Características fisiográficas de la zona de estudio

La zona de estudio se localiza dentro de los Andes Centrales Áridos (31°S), al sudoeste de la provincia de San Juan, en el Departamento de Calingasta (Figura 1). Este sector andino comprende la parte baja de la cuenca del Río Blanco tributario del Río de Los Patos que abastece de agua potable y de riego a tres poblaciones: Barreal, Calingasta y Tamberías, antes de desembocar en el Río San Juan. Las cuencas inventariadas son: la cuenca del Río Colorado, la cuenca del arroyo Laguna Blanca y la desembocadura del Río Blanco. Topográficamente, la zona es muy escarpada y comprende cerros de gran altura, donde se desarrollan los glaciares, principal aporte de agua de la región.

Figura 1 Ubicación fisiográfica de la zona de estudio, enmarcando en rojo las cuencas inventariadas. 

En rasgos generales, el clima es continental árido a semi-árido y mesotermal, provocado por la barrera topográfica de la cordillera andina que no permite el traspaso de humedad proveniente del Pacífico hacia el este, precipitando en forma de nieve y granizo sólo en el flanco oeste. Esto le otorga escasa nubosidad, elevada radiación solar y gran amplitud térmica anual al este de la barrera topográfica. En particular, en la zona de estudio, la precipitación media anual varía de los 300 mm/año al oeste y llega a 50 mm/año hacia la Precordillera al este, siendo las mismas, predominantemente pluviales con un régimen variable de acuerdo a las alturas (^{Minetti et al., 1986}). Esta variabilidad, según la altura, queda reflejada en la clasificación de Koeppen (aplicada por ^{Poblete y Minetti, 1989}); por encima de los 3300 m s.n.m. se distingue la zona del Clima Nevado (E) con precipitaciones invernales en forma de nevadas y granizadas y, por debajo de los 3300 m s.n.m., se distingue el Clima Seco Desértico (BW) con precipitaciones estivales.

La zonación geocriogénica en este sector andino, según ^{Corte (1983)}, está representada por el ambiente de mayor altitud denominada Zona de las Nieves Perpetuas, por encima de los 4800 m s.n.m., donde se forman y desarrollan los glaciares descubiertos y manchones de nieve. Por debajo se ubica la Zona Geocriogénica hasta los 3500 m s.n.m., donde hay evidencias de ambientes periglaciares permanentes con presencia de glaciares de escombro y cubiertos, y geoformas de soligelifluxión. La zona más inferior corresponde a la Zona Parageocriogénica, donde hay evidencias de ambientes periglaciares fósiles y/o estacionales que pueden llegar hasta los 2000 m s.n.m.

Marco geológico

La zona de estudio se encuentra en la Cordillera de la Ramada emplazada en la provincia geológica de la Cordillera Frontal. La geología de este sector fue estudiada por diversos autores, aunque sus conclusiones son contradictorias, lo que hace difícil la interpretación geológica (Figura 2). A grandes rasgos, la zona está caracterizada por un arco de sedimentitas y vulcanitas deformadas del Mesozoico y Cenozoico que cubren al basamento correspondiente al Grupo Choiyoi del Pérmico-Triásico (^{Caminos, 1965}), el cual involucra una estructura de “piel gruesa” (^{Ramos et al., 1996}). Este basamento comprende más de 3 km de espesor de secuencias lávicas, ignimbríticas y piroclásticas con un sector inferior más antiguo de composición silícica intermedia y, la más joven, de composición riolítica. Posee algunos componentes plutónicos que intruyen a estas rocas otorgándole un comportamiento reológicamente más rígido durante el Cenozoico. Estudios petrológicos, geoquímicos y regionales indican un ambiente extensional activo en el momento de su formación (^{Fernández et al., 1997}); este régimen persistió hasta el Triásico Medio a Tardío con varias cuencas sinrift asociadas a lo largo de la cordillera andina (^{Alvarez y Ramos, 1999}). Una de ellas es la cuenca de La Ramada, presente en la zona de estudio. Coetáneamente con el episodio de rift se depositan, en discordancia con el basamento, conglomerados, areniscas y tobas de la Formación Rancho de Lata con una estructura en semi-graben, comenzando con facies fluviales y finalizando como depósitos lacustres intercalados con depósitos piroclásticos. En contacto tectónico, continúan sedimentitas continentales de la Formación Tordillo, compuestas por areniscas rojizas y conglomerados con intercalaciones de flujos basálticos, asignados al Oxfordiano superior-Kimmeridgiano inferior, que indica una progresión al este del frente volcánico.

Figura 2 Mapa geológico de elaboración propia, mediante la interpretación geológica de campo y utilizando la Carta Geológica de Cerro Aconcagua (3369-I SEGEMAR) como base para la interpretación. 

A partir de aquí el registro se pierde, probablemente por la continentalización de la cuenca y los siguientes depósitos pertenecen al Mioceno, representado por el Complejo Volcánico La Ramada, único registro del vulcanismo de la subducción andina en la Cordillera Principal (^{Cristallini y Ramos, 2000}) aunque no preservado en la zona de estudio, y la Formación Chinches al este, descrito por ^{Pérez (2001)} como depósitos sin-orogénicos al levantamiento del Cordón del Espinacito con tres etapas de alzamiento en una secuencia continental con vulcanismo andesítico intercalado.

El Cuaternario, en este ámbito andino, consiste en relieves policíclicos, conformando geoformas asociadas a avances glaciarios encauzados del Pleistoceno. Este sistema de glaciares de tipo alpino tiene niveles sucesivos de avance registrados por depósitos morrénicos que llegan hasta los 2000 m s.n.m. Esta altura es consistente con otras cuencas en la misma longitud meridional (^{Espizua, 1993}) con edades aún cuestionadas (^{Hermanns et al., 2014}; ^{Moreiras, 2006}; ^{Moreiras et al., 2015}). Estos avances glaciarios en los valles principales quedan evidenciados por la presencia de morrenas laterales y valles erosionados con laderas pronunciadas en forma de ‘U’, con un relieve local alto. Inicialmente, fueron reconocidos deslizamientos puramente rotacionales por ^{Jeanneret et al. (2017)} en la cuenca del arroyo Laguna Blanca, asociados a un efecto de relajamiento debido al retiro de la presión confinante, interpretando al retiro glaciar como una probable causa.

Hacia el piedemonte de la Cordillera Frontal, se encuentran terrazas glacifluviales extensas, ubicadas telescópicamente y cubiertas por depósitos pedemontanos con estructuras de fallamiento del Cuaternario (^{Perucca y Martos, 2012}).

Zonas de caída de rocas

Aquí se incluyeron los desprendimientos recurrentes de fragmentos de roca que se originan de afloramientos fragmentados por procesos de termo- y/o crioclastia, y pueden formar depósitos aislados de caída (Figura 4a) con áreas promedio de 0.013 km² (considerando los eventos mayores a 500 m²); por lo general, se acumulan conformando conos de derrubio (Figura 4b) que, al unirse, forman los taludes. Estos tipos de desprendimiento se sintetizan en la Tabla 5. Todas estas zonas de caída de rocas ocupan 60.6 km² representando el 8.9 % del área estudiada. Se originan principalmente en pendientes elevadas de afloramientos rocosos del Mesozoico y del Pérmico-Triásico erosionados por acción glaciar. Se les puede encontrar, en su mayoría, en los cauces de los ríos y arroyos con evidencias de erosión glaciar y son el principal aporte detrítico a los glaciares de escombro y cubiertos.

Figura 4 Depósitos de caída: a) bloques de caída en afloramientos del Grupo Choiyoi en la parte baja de la cuenca y b) cono de derrubio con acumulación de caídas de bloques grandes de hasta 2 m de altura en la base. 

Deslizamientos (Tabla 6)

Deslizamiento rotacional

Se reconocieron ocho deslizamientos puramente rotacionales, caracterizados por poseer una cicatriz curva y empinada seguida de un contraescarpe formado por depósitos con una deformación interna mínima, donde aún se reconocen estructuras de la roca original con fuerte crioclastia (Figura 5a).

Figura 5 Deslizamientos: a) ejemplo de un deslizamiento rotacional de un afloramiento del Grupo Choiyoi en el arroyo Laguna Blanca y b) deslizamiento traslacional en un afloramiento de la Formación Rancho de Lata con una inclinación de 45° apoyándose sobre una morrena lateral. 

Eventos Complejos (Tabla 7)

Deformación gravitacional profunda (DGP)

Se reconocieron grandes volúmenes de material colapsado con una superficie de corte profunda, sin un registro de que hayan viajado a grandes distancias, preservándose los depósitos cerca de su zona de arranque y sin evolucionar a otros tipos de eventos. Se distinguen escarpes curvos paralelos con una estructura de graben en la cabecera. Fueron mapeados cuatro eventos de este tipo: uno correspondiente a depósitos morrénicos inestables (Figura 6) y tres a niveles de antiguas planicies de inundación (outwash) disectados, denominados “Movimientos gravitacionales profundos Arroyo Salado”; ocupan un área total de 6.07 km².

Figura 6 Movimiento gravitacional profundo en el arroyo Ramada Norte, movilizando depósitos morrénicos sin evidencias de continuidad arroyo abajo. 

Avalancha de rocas

Se registraron 25 eventos que en conjunto ocupan un área de 4.36 km² siendo, normalmente, la última evolución de otros eventos gravitacionales que comienzan como caídas o deslizamientos. Se reconocieron dos categorías, una de menor volumen (con áreas promedio de 0.08 km²) que comienzan como caída de bloques y evolucionan a avalancha de rocas (Figura 7a), y las originadas en afloramientos afectados por alteración hidrotermal (Figura 7c). La primera categoría se caracteriza sedimentológicamente por la predominancia de bloques grandes de más de 2 m de diámetro, con una concentración mínima de finos con clastos de tamaño intermedio, angulosos y zonas de arranque de pendientes pronunciadas, concentrándose por encima de los 2600 m s.n.m. en zonas afectadas por erosión glacial. Un caso particular es la “avalancha de rocas Ramada” que se origina en una ladera de la Formación Rancho de Lata, comenzando como un deslizamiento en cuña y evolucionando a una avalancha de rocas abarcando un área de casi 0.2 km² (Figura 7d). Las avalanchas de la segunda categoría son longitudinalmente más extensas que las anteriores y son geomorfológica y sedimentológicamente diferentes; generan depósitos caóticos, mono-litológicos tanto en matriz como en clastos, con mayor porcentaje de finos que aporta a su fluidización, clastos angulosos y de menor tamaño promedio. Esta mayor movilidad permite que ocupen todo el ancho del valle por el que circulan y suelen alcanzar la ladera opuesta del valle que interceptan (run-up), represando el mismo y formando planicies de inundación aguas arriba. Un ejemplo del represamiento se da en la “avalancha Laguna Blanca” formando la laguna homónima, en pie hasta la fecha (Figura 7b). Un evento en particular, la “avalancha de rocas Chinches” (0.28 km²) posee una zona de arranque de pendientes casi verticales ubicado en un valle donde se encuentra mapeado un contacto geológico. También se reconocieron depósitos de una avalancha antigua sobre el Río Colorado (remarcada en la Figura 3b), probablemente represando el mismo y generando una amplia llanura de inundación que observa en la Figura 7d; sin embargo, no se ha reconocido el origen del material al ser de carácter relíctico.

Figura 7 Avalanchas de roca: a) avalanchas pequeñas sobre el Río Colorado a partir de afloramientos del Grupo Choiyoi afectado por erosión glacial; b) avalanchas del arroyo Laguna Blanca generando la laguna homónima remarcando sus arranques; c) avalancha de roca con zona de arranque afectado por alteración hidrotermal que le otorga mayor movilidad, viajando cerca de 2 km para terminar cortando al Río Blanco, sin evidencias de represamiento prolongado y d) avalancha de rocas Ramada sobre la morrena lateral paralela al Río Colorado, proveniente del afloramiento a 45° de la Formación Rancho de Lata. 

Flujos

Soligelifluxión

Corresponde a zonas afectadas por reptación superficial intensa de suelo asociado a permafrost activo. Estos procesos favorecen el desgaste mecánico de los afloramientos rocosos por acción del congelamiento y descongelamiento del agua contenida en las fracturas, generando detritos que fluyen o reptan muy lentamente pendiente abajo por acción del mismo fenómeno (^{Davies et al., 2001}). En consecuencia, se conforma un regolito incipiente generado por crioclastia, donde se pierde la configuración original del afloramiento rocoso sin llegar a conformar un suelo sensu stricto. Es un proceso muy lento evidenciado únicamente por estructuras similares a grietas paralelas entre sí pero perpendiculares a la dirección de la pendiente, siendo su máxima expresión los glaciares de roca de talud (protalus rampart) y/o lenguas de soligelifluxión. Zonas de soligelifluxión inactivas (por debajo de los 3500 m s.n.m.) son evidencias de ambientes periglaciares fósiles; sin embargo, no fueron tomadas en cuenta en este inventario pero cabe destacar que son la principal fuente de detritos para otros PRM en altitudes inferiores a los 3500 m s.n.m.

La zona de soligelifluxión activa representa el 14.75 % (100 km²) del área estudiada, reconocida en la zona geocriogénica por encima de los 3600 m s.n.m. y en la zona de las nieves perpetuas, por encima de los 4500 m s.n.m., donde no existen manchones de nieve.

Frecuencia vs. Área

El área afectada por PRM suma un total de 192 km² en una cuenca de 684 km², representando el 28.1 % de la misma (Figura 8).

Figura 8 Gráfico de Frecuencias vs. Área de los PRM, donde se aprecia que las caídas son más abundantes ocupando una mayor área total mientras que los flujos de detritos son un 50 % menos frecuentes ocupando un área bastante inferior. 

Dentro de estos 192 km², el 52 % del área se encuentra ocupada por pendientes crióticas y crioplanicies correspondientes a zonas de soligelifluxión. El 48 % restante corresponde a los PRM sensu stricto, reconociéndose 796 eventos.

De estos eventos, el 58 % corresponde a caídas y sus zonas de acumulación, ocupando 60.6 km². Le siguen los flujos de detritos y su zona de influencia registrando casi el 30 % de los eventos y ocupando 16.3 km². Los flujos de barro son menos abundantes (6.7 %) ocupando áreas muy pequeñas, las cuales acumulan 1.07 km² con áreas promedio de 0.02 km². Los deslizamientos mapeados representan el 1.26 % donde los ocho eventos puramente rotacionales movilizan 0.68 km². Los movimientos complejos, por otro lado, no son tan abundantes (4.4 % de los eventos inventariados) pero ocupan casi 12 km². Dentro de esta categoría caen las DGP, que a pesar de ser sólo cuatro eventos ocupan la mayor área: 6.06 km² en total, con un área promedio por evento de 1.5 km². Por último, las avalanchas de roca son relativamente abundantes, encontrándose 25 eventos (3.14 %) pero ocupando áreas promedio inferiores a los anteriores, representando un área total de 4.36 km².

Distribución altitudinal y grado de actividad

La distribución de los PRM que requieren de la presencia de agua, parecen responder claramente a las alturas y a la presencia de permafrost activo y/o geoformas glaciarias afectadas por degradación térmica, las cuales se originan por encima de los 3000 m s.n.m., correspondiente a la zona geocriogénica anteriormente descrita. Para el caso de los flujos de detritos, su ocurrencia parece responder casi exclusivamente a la presencia de permafrost activo, con algunos eventos que parten de glaciares de escombro/cubiertos o glaciares inactivos. Sólo los flujos de detritos de carácter inactivo, estabilizados mediante cobertura vegetal o aterrazados, se originan por debajo de los 3000 m s.n.m. Con respecto a los flujos de barro, parecen responder a una distribución geomorfológica al encontrarse cercanos o cubriendo glaciares de escombro e inactivos, probablemente a causa de su degradación. Un ejemplo es el arroyo Wanda (Figura 9), el cual tiene la mayor densidad de flujos de barro, encontrándose 16 eventos en sólo 8 km², donde se registran únicamente glaciares inactivos y morrenas. En general, los flujos de barro también se encuentran ubicados por encima de los 3000 m s.n.m.

Figura 9 Detalle del arroyo Wanda donde se observa la mayor densidad de flujos de detritos partiendo de ambientes periglaciares activos (zonas de soligelifluxión) y una mayor concentración de flujos de barro que parten de geoformas periglaciares más desarrolladas (glaciares de escombro). Estos flujos fueron interpretados como la degradación del permafrost por el ascenso de la isoterma de 0° C en este sector andino, encontrándose el límite inferior de la zona geocriogénica cercana a las zonas de arranque. 

Por otro lado, los eventos gravitacionales que no requieren necesariamente la presencia de agua tienen una tendencia de distribución altitudinal enmascarada por la litología. La ocurrencia de estos eventos queda restringida a sectores de pendientes pronunciadas en afloramientos rocosos del Grupo Choiyoi y sedimentitas del Mesozoico afectados por erosión glacial. Estas pendientes inestables tienden a generar caídas de rocas acumulándose en conos de derrubio y taludes, siendo más abundantes en las partes altas de las cuencas, donde el relieve local es mayor. Hacia el este y por debajo de los 3000 m s.n.m., las pendientes se suavizan y la frecuencia de estos eventos es significativamente menor (sólo nueve caídas y cuatro conos de derrubio con algunas zonas de talud estabilizadas). Los eventos de caída de mayor extensión se concentran alrededor de los 4500 m s.n.m., respondiendo a un mayor relieve local.

Con respecto a los eventos más voluminosos (movimientos complejos y deslizamientos), los deslizamientos puramente rotacionales se encuentran en las laderas de valles glaciarios también por encima de los 3000 m s.n.m. y coincidentes con afloramientos rocosos afectados por una intensa crioclastia. Corresponden a eventos inactivos antiguos sin evidencias de grietas tractivas por encima de las cicatrices originales. El deslizamiento traslacional de las nacientes del Río Colorado se considera inactivo pero las condiciones de su formación siguen latentes al originarse en el plano de estratificación de la Formación Rancho de Lata, que buza 45° al suroeste, afectado también por erosión glacial, con una cicatriz a 4200 m s.n.m.

Dentro de las DGP, el denominado Ramada de la Figura 6 perteneciente a depósitos morrénicos inestables, se considera activo por presentar evidencias tractivas en el escarpe principal, mientras que los tres eventos originados en depósitos de planicies aluviales antiguas (outwash) del arroyo Salado remarcado en la Figura 3b, son inactivos. Sin embargo, estos últimos provienen de materiales cuaternarios no consolidados, por lo que podrían reactivarse ante un cambio en las condiciones externas. Las zonas de arranque de los mismos se encuentran entre los 2900 y 3050 m s.n.m.

Los colapsos morrénicos también son inactivos y con poca probabilidad de reactivarse porque se les consideró asociados al descongelamiento de los núcleos de hielo en los sistemas morrénicos. El caso del “colapso arroyo Laguna Blanca” remarcado en la Figura 3a, fue considerado inactivo por la presencia de una planicie de inundación río arriba con cauce bien definido, sin divagar, que logró abrirse camino a través del depósito. Altitudinalmente, esos eventos particulares se encuentran entre los 3800 y 4300 m s.n.m., en la zona geocriogénica activa.

Por último, las avalanchas de roca tienen grados de actividad y distribución geográfica variables, por tener diversos factores desencadenantes. Los eventos de mayores dimensiones responden más bien a la litología que a un nivel altitudinal, mientras que los eventos más pequeños se concentran en valles glaciarios con pendientes pronunciadas, con zonas de arranque por encima de los 2600 m s.n.m., los cuales podrían ser activos. Los eventos más grandes (> 0.2 km²) se consideran inactivos por estar fuertemente erosionados por los cauces que represaron y por haberse perdido todo registro de dicho represamiento. El único evento más actual es la “avalancha Laguna Blanca” de la Figura 7b; se le definió como reactivado por presentar colapsos del mismo depósito de avalancha sobre el cauce y activo por presentar grietas de tracción en el escarpe principal. Por otro lado, la presencia de la laguna y la divagación del curso de agua en la llanura de inundación indican un evento relativamente actual. Los factores desencadenantes en este caso podrían ser sísmicos o climáticos o una combinación de ambos.