Morfometría, morfotectónica y deslizamientos gravitacionales en una cuenca fluvial intermontana de los Andes Centrales de Argentina
Morphometry, morphotectonics, and gravitational landslides in an intermontane fluvial basin of the Central Andes, Argentina
Carla Ginesta-Torcivia1,*, Natalia Noemí Rios1,2, Juan Manuel Alcacer-Sánchez1,2, Laura Patricia Perucca1,2, Horacio Vargas1
1 Gabinete de Neotectónica y Geomorfología (INGEO-UNSJ). Facultad de Ciencias Exactas Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan. Av. Ignacio de la Roza 590 (O), Complejo Universitario “Islas Malvinas”, Rivadavia, San Juan, Argentina. CPA: J5402DCS
2 CONICET. Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas.
* Autor para correspondencia: (C. Ginesta-Torcivia) This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.
Manuscrito recibido: 10 de Diciembre, 2024. Manuscrito corregido: 27 de Abril, 2025. Manuscrito aceptado: 2 de Mayo, 2025.
Cómo citar este artículo:
Ginesta-Torcivia, C., Rios, N.N., Alcacer-Sánchez, J.M., Perucca, L.P., Vargas, H., 2025, Morfometría, morfotectónica y deslizamientos gravitacionales en una cuenca fluvial intermontana de los Andes Centrales de Argentina: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 77(3), A120525. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2025v77n3a120525
RESUMEN
Se realizó la caracterización morfométrica y morfotectónica de una cuenca intermontana ubicada en la faja plegada y corrida de la Precordillera Central, San Juan, Argentina, con el objetivo de evaluar los factores condicionantes y desencadenantes que influyen en la ocurrencia de procesos de remoción en masa. Este análisis permite comprender con mayor precisión la influencia de los procesos tectónicos ocurridos durante el Cuaternario en la génesis y control de los patrones de drenaje de una cuenca. Asimismo, se identificaron las áreas con alto potencial de susceptibilidad a procesos de remoción en masa. El estudio se llevó a cabo mediante el uso de un Modelo Digital de Elevación e imágenes satelitales obtenidas a través de Google Earth© y la aplicación de perfiles de franja. A partir de la delimitación de la cuenca, se determinó que esta presenta una forma asimétrica, alargada y basculada hacia el este, asociada a la configuración de cuencas tipo piggyback. La dinámica de los deslizamientos y el entorno propicio para su ocurrencia están parcialmente relacionados con las características morfométricas y morfotectónicas de las cuencas fluviales, así como con aspectos del relieve. El desencadenamiento de los deslizamientos se vincula con lluvias estivales y con eventos sísmicos ocurridos durante el Pleistoceno-Holoceno asociados a una fuente sismogénica cercana al área de estudio.
Palabras clave: cuenca Poblete, procesos de remoción en masa, cuenca piggyback, perfiles de franja, Precordillera.
ABSTRACT
A morphometric and morphotectonic characterization was carried out for an intermontane basin located in the folded and thrust belt of the central precordillera to evaluate the conditioning and triggering factors that influence the occurrence of mass movement processes. This analysis provides a more accurate understanding of the influence of tectonic processes during the Quaternary in the genesis and control of drainage patterns, as well as identifies areas with a high susceptibility to mass movement events. The study was carried out using a Digital Elevation Model (DEM) and satellite imagery obtained through Google Earth© and the swath profile application. The basin delineation revealed an asymmetric, elongated shape tilted to the east, associated with the configuration of piggyback-type basins. The dynamics of the landslides and the conditions favoring their occurrence are partially related to the morphometric and morphotectonic characteristics of the river basins, as well as the relief features. Landslide triggering is mainly associated with seasonal rains and seismic events that occurred during the Pleistocene-Holocene associated with a nearby seismogenic source in the study area.
Keywords: Poblete River Basin, landslides, piggyback basin, swath profiles, Precordillera.
Manuscrito recibido: 10 de Diciembre, 2024. Manuscrito corregido: 27 de Abril, 2025. Manuscrito aceptado: 2 de Mayo, 2025.
1. Introducción
La neotectónica desempeña un papel clave en la evolución de los sistemas fluviales, ya que regula la forma de las cuencas, los patrones de drenaje, las tasas de erosión y la configuración de los valles (Keller y Pinter, 2002). Además, puede provocar inversiones del relieve y/o la captura de ríos, es decir, la apropiación de una cuenca hidrográfica del área de captación drenada por otro río (Bishop, 1995). Por ello, la morfometría y morfotectónica de cuencas ofrece indicios valiosos sobre la actividad tectónica en una región (Burbank y Anderson, 2001). La geometría de una red fluvial actual, permite identificar las características de drenaje pasadas. De esta manera, diferentes eventos de deformación que han determinado la evolución de una región montañosa, pueden reconstruirse (Burbank et al., 1999; Giletycz et al., 2015). La comprensión de las redes hidrográficas es esencial en la evaluación de las potenciales interacciones entre el clima, topografía, tectónica y erosión (Whipple, 2009). Por lo dicho anteriormente, las cuencas hidrográficas se definen como unidades físicas que resultan ser una herramienta necesaria para el análisis de la neotectónica, al comprender la dinámica de las mismas puede entenderse el comportamiento frente a los movimientos tectónicos, generando una hipótesis acertada de las consecuencias de los mismos.
Por otro lado, los procesos de remoción en masa son movimientos de masas que incluyen suelo, detritos y rocas, que suceden en una ladera como resultado de la influencia directa de la gravedad, y pueden ser desencadenados por factores internos o externos, o bien, ocurren cuando una porción de la ladera se vuelve muy débil para soportar su propio peso (Terzaghi, 1950).
Los rasgos del relieve de la Precordillera de San Juan, a los 31° S, están principalmente controlados por la estructuración miocena-pliocena derivada de la orogenia andina (Jordan et al., 1993). Se destacan cordones montañosos de dirección N-S, elevados en sus flancos orientales por fallas de rumbo similar, que separan pequeñas cuencas intermontanas tipo piggyback ( Jordan et al., 1993). Según la definición clásica de Ori y Friend (1984), las cuencas piggyback son aquellas que se desarrollan sobre láminas de cabalgamiento activas y se desplazan junto con ellas hacia el antepaís mientras acumulan sedimentos sinorogénicos. Este tipo de cuenca es característico de cinturones de pliegues y cabalgamientos activos, como los Andes Centrales Suriano y Limarino (2009); Suriano et al. (2015) definieron estos valles intermontanos de la Precordillera Central como sistemas río colector-conoide que conectan con sistemas de transferencia transversales a los cordones montañosos, como ocurre en el río Talacasto, hacia el piedemonte.
Entre los antecedentes relacionados con la temática en la región de estudio, pueden mencionarse los trabajos de Vargas et al. (2020), quienes caracterizaron morfométrica y morfotectónicamente dos cuencas intermontanas colineales y con drenajes opuestos, ubicadas en la Precordillera Central, al oeste del área de estudio. Estos autores efectuaron además un análisis de los procesos de captura fluvial entre ambas cuencas. Ginesta Torcivia et al. (2022a) realizaron una caracterización morfotectónica de la cuenca del río Talacasto, colector principal de las cuencas analizadas en este trabajo. Además, a partir de un sismo de magnitud Mw 6.4, ocurrido el 18 de enero del año 2021, en San Juan, Argentina, Ginesta Torcivia et al. (2022b) efectuaron un inventario de las caídas de rocas generadas a partir del mismo.
Por otra parte, en el piedemonte occidental de la sierra de Talacasto-La Dehesa, al sur de la quebrada del río Talacasto, Esper Angillieri et al. (2014), analizaron una serie de deslizamientos y propusieron un origen sísmico vinculado con fallas cuaternarias como factor desencadenante de estos procesos. Perucca et al. (2016) plantearon que dichas estructuras corresponden a desprendimientos y colapso de rocas ocasionados principalmente por acción gravitacional, posteriores a la amplificación y elevación del plegado relacionados con la orogenia andina.
Junquera-Torrado et al. (2019) presentaron un inventario histórico de deslizamientos para la Precordillera Central y Occidental, en el cual las mayores concentraciones se registran en zonas de elevaciones y pendientes más pronunciadas la técnica SBAS-DInSAR combinada con análisis geomorfológicos, Acosta et al. (2021) estudiaron tres deslizamientos reactivados en la Precordillera Central, y observaron que las rocas involucradas corresponden a afloramientos de areniscas y pelitas devónicas del Paleozoico.
En el sector sur de los Andes Centrales, los grandes sismos de la corteza superficial son considerados el principal mecanismo para explicar el origen de deslizamientos y avalanchas de gran magnitud (Fauque et al., 2000; Esper Angillieri y Perucca, 2013; Moreiras y Sepúlveda, 2015, entre otros). Dicha hipótesis propone una relación estrecha entre la distribución de los deslizamientos y las principales fallas regionales, asumiendo la reciente actividad tectónica de las fallas locales. Tejada et al. (2021) estudiaron las estructuras neotectónicas ubicadas en el piedemonte nororiental de la sierra de Talacasto y sugirieron que éstas habrían generado al menos dos eventos sísmicos durante el Pleistoceno tardío y Holoceno. Paredes et al. (1997) y Paredes y Perucca (2000) identificaron fallas con actividad tectónica cuaternaria en el piedemonte oriental de la sierra de Talacasto-La Dehesa, destacando desplazamientos en el Pleistoceno tardío y Holoceno. Haro Sánchez et al. (2023), realizaron un estudio de detalle en el sector sur del piedemonte y señalaron la existencia de estructuras con actividad tectónica del Pleistoceno-Holoceno en la zona de estudio.
El objetivo de esta investigación es analizar una cuenca intermontana en la faja plegada y corrida de la Precordillera Central, mediante el uso de índices morfométricos y morfotectónicos. Asimismo, se busca evaluar la influencia de la geometría de esta cuenca en la ocurrencia de deslizamientos y los factores que los condicionan. La cuenca fluvial seleccionada para este análisis (31° S, 68° 47’ O) es un estrecho valle alargado en dirección N-S, situado entre las sierras de Talacasto (2 528 m s. n. m.) y La Dehesa (1 682 m s. n. m.) al este, y el cordón montañoso denominado de manera informal en este trabajo como sierra Poblete.
Este análisis es de gran utilidad, ya que permite comprender cómo los procesos tectónicos ocurridos durante el Cuaternario han controlado la red de drenaje y la formación de las cuencas, además de identificar las zonas con alto potencial de deslizamientos, lo que contribuye a una mejor comprensión de la relación entre los eventos neotectónicos y las modificaciones del relieve.
2. Marco geológico
El valle intermontano de estudio presenta rumbo N-S. Éste se desarrolla en el ámbito de la Precordillera Central, unidad morfoestructural descrita como una faja plegada y corrida andina desarrollada sobre rocas sedimentarias paleozoicas, resultantes de la migración hacia el este del frente orogénico. La región está influenciada por la subducción subhorizontal de la placa de Nazca bajo la Sudamericana, proceso que define la migración del frente orogénico, la ausencia de actividad volcánica, una intensa sismicidad de intraplaca y una destacada actividad neotectónica concentrada principalmente en dicho frente (Ramos et al., 1986). La región se caracteriza por la ocurrencia de sismos corticales de intraplaca, con magnitudes variables, algunos de los cuales han sido destructivos (Perucca y Paredes,2003; Alvarado y Beck, 2006). Desde el punto de vista estratigráfico (Figuras 1 y 2), los cordones montañosos del sector están conformados por afloramientos de calizas de edad ordovícica, areniscas y lutitas del Silúrico y sedimentitas del Neógeno. En el piedemonte y en los sectores deprimidos afloran los depósitos cuaternarios, principalmente bloques, gravas, arenas y limos.
Los estratos calcáreos ordovícicos se inclinan con ángulos que varían entre 30° y 60°O. Son de grano medio, de estratificación media a fina y con capas de hasta 1 m de espesor. Hacia la base se encuentran calizas grises compactas y dolomías con una gruesa estratificación. En la parte superior de la secuencia hay calizas y lutitas negras con estratificación delgada e intercalaciones pelíticas locales. Las rocas del Silúrico presentan intercalaciones de areniscas finas y pelitas verdosas que inclinan al oeste con ángulos entre 20° y 70° O, en las proximidades de las fallas.
Las sierras de Talacasto, La Dehesa y Poblete poseen rumbo N-S, constituyen bloques tectónicos afectados en sus flancos orientales por fallas inversas con dirección este, con un perfil marcadamente asimétrico, abrupto al este y ligeramente extendido al oeste. El río Talacasto con rumbo O-E en este sector, es el colector principal del área, mientras que sus afluentes provenientes tanto del norte como del sur siguen la dirección de las principales estructuras y estratificación.La falla que afecta a la vertiente oriental de las sierras de Talacasto y La Dehesa, denominada falla Talacasto-La Dehesa (Perucca y Vargas, 2014; Perucca et al., 2018), es inversa, de alto ángulo en superficie (70° O) que disminuye en profundidad, situando rocas paleozoicas sobre estratos neógenos y estos sobre depósitos cuaternarios (Figura 1). Perucca y Vargas (2014) identificaron exposiciones naturales que permitieron caracterizar la cinemática de estas estructuras y los niveles afectados. Además, reportaron evidencias de actividad tectónica cuaternaria en las distintas secciones de esta falla, tales como escarpas en niveles aluviales cuaternarios y otras anomalías geomorfológicas como abanicos sobreelevados y con pendientes anómalas, cauces colgados y obturados.
3. Materiales y métodos
El análisis morfotectónico y morfométrico de la cuenca del arroyo Poblete se realizó a partir de un Modelo Digital de Elevación (MDE). Este modelo presenta 12.5 m de resolución espacial, obtenido de la plataforma ALOS-PALSAR. Los análisis se complementaron con imágenes satelitales obtenidas en Google Earth©.
La determinación del orden de las subcuencas y la jerarquización de las redes de drenaje se basaron en la metodología propuesta por Strahler (1952). Para la determinación del cauce principal de la red de drenaje se consideraron los criterios topográficos y de longitud propuestos por Senciales González (1999). De acuerdo con este autor, el desnivel de una cuenca y la longitud de sus cauces influyen directamente en su comportamiento hidrológico, particularmente en lo referido a la propagación de crecidas. El criterio topográfico hace referencia a la ubicación de la cabecera del cauce, es decir, al punto más elevado de la cuenca. El cauce principal corresponde al que presenta su origen más alejado del nivel de base, lo que le da una mayor jerarquía dentro de la red hidrográfica.
El análisis y cálculos se realizaron en un entorno de Sistemas de Información Geográfica (SIG), con el programa de uso libre QGis 3.34.3.
La cuenca se dividió en dos subcuencas, Poblete sur (PS) y Poblete norte (PN), separadas por el colector principal de la zona, río Talacasto (Figura 3).
De acuerdo con Scotti et al. (2014), a nivel regional, las características topográficas pueden analizarse mediante la variación espacial de las elevaciones mínimas, promedio y máximas. Para el procesamiento de los perfiles de franja (swath profiles), se utilizó el complemento de ArcGis 10.8 “Swath Profiler”, desarrollado por Pérez Peña et al. (2017), que proporciona una versión modificada de HI, denominada Integral Hipsométrica Transversal (THi). Los perfiles se orientaron de manera ortogonal a los principales rasgos montañosos, con un ancho de franja de 200 m, con el objetivo de evaluar la relación y variación de la topografía con los rasgos tectónicos y geomorfológicos dominantes (Figura 3).
Los índices analizados se muestran a continuación (Tabla 1), se clasificaron en básicos y derivados para cada subcuenca.
Para la determinación del tipo de procesos de remoción en masa se utilizó la clasificación de Hungr et al. (2014). El inventario de los deslizamientos (Figura 3) se realizó mediante el mapeo e identificación de los mismos, en una escala 1:100, a partir de imágenes satelitales y reconocimiento de campo.
Los mapas temáticos que se obtuvieron del MDE, fueron elevación, pendiente y aspecto, aplicando los algoritmos de QGIS (Conrad et al., 2015). Asimismo, se elaboró un mapa litológico a partir de las hojas geológicas del Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR) 3169-II. San José de Jáchal (Furque et al., 2003) y 3169-IV San Juan (Ramos et al., 2000), a escala 1:250,000.
4. Resultados
Los parámetros morfométricos obtenidos para cada una de las subcuencas de la cuenca del arroyo Poblete se muestran en la Tabla 2.
La subcuenca Poblete Norte posee un área de 4.3 km2 y un perímetro de 10.61 km, mientras que Poblete sur abarca 5.1 km2 de superficie y 11.28 km de perímetro. Las elevaciones máximas alcanzan 2 285 m s. n. m. en Poblete Norte y 1 894 m s. n. m. en Poblete sur; las mínimas se ubican entre 1 350 y 1 353 m s. n. m. respectivamente (Figura 4). El desnivel de la Subcuenca Poblete Norte es considerablemente mayor que el de Poblete Sur, mientras que los valores de relación del relieve son similares (Tabla 2).
De acuerdo con los valores del parámetro de forma (factor de forma y elongación), ambas cuencas se clasifican como alargadas. Los valores obtenidos para la asimetría de cuenca de drenaje (AF), son: 58 % y 55 %, respectivamente, lo que indicaría que las cuencas son levemente asimétricas y, por lo tanto, ligeramente deformadas y basculadas por la tectónica activa (Keller y Pinter, 2002).
Tomando en cuenta los valores obtenidos para la textura de drenaje (Tt) la cuenca tiene una textura gruesa con alto grado de permeabilidad, a su vez, la densidad de drenaje en ambas cuencas presenta valores muy altos, lo que sugiere control estructural, resistencia a la erosión, baja capacidad de infiltración, alto drenaje superficial y alta velocidad del flujo de agua.
En la cuenca del arroyo Poblete se inventariaron 136 deslizamientos en total (Figura 3). La morfología de los deslizamientos indica que, aunque en la parte norte de la cuenca se presentan en menor cantidad, son de mayor volumen y están compuestos por grandes masas de roca. En cambio, en el sector sur, los deslizamientos son mucho más abundantes, pero de menor volumen. En la subcuenca norte se identificaron 24 deslizamientos, de los cuales catorce se ubican al este, sobre el flanco occidental de la sierra de Talacasto, conformados principalmente por calizas de edad ordovícica. El tipo de deslizamiento que se observa es traslacional y sigue los planos de estratificación de las rocas calcáreas (Hungr et al., 2014). Las superficies de despegue presentan diaclasas extensionales (Figura 5A) y, en algunos sectores, fracturas y fallas. Las pendientes de las zonas de arranque están orientadas paralelamente a las superficies de debilidad, hacia el oeste, con inclinaciones que superan los 50°.
4.1. ANÁLISIS DE LOS DESLIZAMIENTOS EN LA SUBCUENCA POBLETE NORTE
Los depósitos de los deslizamientos se ubican a una altura alrededor de los 1 500 m s.n.m. y en un sector con menor pendiente, entre los 5° y 35°. Entre ellos destaca el deslizamiento Talacasto (Figura 5B), con una longitud de 689 m y un ancho de 320 m, cubriendo un área total de 145 300.46 m².
Los deslizamientos situados en el flanco oriental de la sierra Poblete presentan dimensiones menores y depósitos de tipo conos aluviales y coluviales (Figura 6). Estos depósitos cubren una superficie aproximada de 0.05 km².
El análisis del perfil de franja A-A’, trazado en dirección NE (Figura 7) destaca la presencia de picos máximos y mínimos que corresponden a superficies de despegue asociadas a fracturas y diaclasas a altitudes superiores a los 1 900 m s. n. m. Estas zonas coinciden con valores de la integral hipsométrica cercanos a 0.7, lo que sugiere un posible levantamiento tectónico (Mitrofan et al., 2022) y/o una alta capacidad erosiva (Z.A.). Hacia el oeste, la zona de transporte se ve interrumpida por un estrato con mayor resistencia (THi >0.5), que culmina hacia los 800 m en el depósito del deslizamiento Talacasto (Figura 5b), sugerido por las morfologías de las curvas y valores de la integral hipsométrica. En esta zona el río Talacasto tiene una incisión moderada a baja, dado que las curvas mínimas, máximas y medias presentan valores similares entre sí (Blanc et al., 2020). Por otro lado, el sector SO del perfil muestra las variaciones en la topografía de la ladera occidental de la sierra Poblete (Figura 7), sin destacar topografías relevantes, posiblemente relacionadas con la orientación del perfil de franja.
4.2. ANÁLISIS DE LOS DESLIZAMIENTOS EN LA SUBCUENCA POBLETE SUR
En la subcuenca sur se identificaron 110 deslizamientos, los cuales presentan gran diversidad de dimensiones, morfologías y litologías. Los deslizamientos situados en el flanco occidental de la sierra de la Dehesa presentan áreas que varían entre aproximadamente 9 000 m² y 219 000 m². El material desplazado corresponde a calizas intercaladas con niveles pelíticos, que habrían actuado como superficies de despegue, originando deslizamientos traslacionales, pliegues en rodilla, y otras estructuras de colapso gravitacional (Perucca et al., 2016). Al igual que en la subcuenca norte, los estratos se encuentran sumamente diaclasados y fracturados. Un deslizamiento traslacional ubicado en el sector sur (Esper Angillieri et al., 2014) muestra escalones que sugieren varios eventos de movimientos.
En el flanco oriental de la sierra Poblete se observa una mayor frecuencia de deslizamientos. Algunos de estos se asocian a calizas ordovícicas y areniscas y pelitas silúricas, otros se encuentran relacionados con depósitos cuaternarios (Figura 6). Al igual que en los casos anteriores, las superficies de arranque coinciden con zonas de debilidad estructural, a altitudes cercanas a los 1 600 m s. n. m. Los depósitos de los deslizamientos presentan pendientes significativamente menores que las de aquellos situados en el flanco occidental de la sierra de la Dehesa. Los deslizamientos del flanco oriental muestran pendientes promedio de 20° hacia el este (Figura 4), mientras que los del flanco occidental alcanzan 25° hacia el oeste. No obstante, los perfiles de franja del flanco oriental de la sierra Poblete muestran pendientes superiores en comparación con el flanco occidental de la sierra de la Dehesa (Figura 7), lo que refleja la configuración tectónica regional.
El perfil de franja B–B’ (Figura 7) muestra tres zonas relacionadas con los deslizamientos: dos de ellas denominadas Z.A. y Z.T. (Figura 7), y una zona mínima localizada en el sector oriental de la sierra Poblete. Las zonas Z.A. y Z.T. presentan valores similares en las tres mediciones, lo que sugiere su asociación con áreas de arranque y transporte. Por otro lado, la morfología mínima observada en el sector oriental puede asociarse con una variación lateral que incluye zonas de despegue y afloramientos rocosos estratificados. En la zona Z.D., se observa una separación entre las curvas asociadas a las masas deslizadas, cuya morfología y valores de la integral hipsométrica (>0.5) sugieren áreas con alta capacidad erosiva. En el flanco occidental de la sierra de la Dehesa, destaca una morfología similar a la observada en el perfil A-A’, con una inflexión en la curva a los 950 m y alrededor de los 830 m, lo que podría estar relacionado con estructuras de colapso en calizas o pliegues en rodilla (Figura 8). En esta ladera, se evidencian cambios sutiles en la disposición de los valores máximos y medios, lo que podría indicar un segundo evento de despegue. En el sector central del perfil se destaca el valle fluvial del río Poblete sur, con una mayor incidencia hacia el este, evidenciada por los quiebres de las curvas mínimas y máximas.
El perfil resalta además, la presencia de una falla inversa (a1), que coloca rocas ordovícicas sobre afloramientos del Silúrico (Figura 2).
Hacia el sector sur, los perfiles C-C’ y D-D’ muestran una clara asimetría transversal. La variación en la tendencia de la curva integral hipsométrica, junto con sus valores elevados (THi = 0.75), sugieren un levantamiento activo en los sectores sur y oriental de la cuenca, con una pendiente de ladera significativamente mayor en la sierra Poblete respecto de la sierra de la Dehesa. En ambos perfiles (Figura 7), se distinguen zonas de arranque y transporte de los deslizamientos (Z.A. y Z.T.), con picos en las curvas máxima y mínima, asociados a cambios en la pendiente, los cuales se interpretan como sectores topográficamente elevados debido a sus características litológicas y estructurales (pliegues, fracturas y diaclasas). En la sierra Poblete, estos cambios se asocian a una variación lateral de la topografía, evidenciada por los picos en la curva mínima. La ladera está conformada por rocas de diversa competencia (calizas, areniscas y pelitas, depósitos cuaternarios; Figuras 1 y 2). Las distribuciones de los valores máximos, mínimos y medios muestran una configuración similar en las zonas de depósito, con valores de la integral hipsométrica ligeramente superiores a 0.5.
En ambos perfiles se destaca en el flanco oriental, un alto topográfico donde se identifican superficies de despegue de deslizamientos, una falla inversa (a2) con vergencia al este, que superpone rocas calcáreas ordovícicas sobre areniscas y pelitas del Silúrico, y más al este se observa una zona de depósitos cuaternarios (Z.D.). A ambos lados de este alto topográfico/estructural (con valores de integral hipsométrica superiores a 0.6), las curvas muestran la presencia de arroyos tributarios r1 y r2, siendo r1 el que presenta un mayor grado de incisión en comparación con r2. Hacia el este, ambos perfiles sugieren la ubicación de la falla a1, mencionada anteriormente (Figura 3). En el perfil C-C’ se destaca además la falla inversa a3, que pone en contacto rocas del Silúrico sobre sedimentitas del Cuaternario (Figuras 2 y 7).
5. Discusión
La escala de trabajo condiciona los resultados obtenidos en los cálculos de la morfometría de cuencas. Por ejemplo, en una cuenca de mayor extensión, como la del río Talacasto, Ginesta et al. (2022a) reportaron un valor del factor de forma cercano a 1, lo que indica que la forma de la subcuenca se aproxima a la de un círculo. En contraste, el estudio de Ocaña y Flores (2017) en una cuenca adyacente al norte de Talacasto, describe formas alargadas. Este patrón, también observado en las cuencas de Poblete norte y sur, indica un paisaje juvenil y un relieve tectónicamente activo.
La configuración morfotectónica de la cuenca Poblete y la distribución de las redes de drenaje de ambas subcuencas responden al modelo de cuencas continentales de tipo piggyback abiertas, con un sistema de transferencia eficiente representado por el río Talacasto (Suriano et al., 2015). El transporte de sedimentos a lo largo del eje alargado de las cuencas piggyback se produce mediante canales longitudinales, frecuentemente trenzados (Suriano y Limarino 2009). La baja sinuosidad en los cauces principales, como se observa en el área de estudio, indica la presencia de pendientes más pronunciadas, lo que implica una mayor capacidad erosiva del flujo. Esta característica puede estar vinculada a un control estructural del relieve, dado que la existencia de fallas y la orientación de la estratificación influyen directamente en el trazado y la dirección de los cauces. Los perfiles BB’, CC’ y DD’ (Figura 5) muestran que la cuenca Poblete sur presenta una asimetría transversal bastante significativa hacia el sur. La morfología general de la curva de la integral hipsométrica sugiere un levantamiento activo en el sector sureste de la cuenca, acompañado de un leve basculamiento que respalda la interpretación previa del factor de asimetría.
La textura de drenaje refleja la separación entre los cauces o tributarios (Londhe et al., 2010; Pareta y Pareta, 2011). Este factor está influenciado por la litología, la capacidad de infiltración y las condiciones topográficas (Pareta y Pareta, 2011). Un mayor desnivel topográfico genera un aumento en la velocidad del flujo y en la capacidad de denudación que está relacionada con la intensidad de las precipitaciones. Además, la relación de relieve se vincula directamente con la pérdida anual de sedimentos (Sala y Gay, 1981). En los flancos occidentales de las sierras Talacasto y la Dehesa, las precipitaciones actúan sobre las capas arcillosas intercaladas con rocas más competentes (calizas), favoreciendo la ocurrencia de los deslizamientos. En el flanco oriental de la sierra Poblete, los altos valores de desnivel, sumado al tipo de litología (areniscas y pelitas silúricas) y el material meteorizado, también favorecen el desarrollo de los deslizamientos, ante la ocurrencia de algún desencadenante, tanto lluvias estivales como eventos sísmicos. Asimismo, la pendiente regional y su orientación influyen significativamente, con un mayor desarrollo en las laderas orientales (Rios et al., 2024; Junquera Torrado et al., 2019). La combinación de estos factores genera una gran cantidad de material que puede ser posteriormente movilizado.
Los estudios de Esper Angiellieri et al. (2014), Perucca et al. (2016) y Tapia Baldis et al. (2018), en las sierras de Talacasto y La Dehesa, coinciden con las observaciones anteriores. Dichos autores identificaron en el área de estudio deslizamientos y caídas de rocas. Además, indican que estos fenómenos ocurren en zonas próximas a estructuras con actividad tectónica pleistocena-holocena, por lo que proponen como factor desencadenante a la actividad sísmica. Fauqué et al. (2000), Hermanns et al. (2001), Perucca y Esper Angillieri (2008), Esper Angillieri y Perucca (2013), Junquera Torrado et al. (2019), entre otros, señalaron que la mayoría de los deslizamientos del centro-oeste argentino fueron disparados por eventos sísmicos, dada la proximidad de los mismos a fallas con actividad cuaternaria.
Perucca et al. (2016) identificaron estructuras de colapso gravitacional en el flanco occidental de la sierra de La Dehesa similares a las descritas por Harrison y Falcon (1934, 1936). Estas se desarrollan en rocas calizas, posiblemente por la combinación de pendientes pronunciadas (mayores a 25°) y las anisotropías litológicas y estructurales presentes. Por ejemplo, el desarrollo de un flap requiere de la disrupción de las capas de caliza en la estructura (Sherkati et al., 2005), lo que sugiere un plegamiento activo bajo condiciones superficiales. Perrin y Hancox (1992) señalaron que los deslizamientos generados por lluvias intensas tienden a ser más extensos y con mayor propagación sedimentaria, mientras que aquellos inducidos sísmicamente pueden tener una apariencia más en bloque y una extensión de sedimentación más limitada, tal como ocurre en el área estudiada. Ollier y Pain (2000), indicaron que los estratos plegados se fracturan fuertemente a medida que el deslizamiento avanza pendiente abajo. Esper Angillieri et al. (2014) sugirieron que la ocurrencia de paleoterremotos durante el Cuaternario pudo haber actuado como mecanismo desencadenante de los deslizamientos y caídas de rocas ubicados en el flanco occidental de la sierra de La Dehesa. Sin embargo, algunos de estos deslizamientos se habrían desarrollado lentamente, posiblemente a tasas de milímetros a metros por año. Este mecanismo ya había sido identificado anteriormente por Davis y Friedman (2005) en el desierto de Mojave oriental (EE. UU.). Con base a esta hipótesis propuesta, puede inferirse que el desarrollo de ciertas estructuras estuvo controlado por la acción gravitacional bajo las condiciones descritas, las cuales coinciden con las características específicas de los deslizamientos observados en la zona oriental de la cuenca Poblete.
6. Conclusión
La cuenca del arroyo Poblete presenta una geometría asimétrica y elongada en dirección N-S, con un basculamiento hacia el este, lo que sugiere una red de drenaje inmadura desarrollada sobre un relieve tectónicamente activo. Este valle intermontano se habría originado como respuesta al avance hacia el este de las láminas de cabalgamiento que caracterizan a la Precordillera Central. De este modo, se la interpreta como una cuenca de tipo piggyback, o depresión sintectónica desarrollada sobre una lámina de cabalgamiento activa, que se traslada pasivamente sobre el frente orogénico mientras acumula sedimentos en su interior. La dinámica de los deslizamientos y el escenario propicio para su generación están estrechamente relacionados con las características morfométricas y morfotectónicas de las cuencas fluviales y aspectos del relieve.
Los deslizamientos identificados en el área de estudio están controlados por un conjunto de factores climáticos, tectónicos, litológicos y morfológicos. Resulta fundamental destacar que la presencia de los deslizamientos se debe mayormente a la litología, relacionada con los cambios en la competencia de las rocas, seguido de los factores tectónicos, como el diaclasado y cizallamiento de las rocas.
En las laderas orientales de los cordones montañosos que limitan por el oeste la cuenca, la cantidad de material disponible, sumamente diaclasado, sumado a las lluvias estivales de verano, generan un escenario favorable para la generación de conos coluviales. En cambio, en las laderas occidentales las características litológicas, la estratificación a favor de la pendiente y el estado del macizo rocoso propician los deslizamientos traslacionales y las estructuras de colapso gravitacional.
Finalmente, puede inferirse que la presencia y desencadenamiento de los deslizamientos presentes en la zona estarían condicionados por parámetros climáticos y tectónicos. Intensas lluvias estivales asociadas a la ocurrencia de eventos sísmicos locales vinculados a fuentes sísmicas cercanas durante el Pleistoceno-Holoceno se interpretan como los principales factores desencadenantes del conjunto de deslizamientos observados en el área analizada en el presente trabajo.
Contribuciones de los autores
(1) Conceptualización: GTC, RNN, ASJM, PLP, HV; (2) Análisis o adquisición de datos: GTC, RNN, ASJM, PLPHV; (3) Desarrollo metodológico/técnico: GTC, RNN, ASJM, PLP, HV; (4) Redacción del manuscrito original: GTC, RNN, ASJM, PLP, HV; (5) Redacción del manuscrito corregido y editado: GTC, RNN, ASJM, PLP, HV; (6) Diseño gráfico: GTC, RNN, ASJM, PLP, HV; (7) Trabajo de campo: HV, GTC, RNN, ASJM, PLP; (8) Interpretación: GTC, RNN, ASJM, PLP, HV.
Financiamiento
Las campañas de campo fueron realizadas con el financiamiento del PIP CONICET (RESOL-2021-1639-APN-DIR#CONICET), FUNDACIÓN WILLIAMS y PICT -2020 - 1045 AGENCIA.
Agradecimientos
Se agradece al CIGEOBIO por la licencia de ArcGis 10.8 y al Gabinete de Neotectónica del Instituto de Geología Emiliano P. Aparicio (INGEO) de la UNSJ. Los autores agradecen además, a Fundación Williams. Se expresa también gratitud a los revisores por sus sugerencias y recomendaciones que contribuyeron a la mejora del manuscrito.
Conflicto de intereses
Los autores no presentan conflictos de interés.
Editor a cargo
Adolfo Quesada Román.
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La revisión por pares es responsabilidad de la Universidad Nacional Autónoma de México.
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