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C. C. Tapia Baldis, D. Trombotto Liaudat: Cinturones altitudinales criogénicos146

Tapia Baldis, C.C.; Trombotto Liaudat, D.Geocriología, IANIGLA. – CCT CONICET Mendoza. Av. Ruiz Leal s/n, Parque San Martin. (5500) Mendoza.Argentina. [email protected]

Recibido: 26/12/14 – Aceptado: 21/08/15

Cinturones altitudinales criogénicos en la cuenca delrío Bramadero, San Juan, Argentina

Resumen — El presente trabajo tuvo como objeto la delimitación y caracterización delas distintas regiones criogénicas de altura o cinturones altitudinales criogénicos en la sub-cuenca del río Bramadero (31º47’S a 31º57’30"S y 70º00’00"O a 70º13’30"O), provinciade San Juan, Argentina. Dicha subcuenca presenta una de las más altas densidades de geo-formas periglaciales (o crioformas) en los Andes Centrales de la región.

Los cinturones altitudinales criogénicos se definieron en base a la distribución y correla-ción de las distintas unidades geomorfológicas periglaciales a saber: glaciares de escombros,prótalus ramparts, prótalus lobulados, embriones de litoglaciares, crioformas derivadas dedeslizamientos, crioformas derivadas de deslizamientos de morenas, pendientes sedimentariascriogénicas y crioplanicies. Para el presente trabajo se consideró, también la presencia deglaciares descubiertos, glaciares cubiertos y manchones de nieve perennes. Este relevamientofue volcado en un mapa de la geomorfología periglacial de la cuenca del río Bramadero enescala 1:125.000. Este mapa fue comparado con la posición de las isotermas de tempera-tura media anual del aire para así, establecer las categorías de probabilidad de ocurrencia depermafrost en cada cinturón criogénico. Las regiones discriminadas son: Cinturón con Con-gelamiento Estacional (Sin Permafrost), Cinturones Periglacial (Permafrost Posible) y CinturónPeriglacial/Nival (Permafrost Probable).

Palabras clave: Gemorfología periglacial, permafrost, cinturones criogénicos.

Abstract — «Cryogenic altitudinal belts in the Bramadero river basin, San Juan, Argen-tina». The aim of the present study is to delimit and characterize the different altitudinalcryogenic regions or altitudinal belts in the Bramadero river sub-basin (31º47’ S to 31º57’30" S and 70º00’ 00" W to 70º13’ 30" W), in the province of San Juan, Argentina. Thisarea has one of highest densities of periglacial geoforms in the region. The altitudinal cryogen-ic belts were defined on the basis of the distribution and correlation of periglacial geomorpho-logical units: rock glaciers, protalus ramparts, protalus lobes, embryonic rockglaciers, cryo-forms derived from rockslides, cryoforms derived from moraines, frozen talus slopes and cry-oplanation terraces. The presence of glaciers, debris covered glaciers and perennial snowfieldshas also been taken into account. With the data a geomorphological periglacial map of theBramadero river basin, scale 1:125.000 was elaborated. This map was then compared tothe position of the MAAT isotherms in order to establish the different categories for theprobability of permafrost occurrence for each cryogenic belt. In the following four categorieswere distinguished: seasonal frost cryogenic belt (without permafrost), Periglacial CryogenicBelt (likely to display permafrost) and Nival Belt (possible permafrost occurrence)

Keywords: Periglacial geomorphology, permafrost, cryogenic belts.

1. INTRODUCCIÓN

El presente trabajo tiene como objeto ladelimitación y caracterización de las distin-tas regiones criogénicas o cinturones peri-glaciales altitudinales en la subcuenca delrío Bramadero. Dicha subcuenca presentauna de las más altas densidades de criofor-

mas (geoformas periglaciales) en los AndesCentrales de la provincia de San Juan. Unestudio preliminar de los cuerpos inventaria-dos en el lugar (Tapia y Trombotto, 2014),cuantificó el número de glaciares de escom-bros, glaciares descubiertos, cubiertos ymanchones de nieve, así como la litologíaque conforma a dichos cuerpos, sus altitudesy orientaciones medias. Siguiendo la líneadel mismo, se amplió para este estudio la

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zona de trabajo y se incluyeron en el releva-miento todas aquellas meso-crioformas rele-vantes en el sector: glaciares de escombros,prótalus ramparts, prótalus lobulados, em-briones de litoglaciares, crioformas deriva-das de deslizamientos, crioformas derivadasde morenas, pendientes criogénicas (planasy detríticas) y crioplanicies. Los resultadosobtenidos permitieron elaborar un mapa degeomorfología periglacial a escala 1:125.000, posteriormente controlado y corro-borado en el lugar.

Los principales trabajos llevados a caboen la provincia de San Juan sobre la temáti-ca periglacial corresponden a estudios confines de inventario, entre ellos pueden citarselos aportes de Corte (1980), Aguado (1983),Bottero (2002), Scholl (2002), Perucca y Es-per Angillieri (2008; 2011), Esper Angillieri(2009), Perucca et al. (2011), ConvenioUNSJ – Gobierno de San Juan (2010) y, re-cientemente, Villlarroel (2013). Los trabajosde Barsch et al. (1994) y Schrott (1996;2002), realizados en una cuenca hidrográfi-ca en Agua Negra, estuvieron focalizados enestudiar la relación entre variables como laTMAA (Temperatura Media Anual del Aire),la temperatura del suelo y la intensidad dela radiación solar con respecto a la distribu-ción e hidrología del permafrost andino eneste sector. En la localidad de Agua Negra(Provincia de San Juan, Departamento Igle-sia, aprox. 30° S) diversos estudios geofísi-cos se llevaron a cabo por Croce (1997) y,Croce y Milana (2002; 2006), quienes apli-caron diversos métodos como SEV, Refrac-ción Sísmica y Tomografía Eléctrica paraconocer la estructura interna, comporta-miento e hidrología de los glaciares de es-combros representativos de la cuenca hidro-gráfica. Por otro lado, Lecomte et al.(2008), caracterizaron químicamente elagua de escorrentía superficial de diversoorigen (derretimiento nival, ablación glaciary periglaciar) de la cuenca de drenaje AguaNegra.

A pesar de los notables avances sobre elconocimiento de la temática periglacial enla provincia, aún no existen antecedentessobre la discriminación de regiones altitudi-

nales criogénicas a la latitud de la subcuen-ca del río Bramadero, o que los autores cita-dos hayan empleado registros de datos cli-máticos comparados con relevamientosgeomorfológicos para ubicar permafrost re-gional. Si bien es sabido que, en la regiónandina son escasos los datos meteorológicose hidrológicos disponibles para su consultaabierta, este trabajo utiliza estimaciones es-tadísticas a partir de los datos de estacionesmeteorológicas ubicadas en los alrededores.Esta propuesta considera distribución altitu-dinal de las crioformas mencionadas, su pre-ponderancia en cada región así como tam-bién, los distintos procesos criogénicos y nocriogénicos responsables de la configuracióndel paisaje para detectar permafrost y hieloperiglacial.

2. ÁREA DE ESTUDIO

2.1 GENERALIDADESSe eligió como zona de trabajo a la

cuenca hidrográfica del río Bramadero, unode los numerosos afluentes del río BlancoSur, ubicado en el extremo oeste del Depar-tamento Calingasta, provincia de San Juan,República Argentina (Figura 1). La superfi-cie del área de estudio es de 255,77 km2

dentro del sector comprendido entre los pa-ralelos 31°47’S a 31°57’30"S y los meridia-nos 70°00´00"O a 70°13’30"O. Los cordonesmontañosos más relevantes del área son elCerro Mercedario (6850 m snm, fuera de lazona de estudio), el Cerro Bramadero (4949m snm) y el Cerro de las Mulas (4572 msnm.). La configuración topográfica generalde la cuenca está dada por valles de orien-tación W-E, surcados por quebradas menorescon rumbo meridional. El sentido de drenajees hacia el NW.

2.2 CONDICIONES CLIMÁTICASLa región de los Andes Centrales, donde

se encuentra la cuenca del río San Juan y lasubcuenca del río Bramadero, está caracteri-zada por relieves abruptos con cuerpos dehielo principalmente por encima de los 4000m snm. El patrón de circulación climáticoestá muy fuertemente influenciado por los


centros de presión Subtropicales del PacíficoSur, que produce cielos muy limpios, conbaja humedad ambiente (alrededor de 31%)y vientos predominantes del W-SW. En losalrededores de la cuenca del río Bramadero(estación Portezuelo de la Guardia:31°53’40"S y 70°11’40"O) la temperaturamedia anual del aire (TMAA) es de -2,15°C.La temperatura media durante los meses deverano alcanza los 3,88°C y en invierno, des-ciende hasta -7,47°C. La temperatura míni-ma absoluta registrada en invierno es de -23,90°C y, la temperatura máxima registra-da en el verano es de 17°C. Un diagramatipo Walter-Lieth para la zona de estudiopuede observarse en la Figura 2. Las precipi-taciones son fundamentalmente nivales y seproducen durante el invierno, se estima queel total de las mismas oscila entre 300 y 400mm/m2 por año (Arenson et al., 2010).

2.3 GEOLOGÍAEl sector de la subcuenca hidrográfica

del río Bramadero está comprendido dentrode la unidad morfoestructural de Cordillera

Principal. En la provincia de San Juan, estácaracterizada por la estructura de faja ple-gada y corrida a la altura de la Cordillerade la Ramada. Las estructuras dominantesson fallas inversas de rumbo meridional, in-vertidas durante el ciclo compresivo Andino.Las unidades estratigráficas presentes enárea, ordenadas geocronológicamente, sonlas siguientes: Grupo Choiyoi (Permotriási-co), Formación Rancho de Lata (Triásico),Formación Juncal (Cretácico), FormaciónFarallones (Neógeno) y Complejo VolcánicoLa Ramada (Neógeno). Las unidades cuater-narias son sedimentarias e incluyen depósi-tos formados por procesos fluviales, aluvia-les, movimientos de remoción en masa, pro-cesos glaciarios y periglaciales. Estos últimosson los descriptos en el presente trabajo.

3. MATERIALES Y MÉTODOS

Para la creación del mapa de crioformasde la subcuenca del río Bramadero se anali-zaron imágenes digitales y se realizó un pro-cesamiento en un entorno SIG. Este procedi-

Figura 1. Ubicación del área de estudio. Se señalan las principales cumbres y ríos principales.


miento permite la obtención de una grancantidad de datos morfométricos de maneraexpeditiva y es recomendable para estudiosde enfoque regional. Para el procesamientode los datos se emplearon los programasArcGis10 y Spring, usando como base unaimagen ALOS PRISM (Panchromatic Remo-te-sensing Instruments for Stereo Mapping)de abril de 2010 y, el modelo de elevaciónASTER GDEM desarrollado por el METI (Mi-nistry of Economy, Trade and Industry of Ja-pan) y la NASA (National Aeronautics andSpace Administration of United States). Elsistema de proyección elegido fue el Univer-sal Transversal Mercator (UTM), Zona 19J yel geoide empleado el WGS-84.

Los cuerpos de hielo se delimitaron demanera automática empleando una clasifi-cación supervisada en el entorno de Arcgis.La información vectorial generada fue poste-riormente revisada y corregida de formamanual. Dicha corrección fue comparadacon el inventario de cuerpos de hielo «Ran-dolph Glacier Inventory» (RGI 3.2, Arendt etal. 2012). La delimitación de glaciares cu-

biertos y manchones de nieve perennes, asícomo de crioformas periglaciales (glaciaresde escombros, prótalus ramparts, prótaluslobulados, embriones de litoglaciares, crio-formas derivadas de deslizamientos, criofor-mas derivadas de deslizamientos de morenas,pendientes criogénicas (planas y detríticas)y crioplanicies se realizó en forma manual.Los glaciares de escombros y prótalus ram-part se mapearon desde su zona de «alimen-tación» (raíz) hasta su frente, considerandola posición de la corona. Posteriormente seextrajeron las altitudes máximas y mínimasde cada cuerpo, sin embargo, en el caso deglaciares de escombros y prótalus en gene-ral, se calculó la altitud mínima a la quecorresponde a su frente y, la máxima, a laraíz.

Para calcular las posiciones de las isoter-mas a lo largo del periodo comprendido en-tre los años 2003 a 2013, se emplearoncomo base los datos de las estaciones meteo-rológicas resumidos en la Tabla 1.

Los datos de las estaciones meteorológi-cas argentinas fueron obtenidos del Sistema

Tabla 1. Estaciones meteorológicas usadas para el cálculo de las isotermas de temperaturamedia anual del aire (TMAA) en el período 2003 y 2013.


de Información y Gestión Agrometereológico(SIGA) gestionado por el INTA y del Progra-ma Regional de Meteorología Ianigla-Coni-cet. Los datos de las estaciones meteorológi-cas chilenas corresponden a la red instaladapor el Centro de Estudios Avanzados en Zo-nas Áridas (CEAZA) y a la Red Agrometereo-lógica de Inia.

La TMAA es el promedio de la tempera-tura media del aire (medida a aproximada-mente 2m sobre la superficie) para un lugardeterminado a lo largo de todo un año. Elgradiente térmico estándar de la atmósferaes -6,5°C /Km ó -0,0065°C/m. Todas las esta-ciones meteorológicas fueron ploteadas enArcGis. Para plotear puntos, es necesariodefinir las coordenadas XYZ de cada uno deellos. Las coordenadas X; Y corresponden alas coordenadas Este y Norte, respectivamen-te. Como coordenada Z se toma la TMAA decada estación. Como las estaciones meteoro-lógicas se encuentran a diferente altitud, esnecesario calcular una TMAA uniforme, to-mada sobre una misma superficie de referen-cia (Hreferencia). La superficie de referencia seestableció arbitrariamente en 4000 m snm.Luego, se calculó la diferencia de altitudentre la superficie de referencia y la altitudcorrespondiente a cada una de las estacionesmeteorológicas, usando la siguiente expre-sión:

∆ H = Hreferencia – Hestación

Una vez calculado ∆ H, es posible calcu-lar la TMAA en la superficie de referencia

(4000 m snm); la expresión empleada es lasiguiente:

TMAAreferencia = TMAAestación ++ (Gradiente Térmico * ∆ H)

De esta manera, la TMAAreferencia se utilizacomo coordenada Z de cada punto correspon-diente a las estaciones ploteada en ArcGis.Los puntos ploteados pueden emplearse paracalcular las isotermas de temperatura em-pleando un método de interpolación. En estetrabajo se seleccionó el método de interpola-ción «Inverso a la Distancia» (IDW: InverseDistance Weight), que estima los valores delos puntos del espacio desconocidos en base alos valores de los vecinos cercanos. El interpo-lador pondera también los pesos de estos va-lores, de tal manera que los pesos disminuyena medida que aumenta la separación entre elpunto de valor desconocido y los puntos devalores conocidos. La expresión matemáticadel método es la siguiente:

Donde zj es el valor estimado para elpunto j (desconocido); zi el valor en el puntoi-ésimo (conocidos) y kij el peso asociado aldato i en el cálculo del nodo j, donde kij =1/dβ. Los pesos k varían entre 0 y 1 paracada dato y la suma total de ellos es la uni-dad. β es un exponente de ponderación quecontrola la forma en la que el peso disminu-ye con la distancia.

Tabla 2. Altitudes mínimas y máximas de las distintas GEA: glaciar de escombros activo; GEI:glaciar de escombros inactivo; PR: prótalus rampart; PL: prótalus lobulado; PDC: pendientesedimentaria criogénica; CP: crioplanicie; G: glaciar; GC: glaciar cubierto y MN: manchón denieve perenne.

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Las TMAA interpolada corresponden a latemperatura estimada solamente en la super-ficie de referencia y puede ser visualizadacomo un ráster a través del empleo de laherramienta estadística «IDW». Para calcularla TMAA a diferentes alturas es necesariocontar con un modelo de elevación digitaldel terreno (DEM), que provea los diferentesvalores altitudinales. En ArcGIS, posible rea-lizar este procedimiento usando la herra-mienta denominada «Calculadora Ráster»,en la que se ingresa la siguiente expresión,de acuerdo al procedimiento descrito Frieset al. (2012):

TMAAisotermas = TMAAinterpolada(ráster) ++ (Gradiente térmico * (DEM(xyz) –

– Hreferencia)).

Donde la expresión (DEM(xyz) - Hreferencia)representa el valor de la altitud de todos losotros puntos del modelo de elevación digitalque no están contenidos sobre la superficiede referencia. De esta manera, es posibleobtener un nuevo ráster cuya coordenada Zrepresenta la temperatura media anual delaire estimada en todos los puntos del DEM.

4. RESULTADOS

4.1 CÁLCULO DE ALTURASEn la subcuenca del río Bramadero se

mapearon un total de 378 cuerpos de hieloy/o nieve perenne y 312 crioformas perigla-ciales (glaciares de escombros, prótalusramparts y lobulados, crioplanicies y pen-dientes sedimentarias criogénicas). Los valo-res medios de altitudes máximas y mínimasse muestran en la Tabla 2.

Figura 2. Diagrama tipo Walter-Lieth para la cuenca del río Bramadero. Registros de tem-peratura: 2009 a 2013, registros de precipitación: año 2011.


Figura 3. Mapa de Isotermas de temperatura media anual del aire (T.M.A.A.) y, mapageomorfológico para crioformas y cuerpos de hielo en la cuenca del río Bramadero.


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4.2 CÁLCULO DE LASISOTERMAS

Considerando la interpolación, la altitudde la isoterma anual de 0°C oscila entre3500 y 3600 m snm y, la isoterma anual de -4°C oscila entre 4300 y 4400 m snm. La figu-ra 3 muestra la relación espacial entre lasdistintas crioformas mapeadas en el área yla posición de las isotermas de temperaturamedia anual del aire. En ella, se indican losdistintos cinturones criogénicos: Con Conge-lamiento Estacional (<3500 m snm y TMAA> 0°C); Periglacial (3500 a 4500 m snm y -4°C < TMAA > °0C) y Periglacial/Nival(>4500 m snm y TMAA < -4°C).

4.3 CONSTRUCCIÓN DE LOSCINTURONES ALTITUDINALES

CRIOGÉNICOSDe acuerdo a la distribución altitudinal

de las crioformas y, a los datos de TMAA seestablecieron los siguientes cinturones (Figu-ra 4):

– Cinturón Criogénico con CongelamientoEstacional (<3500 m snm): caracterizadopor la ausencia de cuerpos de hielo/nieve ymesoformas criogénicas. Presenta micro-crioformas, asociadas con la acción de ciclosde congelamiento-descongelamiento, proce-sos de criometeorización, crioselección ysolifluxión. Son comunes los suelos estructu-rados en banda y las terrazas de solifluxióno guirnaldas. El límite superior está definidopor la isoterma de 0°C. Sin embargo, en in-vierno, la misma se ubica a 2600 m snm,marcando el límite de la acción del congela-miento y, al final del verano, asciende a3700 m snm. La posición de la isotermaanual media de 0°C es de aproximadamente3500 m snm.

– Cinturón Criogénico Periglacial. Perma-frost Posible (3500-4500 m snm): caracteri-zado por la presencia de prótalus ramparts yprótalus lobulados, cuyos frentes inferiores seubican a 3500 m snm. Los glaciares de es-combros activos e inctivos son comunes apartir de los 3700 m snm hacia arriba. Ellímite inferior de algunas pendientes detríti-cas sedimentarias criogénicas alcanza estecinturón a 3900 m snm, micro-crioformas,

están presentes en casi todo paisaje. El límiteinferior está definido por la isoterma anualde 0°C entre 3500 y 3600 m snm, y por losfrentes de los prótalus ubicados a la mismaaltitud y, el superior con las isotermas entre0 y -4 ?C. Este nivel es posible de ser clasifi-cado en dos: uno inferior y otro superior te-niendo en cuenta la presencia o ausencia demanchones de nieve y glaciares. De 3500 a4200 m snm sólo existen las crioformas men-cionadas en los párrafos anteriores. En cam-bio, de 4200 a 4500 m snm aparecen man-chones de nieve perennes, glaciares cubier-tos, glaciares de escombros y pocos prótalusasociados y pendientes detríticas criogénicasde baja altura. Su límite inferior estaría de-finido, por la aparición de cuerpos de nieveperenne a partir de los 4000 m snm, por laaltitud del frente de los glaciares de menortamaño a 4100 msnm y por la altitud delfrente de los glaciares cubiertos a 4200 msnm.

– Cinturón Criogénico Nival. PermafrostProbable (>4500 m snm): ocupa las regio-nes montañosas de mayor altitud y está ca-racterizado por la presencia de cuerpos dehielo/nieve con crioformas periglaciales su-bordinadas. En el cinturón nival los glacia-res descubiertos y manchones de nieve peren-nes son las crioformas protagónicas. Lascrioformas más importantes son las criopla-nicies, en este nivel altitudinal se localizanlas raíces de las pendientes detríticas criogé-nicas. Los glaciares de escombros son pocosnumerosos y solamente pueden encontrarseprótalus lobulados como cuerpos aislados. Elpaisaje presenta evidencias de la acción deprocesos glaciarios previos combinado conel accionar de procesos nivo-fluviales y nivo-detríticos actuales, tales como depósitosmorénicos laterales y basales retrabajados,rocas aborregadas con marcas de estrías gla-ciarias, superficies pulidas y canales de ava-lanchas nivo-detríticas activas, al igual quelos niveles criogénicos anteriores. Los depó-sitos morénicos podrían diferenciarse, enbase a su grado de retrabajo como parte dedos episodios de avance glacial diferentes(LIA y LMG?), aunque esto último no ha sidocomprobado. Procesos de congelamiento y


descongelamiento como gelifluxión son muyrelevantes. La posición de la isoterma anualde -4°C marca el límite inferior del ambienteperiglacial/nival, que puede alcanzar hasta -14°C de TMAA en cumbres de más de 6000m snm.

5. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Se considera que el ambiente periglacialse desarrolla por arriba del límite superiordel bosque si éste existe; además, la presen-cia de permafrost es un requisito sine quanon es posible definir los límites del ambien-te periglacial de los Andes del Hemisferiosur. En regiones áridas y montañosas, dondeno existe una línea de bosque, el frente delos glaciares de escombros activos puede sertomado, de manera aproximada, como ellímite inferior del permafrost de montañareptante (Barsch, 1978, 1992; Trombotto,2003).

La clasificación de glaciares escombrosen base a su actividad considera que, loscuerpos activos se mueven pendiente abajopor acción de la gravedad y, por reptación ydeformación del permafrost; en cambio, losglaciares de escombros inactivos no mues-tran movimiento en la actualidad pero aúncontienen material congelado en cantidaddesconocida y presentan evidencias de movi-miento en el pasado. Si bien no se han efec-tuado estudios sobre la dinámica actual delos glaciares de escombros en la zona, enbase a criterios puramente geomorfológicos,en el presente trabajo se considera que losglaciares de escombros están activos cuandosus frentes o narices poseen una inclinaciónmayor a 35° o bien, cuando muestran proce-sos de selección sedimentaria vertical visibleen sus frentes y signos visibles de caídas derocas. La actividad no implica necesaria-mente la consecuencia de un episodio frío.Estos indicadores de actividad fueron corro-borados en el terreno en distintas criofor-mas.

En la región de los Andes, Trombotto(2000; 2002) identifica al permafrost pre-sente en los glaciares de escombros como«permafrost reptante» (creeping permafrost),

un tipo de permafrost que contiene una ele-vada cantidad de hielo con distribución hete-rogénea areal y verticalmente, característicaque posibilita la deformación plástica irre-gular de la crioforma que lo contiene, mien-tras repta pendiente abajo. El permafrostreptante se diferencia, de este modo, del«permafrost in situ», también muy distribui-do en regiones montañosas, pero con otradinámica criogénica, que se diferencia si laszonas son subhorizontales (crioplanicies,criopedimentos) o como pendientes detríti-cas sedimentarias criogénicas (Trombotto,1991). En la provincia de San Juan, la situa-ción actual del permafrost puede resumirseen los siguientes puntos:

– A la latitud de 28° L.S. en los AndesDesérticos, el límite inferior del permafrostandino reptante, de naturaleza discontinua,fue estimado por Barsch (1978) a 4300-4500m snm; mientras que el límite del perma-frost in situ fue ubicado por Scholl (2002) y,por Perucca y Esper Angillieri (2008) aaproximadamente 5000 m snm.

– A los 30° L.S. en los Andes Centrales deSan Juan, Schrott (1996), detecta que labase del creeping permafrost (discontinuo)interpretado a través de los glaciares de es-combros se ubica a 4000 m snm y, por deba-jo de esa altitud sólo existiría permafrostinsular bajo condiciones favorables. EsperAngillieri (2009), estima el límite entre losglaciares de escombros activos e inactivospara la misma latitud a 3600 m snm; delmismo modo, Brenning (2003), observa queel frente de los glaciares de escombros acti-vos en el territorio chileno se encuentra a4000 m snm.

– Entre los 32-33° el límite inferior delpermafrost de montaña reptante en el Cor-dón del Plata se ubica a aproximadamentelos 3600 m snm (Trombotto y Borzotta,2009). En la provincia de Mendoza (a los34° L.S.), por otra parte, Alonso y Trombotto(2012), lo ubican hacia los 3500 m snm y, alos 35? L.S. al S de los Andes Centrales y enla transición con los Andes Húmedos, el lí-mite inferior del permafrost aparece por de-bajo de los 3000 m snm (Trombotto et al.,2013).


Trombotto et al. (1999), indican que enlos Andes Centrales es posible encontrar per-mafrost de montaña cercano a la altura dela isoterma media anual de 0° C, o inclusoen sitios con temperaturas positivas debido ala influencia de los términos radiativos delbalance de energía superficial.

Según lo explicado en párrafos anterio-res, la posición de los cinturones criogénicosen la cuenca del río Bramadero puede serresumida de la siguiente manera:

– Cinturón con Congelamiento Estacio-nal: <3500m snm y TMAA > 0°C. Sin Per-mafrost

– Cinturón Periglacial con permafrostposible: de 3500 a 4500 m snm y -4°C <TMAA > °0C.

– Cinturón Periglacial/Nival: >4500msnm. y TMAA < -4°C. Permafrost Proba-ble.

Entre 4200 y 4500 msnm podría definir-se un cinturón criogénico con característicastransicionales entre el ambiente periglacial yel ambiente nival, denominado «CinturónPeriglacial Superior», con mayores probabi-lidades de existencia de permafrost. El mis-mo, presenta manchones de nieve perennes,glaciares cubiertos, glaciares de escombros ypocos prótalus asociados, y pendientes detrí-ticas criogénicas de baja altura. Su límiteinferior estaría definido, por la aparición decuerpos de nieve perenne a partir de los4000 m snm, por la altitud del frente de losglaciares de menor tamaño a 4100 m snm ypor la altitud del frente de los glaciares cu-biertos a 4200 m snm. Su límite superior es-taría definido por la posición de la isotermaanual de -4°C, que oscila entre 4300 y 4500m snm y que posibilita la existencia de man-chones de nieve en lugares protegidos y es-tratégicos por su balance térmico.

Es sabido que la distribución de las crio-formas y cuerpos de nieve es favorable enaquellas laderas «frías», con bajas tasas deradiación solar. Sin embargo, la configura-ción topográfica de la presente cuenca condi-ciona esta distribución, favoreciendo tambiénel desarrollo de geoformas en las laderasorientales. La orientación de los glaciaresdescubiertos respecto al aspecto de la ladera

presenta predominio en las direcciones S yNE, mientras que los glaciares cubiertos sedesarrollan en aquellas laderas orientadas alNE predominantemente. La distribución delos manchones de nieve muestra también unpatrón volcado hacia las caras surorientalesde la cuenca. Este efecto es debido a un con-trol topográfico (las caras más frías en el he-misferio sur están orientadas en esta direc-ción), aunque no se debe descartar el accio-nar de los vientos como agente de transporte yremovilización de la nieve. Los glaciares deescombros exhiben un patrón doble, mos-trando tanto orientaciones E como S. PrótalusRampart y lobulados muestran, orientacionespredominantes S y SE.

Por otro lado, es necesario recalcar quela posición y el grado de precisión de lasisotermas interpoladas mediante el métodopropuesto por Fries et al. (2012), dependende la cantidad de puntos con los cuales serealiza la estimación. Al contar con unacantidad limitada de estaciones distribuidasde manera irregular en el espacio, es espe-rable un alto grado de variabilidad en laposición topográfica de las isotermas obteni-das. La instalación de estaciones de monito-reo en el sector de estudio permitiría unamayor precisión en las interpolaciones, asícomo la comparación de valores puntualesin situ.

Los resultados altitudinales y de TMAAobtenidos, si bien constituyen un avance en elconocimiento del estado del permafrost enlos Andes Centrales de la provincia de SanJuan, deben ser considerados de carácter in-dicativo pero no definitivo de los parámetrosque rigen la distribución del permafrost. Esnecesario estudiar también el balance ener-gético superficial y de subsuelo, a partir dedatos puntuales obtenidos in situ, además deefectuar estudios geofísicos para constatarfehacientemente la presencia de hielo peri-glacial en el subsuelo.

6. BIBLIOGRAFÍA

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