Análisis global y teoría

En la actualidad, el retroceso de los glaciares proporciona una serie de procesos que genera potenciales peligros, donde cualquier característica o fenómeno de carácter glacial que afecte de forma negativa las actividades humanas, directa o indirectamente, puede ser considerado como un “riesgo glacial”. Además, dentro del actual y previsto escenario de cambio climático, se espera que la frecuencia, y en algunos casos la magnitud de los riesgos de origen glacial, aumenten (Reynolds Geo-Sciences Ltd, 2003). Así, los peligros asociados a glaciares y a lagos glaciales amenazan comunidades y actividades comerciales en muchas cordilleras del mundo (Quincey et al., 2005), incluyendo a los Himalayas (Richardson & Reynolds, 2000), los Andes (Carey, 2005), los Alpes Europeos (Huggel et al., 2004b & 2005), las North American Rockies (Clague & Evans, 2000) y las montañas del Cáucaso (Kääb et al., 2003). Estos peligros están asociados a avalanchas de hielo, variaciones en la longitud de un glaciar, la desestabilización de paredes rocosas, repentinas descargas desde lagos glaciales, la combinación o reacción en cadena de varios de estos fenómenos (Kääb et al., 2005b), entre otros.

Tipos de peligros asociados a glaciares (Fuente: Modificado de Reynolds Geo-Sciences Ltd, 2003).

a. Avalanchas y deslizamientos de hielo glaciar.

Las avalanchas son deslizamientos de grandes masas de hielo, asociadas normalmente a glaciares en pendientes escarpadas, donde la geometría y la condición térmica del frente del glaciar, constituyen un factor clave de control en la estabilidad de estos cuerpos de hielo (Alean, 1985). Avalanchas de este tipo han sido las causantes de grandes catástrofes, sobretodo por los grandes volúmenes de material en movimiento y las distancias recorridas (Len & Asociados, 2001).

Completos estudios sobre este tipo de fenómenos, son escasos y con un limitado conocimiento del proceso (Huggel et al., 2004a). Sin embargo, se sabe que las condiciones para que se inicie una avalancha, según Alean (1985), depende de dos tipos de áreas morfológicas (Figura 1): tipo-rampa (“ramp-type”) y tipo-acantilado (“cliff-type”). El primer tipo, son avalanchas desde glaciares situados en zonas con fuerte pendiente, donde el mecanismo desencadenante es el deslizamiento de una masa de hielo por la superficie rocosa producto de una reducción en la adhesión (debido a la acción lubricante del agua de fusión, o bien por aumento de carga normal por incremento de la masa en la zona de acumulación). Mientras que, el segundo tipo son avalanchas desde glaciares colgantes donde ocurre algún quiebre fuerte en la pendiente, que debido a la fuerte tensión y presión dentro del frente del glaciar, se generan seracs. Así, glaciar abajo, en zonas más planas, el hielo depositado por las avalanchas puede constituir un cuerpo glaciar que se denomina glaciar reconstituido o glaciar regenerado.

Aunque las avalanchas de hielo son frecuentes y representan la evidencia palpable de flujo activo en un glaciar (Post & Lachapelle, 2000), como mecanismo natural de ablación, acumulación y/o de traspaso de masa entre ambas zonas (Salzmann et al., 2004; Post & Lachapelle, 2000). En Chile no se han registrado casos catastróficos de este tipo, ya que estos fenómenos se manifiestan en lugares recónditos y despoblados; sin embargo, pueden generar un alto impacto en la población debido al incremento en el último tiempo de actividades humanas en estas zonas, por ejemplo personas que por deseos turísticos y/o recreativos se exponen a este proceso natural (Carrión, 2007). 

Figura 1      Tipos de avalanchas de hielo (Fuente: Huggel et al., 2004a). Los parámetros para determinar el potencial desprendimiento para un glaciar tipo-acantilado (“cliff-type”), incluyen largo (L), ancho (W) y espesor (D).

b. Permafrost

 El permafrost es suelo que ha estado bajo el punto de congelación de agua (0°C) durante uno o más años, donde la superficie superior llamada capa activa, usualmente se deshiela y congela por temporadas (Benn & Evans, 1998), lo cual podría provocar una inestabilidad en taludes y generar caídas de rocas.

c. Avance repentino de glaciares del tipo galopante (surge).

 Un surge es un avance catastrófico y súbito de un glaciar, con velocidades muy elevadas y superiores a las normales debido a una inestabilidad intrínseca de los glaciares, que resulta en la rápida transferencia de masa desde la zona de acumulación a la de ablación (Paterson, 1994), lo cual provoca un avance extraordinario del glaciar, extensión longitudinal y fuertes cambios de elevación, agrietamientos y plegamiento de morrenas mediales. Este tipo de procesos puede repetirse cada cierta cantidad de años, pero no es estrictamente periódico. Quizás lo más particular de este hecho es que sólo está en conexión con ciertos glaciares, siendo la razón de estos avances, su ocurrencia y el mecanismo que explica ello, temas actuales de discusión (Rivera et al., 1997a; Rivera et al., 1997b; Milana, 2004). Existen glaciares en surge en distintas cadenas montañosas del mundo: Norte América, Islandia, Svalbard, Asia, y en los Andes de Chile y Argentina. La mayoría de los glaciares en surge ocurren en cadenas montañosas relativamente jóvenes que están sometidas a una fuerte erosión (Paterson, 1994).

d. Colapso de frentes desprendentes de glaciares en fiordos o lagos y colapso de plataformas de hielo o de hielos continentales en el océano.

 El frente desprendente de un glaciar que termina en un lago, fiordo o en un sector costero, puede repentinamente quebrarse y flotar a la deriva. En glaciares de montaña este fenómeno puede ocurrir debido al retroceso de un glaciar inducido inicialmente por un calentamiento, pero amplificado por factores geométricos como por ejemplo la pérdida de sustentación basal en aguas profundas (como está ocurriendo en el glaciar Columbia en Alaska).

En glaciares y en ice streams (grandes glaciares que drenan los hielos continentales) puede ocurrir también una aceleración del hielo por causas dinámicas que puede resultar en el fuerte retroceso y colapso de partes de su frente. Por ejemplo, el glaciar Jakobshavn, el más rápido del mundo, drena el 6,5% del hielo continental de Groenlandia y su velocidad se ha incrementado al doble en el período 1992-2003, con una tasa en 2003 de 12,8 km/a (Joughin et al., 2004).

En las plataformas flotantes de Ross y de Filchner-Ronne en la Antártica, que son las mayores del mundo, ocurren episódicamente grandes desprendimientos de témpanos, el mayor de los cuales ha sido B-15A, con una dimensión de 27 por 122 km. Tales desprendimientos pueden entorpecer la navegación de buques, y producir por ejemplo, cambios ecológicos a nivel local (Arrigo et al., 2002). Debido a la fusión del hielo por calentamiento atmosférico y oceánico, toda una plataforma flotante o parte de ella puede colapsar, lo cual normalmente ocurre por fracturamiento múltiple como ha ocurrido en la Península Antártica en décadas recientes (Scambos et al., 2004).

e. Glacial Lake Outburst Flood (GLOF)

 El “Glacial Lake Outburst Flood” no es un fenómeno nuevo ya que existe evidencia que la frecuencia de estos acontecimientos ha aumentado en el último tiempo, siendo un término comúnmente usado en los Himalayas para describir catastróficas inundaciones desde lagos proglaciales represados por morrenas (Richardson & Reynolds, 2000). Aunque también se han registrado casos de estas características en la Cordillera de los Andes (Hauser, 1993; Huggel et al, 2002; Carey, 2005) y Norteamérica (Clague & Evans, 2000), entre otros. La posibilidad de ocurrencia de un colapso y la magnitud de una inundación dependen de variados factores: (a) volumen y tipo del material que conforman la barrera; (b) superficie de la hoya hidrográfica; (c) geometría de la ruta de descarga; (d) régimen hidrológico de la hoya; y, (e) dinámica glacial (Hauser, 1993).

Los componentes de un lago proglacial son presentados en la Figura 2 y este comprende dos partes: por un lado, las características del lago y, por otro, los procesos que puedan generar la ruptura de la barrera morrénica, tal como el rebalse de la morrena por una ola proveniente del desplazamiento del agua del lago producto de una avalancha de rocas o hielo (Richardson & Reynolds, 2000). Justamente las barreras morrénicas son estructuralmente débiles e inestables y experimentan constantes cambios debido a rupturas, desplomes etc. (Thomas & Chamling, 2005; Carey, 2005; Kääb et al., 2005b), siendo muy susceptibles a los impactos de olas por una avalancha (de roca, nieve o hielo) o a la desintegración de núcleos de hielo dentro de ésta (Richardson & Reynolds, 2000; Huggel et al., 2004b; Hubbard et al., 2005). 

Figura 2:      Tipos de avalanchas de hielo (Fuente: Huggel et al., 2004a). Los parámetros para determinar el potencial desprendimiento para un glaciar tipo-acantilado (“cliff-type”), incluyen largo (L), ancho (W) y espesor (D).

f. Ice-Dammed Lake Outburst Flood (IDLOF)

 El término “ice-dammed lake outburst flood” se refiere a inundaciones, que suelen ocurrir periódicamente, producto de una falla en una represa de hielo (Reynolds Geo-Sciences Ltd, 2003), siendo identificados varios tipos de mecanismos desencadenantes del drenaje en un lago (Clague & Mathews, 1973; Tweed & Russell, 1999).

Un lago represado por hielo puede ser definido como un cuerpo de agua significativo y permanente, localizado en, sobre, bajo o en los márgenes de un glaciar, tal que su existencia dependa de alguna manera del represamiento de un glaciar (Tweed & Russell, 1999). Estos lagos pueden efectuar cambios geomorfológicos considerables en ambientes glaciales por la liberación ocasional o recurrente del agua almacenada dentro de ellos, ya que tienen características temporales: se expanden y contraen en respuesta de las fluctuaciones glaciales (Benn & Evans, 1998). 

g. Jokülhlaups

El término islándico “Jökulhlaups” fue usado inicialmente para describir un tipo de inundación asociada a erupciones volcánicas subglaciales (Thorarinsson, 1939), siendo usado posteriormente como sinónimo para cualquier inundación causada por la descarga repentina, y a veces catastrófica, de grandes cantidades de agua desde un lago de origen glacial (Maizels, 1997; Roberts, 2005). Sin embargo, en la actualidad se ha intentado volver a utilizar este término para describir inundaciones derivadas de la interacción glaciovolcánica, siendo Islandia el sitio más importante para estudiar este tipo de fenómenos, ya que actualmente el 10% (11.200 km²) de este lugar está cubierto de hielo y el 60% de esta cobertura se encuentra en zonas volcánicamente activas (Björnsson, 2002). En Islandia, estos eventos han generado pérdida de vidas, destruido campos y cultivos, devastado grandes áreas con vegetación, amenazado caminos, puentes y plantas hidroeléctricas, y generado grandes impactos geomorfológicos (Björnsson, 1992).

h. Lahar.

El término “lahar” adquiere la connotación de un flujo hiperconcentrado, vinculado a procesos de origen volcánico, cuyo comportamiento, energía, velocidad y producto difiere sustancialmente de cualquier otro tipo de flujos (Hauser, 1993). Stiefel (1962) propone una clasificación genética de éstos, donde sean llamados “lahares glaciovolcánicos”, aquéllos que obtienen el agua como resultado de la fusión de nieves y glaciares por la energía térmica de las erupciones, ya que se dispone de antecedentes respecto de lahares originados por precipitaciones intensas, denominados “lahares fríos” o “de lluvia”, como el ocurrido en el volcán Yate, sur de Chile, en 1896 (Hauser, 1985).

Las características y potencial destructivo de los lahares depende de sus respectivos procesos de iniciación y de cómo éstos cambian, en la medida del avance ladera abajo; incluyen contenido de agua y granulometría del flujo, así como su volumen, duración y caudal máximo (Hauser, 1993). La mayoría de los lahares y coladas de barro sigue la red de drenaje existente de los valles fluviales, por lo que es relativamente fácil predecir las áreas que puedan ser afectadas. 

i. Combinación de procesos

 Los ambientes glaciales y periglaciales representan sistemas altamente dinámicos (Figura 3), donde las interacciones generadas dentro de éstos son de gran importancia, debido al potencial sinérgico que tienen para causar grandes catástrofes, representando serios riesgos cuando interactúan con sistemas humanos (Huggel et al., 2004b; Kääb et al., 2005a; Kääb et al., 2005b; Zemp et al., 2007).

Figura 3: Esquema con posibles movimientos en masa que pueden  ocurrir en ambientes asociados a glaciares.

Estudios de casos en Chile

Carrión (2007) presentó recientemente una revisión de los eventos asociados a peligros de glaciares en Chile, donde se presentan eventos catastróficos asociados a la dinámica glaciar en Chile, tales como avalanchas de hielo, “surges”, “ice dammed lake outburst flood” (IDLOF), “glacial lake outburst flood” (GLOF), “jökulhlaups” y flujos laháricos.

a. Avalanchas y deslizamientos de hielo glaciar.

 Aunque las avalanchas de hielo son frecuentes y representan la evidencia palpable de flujo activo en un glaciar (Post & Lachapelle, 2000), en Chile existen pocos registros de efectos destructivos de avalanchas de hielo, debido a que suceden normalmente en zonas remotas y despobladas (Hauser, 1993). Uno de los pocos que ha sido estudiado es el Glaciar Soler del CHN (Kobayashi & Naruse, 1987; Izumi & Naruse, 2001), cuyas avalanchas sin embargo no han tenido efectos perjudiciales para la población.  Otro caso fue detectado en glaciar Aparejo, Valle del Yeso, donde se produjo un deslizamiento de una parte relevante del glaciar, a fines de los 70’s, sin daños a personas o infraestructura (Peña, 1980).

 b. Permafrost

Un aluvión de aproximadamente 5,5 x 10⁶ m³ ocurrió el 29 de noviembre de 1987 en el río Colorado, Andes Centrales, 100 km al este de Santiago, el cual fue gatillado por una gran caída de rocas en el estero Parraguirre, durante un año cálido y de alta precipitación que coincidió con un evento el Niño. El aluvión dejó 29 muertos y graves daños en parte de las instalaciones y equipamiento de las centrales hidroeléctricas El Alfalfal y Los Maitenes (Casassa & Marangunic, 1993).

c. Avance repentino de glaciares del tipo galopante (surge).

Los glaciares que han experimentado avances repentinos, similares a un surge, han sido descritos por Lliboutry (1956) para el Glaciar Nieves Negras Chileno (33° 49’ S – 69° 54’ W), el Glaciar del Río Museo (33° 31’ S – 69° 55’ W), el Glaciar Juncal Sur (33° 09’ S – 70° 07’ W) y el Glaciar Universidad (34° 41’ S – 70° 21’ W). En Patagonia, uno de los glaciares que ha experimentado este proceso, o al menos se ha planteado dicha hipótesis, es el Glaciar Pío XI (Warren & Rivera, 1994; Rivera et al., 1997a). Una de las consecuencias de este tipo de fenómenos, es la inundación de valles proglaciares, resultando en daños a la infraestructura y la propiedad, tal como ha ocurrido en el Pío XI en el pasado (Rivera, 1992).

d. Colapso de frentes desprendentes de glaciares en fiordos o lagos y colapso de plataformas de hielo o de hielos continentales en el océano.

Este tema, crucial y objeto de continuos estudios gubernamentales en el Ártico, nunca ha tenido mayor importancia en Chile, debido a que los témpanos rara vez dificultan la navegación. Sin embargo, la aceleración o desintegración de las lenguas de los glaciares que caen al mar en la vertiente occidental del Campo de Hielo Sur podría eventualmente dificultar o impedir la navegación en importantes rutas náuticas como lo son los canales Messier, Wide, Andrés, Pitt, Esteban y Sarmiento, entre otros.

Procesos de desintegración han sido observados, por ejemplo, en algunos glaciares que caen a los lagos que rodean Campo de Hielo Norte, como el Glaciar Grosse (Aniya & Wakao, 1997; Rivera et al., 2007), a pesar de que ninguno de dichos lagos es navegable. La desintegración de la represa de hielo natural que contiene el recientemente embalsado Lago Greve en el Fiordo Eyre, frente norte del Glaciar Pío XI, hacen imaginar escenarios en que podría suceder una obstrucción de importantes vías de navegación. Hasta el momento no se ha realizado ningún estudio que evalúe la importancia y repercusiones que traerían fenómenos como el colapso del Glaciar Pío XI, por lo que es una especulación el plantearlo como un peligro, sin embargo no se puede dejar de tomar en cuenta ni tampoco negar la necesidad de evaluarlo debidamente.

En el lago navegable Grey ocurrió un colapso de 1,5 km² del glaciar en 1997 (Rivera & Casassa, 2004) que transformó el lago en lo que los locales llamaban un “cementerio de témpanos” los que imposibilitaron por tres temporadas la operación de la embarcación L/M Grey II que había sido recientemente adquirida por la Hostería Grey en esa época para llevar pasajeros a visitar el frente del glaciar. Tras periódicos intentos, finalmente en Enero 2002 se iniciaron los viajes al Glaciar, los que continúan ininterrumpidamente hasta el día de hoy.

En el caso del Lago O’Higgins, los lugareños recuerdan cómo en la década de los 70’s, con un Glaciar O’Higgins sumamente activo en cuanto a desprendimientos, en ocasiones el acceso a la localidad de Candelario Mancilla se encontraba completamente bloqueado por numerosos témpanos, lo cual sin duda se debió al fuerte retroceso del Glaciar O´Higgins (Casassa et al., 1997). En la actualidad se realizan viajes regulares por este lago y a pesar de la menor abundancia de témpanos con respecto a la década de los 70s, los de tamaño mediano y pequeño aún son considerados un peligro para la navegación debido a que en condiciones de tormenta éstos se confunden con las olas e incluso pasan desapercibidos a los radares. Por otra parte, en los últimos años, dos muelles en la zona de la Península Lago Chico han sido destruidos por témpanos impulsados por el viento.

e. Glacial Lake Outburst Flood (GLOF)

 El vaciamiento de este tipo de lagos puede ser provocado, en primer lugar, por una falla o ruptura de la barrera morrénica, generando inundaciones aguas abajo como en los casos del río Engaño (46°27’ S – 72°58’ W) y el lago Arco (47°16’ S – 73° 15’ W), ambos en Campo de Hielo Norte, donde se pudo haber producido una rápida incisión en la barrera producto de la corriente del agua. Es decir, el agua acelera la erosión y amplia su salida, generando una reacción catastrófica que tiene como resultado la liberación rápida de grandes cantidades de agua y sedimento (Benn & Evans, 1998). 

En segundo lugar, el vaciamiento puede ser provocado por la generación de olas debido a deslizamientos de terrenos o avalanchas de nieve/hielo, provocando que el agua sobrepase o disecte la morrena, y por lo tanto, se rompa la barrera, generando una inundación aguas abajo (Huggel, 2004; Thomas and Chamling, 2005), como es el caso del GLOF del Río Soler en 1989 que fue gatillado por el desprendimiento de bloques de hielo que cayeron sobre la laguna Cerro Largo (Figura 4), y causó grandes olas que rebalsaron y colapsaron la morrena por gradual erosión del estrecho canal de drenaje, causando serios daños aguas abajo, como pérdida de viviendas y ganado (Horvath, 1989; Hauser, 1993). De esta manera, las barreras morrénicas son, a menudo, particularmente susceptibles a los impactos de olas, producto particularmente de las paredes abruptas y la estrecha geometría del lago (Huggel et al., 2004a). 

Figura 4: Vista aérea de la Laguna Cerro Largo, al día siguiente de su vaciamiento, donde se observa que el volumen de aguas remanentes corresponde, aproximadamente, al 20-25% del almacenamiento normal (Horvath, 1989).

f. Ice-Dammed Lake Outburst Flood (IDLOF)

Se puede establecer que la formación y permanencia de estos lagos está estrechamente conectada con las oscilaciones de los glaciares. Por ejemplo, el caso ocurrido en el Glaciar Río Seco de los Tronquitos (28°33’ S – 69°43’ W), Región de Atacama, donde el vaciamiento violento de un lago represado en el glaciar en 1985, provocó un aluvión de gran magnitud que afectó el embalse Lautaro (Peña & Escobar, 1987; Peña & Klohn, 1990). Otro caso es el del glaciar Dickson (50°50’ S – 73°09’ W), donde el vaciamiento violento de un gran lago represado por el glaciar Dickson en el verano de 1982 y 1983, generó grandes crecidas que afectaron el normal flujo turístico en el Parque Nacional Torres del Paine, ya que se inundaron los caminos en el sector y varias instalaciones ribereñas sufrieron numeroso daños (Peña & Escobar, 1983). En el último tiempo, se han presentado dos mediáticos casos: (a) el primero se detectó en mayo del 2007 en Campo de Hielo Sur, en el lago Témpano (Figura 5), ubicado en las cercanías de los glaciares Bernardo y Témpano (Rivera et al., 2008c); y, (b) el segundo se desencadenó por primera vez en abril de 2008 en Campo de Hielo Norte, en el lago Cachet II, represado por el glaciar Colonia (Casassa et al., 2008). La ocurrencia de estas recientes crecidas, son fenómenos de ocurrencia natural, pero afectados por el mayor derretimiento debido al retroceso glaciar en la zona (Casassa ., 2008; Rivera et al., 2008c).

Figura 5: Lugar ocupado por el lago Témpano, CHS, después de su vaciamiento (Fuente: Gentileza CONAF)

g. Jokülhlaups

 Períodos de intensa actividad volcánica son responsables de cambios substanciales en el ambiente subglacial, formando grandes e inestables lagos (Benns and Evans, 1998), los cuales pueden vaciarse tal como ocurrió en 1973 en el volcán Hudson (45° 54’ S – 72° 58’ W), cuando se produjo el vaciamiento de un lago, ubicado en la caldera, debido al derretimiento del hielo provocado por un reactivamiento geotérmico (Urrutia & Lanza, 1993; Naranjo et al., 1993; González-Ferrán, 1995).

 h. Lahar

 Existen numerosos casos de flujos laháricos en Chile gatillados por erupciones volcánicas; Por ejemplo, el volcán Peteroa (35° 14’ S – 70° 31’ W)  en la Región del Maule ha alcanzado fases eruptivas muy violentas con características catastróficas en algunos casos asociada a la generación de lahares (Urrutia &  Lanza, 1993; González-Ferrán, 1995). Otros trabajos de este tipo para esta región, tienen carácter confidencial y no han sido revisados.

Lara (2004) hace una revisión de los riesgos volcánicos asociados al Volcán Villarrica, incluyendo lahares y señalando las poblaciones más propensas a ser afectadas por ellos. Existen muchos estudios para esta región volcánica, en especial para los volcanes Chillán, Llaima (Figura 6), Osorno, Copahue, Villarrica y Calbuco. Entre muchos otros puede mencionarse a Moreno, 1993; Moreno, 2000; Moreno, 2004; Moreno & Clavero, 2006; Moreno et al., 1994; Naranjo & Lara 2004; Naranjo & Moreno, 2004; Clavero & Moreno, 2004; Clavero et al., 2008; Hauser, 1985; Hauser, 1993.

Figura 6: Mapa esquemático que muestra la distribución de los flujos laháricos del Volcán Llaima (Fuente: Quinteros, 1991).

Numerosos volcanes existen en los Andes Patagónicos, muchos de los cuales presentan cubierta glaciar, y que han tenido actividad reciente (González-Ferrán, 1995; USGS, 1998). No existe ningún trabajo sistemático que identifique todos los glaciares asociados a centros eruptivos y las poblaciones expuestas. González-Ferrán (1995), señala para algunos casos las poblaciones que serían probablemente afectadas por lahares en caso de erupción, pero no se han realizado aún trabajos que modelen los alcances reales que podrían tener estos eventos en los entornos volcánicos y en la población. Entre los estudios de detalle de volcanes patagónicos cubiertos por glaciares, destacan Rivera et al., 2006c; Naranjo et al., 1993; Naranjo & Stern, 1998; Orihashi et al., 2004.

i. Combinación de procesos

 Existe un importante número de casos registrados en Chile, donde varios fenómenos explicados anteriormente de forma separada se combinan, generando alguna catástrofe. Por ejemplo, ríos o fiordos pueden ser temporalmente represados por el avance de la lengua de un glaciar, como lo sucedido en el valle del río Olivares en 1954, donde el avance del glaciar Juncal Sur obstruyó el drenaje normal de los glaciares Olivares Alfa, Olivares Beta y Olivares Gamma (Figura 7), Andes Centrales, generando una pequeña laguna en la cabecera del valle del río Olivares, que posteriormente se vació, interrumpiendo la operación de la central hidroeléctrica El Alfalfal (Lliboutry, 1956; Peña & Klohn, 1990; Carrión, 2007). 

Figura 7: Variaciones frontales de los glaciares Olivares Beta, Olivares Gama y Juncal Sur, donde se aprecia el avance y posterior retroceso de éste último, que provocó el vaciamiento de una laguna. Fuente: Rivera et al., 2008.

También se tiene el caso del lago Calafate (46°45’ S – 73°02’ W), en Campo de Hielo Norte, donde el GLOF ocurrido en el 2000 fue provocado por avalanchas de rocas que generaron el colapso de la barrera morrénica, generando un aluvión aguas abajo que formó una represa temporal de rocas y sedimentos en el inicio del valle del río Leones (Harrison et al., 2006).

Un caso que no ha sido estudiado en suficiente detalle es el del Lago Cabrera en la región de los Lagos, ubicado en el margen sur del activo Vn. Yates. Según registros de la época, desde una ladera en el margen sur del Vn. Yate  el 19 de febrero de 1965 se generó un  gigantesco derrumbe de rocas, lodo y árboles que  alcanzó el lago provocando una ola de 25 m de alto que arrasó las costas matando 26-28 personas (ver fotos históricas). Al fondo del valle que baja hasta el lago Cabrera hay un glaciar de grandes dimensiones que ha perdido una importante superficie (Rainthaler et al., 2018), por lo que la posibilidad de que el derrumbe esté relacionado con ese glaciar no puede descartarse.

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