Geografía física de áreas de montaña.

Realizado por: Lorena Hernanz Ríos.

Se sitúa en la parte Sur de los Andes Centrales, incluyéndose en la denominada Cordillera Frontal, al O de la Precordillera y Sª Pampeanas.

Su localización concreta es en la provincia de San Juan, Argentina, en el límite internacional con Chile, entre las coordenadas 29º 20´Lat. S y 70º 00´Long. O

El área de estudio posee un intervalo altitudinal que varía entre los 3.800 y 5.550 metros de altitud.

Andes Meridionales.

La Cordillera Frontal es una cadena montañosa que se extiende por el Oeste de las provincias de Catamarca, La Rioja, San Juan y Mendoza; desde los 27° 00’ hasta los 36° 46’ de latitud sur. Limita al Este con la Precordillera y Sª Pampeanas, al Oeste con Cordillera Principal, y hacia el Norte se une con la Puna, mediante un pasillo transicional. Realmente forma parte del mismo bloque que la cordillera principal, sin embargo, debido a la tectónica, aparece como un bloque paralelo desmembrado a partir de fallas inversas.

Situada a 29º de lat. Sur, coincide con la zona de subducción plana Pampeana (0-10º), por tanto, SIN ACTIVIDAD VOLCÁNICA).

Comenzado el proceso de subducción por acumulación de sedimentos que convierten un borde pasivo en activo. (Máx. antigüedad de la corteza oceánica 150 mill. años aproximadamente).

Se forma el antearco / arco volcánico / retroarco, en este caso, conocido con el nombre cuenca Uspallata-Iglesia, en donde se depositan sedimentos mixtos eopaleozoicos y del carbonífero inferior.

Prosigue la sedimentación de la cuenca y compresión de las zonas de sutura que generan una segunda cuenca (de Paganzo) con depósitos continentales.

Comienza el magmatismo orogénico constituido por plutones aislados que forman parte del arco magmático. (Fase magmática Somuncúrica)

Termina el magmatismo orogénico con la fase orogénica Sanrafaélica que rellena el vacío de la corteza continental a través del ascenso del arco magmático, que al ser más ligero, se levanta por isotasia mecánica. Fase compresiva que genera un acortamiento cortical y un gran manto de corrimiento que afecta a la cordillera frontal.

Intenso magmatismo con complejos plutónico-volcánicos, durante la fase Huárpica.

Está representada por la unidad Choiyoi, que es un evento que involucra asociaciones volcánicas y plutónicas que suprayacen a las anteriores.

LÍMITES DE LA MINA LAMA-VELADERO

El ÁREA DE ESTUDIO está formada por las subcuencas de los arroyos Amarillo, Turbio, Canito y Potrerillos abarcando unos 130 km². Éstos drenan al río Taguas que a su vez es un tributario del Río Jáchal, el único permanente de la provincia San Juan.

3.1HIDROLOGÍA.

Las precipitaciones son de tipo nival y ocurren entre los meses de mayo a septiembre, donde predomina el clima frío, mientras que los primeros aumentos de la DAS ocurren durante el mes de Octubre, cuando las temperaturas promedio mensual superan los 0º C.

Nival Glacial

TºC media en torno a 0ºC, con valores extremos entre 7 y -7ºC, en enero y julio respectivamente.

La TºC máx. fluctúa entre los -30ºC en julio y agosto; y hasta 29º C durante enero y febrero. Gran amplitud térmica diaria: 25ºC en verano y hasta 45ºC en invierno. Precipitaciones entre 100 y 330 mm anuales, sobre todo en forma de nieve (durante el invierno) y muy escasa lluvia (sólo en otoño y comienzos de primavera).

3.2 CLIMA: Andes desérticos.

Presencia reforzada del Anticiclón del pacífico sudoriental provocado por la corriente de Humboldt, con lo que el clima es todavía más seco que en los Andes peruanos.

Por latitud, menor influencia de la ZCIT en verano y las precipitaciones sobre todo ocurren en el invierno, por influencia del Frente Polar Antártico. Viento local del O: Zonda.

A pesar de estar situada en la zona oriental, la humedad proveniente del Atlántico tampoco penetra, debido al Efecto Fohen provocado por las Sª Pampeanas y la Predordillera.

La casi nula humedad del aire provoca fuertes amplitudes térmicas.

ANOMALÍAS: En año de ENSO, las precipitaciones pueden triplicarse.

3.3 Topografía.

Las alturas se ordenan de O-E en orden decreciente. Las cotas fluctúan entre 5550 m en la frontera y descienden hasta los 3800 m en el Río Taguas.

Drenaje orientado O-E hasta confluir en el Taguas, el cual posee un drenaje paralelo a los principales cordones montañosos.

Pendientes leves sobre la frontera, abruptas en la zona de transición y suaves en el fondo de los valles.

4.1 Piso glacial actual. Límite de nieve perenne o

resistente (ELA).

Dirección del flujo

Estado de equilibrio con las condiciones ambientales locales, la adición de masa

por año es balanceada por la pérdida de masa en la zona de ablación.

Indicado por un aumento o decrecimiento en la longitud, área y volumen, y un

aumento o decrecimiento en el flujo en un punto fijo en el sistema glaciar.

Características generales: Glaciares Lama-Veladero.

Los glaciares son pequeños (<2 km²).

Se comportan como “glaciares de reservorio”, es decir, se encuentran enteramente en ablación o en acumulación dependiendo de los años, difícil cálculo de la ELA-Estimación por altitud media = 5150 metros. Muestran pocas señales de movimiento de hielo: pocas grietas y ninguna morena aparente de la Pequeña Edad de Hielo (LIA). Experimentaron variaciones de frente moderadas (Pitte et al. 2009). Se encuentran ampliamente cubiertos por penitentes. El control topográfico es muy fuerte, los glaciares se desarrollan en las vertientes frías, sobre todo de orientación E-SE.

TOTAL:16 cuerpos de hielo descubierto y nieve perennes, (que se mantienen al menos dos años consecutivos; y con un área mínima de 1 ha). El área total cubierta con nieve perenne y hielo es de 3,38 Km2.

Nº de geoformas por orientación.

Los cuerpos de hielo presentes en el área de estudio de Norte a Sur son los glaciares Los Amarillos, Guanaco, Canito, Gla C34, Potrerillos, Gla P08 y los manchones de nieve.

En general son glaciares de valle, de pequeño tamaño y con un escaso desarrollo del órgano de evacuación. Se consideran glaciares atrofiados debido a una alimentación nival escasa, en los que la producción de hielo solo mantiene el propio circo.

Se conservan gracias a las condiciones microclimáticas (Temperaturas muy bajas).

El frente de los glaciares en el área de estudio es de forma de lóbulo poco desarrollo, excepto el glaciar Canito cuya lengua es bien clara. Son de zona de alimentación simple, en forma de circo glacial (hoya rodeada por paredes de roca) como el caso del glaciar Canito y Potrerillos o bien de una depresión aplanada de pendiente relativamente suave como el caso del Guanaco y Los Amarillos. El glaciar pequeño (Gla C34), morfológicamente es un glaciar de montaña, debido a que está desarrollado dentro del circo.

Glaciar Los Amarillos, es un glaciar mediano y se encuentra en una depresión aplanada de pendiente relativamente suave, (15º/25º). Tiene una longitud de 1,7 km, su superficie es de 1,10 km2; se encuentra entre los 4900-5550 m, con una orientación hacia el sureste-sur. En el glaciar Los Amarillos el ELA se encuentra a los 5175 m.

Glaciar Guanaco, es un glaciar mediano, semejante en su forma al glaciar Los Amarillos. Tiene una longitud de 1,2 km su superficie es de 0,82 km2, se encuentra entre los 5350-5000 m, su pendiente es muy suave (5º/15º) y presenta orientación hacia el este. El ELA se ubica a los 5175 m.

Glaciar Canito, es un glaciar mediano de tipo glaciar de valle, de cuenca simple. Tiene una longitud de 1,4 km, su superficie es de 0.65 km2, se encuentra entre los 4775-5250 m, su pendiente es fuerte en su frente (35-45º) y de 5-15º en el área de acumulación, su orientación es hacia el este. El ELA se encuentra a los 5075 m.

PARÁMETROS DE CONTROL:

Se desarrollan principalmente en regiones nevadas donde existe una larga temporada sin precipitaciones, con tiempo despejado, aire frío y muy seco. El penitente resulta de una ablación desigual de la nieve y crece “hacia abajo”.

La presencia de penitentes aumenta muchísimo la fusión del glaciar, esto se debe a que se reduce el albedo por la presencia de los penitentes y las impurezas (detritos) que quedan en la superficie cuando la ablación las alcanza y se va acumulando en los corredores.

1. PENITENTES:

Se presentan en láminas paralelas de nieve vieja o firn o de hielo, alineadas aproximadamente en sentidos este-oeste, e inclinadas hacia el sol.

La formación de penitentes es una regla general en los Andes Secos de Chile y Argentina, se puede definir el límite sur de los Andes Secos por la desaparición de los penitentes a los 37º de latitud sur.

En la superficie del glaciar Guanaco se observaron penitentes de entre 20 y 50 cm de alto. Véase la disposición E-W.

Penitentes de hasta 2 metros en el frente del glaciar Canito.

La presencia de estalactitas de hielo evidencia procesos de derretimiento y posterior recongelación del agua.

Los estratos de polvo indican periodos relativamente más secos.

Abajo, Penitentes del Canito y protalus rampart en 1er plano a la izquierda.

2. GRIETAS. El hielo glaciar fluye al deformarse como consecuencia a las presiones que se producen en su interior. Así, la temperatura del hielo es determinante provocando flujos compresivos y extensivos que originan deformaciones (ojivas) y rupturas (grietas o crevasses).

En un periodo de tiempo representativo la aparición o desaparición de estas grietas, puede ser un parámetro de control para estudiar la evolución y estado del glaciar:

Amarillo: Presenta grietas en el área de acumulación y las mismas son visibles tanto en las fotos de 1959, 2000 y en la imagen Ikonos de 2005.

Guanaco: Se observan grietas en las fotos aéreas de 1959 en un área de convexidad del glaciar en su parte superior, en cambio ya no se observan en las fotos aéreas de febrero de 2000 y en la imagen Ikonos de 2005.

Canito: presenta en, el sector inferior, una fuerte pendiente donde se producen grietas, pero en la imagen de 2005 esa zona del glaciar está libre de hielo y solo se observan grietas en la parte inferior de la lengua.

ESTABLE

POSITIVO

RETROCESO

A la izquierda se observan grietas transversales en el glaciar Canito y a la derecha en el glaciar Los Amarillos (ambas corresponden a fotos aéreas de 1959).

3. ESPESOR O VOLUMEN DE LA MASA GLACIAR.

En base a información de fotos aéreas de 1959 y del año 2000, se aprecia, en general, una importante pérdida de espesor.

Esto se evidencia especialmente en los glaciares Los Amarillos y Guanaco.

Guanaco: La capa superior de firn tiene unos 40 cm., mientras que el hielo en la base no tiene más de 15 cm. El borde del glacial es dentado, lo que supone un deterioro del hielo.

Pérdida de masa en el glaciar Canito entre los años1959 y 2005.

Una medida sintética del comportamiento de los glaciares y manchones de nieve, consiste en comparar las áreas en 1959 y 2005. Este dato muestra una disminución de 12% del área englazada en los 46 años considerados.

En el año 1986 se manifiesta un aumento del área englazada producto del fuerte evento ENSO de 1982, que triplica los niveles de precipitación en el área de estudio.

Asimismo, la gráfica muestra como hay una débil incidencia areal de los manchones de nieve. El 92% del área englazada corresponde a los glaciares y solo el 8% del área está representada por los manchones de nieve, para el año 2005.

DOS TENDENCIAS:

1. Los glaciares Los Amarillos y Canito tienen un comportamiento comparable, ya que acompañan la tendencia observada en el anterior gráfico.

2. El Glaciar Guanaco presenta una notable estabilidad en su superficie a lo largo del tiempo.

La forma de la parte inferior del glaciar se modifica sensiblemente, pero su área es prácticamente igual en las dos escenas.

Los mayores cambios aparecen en el afloramiento triangular que se observa en el sector N. Además la totalidad del frente sur se retira ligeramente en el 2005. Esto concuerda con lo que se aprecia en la curva mencionada que señala a este año como el de menor superficie.

Este glaciar es el que retrocedió más pronunciadamente en el área de estudio, perdiendo un tercio (33 %) de su superficie en 46 años.

CAUSAS:

Es el que está situado a menor altitud (4775-5250 m.) ¿Descenso de la ELA?

Posee una elevada pendiente en su frente (35-45º) que propician la formación de grietas y ojivas por compresión.

Mayor superficie cubierta por penitentes: En su frente, existencia de penitentes de hasta 2 metros de altura.

4.2 PISO PERIGLACIAR ACTUAL: El ambiente periglacial de Lama-Veladero ilustra el ambiente criogénico actual típico con condiciones semiáridas de los Andes Centrales. El límite del ambiente periglacial comienza próximo a los 4350 m con la clásica morfología:

1. Glaciares rocosos

2. Protalus ramparts.

3. Geliflucción-soliflucción.

4. Flujos de detritos.

5. Caída de rocas.

6. Deslizamientos.

7. Morrenas.

8. Turberas.

Es el espesor de suelo, roca u otro material que ha permanecido por debajo de 0ºC continuamente dos o más años. (Muller, 1947).

La acción periglaciar está relacionada con un variado nº de procesos, el más característico es la “acción de la helada”, cualquier proceso relacionado con la congelación y/o descongelación del hielo en el suelo, las rocas o en el sedimento.

Nivel inferior permanentemente congelado (pergelisol).

Presenta congelación-fusión estacional y con espesores de centímetros a metros.

Áreas no congeladas dentro del pergelisol.

1. Continuo: La capa de pergelisol se presenta como un bloque continuo.

2. Discontinuo: El pergelisol aparece fragmentado en diversos bloques.

3. Esporádico: Permafrost es condiciones altitudinales críticas pero potencialmente adecuadas en términos topoclimáticos (condiciones climáticas locales, radiación, orientación, etc.

TIPOS DE PERMAFROST:

DIRECTOS: Excavaciones o perforaciones.

INDIRECTOS: Delineación de la distribución del permafrost usando indicadores ambientales:

• Glaciares rocosos. • Suelos ordenados. • Derrubios afectados por flujos. • Pingos. • Hielo de segregación. • Temperatura del aire.

SEMI-DIRECTOS: Mediciones y sondeos geofísicos como resistividad eléctrica.

MÉTODOS INDIRECTOS:

Permafrost continuo: Datos obtenidos en la provincia de Mendoza

que establecen el límite inferior del permafrost continuo en base a la altitud donde la TºC media anual del aire es alrededor de -8,5ºC.

Permafrost discontinuo: Presencia de glaciares rocosos activos que

son fenómenos de la reptación y por lo tanto, los indicadores más importantes del permafrost.

Permafrost esporádico: El límite inferior es difícil de precisar.

LÍMITE INFERIOR = 4150 metros en la ladera Sur (isoterma -1ºC)

LÍMITE INFERIOR = 5175 metros (coincide con ELA e isoterma -9ºC)

Hielo intersticial a 4.800 metros de camino al glaciar Guanaco. Prueba de permafrost discontinuo en estos límites.

La presencia del permafrost condicionará los procesos periglaciares.

GLACIARES ROCOSOS DE TALUD

GLACIARES ROCOSOS DE ORIGEN GLACIAR

GLACIARES ROCOSOS DE TALUD. No son de origen glacigénico, pero son el resultado de deslizamientos de detritos

y nieve en las pendientes de los valles.

Los glaciares rocosos de talud presentan hielo intersticial, con lo que se forman en ambiente periglacial, con abundante aporte de detritos y en condiciones de permafrost.

En general son cuerpos pequeños (300-1000 m de longitud) con forma de lengua o lóbulo y lineamientos de flujo (arcos y surcos longitudinales y transversales) debido a las fuertes pendientes.

Glaciar de escombros de talud activo, de exposición S-SE, ubicado en el valle del Arroyo Canito, a unos 4150 m.

GLACIARES ROCOSOS DE ORIGEN GLACIAR.

Los glaciares de escombros de origen glacial están relacionados a la parte terminal de un sistema glacial. Muestran estructuras de flujo bien definidas y terminan con un frente muy abrupto sin vegetación (Corte, 1976).

La transición entre glaciar descubierto y glaciar de rocoso ocurre en la parte terminal del frente del glaciar si la depositación del material morrénico es lo suficientemente espeso (al menos 20-30 m) y a la existencia de permafrost (Barsh, 1978).

Modelo ejemplo: Glaciar Rocoso

“Morenas Coloradas” Mendoza (Argentina).

GLACIARES ROCOSOS ACTIVOS.

Cuerpos con forma de lóbulo o lengua de clastos congelado con hielo intersticial y/o núcleos de hielo, que se mueven ladera abajo por deformación del hielo contenido. Muestran una ladera frontal (35º-45º) y lateral escarpada (10 m.), y surcos alineados en la dirección del flujo. (Barsch, 1978). Velocidad media de 5 a 100 cm/año. A lo largo de estos frentes escarpados se encuentran bloques angulares (de tamaño mayor a 1m3), formando una capa de 2 a 5 m de espesor. Por debajo de esta capa los bloques son poco frecuentes y se encuentran inmersos en una matriz de tipo grava limo.

El límite inferior de estos glaciares, nos indican el límite inferior del permafrost discontinuo, y están asociados a una temperatura media anual de aire de aproximadamente de -1º C -2º C (Barsch, 1978).

En el ÁREA DE ESTUDIO, éstos se ubican en por encima de los 4150 m, asociados a la isoterma de -1º C. Predominan en las laderas frías (orientadas hacia el sur), aunque excepcionalmente se pueden formar en las laderas norte. Presentan tamaños no mayor a 600 m de longitud.

En el área de estudio se encontraron glaciares de escombros de origen glacial activos e inactivos en las nacientes de los valles del Arrollo Turbio, Arroyo Canito y Río Potrerillos

PROCESOS ASOCIADOS A LOS GLACIARES ROCOSOS ACTIVOS.

El TERMOKARST es considerado una característica de ablación que genera una depresión topográfica irregular producida por la fusión del hielo.

Dan como resultado la aparición de lagos de deshielo, desplomes de deshielo, torrentes de Termokarst, pingos colapsados y alasas (depresión cerrada con bordes abruptos). La coalescendia de varias depresiones puede generar valles de alasas de varios Km. de longitud. Es un indicador del permafrost. Un ejemplo de termocarst se encontró en una morena del Holoceno en el valle del Arroyo Turbio, en forma de pequeñas alasas que generan terrenos irregulares con huecos y pequeños montículos.

Ejemplo de alasa,

generada en el subártico

finés.

LAS MORRENAS DE NEVÉ (Protalus rampart) son considerados como cuerpos

embrionarios de un glaciar rocoso activo.

Se trata de una cresta de escombros o detritos que han sido acumulados gradualmente por caídas de rocas o de detritos a través de un banco de nieve perenne, comúnmente al pie del talud (Richmond, 1962).

En el ÁREA DE ESTUDIO se ha observado su presencia en cotas más elevadas, a más de 4350 m, y por debajo de la isoterma de -2º C. Generalmente se presenta en las laderas de los valles y circos glaciares y son de menor tamaño que los glaciares rocosos activos de origen glacial.

Morrena de nevé (I), glaciar rocoso de talud (II) y lengua del glaciar Canito.

Morrena de nevé en la ladera sur del Glaciar canito.

GLACIARES ROCOSOS INACTIVOS.

Los glaciares rocosos inactivos todavía presentan hielo en su interior pero han dejado de moverse. (Barsch, 1978).

En el caso de glaciares rocosos de origen glacigénico se presentan en la parte más externa del frente del glaciar, donde el hielo, si está todavía presente, ha sido cubierto por una gruesa capa de detrito, apareciendo como cuerpos de hielo colapsados con un suavizado escarpe y en ocasiones vegetación en su frente (Espizúa, L., 1982).

Los glaciares rocosos de talud inactivos, al igual que los activos, predominan sobre las laderas orientadas hacia el sur

En el ÁREA DE ESTUDIO estos glaciares se ubican a partir de los 4100 m y están por debajo de la isoterma de 0º C.

Glaciar rocoso de talud inactivo y de exposición Sur, ubicado en la cuenca del Arroyo Turbio, a unos 4100 metros. Se presenta menos abultado y con un escarpe frontal poco acentuado, aunque su relieve superficial todavía está bien preservado.

GLACIARES ROCOSOS FÓSILES. Se caracterizan por presentar una morfología colapsada especialmente en su parte central y con sus bordes más elevados. Son glaciares muy poco abultados y con un escarpe frontal muy erosionado, ya que se ha fusionado todo el hielo en su interior.

ÁREA DE ESTUDIO: Estos glaciares se ubican altitudinalmente más bajos, alrededor de los 3900 m y por debajo de la isoterma de 1º C.

Foto de la izquierda glaciar rocoso fósil de exposición N, ubicado en el valle del Arroyo Canito (4100 m). Foto de la derecha glaciar rocoso fósil de exposición S, ubicado en el valle del Arroyo Canito, a 3950 m. Nótese la depresión que presenta el centro debido a la fusión del hielo intersticial.

En general los glaciares rocosos se dan en zonas de mayor pendiente que la gelifluxión, pero menores que los flujos de detritos.

Los glaciares rocosos activos se forman a partir de pendientes que oscilan entre los 35º-45º, algunos llegando a alcanzar valores superiores a 45º.

Los glaciares rocosos inactivos y fósiles se ubican en zonas de menores pendientes, 25º - 35º y 15º - 25º respectivamente.

Las morrenas de nevé se ubican en zonas de mayores pendientes que los glaciares rocosos activos (mayores a 45º), en pendientes similares en las que se localizan los flujos de detritos.

GELIFLUXIÓN-SOLIFLUXIÓN.

GELIFLUXIÓN: Es un flujo lento de materiales no congelados que fluye pendiente abajo sobre un substrato congelado. Estos procesos se desarrollan mejor en rocas que se rompen o se desintegran en fracciones de rocas de tamaño mediano a pequeño. • Los procesos se ubican por encima de los 4300 metros e inferiores a la isoterma de -2ºC, se denominan escalones o bancos de 30 cm aprox., tb. en forma de lóbulos o suelos estriados. El término SOLIFLUXIÓN consiste en un flujo lento pendiente abajo de materiales saturados no congelados, aunque un componente puede ser la reptación del suelo que produce por congelación de la humedad superficial en forma de agujas de hielo. • Se presenta en cotas menores, donde la TºC media no alcanza a mantener el sustrato congelado, especialmente en verano. Suele presentarse como suelos estriados.

La gelifluxión es un tipo de solifluxión implicando la presencia de congelamiento estacional o permafrost.

La gelifluxión tiende a presentarse sobre las laderas frías de orientación S-SW y con mayor espesor de detritos, suelo, o escombros.

Se producen generalmente asociados a zonas de pendientes suaves, en gradientes tan bajos como 1º-2º

Los suelos estriados y bancos se distribuyen a lo largo de pendientes que oscilan entre los 0º-15º.

Las geoformas de gelifluxión o solifluxión tipo lóbulos o terrazas se forman en pendientes mayores, de unos 15º-25º

Valle del Río Potrerillos, a unos 4325 m. Las pequeñas irregularidades que se observan sobre la ladera, son debido a los procesos de gelifluxión.

Estrías de gelifluxión ubicadas en las cercanías del glaciar Guanaco.

Suelo estriado debido a procesos de gelifluxión, ubicado en ladera sur del valle del Arroyo Canito.

FLUJOS DE DETRITOS (DEBRIS FLOWS)

Se trata de un flujo de sedimentos compuesto por fragmentos heterométricos, mezclados con agua y aire que se desplazan rápidamente, encauzados o libremente ladera abajo.

Estas geoformas son muy abundantes en toda el área de estudio, ya que en este paisaje se presentan afloramientos muy meteorizados y fracturados debido a alteración hidrotermal, fenómenos criogénicos y fuertes pendientes (mayores a 45º).

La presencia de agua también es muy importante pudiendo llegar a formar flujos de barro cuando la concentración de agua aumenta y disminuye la granulometría.

La presencia de permafrost, normalmente une sedimentos no consolidados con el hielo, lo cual limita la cantidad de material disponible para que sea erosionado y transportado como un flujo de detrito. Cambios en los regímenes de temperaturas provocarán fusión de la capa activa y alterarán la disponibilidad del material para ser erosionado y transportado.

El límite superior de aparición de flujos de detritos se encuentra por debajo del límite de los manchones de nieve.

“Flujos de detritos y la presencia de conos aluviales en la ladera sur del valle del Arroyo Turbio”. Se puede observar el área fuente o cabecera la canal, el lóbulo final, y a su derecha un lóbulo marginal.

En la foto de la izquierda se ve un conjunto de flujos de detritos sobre la ladera sur del valle del Arroyo Turbio. En la foto de la derecha se observan flujos de detritos, en la ladera sur del valle del Arroyo Turbio; se observa como los flujos se depositan sobre la morena. Se diferencian dos niveles de morenas laterales.

CAÍDA DE ROCAS. Se producen cuando en la parte superior de una vertiente actúan procesos de fragmentación eficaces, en este caso gelifracción, que rompen y separan el material, y la pendiente permite que los clastos fragmentados se desplacen sin más limitación/facilitación que la rugosidad de la superficie inclinada.

Cuando los fragmentos no son muy voluminosos y no se vuelven a caer en el desplazamiento, se habla de caída libre, mientras que si los fragmentos se vuelven a romper se habla de desprendimiento.

Se generan en fuertes pendientes superiores a 45º.

Los bloques procedentes de la caída de rocas encontrados en el valle del Turbio corresponden a brechas hidrotermales y rocas volcánicas (rocas piroclásticas y lavas riolíticas de edad pérmicas). En el valle del Canito las áreas de caída de rocas ocupan mayores extensiones y se asocian a otro tipo de litologías, de tipo intrusivos félsicos y máficos y a rocas volcano-clásticas (lavas andesíticas y rocas piroclásticas miocenas).

Caída de rocas en el valle del Río Potrerillos.

DESLIZAMIENTOS DE TIERRAS (Landslide). El material movilizado presenta un alto grado de meteorización (alteritas o suelos) y no existen discontinuidades estructurales.

El plano de despegue se genera por la formación de niveles arcillosos, que al aumentar su contenido en agua, actúa como plano de deslizamiento provocando un desplazamiento cóncavo y curvilíneo.

Hay un gran deslizamiento en la cuenca del Potrerillos, asociado a una litología de rocas volcánicas y volcano-clásticas. En las cuencas del Turbio y Canito, los deslizamientos se localizan próximos a áreas donde se dan procesos de gelifluxión y solifluxión y también en litologías de tipo volcánico.

MORRENAS: del Pleistoceno y Holoceno.

1. MORRENAS PLEISTOCÉNICAS:

Durante el pleistoceno hay 4 avances glaciares que se asocian a 4 morrenas datadas, en orden de edad decreciente serían las siguientes:

• Morrena (A): Situada en cada valle secundario y también en el valle principal del Río Taguas. Formaba un sistema glaciar que fluía desde cada valle hacia el E uniéndose con un glaciar que fluía en el río Taguas en sentido N-S, alcanzando una cota de 3950 m. y un espesor de 200 m. (Periodo glaciar Riss)

• Morrena (B): Glaciar proveniente de los arroyos Canito y Turbio que confluían en el valle del río Turbio formando una morrena terminal a los 3750 m., y en el valle del río Potrerillos se encuentra a los 3850 m, pudiendo relacionarla con la del valle del Río Turbio (Wurm-Wisconsin temprano).

• Morrena (C): Morrena terminal a los 3850 m. en el valle del río Turbio y en el valle del Potrerillos situada a los 4000 m. (Wurm-UMG)

• Morrena (D): Morrena terminal en los valles del arrollo Turbio, Canito y Potrerillos, a los 3900, 3925 y 4175 metros, respectivamente (nuevo pulso del UMG).

2. M0RRENAS HOLOCÉNICAS:

Durante el Holoceno hay tres avances glaciares, evidenciados por morrenas terminales que se encuentran a los 4150, 4325 y a los 4675 metros, presentando está ultima termokarst (morrena con hielo).

La ubicación de estas morrenas se da en los valles del arroyo Canito y Turbio, procedentes de los glaciares Canito, Guanaco y amarillo.

El avance de las morrenas, al menos el más externo, estaría relacionado con la Primera Neoglaciación, hace 5000 años.

Las morrenas con hielo, situadas en los glaciares Guanaco y Amarillo, mantienen este carácter debido a la mayor altitud a la que se sitúan, y probablemente su origen pudo ocurrir durante la pequeña edad de hielo, (s. XIV).

TURBERAS.

Las turberas son ecosistemas característicos de ambientes lacustres y fríos. Se trata por lo tanto de comunidades relícticas, vestigio de condiciones climáticas del pasado, originadas a partir de antiguas cuencas lacustres de origen glacial.

La formación de turberas es debida a la lenta descomposición de la materia orgánica. De ese modo, el paso de los años va produciendo una acumulación de turba que puede alcanzar varios metros de espesor, a un ritmo de crecimiento que se calcula de entre medio y diez centímetros cada cien años.

En muchos casos la génesis de las turberas tuvo lugar a partir de lagunas someras post-glaciales, que paulatinamente se colmataron con sedimentos poco permeables (limo-arcillas) y sobre ellos comenzó el desarrollo, alcanzando en la actualidad espesores variables.

En el área de estudio las turberas se ubican en el fondo de los valles, presentándose de forma aislada y aguas arriba de los distintos pulsos de las morenas terminales. El tamaño de las mismas va aumentando valle abajo, llegando a alcanzar un área de 25 ha correspondiente a la turbera inferior del Arroyo Canito.

4.3 PLANICIE GLACIFLUVIAL.

Se entiende como planicie glacifluvial a una llanura suavemente inclinada formada de arena y grava por la gradación de las corrientes de fusión del frente de un glaciar (proglacial) (Strahler, 2005). En el área de estudio, las planicies glacifluviales se ubican en el fondo de los valles principalmente en el Turbio y Canito.

Planicie glacifluvial y turberas del Arroyo Canito.

PISO GLACIAR

PISO NIVO-GLACIAR

PISO PERIGLACIAR

PISO.

FACTORES

CLIMÁTICOS.

CARACTERÍSTICAS DE LOS PISOS MORFOCLIMÁTICOS.

UDES. GEOMORFOLÓGICAS.

AGENTES MORFOCLIMÁTICOS.

Piso

glaciar. (5550-

4775 m.) 775 metros.

• Temperaturas medias diarias entre los (-10)ºC y (-2)º C. • Amplitud térmica diaria muy elevada. • Precipitación escasa, concentrada en el invierno austral y en forma de nieve. • Clave morfoclimática: El régimen térmico permite la acumulación de nieve y su transformación en hielo.

• Glaciares de valle. • Penitentes. • permafrost continuo.

• Los procesos de meteorización y dinámica de laderas ligados a la presencia de agua líquida están bloqueados por el régimen térmico <(-9)ºC. • Sublimación y fusión glaciar.

Piso nivo-

glaciar. (4775-

4350 m.) 425 metros.

• Temperaturas medias diarias entre los (-2)ºC y 1ºC. • Clave morfoclimática: El régimen térmico permite la acumulación de nieve y su posterior fusión.

•Manchones de nieve o glaciaretes. • Morrenas de nevé. • Permafrost discontinuo. • Suelos estriados. • Glaciares rocosos activos e inactivos.

• Termokarst, deformación del suelo debido a los cambios de volumen del hielo. • Gelifluxión, derivado del anterior. • Flujos de masas de hielo y rocas que se desplazan vertiente abajo.

Piso periglaciar.

(4350-3800 m.) 550 metros.

• Temperaturas medias diarias >1ºC. • Clave morfoclimática: El régimen térmico permite ciclos de congelación y deshielo muy frecuentes.

• Glaciares rocosos fósiles. • Suelos estriados. • Debris flows • Caídas de rocas. • Landslide. • Turberas. • Solifluxión. • Morrenas

• Caída libre de gelifractos y porterior deslizamiento pendiente abajo. • Gelifracción, caída libre y acumulación en la base del cantil.

En climas tan áridos, el mantenimiento de los glaciares básicamente se genera gracias al régimen termométrico. ELA = (-9)ºC.

Si hubiera mayores precipitaciones, formación de importantes superficies glaciares similares a la de los Andes patagónicos.

Glaciares muy inestables a corto plazo, prueba de ello son los años de ENSO.

Importantes fluctuaciones de los pisos morfoclimáticos desde el cuaternario.

Riss, todo era piso glaciar llegando hasta el río Taguas.

Wurm-Wisconsin temprano, todo piso glacial pero sin llegar al río Taguas.

Wurm-UMG, piso glaciar hasta los 4000 metros y piso nivo-glaciar con una amplitud altitudinal de 200 metros.

Wurm-2º pulso UMG, piso glacial hasta los 4175 metros y piso nivo-glacial con una amplitud altitudinal de 375 metros.

1ª neoglación del Holoceno:

Piso glacial hasta los 4150 y piso nivo-glacial con una amplitud de 350 metros.

Piso glaciar hasta los 4350, piso nivo-glacial con una amplitud de 425 metros (como en el presente) y comienzo del piso periglaciar con una amplitud de 125 metros.

Pequeña edad de hielo, piso glacial hasta los 4675, piso nivo-glacial con la amplitud altitudinal actual (425 m.) y piso periglaciar con una amplitud de 450 metros (actualmente 550 metros).

Subsecretaria de minería de San Juan (2005): “Ambiente y procesos glaciares en Lama-Veladero, San Juan, Argentina”.

ÚBEDA PALENQUE, J. (2010): “El impacto del cambio climático en los glaciares del complejo volcánico del Nevado Coropuna”.

JAIME ARGOLLO (2006): “Aspectos geológicos de la Cordillera de los Andes”. Universidad Mayor de San Andrés, La Paz. Facultad de ciencias geológicas.

GRACIELA MARÍN y FRANCISCO, E. NULLO (1988): “Geología y estructura al Oeste de la Cordillera de la Ortiga, San Juan”. Revista tecnológica: Asociación geológica argentina.

MUÑOZ JIMENEZ, J (1992): “Geomorfología general”. Editorial Síntesis. Madrid.

Datos sobre la región de San Juan:

http://easyrider-jnm.blogspot.com/2008/11/panamericana-en-moto-7-san-juan-cuyo.html

Información sobre los glaciares argentinos: http://www.glaciares.org.ar/

Formación de la Cordillera Frontal: http://www.criba.edu.ar/geolarg/cuencas_de_la_cordfro.htm