meses), dado que entre el período de 1997 y 2002 no se denotaron cambios significativos en la superficie del GHI.

La Figura 4 muestra la disminución en la cantidad de lagos durante el surge, a partir de las escenas Landsat. Al principio, ocupan el 1.8% de la superficie del glaciar. En el mes 22 (escena 19-10-03) este porcentaje disminuye al 0.84%, en el mes 23 (escena 20-11-04) al 0.26% y en el mes 25 (escena 08-02-04) desaparecieron por completo, es decir al 0%.


Figura 4. Disminución del porcentaje de termokarst entre febrero de 2002 y enero de 2004. Los lagos disminuyen rápidamente conforme el evento avanza hasta desaparecer por completo.
Figure 4. Percentages of surface covered with thermokarst between February 2002 and January 2004. Thermokarst decrease rapidly as the event progresses until it disappears completely.

Velocidades registradas durante el surge de 2003-2006

Las velocidades de los objetos seleccionados en el GHI fueron calculadas para los intervalos de tiempo determinados por las imágenes consideradas. La velocidad del hielo durante el surge no fue constante, sino como bien muestra el gráfico de la figura 5, existieron aceleraciones y desaceleraciones del flujo del hielo involucrado en el surge. La Figura 5 muestra las sucesivas posiciones que la geoforma (Punto N°1) fue alcanzando en su desplazamiento en la superficie del GHI (Figura 5a) y, en función de sus coordenadas planas (X,Y) (Figura 5b). El Punto N°1 recorrió una distancia de 1277 m en 834 días en su movimiento durante el surge y la velocidad promedio fue de 1.5 m/d (considerando años de 365 días).


Figura 5. Sucesivas posiciones del punto N° 1 durante el surge de 2003. a). Los puntos de color negro representan las posiciones que tomó la crioforma sobre la margen derecha. b). Sucesivas posiciones expresadas en coordenadas planas Gauss-Krüger, faja 2 (POSGAR).
Figure 5. Position of point 1 during the 2003 surge. a). The black dots show the different position that was taken by the cryoform in the right side. b). The figure show the positions during the period of study expressed in Argentine GK2 coordinates system (POSGAR).

La geoforma constituida por un depósito curvo de till supraglacial y criosedimentos (Punto N°2), ubicado a 4.1 km de las nacientes del GHI (ver figura 6), fue avanzando y girando de la misma manera que el punto N°1, recorriendo una distancia de 1985 m hasta llegar a 6.35 km de las nacientes. La velocidad media en el período analizado, fue de 2.4 m/d (834 días, durante el período considerado entre 2003 y 2005) (ver Figura 6b).


Figura 6. Sucesivas posiciones del punto N° 2 durante el surge de 2003. a). La evolución del lóbulo es representado mediante las líneas de color gris. b). Sucesivas posiciones expresadas en coordenadas planas Gauss-Krüger, faja 2 (POSGAR).
Figure 6. Position of point 2 during the 2003 surge. a). The evolution of the lobe is represented by gray lines. b). The figure show the positions during the period of study expressed in Argentine GK2 coordinates system (POSGAR).

Para determinar la velocidad media del termokarst con lago interior (Punto N°3), fueron consideradas las imágenes satelitales de las siguientes fechas: 19.10.03 y 20.11.03. El lago se localizó inicialmente a 6.48 km de las nacientes del glaciar, moviéndose hasta 6.53 km hasta su desaparición. En la Figura 7, se muestran las posiciones que va adquiriendo el termokarst durante el intervalo de 31 días, con una velocidad media de 1.6 m/d, recorriendo una distancia de 50 m.


Figura 7. Muestra las sucesivas posiciones del punto N° 3 durante el surge de 2003, expresadas en coordenadas planas Gauss-Krüger, faja 2 (POSGAR).
Figure 7. Position of point 3 during the 2003 surge expressed in Argentine GK2 coordinates system (POSGAR).

La Figura 8 muestra las velocidades adquiridas por los puntos 1, 2 y 3 en cada uno de los intervalos de tiempo analizados. Entre 2003-2004 se registraron los mayores valores de velocidades para los puntos P1 y P2, a partir de este momento estos valores disminuyen considerablemente al perder energía el evento, hasta alcanzar velocidades casi nulas en el año 2006. El punto P3 pudo ser monitoreado durante 1 mes, por ello en la Tabla 3 son mostradas las velocidades adquiridas solo en el intervalo ?t1.


Figura 8. Velocidades medias del movimiento de los puntos 1, 2 y 3 analizados durante el período 2003-2006.
Figure 8. Mean velocities of points 1, 2 and 3 during 2003-2006 period.

Tabla 3. Velocidades medias de los puntos seleccionados en los intervalos de tiempo ?t1, ?t2, ?t3 y ?t4.
Table 3. Selected points mean velocities at time intervals ?t1, ?t2, ?t3 and ?t4.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

El Glaciar Horcones Inferior, de tipo cubierto y reconstituido, representa un ambiente glaciario muy inestable con continua degradación del hielo, y un alto porcentaje de termokarst ocupados con cuerpos de agua que varían en tamaños y persistencia en el tiempo. De acuerdo al tamaño del GHI y las velocidades obtenidas en este trabajo, el glaciar puede ser clasificado como un surging glacier tipo II, según Meier y Post (1969).

Cuando la onda de surge se propaga por el GHI los pequeños lagos supraglaciales y termokarst van disminuyendo su superficie y terminan desapareciendo. Una vez que la onda de surge alcanza el frente del glaciar y termina el movimiento, todo el cuerpo de hielo comienza un nuevo período de estabilidad en el que su actividad es prácticamente nula. De allí en más, se inicia un nuevo proceso de ablación que, finalmente, genera nuevos termokarst.

Los nuevos termokarst generados en el glaciar crecen debido al aumento de la temperatura del aire y por el incremento de la amplitud térmica (Kachurin, 1962), como así también por una mayor absorción de calor por el agua en el verano. Además, las capas delgadas y oscuras de los detritos o criosedimentos disminuyen el albedo y aumentan la absorción de la energía incidente sobre el GHI, contribuyendo al proceso de generación y crecimiento de los nuevos termokarst. A medida que avanza la ablación, los termokarst, a través de la red de canales supra, intra y subglaciales, pueden conectarse entre sí y con la base del glaciar, facilitando el flujo del agua. Dicho flujo también es facilitado por la permeabilidad de las paredes, debida a la presencia de discontinuidades, creadas por las capas de sedimentos presentes en el hielo y en el contacto con el lecho rocoso subglacial.

Se ha observado en glaciares de Canadá que durante un fenómeno de surge el caudal de los canales intra y supraglaciales aumenta extraordinariamente (Kamb et al., 1985) y una gran cantidad de sedimentos son transportados por el agua originada en el glaciar. En enero de 1984 el río Horcones Inferior, emisario del GHI, registró un aumento significativo de su caudal, el que podría ser asociado con el surge de ese año (Leiva et al., 2006a). Las avalanchas, producidas el 8 de enero de 2004, cuyo volumen fue estimado en 3 x 106 m3 de hielo, podrían haber aumentado la intensidad y alcance del surge.

Los autores proponen mejorar el monitoreo del GHI continuando con la observación de los termokarst, establecer una estación para medir el caudal del río Horcones Inferior, y generar un sistema que permita alertar el inicio de nuevos fenómenos de surge.

La topografía muy irregular del GHI, durante y después de los eventos de surge dificulta el acceso a su superficie por lo que para estudiar su evolución el medio más adecuado es el análisis de imágenes satelitales en las que, como en este trabajo, se obtienen resultados satisfactorios y confiables. También, el uso de imágenes satelitales, conjuntamente con fotos aéreas y fotografías históricas permite reconstruir su evolución en el pasado.

Las técnicas aplicadas, permitieron conocer con un buen grado de confiabilidad la evolución de los termokarst ocupados por pequeños lagos supraglaciares antes y durante el evento surge de 2003-2004. Los porcentajes de la superficie del glaciar cubierta con termokarst variaron entre el 4.3% antes del surge y 0% al finalizar dicho evento. En escenarios de corta duración, se registraron velocidades medias máximas de 12 m/d, mientras que en períodos de varios años las velocidades medias mínimas fueron de 1.8 m/d.

Agradacemientos.

Esta publicación fue posible gracias al apoyo y financiamiento del programa SIGMA (Sistema de Investigaciones Geodinámicas Monte Aconcagua), como así también a la beca doctoral Tipo II otorgada por CONICET a la Dra. María Gabriela Lenzano. También se agradece al proyecto GLIMS (Global Land Ice Measurements from Space) por haber provisto las imágenes satelitales.

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