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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.68 no.2 Buenos Aires abr./jun. 2011

 

ARTÍCULOS

Inventario de procesos de remoción en masa de un sector del departamento Iglesia, San Juan

 

María Yanina Esper Angillieri

CONICET- Gabinete de Neotectónica y Geomorfología, INGEO, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan, San Juan. E-mail: yaninaesper@gmail.com

 


RESUMEN

Este trabajo presenta un inventario de procesos de remoción en masa, en las cuencas principales que afectan a las localidades de Colangüil, Malimán, Angualasto y Buena Esperanza, ubicadas en el departamento Iglesia, provincia de San Juan, a partir de la interpretación y análisis digital de fotografías aéreas e imágenes satelitales de diversa resolución. Se analiza en entorno de sistemas de información geográfica (SIG) la ocurrencia de los procesos de remoción en masa en relación a varios factores o variables condicionantes  (litología, elevación, pendiente, orientación e  insolación). En  la zona de estudio se reconocieron tres ambientes morfoestructurales principales, la Precordillera Occidental al este, integrada mayormente por sedimentitas paleozoicas, la Cordillera Frontal al oeste, caracterizada por el volcanismo permo-triásico, ambas separadas por el valle de Iglesia que  comprende principalmente  los  afloramientos paleógenos-neógenos. Los  resultados  indican  que de  las  760  geoformas identificadas como procesos de remoción en masa el 45,53 % corresponden a flujos y de ellos el 75,43 % son activos, siendo el principal factor desencadenante las fuertes precipitaciones de carácter torrencial.   

Palabras clave: Procesos de remoción en masa; Inventario; SIG; Departamento Iglesia; San Juan.

ABSTRACT
Inventory of  landslides processes in a region of  the Iglesia Department, San Juan. 
This study shows an inventory of  lanslides, starting from the interpretation and digital analysis of  aerial photographs and satellite images of  varied resolution, in the main basins which affect the localities of  Malimán, Angualasto and Buena Esperanza, in the Iglesia Department, San Juan Province. The occurrence of  landslides in relation to several determining factors or variables (lithology, elevation, slope, aspect, and insolation) is analyzed in GIS environment. Three main morphostructural environments have been recognized in the study area: the Western Precordillera to the western, principally made up of  paleozoic sedimentites and the Cordillera Frontal to the east, which is characterized by Permo-Triassic volcanism. Both geological provinces are separated by the Iglesia Valley which comprises mainly the paleogene-neogene outcrops. The results  indicate that out of  the 760 geoforms identified as landslides, 45,53 % corresponds to flows, and from these 75,43 % are active, being the the main triggering agent, the heavy rains.

Keywords: Landslides; Inventory; GIS; Iglesia Department; San Juan Province.


 

INTRODUCCIÓN

Los procesos de remoción en masa constituyen un peligro geológico  (Ayala  et al. 1987) de origen natural o  inducido, que debe tenerse en cuenta en la planificación del territorio, sobre todo en áreas de montaña. Cruden (1991) define a procesos de remoción en masa como el movimiento descendente de un volumen de material constituido por roca, suelo o por ambos. La remoción en masa involucra procesos gravitacionales de movilización lenta o rápida  (Cruden y Varnes 1996), pendiente abajo,  de  bloques,  suelo  y/o materiales meteorizados inconsolidados.
Estos procesos no se distribuyen de forma aleatoria en  la superficie del  terreno, sino que siguen pautas o reglas. Esas reglas no se conocen en detalle, pero sí se sabe que están relacionadas con una serie factores  y  condicionamientos  geométricos, geológicos, geomorfológicos, hidrogeológicos,  cobertura  vegetal,  etc.  En América Latina, el número de víctimas y los daños materiales por evento ocurrido suelen ser elevados, ya que muchos asentamientos humanos se encuentran al pie
de escarpes montañosos o bien en zonas próximas. Si bien en los últimos años y a nivel mundial, la preocupación en cuanto a los daños ocasionados por estos procesos  ha  aumentado,  en  nuestro  país  aún no adquiere la importancia adecuada. Por ello  es que  existe una necesidad general de mejorar el conocimiento sobre éstos. En lo que respecta a los antecedentes en la materia de estudio, varios son los autores que realizaron trabajos referidos a procesos  de  remoción  en masa,  entre  ellos Collantes (1999) quien caracterizó los procesos  de  remoción  en masa  que  tienen lugar en el valle de Tafí y remarcó la relación entre la variabilidad climática y la intensidad  y  extensión de  los procesos de remoción en masa antiguos. Collantes et al. (2002) y Collantes (2003), estudiaron procesos de  remoción en masa en  las cumbres Calchaquíes. González Díaz (1998a, 1998b; 2003, 2004, 2005, 2009a, 2009b), González Díaz  y  Folguera  (2005,  2006, 2009), González Díaz  et al.  (2000, 2001, 2003, 2005), Penna et al. (2008a, 2008b), han  distinguido  en  diferentes  zonas  del territorio neuquino, numerosos e importantes procesos de remoción en masa. Fernandez y Lutz (2003), Fernandez (2005), investigaron sobre estos procesos en Tucumán. Espizúa y Bengochea (1991), Fauqué  et al.  (2000, 2001), Moreiras  (2003a, 2003b, 2004a, 2004b, 2005a, 2005b, 2006 a, 2006b, 2009), Moreiras et al. (2008), estudiaron varios procesos de remoción en masa en el valle del río Mendoza, mientras que Perucca  (1992) y Perucca y Esper (2008), efectuaron estudios relacionados a los mismos en la sierra de la Punilla de la provincia de San Juan.

CARACTERÍSTICAS DEL ÁREA DE ESTUDIO

Ubicación
El sector de estudio abarca una superficie de aproximadamente 2175,9 km2 y se emplaza  en  el  noroeste  de  la  provincia  de San Juan, dentro de la jurisdicción del departamento Iglesia, delimitado por la Cordillera Frontal al oeste (límite con  la República de Chile); la provincia de La Rioja al norte y este (a través de la sierra de La Punilla-Volcán) y con los departamentos de  Jáchal  al  sureste  y  Calingasta  al  sur (Fig. 1).


Figura 1: Ubicación del área de estudio.

El sector, queda incluido entre los 29°39' 20''  y  30°09'50''  de  latitud  sur  y  69°41' 22'' y 68°47'22''de  longitud oeste,  a una altura mínima de 1.587 m n.m. y máxima de 5.639 m s.n.m.

Clima
El departamento Iglesia pertenece a la región semiárida del país. Posee clima continental, árido y mesotermal. La continen
talidad del clima se manifiesta en la elevada radiación solar, escasa nubosidad, gran transparencia  atmosférica  e  importante amplitud térmica anual.
De acuerdo a Minetti et al. (1986), las precipitaciones son mayores en el sector cordillerano. En efecto, en el extremo suroeste son superiores a los 300 mm/año, disminuyendo hacia el norte hasta unos 150 mm/año a la latitud de 29ºS. En el sector este las precipitaciones son escasas, del orden de  los 50 mm/año, aumentando en sentido  este-oeste.  Resulta  posible  establecer dos regímenes perfectamente definidos. En el sector cordillerano occidental  las precipitaciones  tienen carácter  invernal (periodo abril-agosto) con registros máximos en mayo/junio que alcanzan valores medios del orden de los 75 mm/mes y  se manifiestan en  forma de nevadas o granizadas. El sector precordillerano oriental  (de menor altitud), se caracteriza por un régimen pluviométrico netamente continental,  con precipitación pluvial pobre que  en  el  sector  de  los  oasis  iglesianos, oscilan entre los 10 a 15 mm/mes durante  el  período  estival  (noviembre-marzo) con  una muy  baja  frecuencia media  de días lluviosos o precipitaciones níveas (Minetti et al. 1986).

Geología
La zona de estudio queda incluida en dos provincias geológicas, la Precordillera Occidental (Rolleri y Baldis 1969) al este, la Cordillera Frontal (Groeber 1938) al oeste y ambas separadas por el valle de Iglesia. La Precordillera Occidental se caracteriza por  el  excepcional desarrollo de  los depósitos del Paleozoico inferior a medio y el limitado aporte magmático.
La Cordillera Frontal, comprende principalmente depósitos neopaleozoicos de ambiente marino (Amos y Rolleri 1965), donde  los elementos  intrusivos y volcánicos (Grupo Choiyoi) están interdigitados. En algunos sectores estas rocas se presentan parcialmente cubiertas por sedimentos y rocas efusivas del Paleógeno-Neógeno. El estilo  tectónico es complejo,  representado por pliegues y fallas inversas.
El valle de Iglesia, definido como subcuen
ca río Blanco por Scalabrini Ortiz (1972) comprende  principalmente  las  unidades paleógenas-neógenas que están plegadas y  combinadas  con  estructuras  de  corrimiento  de  vergencia  oriental,  que  junto con las sedimentitas cuaternarias, constituyen una cuenca del tipo piggy-back (Beeret al. 1990).
La estructura de la zona se caracteriza por una  faja  corrida  y  plegada  de  tipo  piel gruesa  en  Cordillera  Frontal  y  una  faja corrida  y  plegada  epidérmica  o  de  tipo piel fina en el ámbito de Precordillera, estructuras generadas como consecuencia de la actuación del ciclo de compresión ándico. La vergencia general es oriental, con retrocorrimientos importantes en los bordes occidentales de los principales cordones  montañosos,  con  rumbo  predominantemente  norte  sur.  La  estructura  se torna sumamente compleja al presentarse plegamientos de 1º, 2º y 3º orden (Amos y Rolleri 1965).

METODOLOGÍA

Se han  inventariado  los procesos de  remoción en masa ocurridos en el sector de estudio durante el periodo 1961-2008. El inventario  se  ha  basado  en  la  interpretación de fotografías aéreas a escala 1:15.000 (1961-1963),  reconocimientos de campo e  interpretación  de  imágenes  satelitales (1985-2008).
La diferenciación entre  las distintas geoformas inventariadas como sus estados de actividad, puede ser discutible e imprecisa debido a que se logró, en la mayoría de los casos, mediante fotointerpretación aplicando criterios geomorfológicos.
Se  utilizó  la metodología  propuesta  por Crozier  (1984) para diferenciar procesos activos  e  inactivos,  tal  como  actividad  y forma de la cicatriz, presencia o ausencia de vegetación, diferenciación del tipo de vegetación  entre  el depósito  y  su  entorno,  depresiones  rellenas  o  no,  grado  de erosión  del  depósito,  grado  de  integración y modificación de la red de drenaje, existencia de bloques con  superficies de fractura fresca o meteorizada.
En el caso particular del grado de activi
dad de la reptación de permafrost (glaciares de escombros), se utilizó criterio morfológico de Wahrhafting y Cox  (1959) y Martin  y Whalley  (1987). En  general  se puede decir que un glaciar de escombros activo posee una escarpa frontal pronunciada, con pendientes superiores a 35º y una morfología de flujo bien desarrollada con cordones o crestas longitudinales separadas por valles o surcos en forma de V, mientras que  los  inactivos poseen un escarpe  frontal poco  inclinado  y pequeños lagos distribuidos en su superficie que sólo pueden ser explicados por el derretimiento  del  hielo,  los  primeros  síntomas de  inactividad vienen dados por  la colonización vegetal del  frente  y por  el desarrollo  de  un  abanico  de  detritos  al  pie del talud frontal. Finalmente los glaciares de  escombros  fósiles  poseen  una  topografía redondeada y varios metros de subsidencia  como  consecuencia del derretimiento del hielo.
Han  sido  utilizadas  imágenes  satelitales Landsat  (MDA Federal  2004),  imágenesSpot 5 (CNES 2008) e imágenes QuickBird (Digital Globe 2002).
Teniendo en cuenta el conjunto de facto
res que condicionan la ocurrencia de los procesos  de  remoción  en masa,  se  han seleccionado  variables  que  se  considera pueden condicionar en mayor medida el desarrollo de los procesos. El tratamiento de  las variables de  tipo espacial se ha llevado a cabo en el entorno SIG. Para el tratamiento del  conjunto de  la  información se ha utilizado una resolución espacial de 15 x 15 m, esto significa que toda la información cartográfica se ha rasterizado por tanto, a un tamaño de píxel de 15 x 15 m.
Se confeccionó un modelo digital de ele
vaciones (MDE) a partir de información topográfica obtenida de la Misión Topográfica Radar  Shuttle  (USGS  2006),  y  a ba-se de este se creó un modelo de pendientes, de orientaciones y de insolación. Para la información litológica han sido utilizadas Hojas Geológicas del Servicio Geológico  Minero  Argentino  (SEGEMAR) 3169-I. Rodeo (Cardó et al. 1998) y 2969-III. Malimán  (Cardó  et al. 2001) a escala 1:250.000 y la Hoja Geológica 17b. Guandacol (Furque 1963), a escala 1: 200.000 de la Dirección Nacional de Geología y Minería.
En el cuadro 1 se presenta, a modo de resumen, cada variable, su definición, rango y unidades.

CUADRO 1: Variables temáticas, su definición, rango y unidades.

PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA

Clasificación
Para el presente trabajo se propone utilizar  la clasificación de Corominas y García (1997), con el objeto de poder incluir los flujos lentos, como la solifluxión (solifluction) y reptación (creep), comunes en el área de estudio y que a criterio de  la autora del presente  trabajo, quedan  incluidos dentro de la  definición de un proceso de remoción en masa.
Por  su parte  los  glaciares de  escombros son  clasificados  por Outcalt  y Benedict (1965) según su posición topográfica, como glaciares de escombros de  fondo de valle (valley-floor rock glaciers), o de pared de valle  (valley-wall  rock  glaciers).  Por  génesis son clasificados como de origen glacigénico o como de origen criogénico. Los glacigénicos (Outcalt y Benedict 1965, Barsch 1969, Corte  1976a)  son  aquellos  en  los que el glaciar de escombros es producto del soterramiento progresivo y subsiguiente deformación de un núcleo de hielo glaciar. Los de tipos criogénicos (Wahrhaftig y Cox 1959, Barsch 1969, Haeberli 1985), se forman localmente por la acumulación de nieve y detrito en forma de avalanchas en pequeños circos,  aunque  a veces  son formados por grandes deslizamientos individuales. De esta  forma  se genera una acumulación de tipo estratificada en don
de se alternan capas más ricas en hielo o en detrito. Cuando las acumulaciones invernales  no  son  significativas,  el  detrito suele hacer de sostén primario, mientras que el hielo se dispone en forma intersticial.

Tipos de procesos de remoción en masa identificados
Se  identificaron un  total de 760 geoformas  vinculadas  a procesos de  remoción en masa, de diversas dimensiones (desde 0,001 km2 a 8,211 km2), de ellas 24 (3,15 %) han sido identificadas como avalanchas de detritos, 212 (27,89 %) zonas de caída de roca (conos coluviales y talud), 6 (0,79 %)  deslizamientos,  346  (45,53 %)  debris flows, 158 (20,79 %) zonas con reptación de permafrost (glaciares de escombros) y 14 (1,84%) campos de solifluxión.
En  relación  a  la  superficie  ocupada  por los procesos de remoción en masa identificados,  éstos  cubren  un  área  total  de 93,63 km2 correspondientes al 4,30 % del área total analizada (2175,88 km2). De los 93,63 km2 ocupados por estos procesos, el  45,34  %  corresponden  a debris  flows (42,45 km2), el 18,59 % a zonas con solifluxión (14,40 km2), el 12,71 % (11,90 km2) a zonas con reptación de permafrost (glaciares de escombros), el 11,40% a avalanchas de detritos (10,67 km2), el 9,96 % a zonas de caída de rocas (9,32 km2) y finalmente, ocupando una superficie  total de 1,88 km2 (2,01 %), los deslizamientos. En términos de actividad, de las 760 geoformas mapeadas el 76,71 % (583) son activas,  el  18,03  %  (137)  inactivas  y  el 5,13 % (39) son fósiles (Cuadro 2).

CUADRO 2: Grado de actividad de procesos de remoción en masa.

Los deslizamientos identificados en el área de estudio no muestran evidencia de actividad actual, ya que no se observa generación de nuevas grietas ni posibles cicatrices que puedan dar  lugar a una reactivación de los mismos. En general se hallan muy erosionados, vegetados, presentan  superficies  suaves  y  evidencias de  la acción del viento y el agua. En su composición participan principalmente rocas ígneas (granodioritas, dacitas, gabros y dioritas)  y volcánicas  (tobas,  andesitas, brechas,  ignimbritas). En general estas geoformas no llegan a cubrir el km2 y en sus cabeceras  las pendientes no  superan  los 31º.
Las avalanchas de detritos tienen una alta frecuencia de ocurrencia en las sedimentitas neopaleozoicas de Cordillera Frontal. En su composición participan principalmente  rocas  sedimentarias  (areniscas, pelitas y conglomerados) e ígneas (granitos, granodioritas).
Cabe destacar que tanto los deslizamientos  como  las  avalanchas de detritos han sido identificados sólo en el ámbito cordillerano.
Producto de la abundancia de material detrítico  resultante de  la meteorización de las rocas aflorantes, es frecuente la caída de rocas (rock fall) en las pendientes verticales a subverticales compuestas por pequeños clastos y bloques de 2 m de diámetro. Se caracterizan porque sus sedimentos tienen disposición caótica, escasa clasificación, redondeamiento casi nulo y estratificación muy inclinada y mal definida.
Los debris flows constituyen uno de los procesos de remoción en masa más ampliamente distribuidos en la región, rellenando valles y quebradas y en la superficie de los abanicos aluviales. En general son depósitos de pocos metros de espesor, matriz sostén y mal seleccionados, predominan  las partículas granulares  (arenas,  gravas, cantos y bloques).
Han  sido mapeados un  total de 158 zonas con reptación de permafrost (glaciares  de  escombros),  que  ocupan  un  área de 11,90 km2. Se sitúan al pie de paredes escarpadas  de  circos  y  laderas  abruptas
del  valle  y  se  alimentan  en  su  zona  de arranque por clastos generados pore crioclastismo. El volumen de material  transportado  generalmente  supera  el  millón de metros  cúbicos,  de  los  cuales  el  40-50% suele ser clastos y el resto hielo  intersticial  y  en  lentejones  (Barsch  1977, 1996, Arenson et al. 2002). Sólo el 25,32 %  (40)  corresponden  a  glaciares  de  escombros de fondo de valle (valley floor rock glaciers)  y  el  resto  (un  total  de  118)  han sido clasificados como glaciares de escombros de ladera o glaciares de escombros de talud (valley wall or talus rock glaciers).
En términos de grado de actividad, de los 158 glaciares de escombros mapeados, el 60,1 % son considerados activos, el 28,5 % inactivos y el resto (11,4%) fósiles (Cuadro 3). En función de su génesis, sólo el 10% de los glaciares de escombros mapeados  pueden  ser  atribuidos  a  un  origen glacigénico; el resto, un total de 142 son criogénicos.

CUADRO 3: Tipos de glaciares de escombros, su grado de actividad y ocurrencia.

Relación de los procesos de remoción en  masa  con  los  factores  condicionantes
En relación a la altitud, las avalanchas de detritos son frecuentes entre los 3.000 m s.n.m. y  los 4000 msnm, mientras que a altitudes menores y mayores su ocurrencia es prácticamente nula.
Los deslizamientos son más habituales entre los 3.000 m s.n.m. y los 4.000 m s.n.m. donde  las  laderas  se  ven  cubiertas  por delgadas capas de detritos más susceptibles  a  estos  procesos. Los  depósitos  de debris  flows son abundantes a bajas altitudes debido a que las pendientes se hacen más  someras,  los  procesos  pierden  su energía de transporte y depositan su carga. Finalmente  la  reptación  de  permafrost (glaciares de escombros) y  la  solifluxión ocurren  a  elevadas  altitudes  por  encima de los 4.000 m s.n.m., donde el ambiente periglacial encuentra su dominio.
Al examinar la distribución de los procesos de remoción en masa con la pendiente  se  observa  que  los mismos  son más comunes en pendientes bajas a moderadas  (6º  a 30º). Esto puede  ser  resultado de  que  a  elevadas  pendientes  (>30º),  la
cobertura detrítica se hace prácticamente nula, las rocas aflorantes están expuestas a continua meteorización por lo que son más  comunes  procesos  como  caída  de rocas.
En las zonas donde existe material detrítico disponible y  factible a  ser movilizado,  son  más  frecuentes  deslizamientos, avalanchas  de  detritos  y  la  reptación  de permafrost  (glaciares  de  escombros), mientras que los debris flows, si bien suelen originarse en pendientes más abruptas,  sus depósitos  son  comunes  en pendientes bajas a muy bajas (0º a 15º).
La  relación entre  los procesos de  remoción en masa y  las orientaciones  indican que  los  procesos  identificados  son más frecuentes en las laderas que miran al este (45º a 135º) y al sur (135º a 225º), lo cual podría deberse a que  son zonas que  sufren mayores oscilaciones en la humedad de  la capa  superficial detrítica, por estar más expuestas a ciclos humectación- desecación, debido a que estas laderas reciben menos radiación solar.
La insolación parece no ser un factor importante ni concluyente, aunque hay una leve diferencia  a  favor de  las  zonas  con mayor  insolación; esto es, menos húmedas,  esto  estaría  en  aparente  contradicción con  lo comentado para  las orientaciones,  aunque  ambas  variables  no  son equiparables.  Sin  embargo  se  considera que  la  provincia  de  San  Juan  recibe  un promedio de 13 horas por día de  radiación  solar  directa  durante  los meses  de
enero y febrero, lo cual equivaldría a 835 horas  de  radiación  solar  (835.000 WH/m2), los valores obtenidos para la ocurrencia de los procesos de remoción en masa de  296.849  a  540.210  [WH/m2]  o  297  a 540 horas, serían bajos en comparación.
Al  discriminar  por  tipo  de  proceso  vs. clase de unidad  litológica se puede decir que  las  avalanchas  de  detritos  son más frecuentes  en  las  unidades  pleistocenas, las  zonas  con  caídas  de  rocas  son más abundantes en el complejo volcaniclástico  permotriásico,  principalmente  donde afloran  cuerpos  riolíticos  afectados  por diaclasas más espaciadas, dando lugar, en algunos sectores, a la generación de grandes bloques.
Las caídas son más frecuentes en las pelitas  neopaleozoicas  de Cordillera Frontal, las cuáles están afectadas por una fuerte meteorización.  Los  debris  flows  lo  son en los depósitos cuaternarios, donde existe gran disponibilidad de material menos competente.  la  reptación  de  permafrost (glaciares de escombros) y  la  solifluxión son más  frecuentes  en  los  aglomerados, tobas, ignimbritas, andesitas y riolitas permotriásico, esto se debe a que este grupo está asociado a zonas donde actúa un intenso crioclastismo que  favorece  la producción de gran cantidad de material detrítico susceptible a ser movilizado.

DISCUSIÓN

Barsch  (1996)  caracteriza  a  los  glaciares de escombros  (rock  glaciers) como expresiones  geomorfológicas  de  reptación  en permafrost de montaña. Haeberli (1996) y Giardino y Vick (1987) describen a un glaciar de escombros como un cuerpo de detritos congelados con hielo  intersticial y  lenticular  que  se  mueve  lentamente pendiente abajo, por deformación plástica y reptación del permafrost, formando lenguas o lóbulos, que presenta un frente escarpado y en  su  superficie  se desarrollan surcos u hondonadas y crestas características, los que son, en general, perpendiculares  a  la  dirección  del  flujo;  representan un ejemplo extremo de reptación de permafrost que ocurre cuando detritos ricos en hielo son deformados pendiente abajo por la influencia de la gravedad.
Si bien no es común y puede prestarse a discusión considerar a los glaciares de escombros (rock glaciers) como procesos de remoción en masa, al comparar su definición con la de los procesos de remoción en masa  de  Cruden  (1991)  y  Cruden  y Varnes  (1996),  resulta  lógico,    a  criterio de la autora del presente, considerar a un glaciar de escombros (rock glacier) como la geoforma  resultante  del  proceso  de  remoción en masa reptación de la clasificación de Corominas y García (1997).
Además,  resultaría de  suma  importancia incluirlos  el  los  inventarios  de  procesos de  remoción en masa, debido a que numerosas  investigaciones han  reconocido su  valor  hidrológico,  ya  que  por  su  estructura  interna  constituyen  reservorios naturales  de  agua  (Corte  1976b,  Barsch 1996, Brenning 2005a, b, Brenning y Azócar 2008, Azócar y Brenning 2010), principalmente  en  las  regiones  montañosas áridas y semiáridas, donde su importancia es significativamente mayor al contribuir a  la escorrentía superficial de  los ríos de montaña, especialmente durante  los meses secos. 
Finalmente,  los  glaciares  escombros  representan  fuentes  potenciales  de  otros procesos de  remoción en masa  (Kääb  et al. 2007, Harris et al. 2009). A consecuencia de  la perdida del hielo cementante y erosión retrocederte existen grandes cantidades de material detrítico susceptibles
de ser movilizados y la ocurrencia de sismos, lluvias intensas y actividades antrópicas,  podría  resultar  en  la  subsecuente generación de debris flows (Stoffel 2010).

CONCLUSIONES

La zona de estudio está efectivamente afectada por un gran número de procesos de remoción en masa, siendo los más abundantes y perjudiciales los debris flows de la Cordillera Frontal.
Es muy  escasa  la  información  histórica sobre  la  ocurrencia  de  dichos  procesos en la región de estudio, debido a que las localidades  estudiadas  no  son  cabeceras departamentales, sólo se cuenta con algunas  crónicas  periodísticas  sobre  la  ocurrencia de flujos que han afectado principalmente  a  los  poblados  de mayor  importancia en el departamento, como Rodeo, Bella Vista, etc.
Entre  los  3.000 m  s.n.m.  y  los  4.000 m s.n.m. los terrenos son más susceptibles a la ocurrencia de avalanchas de detritos y deslizamientos,  mientras  que  entre  los 4.000 y 5.000 m s.n.m. lo son la reptación de permafrost (glaciares de escombros) y la solifluxión.
Puede  verse  que  los  procesos  de  remoción en masa  identificados  son más  frecuentes  en  las  laderas que miran  al  este (45º a 135º) y el sur (135º a 225º), lo cual podría deberse a que  son zonas que  sufren mayores oscilaciones en la humedad de  la  capa  superficial, por  estar más  expuestas a ciclos humectación-desecación, debido a que estas laderas reciben menos radiación solar.
En el caso de la litología, parece claro que hay dos tipos litológicos claramente más propensos  a  experimentar  estos  procesos, las areniscas, pelitas, conglomerados y calizas neopaleozoicos y  los aglomerados, tobas, ignimbritas, andesitas, riolitas y dacitas permotriásicas.
Las zonas más susceptibles a la ocurrencia de debris flows son aquellas de poca altitud (2.000 m s.n.m.), con laderas orientadas hacia el sur, de baja pendiente, donde  afloran  depósitos  cuaternarios  y  que reciben la menor insolación.
Es  preciso  seguir  realizando  inventarios sistemáticos de nuevos eventos con el fin de mejorar los análisis y contrastar los resultados obtenidos anteriormente.
Finalmente,  los  resultados  obtenidos  en este estudio implican un importante avance en el conocimiento de  la distribución y la ocurrencia de los procesos de remoción en masa en la provincia de San Juan, constituyen una herramienta de base para los  ingenieros,  al  momento  de  diseñar medidas  de  contención  y/o  mitigación que ayuden a reducir pérdidas y al elegir posibles  locaciones para  la construcción de nuevas infraestructuras.

AGRADECIMIENTOS

Este  trabajo de  investigación ha  sido  financiado por CONICET. La  autora  expresa  su  sincero  agradecimiento  al  Dr. Emilio F. González Díaz  y  a un  árbitro anónimo cuyas valiosas sugerencias contribuyeron a mejorar el original.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

1. Amos, A.J . y Rolleri, E.O. 1965. El Carbonífero marino  en  el Valle Calingasta-Uspallata  (San Juan-Mendoza).  Bo1etín  de  Informaciones Petrológicas 368: 50- 72, Buenos Aires.         [ Links ]

2. Arenson,  L., Hoelzle M.  y  Springman,  S.  2002. Borehole deformation measurements and  internal structure of  some rock glaciers in Switzerland. Permafrost and Periglacial Processes 13: 117-135.         [ Links ]

3. Ayala, F.J ., Elízaga, E., González de Vallejo, L.I., Durán,  J .J ., Beltrán  de Heredia,  F., Oliveros, M.A., Carbó, A., Guillamont, M.L. y Capote, R.  1987.  Impacto  económico  y  social de  los riesgos geológicos en España, IGME, 138 p., Madrid.         [ Links ]

4. Azócar, G. y Brenning, A. 2010. Hydrological and geomorphological  significance  of   rock  glaciers in the dry Andes, Chile (27°-33°S). Permafrost and Periglacial Processes 21(1): 42-53.         [ Links ]

5. Barsch,  D.  1969.  Studien  und  Messungen  an Blockgletschern  in Macun, Unterengadin. Z. Geomorphology Supplements 8: 11-30.         [ Links ]

6. Barsch, D. 1977. Alpiner Permafrost-Ein Beitrag zur  seiner Verbreitung,  zur  seiner  Charakteristik  und  seiner  Ökologie  am  Beispiel  der Schweizer Alpen. Abhandl.d.Akadamied. Wissenschaft. Göttingen, Math.-Physik. Kl. 3, 3, Folge 31:118-141.         [ Links ]

7. Barsch, D. 1996. Rockglaciers. Indicators for the Permafrost and Former Geoecology  in High Mountain  Environment.  Springer,  Series  in the Physical Environment 16, 331 p., Berlín.         [ Links ]

8. Beer,  J .A.,  Allmendinger,  R.W.,  Jordan,  T.E.  y Figueroa, D.  1990.  Seismic  stratigraphy of   a Neogene piggyback basin, Argentine. American Association of  Petroleum Geologists, Bulletin 74: 1183-1202.         [ Links ]

9. Brenning, A. 2005a. Climatic and geomorphological controls of  rock glaciers in the Andes of Central Chile: Combining statistical modelling and field mapping. Tesis doctoral, Humboldt-Universität zu Berlin, (inédito), 136 p., Berlin.         [ Links ]

10. Brenning, A. 2005b. Geomorphological, hydrological and climatic significance of  rock glaciers inthe Andes of  Central Chile (33-35°S). Permafrost and Periglacial Processes 16(3): 231-240.         [ Links ]

11. Brenning,  A.  y  Azócar, G.  2008. Mapping  and modeling  rock glacier distribution  in  the dry Andes:  a  progress  report.  4° Alexander  von Humboldt  International  Conference,  Abstract, Santiago.         [ Links ]

12. Cardó, R., Díaz,  I., Cegarra, M., Rodríguez, R., Heredia, N. y Santamaría, G. 1998. Hoja Geológica 3169-I. Rodeo, escala 1: 250.000. Servicio Geológico Minero Argentino, 70 p., Buenos Aires.         [ Links ]

13. Cardó, R., Díaz, I., Poma, S., Litvak, V., Santamaría, G. y Limarino, C.O. 2001. Hoja Geológica 2969-III. Malimán. escala 1: 250.000. Servicio Geológico Minero Argentino, 67 p., Buenos Aires.         [ Links ]

14. CNES  (Centro Nacional de Estudios Espaciales francés). 2008. Imagen SPOT 5 Centro de escena: -29.959/-69.4381. Referencia de escena: 56724100804021441472J .         [ Links ]

15. Collantes, M. 1999. Caracterización de los procesos de remoción en masa en la cuenca del río Tafí,  Tucumán, Argentina.  1°  Congreso Argentino de Cuaternario y Geomorfología, Actas: 113-122, Santa Rosa.         [ Links ]

16. Collantes,  M,  Sayago,  J .M.,  karlsson,  A.  2002. Flujos de detritos Pleistocenos-Holocenos en el  piedemonte  occidental  de  Cumbres  Calchaquíes,  provincia  de  Tucumán,  Argentina. 11° Congreso Peruano de Geología, Actas 1: 14, Lima.         [ Links ]

17. Collantes, M.  2003. Evidencias  de movimientos en masa episódicos durante el Pleistoceno tardío-Holoceno, en el piedemonte occidental de Cumbres  Calchaquíes,  Tucuman,  Argentina. En M.Collantes, J .M. Sayago y L. Neder (eds.) Cuaternario y Geomorfología: 55-66, Tucumán        [ Links ]

18. Corominas J . y A. García. 1997. Terminología de los movimientos de  laderas  (conferencia). 4° Simposio nacional sobre taludes y  laderas  inestables, Actas 2: 320-329, Granada.         [ Links ]

19. Corte, A. 1976a. Rock glaciers. Biuletyn Peryglacjalny 26: 175-197.         [ Links ]

20. Corte, A. 1976b. The hydrological significance of rock glaciers. Journal of  Glaciology 17: 157-158.         [ Links ]

21. Crozier, M.J . 1984. Field assessment of  slope instability.  En D.  Brunsden  y D.B.  Prior  (eds.) Slope Instability: 103-142, Chichester        [ Links ]

22. Cruden,  D.M.  1991.  A  Simple  Definition  of   a Landslide. Bulletin of  the International Association of  Engineering Geology 43: 27-29.         [ Links ]

23. Cruden, D.M. y Varnes, D.J . 1996. Landslide  types and processes. En Turner, A.A.K. y Schuster,  R.L.  (eds.)  Landslides.  Investigation  and Mitigation.  Transportation  Research  Board, Special Report 247, National Academy Press, 36-75. Washington, DC.         [ Links ]

24. Digital  Globe  2002.  Imágenes  QuickBird,  ID: 1010010004AF1801, ID: 10100100052D9301, ID: 1010010000DE8604.         [ Links ]

25. Espizúa, L.E. y Bengochea, J . 1991. A Pleistocene landslide  in  the Rio Mendoza valley. Mendoza.  13º  INQUA Congress Chinese Academy of  Sciences, Beijing.         [ Links ]

26. Fauqué, L., Cortés,  J .M., Folguera, A.  y Etchverría, M. 2000. Avalanchas de rocas asociadas a neotectónica en el valle del río Mendoza, al sur de Uspallata. Revista de la Asociación Geológica Argentina 55(4): 419-423.         [ Links ]

27. Fauqué, L., Cortés, J .M., Folguera, A. y Echeverría, M. 2001. Avalanchas de rocas asociadas a neotectónica  en  el  valle  del  río  Mendoza. Peligrosidad  geológica  asociada.  Hoja  3369-15, Potrerillos, provincia de Mendoza. Servicio Geológico Minero Argentino, Serie Contribuciones,  Peligrosidad  Geológica  Nº2,  57 p., Buenos Aires.         [ Links ]

28. Fernández, D.S.  2005.  The  giant  paleolandslide deposits of  Tafí del Valle, Tucumán Province, Argentina. Geomorphology 70: 97-111.         [ Links ]

29. Fernández, D.S. y Lutz, M.A. 2003. Procesos de remoción en masa y erosion fluvial en la quebrada  del  río  Los  Sosa,  provincia  de  Tucumán. Revista Asociación Geológica Argentina 58(2): 255-266.         [ Links ]

30. Furque,  G.  1963.  Descripción  Geológica  de  la Hoja 17b -Guandacol. Boletín Dirección Nacional de Geología y Minería 92: 1-104. Buenos Aires.         [ Links ]

31. Giardino, J . y Vick, S. 1987. Geologic engineering aspects of  rock glaciers. En Giardino, J ., Shroder,  J .  y Vitek,  J .  (eds.) Rock Glaciers, Allen and Unwin: 265-287, London.         [ Links ]

32. González Díaz, E.F.  1998a. Mapa Geomorfológico  de  la Hoja Geológica Las Ovejas  (Provincia del Neuquén), escala 1:250.000. Dirección de Geología Ambiental y Aplicada. SEGEMAR, (inédito), Buenos Aires.         [ Links ]

33. González Díaz, E.F. 1998b. Mapa-Inventario de grandes movimientos gravitacionales en la zona comprendida por los paralelos 36°00´y 37° 00¨S y el meridiano 70°00´O y el límite argentino-chileno. Dirección de Geología Ambiental y Aplicada, SEGEMAR, (inédito), Buenos Aires.         [ Links ]

34. González Díaz, E.F. 2003. El englazamiento en la región de la caldera de Caviahue-Copahue: su reinterpretación. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58(3): 356-366.         [ Links ]

35. González Díaz,  E.F.  2004.  La  extensa  zona  de deslizamientos de la escarpa oriental de la Pampa de Salamanca, Chubut, entre los 45°00´S y 45°45´S. Revista  de  la Asociación Geológica Argentina 59(4): 743-762.         [ Links ]

36. González Díaz, E.F. 2005. Geomorfología de  la región del volcán Copahue y sus adyacencias (centro-oeste del Neuquén, Argentina). Revista de  la  Asociación  Geológica  Argentina  60(1): 58-73.         [ Links ]

37. González Díaz, E.F. 2009b. Deslizamientos al norte de  la población de Tricao Malal, noroeste del Neuquén. Revista de  la Asociación Geológica Argentina 65(3): 545-550.         [ Links ]

38. González Díaz, E.F. 2009b. Síntesis histórica del estudio del proceso de  la  remoción  en masa en la Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 65(4): 688-690. Buenos Aires.         [ Links ]

39. González Díaz, E.F. y Folguera, A. 2005. El reconocimiento de avalanchas de  rocas y deslizamientos de bloques  rocosos prehistóricos en el área andina de Neuquén (37°15´-37°30´S). Revista de la Asociación Geológica Argentina 60(3): 446-460.         [ Links ]

40. González Díaz, E.F. y Folguera, A. 2006. La avalancha  de  rocas  de  Pilun Challa:  ratificación de una única glaciación en la región de Caviahue-Copahue  y  sus  adyacencias  (Neuquén). Revista de la Asociación Geológica Argentina 61(1): 19-30.         [ Links ]

41. González  Díaz,  E.F.  y  Folguera,  A.  2009.  Los deslizamientos de la cordillera neuquina al sur de los 38° S: su inducción. Revista de la Asociación Geológica Argentina 64(4): 569-585.         [ Links ]

42. González  Díaz,  E.F.,  Fauqué,  L.A.,  Giaccardi, A.D. y Costa, C.H. 2000. Las lagunas de Varvar Co Campos y Varvar Co Tapia (N del Neuquén, Argentina):  su  relación  con  avalanchas de  rocas. Revista de  la Asociación Geológica Argentina 55(3): 147-164.         [ Links ]

43. González  Díaz,  E.F.,  Giaccardi,  A.D  y  Costa, C.H. 2001. La avalancha de rocas del río Barrancas (Cerro Pelán), norte del Neuquén: su relación con la catástrofe del río Colorado (29 /12/1914). Revista  de  la Asociación Geológica Argentina 56(4): 466-480.         [ Links ]

44. González  Díaz,  E.F.,  Costa,  C.H.  y  Giaccardi, A.D. 2003. El complejo deslizamiento del Ailinco-Cerro Papas-Las Olletas (Departamento Minas, norte del Neuquén). Revista de la Asociación Geológica Argentina 58(2): 194-200.         [ Links ]

45. González Díaz, E.F., Folguera, A.  y Hermanns, R.  2005. La avalancha de rocas del cerro Los Cardos (37°10´S, 70°53´O) en la región norte de la provincia del Neuquén. Revista de la Asociación Geológica Argentina 60(1): 207-220.         [ Links ]

46. Haeberli, W.  1996. On  the morphodynamics  of ice/  debris-transport  systems  in  cold mountain areas. Norsk Geografisk Tidsskrift 50: 3-9.         [ Links ]

47. Harris,  C.,  Arenson,  L.U.,  Christiansen,  H.H., Etzelmüller, B., Frauenfelder, R., Gruber,  S., Haeberli, W., Hauck, C., Hölzle, M., Humlum, O., Isaksen, K., Kääb, A., Kern-Lütschg, M.A., Lehning,  M.,  Matsuoka,  N.,  Murton,  J .B., Nötzli, J ., Phillips, M., Ross, N. y Seppälä, M. 2009. Permafrost and climate in Europe: monitoring and modelling thermal, geomorphological  and  geotechnical  responses.  Earth Science Review 92: 117-171.         [ Links ]

48. Kääb, A., Frauenfelder, R. y Roer, I. 2007. On the response of  rock glacier creep to surface temperature increase. Global and Planetary Change 56: 172-187.         [ Links ]

49. Martin, H.E. y Whalley, W.B. 1987. Rock glaciers. Part 1: Rock glacier morphology, classification and  distribution.  Progress  in  Physical  Geography 11: 260-282.         [ Links ]

50. MDA  Federal  2004.  Landsat GeoCover ETM+ 2000  and  1990/TM Edition Mosaics Tile  S-19-30.ETM-EarthSat-MrSID  and  S-19-25. ETM-EarthSat-MrSID, 1.0, USGS, Sioux Falls.         [ Links ]

51. Minetti, J .L., Barbieri, P.,  Poblete, A.G.  y Sierra, E. 1986. El Régimen de precipitaciones de la provincia de San Juan y su entorno. Informe Técnico  Nro.  8  CIRSAJ,  CONICET,  IPG-HOEA, (inédito), 200 p., San Juan.         [ Links ]

52. Moreiras, S.M. 2003a. Remoción en masa en un sector del valle del Río o Mendoza. Mendoza, Argentina.  Revista  Científica  de  la Universidad Nacional de La Rioja 4(1-2): 2-10.         [ Links ]

53. Moreiras, S.M. 2003b. Pleistocene Landslide Dam on  Rio Mendoza Valley, Mendoza  province, Argentina. Regional Geomorphology Conference: 46-47, Distrito Federal.         [ Links ]

54. Moreiras, S.M. 2004a. Landslide  incidence zonation in the Rio Mendoza Valley, Mendoza province,  Argentina.  Earth  Surface  Proces  and Landforms 29: 255-266.         [ Links ]

55. Moreiras, S.M. 2004b. Zonificación de peligrosidad  y  riesgo  de  procesos  de  remoción  en masa en el valle del Río Mendoza. Tesis doctoral, Universidad Nacional de San Juan,  (inédito), 135 p., San Juan.         [ Links ]

56. Moreiras, S.M. 2005a. Landslide susceptibility zonation in the Rio Mendoza Valley, Argentina. Geomorphology 66 (1-4): 345-357.         [ Links ]

57. Moreiras, S.M. 2005b. Climatic effect of  ENSO associated  with  landslide  occurrence  in  the Central Andes, Mendoza Province, Argentina. Landslide 2: 53-59.         [ Links ]

58. Moreiras,  S.M.  2006a. Chronology of   a Pleistocene  rock  avalanche probable  linked  to neotectonic,  Cordon  del  Plata  (Central  Andes), Mendoza-Argentina. Quaternary International 148: 138-148.         [ Links ]

59. Moreiras, S.M. 2006b. Frequency of  debris flows and  rockfall  along  the Mendoza  river  valley (Central Andes), Argentina. Quaternary International 158: 110-121.         [ Links ]

60. Moreiras, S.M. 2009. Análisis estadístico probabilístico de  las variables que condicionan  la  inestabilidad de  las  laderas  en  los valles de  los ríos Las Cuevas y Mendoza. Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (4): 780-790.         [ Links ]

61. Moreiras, S.M., Lenzano M.G. y Riveros N. 2008. Inventario de procesos de remoción en masa en el Parque provincial Aconcagua, provincia de Mendoza-Argentina. Multequina  Inca  17: 129-146.         [ Links ]

62. Outcalt,  S.E.  y  Benedict,  J .B.  1965.  Photointerpretation of   two  types of  rock glacier  in  the Colorado  Front  Range,  U.S.A.  Journal  of Glaciology 5(42): 849 - 856.         [ Links ]

63. Perucca,  L.  1992.  Fenómenos  de  remoción  en masa  y  eventos  sísmicos  en  la  sierra  de  La Punilla. Precordillera noroccidental argentina. 2° Simposio de Fallas Activas y Deformaciones Cuaternarias en  la Cordillera de Los Andes. Actas 1: 52-53, Caracas.         [ Links ]

64. Perucca, L. y Esper Angillieri, M.Y. 2008. A preliminary inventory of  periglacial landforms in the Andes of  La Rioja and San Juan, Argentina, at about 28ºS. Quaternary  International 190: 171-179.         [ Links ]

65. Penna, I.M., Hermanns, R.L. y Folguera, A. 2008 a. Remoción  en masa  y  colapso  catastrófico de diques naturals generados en el frente orogénico andino (36º-38ºS). Los casos Navarrete  y Carrilaufquen. Revista  de  la Asociación Geológica Argentina 63(2): 172-180.         [ Links ]

66. Penna,  I.M., Ortiz Avila. S., Folguera, A. y Hermanns, R.L. 2008b. Deformación cuaternaria entre  los  valles  Reñileuvú  y Guañacos  (Faja Plegada y Corrida de Guañacos, provincia de Neuquén): mecanismos de deformación y relación con los procesos de remoción en masa 17° Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 305-306, Jujuy.         [ Links ]

67. Rolleri, E. y Baldis, B. 1969. Paleography and distribution  of   Carboniferour  deposits  in  the Precordillera,  Argentina.  La  estratigrafia  del Gondwana, Ciencias de la Tierra 2: 1005-1024.         [ Links ]

68. Scalabrini-Ortíz, J . 1972. El Carbónico en el sector septentrional de  la Precordillera sanjuanina.  Revista  de  la  Asociación  Geológica  Argentina 27(4): 351-377.         [ Links ]

69. Stoffel, M. 2010. Magnitude-frequency relationships  of   debris  flows-a  case  study  based  on field  surveys and  tree-ring  records. Geomorphology 116:67-76.         [ Links ]

70. USGS. 2006. Shuttle Radar Topography Mission, 3  Arc  Second  scene  SRTM_u03_p232r081, SRTM_u03_p233r080  and  SRTM_u03_p233 r081, Unfilled Finished 2.0, Global Land Cover Facility, University  of  Maryland, College Park, Maryland.         [ Links ]

71. Wahrhaftig, C.  y Cox, A. 1959. Rock  glaciers  in the Alaska Range. Geological Society of  America Bulletin 70: 383-436.         [ Links ]

Recibido: 17 de agosto, 2010.
Aceptado: 29 de abril, 2011.