ARTÍCULOS
Modelos hidrogeológicos a partir de datos geocriológicos e hidroquímicos en Cabo Lamb, Isla Vega, Península Antártica
Adrián Silva-Busso1-6, Luis Moreno 3, Eugeniy Ermolin 2, Jerónimo López-Martínez4, Juan J. Durán3, Carlos Martínez-Navarrete3 y José A. Cuchí5
1Universidad de Buenos Aires, FECEN, Dpto. de Cs. Geologicas. Pabellon II Piso 1, Ciudad Universitaria, Ciudad Autonoma de Buenos Aires, Argentina.
2Instituto Antartico Argentino, Cerrito 1248, Buenos Aires, Argentina ivgen@yahoo.com
3Instituto Geologico y Minero de Espana, Madrid, Espana l. moreno@igme.es; jjduran@igme.es
4Universidad Autonoma de Madrid, Facultad de Ciencias, 28049 Madrid Espana. jeronimo.lopez@uam.es
5Escuela Politecnica de Huesca. Universidad de Zaragoza, 22071 Huesca, Espana. cuchi@unizar.es
6Instituto Nacional de Agua. (DSH), Ezeiza, Buenos Aires, Argentina pntsas@ina.gov.ar
RESUMEN
Los rapidos cambios climaticos ocurridos en la peninsula Antartica han reactivado procesos hidrogeologicos que han sido limitados o han estado inactivos durante un relativamente largo periodo de tiempo. Estos procesos se evidencian en las zonas descubiertas de hielo del norte de la peninsula Antartica, como en cabo Lamb, donde se desarrolla el sistema hidrico superficial y subterraneo a lo largo de todo el verano antartico. El resultado es la movilizacion de grandes cantidades de agua, sedimentos y nutrientes hacia otros escenarios. Este estudio propone un modelo de comportamiento del agua superficial y subterranea que resulta validado para las zonas libres de hielo de la region basado en las observaciones de campo e interpretacion de la informacion tomada en cabo Lamb, que constituye la zona descubierta mas extensa de la Isla Vega. El modelo propuesto se basa en la interpretacion de 56 analisis quimicos que se consideran representativos del agua superficial, subterranea, el agua de la capa activa, el hielo glaciar y la nieve. La interpretacion hidroquimica esta determinada en principio por cuatro parametros (pH, conductividad electrica, relacion de D/18O y relacion SO4/Cl) demostrando que estas variables son las mas apropiadas para diferenciar el origen e interaccion de las aguas en las diferentes partes del sistema hidrogeologico.
Palabras clave: Agua subterránea; Archipiélago Ross; Hidrología; Permafrost.
ABSTRACT
Hydrogeological model from hydrochemical and geocryologic records on the Cape Lamb of Vega Island, northern Antarctic Peninsula. The rapid changes that are taking place in the climate of the Antarctic Peninsula are triggering hydrological processes which had been limited or inactive for relatively long periods of time. These processes are evident in ice-free areas on the northern edge of the Antarctic Peninsula, such as Cape Lamb, and lead to intense draining of the surface and groundwater system throughout the brief Antarctic summer. The result is a movement of large amounts of water, sediments and nutrients that would be immobilized in other scenarios. This study proposes a model of the operation of the surface and groundwater system that could be valid for several ice-free areas in the region, based on the interpretation of field observations in Cape Lamb, the most extensive ice-free area on Vega Island. The model proposed is further supported by the interpretation of 56 chemical analyses of samples representing groundwater, active layer water, glacier ice and snowfall. The hydrochemical interpretation is supported primarily by four indicators (pH, electrical conductivity, D/18O ratio and SO4/Cl ratio) which have proven to be the most appropriate hydrochemical variables to differentiate the origin and interaction of the waters in the various sections of the system.
Keywords: Groundwater; Hydrology; Permafrost; Ross Archipelago.
INTRODUCCION
La peninsula Antartica es un sensible indicador del calentamiento debido al cambio climatico (King et al. 2004). El aumento paulatino de la temperatura afecta a la biosfera y al comportamiento y evolucion de sistemas abioticos, en especial a la dinamica de los glaciares (Cook et al. 2005) y a las fases subterranea y superficial del ciclo hidrico. La evolucion del clima en las ultimas decadas se manifiesta en un aumento de las temperaturas en el continente Antartico, Turner et al. (2005). El aumento de la temperatura media, y sobre todo de la estival es mayor en las tres ultimas decadas, en la region Oriental de la peninsula Antartica y particularmente en el archipielago de James Ross. Sobre la base de datos disponibles del Servicio Meteorologico Argentino, Skvarca et al. (1998) han observado incrementos anuales maximos del orden de 0.075°C (Estacion Marambio 64o14'S-56o38'O,) y 0.083°C (Estacion Esperanza 63o24'S- 56o59'O). Dadas las elevadas temperaturas medias de verano, la fusion estival de nieve es un proceso dominante, de forma que el aporte de agua a las cuencas hidricas no solo proviene de los glaciares sino tambien y en gran medida por aporte del deshielo de nieve. En ocasiones, como ha sucedido durante el periodo en el que se ha desarrollado la fase de campo de este trabajo, la cubierta nival llega a desaparecer por completo y es el deshielo de la capa activa y del techo del permafrost rico en hielo la unica fuente de agua que alimenta, de forma subterranea, los arroyos. Estudios hidrogeologicos anteriores sobre sistemas efluentes del permafrost en ambientes antarticos (Silva Busso et al. 2000, 2009; Silva Busso 2004) han puesto de manifiesto la existencia de un sistema hidrico efimero, activo exclusivamente durante el periodo estival, durante el cual, el agua superficial proviene de la fusion primaveral y del aporte del acuifero libre. Los caudales de estos cauces son escasos y muestran una gran fluctuacion en su intensidad diaria e incluso horaria (Eraso et al. 1991; Imbar 1992; Silva Busso 2009). Los aportes de caudales varian en relacion estrecha con la temperatura, insolacion, en menor medida, las precipitaciones nivales. Una caracteristica propia de los acuiferos en zonas subpolares es la discontinuidad temporal y espacial en la ocurrencia del agua. Durante el periodo estival, el descenso de la capa activa, permite el almacenamiento de agua liquida en el sedimento. El aumento de la temperatura del suelo incrementa, por descongelamiento, el caudal de descarga hacia los cauces. Si durante el periodo estival la temperatura del suelo alcanza una media mas alta que la de otros anos, entonces la capa activa puede profundizar hasta quedar hidrologicamente desconectada de los cauces y estos quedan casi sin aporte. Por otra parte pueden producirse anomalias relacionadas con variaciones litologicas que pueden permitir sectores con agua que presenten distinto grado de conexion vertical y horizontal (Lawson et al. 1994, 1998). En este trabajo se muestra la forma en la que la elevacion de la temperatura en la region septentrional de la peninsula Antartica determina el funcionamiento del ciclo hidrologico al activar la fase subterranea del mismo. El objetivo es elaborar un modelo de funcionamiento del sistema hidrogeologico en areas libres de hielo de la region norte de la peninsula Antartica a partir del estudio realizado durante el verano del ano 2007, en la zona de cabo Lamb, en la isla Vega. Se presta especial atencion a explicar la relacion entre la fase subterranea y superficial del ciclo hidrologico.
AREA DE ESTUDIO Y MARCO GEOLOGICO
Para la realizacion de este trabajo se ha seleccionado una zona descubierta de hielo en verano en la que la capa activa desarrollada sobre el permafrost da lugar a un sistema hidrico subterraneo conectado al sistema superficial. El sistema esta alimentado al comienzo del deshielo por la fusion de las acumulaciones de nieve y del hielo subsuperficial, y avanzada la estacion calida por el propio permafrost, siendo al final del verano este el proceso dominante o unico. El area de estudio es la vertiente occidental del cabo Lamb, Lamb (S63° 52´ 15"-O57° 34´ 37") Isla Vega, situada en la region septentrional de la peninsula Antartica (Fig. 1). Con una extension aproximada de 25 km2 se trata del area descubierta de hielo mas extensa de la Isla Vega. Esta isla es la segunda en tamano de las que forman el archipielago James Ross, posee una morfologia elongada en direccion aproximada Este-Oeste. La isla esta recubierta de hielo en aproximadamente un 80% de su superficie, presenta un relieve abrupto con una altitud maxima de 630 msnm. La zona del cabo Lamb esta situada al SO de la isla y su maxima cota es de 482 m.s.n.m. El clima de la region noreste de la peninsula Antartica es subpolar, semiarido, con temperaturas medias anuales que oscilan entre -5°C y -10°C dependiendo de la zona, las temperaturas medias de verano suelen hallarse entre 2°C y -2.5°C, mientras que las medias de invierno se situan entre -12°C y -17°C, (Reynolds 1981). Segun datos recogidos en la estacion meteorologica de Esperanza el calentamiento atmosferico permite calcular una tasa de aumento de las temperaturas de 0.41 oC/decada (Turner et al. 2005), valor por decada que promedia los incrementos anuales. Los vientos dominantes provienen del sector S y SO, aunque en ocasiones se registran tambien fuertes vientos catabaticos, secos y menos frios provenientes del sector ONO. Si se comparan las temperaturas medias anuales entre el O y el E de la peninsula Antartica, se encuentran diferencias de hasta 5 oC siendo mas fria en el O (Reynols 1981). Las precipitaciones medias anuales rondan los 250 mm (aproximadamente 80% nivales y 20% liquidas). Los materiales geologicos mas antiguos aflorantes en el cabo Lamb son sedimentos detriticos cretacicos, atribuibles al Grupo Marambio (Rinaldi 1982; Olivero et al. 1991; Pirrie et al. 1991). Se encuentran representadas las formaciones Santa Marta, Snow Hill Island y Lopez de Bertodano (Marensi et al. 2001) cuyas caracteristicas, segun los autores mencionados se indican a continuacion. La Formacion Santa Marta comprende aqui el miembro Herbert Sound, compuesto por un conjunto de pelitas y areniscas muy finas de hasta 52 m de espesor localizable en la zona de cotas mas bajas sobre los acantilados de la region oriental del Cabo Lamb. La Formacion Snow Hill Island se encuentra representada por el Miembro Cape Lamb; esta constituido tambien por un conjunto de areniscas y pelitas que alcanzan 217 m de espesor y su distribucion es la mas significativa en la zona, aflorando de forma dispersa a cotas intermedias, entre 50 y 200 msnm. La Formacion Lopez de Bertodano representada aqui por el miembro Sandwich Bluff, comienza en su base con un secuencia conglomeradica que continua hacia el techo con areniscas y pelitas sumando 170 m de espesor aflorando de forma dispersa a cotas superiores a los 200 m.s.n.m por encima de esta secuencia y en discordancia con la misma se encuentran los niveles de edad Terciaria. Las diamictitas de la Formacion Hobbs Glaciar constituyen un conjunto de sedimentos de variada seleccion, reconocibles en Cabo Lamb y de forma dispersa en otras zonas. El eje de cabo Lamb, muy visible en el paisaje, esta formado por las rocas volcanicas, lavas y piroclastitas del Grupo Volcanico James Ross Island, de edad Miocena. En el cabo Lamb existen tambien extensos depositos cuaternarios de origen glaciar o fluvioglacial correspondientes a un delta medio a distal cuyas facies mas proximales se situan hacia el este (Lirio et al. 2007). El techo de la secuencia se asigna a un ambiente de playa de grava, con presencia de tempanos, semejante a la actual.
Figura 1: mapa de situacion de la zona de estudio (cabo Lamb, isla Vega)
MATERIALES Y METODOS
Entre enero y febrero de 2007 se recogieron un total de 51 muestras de agua, hielo y nieve, representativas de ocho cuencas superficiales y nueve lagos. La situacion de los diferentes puntos de muestreo se encuentra representada en la figura 2. Las muestras se tomaron directamente mediante botellas de PVC, llenadas completamente teniendo la precaucion, en el caso de los arroyos, de decantar el abundante sedimento arrastrado por la corriente. Las siete muestras de agua subterranea se obtuvieron mediante excavacion manual de catas hasta alcanzar la base de la capa activa; en estos casos, antes de tomar la muestra, se espero un tiempo suficiente, generalmente entre 5' y 10', para que el agua llenase la excavacion. Las 5 muestras de hielo y las 3 de nieve se dejaron descongelar en un recipiente cerrado para evitar la evaporacion, siendo homogeneizadas y envasadas posteriormente. A las muestras no se les anadio ningun tipo de conservante quimico. Fueron conservadas a 4oC, evitando su congelacion. El periodo de muestreo de las aguas de arroyos, lagos y permafrost se caracterizo por tres circunstancias relevantes a la hora de interpretar los resultados: a) no hubo precipitacion liquida ni solida. b) toda la nieve acumulada durante el invierno se habia fundido por lo cual la cuenca se encontraba libre de nieve en superficie que pudiera aportar por fusion directa agua al sistema. c) los cauces del sector E no tienen aporte de agua de deshielo glaciar excepto el arroyo A_Mo que claramente drena las aguas de fusion del glaciar situado al oeste del campamento. En la zona oeste, el arroyo A_D tambien drena aguas del glaciar. Las condiciones en las que se realizo el muestreo con ausencia de nieve sobre el terreno y temperaturas superiores a la media estival, proporcionan una buena representatividad de la dinamica del agua subterranea, pues los cauces se ven alimentados principalmente por los acuiferos y en los suelos se restringe la infiltracion de agua de nieve o lluvia, favoreciendo el muestreo (Fresina et al. 1999). In situ, se midieron la conductividad electrica del agua, la temperatura, el pH y la alcalinidad. Los procedimientos analiticos de las determinaciones de laboratorio realizados en los laboratorios del IGME en Madrid, han sido: pH por electrometria, aniones y cationes por espectrofotometria de absorcion. Los metales pesados se han determinado mediante espectrometria de masas con plasma de acoplamiento inductivo excepto el hierro que se ha determinado mediante Inductively coupled plasma atomic emission spectroscopy. Deuterio y oxigeno 18 se determinaron en la Unidad de Espectrometria de Masas del Laboratorio de Isotopos Estables de la Universidad Autonoma de Madrid. De forma simultanea a las muestras de agua se tomaron algunas muestras de la matriz solida del terreno con objeto de caracterizar quimicamente el material (mineralogia de arenas y arcillas, contenido en carbonatos, materia organica y nitrogeno) con el que ha estado en contacto el agua. Los limites de cuencas hidricas, asi como el curso de los arroyos y las divisorias de cuenca se han cartografiado usando el mapa topografico de la zona (Marensi et al. 2001), complementando con imagenes aereas y uso de GPS sobre el terreno. Los analisis hidroquimicos y mineralogicos se han realizado en los laboratorios del Instituto Geologico y Minero de Espana. Los analisis de isotopos estables en el laboratorio de la Universidad Autonoma de Madrid.
RESULTADOS
Hidrología superficial
El sistema hidrico superficial esta constituido
por una serie de pequenos cursos de
agua activos solo durante la epoca estival,
que fluyen hacia el Mar de Weddell. La
actividad de los cursos de agua es variable
aun dentro de una misma estacion,
dependiendo fuertemente de las condiciones
meteorologicas. Al igual que en
areas cercanas, como en la isla Marambio (Seymour), la region posee un sistema de
cuencas hidricas superficiales y un desarrollo
del agua supra-permafrost (Silva
Busso et al. 2000). Se ha verificado una
correlacion entre la salinidad (TDS) de los
cursos fluviales y las pendientes topograficas
del terreno de tal forma que a menor
pendiente se registra salinidades mas elevadas
(Silva Busso et al. 2004a). Se puede
considerar que los arroyos, al constituir
zonas de descarga de los acuiferos desarrollados
en el permafrost, son en gran
medida representativos de la calidad del
agua del acuifero libre estival. Este criterio
proporciona un metodo indirecto para
conocer la calidad quimica de este tipo de
acuiferos (Silva Busso 2004, Silva Busso et
al. 2004a). En la figura 2 se muestran las
cuencas hidricas y de la red de drenaje de
la zona de estudio, distribuidas a ambos
lados de la principal divisoria de aguas
(Riscos Lamb). Las morenas del Este y del
Oeste respectivamente dividen el area de
los principales cuerpos glaciares.
Figura 2: mapa de situacion de los
puntos de muestreo y
distribucion de la red de
drenaje en cabo Lamb.
Caracterización de la matriz sólida de
sedimentos y del agua
En los sedimentos con los que tiene contacto
el agua destaca la presencia de cuarzo
en proporciones que oscilan entre el 38%
y el 57% ademas de albita, ortoclasa y microclina
en cantidades variables, en general
en el rango entre el 10% y el 15%. Hay
que destacar que en la muestra tomada en
el arroyo A_Pl se ha medido un contenido
en yeso del 2% y en una muestra tomada
en el arroyo A_C alcanzo el 5%. En
ambas muestras ademas se ha detectado
la presencia de jarosita (4%), heulandita
(4%) y riebeckita (3%). Resulta especialmente
significativa la presencia de jarosita,
mineral procedente de la oxidacion
de sulfuros de hierro, proceso en el cual
se genera acidez, y a partir de la cual, en
presencia de carbonato calcico, se puede
generar yeso. Este proceso explicaria ademas
de la elevada acidez observada en las
aguas y sedimentos, la practica ausencia de
carbonatos que si bien no estan presentes
en la roca madre, tampoco tienen posibilidad
de permanecer si se forman a partir
de la reaccion del acido carbonico con la
matriz mineral. La ausencia de carbonatos
es, ademas, relevante, pues da lugar a que
la capacidad tampon de estos materiales
sea muy baja o inexistente, y por tanto
muy pequenas cantidades del acido libre,
procedente de la oxidacion de los sulfuros,
provoca que el agua alcance valores de pH
inesperadamente bajos.
Hidrogeología
Con temperaturas medias anuales de -5oC
el sector estudiado en la isla Vega se encuentra
en un area de permafrost continuo.
Dependiendo de las condiciones geneticas
se pueden distinguir dos formaciones de
permafrost: el epigenetico y el singenetico.
Las zonas de permafrost singenetico,
rico en hielo (Ermolin et al. 2002, 2005)
relacionado con morenas marginales, con
planicies morrenicas de fondo, depositos
fluvioglaciales, morrenas antiguas y depositos
eolicos recientes, pueden desarrollar
areas de talik en las que el aporte de agua
a los cauces se debe a la fusion y profundizacion
de la capa activa con desarrollo
de una zona no saturada y un acuifero
libre. En las zonas costeras sometidas a
la influencia de la marea se observaria la
formacion de talik, cerrado o abierto con
desarrollo de criopeg. El criopeg presenta
una combinacion de sedimentos con hielo
intersticial alternado en profundidad y
lateralmente con zonas de permafrost con
contenido de aguas salobres. En esos lugares,
la zona saturada de tipo talik (cerrado
o abierto) esta constituida por el agua contenida
a consecuencia del descenso de la
capa activa desarrollada durante el verano,
conjuntamente con la infiltracion producto
de la fusion de las precipitaciones nivales
o recarga desde glaciares politermales;
estas zonas pueden incorporar aguas intra
e infra permafrost si las condiciones de
flujo regionales lo permiten. Las zonas de
talik y criopeg sobre la costa y eventualmente
areas restringidas a cuerpos de agua
lagunares pueden tener estas caracteristicas.
Por otra parte, las areas de permafrost
epigenetico corresponden a los depositos
cretacicos perturbados por acciones glaciares
con anterioridad al Holoceno y a depositos
volcanicos con formacion de crioeluvium.
En estas areas se observa un regimen
variable durante el periodo estival, durante
periodos de mayor insolacion o clima
menos riguroso la ablacion de la capa activa
puede llegar a dar lugar a un acuifero
libre. En estas condiciones lo habitual es
una situacion de flujo nulo o muy escaso
en depositos no congelados aislados, rodeados
por permafrost y en algunas areas
por encima del permafrost que han sufrido
una extensa fusion. En estos ambientes,
la distribucion de niveles saturados y
no saturados es discontinua asemejando
acuiferos colgados de areas templadas.
Facies hidroquímicas dominantes y distribución
de Nitrógeno, Fósforo y Potasio
En cuadros 1 a 4 se presentan los resultados
analiticos de las aguas muestreadas
expresados en mg/l. Las facies anionicas
dominantes (ver diagrama de Piper en la
figura 3), son las sulfatadas, 30 de los 51
puntos muestreados la presentan. El resto
son cloruradas, salvo la muestra B que fue
tomada en la base de un nevero y muestra
facies bicarbonatadas, en correspondencia
con la de la nieve de cuya fusion proviene
esa agua. Las facies cloruradas se observan
principalmente, en relacion con las aguas
influidas por la fusion de los glaciares o
con las cuencas altas de los arroyos, mientras
que las facies sulfatadas se observan
en relacion principalmente, con aguas que
han tenido contacto directo con la matriz
solida del terreno o que estan fuertemente
contaminadas por polvo de deposicion atmosferica. Al igual que sucede en charcas
y arroyos de la plataforma de hielo de
Mc Murdo se ha puesto de manifiesto la
presencia de agua enriquecida en sulfatos,
este enriquecimiento ha sido explicado
como producto del lavado de sales derivadas
de la precipitacion diferencial durante
la congelacion de agua marina (de Mora et al. 1994). Si embargo, este mecanismo
no parece ser que corresponda al caso de
las aguas de cabo Lamb en las que la influencia
marina parece ser muy pequena y
el origen volcanico del material de la zona
no saturada hace sospechar, como se vera
mas adelante, la presencia no confirmada
de sulfuros. Otros estudios, realizados en
la isla Marambio (Seymour), muestran
que al igual que en el caso de cabo Lamb,
las facies hidroquimicas no parecen tener
relacion con variables climaticas y es de un
tipo diferente a la esperable por el aporte
marino de sales a traves del aerosol (Silva
Busso et al. 2004b). Las facies cationicas
dominantes son mixtas, de tipo sodicocalcicas
o calcico sodicas; unicamente las
facies del agua subterranea captada en el
area del arroyo B_C, cercano al campamento,
son una excepcion, pues su facies
es magnesico calcica. El contenido en nitratos
es bajo, siempre por debajo de 7
mg/l, excepto en la muestra 36 que llega a
los 19 mg/l de NO3, esta muestra, presenta
la particularidad de ser la unica que ha
sido tomada en una zona en la que se ha
observado desarrollo de horizontes organicos
de cierta potencia y podria deberse a
que el aporte de materia organica permite
la colonizacion por bacterias nitrificantes.
No se ha observado presencia de actividad
animal de ningun tipo que pueda justificar
esos elevados contenidos en nitrogeno. No
se ha observado presencia de fosforo en disolucion
en las aguas de precipitacion y en
el hielo enterrado. En las aguas subterraneas
y en los lagos se observa presencia de
fosfato pero en concentraciones siempre
por debajo de 0.7 mg/l. El contenido en
potasio en las aguas de precipitacion y en
los lagos es bajo, varia entre 0 y 6 mg/L.
Las aguas subterraneas tienen contenidos
mayores, de hasta 29 mg/l, como producto
de la alteracion mineral de la matriz solida.
Los cauces superficiales muestran una
situacion intermedia, con valores minimos
de 1 mg/L y maximos de 11 mg/l. En la
figura 4 se muestra mediante un diagrama
de cajas la distribucion de los componentes
mayoritarios en las aguas muestreadas
agrupados segun el origen de la muestra.
Cuadro 1: composición química de las aguas procedentes de los arroyos
Cuadro 2: composición química de las muestras de agua subterráneas
Cuadro 3: composición química de las aguas de los lagos
Cuadro 4: composición química de las muestras de hielo y nieve
Figura 3: diagrama de Piper de las muestras de cabo Lamb.
Figura 4: diagrama de cajas de especies mayoritarias (mg/l), conductividad electrica (µS/cm) y relacion SO4/Cl
Caracterización del agua de precipitación
nival
Las muestras de nieve se tomaron tras las
primeras nevadas que se produjeron al finalizar
las campanas de muestreo de agua
superficial y subterranea. Se tomaron tres
muestras denominadas G, 38 y 39. La G
corresponde practicamente a agua pura
con una conductividad electrica de tan
solo 6 µS/cm y un contenido minimo de
sales en disolucion, esta muestra se tomo
al final de una copiosa nevada con lo que el arrastre de polvo atmosferico se considerara
despreciable. La principal caracteristica
de la composicion de la nieve es su
baja mineralizacion total. Se han medido
6 µS/cm, 47 µS/cm y 84 µS/cm respectivamente.
A pesar de que dichas muestras
ha sido tomadas a muy corta distancia del
mar (aprox. 300 metros) y baja cota (15
msnm). En esa situacion seria de esperar
una mayor concentracion de sales procedentes
del aerosol marino. Comparadas
con otras muestras tomadas en zonas
proximas presentan una distribucion de
iones similar en su composicion (Bertler,
2005), aunque se situan entre las menos
mineralizadas. Parece observarse que
la influencia del aerosol marino sobre la
composicion del agua de precipitacion es,
en contra de lo esperado (Bertler 2005),
escasa, y que es la marca quimica del polvo
arrastrado de la vecina isla Ross, o de la
propia isla Vega, la que predomina sobre
el aerosol. Esto se deduce de los valores de
la relacion SO4/Cl que en las muestras de
nieve han sido de 0.28 en la primera muestra
y 0.74 en la segunda, mucho mayores
que en el agua de mar que tipicamente esta
sobre 0.1 unidades. Dos de las muestras
procedentes de la nieve presentan un pH
netamente acido, entre 6.31 y 6.10 unidades,
en correspondencia con el equilibrio
con el CO2 atmosferico; este pH no se
neutraliza al ponerse en contacto con los
materiales acuiferos al infiltrarse el agua.
El pH de la tercera muestra, la menos mineralizada,
es de 7.9 unidades, el mayor
de los observados en todo el muestreo. La
primera de las muestras tomadas presenta
concentraciones de hierro (1,700 µg/l)
y manganeso (29.3 µg/l) anormalmente
elevadas para un agua de precipitacion
atmosferica, lo que tambien es atribuible
a la contaminacion por arrastre de polvo.
Caracterización del agua procedente del
hielo
Se dispone en total de cinco muestras de
agua procedente de hielo de diferentes
tipos (denominadas con las letras A, B,
C, D, y E) cuya localizacion esta indicada
en la figura 2. Las muestras A y B son
de similar genesis y corresponden a hielo
producto de la nieve acumulada. Se analizo
la B considerada la mas representativa.
La muestra C corresponde a hielos viejos
enterrados en la morrena mas antigua,
la muestra D a hielos de infiltracion y la
muestra E a hielos de sublimacion. En general
presentaban un contenido notable
en polvo incluido entre la masa de hielo,
lo que da lugar a que la fusion del hielo
enterrado da lugar en muchas ocasiones a
aguas de elevada mineralizacion. La muestra
B es la menos mineralizada (36 µS/cm)
y fue tomada en la base de un nevero por
lo cual seguramente se trate originalmente
de nieve enterrada. La conductividad
electrica del resto de las muestras, salvo la
D, es moderada, entre 95 y 264 µS/cm.
Se ha observado que en todas las muestras
existe una gran cantidad de polvo incluido
en la matriz del hielo. Consideramos que
este polvo es el origen de la mayor parte de
las sales solubles del agua de ablacion del
hielo enterrado. De esta manera la interaccion
del agua con el polvo transforma en
sulfatada la facies original del agua de precipitacion
invernal que debe ser clorurada.
Observando la relacion SO4/Cl de estas
aguas, que oscila entre 0.47 y 5.76, se ve
que los valores son aun mayores que los
calculados con las muestras de nieve, dato
que confirma que el origen de la mineralizacion
de la nieve y el hielo enterrado esta
principalmente en el polvo que los contamina
y no tanto en el aerosol marino o el
equilibrio con el CO2 atmosferico. Se trata
de nuevo de aguas muy agresivas, con pH
netamente acidos, mas que los del agua
procedente de la nieve. Los valores medidos
estan entre 4.50 el mas acido y 6.23
el menos acido. El agua procedente de la
muestra D fue definida en el campo como
hielo de infiltracion, esto se ha confirmado
analiticamente pues su mineralizacion,
que da lugar a una conductividad electrica
de 2,384 µS/cm, es anormalmente elevada
para ser de hielo. Su relacion SO4/Cl es
tambien muy alta (12.40), y el pH muy
acido (4.4 unidades). Destaca ademas por
su elevado contenido en SO4 (906 mg/l)
y en Fe (40 mg/l). Parece ser que se trata
de una muestra procedente de una masa
de agua superficial que se infiltro interaccionando intensamente con la matriz solida
y no de hielo originado en la nieve
o restos del glaciar que no hubiesen tenido
un contacto tan intenso con la matriz
solida. Se dispone de una unica muestra
de agua procedente del glaciar, tomada
directamente en un arroyo formado sobre
la superficie del mismo, esta presenta una
mineralizacion extraordinariamente baja,
la conductividad electrica es de 3 µS/cm
y los unicos iones detectados han sido 1
mg/l de Na y 3 mg/l de Cl. Las especies
HCO3, SO4, Mg y Ca estaban ausentes.
Caracterización del agua de los lagos
Se han muestreado en total nueve lagos
(Fig. 2). Estos han sido clasificados en tres
grupos, dependiendo de la composicion
de sus aguas, el pH, la conductividad electrica,
la facies hidroquimica y la relacion
SO4/Cl.
Lagos de baja mineralizacion, L_Pi 129
µS/cm, L_I 183 µS/cm y L_Cr 211 µS/
cm. En este grupo se observa una clara diferencia
entre los lagos L_I y L_Cr cuya
agua procede de la ablacion directa del
agua del glacial oeste, lo que da lugar a pH
por encima de la neutralidad, facies cloruradas
bicarbonatadas y relacion SO4/Cl de
0.43 y 0.46 unidades respectivamente. Por
otro lado, el lago L_Pi, situado entre los
depositos eolicos y las paleoformas glaciarias,
a pesar de ser el de menor mineralizacion
su composicion ionica se aproxima
mas a los de elevada mineralizacion que a
los de baja, el pH es acido (6.1 unidades)
y la facies es sulfatada clorurada; parece ser
que su origen esta en la fusion del agua
de nieve acumulada en invierno y no tiene
conexion con el sistema general de flujo.
Todos los lagos de baja mineralizacion
comparten facies cationicas sodicas y destacan
por sus contenidos extremadamente
bajos en Ca2+ y Mg2+
.
En el segundo grupo estan los lagos de
mineralizacion media, 610 µS/cm el lago
L_PN y 776 µS/cm el lago L_Mo. Ambos
estan ligados al agua de deshielo que atraviesa
la morrena actual y que permite una
interaccion mas intensa con la matriz mineral,
muestran pH acidos, facies cloruradas
y relaciones SO4/Cl muy bajas, 0.07 y 0.1
respectivamente. Forman claramente un
grupo no conectado con el sistema de flujo
subterraneo, perteneciendo ambos a una
estructura en talik cerrado que les permite
mantener una composicion claramente diferenciada
del resto. Las facies cationicas de
estos lagos son muy similares a los lagos de
mineralizacion sodica calcica elevada.
Por ultimo se observa un tercer grupo con
aguas de elevada mineralizacion: "Cabecera",
"Lamb", L_Ec, L_Es y "Copepodo"
cuyas conductividades se situan entre
1030 y 1518 µS/cm y comparten todos
facies cloruradas sulfatadas o sulfatadas
cloruradas, relaciones SO4/Cl entre 0.63 y
1.54 unidades, pH acidos, en especial el
lago L_Es que tiene un pH de 4.8.
En la figura 5 se muestra la relacion D
/18O de las aguas muestreadas en Cabo
Lamb. Se aprecia que todas las muestras,
se ajustan noblemente a la recta meteorica
local (Dapena et al. 2011), y es precisamente
el agua de los lagos la que se situa
claramente sobre una recta de evaporacion
como efecto del largo tiempo de residencia
del agua en el lago expuesta a fenomenos
de evaporacion. El punto de aguas subterraneas,
situado sobre la recta de los lagos
es una muestra muy somera, tomada en la
zona de influencia del talik del lago Esmeralda
y que por tanto ha sufrido tambien
evaporacion. En el lago L_Es, que tiene
una profundidad maxima de 6 m. Se han
tomado muestras en superficie, a 2.7 y a
5.8 metros de profundidad con objeto de
determinar si existe alimentacion desde el
fondo que se vea reflejada en la composicion
del agua. Como se ve en la tabla 5 no se observan diferencias significativas en la
distribucion en profundidad de la composicion
del agua de este lago, coincidiendo
con la interpretacion de Silva Busso et al.
(2010) que se trata de un talik cerrado.
Figura 5: relación Deuterio 18
O en las aguas de cabo Lamb
Cuadro 5: composición del lago L_Es a diferentes profundidades
Caracterización del agua de las cuencas
superficiales
En el cabo Lamb existen 24 cuencas hidrograficas
(Fig. 2) de las cuales se han
caracterizado las 8 que se encontraban activas
en el momento del muestreo. Siempre
que ha sido posible se han tomado
muestras representativas de la cabecera de
las cuencas, tramos altos, medios y bajos.
La composicion de las aguas de los arroyos
muestra una gran variabilidad debido al
complejo origen primario del agua (fusion
de la nieve, aporte de los glaciares, aporte
de la morrena de fondo o de la morrena
antigua, agua del permafrost), la distancia
recorrida y la mezcla de agua de diversos
origenes. En general se observa que la
carga mineral aumenta de Norte a Sur al
alejarnos de la morrena oeste, y desde la
cabecera de los arroyos hacia el mar, pues
al aporte de aguas cada vez mas salinas se
unen la interaccion del agua con los sedimentos
transportados por los arroyos en
grandes cantidades. Se distinguen dos tipos
de cuencas:
Las cuencas que dan lugar a arroyos alimentados
unicamente por aguas de ablacion
del glaciar y asentadas sobre o lateralmente
a las morrenas actuales (cuenca
del arroyo A_D y arroyo A_Mo) cuyas
aguas se caracterizan porque: a) presentan
menor mineralizacion (564 µS/cm y 441
µS/cm); b) muestran una relacion SO4 Cl menor 0.19 y 0.44 respectivamente; c)
La muestra "Morrena" es la unica muestra
procedente de arroyo que presenta un pH
por encima de la neutralidad, 7.15 unidades;
d) son las unicas que presentan facies
anionicas cloruradas. Este grupo de aguas
muestran en su mineralizacion una escasa
interaccion con la matriz solida y simultaneamente
una marcada influencia marina.
Las cuencas que dan lugar a arroyos de alimentacion
compleja, en la que participan
principalmente las aguas provenientes
de la ablacion del permafrost, en menor
medida el aporte de hielo enterrado y en
ocasiones, como es el caso de la cuenca del
arroyo A_Pa por aportes de la morrena del
oeste. En este caso, la marca mas destacada
en la composicion del agua es su elevada
mineralizacion que en general deberia aumentar
segun se acerca al mar si no hubiese
aportes laterales de baja mineralizacion.
La mineralizacion ademas aumenta segun
nos alejamos de la influencia de la morrena
como es el caso de los arroyos A_Pl y
A_F en los que se alcanzan conductividades
electricas maximas de 5,214 y 6,414
µS/cm respectivamente. Los pH son siempre
acidos, con un rango de variacion muy
grande, desde 6,97 unidades en la cuenca
del campamento hasta valores tan bajos
como 3,97 en el arroyo A_F. Al igual que sucede con la conductividad electrica se
observa que el pH es menor cuanto mas
alejado se esta de la cuenca de la morrena
Oeste. Los valores de la relacion SO4/Cl
son tambien muy variados pero se evidencia
que este indice es mas elevado cuanto
mas alejado se esta del agua de deshielo del
glaciar y mayor es la influencia del agua
del permafrost.
Caracterización de las aguas subterráneas
suprapermafrost
Las siete muestras de aguas subterraneas estudiadas
se pueden separar en dos grupos:
Las cuatro aguas analizadas en el area de
alimentacion del lago L_Es que se caracterizan
por no presentar HCO3 en su composicion,
tener valores de pH extraordinariamente
bajos, entre 3,7 y 4,25 unidades,
mas elevado segun nos aproximamos al
lago, mostrar una mineralizacion muy
elevada, entre 4,804 µS/cm y 7,134 µS/cm
aumentando en direccion al lago. Ademas
se observa como notable incremento de la
relacion SO4/Cl segun nos alejamos del
lago, pasandose de 0.26 a 8.24 en apenas
40 metros de distancia.
Las aguas subterraneas captadas en la
cuenca del arroyo L_PN donde se estudiaron
dos muestras (35 y 36), ambas en una
depresion alimentada estacionalmente por
agua de ablacion de nieve y eventualmente
del desbordamiento del lago L_PN. Las
muestras estan separadas entre si unos 15
metros y presentan en comun dos caracteristicas
diferenciadoras del resto de las
aguas, sus elevados contenidos en nitratos
en terminos relativos, y en bicarbonatos,
ambos ligados a la actividad biologica. Estas
muestras presentan diferencias en su
composicion ligadas a la posicion relativa
respecto al centro de la depresion. La
muestra 35 se situa en el centro y la 36 en
el borde exterior. Las facies de ambas son
muy semejantes, cloruradas sodico-magnesicas
y cloruradas calcio-magnesicas,
los pH tambien son similares 6.57 y 6.55
unidades respectivamente pero la mientras
la muestra 35 presenta una conductividad
electrica moderada, de 1,392 µS/
cm, la conductividad de la 36 es mucho
mayor 4,458 µS/cm. Esto es debido a que
la depresion constituye un talik cerrado y
funciona de forma similar a como lo hace
el lago L_Es pero a escala mucho mas reducida,
de forma que en el talik se acumula
el agua y se evapora concentrandose el
contenido salino y recibiendo la influencia
de los musgos y liquenes que se desarrollan
sobre el suelo en esta area. En cuando
se sale de la zona de influencia del talik el
agua captada muestra de nuevo la composicion
caracteristicas del agua liquida del
suprapermafrost.
Las aguas del arroyo A_Se no se pueden
asociar a ninguno de los dos grupos descritos,
se trata de un arroyo efimero, que
esta seco porque no drena el permafrost y
se alimenta por el deshielo de la nieve al
comienzo de la estacion estival. Ademas,
las aguas subterraneas muestreadas en esta
cuenca muestran una baja relacion SO4/
Cl: 0.111 y un contenido relativamente
elevado de HCO3, 55 mg/l y mineralizacion
intermedia 2864 µS/cm.
DISCUSION
Modelo de funcionamiento hidrogeológico
en cabo Lamb
En ambientes subpolares se pueden diferenciar
tres grandes tipos de acuiferos
(Tolstijin 1941) dependiendo de su posicion
relativa respecto al permafrost: suprapermafrost,
son los desarrollados sobre
el permafrost, tienen a este como la base
impermeable sobre la que discurren; intrapermafrost,
se desarrollan en el interior
del suelo congelado; infrapermafrost, que
se desarrollan por debajo de la capa congelada,
generalmente a gran profundidad, el agua se mantiene descongelada gracias a la
accion del gradiente geotermico. Los acuiferos
sobre los que se trata en este trabajo
son unicamente los desarrollados sobre el
permafrost (suprapermafrost). El funcionamiento
de este tipo de acuiferos, y en
concreto el desarrollado en cabo Lamb esta
condicionado por una serie de factores que
los diferencian de los modelos propuestos
para acuiferos desarrollados en ambientes
mas calidos (Silva Busso 2004, 2009):
Los acuiferos en ambientes antarticos son
discontinuos en el tiempo, durante la mayor
parte del ano estan inactivos; en esa situacion
no hay flujo hidrico ni interaccion
con la matriz solida debido a la baja temperatura
y a que el agua esta en estado solido
El acuifero desarrollado sobre el permafrost
muestra una estructura fisica dependiente
de las condiciones climaticas. Al contrario
de lo que sucede en zonas templadas donde
se puede definir con precision la situacion
de la base de los acuiferos. La situacion del
muro depende del espesor de la capa activa
del suelo, llegando a un maximo en verano,
mientras que en invierno desaparece.
Generalmente, a los condicionantes estructurales
geologicos, se imponen los debidos
a la existencia y extension del permafrost
y a los diversos procesos geocriologicos.
Ademas, el permafrost limita la extension
espacial de estos acuiferos.
La mayor parte del agua circula de manera
superficial o sub-superficial. Unicamente
en el caso de existencia de talik abierto
puede existir flujo profundo que aflore a la
superficie (icing) que puede producir aguas
de mezcla aunque generalmente la presencia
de permafrost impide estos procesos al
actuar como estructura impermeable.
Por otra parte, se proponen tres tipos diferentes
de cuenca en funcion del origen
dominante del aporte de agua liquida:
Cuencas hidricas alimentadas por glaciares
(CG): Se caracterizan por predominar el
aporte de descarga directa de la ablacion
glaciar estival, la consideracion de la tipologia
glaciar, frio, templado o politermal
(Paterson 1994), pueden tener influencia
en la descarga superficial e incluso subterranea.
En dichas cuencas la temperatura
del aire, humedad relativa y eventualmente
vientos dominantes tienen una
relevancia superior a la de otros factores
(Silva Busso et al. 2003). Cuencas hidricas
alimentadas por ablacion de la capa activa
del permafrost (CP): la profundizacion
de la capa activa del permafrost durante el
verano permite el desarrollo de una zona
no saturada e incluso acuiferos suprapermafrost.
En este caso la presencia de
permafrost permanente, continuo o discontinuo,
sobre todo durante el verano,
determinan el comportamiento del sistema
acuifero. Si los cauces fluviales cortan
en profundidad techo del permafrost se
puede producir una descarga de agua del
permafrost hacia los cauces. En este tipo
de cuenca, la temperatura del suelo, grado
de insolacion y escasez de precipitaciones
son aspectos climaticos dominantes (Silva
Busso et al. 2000 y Silva Busso 2004) y
tiene particular incidencia en la hidrodinamica
del medio.
Cuencas hidricas alimentadas por ablacion
de la precipitacion nival (CL): Este tipo de
cuencas asemejan su comportamiento a la
dinamica fluvial caracteristica de latitudes
mas bajas. Se produce la alimentacion directa
de cursos fluviales y acuiferos por recarga
a partir de la fusion de las precipitaciones
nivales, esta recarga ocurre en periodos estivales
con medias por encima de 0°C, en
areas donde las cuencas no poseen conexion
con glaciares y donde el permafrost es muy
discontinuo (region occidental e insular de
la Peninsula Antartica). En este caso la escorrentia
dependera, ademas del clima, de la
magnitud de las precipitaciones y de parametros
morfometricos de la cuenca y de las
permeabilidades de las unidades geologicas
de la misma (Silva Busso et al. 2004c y Silva
Busso et al. 2004d).
Normalmente, las cuencas hidrologicas
son de caracter mixto, es decir, presentan
descargas glaciares, un importante aporte
variable de las precipitaciones (liquida
o nival) y la ablacion del permafrost, en
algunas de ellas. Generalmente la preponderancia
de alguno de estos aportes sobre
los otros varia temporalmente, por ejemplo,
a principio del verano predomina el
deshielo de la nieve y al final del mismo los
aportes del hielo enterrado y de la zona no
saturada, llegando a producirse todas las
situaciones intermedias posible. Esto hace
mas complejas las metodologias de estudio
y de evaluacion hidrologica y su relacion
con las variables climaticas como han
expresado diversos autores (Chinn 1981;
Eraso et al. 1991; Imbar 1992; Silva Busso
2004; Silva Busso 2009). En la figura 6 se
muestra sobre un diagrama triangular que
permite representar la clasificacion cualitativa
de las cuencas segun las tipologias
mencionadas. En los vertices se representa
el aporte principal idealizado como unico
aporte observado. El principal inconveniente
de este tipo de clasificaciones es que
muestran una vision homogenea y estatica
del proceso, en realidad en una misma
cuenca puede haber sectores que se comportan
de manera muy diferente y lo que
es aun mas importante, un mismo sector
se variara su comportamiento segun avanza
la estacion calida pudiendo comenzar
como estrictamente dentro del grupo SB,
es decir alimentadas por el agua del deshielo
de nieve y terminar dentro de otro
grupo, GB o PB segun domine al final del
la estacion calida el agua procedente de la
fusion glaciar o del drenaje de la capa activa,
como es el caso de cabo Lamb.
Figura 6: diagrama triangular que permite clasificar
cuencas hidricas en ambientes antarticos segun el
origen del agua segun GB (glaciar), SB (nieve) y PB
(permafrost)
Modelo propuesto
El modelo conceptual propuesto se basa
en el diagrama de interrelacion de la figura
7. Mediante el modelo propuesto se intenta
dar respuesta a tres preguntas clave:
Figura 7: esquema conceptual en el que se muestran los compartimentos que se pueden diferenciar en el ciclo
hidrologico en medio antartico.
La relacion entre los lagos y el flujo general
del agua, en especial la relacion entre los
lagos y el flujo de base de alguno de los
arroyos que aparentemente los drenan.
La relacion rio-acuifero, y como sucedia
con los lagos, con especial atencion a la relacion entre el acuifero y la composicion
de base de los arroyos durante el estiaje.
Un aporte significativo de agua al sistema
procedente de la fusion de grandes masas
de hielo enterrado.
Este modelo presupone que existen seis
compartimentos que confieren al agua que
contienen una marca hidroquimica o isotopica
caracteristica. Los compartimentos
citados son:
El agua subterranea, su marca caracteristica
es el elevado contenido en sulfato, relacion
SO4/Cl elevada y bajo pH.
Los arroyos, al ser producto de mezcla de
los demas compartimentos en diferentes
proporciones, su composicion depende de
la relacion de mezcla en cada momento;
si el origen mayoritario del agua de los
arroyos es el permafrost poseeran caracteristicas
similares a las del agua subterranea,
modificandose de acuerdo a los aportes
por ablacion de nieve o glaciares.
Los lagos cuya caracteristica principal, en
cabo Lamb, es la desconexion del sistema
general de flujo, la presencia de cloruros y
sodio en proporciones superiores a las del
agua subterranea y mineralizacion y pH
reducidos.
Los glaciares que dan lugar a agua de deshielo,
de muy baja mineralizacion, facies
generalmente cloruradas sodicas y elevados
valores de D y 18O.
El agua de precipitacion atmosferica, en su
mayor parte nivea, (con o sin influencia
oceanica), baja mineralizacion que puede
ser clorurada sulfatada dependiendo de si
domina la influencia marina o continental
y ademas valores reducidos de D y 18O.
El hielo enterrado, con elevado contenido
en polvo incluido y por tanto aguas fuertemente
sulfatadas generalmente sodicas.
Ademas, la transferencia de agua de un
compartimiento a otro contiguo modifica
sustancialmente su composicion, sobre
todo cuando hay implicado un cambio de
fase (por ejemplo el deshielo de la nieve, la
evaporacion del agua de mar, la condensacion
del agua de las nubes) pero tambien
cuando existe interaccion con un material
o estructura (el suelo, el acuifero, la
atmosfera) que anade o retira solutos en
cantidades significativas.
Esquema basado en condiciones estivales
La interpretacion se representa en las figuras
8 a 11, explica el funcionamiento
del sistema hidrogeologico de cabo Lamb
en el momento del muestreo: verano muy
templado y sin nieve acumulada en superficie.
Se caracteriza por los siguientes
hechos:
Figura 8: modelo general
de funcionamiento
del sistema hidrico
en verano.
Figura 9: modelo
modificado por
el aporte de
agua procedente
de los glaciares.
Figura 10: modelo de
detalle de
la relacion
arroyo-agua
subterranea.
Figura 11: modelo de
relacion
lagos-aguas
subterraneas.
Los lagos no estan en conexion con el sistema de flujo subterraneo, se trata de estructuras aisladas (talik cerrados) esto es valido para los lagos desarrollados sobre la morrena oeste (L_Cr e L_I) o como para el lago L_Es; (Silva Busso et al. 2010) a pesar de que su tamano y profundidad que suelen dar lugar a estructuras en talik abierto. En los primeros no se observa influencia de agua proveniente del permafrost ni de hielo con polvo incluido. Estos lagos se alimentan principalmente con agua de fusion de hielo glaciar en la morrena. El lago L_Es por su parte esta alimentado por la precipitacion nival caida en su mayor parte a lo largo del invierno. La falta de conexion de los lagos con el sistema subterraneo se observa facilmente cuando se compara la composicion de la masa hidrica del lago con el agua subterranea que le rodea (Fig. 12) y se observa como el agua del lago muestra una mineralizacion mucho menor que la del agua subterranea y relaciones SO4/Cl mucho mas parecidas a las de aguas de precipitacion que a las subterraneas.
Figura 12: comparacion entre las caracteristicas del agua del lago Esmeralda y del agua subterranea (GW) tomada a 5, 20 y 45 metros de distancia del lago.
La zona de influencia de la morrena del
oeste se limita al arroyo A_Mo, alimentado
casi en exclusiva por esta agua y a los
arroyos cuya cabecera se situa en la zona
oeste de la cuenca del arroyo A_Pa.
Los arroyos muestran una composicion
compleja, fruto de la mezcla del agua proveniente
de todos los origenes posibles:
precipitacion directa, fusion de hielo o
nieve, aporte del permafrost, aporte de
los glaciares directamente o a traves de
un flujo infrapermafrost etc. Pero en el
momento del muestreo todos los arroyos
salvo el "A_Mo, A_Pa y A_D", estaban
alimentados mayoritariamente por aportes
de aguas subterraneas desde el permafrost.
La composicion quimica del agua de precipitacion
de verano esta influida principalmente
por el arrastre de polvo de la
vecina isla James Ross o de la propia isla
Vega. Sin embargo creemos, aunque no
tenemos muestras directas, que la composicion
de la precipitacion nival de invierno esta mas determinada fundamentalmente
por la interaccion del agua con los gases
atmosfericos y por el aporte de sales provenientes
del aerosol marino.
Las surgencias (muestras 30 y 31) que debido
a datos morfologicos de la zona circundante
al punto de muestreo parecian
constituir un drenaje del lago L_Es, en
realidad son aportes subterraneos originados
probablemente por la fusion del hielo
enterrado.
Existe un aporte notable al caudal de base
de los arroyos procedente de la ablacion de
hielo enterrado.
Las ideas anteriores quedan contenidas en
los siguientes ejemplos:
Ejemplo I: Modelo general de funcionamiento
del sistema hídrico en verano
(Fig. 8)
Se trata del modelo general de funcionamiento
del sistema hidrico en verano, representa
una situacion en la que el aporte
de agua a los arroyos se produce casi exclusivamente
a partir de la ablacion de la capa
activa. En este corte se pueden diferenciar: Áreas de criopeg costero: son zonas donde las
aguas salobres o saladas con temperatura
bajo cero, pueden encontrarse a diferentes
profundidades. Son frecuentes en las zonas
costeras donde puede haber ingreso de
aguas marinas. Es probable su ocurrencia
en las zonas costeras de Cabo Lamb dada
la existencia de una extensa playa dominada
por la marea que favorece el desarrollo
del criopeg en la zona del permafrost.
Zonas de surgencias puntuales de agua suprapermafrost: se observan mejor en litologias
permeables al pie de barrancos de
poco desarrollo. Son producto de la descarga
del agua de fusion estival de la capa
activa en las zonas expuestas a la insolacion
y existe un quiebre topografico. Estas
surgencias no alcanzan a encauzarse sino
que forman pequenas zonas humedas, que
pueden relacionarse con procesos de icing.
Estas zonas se han observado en el Cabo
Lamb al pie de las terrazas fluvioglaciales.
Dada su naturaleza son de dificil muestreo
aunque pueden aportar cantidades significativas
de agua a los cauces.
Zonas de descarga encauzadas del agua
suprapermafrost: los cauces de los arroyos
cortan en su recorrido el acuifero libre
suprapermafrost drenando el agua
que descarga sobre ellos desde la capa de
descongelamiento. Esta alimentacion es
relativamente constante durante el verano
hasta que la capa activa se encuentra
a profundidades inferiores al cauce y se
desconecta quedando seco el cauce. En el
Cabo Lamb esta es la situacion de verano y
se corresponde con la situacion dominante
en el momento del muestreo.
Zonas de talik cerrado o abierto: los lagos
ubicados sobre las paleogeoformas glaciarias
que desarrollan bajo su lecho una
zona descongelada en el permafrost, restringida
y aislada que no lo atraviesa en su
totalidad. La zona saturada liquida se ve
restringida a las dimensiones del talik infralacustre.
En cabo Lamb el acuifero libre
no descarga en estos cuerpos de agua o si
lo hace es con muy poco aporte.
Zonas de aguas intrapermafrost: son zonas
en el permafrost que por razones litologicas,
tipo de recarga, cercania a glaciares
u otras contienen agua liquida, pueden
constituir un talik abierto o cerrado y ser
estacionales e incluso permanentes. En
general se encuentra en zonas de descarga
de aguas subglaciares generando flujos de
aguas subterraneas que pueden alcanzar
los cauces fluviales estacionales. Pueden ser acuiferos limitados arealmente, acuitardos
y cerca de la costa contener aguas
salobres. Si bien no se ha encontrado evidencia
de este tipo de formaciones en la
zona de Cabo Lamb, como sucede en otras
regiones del norte de la peninsula.
Zonas de talik fluvial cerrado temporal: similar
al talik descrito en el punto 4, son
zonas de talik cerrado, vinculadas a la
dinamica fluvial. Se trata de zonas anegadas,
con una lamina de agua de muy poco
espesor, de orden centimetrico, que logran
desarrollar en profundidad una zona
descongelada poco profunda pero extensa
a favor del cauce fluvial. Este talik se
integra en el sistema de flujo superficial
y suprapermafrost, en areas cercanas a la
costa puede constituir un talik abierto que
descarga en el mar. En cabo Lamb es frecuente
observar estos sistemas a lo largo
de los cauces fluviales desarrollados sobre
morfologias de origen glaciar.
Ejemplo II. Modelo modificado por el
aporte de agua procedente de los glaciares
(Fig. 9)
En este caso el modelo general se modifica
al haber aporte mixto de agua, a la escorrentia
de la capa activa se suma el agua
procedente de la ablacion de los glaciares.
En el esquema se observan tres nuevos
componentes:
Flujo subpermafrost de las aguas de descarga
en los glaciares politermales (Silva
Busso 2009; Paterson 1994): En el norte
de la peninsula Antartica es caracteristica
la existencia de glaciares politermales que
aportan agua subglaciaria a traves de los
sedimentos sobre los que estan en contacto,
dando lugar al desarrollo de un flujo
subterraneo que puede descargar en otros
cuerpos de agua e incluso arroyos. En el
cabo Lamb la evidencia de este procesos
puede observarse en la zona del arroyo
A_Pa en contacto con morrenas actuales
donde se presumen aportes de esta naturaleza
y son los que explican las conductividades
electricas tan bajas 638 µS/cm,
912 µS/cm en cabecera y 1113 µS/cm en
desembocadura y que las relaciones SO4/
Cl puedan ser tambien tan bajas tratandose
de un cauce superficial como 0.67 en el
punto 42.
Escorrentia glaciar: flujo producto de la
ablacion directa del glaciar o de los hielos
enterrados que eventualmente se encauza
y mezcla con aguas de otros origenes. Este
tipo de flujo corresponde al arroyo A_Mo
y al arroyo A_D, y da lugar a los cauces de
menor mineralizacion 441 µS/cm, valores
de relacion SO4/Cl (0.441) bajas y ademas
en el entorno en el que estamos son las
unicas aguas que presentan pH por encima
de la neutralidad (7.15 pH).
Lagos originados por termokarst sobre la
morrena actual: Son cuerpos de agua resultado
de la fusion de hielos enterrados,
y colapso del sustrato dando lugar a una
zona deprimida, proceso de termokarst,
alimentada superficialmente por agua de
ablacion del glaciar y fusion de los hielos
enterrados. No tiene un desarrollo significativo
del talik. Estos lagos no tienen
alimentacion significativa desde la capa
activa. Es el caso de los lagos L_I y L_Cr.
Ejemplo III: Modelo de detalle de la relación
arroyo-agua subterránea (Fig. 10)
Acuifero suprapermafrost: Acuifero libre
generado a consecuencia del descongelamiento
de la capa activa. Este acuifero se
desarrolla con mayor potencia en las zonas
con morfologia glaciar pues la morrena actual
que posee elevados contenidos de hielo enterrado y estratificado, la hacen poco
sensible a la descongelacion estacional rapida.
La genesis de estos acuiferos (Silva
Busso et al. 2000; Silva Busso 2004) depende
de factores extrinsecos (temperatura,
insolacion, etc.) e intrinsecos (litologia,
porosidad, etc.). En la zona de estudio, las
aguas procedentes del acuifero suprapermafrost,
si no tienen influencia directa de
aguas glaciares o de nieve como es el caso
de la muestra 35 tomada en la cuenca del
arroyo A_Ca, son de caracter muy acido,
frecuentemente por debajo de 5 unidades
de pH, de elevada mineralizacion, por encima
de 4000 µS/cm, con relaciones SO4/
Cl elevadas.
Ejemplo IV: Modelo de relacion lagosaguas
subterraneas (Fig. 11).
En Lagos de cierta profundidad, generalmente
mayor de 5 metros, como en el
caso del lago L_Es, existe la posibilidad de
que se cree una estructura en talik abierto
que permita la conexion del lago con otras
masas de agua, generalmente arroyos que
drenan el lago mas o menos lejos de su situacion
actual, estas estructuras no siempre
estan conectadas y sucede como en el
caso de las muestras 30 y 31 (ver Cuadro
4), que en el terreno parecian un drenaje
de este dada su situacion con relacion al
lago L_Es. La hidroquimica sin embargo
demuestra que no es asi y segun Silva Busso
et al. (2010) se trata de un talik cerrado.
Visión dinámica del sistema
El punto de partida temporal del sistema
acuifero suprapermafrost es el final del invierno,
cuando todo el sistema esta paralizado,
por congelacion de las masas liquidas
de agua, excepto por la aportacion de nieve
que se acumula en superficie. No hay flujo
de agua suprapermafrost y las reacciones
quimicas de interaccion con la matriz o de
intercambio de gases no son significativas.
Con el aumento de la temperatura a fines
de la primavera y comienzo del verano,
se produce en primer lugar la fusion de la
nieve y luego la descongelacion de la capa
activa asi como la activacion de los cursos
fluviales de origen glaciar. Comienza
la escorrentia superficial y la evaporacion.
Cuando la temperatura media aumenta
lo suficiente el permafrost desarrolla una
capa activa, y en este momento se pone en
funcionamiento un ciclo hidrologico completo.
Los lagos, dependiendo de su naturaleza,
recogen la escorrentia superficial
y pueden drenar subterraneamente hacia
cauces superficiales y estos al mar. Cuando
el sistema sigue progresando, ya entrado el
verano, se produce la situacion III de muestreo
descrita por Fresina et al. (1999). No
hay aporte de agua de la ablacion de la nieve
y el sistema se mantiene principalmente
gracias al aporte de agua subterranea procedente
del acuifero suprapermafrost, del
aporte de la ablacion de hielo enterrado y
en areas proximas a los glaciares del deshielo
de estos. En casos extremos, en algunas
cuencas el desarrollo de la capa activa rebasa
el lecho de los rios y si la temporada estival
se prolonga estos llegan a desconectarse
del sistema de flujo subterraneo y se secan,
es el caso del arroyo A_Se.
CONCLUSIONES
El cambio climatico esta produciendo en
extensas zonas de la peninsula Antartica la
activacion de sistemas hidrogeologicos que
dan lugar a un modelo de funcionamiento
del agua subterranea caracteristico de este
ambiente. Este modelo es diferente al que
se desarrolla en climas templados: a) la posicion
del techo y el muro del acuifero, su
espesor, y su relacion con otras masas de
agua dependen del desarrollo de la capa activa durante el verano y por tanto de la
climatologia local. b) durante la mayor parte
del ano no existe flujo subterraneo de
agua ni de nutrientes al encontrase el sistema
congelado. c) se observan estructuras
y procesos ausentes en sistemas templados,
talik abiertos o cerrados, masas de agua infrapermafrot
conectadas o no al flujo general,
flujos infrapermafrost, criopeg, glaciares
en roca y otros procesos geocriologicos. El
cabo Lamb es un buen modelo representativo
de sistema acuifero en ambiente antartico,
en el que se desarrolla un acuifero
suprapermafrost a partir de la dinamica de
descongelamiento estacional en el que los
cauces superficiales mantienen su caudal en
verano drenando la zona saturada y se secan
cuando el nivel freatico se situa bajo la cota
de su lecho. Las precipitaciones nivales por
ser escasas unicamente alimentan los cauces
durante el corto periodo de ablacion. En la
zona de cabo Lamb es suficiente el analisis
del comportamiento de cuatro variables hidroquimicas:
pH, conductividad electrica,
relacion HCO3/Cl, relacion D/18O y relacion
SO4/Cl, para explicar el funcionamiento
del sistema y la relacion entre sus componentes.
De este analisis y del estudio de la
clase de permafrost, morfologia de la cuenca
y del aporte de agua, se concluye que:
El agua de los cauces durante el periodo
estival, tras el periodo de ablacion, excepto
los relacionados directamente con las
morrenas actuales (A_D, A_Mo y A_Pa
B_D, B_Mo y parte del B_Pa), proviene
del aporte subterraneo desde la capa activa.
No existe conexion entre los lagos y el
sistema general de flujo subterraneo. Los
lagos responden a una estructura de talik
cerrado. Probablemente si los lagos de
Cabo Lamb hubiesen sido mas profundos
la estructura del talik a ellos asociado hubiese
sido abierta.
Los lagos desarrollados sobre la morrena
actual con nucleo de hielo responden a fenomenos de termokarst. Las relaciones
propuestas HCO3/Cl, la relacion D/18O y
relacion SO4/Cl, podrian a priori indicar
la procedencia del agua en las cuencas.
AGRADECIEMIENTOS
Este trabajo se ha realizado dentro del proyecto de investigacion CGL2005- 03256ANT, financiado por la Direccion General de Investigacion del Ministerio de Educacion y Ciencia de Espana y PICTO 2005N36155 de la Secretaria de Ciencia y Tecnica e Instituto Antartico de Argentina. Los trabajos sobre el terreno se han efectuado ademas gracias al apoyo logistico de las Fuerzas Armadas de la Republica Argentina. Los autores agradecen la colaboracion en las labores de campo a J. M. Lirio, M. Chaparro, y M. Brizuela, miembros del equipo Argentino de investigacion en ciencias de la tierra.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
1. Bertler, N., 2005. Snow Chemistry across Antarctica. Annals of Glaciology vol. 41. 167-179
2. Cook, A. J., Fox A. J., Vaughan D. G., y Ferrigno J. G., 2005: Retreating glacier fronts on the Antarctic Peninsula over the past half-century. Science, 308: 541-544.
3. de Mora S.J., Whitehead R.F.y Gregory M. 1994. The chemical composition of glacial melt water ponds and streams on the McMurdo Ice Shelf, Antarctica. Antartic Science 6:17-27.
4. Dapena, C., Parica, C., Remesal, M., Salani, F., Panarello H.y Rinaldi, C. 2011. Composicion Isotopica de las Aguas de las Islas Shetland del Sur y la Costa Danco, Antartida. Actas del 18° Congreso Geologico Argentino (en CD), Simposio 8 (S8) Geologia, Ambiente y Recursos Naturales de la Antartida, Neuquen, Argentina, 409-410.
5. Eraso, A., Antiguedad I. y Magin A.. 1991. Time Series Correlogramme and Spectral Analysis of the Cazadora Glacier Drainage and Meteorological Parameters. First International Simposium of Glacier Caves and Karst in Polar Regions, Madrid, Espana, 69-91.
6. Ermolin, E., De Angelis H. y Skvarca P. 2002. Mapping of permafrost on Vega Island, Antarctic Peninsula, using aerial photography and satellite image. Annals of Glaciology. V. 34: 184-188.
7. Ermolin E., De Angelis, P. Skvarca y Rau F.. 2005. Ground ice in permafrost on Seymour (Marambio) and Vega Islands, Antarctic Peninsula. Annals of Glaciology. V. 39: 112-127.
8. Fresina M., Sanchez, R., y Silva Busso, A, 1999. Aproximacion metodologica al monitoreo del ambiente hidrico en Isla Marambio, Antartida. Comite Argentino para la Investigacion del Cuaternario (CADINCUA). Volumen I: 89-93
9. Inbar, M., 1992. Hidrologia y geometria hidraulica en litologia volcanica y clima antartico. Estudio cuantitativo morfologico en la Isla Decepcion, Islas Shetland del Sur. Geologia de la Antartida Occidental. II Congreso Geologico de Espana y VII Congreso Latinoamericano de Geologia. J. Lopez-Martinez (Ed). Simposios T3, Salamanca, Espana. 337-346.
10. King, J. C., Turner J., Marshall G. J., Connolley W. M. y Lachlan-Cope T. A., 2004: Antarctic Peninsula Climate Variability And Its Causes As Revealed By Analysis Of Instrumental Records. Antarctic Peninsula Climate Variability: A historical and Paleoenvironmental Perspective, E. Domack, A. Burnett, P. Convey, M. Kirby, and R. Bindschadle (eds) American Geophysical Union, 17-30.
11. Lawson, D.E., Strasser J.C. y Davi J.M., 1994. Geological and geophysical investigations of the hydrogeology of Operable Unit 3. Interim draft report prepared for the US Army 6th ID and US Army Engineer District, Alaska by the Cold Regions Research & Engineering Laboratory, Hanover, New Hampshire. 56p.
12. Lawson D.E., Arcone S. A., Delaney A. J., Strasser J. D., Strasser J. C., Williams C. R. y Hall T. J., 1998. Geological and Geophysical Investigations of the Hydrogeology of Fort Wainwright, Alaska. Part II: North-Central Cantonment Area. Cold Regions Research & Engineering Laboratory Report 98-6.US Army Corps of Engineers, Hanover, New Hampshire. 43p.
13. Lirio J. M., Chaparro M. A., Gogorza, C. S, Yermolin E., Silva Busso A. y Cuchi Oterino J. A., 2007. Caracteristicas Sedimentologicas y Magneticas de un Deposito Cenozoico en una Terraza en Cabo Lamb, Isla Vega, Peninsula Antartica. Actas del VI° Simposio Argentino y 3° Latinoamericano sobre Investigaciones Antarticas CD-ROM. Resumen Expandido N° GEORE819, 4p.
14. Marenssi, S., Salani F. y Santillana S., 2001.Geologia del Cabo Lamb, isla Vega, Peninsula Antartica. Direccion Nacional del Antartico. Instituto Antartico Argentino. Contribucion No 530: 43p.
15. Olivero, E., Gasparini, Z., Rinaldi, C., y Scasso, R. 1991. First record of dinosaurs in Antarctica (Upper Cretaceous, James Ross Island): Paleogeographical implications; pp. 617- 622 en M. R. A. Thomson, J. A. Crame and Thomson J. W. (eds.), Geological Evolution of Antarctica. Cambridge University Press, Cambridge. 1021p.
16. Paterson, W.S.B. 1994. The physics of glaciers. Third edition, Oxford. Elsevier. 497 pp.
17. Pirrie, D., Crame, A. y Riding, J. 1991. Late Cretaceous Stratigraphy and Sedimentology of Cape Lamb, Vega Island, Antartica. Cretaceous Research 12: 227-258.
18. Reynolds, J.M. 1981. The distribution of mean annual temperatures in the Antarctic Peninsula. British Antarctic Survey Bulletin, 54: 123-133.
19. Rinaldi, C.A. 1982. The Upper Cretaceous in the James Ross Island Group. En Craddock, C. (ed.) Antarctic Geoscience: 331-337, the University of Wisconsin Press, Madison.
20. Silva Busso, A., 2004. Aspectos Hidrologicos Superficiales y Subterraneos del Area Norte de la Peninsula Antartica, Boletin Geologico Minero, IGME, AIH, UNESCO, Madrid Espana Vol. 114, num. 4: 419-432.
21. Silva Busso A., 2009. Aguas Superficiales y Subterraneas en el Area Norte de la Peninsula Antartica. El Agua en el Norte de la Peninsula Antartica, INA, DNA-IAA, Fundacion de Historia Natural Felix de Azara Cap.4 p: 47 - 82, Buenos Aires, Argentina
22. Silva Busso, A. y Fresina M., 2004c. "Relacion del Flujo Subterraneo sobre el Humedal Subpolar de la Peninsula Potter, Islas Shetland Antartica". En CD (ISSN: 9703217494), Congress 33° AIH - AHSUD Groundwater Flow Understanding, T6-03 8p. Zacatecas, Mexico.
23. Silva Busso, A.; Sanchez, R. y Fresina, M., 2000 Caracterizacion del Comportamiento Hidrogeologico en la Isla Marambio, Antartida. Primer Congreso Mundial Integrado de Aguas Subterraneas, ALSHUD - AIH. Actas en CD., Art. 230: 292-307. Fortaleza, Brasil.
24. Silva Busso, A, Fresina, M. y Rouiller G., 2004a. Distribucion de la salinidad en las Cuencas Hidricas de la Isla Marambio, Antartida. 5° Simposio Argentino y I Latinoamericano sobre Investigaciones Antarticas., CD-ROM. Resumen Expandido N° 102GO, 4pp.
25. Silva Busso, A Fresina, M y Vodopivez C., 2004b. Caracterizacion Hidroquimica de las Cuencas Hidricas de la isla Marambio, Antartida. Actas del V° Simposio Argentino y I° Latinoamericano sobre Investigaciones Antarticas CDROM. Resumen Expandido N° 103GO, 4pp. Buenos Aires, Argentina.
26. Silva Busso, A., Fresina M. y Vodopivez C., 2004c. "Hidrodinamica e Hidroquimica Subterranea en la cuenca del Arroyo Matias, Peninsula Potter, Islas Shetland Antartica". En CD (ISSN: 9703217494) Congress 33° AIH - AHSUD Groundwater Flow Understanding. T6-15, 8 p. Zacatecas, Mexico.
27. Silva Busso A., De Angelis H., Svarka P., y Yermolin E., 2004d. Caracteristicas Hidrologicas de Bahia del Diablo, Isla Vega, Peninsula Antartica. Revista de Geologia Aplicada a la Ingenieria y al Ambiente, ASAGAIA ISSN: 0326-1921 N°19, Pag. 113-121, Argentina.
28. Silva-Busso, A., L. Moreno, J. J. Duran, E. Ermolin, J. Lopez-Martinez, J. A. Cuchi C. y Martinez- Navarrete, F. 2010. Analisis de la estructura del talik de un lago profundo en la Isla Vega, Peninsula Antartica Occidental. Revista Geogaceta, Asociacion Geologica Espanola. N°49: 35-38.
29. Skvarca, P., Rack W., Rott H. y Ibarzabal T. y Donangelo F., 1998. Evidence of recent warming on the eastern Antarctic Peninsula. Annals of Glaciology, 27: 628-632.
30. Tolstijin, N.I. 1941. Podsemnue vodu merzloy zonu litosferu. (Aguas subterraneas de la criolitosfera). Moscu, 345 (en ruso).
31. Turner, J., S. Colwell R., Marshall G. J., Lachlan- Cope T. A., Carleton A. M., Jones P. D., Lagun V., Reid P. A., y Lagovkina S., 2005: Antarctic climate change during the last 50 years. International Journal of Climatology, 25: 279-294.
Recibido: 20 de junio, 2012
Aceptado: 23 de febrero, 2013