310 Revista de la Asociación Geológica Argentina 63 (3): 310 - 325 (2008)310

DIFERENCIAS MECÁNICAS E HÍDRICAS DEL PERMAFROST EN GLACIARES DE ROCAS GLACIGÉNICOS Y CRIOGÉNICOS, OBTENIDAS DE DATOS SÍSMICOS EN EL TAPADO, CHILE

Juan Pablo MILANA1 y Arturo GÜELL2

¹ CONICET e InGeo - Universidad Nacional de San Juan, Av. Ignacio de la Roza y Meglioli, 5401, Rivadavia, San Juan. Email: jpmila-na@hotmail.com2 Departamento de Geofísica - Universidad Nacional de San Juan, Av. Ignacio de la Roza y Meglioli, 5401, Rivadavia, San Juan.

RESUMEN Los glaciares de rocas son importantes reservas hídricas permanentes en las cuencas de drenaje de alta montaña en zonas ári-das. En este estudio se muestran los resultados de la sísmica de refracción aplicada a dos glaciares de rocas adyacentes perte-necientes al sistema de glaciares de El Tapado, en la cuenca del Elqui, Chile. Un glaciar de rocas, denominado glacigénico pro-viene de la transformación de un glaciar cubierto que muestra un núcleo de hielo masivo producto de su génesis a partir deun glaciar convencional. El otro glaciar de rocas es más pequeño y es originado en un circo con alimentación debida a avalan-chas de nieve y roca, por lo que se interpretó como de tipo criogénico. Las diferencias genéticas de ambos glaciares no se refle-jan en disímiles estructuras de las lenguas terminales de ambos glaciares de rocas, pero muestran importantes diferencias enlas características internas determinadas por la sísmica de refracción. Estas se resumen en tres aspectos que son: 1) la capaactiva del glaciar de rocas criogénico es mucho mas espesa que en el glacigénico (11 m vs. 4 m), 2) La velocidad de las ondasP en el permafrost del glaciar de rocas glacigénico es casi el doble (3146 m/s vs. 1662 m/s) a pesar que la velocidad en la capaactiva es casi idéntica (c. 330 m/s), lo que sugiere mucha mas concentración de hielo en el permafrost del glaciar de rocas gla-cigénico y 3) el aumento de velocidad a lo largo de la capa refractada sugiere que la interfase entre capa activa y permafrost esgradual en el glaciar de rocas criogénico y abrupta en el glacigénico. Por otra parte, se detectaron parches de alta velocidad enel glacigénico de hasta 4200 m/s que en este ambiente sugiere hielo puro. Comparando estos resultados con otros de la regiónse observa una buena coherencia, indicando que existe una marcada tendencia de los glaciares de rocas glacigénicos a presen-tar un permafrost mucho más rico en hielo. También se demuestra la utilidad del método sísmico de refracción para estimar pro-porciones de hielo en el permafrost indicando que es una herramienta invalorable no sólo para estudios de reservas hídricas sinotambién para geotécnicos. Este estudio también sustenta que los glaciares de rocas pueden tener diferentes orígenes (glacigé-nicos o criogénicos) a pesar de encontrarse adyacentes y mostrar la misma estructura externa, tema que ha sido debatidonumerosas veces.

Palabras clave: Prmafrost, Glaciar de roca, Sísmica de refracción, El Tapado.

ABSTRACT: Mechanical and hydrological differences of glacigenic vs. cryogenic rock-glacier permafrost obtained from refraction seismics, El Tapado Glaciers, Chile. A series of refraction seismic profiles were carried out along two adjacent rock glaciers belonging to the ElTapado Glacier System. One rock glacier evidently evolved from a debris-covered glacier (massive & stratified glacier ice wasobserved in the upper reaches) while the smaller one developed at a cirque by accumulation of talus, presumably together withseasonal snow and winter avalanches. Genetic differences between the rock glaciers do not influence their morphological cha-racteristics, however, and only affect the internal characteristics as imaged by refraction seismic. Three main differences weredetected as follows: 1) the active layer is much thicker in the cryogenic rock glaciers (11 vs. 4 m) which may be the result ofless ice proportion in the ground allowing to a faster growth of the defrosted layer; 2) although P-wave velocity (Vp) acrossall active layers is quite similar (c. 330 m/s), the permafrost Vp is almost double in the glacigenic rock glaciers (1662 vs. 3146m/s) indicating a greater ice concentration in the glacigenic rock glacier permafrost. In several areas of the glacigenic rockglacier permafrost Vp equals pure ice Vp (~4200 m/s) suggesting that patches of the original glacier form part of the per-mafrost. 3) The permafrost/active layer interface is sharp in the glacigenic rock glacier and more graded in the cryogenic, pro-bably as a result of the more irregular shape of this surface due to the lower proportion of ice in the cryogenic rock glacier.Besides establishing the different genesis of externally similar rock glaciers, refraction seismic studies also allow quantitativeestimations of ice proportion in the frozen ground and thus, are very important for hydrological purposes as well as for engi-neering tasks.

Keywords: Permafrost, rock glacier, Refraction seismic, El Tapado.

INTRODUCCIÓN

Existe un creciente interés mundial en elrelevamiento de los diferentes tipos dereservas hídricas, y en particular aquellasmás vulnerables a los procesos de cam-bio global como lo son las enmarcadas encuerpos de hielo -criósfera-. Estas reser-vas hídricas son muy importantes por elhecho de que raramente se encuentrancontaminadas por las actividades huma-nas. En particular, las zonas áridas e hipe-ráridas con cuencas hídricas recostadasen las laderas de altas montañas (>4200m s.n.m.), tienen en los cuerpos de hielolas únicas reservas hídricas de carácterpermanente dado que el resto del aguaque no es retenida en forma de hielo, es-curre o percola rápidamente debido a lasaltas pendientes de estas zonas y a la au-sencia de reservorios hidrogeológicos demediana a gran envergadura. Las caracte-rísticas mencionadas se encuentran justa-mente en las cuencas hídricas de los An-des Áridos, cuyas reservas hídricas natu-rales durante los momentos de escasezde nieves estacionales lo constituyen loscuerpos de hielo (Milana 1999).Debido a la evidente, pero poco conoci-da importancia de estas reservas hídricas,la Universidad Nacional de San Juan ini-ció un programa de estudios de ellas enambas pendientes de los Andes áridos.Los objetivos son conocer el volumen(Milana y Maturano 1999, Milana 2005) ysu funcionamiento (Croce y Milana 2002a, 2002b, Milana 1999), y también gene-rar una modelización del flujo hídrico e-mergente (MIlana 1999), en la cual se en-tiendan realmente todos los procesos fí-sicos que están involucrados en el proce-so de la generación del caudal de ríos tancomplejos como los de los Andes áridos,en donde la escorrentía proviene de dife-rentes fuentes como la nieve estacional,nieve semipermanente, hielo permanenteexpuesto, permafrost con diferentes pro-porciones de hielo y lluvias esporádicasde baja altura (Lecomte et al. 2007). Elproceso de generación de caudales en laspartes altas de la cuenca, se ve afectadono sólo por numerosos cambios de fase,

debido al ciclo térmico diario y al anual;sino a la influencia de ciclos climáticosinteranuales tales como el del Niño y aotros de mayor período (Vuille y Milana2007).Para conocer los procesos formadores decaudal en regiones criogénicas es funda-mental evaluar la forma en que las reser-vas hídricas sólidas se distribuyen en losdiferentes tipos de cuerpos de hielo. Unode los tipos de cuerpos de hielo más im-portantes en cuencas hídricas áridas dealta montaña, son los glaciares de rocas(Corte 1976, 1980, 1990, Harris y Corte1992, Gorbunov 1978, Richmond 1986,White 1986, Schrott 1991, 1994, Croce yMilana 2002a). Particularmente, los gla-ciares de rocas componen arealmentecerca del 54 % de la totalidad de los cuer-pos de hielo en la cuenca hídrica del arro-yo Agua Negra, que vierte sus aguashacia el Atlántico (Schrott 1994, Croce yMilana 2002a), y que es vecina a la delRío de la Laguna que brinda sus aguas alPacífico, a través del río Elqui, en dondela proporción de glaciares de rocas estambién mayor a la de otros tipos decuerpos de hielo. Si bien el contenido dehielo en los glaciares de rocas es menor alde los glaciares tradicionales, su mayordistribución areal en la región los con-vierte en fundamentales reservas hídri-cas. Además, muchos de éstos se ubicanagua abajo de glaciares descubiertos, porlo que actúan de reguladores naturalesdel caudal de los anteriores. Lo antedi-cho, habla de la fundamental importanciade los glaciares de rocas en el ciclo hídri-co de cuencas como la del río Jáchal (SanJuan) y su colindante al Oeste, la del ríoElqui (IV Región de Chile) en cuya cabe-cera se encuentran los dos glaciares derocas estudiados en este trabajo (Fig. 1).

Los glaciares de rocas y el ppeerrmmaaffrroosstt

Los glaciares de rocas son sistemas diná-micos bastante complejos en donde losfragmentos de roca (detrito) de disparestamaños se hallan mezclado en diferentesproporciones con hielo y menormenteagua. Básicamente constan de un núcleo

permanentemente congelado (permafrost)y una capa que sufre descongelamientoestacional o capa activa, aunque local-mente su funcionamiento es más com-plejo (Croce y Milana 2002a). La mecáni-ca interna de estos cuerpos no se conoceaún en forma completa (Haeberli 1990,Giardino et al. 1987, Harris 2004), parti-cularmente en lo que respecta a la formaen que se mueven y sus tasas de movi-miento (Mühll y Haeberli 1990, Kääb yWeber 2004, Lambiel y Delaloye 2004,Matsuoka et al. 2005). Sin embargo sonnumerosos los estudios de la dinámicatérmica a la que se encuentran sujetos, loque ha permitido compararlos muy biencon el régimen de suelos permanente-mente congelados o permafrost. Por ello,en muchos casos se les denomina perma-frost de montaña (cf. Barsch 1978, Corte1980, Harris 2004) habiendo también re-cibido denominaciones locales como gla-ciares de escombros (Buk 1983, Corte1990), o tambien de detritos, prefiriéndo-se la de glaciar de rocas dado que interna-cionalmente se los conoce como rock-gla-ciers. Dado que el objetivo de este trabajo a-punta a mostrar metodologías prácticasque permitan separar glaciares de rocasgenéticamente diferentes, aunque seancolindantes y externamente similares,queremos destacar sucintamente queexiste un notable debate respecto al ori-gen de los glaciares de rocas y a lo queconceptualmente se entiende por perma-frost, que como se indico anteriormente,conforma el núcleo congelado de los gla-ciares de rocas. Creemos que el manejoerróneo de la nueva terminología intro-ducida en relación a los glaciares de ro-cas, puede conducir a importantes dañosambientales, como es el caso de los infor-mes de impacto ambientales de proyec-tos mineros, por lo que nos referiremosescuetamente a esta problemática.El concepto de permafrost ha cambiadodiametralmente en los últimos años. Lanueva definición del permafrost propuestapor la International Permafrost Association(IPA) lo define como suelo frío que per-manece por debajo de los 0ºC por 2 o

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Figura 1: Mapa de ubicación del área de estudio y delimitación de la cuenca hídrica de El Tapado en la cual se efectuaron diversos estudios glaciaresy de permafrost. En detalle se muestra la imagen satelital y la topografía relacionada a los dos glaciares de rocas descriptos en el texto y la ubicaciónde los perfiles sísmicos efectuados.

más años consecutivos (van Everdingen1998). Nótese que si el agua del suelo essalina, el permafrost así definido no mos-trará señales de hielo. Por ello, según laInternational Permafrost Association, perma-frost no es sinónimo de suelo congeladosino de "cryotic ground", o sea, un sueloque tiende a formar hielo, pero que no lotiene necesariamente. Acorde a esta defi-nicion, se invalidan muchos métodos in-directos de deteccion de permafrost (comolos geofísicos, utilizados en este aporte)ya que aprovechan la gran diferencia en-tre parámetros físicos (mecánicos, eléctri-cos y electromagnéticos) que existe entreel agua y el hielo. Los métodos geomor-fológicos de mapeo de permafrost que-dan invalidados, dado que las geoformasasociadas al permafrost son exclusivamenteasociadas a la presencia de hielo en elsuelo. Únicamente la medición directa dela temperatura por un lapso de dos o masaños, permite definir la presencia de per-mafrost. Debido a la impracticidad de esta defini-ción algunos países como Rusia que pre-senta una de las mayores extensiones depermafrost del mundo, continúan conside-rando que el permafrost es suelo congeladoperenne, siendo 3 años el periodo míni-mo para alcanzar este calificativo. En estetrabajo se adopta este criterio, dado quees mucho más práctico y compatible conla aplicación de métodos geofísicos co-mo los utilizados. También es una defini-ción más práctica para estudios hidroló-gicos, que es uno de los objetivos de estainvestigación. Por ello, cuando en estetrabajo se menciona permafrost implica unsuelo con una proporción variable dehielo.El segundo concepto que esta en debateen el mundo y que es medular para esteaporte es referido al origen de los glacia-res de rocas. La literatura demuestra quehay numerosas hipótesis sobre el origende los glaciares de rocas, e inclusive sesugiere que algunos no contienen hielo yque fluyen por las propiedades plásticasdel suelo (cf. Johnson 1984). Otras hipó-tesis sugieren que el hielo del permafrost deun glaciar de rocas puede provenir de la

percolación, congelamiento y segrega-ción de hielo formando lentes masivos(Wayne 1981, Giardino et al. 1987, Mühlly Haeberli 1990), aunque difícilmente ex-plique secciones congeladas superandolos 20 m de espesor como en los glacia-res de rocas locales (Croce y Milana2006). Sin embargo, la mayoría de los au-tores coinciden en que el núcleo conge-lado (permafrost) de los glaciares de rocasse origina por dos mecanismos básicos.Así, los glaciares de rocas pueden serdel tipo criogénicos o también llamadosverdaderos o primarios (Wahrhaftig yCox 1959, Haeberli, 1985, Barsch 1978,1996) y que son una forma periglacial yaque implica la deformación interna porfluir pendiente abajo, de un permafrost ricoen lentes de hielo (suelo congelado).Estos glaciares de rocas criogénicos sue-len formarse localmente por la acumula-ción de nieve y detrito en forma de ava-lanchas en pequeños circos, aunque a ve-ces son formados por grandes desliza-mientos únicos. De esta forma se generauna acumulación de tipo estratificada endonde se alternan capas más ricas en hie-lo o en detrito. Cuando las acumulacio-nes invernales no son significativas, el de-trito suele hacer de sostén primario,mientras que el hielo se dispone en for-ma intersticial. Sin embargo, en años con

balance positivo, es posible que capas denieve estacional queden enteramente in-corporadas en el glaciar de rocas y termi-nen formando lentes de hielo masivo. Laespesa cobertura detrítica sobre el núcleocongelado hace que al abrirse grietasestas sean rellenadas rápidamente y comoresultado rara vez se observa el núcleocongelado. Según Barsch (1978) estos gla-ciares pueden contener hasta 50 a 60 %de hielo intersticial, tal como lo docu-mentan algunas perforaciones efectuadasen glaciares de rocas suizos de este tipo.El segundo tipo de glaciares de rocasson llamados glacigénicos o secunda-rios (Outcalt y Benedict 1965, Corte1980, Whalley y Martin 1992, Hamilton yWhalley 1995) en los cuales el glaciar derocas es producto del soterramiento pro-gresivo y subsiguiente deformación deun núcleo de hielo glaciar (Fig. 2a). Ge-neralmente los glaciares de rocas glacigé-nicos se producen por la transformaciónaguas abajo de un glaciar descubierto(convencional) que pasa por un estadiointermedio de glaciar cubierto, que es unglaciar que presenta una cobertura dedetrito sobre el hielo masivo glaciar (cf.Corte 1980, Clark et al. 1993, Nakawo etal. 2000). Al descender de altura, se pro-duce un progresivo incremento del detri-to superficial del glaciar (debido a abla-

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Figura 2: Vista de un corte en el glaciar de rocas El Tapado-g, mostrando la delgada cobertura detríticay el núcleo de hielo con estratificación alternante de hielo y detrito y una fuerte deformación plástica.

ción y avalanchas desde las márgenes),causando el engrosamiento de la cober-tura, la que vierte detritos al cuerpo dehielo a través de grietas, el que es luegomezclado por el flujo plástico. De estaforma, muchos glaciares cubiertos pre-sentan en su porción terminal las mismascaracterísticas morfológicas que los gla-ciares de rocas criogénicos. En el glaciarcubierto es posible ver el hielo del glaciaren cortes de grietas y bordes de lagunas

(Fig. 4a), pero no suele ser posible en elsector en donde el glaciar presenta lascaracterísticas de un glaciar de rocas.Aunque el núcleo de hielo no esté visible,su presencia es detectable por métodosgeofísicos. Debe notarse que denomina-ciones como las ice-cored moraines (cf. Os-trem 1964, 1965), no siempre correspon-den a un glaciar de rocas, dado que nosiempre presentan movimiento ni unadinámica de renovación de masa como

un verdadero glaciar de rocas. En ciertoscasos, es posible que el glaciar que origi-nó al glaciar de rocas glacigénico desapa-rezca completamente, en cuyo caso laúnica evidencia remanente es un núcleode hielo masivo y limpio, el cual es detec-table mediante técnicas geofísicas. Así sepudo determinar cerca del área de traba-jo, que el glaciar de rocas El Paso es gla-cigénico (Croce y Milana 2002a, 2002b),mientras que el glaciar de rocas AguaNegra, ubicado inmediatamente aguas a-bajo del glaciar convencional homónimo,es criogénico (Croce y Milana 2006).Ambos tipos de glaciares de rocas des-criptos, y por ende todos los glaciares derocas activos, implican la existencia de unnúcleo de hielo cuyo funcionamiento hí-drico es complejo y variable (Thenthorey1992, Croce y Milana 2002a). Sin embar-go, el debate sobre el origen de los glacia-res de rocas se produce porque una fac-ción de los investigadores defiende el ori-gen único de los glaciares de rocas, eneste caso criogénico. Barsch (1996), en suextenso libro sobre glaciares de rocas ca-lifica como unfortunat" (p. 209) al modeloglacigénico, el cual debería ser abolido(abolished), dado que no hay informaciónque pruebe que existe (Barsch 1996, p.214). Esta opinión vertida por un investi-gador reconocido acrecentó el debate so-bre el verdadero origen de los glaciaresde roca, a pesar de las fuertes criticas almismo (Kirkbridge 1996). Por ello, estacontroversia ha sido uno de los motorespara presentar este aporte que sustenta elorigen dual de los glaciares de rocas,dando a su vez información valiosa parasu diferenciación en el campo. Puede considerarse que los glaciares derocas son cuerpos de hielo adaptados acondiciones climáticas de extrema aridez,dado que se encuentran protegidos de laintensa radiación solar reinante y de lasaltas tasas de sublimación (cf. Ginot et al.2002) debido a la espesa cubierta detríti-ca que protege al hielo. El fuerte vientoreinante tampoco los afecta, ya que lanieve estacional es atrapada por una granrugosidad superficial y al derretirse suelecontribuir a mantener el cuerpo de hielo

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Figura 3: Caracte-rísticas generalesde un glaciar derocas glacigénico(a) y de otro crio-génico (b) talcomo se observaen la región (par-cialmente adapta-do de Milana yMaturano 1999).También se mues-tra esquemática-mente el funciona-miento estacionaldel conjunto per-mafrost/ capa acti-va, y su produc-ción hídrica relati-va (c)

subyacente. Ello hace que los glaciares derocas sean estables a mucho menor altu-ra que los glaciares de hielo descubierto ya la latitud del río Elqui o del Agua Ne-gra, la base de los glaciares de roca, pue-de alcanzar los 4100 m, mientras que losescasos cuerpos de hielo comienzan aobservarse a partir de los 4700 m (Milanay Maturano 1997).En general hay tres condiciones básicaspara la existencia de glaciares de rocasactivos. La primera es que la temperaturamedia anual debe ser algo menor a 0°C,para que el permafrost (núcleo de hielo)pueda existir. La segunda condición esque exista una provisión mínima de detri-to para que el permafrost pueda ser prote-gido de la fusión estival. Y la última esque exista cierta pendiente para motori-zar el proceso de movimiento. Otras con-

diciones que ayudan a mantener activosestos cuerpos es una provisión de agua onieve abundante para recargar estacional-mente la capa activa. Cuando esta provi-sión no es abundante, la fusión supragla-cial o suprapermafrost va deteriorando ni-veles cada vez más profundos del topedel cuerpo de hielo. La mayoría de losglaciares de rocas estudiados en el áreamostraron base húmeda, no congelada alsustrato (Croce y Milana 2002a, 2006),por lo que la fusión subglaciar por la ac-ción del gradiente geotermal más el flujocalórico advectivo que causa el drenajesubglacial que puede infiltrarse en las ca-beceras del glaciar de rocas (Thentorey1992), ayudan a que el núcleo de hielo sedegrade.Localmente se ha observado que todoslos glaciares de rocas presentan caracte-

rísticas comunes que los identifican. Lasdos principales son que presenta estruc-turas superficiales de flujo (pliegues ycostillas arqueados en la dirección de flu-jo), indicativos de un flujo altamente vis-coso. La plasticidad del flujo es bien do-cumentado en el glaciar de rocas-El Ta-pado-g por un gran replegamiento plásti-co de sus capas (Fig. 2). La segunda ca-racterística y aún más importante es lapresencia de un talud frontal, igual o algosuperior al ángulo de reposo del materialsuelto (Fig. 4c). Este ángulo se mantienealto mientras existe permafrost, que le dasustento a la parte superior. La fusiónprogresiva en el frente hace que los blo-ques y fragmentos que quedan sin sus-tento caigan en forma casi permanente.Este proceso hace que mientras la super-ficie superior del glaciar de rocas está

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Figura 4: Vistas fotográficas de los glaciares de rocas El Tapado-c (Tc) y El Tapado-g (Tg) estudiados. a) vista desde la parte alta del Cerro El Tapado de laparte alta del glaciar de rocas El Tapado-g, mostrando lagunas de termokarst y en algunas es posible observar hielo glaciar expuesto (flechas blancas); b)Mosaico que muestra el desarrollo completo de el glaciar de rocas El Tapado-c, desde su circo, y su área superior caracterizado por grietas tensionales (1) ysu parte inferior con lóbulos fluidales compresivos (2), mostrando posición del perfil sísmico; c) Vista de ambos glaciares de roca indicados por la línea detrazos y su relación con el Glaciar El Tapado, y ubicación aproximada de los tres perfiles; d) Fotografía del equipo geometrics en operación sobre El Tapado-g.

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oscurecida por efectos de barniz del des-ierto, el talud frontal muestra fragmentosde roca fresca. Cuando este talud no estan activo o está degradado, podemos sa-ber que el glaciar de rocas está inactivo oya es fósil. Existen numerosas caracterís-ticas adicionales, las cuales pueden serconsultadas en textos dedicados al tema(i.e. Corte 1990). Dado que nuestro inte-rés se centra en las condiciones de acopiode agua, del volumen contenido de aguay de su calidad, nos referiremos más a lascaracterísticas internas de estos cuerpos,utilizando métodos indirectos (geofísi-cos). Nótese que la mejor forma de co-nocer estas características es con perfora-ciones, pero estas presentan la desventajade ser puntuales.

Antecedentes y ubicación de losestudios

Son numerosos los métodos geofísicosaplicables para evaluar la presencia dehielo en el sustrato en un glaciar de rocas(cf. Hauck et al. 2004), pero se trató deimplementar alguno de manejo relativa-mente simple y eficiente. Se conoce quelas propiedades mecánicas del terrenoson afectadas significativamente por elhielo (Arenson et al. 2004) y una de lasrespuesta más notables que produce elhielo es que las ondas sísmicas compresi-vas aumentan notablemente su velocidadsegún el tipo y la proporción de hielo enel suelo permanentemente congelado(permafrost). Numerosos estudios de labo-ratorio y de campo (Kurfust y Hunter1976) permiten conocer el aumento de lavelocidad de ondas P en los terrenoscongelados, la que es notablemente afec-tada por la composición del mismo, co-mo lo indica el Cuadro 1. El método sís-mico de refracción ha probado ser muyefectivo en la detección de hielo en gla-ciares de rocas en otras partes del mundo(cf. Garg 1976, Hunter 1973, Hauck et al.2004) y varios estudios locales compro-baron la aplicabilidad del método(Schrott 1991, 1994, Croce y Milana2002a). Este método geofísico no puedeproveer información por debajo del

techo de la capa refractora, o sea del per-mafrost, por ello no permite estimar elespesor de la sección congelada del gla-ciar de rocas. Sin embargo, provee infor-mación que ayuda a definir parte de laestructura superior del permafrost ya quees muy confiable en: a) la determinaciónde la profundidad y estructura de la capaactiva, b) estimar la proporción de hielorespecto a la de detrito en el permafrost yc) las propiedades mecánicas de la inter-fase capa activa - permafrost.Para complementar los estudios de losglaciares de rocas de la cuenca del arroyoAgua Negra (Schrott 1991, Croce y Mi-lana 2002a, 2006) se seleccionaron dosglaciares de rocas de la cuenca contigua,con pendiente pacífica, localizados en loscontrafuertes del cerro El Tapado (Chi-le). En estos contrafuertes se encuentrael glaciar de El Tapado que alimenta elvalle del Elqui y es conocido por habersido perforado para estudios paleoclimá-ticos (Ginot et al. 2001). Se seleccionarondos glaciares de rocas cuyas lenguas sonadyacentes en sus partes terminales ocu-pan el mismo valle, pero que son origina-dos de forma diferente: uno se halla co-nectado al glaciar de El Tapado, mientras

que el otro se inicia de un pequeño circosin evidencias de glaciares convenciona-les, sugiriendo que el primero es de tipoglacigénico y el segundo de tipo criogéni-co (Fig. 4).El glaciar de rocas criogénico (El Tapa-do-c) es el menor de los dos y colindahacia el noreste con el glaciar de rocasvinculado al glaciar de El Tapado (El Ta-pado-g). Desde el terreno, ambos aparen-tan ser lenguas originadas por el glaciarde rocas mayor (el glacigénico), dado quees frecuente que estos glaciares de rocasse dividan en lenguas o lóbulos amplioscomo el glaciar de rocas Dos Lenguas (cf.Schrott 1994). Sin embargo, el glaciar derocas El Tapado-c es un cuerpo comple-tamente independiente, que se origina enuna cabecera de dimensiones reducidas(Fig. 1) que debido a las pendientes mo-deradas de sus flancos no evidencia ha-ber estado ocupado por un glaciar entiempos recientes. Además, la revisión desu cabecera no dejó ver restos de uncuerpo de hielo subyacente a pesar deobservarse algunas grietas extensionales(Fig. 4b). Por ello, interpretamos que esteglaciar de rocas es de tipo criogénico yaque se encuentra activamente alimentado

Glaciar de roca 'Glaciar de roca 'Glaciar de roca criogénico glacigénico glacigénico

CUADRO 1: Datos medidos y resultados obtenidos del servicio sísmico de refrac-ción. Los métodos se describen en el texto

Perfil 1 Tiro 1 (N) Tiro 2 (S) Perfil 2 Tiro 1 (N) Tiro 2 (S) Perfil 3 Tiro 1 (N) Tiro 2 (S)Geófono Dist. (m) Tiempo Tiempo Dist. (m) Tiempo Tiempo Dist. (m) Tiempo Tiempo

(ms) (ms) (ms) (ms) (ms) (ms) (ms)Tiro 0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.01 2 7.0 76.2 2.0 5.0 39.9 2.0 5.02 6 19.5 72.3 6.0 16.5 39.4 6.0 17.5 40.53 10 27.3 69.5 10.0 18.3 39.0 10.0 29.3 37.54 14 37.3 69.0 14.0 20.0 35.5 14.0 33.6 34.45 20 49.2 68.0 20.0 20.6 35.5 20.0 34.2 32.26 26 55.3 66.3 26.0 22.7 26.0 36.2 32.27 32 64.2 64.4 32.0 24.8 34.6 32.0 38.0 30.18 38 68.5 58.5 38.0 31.0 38.0 38.5 26.49 44 70.4 40.7 44.0 32.5 33.1 44.0 39.2 23.510 48 72.0 28.6 48.0 33.7 27.2 48.0 41.511 52 74.2 17.3 52.0 34.4 19.8 52.0 42.6 19.012 56 76.0 5.5 56.0 35.0 7.0 56.0 43.4 6.0Tiro 58 0.0 58.0 0.0 58.0 0.0Xc (ms) 15.0 21.0 5.0 9.0 10.0 6.0Vp-CA (m/s) (359) 375.3 342.6 (331) 335.4 327.1 (322) 311.5 333.3Vp-PF (m/s) (1662) 1141.3 2182.4 (3182) 2608.9 3755.7 (3109) 4137.9 2080.0Prof.(m) 10.7 12.2 3.0 4.8 5.4 3.5Hielo (%) 19.5 46.9 58.1 88.3 98.4 44.2

por la acumulación sucesiva de unidadesde avalanchas de nieve y detrito (Fig. 3B).Esta interpretación de un origen criogé-nico en base a factores externos es preli-minar ya que el estudio geofísico del veci-no glaciar de rocas de El Paso (Croce yMilana 2002a), demostró que podía serglacigénico a pesar que las evidenciasmorfológicas sugerían un origen criogé-nico.De esta forma, el glaciar de rocas ElTapado-c, tiene su propia área de aportey de drenaje, aunque en ciertos segmen-tos intermedios de su desarrollo se en-cuentra casi soldado en uno de sus bor-des (el sudoccidental) al glaciar de rocasEl Tapado-g. Los taludes laterales se en-cuentra mezclados, pero los topes no lle-gan a juntarse en ningún caso. En la parteterminal de ambos glaciares de rocas, lostaludes laterales son tres veces más altosque en las partes más contiguas, hacien-do suponer que es posible que los núcle-os de hielo de ambos glaciares de rocas(El Tapado-c y -g) lleguen a estar en con-tacto en algunos sectores. El tope del gla-ciar de rocas El Tapado-c está más oscu-recido por efecto de barniz del desiertoque el del glaciar de rocas El Tapado-g, loque sugiere que el primero es menos acti-vo y más lento. Dado que El Tapado-c esmas pequeño que El Tapado-g, es lógicopensar que presenta un flujo más lentodebido a la menor carga gravitatoria,garantizando un mayor tiempo de resi-dencia del material de la cobertura, lo quehabría causado el mayor oscurecimientodel mismo. El Tapado-c tiene aproxima-damente unos 1600 m de largo y llega aalcanzar unos 180 de ancho, desarrollán-dose desde los 4500 a los 4200 m de altu-ra (Fig. 1). Presenta las características tí-picas de los glaciares de roca: una super-ficie irregular con grietas y surcos, y granvariedad de los fragmentos detríticos,que abarcan tamaños desde varios me-tros hasta limo-arcilla. Mientras que en laparte proximal (cerca del circo) las grietase irregularidades sugieren un comporta-miento más frágil con flujo extensivo, lamayor cantidad de pliegues en forma decostillas hacia las partes inferiores, indi-

can condiciones de flujo plástico com-presivo (Fig. 4b).El glaciar de rocas glacigénico (El Ta-pado-g) es el producto de la transforma-ción actualmente visible, del Glaciar ElTapado. Este pintoresco glaciar nace enuna especie de capa de hielo que coronael cerro homónimo a 5.550 m (Ginot etal. 2001, 2002), se transforma luego enun glaciar cubierto a aproximadamentelos 4.700 m, y finalmente se conviertegradualmente en un glaciar de rocas (ElTapado-g). Esta transformación ocurreen algún sector entre los 4.600 y 4.400m(Fig. 1), terminando en la base del taludfrontal a aproximadamente 4.200 m. Latransformación entre glaciar descubiertoy cubierto no es tan simple como enotros casos, ya que la sección de glaciarcubierto comienza a partir de dos áreasde aporte: una del NW por donde avan-za el Glaciar El Tapado (hielo descubier-to) que presenta un tramo de seracs(zonas también denominadas cascadas dehielo) antes de pasar a glaciar cubierto, yotra área al SW que es un circo nival. Porello, el glaciar cubierto resultante es unacombinación entre el material propio delglaciar original, sumado a lo que se agre-ga por avalanchas en esta especie de circolateral. Como resultado, se observaronsectores del glaciar cubierto que presen-tan hielo bastante puro, atribuible al gla-ciar El Tapado original, y otros sectoresen donde el hielo esta interestratificadocon capas ricas en detritos (Fig. 2). El gla-ciar de rocas El Tapado-g es al menos eldoble del tamaño del glaciar de rocas ElTapado-c, aunque su largo no puede serbien establecido debido a su límite transi-cional al glaciar cubierto. Su ancho es al-go superior a los 250 m. Durante el con-trol de campo se relevó la parte alta delglaciar cubierto observando que el espe-sor de la cobertura detrítica aumenta pro-gresivamente de pocos centímetros hastacerca de un metro en los últimos cortesdonde aún es visible el núcleo de hielo.En las partes intermedias se observanmuchas lagunas similares a las de termo-karst, mientras que cerca de el área detransición a glaciar de rocas, hay depre-

siones más pequeñas con agua, pero sinobservarse hielo en los bordes de las mis-mas. Las lagunas de termokarst (Fig. 4a)permiten clasificar ese sector del glaciarcomo un glaciar cubierto (Corte 1980,Nakawo et al. 2000) ya que no son citadaspara los glaciares de rocas. En los dos ter-cios inferiores de este conjunto glaciarcubierto + glaciar de rocas, hay eviden-cias de termokarst (lagunas formadas porfusión diferencial del hielo en sectorescon menor espesor de detritos) y co-mienzan a observarse las crestas curva-das aguas abajo, debidas al flujo plásticoque caracteriza a los glaciares de rocas.Los relevamientos geofísicos que se lle-varon a cabo, se ubicaron en el límite deltercio inferior y del medio, contabilizadossobre el largo total del sector de hielocubierto (glaciar cubierto + glaciar de ro-cas). La ubicación aproximada de los tresperfiles sísmicos efectuados se puedeobservar en la figura 4c.

METODOLOGÍA

La metodología utilizada es la clásica-mente utilizada para trabajos de sísmicade refracción teniendo en cuenta tendi-dos cortos y semicortos. Los registrossísmicos fueron adquiridos con un equi-po Geometrics 1225 de doce canales, consus respectivos cables y accesorios (Fig.4d). Si bien los estudios anteriores en lazona han utilizado menores distanciasentre geófonos (Scrott 1994, Croce yMilana 2002a) se prefirió estirar los ten-didos con el fin de obtener informaciónmás profunda y a la vez menos puntual.Para ello, se efectuaron tendidos de 58 mde longitud simétricos pero no equidis-tante (véase Cuadro 2), estando los pri-meros geófonos menos distanciados (2m) que los del centro (6 m) para tenermejor control del arribo de la ondarefractada. Se midieron tres perfiles y susrespectivos contraperfiles con el mismodiseño, aunque la topografía varió entreellos. Se trató de elegir partes de los gla-ciares de rocas donde el terreno fuera lomás plano posible y tuviera una posicióncentral para evitar efectos de borde del

Diferencias mecánicas e hídricas del permafrost en glaciares de rocas ... 317

permafrost. Todos los perfiles se traza-ron transversalmente al flujo, a lo largode zonas poco afectadas por los surcos ogrietas encubiertas que se evidencian porsaltos topográficos notables o cambiosen la estructura de la cubierta visible.Se efectuaron dos perfiles en el glaciar derocas El Tapado-glacigénico y uno en elglaciar de rocas El Tapado-criogénico,ambos acompañados de su respectivocontraperfil. Los resultados de campo in-dicaron una capa de mayor velocidad enambos glaciares que evidencia la presen-cia de permafrost subyacente, por lo queno se modificó el diseño del tendido. Lageneración de una onda de choque (com-presiva, P-wave), se efectuó con golpes demartillo, efectuados durante momentosde silencio sísmico que es monitoreadopor los propios geófonos. Dado que laonda generada es de poca energía, se pro-cedió a efectuar un apilado (stacking) desucesivos golpes hasta obtener una señalclara que sobresaliera sobre los ruidos, loque no siempre pudo ser posible en algu-nos geófonos (Cuadro 2). Una vez acep-tado el sismograma visible en el monitordel instrumento, éste se imprimió y foto-grafió en pantalla (Fig. 5), para luego ana-lizar las llegadas de la onda P en gabine-te. Si bien es posible bajar los datos a unacomputadora, las condiciones de frío in-tenso que pueden ocurrir a estas alturas,

causan que frecuentemente las computa-doras no trabajen apropiadamente, comose comprobó en trabajos anteriores, ade-más de significar un importante peso ex-tra. Por ello se trabajó con doble registrográfico: fotografía de pantalla e impre-sión en papel.Además de las tareas de adquisición sís-mica se relevaron topográficamente to-dos los perfiles y se los ubicó mediantecoordenadas de un GPS portátil (Cuadro2). En gabinete se efectuaron las deter-minaciones de los tiempos de arribo delas ondas P, las cuales se muestran en elCuadro 2, y permiten graficarlas en fun-ción de la distancia (dromocronas, Fig.6). La velocidad promedio de cada capase calculó mediante regresión lineal delos grupos de datos asociados a cada unade ellas (Fig. 6). Debido a que las varia-ciones topográficas no fueron significati-vas no se procedió a efectuar ningunacorrección topográfica. El cálculo inicialdel espesor de la primera capa se efectuócon la fórmula de los tiempos de inter-sección de la onda directa y la refractada,mientras que las velocidades de la onda Pen la capa superior (V1) y en la caparefractora se calcularon por regresiónlineal de los sectores correspondientes enlas dromocronas de cada perfil. Final-mente para calcular la profundidad delpermafrost abajo de cada geófono (úni-

camente debajo de aquellos que registra-ron la onda refractada) se utilizó el con-cepto de tiempo de retardo en cada geó-fono, resultante de comparar los arribosen el tiro y contratiro de cada perfil, queson métodos de utilización tradicional enesta técnica geofísica (Telford et al. 1981).

ANALISIS DE LOSRESULTADOS

Los resultados que se muestran en lafigura 6a permiten observar la diferenciaentre los perfiles efectuados en el glaciarde rocas glacigénico y el glaciar de rocascriogénico. En general, las velocidadesregistradas en la capa activa son muysimilares entre El Tapado-c y El Tapado-g (mínima=311m/s, máxima=375m/s,media=330m/s), sugiriendo que lascaracterísticas composicionales y estruc-turales de las capas activas de ambos gla-ciares de roca en verano son muy simila-res. Las diferencias significativas observa-das se centran en (a) el mayor espesor dela capa activa en el glaciar de rocas crio-génico, (b) la forma de la interfase entrela capa activa y el permafrost y (c) las carac-terísticas mecánicas del permafrost, sugeri-das por la velocidad de las ondas de pre-sión (Vp). Estas diferencias se describena continuación:a) Espesor de la capa activa: Esta caracterís-

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El Paso 4740 NE Abril (f) 243 665 - 31 m 0,8 - 1,5 T1 (1)El Paso 4760 NE Abril (f) 236 - 3404 36 m 0,7 - 1,4 T2 (1)El Paso 4740 NE Septiembre (i) 198 489 874(?) 31 m 1,8 - 3,4 T1 (1)El Paso 4760 NE Septiembre (i) 135 - 1597 36 m 0,3 - 0,7 T2 (1)El Paso 4770 NE Septiembre (i) 127.5 - 1561 33 m 1,2 - 1,4 T3 (1)El Paso 4740 NE Diciembre 296 446 - 31 m 1,8 - 3,1 T1 (1)El Paso 4760 NE Diciembre 281 - 2364 36 m 1,1 - 2,1 T2 (1)El Paso 4770 NE Diciembre 271 2065 3266 130 m 1,3 - 3,6 T4 (1)El Paso 4790 NE Diciembre 336 - 2889 72 m 3,0 - 5,0 T5 (1)El Paso 4880 NE Diciembre 307 - 2238 55 m 2,2 - 3,0 T6 (2)Dos Lenguas (c) 4350 SW Abril (f) 208 - 2055 55 m 1,3 - 1,6 T1 (1)Dos Lenguas (c) 4300 SW Abril (f) 155 - 1942 26 m 1,3 - 1,5 T2 (1)Dos Lenguas (c) 4250 SW Abril (f) 285,5 482 - 55 m 0,9 - 2,6 T3 (2)Dos Lenguas (c) 4350 SW Diciembre 330 - 1642 55 m 1,7 - 2,5 T1 (1)El Tapado(c) 4300 E Marzo (i) 359 726 1662 58 m 10,7 - 12,2 P1 -El Tapado(g) 4420 E Marzo (i) 331 - 3182 58 m 3,0 - 4,8 P2 -El Tapado(g) 4480 E Marzo (i) 322 - 3109 58 m 5,4 - 3,5 P3 -

Glaciar de Roca Altura Orientación Mes de medición Vp-CA (m/s) Vp-INT(m/s) Vp-PF (m/s) Tendido Prof.(m) Perfil fuente

CUADRO 2: Comparación de los valores obtenidos y otros existentes en servicios sísmicos de refracción en otros cuerpos similares del área.

1: Croce y Milana, 2002; 2: Schrott, 1994.

Diferencias mecánicas e hídricas del permafrost en glaciares de rocas ... 319

tica es fácilmente observable en las dro-mocronas mostradas en las Figs. 6b y 6cdado que la velocidad registrada en lacapa activa es muy similar en los 6 perfi-les. Se observa claramente que el tramode viaje por la capa superior es muchomás corto en el glaciar de rocas glacigéni-co, dado que el quiebre de velocidadesocurre significativamente antes allí. Unavez efectuadas las correcciones metodo-lógicas necesarias para calcular la profun-didad a la que se ubica la capa refractorase observa que el espesor promedio en ElTapado-c es de 11,4 m mientras que enEl Tapado-g es de 4,2 m (Cuadro 1). Sibien hay diferencia de altura entre losperfiles (Cuadros 1 y 2), esta variación esmucho mayor al aumento del espesor dela capa activa con la altura (Croce y Mi-lana 2002a), por lo que debe responder afactores diferentes, como probablementela falta de suficiente recarga hídrica pararecomponer el permafrost superior en elglaciar de rocas El Tapado-c que tieneuna cuenca de aporte desprovista decuerpos de hielo permanente, y ademáses mucho menor a la del glaciar de rocasEl Tapado-g.b) Tipo de interfase permafrost - capa activadiferente: Esto se desprende de la diferen-cia en el diseño de las dromocronas luegode superado el punto de intersección conla onda refractada. Mientras que las cua-tro dromocronas en el glaciar de rocasglacigénico muestran un brusco incre-mento de la velocidad al comenzar atransitar por la capa refractora (perma-frost), la velocidad en los dos perfiles delglaciar de rocas criogénico se incrementaen forma gradual. Esto indica que en elglaciar de rocas glacigénico el límite entreel detrito descongelado y el permafrost (eneste caso, probablemente hielo masivocomo se discute abajo), es neto. Sin em-bargo, el límite superior del permafrosten el glaciar de rocas criogénico es proba-blemente mucho más gradual y com-puesto por capas con creciente conteni-do de hielo y decreciente de aire y/oagua. Este paso más gradual hacia el per-mafrost hace que el incremento de lavelocidad registrada por la dromocrona

Figura 5: Sismogramas registrados en los glaciares de roca estudiados, correspondientes a los 3perfiles y sus respectivos contraperfiles. Se incluye una fotografía de pantalla en aquellos sismo-gramas cuya escala de tiempo no llega a mostrar el primer arribo de la onda P.

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sea progresivo y no neto como se obser-va en El Tapado-c.c) Diferente velocidad de las ondas P en el per-mafrost: Esto se observa claramente en las6 dromocronas, en donde la onda ha via-jado sensiblemente más rápido en la caparefractada en el glaciar de rocas glacigéni-co. Como resultado (Fig. 6b, Cuadro 2),la onda P, ha arribado al último geófonodel glaciar de rocas glacigénico casi en lamitad de tiempo (41 milisegundos enpromedio, n=4), que en el glaciar de ro-cas criogénico (78 milisegundos en pro-medio, n=2). Filtrando el efecto de unacapa activa más espesa y la topografía uti-lizando la metodología descripta porxxxx, los datos indican una velocidadpromedio en el permafrost glacigénico de3146 m/s, mientras que en el criogénicoes de casi la mitad: 1.662 m/s. Además,en numerosos sectores la onda refractadaregistra velocidades promedio cercanas yhasta superiores a los 4.000 m/s, que sonvelocidades hasta ahora solo registradaen cuerpos de hielo masivo de la zona,como en el glaciar de Agua Negra (Ma-turano 1997, Milana y Maturano 1999).Muchos de los valores de velocidad de laonda compresiva (Vp) en el permafrostglacigénico, superan los valores registra-dos en permafrost de otros glaciares deroca de la zona, los que se resumen en elCuadro 2. La conclusión emergente esque en realidad, el permafrost de estosglaciares de roca glacigénicos está com-puesto por remanentes irregularmentedistribuidos (patches) de hielo masivomezclado con zonas ricas en detrito pro-bablemente ingresado a esta capa rápida,a lo largo de las grietas. Dado que losperfiles sísmicos se trazaron evitando lossurcos o grietas a lo largo de las cueles sesupone que ingresa detrito al núcleo con-gelado, es probable que en el relevamien-to en El Tapado-g haya registrado la pre-sencia de cuerpos relícticos de hielo ma-sivo del glaciar original. Esto se deduceen base a que las velocidades superiores a4.000 m/s solo se han registrado local-mente en hielo glaciar (Milana y Matu-rano 1999). En comparación, el permafrost criogénico

Figura 6: a) Dromocronas de los 3 perfiles y sus respectivos contraperfiles; b) Análisis efectuado enuno de los perfiles del glaciar de rocas criogénico mostrando las líneas de regresión que caracterizan lavelocidad media de las ondas P en cada capa; c) Idem anterior, pero para el glaciar de rocas glacigénico

registra velocidades promedio de propa-gación de la onda P mucho más lentas(Cuadro 2). Estas velocidades alcanzanun máximo de ~ 2.200m/s, pero tambiénpueden llegar a valores tan bajos como726 m/s, que sugieren un bajo contenidoen hielo y probablemente mucho aire enesta capa. Esto explicaría la baja veloci-dad, debido a que al efecto de frenadoque tiene la onda en cada interfase detri-to-hielo, se le suma el efecto de frenadoen las interfases detrito-aire o hielo-aire,que es mucho más importante dada lacompresibilidad del aire. La única expli-cación alternativa de estas variacionessería importantes cambios en la compo-sición del permafrost, pero además de nohaberse observado esto en cortes ex-puestos (taludes laterales), ningún sueloenteramente congelado muestra veloci-dades tan bajas como las observadas. Labaja velocidad observada en este perma-frost coincide con las observadas enotros cuerpos de permafrost semidegrada-dos de la zona, particularmente en el co-rrespondiente al glaciar de rocas criogé-nico Dos Lenguas (Croce 1997, Croce yMilana 2002a). También se observó quela velocidad en el permafrost de El Ta-pado-c, se incrementa progresivamentehacia abajo y algunos sectores con mayorvelocidad (>3.000m/s, Fig. 6) sugieren lapresencia de parches de hielo y cuya pre-sencia no sería extraña. Este diseño develocidades sugiere que hay una degrada-ción progresiva del permafrost de ElTapado-c, principalmente en su partesuperior.

Comparación con otros glaciares derocas locales

Al comparar los valores obtenidos en es-tos dos glaciares de roca, llama la aten-ción el gran espesor de capa activa delglaciar de rocas criogénico. El Cuadro 2muestra que este espesor de casi 12 m esbastante anormal ya que no coincide mu-cho con datos anteriormente recabadosde otros glaciares de roca y además nopresenta una explicación lógica dado quedicho espesor debería corresponderse

con las características térmicas y nivalesdel lugar, que son similares al menos paralos dos glaciares de roca contiguos de ElTapado. Lo último se deduce del hechoque la capa activa se forma por descon-gelamiento estacional, y estos dos glacia-res contiguos deberían haber evoluciona-do de forma bastante similar al ingresode la onda térmica estival en el suelo. Porotra parte, las mediciones de temperaturadel suelo en el vecino Paso de Agua Ne-gra (Schrott 1994), sugieren que la ondatérmica anual afecta los dos metros supe-riores del suelo a alturas ligeramente su-periores, por los que un espesor prome-dio de capa activa de 5 m es excesivamen-te alto. Por ello, se interpreta que entre elpermafrost y la capa activa existe una capaintermedia que está permanentementedescongelada la cual suele denominarsetalik, y que determina que el permafrostpor debajo de ella es relíctico, ya que estádesconectado térmicamente de la super-ficie de donde proviene el frío generadorde permafrost. Esto se debe a que mientrasel flujo geotérmico tiende a calentar elsuelo, la temperatura exterior (atmosféri-ca) tiende a enfriarlo, y condiciones co-mo la temperatura media anual por deba-jo de 0ºC inducen la formación de per-mafrost. Al no existir conexión entre elrégimen térmico atmosférico y el perma-frost debido a la presencia del talik, estepermafrost se irá derritiendo lentamentepor efecto del flujo geotérmico local.Cabe explicar la significativa diferenciade profundidad del permafrost dada lascondiciones térmicas atmosféricas casisimilares entre el glaciar de rocas criogé-nico y el glacigénico. Una explicación deesta diferencia se puede deber a que elglaciar de rocas glacigénico es funcional-mente un glaciar cubierto y por ello no secomporta como un glaciar de rocas típi-co. La capa activa de este glaciar de rocasglacigénico estaría limitada por el espesorde la cubierta detrítica. Esta capa detríti-ca se puede congelar totalmente en in-vierno, pero en verano solo puede des-congelarse hasta la interfase con el glaciarrelíctico. Cuando la onda calórica alcanzaesta interfase, la energía no se emplea en

seguir engrosando la sección congeladasino en derretir la parte superior del hielomasivo glaciar. Este derretimiento haráque la superficie exterior se deprima, pe-ro sin incrementarse el espesor de la capaactiva, como podría suceder en un glaciarde rocas criogénico en donde la capa acti-va crece en espesor a medida que se vadescongelando el permafrost superiorhasta que este último desaparece.Una segunda posibilidad para explicar ladiferencia de espesor es en relación alnivel de recarga hidrológica del perma-frost superior. Mientras que El Tapado-gtiene un importante influjo hídrico pro-ducido por la fusión del glaciar ElTapado, que se infiltra tanto hacia abajocomo sobre el permafrost de El Tapado-g,El Tapado-c nace en un circo sin hielopermanente el que en la estación estivaltardía cuando se efectuó el estudio, noregistraba ningún relicto de nieve estacio-nal. Como lo demostró Croce y Milana(2002a) las capas activas de los glaciaresde roca locales no funcionan como lastradicionalmente estudiadas en zonasmás húmedas en donde la disponibilidadhídrica suele ser suficiente para producirel crecimiento de la sección congeladahasta la superficie durante el invierno. Elseguimiento de la evolución del espesorde la capa activa en el glaciar de rocas ElPaso documentó un recongelamientoirregular y nunca completo de esta capaactiva, debido al aporte hídrico deficita-rio (Croce y Milana 2202a). Esto sugiereque el glaciar de rocas El Tapado-c nodispone de suficiente agua como para re-congelar la capa activa, por lo que el topedel permafrost ha ido degradándose yactualmente se encuentra a más profun-didad que a la que debería encontrarse(nótese que la definición utilizada de per-mafrost implica presencia de hielo).Es probable que la combinación de am-bos factores descriptos haya contribuidoa ocasionar esta importante diferenciaestructural entre ambos glaciares de rocacontiguos. Si las interpretaciones son co-rrectas, avalan el hecho de ser denomina-dos reservas hídricas ya que demuestranque aún sin gran recarga hídrica, el per-

Diferencias mecánicas e hídricas del permafrost en glaciares de rocas ... 321

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mafrost de los glaciares de roca se irádegradando paulatinamente para produ-cir agua aun en condiciones adversas,siendo el caso de El Tapado-c un ejem-plo de permafrost con muy baja recargahídrica, y por ello muy degradado.

Aplicaciones hidrológicas de losresultados

La mayor importancia práctica de los gla-ciares de roca en los Andes áridos, resideen su capacidad de almacenamiento deagua en estado sólido y de su liberaciónlenta por efectos de la onda térmica esta-cional, la cual es responsable del descon-gelamiento anual de la capa activa (Gard-ner y Bajewski 1987), y por efecto delflujo geotérmico local que produce unlento derretimiento en la base del perma-frost. Si bien, los glaciares de roca andi-nos no cumplen con algunas premisas defuncionamiento de la capa activa talcomo es su recongelamiento completoanual (Croce y Milana 2002a), existe uncomportamiento estacional comprobado,el cual está limitado por la disponibilidadhídrica debido a la presencia o ausenciade nevadas invernales. Dada la importan-cia hídrica de estos cuerpos en la región(Milana y Maturano 1999, Croce y Milana2002a, 2002b), una de las principales in-cógnitas a resolver es el volumen de aguacontenido en estos cuerpos, ya que suaporte anual o diario es fácilmente men-surable a partir de las descargas hídricaserogadas por el glaciar de rocas, pero estadescarga muchas veces no es productodirecto de fusión del permafrost sino quepueden tener aporte de agua infiltradapor simple fusión nival como se ha com-probado en otros glaciares de roca (Ten-thorey 1992). Para establecer el volumende agua contenido en un glaciar de rocase debe conocer el volumen del perma-frost y la proporción media de hielo con-tenida en el mismo. El volumen de per-mafrost no se puede definir con el méto-do sísmico de refracción dado que la ve-locidad de las ondas sísmicas disminuyeal pasar del permafrost al detrito húmedobasal. Sin embargo este método, permite

estimar la proporción de hielo en el per-mafrost. En estudios de permafrost loca-les (Croce 1997, Croce y Milana 2002a yb) se ha utilizado la fórmula empírica deMüller (1943) para estimar esta propor-ción la cual es:

1/Vp= P/6250 + (1-P)/2500 (1)

En donde Vp es la velocidad de onda sís-mica compresiva o longitudinal registra-da en el conjunto detrito-hielo y P es elporcentaje de hielo correspondiente alpermafrost. La expresión cuando P es laincógnita es:

P=1-(1/Vp - 1/6250)/(1/2500- 1/6250)(2)

Esta fórmula fue derivada a partir delestudio de suelos congelados en el he-misferio norte por lo cual, su aplicación aeste ambiente es algo restringida. En par-ticular, la derivación de las constantes uti-lizadas (6.250 y 2.500) se relaciona a lavelocidad de las ondas P, en terrenoscongelados con máxima y mínima con-centración de hielo respectivamente(Cuadro 1). Sin embargo, dadas las parti-culares condiciones de los suelos de losglaciares de roca andinos esta formuladebería calibrarse por estudios de campolocales unidos a datos de perforaciones.En particular, la velocidad máxima regis-trada en el área, en hielo glaciar viejo ysin grietas (hielo con densidad máxima),ha alcanzado los 4.200 m/s (Milana yMaturano 1999). A su vez, la velocidaden permafrost degradados locales (suelofrío, pero sin hielo en la estructura) esbastante menor a los 2.500 m/s; un ejem-plo es el permafrost de El Tapado-c conVp de 726 m/s, lo que sugiere que losvalores utilizados en la formula de Müller(1943) son poco aplicables localmente.Por ello, se reformuló este cálculo, consi-derando velocidades máximas y mínimasen un sustrato congelado de las caracte-rísticas andinas observadas. Tales modifi-caciones comprenden establecer una ve-locidad máxima de 4.200 m/s para hielopuro muy compacto (resultado de medi-

ciones en el glaciar de Agua Negra, Mi-lana y Maturano 1999) y una mínima de400 m/s para el suelo frío pero sin hieloen su estructura. Luego se efectuó unadistribución lineal entre estos valores deforma tal que una velocidad de 2.300m/ssugerirá cerca del 50 % de hielo. Los va-lores superiores a 4.200, serán considera-dos como 100 % de hielo, mientras quelos de menos de 400 m/s, sugerirán laausencia del mismo. Una capa de aguasobre el permafrost aumentará la veloci-dad, pero se estima que la misma no po-dría ser muy espesa debido a que la im-portante pendiente superficial de los gla-ciares de roca locales causa su drenajerápido. La formulación sugerida para es-tos casos locales sería:

P = (Vp - 400)/(4200 - 400) (3)

Los resultados de la proporción de hielocalculada de cada perfil en el permafrostse indican en la Tabla 2. Una adaptaciónde la formula de Müller para el rango develocidades locales medidas sería de laforma:

P =1-(1/Vp - 1/4200)/ (1/400 - 1/4200)(4)

Como se muestra en la figura 7, las dife-rentes fórmulas dan valores muy diferen-tes en la proporción de hielo. Particular-mente, la fórmula de Müller modificada(4) podría sobreestimar en gran medidala proporción de hielo en suelos congela-dos con bajas velocidades de ondas P.Desafortunadamente, no se conoce cuales la ley de variación de las ondas P conla proporción de hielo en situaciones lo-cales, ya que como dijimos, los valores deMüller (1943) son inaplicable a estas si-tuaciones por lo que la función de varia-ción utilizada resulta dudosa también. .Dadas estas interrogantes, se ha preferi-do utilizar una ley de variación linealentre proporción de hielo y velocidad delas ondas P, para evitar la probable sobre-estimación que surge de aplicar la fórmu-la de Müller a las velocidades locales(Fig.7). Dado que no se conoce esta ley

Diferencias mecánicas e hídricas del permafrost en glaciares de rocas ... 323

de variación debido a la ausencia de estu-dios de campo con control in situ de lacantidad de hielo en la capa, sería posibleque la fórmula adoptada (variación lineal)sobreestime la cantidad de hielo, en casoque dicha ley de variación tuviera unacurvatura opuesta a la sugerida por Mü-ller. Lo antedicho destaca la necesidad deestudios de campo en donde se confron-te la proporción real de hielo en con Vp.Por ello, las interpretaciones efectuadasson aproximaciones.

Aplicaciones geotécnicas de estosestudios

Los estudios geofísicos del conjunto per-mafrost/capa activa en cuerpos tan parti-culares como los glaciares de roca pue-den ser de gran utilidad para aplicarse aestudios no hidrológicas como por ejem-plo para diseñar obras civiles en áreas desuelos congelados (Corte 1990, Croce yMilana 2002c). En general, se consideraque los suelos congelados andinos tienenpocas posibilidades de fluidificarse pordescongelamiento debido a su estructuragranular gruesa que le da sustento aúnhabiendo desaparecido la matriz de hieloque le da mucho más cohesión como lodemuestran el aumento de velocidad deondas P, directamente relacionado conun modulo compresivo del material. Sinembargo, debe considerarse seriamenteel proceso de crecimiento desplazativodel hielo que tiende a separar los granoso clastos, y también la existencia de estosparches o núcleos de hielo masivo, comose observan en el glaciar de rocas glacigé-nico y que podría haber en el glaciar derocas criogénico. Cualquier construccióncivil tiende a alterar el equilibrio térmicodel sustrato congelado, lo que podría te-ner consecuencias negativas y hasta ca-tastróficas, para cualquier obra planifica-da sobre permafrost independientementede la profundidad a la que éste se encuen-tre. En el caso de los suelos andinos estu-diados, compuestos de materiales angu-losos y con una amplia distribución gra-nulométrica, más de un 20 % de hielo ensu estructura implica que parte del sopor-

te mecánico de dicho suelo está vincula-do directamente al hielo presente por loquesu estabilidad puede depender de unpequeño cambio de temperatura. Los re-sultados de este estudio que sugieren lapresencia de taliks indican que es proba-ble que haya una gran cantidad de cuer-pos de permafrost relíctico en Cordillera,heredados de épocas pasadas más fríasEsto demuestra la necesidad de evaluar lapresencia de hielo en el suelo hasta enzonas en donde no se espera que hayapermafrost presente la cual es fácil de efec-tuar con el método sísmico de refracción.En tal caso, un indicador de la altitudmínima a la cual podría encontrarse per-mafrost relíctico es la presencia de glacia-res de roca inactivos y/o degradados.

CONCLUSIONES

Este estudio demuestra como dos glacia-res de roca contiguos, similares externa-mente muestra fuertes diferencias estruc-turales a partir de los datos geofísicosrecabados. Los glaciares de roca El Ta-pado-c y El Tapado-g, están sujetos almismo régimen termal y de acumulaciónnívea actual, pero no comparten la mis-ma evolución ni el mismo régimen hidro-lógico. Las diferencias detectadas son elposible resultado de una herencia genéti-ca de estos dos cuerpos de hielo, las cua-

les fueron corroboradas por el control decampo de ambos glaciares de roca. La in-formación geofísica y morfológica per-mite resumir las siguientes conclusiones:1. El origen diferente de los glaciares derocas, se refleja luego en la estructura ycaracterísticas mecánicas del conjuntopermafrost y capa activa, las que puedenser rápidamente detectadas con sísmicade refracción. Las diferencias detectadasson:a) Espesor de la capa activa: Es mayor en elglaciar de rocas criogénico. Dado queambos glaciares de rocas están sometidosa un régimen térmico casi idéntico, lasrazones mas probables de esa significati-va diferencia son (a) la menor concentra-ción de hielo en el permafrost original y(b) la desconexión a un sistema hídricoeficiente que la reconstituya, permitiendoun desgaste más rápido del permafrost.b) Estructura de la interfase permafrost-capaactiva: Esta interfase definida por el cam-bio de las propiedades mecánicas entre lacapa activa y el permafrost y que seobserva en el tipo de inflexión de las dro-mocronas, es neta en el glaciar de rocasglacigénico y difusa o gradual en el gla-ciar de rocas criogénico. Interpretamosque esto se debe a que el permafrost gla-cigénico proviene de la transformaciónde un glaciar cubierto, manteniendo par-cialmente la diferenciación entre cubierta

Figura 7: Velocidades de las ondas p en el permafrost y proporción de hielo sugerida por las diferentesfórmulas discutidas en el texto.

detrítica y núcleo de hielo glaciar, mien-tras que el permafrost criogénico es suelocongelado propiamente dicho .c) Propiedades mecánicas del permafrost: Lasvelocidades de propagación de ondas Pen el permafrost glacigénico son notable-mente más altas que en el criogénico, loque indica una mayor proporción de hie-lo en el primero, y la presencia de relictosdel glaciar original, sustentando lo indica-do antes.2. La importancia hídrica de los glaciaresde roca glacigénicos es mucho mayor quela de los glaciares de roca criogénicos, da-do que al menos en este caso, muestrantener mucho más porcentaje de hielo enel permafrost y por otra parte, sufren me-nor desgaste que los glaciares de rocacriogénicos debido a que probablementeparte del permafrost es reconstituido porel aporte hídrico del glaciar que los origi-nó, si este aún existe.3. El presente trabajo corrobora la exis-tencia de cuerpos de permafrost relícti-cos y que probablemente están separadosde la capa activa por una capa permanen-temente descongelada denominada talik,como se observó en el glaciar de rocascriogénico. El carácter relíctico del nú-cleo congelado de este glaciar activo seríael resultado de un importante aumentode la temperatura de aire en los últimostiempos.Es destacable que, durante los trabajosefectuados, las únicas fuentes de aguaque mantenían el caudal del río Elqui ensus cabeceras era el aporte de los cuerposde hielo permanentes (glaciares tradicio-nales y de roca). En contraposición, esnotable lo poco que aún conocemos a losglaciares de roca de los Andes áridos, apesar de haberse demostrado desde haceya tiempo su importancia como reservashídricas (i.e., Corte 1990). Considerandola importancia que están cobrando lasdiferentes reservas hídricas en las zonasáridas, es vital incrementar el conoci-miento de la estructura de estos cuerposutilizando técnicas más complejas, paraconocer mejor el funcionamiento deestas importantes reservas hídricas, losglaciares de rocas.

AGRADECIMIENTOS

Se agradece a los árbitros designados porla RAGA, los Dres Strelin y GonzálezDíaz, sus acertados comentarios que hanpermitido mejorar este trabajo a pesar delo polémico de su carácter. Agradecemostambién el préstamo del instrumental sís-mico al Departamento de Geofísica de laUniversidad Nacional de San Juan y elpermiso de trabajo en el área dado por laUniversidad de La Serena a JPM. Estetrabajo contó con el apoyo financiero deBEASA y CMN-Chile.

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Recibido: 2 de febrero, 2008 Aceptado: 30 de julio, 2008