Dos de los elementos de la criósfera que pueden existir en altas montañas, además de la nieve estacional, son el permafrost y los glaciares. El permafrost se define como un suelo, formación superficial o substrato afectado por la dinámica de hielo-deshielo hasta una profundidad de -60 cm (French, 1976, p. 47). Desde el punto de vista del régimen térmico, estas condiciones implican una “temperatura media anual por debajo de 0°C” (French, 2007, p. 83) o de -2°C (French y Shur, 2010; Barry, 2017), durante al menos dos años continuos. Al existir una estrecha correlación aire-suelo, desde el punto de vista térmico (Arya, 2001), es común la presencia de permafrost en ambientes con una temperatura media anual del aire inferior a -1 o -2°C (Demek, 1994). Por otra parte, un glaciar de montaña es una masa dinámica de hielo formada a partir de la acumulación y compactación de los cristales de nieve a través de los años; sus propiedades físicas varían durante el tiempo debido a procesos internos como el flujo vertical y horizontal de su masa, la compactación y densidad, por la generación de calor por fricción y por la presión de sí mismo (Ceballos-Liévano et al., 2012).

La conjugación de los procesos mecánicos de un glaciar provoca, entre otras respuestas, que la disponibilidad de la energía solar neta en su superficie sea distribuida de manera distinta en todo momento, ocasionando que cada glaciar sea único y al mismo tiempo varíe entre uno y otro estado prácticamente de un día para otro. Por tal razón, pretender calcular la distribución de la temperatura en su interior, así como otras variables físicas resulta una tarea compleja (Blatter y Haeberli, 1984) y su valor estimado sólo sería válido para un momento dado. No obstante lo anterior, al igual que como sucede con distintos procesos geofísicos, si se cuenta con datos observados de un periodo considerablemente largo es posible estimar valores promediados con la finalidad de contar con una dinámica y condiciones internas medias.

Una de las interacciones de los glaciares con su entorno radica en la que tiene que ver con la protección aislante del hielo entre la atmósfera y el lecho sobre el cual descansa, la cual es debida principalmente a la capacidad de albedo del hielo que oscila entre 0.35 en glaciares inestables y relativamente sucios (Grenfell, 2011) y 0.55 en hielo limpio (Van den Broeke et al., 2011), en comparación con el 0.25 del suelo desnudo (Ahrens, 2006) y 0.22 en roca sólida (Ramírez y Muñoz, 2012); en segunda instancia tiene que ver su capacidad conductora de calor. El albedo repercute de manera directa en la cantidad de energía radiativa neta R_N en la superficie que a su vez se traduce en un flujo limitado de calor hacia el interior H_G del cuerpo de hielo y al mismo tiempo de la base sobre la que se posiciona.

La ecuación del balance de energía BE gobierna la distribución de la R_N en la superficie y el almacenamiento o liberación de calor por debajo de ésta (Rivas y Ocampo, 2009) en su forma más simple, despreciando la energía de la precipitación por su escasa aportación (Rivas y Caselles, 2004), está dada por la expresión:

BE = R_N + H_G + H_L + H_S = 0 (1)

Donde la suma de los flujos turbulentos latente H_L y sensible H_S más la radiación neta incidente R_N junto con el flujo interno H_G habrán de dar siempre 0.

Una vez que parte de la R_N disponible en la superficie glaciar se ha ocupado en la evaporación y sublimación mediante el componente H_L y el calentamiento del aire por medio de H_S, la diferencia de H_G habrá de buscar el equilibrio térmico en la columna de hielo. En condiciones generales la distribución de la temperatura interna depende del gradiente térmico que está también equilibrado por el flujo geotérmico, el calor friccional y el calentamiento por presión. No obstante, el calor geotérmico solo comienza a ser perceptible por debajo de ~15 de metros de profundidad (Andújar-Márquez et al., 2016) una vez que deja de influir la energía exterior; por lo que en este caso, más que introducirse como flujo de calor hacia el interior del glaciar, su función es la del amortiguamiento a cierta profundidad del lecho rocoso entre el frío superior y el calor inferior; de esta manera la temperatura en su base sería función del balance calórico entre la capa superior de hielo y la sub-superficie del lecho (Bennett y Glasser, 2011). De este modo, la temperatura basal del glaciar es transferida por conducción hacia el lecho sobre el que descansa, hasta lograr un equilibrio térmico entre los dos elementos. Esta transferencia depende directamente de la capacidad calórica, la conductividad térmica y la densidad, cuya relación determina la difusividad termal o velocidad en la que se transmite el calor dentro del cuerpo de hielo.

La complejidad de las características de un glaciar de montaña es muy distinta a los cuerpos de hielo polares debido a la altitud, relieve, inclinación, flujo y balance de masa diferenciales a lo largo del tiempo; esto obliga a estimar sus propiedades físicas basadas en un estado estacionario (Blatter y Haeberli, 1984), entre ellas la distribución de la temperatura interna. Esta distribución está dada en sentido horizontal y vertical, no obstante, el gradiente advectivo suele ser tan pequeño que es mayormente desestimado en todos los casos. El modelo de cálculo de la temperatura de un glaciar en estado estacionario representa la forma más sencilla de estimación y brinda una buena aproximación del comportamiento térmico en su interior (Cuffey y Paterson, 2010). Considerando lo anterior, el flujo de energía al interior del glaciar y por consecuencia de su temperatura estaría regido por la ecuación de Fourier en su modo más simple como:

Este trabajo se desarrolla con datos meteorológicos de cuatro años continuos a partir de septiembre del 2006 hasta agosto del 2010 proporcionados por la estación meteorológica automática “Glaciar” ubicada a 5131 msnm e instalada por encima del cuerpo de hielo (figura 1b). Tras poco más de cuatro años de servicio ininterrumpido y debido a cuestiones meteorológicas adversas la estación fue dañada y dejó de funcionar a finales del 2010. La estación está equipada con sensores de temperatura del aire y hielo a 0.5 y 1 metro de profundidad (±0.5°C), humedad relativa (±5%), velocidad y dirección del viento, barómetro digital (±0.2hPa) y sensor de radiación neta (±3%); representando los valores entre paréntesis la precisión de cada sensor. El equipo genera datos cada 30 minutos, así como valores medios diarios durante el periodo de mediciones. La serie ha sido homogeneizada llenando los pocos vacíos diarios que existían mediante el promedio de los meses próximos. De sus datos, Ontiveros-González et al., (2015) calcularon el balance de energía en la superficie durante un periodo de tres años consecutivos de septiembre del 2006 al 2009.

A partir de los registros de temperatura a 0.5 mt de profundidad se calculó la temperatura interna del glaciar considerándolo estacionario, sin embargo, se evitó el empleo de la ecuación (2) de Fourier para disminuir en lo posible el umbral de error por arrojar resultados lineales. Por lo que la estimación de la temperatura interna y su distribución vertical son calculados mediante el método sinusoidal de Kusuda y Achenbach (1965) utilizado ampliamente en el estudio de la temperatura del suelo (p. ej. Givoni y Katz, 1985; Derradji y Aiche, 2014; Yusof et al., 2014; Upadhyay et al., 2014; Muhammad et al., 2016; Hu et al., 2016; Andújar-Márquez et al., 2016) y que ha sido adecuado para este propósito. El modelo se basa en un principio exponencial en relación a la profundidad y de coseno para la variación de la temperatura la cual tiende a presentar el desfase característico conforme a la profundidad. La validación del modelo ha sido demostrada con gran precisión (Kusuda, 1968), lo que le otorga un alto grado de confianza en este trabajo.

En el modelo son consideradas la conductividad y capacidad calóricas del hielo, así como su difusividad térmica. Paralelamente son empleadas las temperaturas máximas, mínimas, medias de la superficie y su oscilación térmica. De esta manera es posible estimar la temperatura a cualquier profundidad durante el ciclo de un año mediante la expresión:

Determinar la presencia de permafrost en la base de los glaciares no es una tarea fácil, sobre todo por el espesor de los cuerpos de hielo polar y circumpolar; por esta razón existen discrepancias con respecto a la presencia o no de permafrost subglaciar. Por ejemplo, French (2007) señala que, por debajo de la cubierta glaciar, toda la Antártica está bajo condiciones de permafrost, mientras que Bockheim y Hall (2002) indican que su presencia está limitada a pequeñas áreas debajo de la cubierta de hielo, al igual que para el caso de Groenlandia. Esto último podría obedecer en parte, como se ha señalado, a que los glaciares de grandes dimensiones y profundidad, son a menudo politermales, como lo menciona Kotlyakov (1984), y es común la presencia de agua en su base por los efectos de presión y fricción. A este respecto, Dyke (1993) encontró una temperatura de 3°C por debajo de 1100 m de hielo glaciar. Sin embargo, tal como lo señala Dobiński (2012), las condiciones de temperatura en glaciares no profundos, propician la presencia de permafrost en su base. Esto es enfatizado por los señalamientos de Gow et al., (1979), Koerner y Fisher (1979) y Gemmell et al., (1986), quienes confirman que los pequeños glaciares de latitudes altas y los de alta montaña poseen un basamento congelado por los efectos de temperaturas negativas en su parte inferior; todos estos con un espesor medio de decenas de metros.

Las condiciones orográficas, litológicas y sedimentarias de la parte alta del Citlaltépetl han propiciado que la formación del “Glaciar Norte” se haya desarrollado por encima de un lecho muy irregular y accidentado, lo que repercute en su espesor a lo largo de distintos puntos. Mientras que el valor promedio para todo el cuerpo de hielo oscila en 23 metros, el valle profundo ubicado en su costado occidental, el cual se prolonga hasta cotas inferiores, propicia que alcance los cien metros de profundidad. Este valor atípico en la profundad del glaciar, particularmente para aquellos de latitudes medias y tropicales, no es producto de un alto índice de precipitación nival en el sitio, sino que debió ser causa de la reptación y la acumulación por gravedad del hielo a lo largo de la formación y evolución de este glaciar.

Los valores de temperatura encontrados en los glaciares circumpolares y polares son inferiores a -10°C, al menos en su parte media superior, tal como lo señala Paterson (1981), y difieren considerablemente de las temperaturas que se presentan en los glaciares de alta montaña de latitudes medias y bajas. El caso del glaciar del Citlaltépetl, en la base de su espesor medio de 23 m, refleja la incidencia de la temperatura superficial durante el año (figura 3); este rango estacional de temperaturas va de -2.9°C durante el invierno a -2°C en el verano. Si bien la amplitud térmica anual a 23 m de profundidad es sólo de 0.9°C, este valor refleja el grado de penetración de la temperatura estacional, y al mismo tiempo señala sus características térmicas casi homogéneas.

La estimación de la temperatura del “Glaciar Norte” cercana a -2.5°C tanto para su espesor medio, como para los puntos de mayor profundidad, y la consecuente presencia de permafrost subglaciar con el mismo valor térmico, coinciden de cerca con los valores señalados por French y Shur (2010) y Barry (2017) para regiones de mediana latitud. Esta estimación representa una aproximación a las condiciones actuales del ambiente periglaciar en regiones tropicales por arriba de 5000 msnm, particularmente en cuanto a la determinación de permafrost subglaciar. Por lo tanto, estos resultados pueden ser un referente para trabajos criosféricos de latitudes medias e intertropicales.

Paralelamente a lo anterior, los valores de temperatura subsuperficial y al interior del “Glaciar Norte” que se encontraron en este trabajo confirman que la retracción actual de este glaciar no es una consecuencia estricta de la temperatura del aire en su entorno, sino que obedece más a los procesos asociados con la energía radiativa en su superficie, tal como lo señalan Ontiveros-González et al., (2015). Este forzamiento radiativo y su consecuente efecto de sublimación queda de manifiesto con la presencia común de penitentes de hasta un metro de altura durante los periodos de primavera y verano.

El poco espesor de la masa de hielo condiciona que el perfil de temperatura interna del glaciar del Citlaltépetl se mantenga dentro del rango de congelamiento sin mostrar un proceso de fusión por presión. Las condiciones de temperatura promediadas a lo largo de cuatro años permiten sugerir la posible existencia de permafrost basal por debajo del glaciar debido a que, además del efecto aislante del hielo ante la radiación solar incidente, el basamento en su parte media (23 metros) y más profunda (100 metros) se conserva cerca de -2.5°C en promedio a lo largo de los cuatro años, sin registrar la mínima oscilación de temperatura. Esta temperatura es transferida por conducción al contacto con el lecho sobre el que descansa. Incluso las partes menos profundas que son mayormente influenciadas por los rangos de temperatura estacional no alcanzan a cruzar el límite del punto de fusión a lo largo del año. Dado que se trataría de un permafrost en el límite del régimen térmico (por debajo de 0°C según French (2007, p. 83); o muy próximo a -2ºC de French y Shur (2010) y Barry (2017); o bien variable entre -1,5 y -5ºC en los denominados permafrost discontinuos, el permafrost basal sería de carácter limitado en función de las características del substrato afectado, siendo más factible en pumicitas y menos en rocas volcánicas masivas. El congelamiento del lecho, al menos en su porción más somera sugiere que el permafrost presente alcance su propia base hasta el punto en el que el calor geotérmico, obligue a que la curva de temperatura cruce hacia el umbral positivo.