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Fig. 2 :Estratigr~fia y composición isotópica de los testigos' "Sajama" y "lIlimani"

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37 Otro método fue probado para evaluar la edad de la base del testigo. Consistía en comparar la acumulación estimada según el testigo Sajama con la precipitación anual medida en diversas estaciones cercanas al pie del Sajama (TR). No hay correlación visible, de manera que este método no es performante para reconstituir la acumulación de los años faltantes. Pero el hecho que la acumulación haya sido por el momento estimada en años calendarios, es decir entre los términos medios de las estaciones de lluvias sucesivas, causa un error sistemático que puede ser el origen de la falta de correlación, Habrá por lo tanto que retomar este enfoque con años hidrológicos, cortados en estación seca. Finalmente, es cierto que según los años y en el transcurso del año, las velocidades de viento (y por ende la deflación eólica) como la radiación (y por ende la ablación por sublimación) así como los estados superficiales de la nieve, pueden variar considerablemente. La relación entre la cantidad de nieve que cae en la cumbre y la que queda (que constituye los testigos perforados) no es una relación simple...

A continuación, un análisis espectral de la señal isotópica fue realizado sobre los 38,6 m de hielo del testigo transformado en equivalente-agua (24,9 m), utilizando la función de densidad ajustada a las medidas de densidad individuales del hielo delos testigos del Sajama y del Illimani (TR). La única frecuencia que puede ser considerada como reflejando convenientemente el ciclo anual corresponde a una acumulación media anual de 436 mm, que confirma también la localización del pico de tritio de 1964 a 25,7 m y da una estimación final de 58 años al testigo entero. Finalmente, un modelo simple "Nye" de flujo (donde la edad es una función lineal de Ln (1/(1-z/H)), con z: la profunidad y H: el espesor local del hielo hasta el bedrock) da una estimación de 55 años como edad total del testigo.

Estos diversos enfoques conducen a resultados convergentes y homogéneos.

Relaciones con el ENSO

Las composiciones isotópicas, que capturan la estacionalidad actual (composición isotópica de las precipitaciones en La Paz) e integran la variabilidad de los parámetros climáticos, deben necesariamente reaccionar durante los eventos ENSO, asociados a grandes cambios en la dirección el origen de los flujos atmosféricos.

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Figura 3: Comparación entre el MEI (Multivariate ENSO Index)y la composición en Deuterio del testigo Sajama

De hecho (Figura 3), la composición isotópica de las precipitaciones como la restituye la composición isotópica de los testigos (aquí el contenido en deuterio, ~D) parece mostrar una tendencia a tener niveles más ligeros durante un período El Niño (en comparación con el index

"MEI" multivariado del ENSO). No obstante, la correlación es muy imperfecta y por ejemplo un evento verdaderamente ligero es visible en el perfil que habría tenido lugar durante una La Niña.

Está claro que, tan lejos del océano, la marca de los ENSO es mucho más compleja que en las localizaciones costeras. La adopción de ciertos criterios sobre la intensidad del ENSO, incluso otros criterios climáticos ligados a las transformaciones muy variables que experimenta la superficie y los primeros centímetros del manto nevoso antes de ser enterrados dentro del perfil que es el único conocido porque ha sido muestreado, debería permitir mejorar esta relación entre el ENSO y la información isotópica. Asimismo, la datación de la parte más baja del testigo permitiría extender el registro y por lo tanto estudiar mejor las correlaciones. Finalmente, sobre el estudio del testigo del Cerro Tapado (Chile, 30^0S), parece que el "deuterium excess" podría ser el parámetro isotópico mejor ligado al ENSO, cosa que la obtención próximamente de los resultados completos del ~D y del ~180 debería sin duda permitir verificarla también en el Sajama.

Los resultados del testigo del IIlimani Sitioyanálisis referidos

El IRD, el Paul Scherrer Institute y la Universidad de Berna han realizado, en junio de 1999, dos perforaciones profundas en el paso del llllrnani, entre las cumbres Sur y Central (Bolivia, altura 6350 m, 16,37°S, 67,46°W) hasta el bedrcck, que han proporcionado dos testigos de respectivamente 137 y 139 m. Sólo los 50 m superiores son presentados aquí para cubrir la misma escala de tiempo que el registro obtenido del corto testigo del Sajama (Figura 4).

Igual que en el testigo Sajama, algunos capas de hielo son claramente visibles, pero en este caso no son visibles capas de polvo. Además de las primeras mediciones isotópicas ya realizadas (~D), un perfil de conductividad casi continuo fue ejecutado a lo largo del testigo llllmani. Sólo se dispone de algunas mediciones químicas y de partículas, pero éstas reflejan también la estacionalidad con un incremento de las concentraciones químicas y del número de partículas durante la estación seca. El importante aporte de polvo durante la estación seca puede ser responsable de la acidez decreciente indicada por el decrecimiento de la conductividad asociada al enriquecimiento del nivel isotópico (estación seca) como se ha explicado anteriormente respecto al testigo Sajama.

Estrategia de datación

Una primera cuenta de las capas actuales fue realizado utilizando los perfiles isotópicos (~D) y de conductividad, con una clara dificultad para hacer corresponder éstas en los primeros metros (Figura 4). Por otro lado, no hay duda que algunos picos de conductividad en los 137 m del perfil pueden corresponder a eventos volcánicos bien conocidos (1992 Pinatubo, 1963 -Agung, 1928 - sin referencia, 1883 - Krakatoa, 1815 - Tambora), que serán más tarde utilizados como tantas profundidades de referencia. El modelo de flujo "Nye" muestra un perfecto acuerdo con las dataciones de estas profundidades de referencia (Figura 5). Estos enfoques convergentes conducen a estimar una acumulación promedio anual de 560 mm para los 50 primeros m (es decir 71 años de registros del clima). El análisis espectral de la señal isotópica de estos 50 m de hielo transformados en equivalente - agua pone en evidencia varias frecuencias, una de las cuales podría corresponder sin duda al ciclo anual, ya que ésta conduce a una estimación de la cumulación promedio anual de 549 mm. Esta datación preliminar deberá evidentemente ser confirmada por la química, el tritio y las mediciones de concentración de partículas. La comparación con la señal ENSO no será entonces posible sino cuando la datación del testigo sea validada y confirmada.

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Perspectivas futuras

Las próximas etapas del análisis del testigo IlIimani serán:

Validar la escala de tiempo con los resultados de las mediciones de tritio, las cenizas·

volcánicas, la estacionalidad de las variaciones químicas

y

las partículas, , Modelizar los procesos de post-depósito que modifican sin duda la señal isotópica de la precipitación (fusión -nueva helada, difusión en el firn, sublimación de superficie),

Estudiar la correlación ENSO - isótopos sobre los 50 a 70 años de archivos climáticos

obtenidos en cada testigo, . .

Modelizar la relación entre la composición isotópica

y

el clima,

Integrar los resultados con los de los otros testigos de hielo andinos para reconstruir una

señal regional. . .

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1975 1950 1925 1900 1875 1850 1825·

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0.8 1

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1800-+---,,...-'---.---.---.---,,---'

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1950 1925 1900 1875 1850 1825

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1800+ - - - r - - - . . . , - - - r - - - " " - - j

o

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depth (m)

75 100

,

Figura 5: Modelo de flujo "NYE" para el testigo IlIimani

41

Otros resultados preliminares de la extracción de testigos ""limani"

Análisis químicos e isotópicos del testigo

Muchos de estos análisis están aún en proceso y los primeros resultados corresponden a los 50 primeros metros del testigo. Pero ya se dispone de la casi totalidad de los análisis del deuterio del conjunto del testigo, lo que permite trazar un primer perfil completo, aún provisional, de las concentraciones isotópicas en deuterio (Figura 6). La datación de los 50 primeros metros es provisional, así como hallar una correspondencia de los picos de conductividad con episodios volcánicos mayores; por el momento el más antiguo es el Tambora, en 1815. Como en el Sajama se espera encontrar los vestigios del Pinatubo en 1600. Finalmente, precisiones temporales pueden esperarse sea de dataciones 14C de las raras partículas orgánicas encontradas, sea de la comparación de los contenidos en CO₂ de los gases de las burbujas de aire visibles en el hielo de las partes inferiores del testigo. Los comentarios que siguen están basados por el momento más sobre hipótesis que sobre certezas, excepto que a la profundidad de 100 m se estaría cerca de la fecha de 1800 (es decir en plena Pequeña Edad de Hielo).

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Figura 6 : Testigo "lIIimani" : Resultados del isotópo deuterio

Encima, y por ende después de esta fecha, los 100 primeros metros del testigo son relativamente homogéneos con grandes amplitudes anuales de variaciones de la concentracion isotópica pasando de - 80 a - 140, con extremos del orden de - 50 y -180 o/OO. Estos extremos apenas parecen, por el momento, vinculados a fases positivas o negativas del SOl. Para verificar esto habrá que esperar los resultados del 180 y obtener así el deuterio excess para ser más sensible. Pero sabemos ya que las precipitaciones en la región del IlIimani son menos sensibles a las fases del SOl que las de la región del Sajama. Se puede observar que esta amplitud de variabilidad parece ir disminuyendo, lo que corresponde al alisado efectuado por la compresión de las muestras, el mismo espesor de hielo corresponde a duraciones cada vez más cortas hacia abajo.

Entre las profundidades de - 100

ni

(y ya a partir de - 90 m) y de - 125 m, la amplitud de variación se reduce muy sensiblemente al punto de aislar entre los valores - 120 y -140 0/00,

entre - 100 Y - 120 m. Abajo de - 125 m, la amplitud de la variación aumenta de nuevo, luego se estabiliza a - 130 m alrededor de - 120%0, antes de crecer hasta -110 %0, luego decrecer abruptamente hasta - 160%0 a - 135 m luego volver a subir tan abruptamente con la base del testigo.

Parece, con todas las reservas necesarias por el instante, que esta muy fuerte discontinuidad de las concentraciones en deuterio, asociadas a una fuerte discontinuidad climática, podría corresponder a la fase del Younger Drias, al final del Tardiglaciar y antes del Holoceno precoz.

Esto es muy recomendado para una comparación con los datos isotópicos del testigo completo del Sajama (Thompson y al., 1998). En este caso, la base del testigo estaría fechada de aproximadamente -13000 años BP.

Pero también es posible que el salto de amplitud de variación observado hacia - 100 m (que corresponde también en nuestros dos testigos a hielo en "schipps") corresponde a una discontinuidad de la masa glaciar: los 100 m superficiales actuales deslizandose sobre una capa de hielo más antigua pegada al bedrock. En este caso la base del testigo podría ser mucho más antigua. Se espera que las dataciones esperadas permitan desaparecer esta ambigüedad considerable.

Interpretación del perfil de temperatura en la perforación

Una cadena de termistancias había sido instalada por el equipo suizo después de la perforación en el pozo 1. La medición de un perfil completo de temperaturas fue efectuada allí durante 12 horas según la instalación, después de varias horas de estabilización de las temperaturas en la perforación (Figura 7).

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Figura 7 : Perfil de temperaturas en el testigo 1 dellllimani

43 El equipo IRD había instalado una estación meteorológica automática en la cumbre, que comprendía sondas de temperaturas a las profundidades de 16 cm, 40 cm, 60 cm, 80 cm y 100 cm. Las mediciones se hicieron durante varios días (Figura 7.). En la superficie, después del período de estabilización de las sondas, se observa a - 16 cm una oscilación de las temperaturas (entre - 11 "C y - 14, "C) en oposición de fase con las temperaturas del aire. A 1 m de profundidad, la temperatura de varios días permanece estable a - 9,2 "C. El perfil profundo muestra una evolución curiosa. a 138,32 m de profundidad, al contacto con el bedrock, la temperatura es de - 8,5 "C correspondiente a la temperatura del suelo, luego la temperatura se enfría hasta alcanzar un mínimo de -9,0 "C entre 90 y 70 m de profundidad, antes de recalentarse hasta alcanzar un máximo de - 6,8 OC a 4 m de profundidad, último punto de medición de la cadena de termistancia. Si se considera la parte inferior, una modelización simple (Zweifel y al., 2000) conduciría a una temperatura de superficie de - 9,8 oC. La diferencia observada entre esta modelización y las medidas observadas muestra que los 138 m de hielo del glaciar ltlimani están en un estado térmico transitorio provocado por un recalentamiento de las temperaturas de superficie. La aplicación de un modelo de recalentamiento transitorio que haría aumentar esta temperatura de superficie de 2,9 oC linealmente durante 50 años permite encontrar exactamente el perfil de temperatura medido con una temperatura de superficie (actual temperatura media del aire) de - 6,9 "C. Esta temperatura es coherente con las que fueron medidas en Chacaltaya (5249 m) (Francou y al., 1998) donde la temperatura media anual es de -1,1 oC. Comparada a los - 6.9 "C reconstituidos por el modelo transitorio en el IIlimani a 6350 m, se alcanza un gradiente termométrico altitudinal de 0,52 °C/100 m, un poco más débil que Jos 0,7 °C/100 m generalmente admitidos en esta latitud. Pero la posición altiplánica de Chacaltaya con respecto a la del Illirnani, sentinela avanzado ante bajas tierras amazónicas, hacen que sea razonable que las temperaturas en Chacaltaya sean más frías que en el IlIimani a igual altura.

Esta interpretación, si tuviera que ser confirmada por otras mediciones en otras perforaciones, traduciría el efecto del recalentamiento climático actual y se podría escribir que los hielos del IlIimani han conservado la huella, y por lo tanto la prueba, de este recalentamiento climático global objeto de investigación de muchos científicos.

REFERENCIAS BIBLlOGRAFICAS

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a

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Francou, B., Ramirez, E., Mendoza, J., Guereca, J., Miranda, G. et Noriega, L., El Glaciar de Chacaltaya (Cordillera Real, Bolivia), Investigaciones glaciologicas (1991-1997). IRD-ORSTOM, La Paz, Informe N° 56, 1998.

Pouyaud, B., Francou, B. et Ribstein, Poo Un réseau d'observation des glaciers dans les Andes tropicales. Bull. Inst. Fr. études andines. 1995, 24 (3) : 707-714.

Thompson, L.G., Davis, M.E., Mosley-Thompson, E., Sowers, T.A., Henderson, K.A., Zagorodnov, V.S., Un, P.N.,Mikhalenko, V.N., Campen, R.K., Bolzan, J.F., Cole-Dai, J. et Francou, B.,1998. A 25,OOO-year tropical climate history from bolivia n ices cores. Science, vo1.282, p.1858-1864.

Wagnon, P., Ribstein, P., Francou, B. et Sicart, J.E., 1999. The influence of the 1997-98 EI-Nino-Southern.

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CHACALTAYA, EVOLUCION DE UN PEQUEÑO GLACIAR EN LOS

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