obtiene una mayor resolución pero menor capacidad <strong>de</strong> penetración. El GPR o Geo-radarcomo se lo conoce comúnmente, ha sido utilizado numerosas veces con éxito para conocer laestructura interna y el espesor tanto <strong>de</strong> glaciares convencionales como <strong>de</strong> glaciares <strong>de</strong>escombros (Trombotto, 1991, Trombotto et al., 1999; Travassos et al., 2008). A partir <strong>de</strong> lainformación sobre la estructura interna y el espesor <strong>de</strong> los cuerpos obtenidos a partir <strong>de</strong> GPRjunto con la planimetría y topografía superficial obtenida mediante GPS diferencial, se pue<strong>de</strong>conocer el volumen <strong>de</strong> hielo y <strong>de</strong>trito presentes en el cuerpo estudiado y estimar suequivalente en agua.9.3.2. Balances <strong>de</strong> masa, <strong>de</strong> energía e hidrológico <strong>de</strong> cuerpos <strong>de</strong> hielo seleccionados9.3.2.1. Determinación <strong>de</strong>l balance <strong>de</strong> masa <strong>de</strong> glaciares elegidosLa diferencia entre la cantidad <strong>de</strong> nieve <strong>de</strong>positada en la zona <strong>de</strong> acumulación y la cantidad <strong>de</strong>hielo perdida en la zona <strong>de</strong> ablación durante un periodo <strong>de</strong> tiempo <strong>de</strong>terminado (normalmentese consi<strong>de</strong>ra un año hidrológico, o sea <strong>de</strong>s<strong>de</strong> el inicio <strong>de</strong>l invierno hasta el final <strong>de</strong>l verano) esun indicador <strong>de</strong>l “estado <strong>de</strong> salud” o “balance <strong>de</strong> masa” <strong>de</strong> un glaciar. El estudio <strong>de</strong>l “balance<strong>de</strong> masa” <strong>de</strong> un glaciar es fundamental para conocer su situación actual, la dinámica <strong>de</strong>lmismo y su relación con las principales variables atmosféricas (precipitación, temperatura).Tanto la acumulación como la ablación se mi<strong>de</strong>n en milímetros <strong>de</strong> agua equivalente (mm eq.agua) para po<strong>de</strong>r estandarizar la cantidad <strong>de</strong> agua en forma <strong>de</strong> nieve, hielo, escarcha, granizoo agua <strong>de</strong> lluvia que se acumula o se pier<strong>de</strong> a lo largo <strong>de</strong>l año en las distintas partes <strong>de</strong>lglaciar.Una expresión simple para representar dicho concepto sería la siguiente:Balance <strong>de</strong> masa anual = Acumulación (ganancia) - Ablación (pérdida)En los sitios elegidos para un monitoreo intensivo (Nivel 3 <strong>de</strong> <strong>Inventario</strong>), se <strong>de</strong>terminará elbalance <strong>de</strong> masa <strong>de</strong> un glaciar utilizando el método glaciológico directo (Paterson 2001; Leivaet a. 2007) complementado con por lo menos un métodos adicional (ver más abajo). La<strong>de</strong>terminación <strong>de</strong>l balance <strong>de</strong> masa y <strong>de</strong>l balance <strong>de</strong> energía <strong>de</strong> los glaciares permitirá estimarempíricamente la contribución <strong>de</strong> dichos cuerpos a los caudales <strong>de</strong> los ríos cordilleranos y, apartir <strong>de</strong> allí, inferir los impactos <strong>de</strong> los cambios climáticos en la disponibilidad <strong>de</strong>l recursohídrico.9.3.2.1.1. Método glaciológico directoMediante este método, también llamado <strong>de</strong> “estacas y pozos”, se medirá directamente en elterreno el cambio <strong>de</strong> masa anual <strong>de</strong> los glaciares seleccionados (Francou y Pouyaud, 2004;Leiva et a., 2007). La medición se realizará a partir <strong>de</strong> la instalación <strong>de</strong> una red <strong>de</strong> estacas(llamadas balizas) en la mayor parte <strong>de</strong>l glaciar. Estas balizas son introducidas utilizando unasonda <strong>de</strong> vapor a presión, y servirán para medir tanto la acumulación <strong>de</strong> nieve al final <strong>de</strong> laestación invernal, como la pérdida <strong>de</strong> nieve y hielo al final <strong>de</strong> la época <strong>de</strong> ablación o estival.En la parte más alta <strong>de</strong>l glaciar (don<strong>de</strong> generalmente la acumulación supera a la ablación), es<strong>de</strong>cir, en la “zona <strong>de</strong> acumulación”, se excavarán pozos o se harán perforaciones don<strong>de</strong> semedirá directamente la cantidad <strong>de</strong> nieve o <strong>de</strong> hielo acumulados entre el inicio y el fin <strong>de</strong>l añohidrológico. Simultáneamente, en estos sitios se <strong>de</strong>terminará la <strong>de</strong>nsidad <strong>de</strong> la nieve/hieloacumulados para convertir dichos valores en mm equivalentes <strong>de</strong> agua. Los balances <strong>de</strong> masa<strong>de</strong>l glaciar obtenidos al final <strong>de</strong> la estación <strong>de</strong> acumulación y al final <strong>de</strong> la estación <strong>de</strong>39
ablación permitirán cuantificar la importancia relativa <strong>de</strong> las componentes <strong>de</strong> acumulación yablación en el balance neto específico <strong>de</strong> un año dado y relacionar dichas componentes convariables meteorológicas para conocer su influencia en el comportamiento <strong>de</strong>l glaciar.9.3.2.1.2. Método geodésicoEl balance <strong>de</strong> masa <strong>de</strong>terminado mediante el método glaciológico será complementado con elmétodo geodésico don<strong>de</strong> se <strong>de</strong>terminará en <strong>de</strong>talle la plani-altimetría <strong>de</strong>l glaciar en cuestión(ver punto 9.3.1.1) (Paterson, 2001). Este método permite estimar las variaciones altitudinales<strong>de</strong> la superficie <strong>de</strong>l hielo a través <strong>de</strong>l tiempo, y los pasos a seguir se resumen a continuación:En primer lugar, utilizando equipos GPS geodésicos en modo diferencial, se realizaránanualmente levantamientos topográficos <strong>de</strong>tallados <strong>de</strong>l glaciar, con el objetivo <strong>de</strong> medir susuperficie y contorno con gran precisión (estos equipos y el método <strong>de</strong> procesamiento enmodo diferencial permiten <strong>de</strong>terminaciones planimétricas y altimétricas <strong>de</strong> unos pocoscentímetros <strong>de</strong> error; ver punto 9.3.1.1). Con esta información se <strong>de</strong>sarrollará un MDE paracada glaciar, que será comparado con los MDEs disponibles <strong>de</strong> otros años con el fin <strong>de</strong>calcular los cambios <strong>de</strong> espesor y la pérdida <strong>de</strong> área y volumen en los cuerpos <strong>de</strong> hielo enestudio. Dichas pérdidas repartidas sobre todo el glaciar y convertidas en equivalente aguaproporcionan el balance <strong>de</strong> masa por rango altitudinal, las cuales pue<strong>de</strong>n compararsedirectamente con los resultados <strong>de</strong> las <strong>de</strong>terminaciones obtenidas por el método glaciológicodirecto (Francou y Pouyaud, 2004).9.3.3. Monitoreo <strong>de</strong> capa activa y capa transicional <strong>de</strong> los glaciares <strong>de</strong> escombrosseleccionadosLa capa activa <strong>de</strong> los glaciares <strong>de</strong> escombros es la zona superficial con congelamiento y<strong>de</strong>scongelamiento estacional y por lo tanto es la zona <strong>de</strong>l glaciar <strong>de</strong> escombros que entregaagua a la cuenca, también es posible que ingrese agua por <strong>de</strong>rretimiento <strong>de</strong> la base <strong>de</strong>lpermafrost, pero ésta es mucho menor (Barsch, 1996). Existen diversos métodos para elmonitoreo <strong>de</strong> capa activa (Nelson y Hinkel, 2004). En los An<strong>de</strong>s Centrales el método másprobado y que se esta expandiendo tanto en la Argentina, (Trombotto, 2007) como en Chile(Azócar y Trombotto comunicación personal, 2010) es mediante perforaciones superficiales(Hernán<strong>de</strong>z, 2002) y la instalación <strong>de</strong> termistores o termómetros digitales a diferentesprofundida<strong>de</strong>s. De esta manera es posible penetrar hasta el tope o límite superior <strong>de</strong>lpermafrost y conocer las variaciones <strong>de</strong> temperatura en la capa activa y capa transicional a lolargo <strong>de</strong>l año. Para conocer las variaciones espaciales a lo largo <strong>de</strong> todo el glaciar <strong>de</strong>escombros, es necesario realizar por lo menos tres perforaciones.En los sitios piloto seleccionados se propone la instalación <strong>de</strong> una serie <strong>de</strong> sensores enprofundidad y en la interfase superficie/aire que complementarán a los <strong>de</strong>más instrumentos <strong>de</strong>la estación meteorológica (ver punto 3). A partir <strong>de</strong> las mediciones en profundidad y sucomparación con temperaturas superficiales es posible compren<strong>de</strong>r:La difusividad térmica <strong>de</strong> los materiales que componen la capa activaLa variación <strong>de</strong> la onda térmica a lo largo <strong>de</strong>l año.El espesor <strong>de</strong> la capa activa y la profundidad <strong>de</strong>l tope <strong>de</strong>l permafrost.Este último es quizás uno <strong>de</strong> los parámetros más importante para conocer la evolución <strong>de</strong>lsupra-permafrost o parte superior <strong>de</strong>l permafrost <strong>de</strong> montaña a largo plazo (Trombotto yBorzotta, 2009). Si el espesor <strong>de</strong> la capa activa aumenta, es factible asumir que el permafrost40
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