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LOS GRANDES DESLIZAMIENTOS DE LA REGIÓN SEPTENTRIONAL NEUQUINA ENTRE LOS 36°-38°S:UNA PROPUESTA DE INDUCCIÓN SÍSMICAEmilio F. GONZÁLEZ DÍAZ 1, Andres FOLGUERA 1, Carlos H. COSTA 2, Eugenia WRIGHT 3 Y Manuela ELLISONDO 4

¹ Laboratorio de Tectónica Andina, Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidadde Buenos Aires, Ciudad Universitaria, Pabellón II, Núñez, Buenos Aires (1428).2 Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Físico Matemáticas y Naturales, Universidad Nacional de San Luis.3 Servicio Geológico - Minero Argentino. División Sensores Remotos. Diagonal Sur 651, 8° Piso, Buenos Aires (1067)4 Servicio Geológico - Minero Argentino. Dirección de Geología Ambiental y Aplicada. Diagonal Sur 651, 8° Piso. Buenos Aires. (1067)

RESUMENEstudios realizados en el último lustro, determinaron la ocurrencia de setenta y cuatro grandes deslizamientos prehistóri-cos, concentrados en la región septentrional neuquina entre los 36° y 38°S. Están desarrollados en un contexto geológico ygeomorfológico representado por las lavas y piroclastos de la Formación Hualcupén de edad pliocena y un paisaje de plani-cies estructurales lávicas resultante de su degradación. Se exponen sus principales características, con énfasis en sus rasgosy su notable homogeneidad geomórfica. Se reconoció un control estructural regular en la localización de sus desprendimien-tos, su asignación a una edad general postglaciaria, sin descartar su contemporaneidad (singlacial), por su ocurrencia generala partir de los abruptos laterales de valles glaciarios previos (artesas) y el hallazgo de sus acumulaciones en su interior. Estoúltimo modificó el relieve interno de esos valles con el desarrollo de un paisaje local irregular (hummocky), el endicamiento desus cursos (40% de los casos) y la consecuente generación de lagunas permanentes (dieciocho) o efímeras (dieciséis). En lascincuenta restantes, no hubo modificaciones significativas. Sólo en dos de los bloqueos, aconteció el posterior colapso catas-trófico del muro natural endicante: Cerro Pelán y Navarrete. En el primero acaecido en el valle fluvial del río Barrancas segeneró la laguna Carrilauquen. Su ruptura, que ocurrió en tiempos históricos (29/12/1914), originó un gigantesco aluvión(outburst flood) que asoló el valle, proyectándose por el valle del río Colorado y destruyendo su incipiente economía. Su tra-yectoria (1.500 km) alcanzó el litoral atlántico. Entre las avalanchas de rocas el mayor volumen movilizado se encuentra lade la laguna Varvar Co Campos con 3 km3. Se dispone de tres edades absolutas a partir de isótopos cosmogénicos: VarvarCo Tapia y Varvar Co Campos (60 ka y 30 ka, respectivamente) y cerro Pelán (2,1 ka). Previamente, los diamictons resultan-tes habían sido erróneamente interpretados como depósitos de till, debido a su irregular morfología, su “caótica” estructurasedimentaria y los endicamientos generados. En esta presentación se modifica radicalmente ese concepto y con ello las exten-siones previas asignadas al englazamiento pleistoceno. Se exponen diversos argumentos (topográfico-geomórficos y sismo-tectónicos), que avalan la intervención de un inductor sísmico como el desencadenante de los deslizamientos analizados, aun-que no se descarta la incidencia de factores condicionantes previos (mayor humedad, estructura, meteorización, pérdida del“apoyo” glaciario (debuttressing). Una reconocida y llamativa concentración de deslizamientos en la parte sur del volcánDomuyo, deja lugar a la probabilidad de una participación coetánea de tremores de origen volcánico asociada a la desesta-bilización sismotectónica propuesta para el área cordillerana. Se analizan relaciones espaciales entre los deslizamientos, loca-lización de sus desprendimientos, distribución de epicentros sísmicos actuales y las estructuras neotectónicas distinguidas(Sistema de fallas de Antiñir-Copahue) y su concentración en una zona que muestra una gran densidad de registros sísmicosinstrumentales. Se presenta un ordenamiento numérico de las avalanchas de rocas, junto a sus denominaciones y las corres-pondientes modificaciones morfológicas ocurridas en el interior de las artesas.

Palabras claves: cordillera neuquina norte, avalanchas de rocas, sismotectónica, neotectónica andina, endicamientos, aluvión.

Revista de la Asociación Geológica Argentina 61 (2): 197-217 (2006) 197

0004-4822/02 $00.00 + $00.50 © 2006 Asociación Geológica Argentina.- 197 -

INTRODUCCIÓNLa degradación postglaciaria del relieve enambientes montañosos, se relaciona esen-cialmente con el proceso fluvial de losvalles y la remoción en masa. Son ambientesde alta energía, caracterizados por la inesta-bilidad y vulnerabilidad de sus pendientes.El proceso de remoción en masa se mani-fiesta por medio de múltiples y variadosfenómenos, que son definidos por el tér-mino genérico de deslizamiento (slide).Este abarca aquellos considerados secos(tipo planar, rotacional y caídas), en losque participan masas rocosas, suelos ydetritos y también incluye a los húmedos oflujos densos (hipersaturados), el reptaje,la soliflucción, la geliflucción propia de losterrenos con permafrost, entre otros.Entre los primeros sobresalen muy parti-cularmente, por los volúmenes del materialmovilizado y por constituir uno de los mástemibles peligros naturales geológicos, lasavalanchas de rocas. En las regiones cordilleranas o de serranías,

los deslizamientos están primordialmenterelacionados con una previa desestabiliza-ción de sus pendientes, la que puede serdesencadenada por la inducción de unshock sísmico o generarse durante grandestormentas caracterizadas por intensas yprecipitaciones excesivas o prolongadosperíodos de lluvias irregulares. En estecaso, la infiltración del agua en los materia-les de las pendientes, determina cambiosmarcados en las condiciones que rigen suestabilidad, lo que facilita la superación desu umbral de equilibrio.Los deslizamientos secos usualmente sonprocesos exógenos naturales rápidos yespasmódicos, que ocasionan alteracioneslocales y episódicas en el proceso evoluti-vo del paisaje, siendo posible constatar sucarácter recurrente. Provocan secuelasseveras al medio ambiente, ingentes perjui-cios económicos por destrucción de obrasde infraestructura propias de la actividadhumana, con daños que alcanzan magnitu

des catastróficas (destrucción de poblacio-nes, colapsos de diques, olas de tsunamis yseiches, etc.).El abrupto relieve cordillerano del norte ynoroeste de la provincia del Neuquénentre los 36° y 38°S y sus condiciones sis-motectónicas regionales, aparentementehan constituido una singular asociaciónpara la ocurrencia de una gran diversidadde fenómenos propios del proceso deremoción en masa. En la investigación, sepudo advertir un singular acontecer delcolapso gravitacional de las pendientes,particularmente bajo la forma de avalan-chas de rocas.Durante un lapso de siete años se indivi-dualizó un considerable número de avalan-chas de rocas prehistóricas y otros desliza-mientos en ese sector neuquino (GonzálezDíaz 1998a y b; 2003; González Díaz et al.2000; 2001; 2003; 2005, 2006.GonzálezDíaz y Folguera 2005; Iaffa et al. 2002;Escosteguy et al. 1999 Garcia Morabitoet

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ABSTRACT: The large avalanches of the Northern Neuquén region between 36°-38°S: A proposed seismic induction. Studies performed during the last five years have shown the existence of 74 prehistoric rock-avalanches in the northernNeuquén Andes (36°-38°S). These are mainly related to volcanic grounds of Pliocene to Pleistocene age corresponding tothe Hualcupén Formation. In this work we describe their main characteristics and general homogeneous morphology. Theyare also characterized by a single tectonic control associated with the occurrence of their break-away and mainly postglacialages, fact revealed by their systematic position into previous glacial valleys and limited radiometric ages. The obstruction pro-duced by these features altered the shape of the valleys giving to local lakes. Eighteen percent of the cases are characterizedby landslide dams preserved nowadays while only six percent by ephemeral ones. Two of the dams were actually catastroph-ically collapsed: the Cerro Pelán and Navarrete rock-avalanches: The former in Barrancas river valley with the consequentformation of the Carrilauquen lake and the later with the generation of Navarrete lake. The Carrilauquen´s dam broke dur-ing historical times (29/12/1914) forming an outburst-flood that passed from the Barrancas valley to the Colorado river val-ley destroying their local economy and reaching after 1,500 km the Atlantic coast. The highest computed volumes in theentire region for the deposits related to rock-avalanches correspond to Varva Co Campos avalanche (3 km3). Cosmogenicisotopes have revealed its age and the age of the neighbor deposit of Varvar Co Tapia rock-avalanche, resulting in 30 ka and60 ka respectively. Further cosmogenic isotope data revealed that the Cerro Pelán avalanche is only 2 ka. A wrong assump-tion, presently revaluated, was related to the assignment of these deposits to glacial accumulations because of their chaoticstructure, their hummocky topography and the induced dams. Finally, several topographic, geomorphological and seismo-tectonic criteria are exposed to prove a seismic trigger for these avalanches. Graphics and one table are used to displaythe distribution of their deposits and its close association with the orogenic front at these latitudes and the crustal seis-micity of the region.

Key words: Neuquén northern cordillera, rock avalanches, earthquakes, seismotectonic, Andean neotectonics, outburst flood.

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al. 2005 ). De ellas se han descrito aquellasque por el tipo de movimiento, mecanismoinvolucrado y consecuencias provocadasen el drenaje de la región, han sido consi-deradas de mayor interés.Si bien un elevado número de ellas carecede un control efectivo de campo, su locali-zación y la distinción de sus acumulacionescomo propias de este fenómeno, constitu-yen una información importante, en parti-cular para la geología y estratigrafía delCuaternario y una determinación másacertada de la extensión de los episodiosglaciarios del Pleistoceno.Se considera conveniente aclarar que elobjetivo esencial del trabajo lo constituyeel análisis de los deslizamientos prehistóri-cos acontecidos en esta parte de la cordi-llera neuquina. Aquellos del área del vol-cán Domuyo fueron incluidos posterior-mente al tomar en cuenta su elevadonúmero y particular concentración y ade-más porque al presente se carecía de ante-cedentes al respecto. La limitada informa-ción que se presenta sobre esos desliza-mientos, su natural importancia y la nece-saria y concreta determinación de su pro-motor, plantea el requerimiento futuro deun análisis más detallado.El estudio de avalanchas de rocas en elterritorio argentino ha demostrado que lalocalización de sus desprendimientos esvariada. En ocasiones sus descripcioneslos sitúan en los abruptos frentes de lasgrandes escarpas de falla, genéticamentevinculadas a fallas inversas del Neógeno-Cuaternario y distalmente marginadas porextensas planicies aluviales pedemontanas,como las halladas en la morfoestructura delas Sierras Pampeanas (González Díaz et al.1997, 1998; Costa et al. 1999; Fauque yStrecker 1988; Fauque y Tchilinguirian 2002;Hermanns y Strecker 1999a y b; Hermanns etal. 2001; 2002: 2003a y b; 2005).Fauque et al. (2000) señalaron su ocurren-cia en el interior de la Cordillera Frontal deMendoza, en una propuesta estructura debloques de basamento (Kozlowski et al.1993), en relación a la actividad de fallasasociadas a la inversión de los rifts delTriásico superior, cuyo frente de levanta-miento más oriental se halla controladopor el sistema de fallas de La Carrera(Caminos y Cortés 1993), asociadas a

zonas de cizallamiento oblicuo (Cortés etal. 2005).En la región cordillerana los desprendi-mientos tienen una localización exclusivaen la parte superior de las empinadas pen-dientes de profundos valles, artesas gene-radas durante el englazamiento cuaterna-rio, los que hoy integran las más importan-tes cuencas fluviales postglaciarias. La dis-posición espacial de los valles exhibe unmarcado control estructural regional pre-vio, el que salvo algunas excepciones no hadado lugar a grandes resaltos morfológi-cos, tales como escarpas de falla comunesen los ejemplos precitados.La localización citada, que sugiere la rela-ción temporal de sus ocurrencias con ladeglaciación cuaternaria de los últimostiempos pleistocenos, avala su considera-ción general como postglaciarias. Sinembargo, la disponibilidad de datos radi-métricos (Costa y González Díaz 2005; enrevisión), lleva a no descartar la alternativade que algunas de las avalanchas de rocashayan acontecido durante el lapso final delperíodo glaciario y otras inclusive en elHoloceno.Más allá de la probable influencia derivadade la alteración de las condiciones climáti-cas con posterioridad al englazamientopleistoceno, el análisis regional del contex-to geológico, geomorfológico y sismotec-tónico de la región, ha permitido interpre-tar como fundamental causal genética opromotor de estos movimientos prehistó-ricos, a un inductor sísmico. La concentra-ción mencionada de un conjunto de estosmovimientos gravitacionales en el sectorsur del volcán Domuyo, no descarta laposible incidencia asociada de un volcanis-mo local y actividad sísmica asociada parael desarrollo de los fenómenos analizados.El reconocimiento regional de desliza-mientos (algunos históricos) en el tramocordillerano ubicado al sur de los 38°S(González Díaz 1975; 1976a y b), permitióreconocer la importancia que en ella alcan-zaban para su inducción, períodos de exce-sivas precipitaciones o de lluvias breves eintensas. Se pudo verificar su localizaciónpreferencial en áreas de afloramientos delas Formaciones Ventana y Caleufu (ex-Formación Río Negro + FormaciónAlicurá; González Díaz et al. 1986) y en

menor proporción en el ambiente piroclás-tico de la Formación Pire Co de edad ho-locena (Laya 1969). Tan particular circuns-tancia se interpretó como una consecuen-cia de su composición litológica (predomi-nio de tobas alteradas, cineritas y tufitasarcillosas) aunque también se observaronimportantes deslizamientos en áreas dedepósitos de till pleistoceno. Predomina eltipo rotacional (individual o múltiple), conuna facies distal de corriente de tierra(debris flow). Muy ocasionalmente alcanzanlos volúmenes de una avalancha de rocas,como en el caso del cerro Chapelco, queafectó la margen oeste de la planicieestructural lávica homónima.Durante el último lustro del siglo pasadose iniciaron investigaciones en la partenorte del Neuquén con un objetivo defini-do: el estudio de las avalanchas de rocaspreviamente individualizadas en fotosaéreas e imágenes entre los 36° y 38° delatitud sur.Desde un principio llamó la atención sunúmero elevado y su sugestiva concentra-ción entre esos paralelos. La confrontaciónde esas características con las del tramosituado al sur de los 38°S, expuso un contras-te marcado. Esta disparidad también se com-probó con respecto a la distribución de losdatos instrumentales sísmicos disponibles.Hasta ahora se han individualizado en elárea analizada setenta y cuatro grandesdeslizamientos -en su mayoría avalanchasde rocas- con una fase inicial afín a un des-lizamiento rotacional, la que culmina dis-talmente con una fase de flujo. Son raroslos ejemplos iniciados como deslizamien-tos planares o traslacionales. Existen otrosimportantes deslizamientos cuya magnitudno ha sido estimada como para su conside-ración como avalanchas de rocas. Estohace que provisoriamente se los excluya detal consideración.Como antecedente en la región, la primerareferencia acerca de un deslizamiento degran magnitud es de Groeber (1916), quiendescribe el derrumbe, la obstrucción delvalle del río Barrancas y la consecuentegeneración de la extensa laguna deCarrilauquen (21 km). También analiza elproceso posterior del colapso histórico(29/12/1914) del muro natural y la cre-ciente catastrófica que aguas abajo asoló el

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valle del río Colorado.Acertadamente este autor interpretó que elendicamiento no se relacionó con unamorena frontal, desechando así el origenglaciario del valle del río Barrancas. Sinembargo, con posterioridad (Groeber1947; 1921; 1925), sostendría que la granmayoría de los principales cuerpos lacuna-res presentes en esta parte de la cordilleraneuquina, eran el resultado de la obstruc-ción de los valles por acumulaciones demorenas terminales, un criterio que fueratambién sustentado a lo largo del siglo XXpor numerosos autores. Contemporánea-mente numerosas acumulaciones diamícticasde avalanchas de rocas, fueron caracterizadascomo propias de depósitos de morenas (till),a pesar del indiscutible carácter local de suscomponentes (Rovere et al. 2000; Zanettiniet al. 1987a; Zanettini 2000).Esta propuesta general tuvo su primeraoposición en González Díaz y Ferrer(1986), quienes vincularon el origen dealgunos cuerpos de agua permanentes dela región de estudio (lagunas de Varvar CoCampos y Varvar Co Tapia), a una obs-trucción por depósitos de avalanchas derocas. Esta interpretación ha sido larga-mente confirmada por numerosos estudios

recientes (González Díaz 2003; 2005;González Díaz y Folguera 2005, 2006;González Díaz et al. 2000, 2001; Hermannset al. 2003a, 2005; Iaffa et al. 2002).El uso general del término deslizamientoestá referido al movimiento relativo entreun terreno estable y su adyacente que semoviliza (lenta o rápidamente) en formaparalela a una superficie de ruptura o deseparación a lo largo de una pendiente. Elmovimiento incluye materiales propios deuna masa rocosa, suelo o sedimentos ydurante el mismo el centro de gravedad delmovimiento se desplaza hacia abajo y haciael exterior (Varnes 1978).Una avalancha de rocas es aquí entendidacomo un movimiento gravitacional com-plejo (Varnes 1978) que involucra uno omás movimientos, los que a veces ocurreninternamente en la masa o durante diferen-tes estadios de su desarrollo. Se caracteri-zan por las grandes distancias que recorren(flujo) con velocidades superiores a dece-nas de metros por segundo. En ocasionesla porción más distal de la masa puede lle-gar a trepar (run up) la pendiente opuestade un valle.Esta definición hace especial hincapié en elvolumen de sus acumulaciones. Se aceptacomo límite mínimo para tal consideraciónun valor superior a los 0,5 x 106m3(Keefer 1984), también incluye la particu-lar y típica irregularidad de la superficie desus depósitos (hummocky topography), muysimilar a un paisaje de morenas y los pecu-liares rasgos morfométricos de los bloquescomponentes (escasa erosión y con con-trol estructural), de marcadas diferenciascon los bloques glaciarios.Una evaluación de los volúmenes de lasavalanchas de rocas hasta ahora reconoci-das, sólo se ha visto concretada en trescasos: en Varvar Co Campos, cuyas acu-mulaciones han sido estimadas del ordende los 3,51 x 106m3 (González Díaz et al.2000), en Varvar Co Tapia con 1,07 x106m3 (Costa y González Díaz 2005, enrevisión) y en la del río Barrancas con 1,3x 106m 3 (Hermanns et al. 2000).Por otro lado la noción de aluvión tal comoes aquí empleada en los casos de las ava-lanchas del río Barrancas y de la lagunaNavarrete, deriva de la castellanización deltérmino outburst flood, siguiendo una acerta-

da sugerencia de Hauser (1993).El presente análisis de tan elevado númerode avalanchas de rocas distinguidas tieneciertas limitaciones, particularmente enaquellas que carecen de un control decampo. Pese a ello las descripciones einterpretaciones ya publicadas y la síntesisaquí presentada, constituyen una buenabase para el entendimiento de su distribu-ción y la profusión que alcanzaron estosfenómenos en tiempos prehistóricos, ade-más de coadyuvar al mejor entendimientode la geología cuaternaria en una vastaregión del territorio neuquino

UBICACION DEL AREA DEESTUDIO

La zona analizada comprende la regiónmontañosa noroccidental de la provinciadel Neuquén. Los paralelos 36°00´ y38°00´S la confinan al norte y sur respecti-vamente. Su límite oriental al norte delparalelo 37°S lo señalan el valle del ríoBarrancas y el meridiano 71°00Ó, entanto que más al sur lo hace aproximada-mente el meridiano de los 70° 30´S o unatraza imaginaria que uniera los cursos delos ríos Varvarco, Neuquén, Trocomán yAgrio. Al poniente lo establece la línealimítrofe argentino-chilena.Abarca prácticamente el área cubierta porlas Hojas Geológicas 3772- II (LasOvejas), 3769- I (Barrancas) y 3772- IV(Andacollo), las que SEGEMAR editara enlos últimos años a escala 1: 250.000.La región cubre aproximadamente unasuperficie de 20.000 km2. Su relieve secaracteriza por importantes aparatos vol-cánicos del Neógeno-Cuaternario que des-collan sobre extensas y degradadas plani-cies estructurales lávicas del Plioceno(hasta Pleistoceno inferior?), las que gene-ran divisorias regulares y amplias. Es nota-ble la persistencia regional del paisajeresultante de la morfogenia glaciaria alpi-na cuaternaria.La figura 2 muestra la distribución geográ-fica aproximada de las avalanchas de rocasreconocidas al norte del Neuquén entre los36° y 38°S y su individualización pormedio de números ordinales. El cuadro 1complementa esta información con ladenominación propuesta para cada una

Figura 1: Ubicación de la región de estudio.

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de ellas y su ubicación aproximadamediante coordenadas.En la misma figura se ha incorporadoinformación sobre ciertas avalanchas derocas, que se relaciona con las modifica-ciones principales producidas por sus acu-mulaciones en algunos tramos de los vallesinvadidos y cursos obstruidos. Se distin-guen particularmente el endicamiento y laconsecuente generación de lagunas per-manentes o efímeras y también el colapsomás ocasional del muro natural y el alu-vión subsecuente.

METODOLOGÍA

El reconocimiento de los deslizamientosse alcanzó mediante el análisis fotogeoló-gico, a favor de su típica morfología super-ficial, los límites de sus acumulaciones y ladeterminación de su tipología y el uso demodelos digitales de elevación. Sobre unabase de imágenes satelitales se realizaronlas figuras adjuntas.Los controles decampo se ejecutaron en aquellos desliza-mientos que por sus características y con-secuencias en el drenaje local fueron con-siderados previamente como más repre-sentativos y de mayor interés. Tambiéninfluyó su mejor accesibilidad.El análisis se fundamentó esencialmenteen el estudio estereoscópico de fotogra-mas también a escala 1:60.000 del IGM,labor que fuera complementada por el aná-lisis de imágenes satelitales TM (232/85,86 y 87) con bandas espectrales 5, 4 y 2, aescala 1: 250.000 y de subescenas de lasmismas a escalas 1: 100.000 y 1: 150.000.La distribución y magnitud relativa de lossismos instrumentalmente registrados enla región a lo largo del período 1928-2004(Fig. 3), han sido proporcionadas por elInstituto de Prevención Sísmica (IN-PRES). A ellos se han sumado los datosextraídos de Bohm et al. (2002), los gentil-mente facilitados por el colega MarioSigismondi de la Universidad Nacional deCórdoba y los extraídos de Folguera et al.2003 (Fig. 4).En la figura 5 se inserta un esquema tectó-nico regional del área de estudio, (Folgueraet al. 2004). En él se pueden apreciar losprincipales rasgos estructurales de laregión y su particular correspondencia

espacial con los desprendimientos de lasdiferentes avalanchas de rocas reconocidas.A la fecha y mediante análisis de isótoposcosmogénicos, sólo se ha estimado la edadde las dos grandes avalanchas del área delas lagunas de Varvarco y aquella del ríoBarrancas (Costa y González Díaz 2005;en revisión).

BOSQUEJO REGIONALGEOLÓGICOLa región se inserta en el segmento australde la Cordillera Principal (Yrigoyen 1972),también distinguida como Andes Centra-les Australes (Gansser, 1973). Estos com-prenden un área delimitada por cuencasmarinas, que formaban parte del oeste deSudamérica durante el Jurásico y elCretácico (Ramos 1999). Se extiendendesde el sur del río Diamante (Mendoza)hasta el norte del río Agrio (Neuquén),límites que ya habían sido propuestos porGroeber (1929).Al sur de la región se encuentra la partenorte de la Cordillera SeptentrionalPatagónica, cuyo desarrollo en territorioargentino está señalado en términos gene-rales, por la aparición y continuidad haciael sur del batolito andino hasta aproxima-damente los 39°S.Las principales unidades geológicas que aestas latitudes afloran en la vertiente orien-tal de la cordillera, comprenden un con-junto de secuencias con edades desde elProterozoico?, hasta un no bien determi-nado lapso postglaciario.Las rocas más antiguas (metamorfitas) hansido identificadas en un reducido aflora-miento en el extremo norte de la lagunaVarvar Co Campos. Tentativamente hansido adjudicadas a un basamento cristalinoproterozoico (Groeber 1947).Otra exposición de probables rocas pre-vias al Paleozoico superior, son las metase-dimentitas (ectinitas) halladas por Zappe-ttini et al. (1987b), en la cuenca del arroyoGuaraco (afluente del río Neuquén), aunos 10 km al sur de la localidad deVarvarco. Fueron asignadas con dudas alSilúrico-Devónico.Acumulaciones marinas representadas porsedimentitas del Carbonífero, muestran

sus exposiciones en la vertiente occidentalde la cordillera del Viento (Zöllner y Amos1955, 1973). Allí son expuestas en elnúcleo de un gran braquianticlinal con ver-gencia occidental, a la vez que se encuen-tran cubiertas por secuencias volcánicascontinentales asignadas al Grupo Choiyoi.Otras sedimentitas marinas comprenden elrango jurásico inferior-cretácico superior,en el área de la cuenca Neuquina (Groeber1947; Zöllner y Amos 1955, 1973).Unidades mesozoicas subyacen en relaciónde discordancia angular a rocas volcani-clásticas miocenas asignadas a la FmCharilehue, en las cercanías del cerroDomuyo (Uliana et al. 1973, Llambías et al.1978). La entidad es correlacionable conotra serie de secuencias similares acumula-das en cuencas independientes: la FmCajón Negro (Pesce 1981), ubicada aloeste de la cordillera del Viento y reciente-mente datada por Burns (2002) en 10-14Ma. y la Fm Cura Mallín. Esta última com-prende el área cordillerana a estas latitudesy el sector chileno adyacente. Se le asignauna edad más antigua (25-15 Ma; Suárez yEmparán 1995, Jordan et al. 2001).Sucesiones volcánicas del Oligoceno supe-rior-Mioceno inferior, fueron deformadasa fines del Mioceno superior (Niemeyer yMuñoz 1983, Burns 2002), un hecho evi-denciado por la discordancia angular quecon desarrollo regional se expone en lazona cordillerana, preferentemente al surde los 37º30´S. Las unidades que las sobre-yacen, agrupadas en la literatura chilenabajo la denominación de Fm Cola deZorro (Vergara y Muñoz 1982), tienen suequivalencia en territorio argentino en laFm Hualcupén (Pesce 1989).La Formación Cola de Zorro se halla dis-tribuida en una franja latitudinal entre los36º y 39ºS y sólo se la encuentra compre-sivamente deformada al norte de los 37º30´S (Folguera et al. 2006). Esta deforma-ción comprende el último evento tectóni-co de envergadura registrado en la zona yse relaciona con la actividad del sistema defallas de Antiñir-Copahue. El citado siste-ma es la continuación hacia el norte y enterritorio argentino del sistema de fallas deLiquiñe-Ofqui” (Hervé 1976), que se des-arrolla en la vertiente chilena al sur de los38ºS, a lo largo de la traza del arco volcá-

Los grandes deslizamientos de la región...

nico actual. Generaciones más jóvenes delvolcanismo de retroarco se han emplazadoen esta parte de la cordillera, asociadas alextremo norte de una amplia cuenca exten-sional de retroarco, distinguida como fosa deLoncopué (Ramos y Folguera, 2005).En tiempos aun no bien establecidos, en lavertiente cordillerana argentina y a estaslatitudes, el glaciarismo cuaternario hadejado extensos depósitos de till y clarasevidencias morfológicas de su accionarerosivo. En la vertiente chilena se ha data-

do, aunque sin demasiada certeza, el inter-valo temporal del englazamiento en lasaltas cumbres. Ha sido circunscripto allapso 2 Ma-30 ka (volcán Chillán; Dixon etal. 1999).En el sector sur del área de estudio corres-pondiente a Copahue, Bermúdez yDelpino (1999) datan en 30 ka un materialcarbonoso perteneciente a una turba,extraído de morenas terminales del sistemade arcos morénicos del glaciar previo deTrolope, el que durante el Cuaternario

invadió el protovalle fluvial del río Agrio(González Díaz 2003, 2005). El lugar seubica en las cercanías del paraje Puertade Trolope.Entre los depósitos postglaciarios, sobre-salen los sedimentos fluviales y de la remo-ción en masa. Las principales acumulacio-nes de ésta última corresponden a desliza-mientos que son el motivo de esta síntesis.Son numerosos los deslizamientos meno-res y debris flows asociados.Desde el punto de vista estructural se dife-rencian en la región analizada dos grandesdominios: 1) una faja tectónicamenteimbricada entre el Mioceno superior y elCuaternario, denominada faja plegada ycorrida de Guañacos (Folguera et al. 2004),que posee vergencia hacia el este y se gene-ró a partir del cierre de la cuenca de CuraMallín y 2) una serie de bloques limitadospor fallas inversas de alto ángulo, que tie-nen vergencia occidental y que incluyen elbloque al NE del valle de Nahueve, la cor-dillera del Viento y el bloque limitado alNE por el valle de río Barrancas.Las avalanchas de rocas analizadas expo-nen en forma sistemática una íntima rela-ción con la estructura más reciente de laregión, vinculada al desarrollo del frenteorogénico de la Cordillera Neuquina(González Díaz et al. 2005, González Díazy Folguera, 2005, 2006), el que comprendeel citado sistema de fallas de Antiñir-Copahue (Folguera et al. 2004).

MARCO GEOMORFOLOGI-CO GENERAL

En la evolución del relieve de la región, sehace evidente la participación de distintosprocesos exógenos y endógenos de un pai-saje compuesto. Se destaca la marcada inci-dencia morfológica alcanzada por el proce-so glaciario durante la intervención climá-tica cuaternaria. Sus geoformas componenhoy los elementos morfológicos más des-tacables regionalmente a pesar de la poste-rior mejoramiento (ameliorización) climáticoy el consecuente reemplazo de la morfoge-nia glaciaria por el presente ciclo fluvial.El relieve conserva los típicos rasgos mor-fológicos de una previa glaciación del tipoalpino, la que con llamativo grado de con-servación se expresa con formas de ero-


Figura 2: Situación aproximada y distribución de las avalanchas de rocas entre los paralelos 36° y38°S, en el sector septentrional de la cordillera neuquino. También aquella del área del volcánDomuyo.

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sión tales como artesas, circos, y de agra-dación como morenas y planicies glaciflu-viales, distribuidas preferentemente aloeste del meridiano de los 70°30Ó y seproyectan hasta el límite argentino-chileno.Se observa una localización predominantede las áreas de alimentación de circos gla-ciarios, sobre las pendientes australes yorientales de las divisorias locales, es deciren sectores de menor insolación (ubac).Una situación similar se comprueba en

cuanto a la mejor conservación de los ras-gos primarios de artesas. Los remanentesde morenas marginales muestran unageneral y mejor subsistencia sobre los flan-cos septentrionales de las artesas dispues-tas este-oeste, que en aquellos australes.El proceso de remoción en masa esencial-mente representado por la ocurrencia entiempos prehistóricos de un ingente núme-ro de deslizamientos, ha contribuido efi-cazmente a la degradación de esta parte de

la región cordillerana neuquina.

La disposición particular de sus acumula-ciones en el interior de artesas glaciarias,coadyuvó sin dudas a su confusión condepósitos de till (Groeber 1921, 1925,1947), interpretación aceptada durante unprolongado lapso en estudios delCuaternario y el englazamiento pleistocenode la región, la que contribuyó a la identifi-cación de más de un episodio glaciario en laregión de Copahue (Groeber 1925).En el área de estudio la única excepción atan peculiar distribución, la constituyen losdepósitos de la avalancha de rocas delcerro Pelán en el río Barrancas, disemina-das en su profunda garganta fluvial(Groeber 1916, González Díaz et al. 2001).La mayoría de los cuerpos de agua de laregión, deben su origen a la obstrucciónpermanente de los cursos fluviales devalles previos glaciarios (lagunas deVarvarco, Lauquen Mallín, Cochico, LaNegra, entre otras), por las acumulacio-nes de los grandes deslizamientos.En ocasiones la obstrucción ha sido efíme-ra (Pillun Challa, Picun Leo, Guañaco).Sólo en las lagunas de Carrilauquen yNavarrete, aconteció el colapso catastrófi-co del endicamiento, con la consiguientegeneración de un gigantesco debris flow enla primera (González Díaz et al. 2001,Hermanns et al. 2004). De menores pro-porciones fue el desarrollado en la lagunaNavarrete (Penna et al. 2005).Bajo las presentes condiciones climáticasalgunas geoformas del proceso de remo-ción en masa persisten. Corresponden aglaciares de rocas activos, bajo condicio-nes criogénicas de un clima local de altura(permafrost). Hay otros inactivos. Su mayorconcentración ha sido comprobada en elárea de las cabeceras del arroyo Ailinco.(González Díaz et al. 2003). Climática-mente relacionadas, se encuentran acumu-laciones del proceso de geliflucción (lóbulos yterrazas) de muy amplia distribución.Debris flows locales y más ocasionalmentetorrentes de barro, son procesos observa-bles en las canaletas (chutes) de los faldeos.Suelen alcanzar los fondos de los vallesdonde se expanden. Acontecen con poste-rioridad a lluvias intensas o la ablación dela nieve invernal. Asociados se observanlóbulos y lenguas de soliflucción.

Figura 3: Situación de epicentros en la Provincia de Neuquén (INPRES período 1920-2004; Bohmet al. 2002 y Mario Sisgismondi (com. pers.).


El volcanismo, iniciado en la región a par-tir del Mioceno inferior imprime localmen-te su característico sello morfológico. Unade las manifestaciones volcánicas más anti-guas (Mioceno tardío-Pleistoceno), apare-ce integrando el paisaje bajo la forma deplanicies estructurales lávicas (pampas delos lugareños). Su persistencia es controla-da por resistentes mantos de lavas supra-yacentes. Exponen variadas tasas dedegradación y también de localización alti-métrica, ésta debida a movimientos tectó-nicos posteriores.Otras geoformas volcánicas previas ysobresalientes de tiempos del Plioceno alCuaternario (generalmente desmanteladas)son las calderas volcánicas (cerrosCentinela, Copahue, Mandolegue, PicheMoncol, Trocomán) y elevados aparatosvolcánicos (Ñancao, Huaraco, entre otros),con sus correspondientes cráteres, a vecesmúltiples (Complejo Copahue).La fosa de Loncopué, de no bien definidaextensión hacia el norte, constituye el prin-cipal albergue del volcanismo más joven.Manifestaciones explosivo-lávicas delPleistoceno tardío-Holoceno, suelen con-formar verdaderas agrupaciones de peque-ños volcanes en determinados puntos de lacitada depresión estructural. Otros ejem-plos de ello se hallan al oeste de la pobla-ción de Las Ovejas o al poniente del valledel río Agrio entre El Huecú y Loncopué.El ciclo fluvial establecido con posteriori-dad al englazamiento local aun no halogrado degradar el paisaje glaciario pre-vio. La obstrucción de algunos cursos porcoladas lávicas (Colada del Agrio) y suposterior superación, han dado lugar aondas de rejuvenecimiento con profundi-zación y resaltos que expresan interrupcio-nes locales del ciclo (González Díaz 2003).

PRINCIPALESCARACTERÍSTICAS DE LASAVALANCHAS DE ROCASENTRE LOS 36°00´ Y38°00´S

1) Localización predominante de susdesprendimientos en el ámbito de undeterminado contexto geomórfico:Constituye un rasgo específico y dominan-

te de estas avalanchas de rocas. Se hallanen un ambiente geomorfológico regionalcompuesto por planicies estructurales lávi-cas (lava structural plains) y dominante com-posición basáltica (Formación Hualcu-pén), en tanto que sus acumulaciones sealojan en valles (artesas) de abruptas pen-dientes, resultantes del englazamientopleistoceno. Sus laterales empinados quenormalmente culminan en una amplia caralibre superior, tienen relación genética conel desbastamiento glaciario (trimming).Hay algunas excepciones a esta regla, peroson minoría. Entre ellas se hallan la delcerro Pelán (González Díaz et al. 2001) enla garganta fluvial del río Barrancas, la ava-lancha del cerro Pichi Moncol, que involu-cró el colapso del margen sur de la calderahomónima (González Díaz y Folguera2005), la del cerro Los Cardos (González

Díaz et al. 2005), cerro Las Papas y Ailinco(González Díaz et al. 2003) y del Moncol(Escosteguy et al. 1999).

2) Homogeneidad en la tipología delos movimientos: La gran mayoría de lasavalanchas de rocas reconocidas, muestranuna fase inicial de movimientos verticalesdel tipo rotacional, con una fase distal pre-dominantemente horizontal de flujo. Lascicatrices del desprendimiento tienen lacaracterística configuración cóncava haciael exterior.Contrastando con estas consideracionesgenerales, las avalanchas de rocas del cerroPelán en el río Barrancas y la de Buraleo“I” constituyen casos particulares en losque su tipología corresponde a un desliza-miento translacional o planar.Excepciones a la generalización antedicha,


Figura 4: Distribución de sismos en la provincia del Neuquén y territorio chileno adyacente(Folguera et al. 2003).

205

las componen los deslizamientos de lalaguna Lauquen Mallín “I” y “II” en eltramo superior del valle del arroyo Ñireco.Ambos se movilizaron como deslizamien-tos de bloques rocosos (rock-block slides). Elaustral (ó “II”) se presenta como un con-junto de extensos bloques elongados, dis-puestos transversalmente a la dirección delmovimiento, de forma similar a los blo-ques secundarios y proximales de un desli-zamiento rotacional. El “I” está compues-to por un sólo bloque que ha cabeceado(topples?) hacia adelante, según un eje tam-bién transversal al movimiento.En aquella del cerro Los Cardos(González Díaz et al. 2005) se interpretóen su fase cinemática inicial, una similaraunque más local y limitada influencia porparte de la disposición homoclinal de losestratos terciarios en la zona superior deldesprendimiento. El origen de la lagunade los Rojos, alojada en medio de susdepósitos es distinto al interpretado parael resto de las lagunas permanentes,estando relacionada con el desmembra-miento a niveles inferiores de un bloquemovilizado rotacionalmente.

3) Notorio control de la ubicación deldesprendimiento de las avalanchas derocas por parte de los principales ras-gos estructurales de la región: Estosgrandes deslizamientos no tienen una dis-tribución aleatoria, sino que ella coincideprincipalmente con el desarrollo del frenteorogénico de la faja plegada y corrida deGuañacos (Sistema de fallas de Antiñir-Copahue), el que se extiende hacia el norteen territorio argentino aproximadamente ala latitud del volcán Copahue (Fig. 5). Esteposee una mecánica de deformación varia-ble: la parte más austral tiene una direcciónpromedio NE y concentra deformacióntranstensional mientras que el sector sep-tentrional se desarrolla preferencialmenteen la dirección NNO y está asociado atranspresión dextral. Esta última coincidecon el principal desarrollo de las avalanchasde rocas en la región al sur de los 37°SLa relación espacial de algunos desliza-mientos con la estructura regional sugieretambién la probabilidad de un control enla localización y ocurrencia de sus des-prendimientos por parte de una serie de

rasgos estructurales de orientación E-O(extensos lineamientos), tales como losque han determinado la situación de losvalles de las Damas (o Pilun Challa), PicunLeo, Reñileuvu, Guañacos y Lileo (Fig. 5).Representan estructuras que probable-mente han sido activas en el Plioceno infe-rior. Esta suposición se basa en las grandesvariaciones de espesor que sufren lassecuencias de esta edad a uno y otro ladode las mismas (Folguera et al. 2003).En el caso particular de la estructura quecontrola el valle del arroyo Lileo, se hanreconocido escarpas de fallas con orienta-ción principal E-O, donde se localizanalgunas avalanchas de rocas.

4) Ocurrencia en una región caracteri-zada por una concentración de sismoscorticales: La figura 3 expone la distribu-ción de los epicentros sísmicos históricosdisponibles para la región cordillerananeuquina entre los 36° y 40°S. Al cotejar lacomarca entre los 36° y 38°S con la regiónal sur de los 38°S, se observa en la prime-ra la mayor cantidad y una llamativa con-centración de los epicentros. Este aspectotambién muestra un correlato adecuadocon la mayor concentración de desliza-mientos, al compararla con aquella al surde los 38°S. La figura 3 y particularmentela figura 4, permiten comprobar la notableasimetría en cuanto a la dispar densidad deesa información.De acuerdo a los datos instrumentales dis-ponibles (INPRES; período 1920-2004),los registros han señalado actividad sísmi-ca con epicentros en la región analizadacon un máximo de M 5,8 (mayo de 1994). Sinembargo, no hay información alguna acercadel desencadenamiento de procesos históri-cos similares a una avalancha de rocas.Se plantea así el interrogante de cual hasido la magnitud de algunos sismos prehis-tóricos, a los que se interpreta como pro-motores de estos grandes movimientosgravitacionales. Al presente sólo se puedeconjeturar que durante el Cuaternario tar-dío hubo paleosismos que pudieron alcan-zar magnitudes superiores al mencionadovalor, con suficiente energía para ocasio-nar la desestabilización de las pendientes yla movilización de grandes volúmenes demasas rocosas. La estimación de una mag-

nitud M 8,3 para la avalancha de rocas deVarvar Co Campos (Costa y GonzálezDíaz 2005; en prensa), aparentementecorroboraría esa conjetura.

5) Discontinuidad temporal de susocurrencias: Hubo la posibilidad de esta-blecer tiempos distintos de sus aconteci-mientos gracias a la ocurrencia de avalan-chas de rocas en zonas adyacentes. Unadistinción primaria de ello fue interpretadamediante el análisis fotogeomorfológico yposteriormente ratificada por exámenes decampo y datos isotópicos.Las distintivas diferencias morfológicasdegradacionales observadas en su morfo-logía superficial, fueron entendidas tam-bién como temporales. El desacuerdo cro-nológico se hizo más obvio al cotejar lamorfología de movimientos adyacentes,como en aquellos casos de las lagunas deVarvarco, de Los Miches o en el valle delarroyo Lileo.En el área de las lagunas de Varvar CoTapia y Varvar Co Campos, la divergenciaprevia temporal entre ambos deslizamien-tos fue geomórficamente establecida(González Díaz et al. 2000), definiendocomo más antigua a la primera. Esta con-clusión ha sido ratificada por los resulta-dos de varios análisis de isótopos cosmo-génicos, realizados (Costa y GonzálezDíaz; en prensa).La hipótesis se fortalece analizando la comple-ja avalancha de rocas del cajón de Huarhuarco(principal afluente de la laguna Varvar CoCampos). Se sitúa inmediatamente al norte deaquellas de las lagunas de Varvar Co. Pese adesconocer los tiempos absolutos de su acon-tecimiento, el análisis geomorfológico permiteafirmar que constituye el más moderno desli-zamiento de este tipo, desarrollado en el ámbi-to de la artesa del glaciar troncal de Varvarcoprevio (González Díaz et al. 2000). Además seinterpreta que su ubicación muestra una ade-cuada relación temporal (más joven) con lasavalanchas de Varvarco y la propuesta de unaprogresiva recesión del término del glaciarcitado hacia el norte (desenglazamiento), quefacilitó su posterior ocurrencia luego de la des-aparición local de la masa glaciaria.

6) La propuesta adjudicación de losdesprendimientos a una edad general


postglaciaria: Los análisis geomorfológi-cos y observaciones de campo, han compro-bado la ubicación de las cicatrices de sus des-prendimientos en la parte superior de las pen-dientes de artesas glaciarias y la distribución desus acumulaciones en el interior de ellas. Estaparticularidad sumada a una buena conserva-ción de los rasgos primarios de los desliza-mientos y de sus acumulaciones, ratificaría laposterioridad de las avalanchas de rocas al reti-ro de los glaciares, permitiendo sugerir unaedad postglaciaria.Otro sólido argumento en apoyo a esta asigna-ción temporal, lo constituye el hallazgo de unacobertura de till por encima de la corona deldesprendimiento de la avalancha de Varvar CoCampos. Sólo asignando una mayor edad alcitado till respecto del movimiento, se explica-ría la observada inclusión de tales materiales ensus acumulaciones. Bloques de morfometría yrasgos estructurales glaciarios han sido indivi-dualizados en el extremo norte de la laguna deVarvar Co Tapia (González Díaz et al 2000), enlos sectores superiores y distales de la avalan-cha de Varvar Co Campos.Esta distribución sectorial confirma el concep-to del mantenimiento del orden de la secuen-cia estratigráfica observado en las zonas de losdesprendimientos, en las acumulaciones deuna avalancha de rocas.Los datos de cronología absoluta disponiblespara las avalanchas de rocas de las lagunas deVarvarco), se opondrían en principio a talgeneralización, abriendo la alternativa de suocurrencia en tiempos singlaciarios (Costa yGonzález Díaz 2005; en prensa).No se descarta la posibilidad de que algunos delos deslizamientos pudieron acontecer durantela fase final de la recesión glaciaria. Se sugiereque lo hicieron en momentos en que el térmi-no del correspondiente glaciar se hallaba aguasarriba del tramo de la artesa donde ocurrió eldesprendimiento. Hasta ahora el límite inferiorpara aquella consideración temporal, lo consti-tuye la avalancha de rocas del cerro Pelán (ríoBarrancas) cuya edad ha sido estimada en 2,1ka (Costa y González Díaz 2005, en prensa).

7) Similares modificaciones en el pai-saje y el drenaje local, debido a la inva-sión de las artesas previas por parte delas acumulaciones de las avalanchas derocas: La figura 2 y el cuadro 1, constitu-yen una síntesis del tema. En ocasiones el

Nº

12345678910111213141516

1718192021

22232425262728293031323334353637

Lat (º)

-36,273-36,310-36,399-36,444-36,407-36,329-36,397-36,463-36,463-36,450-36,530-36,511-36,509-36,514-36,470-36,524

-36,588-36,504-36,541-36,521-36,556

-36,501-36,539-36,592-36,585-36,605-36,666-36,632-36,652-36,644-36,583-36,525-36,519-36,613-36,586-36,632-36,640

Long (º)

-70,589-70,500-70,602-70,570-70,479-70,275-70,352-70,388-70,341-70,281-70,407-70,379-70,327-70,294-70,144-70,167

-70,341-70,264-70,349-70,241-71,026

-70,997-70,874-70,752-70,604-70,543-70,595-70,512-70,532-70,486-70,508-70,474-70,506-70,309-70,308-70,165-70,077

Endicamiento

No C/Lag. permanenteC/Lag. permanenteC/Lag. permanenteC/Lag. permanente

C/Lag. efímeraNo

C/Lag. permanenteC/Lag. efímera

NoC/Lag. efímeraC/Lag. efímera

NoNo

C/Lag. efímeraC/Lag.permanente y

colapso (outburst)NoNoNoNo

C/Lag.permanente y colapso (outburst)

C/Lag. permanenteC/Lag. permanenteC/Lag. permanente

NONONONONONONONONONONONONO

Nombre

Cajón de Huar Huar CoNacientes de los NevadosLag. Varvar Co Campos

Varvar Co TapiaLag. Chacaico

Ao. Buta MallínAo. Trovunco

Lag. de Las LagunitasAo. Blanco o de Las Lagunitas

Puesto CochicoAo. de los Díaz IAo. de los Díaz IIAo. de los Díaz IIIAo. de los Díaz IV

Co. Coyochos Co. Pelán (R. BARRANCAS)

Ao. Buta Cura IAo. Buta Cura II

Ao. Domuyo NorteVega del RodeoLag. Navarrete

Cabeceras Cajón de MolinaLag. Frutillar

Lag. La LecheAilinco

Co. de Las PapasLas Olletas

Manchana-Covunco "I"Manchana-Covunco "II"Manchana-Covunco "III"

Ao. Turbio "I"Ao. Turbio "II"Ao. Turbio "III"

Ao. Butaco IAo. Butaco II

Barda de DomuyoCari Lehué

CUADRO 1: Características de las avalanchas de rocas enumeradas en la figura 2

E. F. GONZÁLEZ DÍAZ, A . FOLGUERA, C . H. COSTA, E . WRIGHT Y M. ELLISONDO 206

38394041424344454647

-36,615-36,682-36,706-36,713-36,717-36,668-36,698-36,720-36,757-36,788

-70,027-70,515-70,516-70,477-70,443-70,353-70,331-70,308-70,346-70,431

NoC/Lag. efímera

NoNoNo

C/Lag. efímeraNoNoNoNo

Ao. Cari MuehueAo. Cobunco

Pampa de Ferranía "I"Pampa de Ferranía "II"Pampa de Ferranía "III"

Ao. Chari Lehue IAo. Chari Lehue II

Ao. Los FilosAo. Coli Mamil

Cajón del Medio

207

volumen rocoso movilizado, la orientacióndel movimiento, la distribución y las carac-terísticas geotécnicas de sus depósitos hanposibilitado la obstrucción de un valle, yen consecuencia el endicamiento del cursofluvial y la generación de un cuerpo deagua, de dispar permanencia temporal(Hermanns et al. 2005).Las estimaciones de las edades absolutasde las avalanchas de rocas del cerro Pelány de aquellas de las lagunas de Varvarco,contradicen el general consenso acerca dela rápida destrucción del endicamiento.Diversos factores han favorecido tan pro-longada permanencia: los grandes volúme-nes de las obstrucciones, una reducidacuenca fluvial local aguas arriba del endi-camiento, la resistente litología de losmateriales componentes de sus acumula-

ciones y el rol de amortiguador que pudoejercer el cuerpo lacunar generado.Además, el reducido ancho y lo escarpadode las pendientes de los valles glaciarios(cajones de los lugareños), han contribuidoa su prolongada permanencia.De los setenta y cuatro grandes movimien-tos examinados (véase Cuadro 1), diecio-cho formaron cuerpos de agua de carácterpermanente (lagunas de Varvarco, LaLeche, Cochico, Lauquen Mallín II, LaNegra, Los Maderos, Compul, LosPajaritos, entre otras).Dieciséis de ellos tuvieron un carácter efí-mero. Prueba de ello es el hallazgo dedepósitos lacunares aguas arriba de la obs-trucción, la presencia de brechas (oulets)para su drenaje y la ulterior disección (ate-rrazamiento) de esas acumulaciones finas

al reestablecerse el nivel de base preceden-te. Esta circunstancia ha sido comprobadaen los ejemplos de las avalanchas de PilunChalla, Picun-Leo, Moncol, Pichi Moncol,Guañaco, Río Azul, Cobunco y Coyochos.Sólo en dos ocasiones (números 16 y 21 enFig. 2 y Cuadro 1) aconteció el colapso delmuro natural y el consiguiente desarrollode un aluvión (outburst flood). Una se rela-ciona con la avalancha del cerro Pelán,que generó la enorme laguna deCarrilauquen (Groeber 1916, GonzálezDíaz et al. 2001) y donde posteriormenteocurrió la histórica ruptura del muro natu-ral (29/12/1914) y los catastróficos dañoscausados aguas abajo a lo largo del valledel río Colorado. La pequeña laguna lateralde Quili Malal situada aguas abajo del cita-do colapso, debe su origen a la obstruc-ción del arroyo homónimo por parte delos espesos depósitos del aluvión.En la avalancha de rocas de la pequeñalaguna de Navarrete, situada en el ánguloNO del estudio y al norte del cajón delPichi Neuquén, se ha visto reiterado elfenómeno del colapso. Luego de la ruptu-ra de la natural represa, el trayecto del con-secutivo aluvión progresó a lo largo de sucajón hasta su afluencia al Pichi Neuquén(Penna et al. 2005).En las restantes cincuenta no se observanprofundas modificaciones. Probablementese debió a los menores volúmenes movili-zados o al hecho de que sus fases distalesse distribuyeron de modo tal que no alcan-zaron a obstruir el valle. A este grupo per-tenecen entre otras las definidas comoantiguas y modernas de los Miches y delarroyo Lileo y aquellas de Coyuco,Charilehue II, Pincheiras, Buraleo I,Lauquen Mallín I y Ailinco.En algunos casos de obstrucción perma-nente o efímera se reconoció o interpretóuna trepada distal (run-up), fundamentalpara la obstrucción y generación de uncuerpo de agua. En tal sentido sobresalenaquellas de la zona de Varvar Co, Compuly del cerro Pelán.Dos avalanchas de rocas exponen ciertaspeculiaridades ajenas a estas generales con-sideraciones: las de Pilun Challa y del cerroLos Cardos. Se estima que ambas compo-nen modelos distintivos por su mecanis-mo. En la primera, González Díaz y

484950515253545556575859606162636465666768697071727374

-36,794-36,802-36,795-36,916-37,015-37,024-37,054-37,145-37,185-37,181-37,198-37,211-37,210-37,309-37,321-37,339-37,402-37,423-37,429-37,467-37,556-37,705-37,714-37,735-37,770-37,948-37,936

-70,405-70,999-71,122-71,040-71,016-70,985-71,067-71,047-70,898-70,855-70,860-70,984-70,964-70,960-70,982-71,012-71,004-70,948-70,935-71,021-70,997-71,062-71,100-71,062-71,033-71,026-70,925

C/Lag. efímeraNo

C/Lag. permanenteC/Lag. efímera

NoC/Lag. efímera

C/Lag. permanenteNoNoNoNoNo

C/Lag. efímeraNo

C/Lag. efímeraC/Lag. efímera

NoC/Lag. permanenteC/Lag. permanente

C/Lag. efímeraC/Lag. efímera

C/Lag. permanenteC/Lag. permanenteC/Lag. permanenteC/Lag. permanente

C/Lag. efímera

Ao. Domuyo SPincheiras

NO Epulaufquen?Lag. Los Pajaritos

Buraleo "I"Buraleo "II"

Río AzulLag. La TreguaCo. Los Cardos

Los Miches "I" (antigua)Los Miches "II" (moderna)

Ao. Lileo "I"(antigua)Ao. Lileo "II"(moderna)

GuañacosCoronal

Co. Piche MoncolMoncol

Lag. Lauquen Mallín "I"Lag. Lauquen Mallín "II"

Lag. La NegraPicunleo

Pilun ChallaCajón ChicoLos MaderosLag. Trolope

Lag. Compul (o Hualcupen)Cajón de Hualcupen

Orden numérico, denominación, localización detallada según coordenadas y principalesmodificaciones del drenaje debidas a la invasión de los valles por las acumulaciones de lasavalanchas de rocas


Nº Lat (º) Long (º) Endicamiento Nombre

Folguera (2005) han interpretado la ocu-rrencia de una fase de vuelo (jumping) desus materiales hacia el sector proximal, afavor de una previa berma o explanadaestructural, situada en posición altimétrica-mente inferior a la escarpa del desprendi-miento la que actuó como trampolín.En la avalancha de rocas del cerro LosCardos, la presencia de la laguna Los Rojosal pie de su cicatriz de desprendimiento(González Díaz et al. 2005), no se hallarelacionada con la obstrucción de unaartesa. Su singular y elevada situación alti-métrica en la zona de sus acumulacionesproximales, estaría relacionada con el des-lizamiento rotacional de un gigantescobloque individual desprendido del margenoeste de la planicie estructural lávica delcerro homónimo. Su fragmentación, des-membramiento y acumulación en formade bloques menores por debajo de ella, diolugar a la depresión que la alberga.Sobre un total de setenta y cuatro avalan-chas de rocas, el 40% provocó modifica-ciones o cambios en tramos de algún siste-ma local de drenaje

8) Otras consideraciones: Vale destacarque en la región de estudio, el número delagunas, tomando en cuenta las de carácterefímero, resultantes de la obstrucción devalles por depósitos de estos movimientos,supera al de las genéticamente relacionadascon la erosión y la agradación glaciaria(Piuquenes, Chaquiras) o la acción fluvialal construir un delta que generó ambaslagunas de Epulaufquen.En la región y de acuerdo a la clasificaciónde Costa y Schuster (1988), la gran mayo-ría de las represas naturales así generadas(landslide dams), corresponderían a sus tipoII y III. Ambos son considerados demayor riesgo potencial, vista la posibilidaddel colapso del muro.Buenos ejemplos del primero son las dePilun Challa y Picun Leo. Entre las delsegundo tipo están las de Chacaico, LaNegra, Pajaritos, las lagunas de Varvarco,cerro Pelán, Buraleo I. Sus fases distales enestas tres últimas se caracterizan por eleva-dos run-ups.La presencia de pequeñas lagunas escomún en el irregular relieve de las acumu-laciones de las avalanchas. La mayor con-

centración ha sido observada en la partedistal de la avalancha de rocas de VarvarCo Campos.

ELEMENTOS DE JUICIOQUE ABOGAN POR UNAINDUCCION SISMICA DEESTOS FENOMENOS. LAINCIDENCIA DE FACTO-RES CONDICIONANTESPREVIOSLa relación genética de las avalanchas derocas con terremotos, no está todavía biencomprendida. Si bien se conoce que losdeslizamientos obstruyen valles y cursosfluviales y originan la mayoría de las lagu-nas de esta región, el desencadenante desus ocurrencias aun suele ser motivo dediscrepancias.Mediante un análisis a nivel mundial de unelevado número (50) de avalanchas derocas históricas producidas por sismos,Keefer (1984) ha destacado una serie decriterios o argumentos que avalarían esarelación genética. Varios de ellos han sidoreconocidos regionalmente durante losestudios realizados.Rara vez se adjudica a un deslizamientouna simple causal. Se propone abordar eltema presentando diversos criterios sismo-tectónicos propios o de otros colegas, rela-cionados con este sector del área cordi-llerana neuquina y otros de carácter topo-gráfico-geomórfico, considerados condicionn-tes previos, los que son cotejados con losdel citado autor.

a) Criterios sismo-tectónicosLa figura 5 expone la concentración prefe-rente de las avalanchas de rocas a lo largode diversos lineamientos estructuralesprincipales de la cordillera neuquina: de losríos Barrancas, Neuquén, Lumabia o de loscerros Papas, Bayo, Trolope y más parti-cularmente a lo largo del frente orogénicode la Faja Plegada y Corrida de Guañacos.Las figuras 3 y 4 (Folguera et al. 2003)reflejan otra concentración, en este casode los sismos históricos entre los paralelos36° y 38°S, con respecto a la región al surde los 38°S. Esta última característica tieneun regular correlato con la observada paralos deslizamientos.

Los registros instrumentales entre 1928-2005 (INPRES 1977), indican que laregión se caracteriza por sismos de baja amediana magnitud derivados de dos fuen-tes: la interfase entre las placas de Nazca ySudamericana a partir del proceso de sub-ducción, superiores a los 100 km de pro-fundidad, y de la corteza, relacionados conla actividad de la estructura que levanta lacordillera a estas latitudes.Los datos disponibles dan cuenta de sis-mos no superiores a M=5,8, sin evidentesconsecuencias para una desestabilizaciónde las laderas. Sin embargo, por el volu-men involucrado en estos movimientosprehistóricos, las características morfomé-tricas de las laderas (fuerte pendiente y ele-vado desnivel), sugieren que una fuentesísmica pudo haber suministrado la energíasuficiente para ello (Keefer 1984).Si bien según la información disponible, laenergía liberada durante estos eventos his-tóricos es baja, diversos factores han con-tribuido eficazmente para una mayor efec-tividad de los terremotos en la generaciónde los grandes deslizamientos prehistóri-cos reconocidos, los que habrían aconteci-do en tiempos aun no bien determinadosdel Pleistoceno superior y el Holoceno,lapsos en los que hubo notables y recu-rrentes cambios climáticos.La envergadurade estos procesos gravitacionales permitesugerir que la magnitud de los terremotos,debió ser significativamente mayor que lamostrada por el presente período cubiertopor la sismicidad instrumental.Así por ejemplo y en línea con criteriospropuestos por Keefer (1994) y Keefer yWilson (1989), Costa y González Díaz(2005; en prensa) han estimado que la ava-lancha de rocas de Varvar Co Campospudo ser inducida por un sismo de mag-nitud aproximada de M 8,3 y que la dis-tancia de la fuente sísmica pudo haberselocalizado en un radio de 400 km, unvalor que abarca hasta la fosa oceánica alas citadas latitudes.No necesariamente la actividad sismotec-tónica de intraplaca de las estructuras pre-sentes en la región sería la promotora deesos deslizamientos, sino que gigantescossismos de interplacas como los desarrolla-dos a estas latitudes en cercanías de lacosta chilena (Valdivia; Concepción,1960;


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Ms=8,3), también podrían ser los desenca-denantes de estos grandes deslizamientosprehistóricos.Triep (com pers.) recordó a los autores elsismo chileno que ocurriera a similareslatitudes que la región estudiada deMs=7,8 (28/01/1939). El mismo no fueun simple sismo de subducción, sino másbien un sismo complejo de mecanismonormal que podría ser de la corteza.Isosistas de este sismo pueden extrapolar-

se a la zona de la faja plegada y corrida deGuañacos con intensidad Mercalli de apro-ximadamente VII y a la zona de desliza-mientos de los alrededores del volcánDomuyo con intensidad VI.Con anterioridad, la zona contigua al nortedel sismo de 1939, sufrió la ruptura delsismo del 01/12/1928, de Ms=8,0. Susisosistas -no bien determinadas- hacenpresumir una intensidad Mercalli algomenor a VII en la zona de retroarco neu-

quino cercana al límite internacional y cer-cana a VI en la zona del Domuyo.La posibilidad del desencadenamiento con-tempóraneo de desprendimientos semejan-tes en regiones de dispar estructura y aleja-das entre sí, pareciera estar avalada por lasimilitud temporal -análisis cosmogénicos-de las avalanchas de rocas de las lagunas deVarvar Co (Neuquén), con aquellas de laenorme escarpa de falla occidental de la sie-rra de San Luis (Potrero de Leyes y LasCañas (González Díaz et al. 1999, Costa yGonzález Díaz 2005 en prensa).El ciclo sísmico de las fuentes sismogéni-cas asociadas a estructuras recientes prin-cipales en el retroarco andino, es sin dudamucho más prolongado (> 103 años) queel intervalo temporal cubierto por la sísmi-ca instrumental y por lo tanto no debeconsiderarse como suficientemente repre-sentativa del potencial sísmico de la región.La concentración de importante deforma-ción cuaternaria en el frente orogénicoactual de la cadena andina representadopor el sistema de allas Antiñir-Copahue,señala sin dudas un potencial sísmico endicho sector, que incuestionablemente esmayor que el registrado por la sismicidadactual, según lo atestiguan también lasdeformaciones y rupturas superficialescomprobadas por Folguera et al. (2004).En particular, el intervalo de la máximadeformación tectónica que habría experi-mentado este sector, se ubicaría entre 1,7y 1,4 Ma, un dato que surge de las datacio-nes de materiales más jóvenes deformadosy de aquellos que fosilizaron algunas delas estructuras.Si bien existen evidencias de deformacio-nes recientes -jóvenes coladas y depósitosmodernos se hallan afectados localmentepor fallas y fracturas- el relieve asociado alfrente orogénico se habría formado en elPleistoceno inferior. Aunque este lapso nocoincide con aquel sugerido para la ocu-rrencia de las avalanchas de rocas en laregión, permite interpretar que la sismici-dad cortical asociada al levantamiento delos Andes a estas latitudes, debe haber sidoepisódica y de una elevada variabilidad encuanto a su intensidad.Desmores y Hovius (2000) presentaron unmétodo empírico y práctico para determi-nar si un deslizamiento tuvo como desen-


Figura 5: Mapa regional de las principales estructuras cuaternarias (36º-38ºS). Nótese una corres-pondencia espacial llamativa de las principales estructuras con actividad neotectónica de la cordi-llera neuquina (Sistema de falla de Antiñir-Copahue) con los desprendimientos de las avalanchasde rocas.

cadenante a una tormenta (precipitacionesexcesivas) o a un sismo. Su hipótesis pro-pone que la situación en una pendiente delárea del desprendimiento está determinadapor el mecanismo inductor, quien dejaríaun distintivo rasgo espacial de las mismasen las pendientes. Una suerte de sello ohuella (fingerprint), que orientaría hacia sudeterminación genética. Analizando áreasdonde predominan los deslizamientosgenerados por tormentas, comprobaron

que sus cicatrices se localizan principal-mente en los tramos basales de las pen-dientes. Advierten sobre el hallazgo dealgunas a nivel medio y superior. Remarcanla importancia que alcanza el hecho de quelas laderas muestren abruptos declives ensu tramo inferior y también de la mayorsaturación de dicho sector durante las llu-vias. Estas características incrementaríansu potencial de inestabilidadPor el contrario la situación de la cicatriz

del desprendimiento en la cresta de la pen-diente (o muy próxima), abogaría por surelación con un shock sísmico. Los sismosconcentrarían sus efectos en la parte supe-rior de las pendientes, un tramo donde laactividad fluvial es prácticamente nula.Establecen así una marcada diferenciamorfológica con aquellos desencadenadospor causas climáticas.Esa ubicación preferente es atribuida pordichos autores a la difracción de las ondassísmicas que inciden verticalmente y que seamplifican hacia la parte superior de laspendientes.Por último, los enormes volúmenes demasa rocosa que han sido movilizados porestos grandes deslizamientos, tambiénconstituyen un rasgo peculiar de las ava-lanchas de rocas promovidas por sismos(Keefer 1984).

b) Criterios topográfico-geomorfológicos Como condicionantes previos se destacanlos siguientes:- La geometría de las pendientes. Desniveleselevados caracterizan los laterales de losvalles donde ocurren estos movimientos.Medidos entre el punto superior de laescarpa y la base de la empinada pendien-te, superan con amplitud el mínimo de 150metros que propusiera Keefer (1984). Asípor ejemplo, el desnivel en las avalanchasde Varvarco, es de 600 m en la Campos y300 m en la Tapia.- Pendientes con inclinaciones que superen los 25°.En las artesas son comunes declives entrelos 40° y 60°. Tan elevados valores guar-dan estrecha relación con la morfogeniaglaciaria de desbastamiento (trimming) delos laterales de los valles donde posterior-mente se alojaron las acumulaciones de lasavalanchas de rocas.- Las escarpas de los desprendimientos. Sehallan normalmente en el ámbito de unasecuencia volcánica del Terciario tardío, laque exhibe particulares característicasestructurales: sobresalientes tramos dedebilidad estructural por denso fractura-miento o diaclasamiento, junto a planos degrosera estratificación. Más ocasionalmen-te se comprueba en ella una favorableinclinación hacia afuera (dipping out) dealgunas superficies estructurales.- Marcadas discontinuidades físicas. Las aniso-


Figura 6: Acumulaciones de avalanchas de rocas en sectores de la Cordillera SeptentrionalNeuquina previamente interpretadas como depósitos de till morenas según Groeber 1947).

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Figura 8: Vista hacia el oeste de la avalancha de rocas de la Laguna Navarrete: I- Islotes de las acumulaciones proximales de la avalancha parcialmente cubiertos por la fase de debris flow resul-tante de la ruptura del dique natural; II- Depósitos del outbust flood (debris flow) disectados por el curso fluvial del arroyo Colorado; III- Arroyo Colorado.

Figura 7: a) Avalancha de rocas del C° Pelán (Laguna Carrilauquen, río Barrancas): I- Zona del desprendimiento; II- Acumulaciones proximales; III- “Brecha” resultante del colapso: IV)Acumulaciones del outburst flood (debris flow). b) Vista parcial hacia el noreste de la actual laguna Carilauquen: I- Laguna; II- Berma que señala el previo nivel de la laguna antes del colap-so del endicamiento (29/12/1914); III- Acumulaciones de la avalancha de rocas.


tropías litológicas y texturales (porosi-dad, granometría, matriz), observadas enla sucesión volcánica, debieron contribuiral decaimiento de la estabilidad de laspendientes y una dispar respuesta mecá-nica ante un sismo. Esa heterogeneidadha favorecido el proceso de la meteoriza-ción (principalmente física) y la acumula-ción de detritos en las pendientes. Laspeculiares condiciones climáticas de unpermafrost post-glaciario y un consecuenteproceso de congelamiento y descongela-miento y el crecimiento de cristales dehielo en oquedades, poros, facilitó eldebilitamiento y la desagregación de lasmasas rocosas por congelifracción.Otros condicionamientos previos quesuelen favorecer el mecanismo sísmico son:- Un inmediato alivio o release lateral. Se pro-duce sobre los flancos de las artesas,resultante del retiro del glaciar que favo-reció la expansión lateral de la masarocosa de las laderas de la artesa hacia eleje del valle y un coetáneo y consecutivodesarrollo de nuevos planos de debilidad(fracturas, diaclasas), que incrementó susensibilidad ante un shock sísmico.Además la rápida recesión de los glacia-res en esta parte de la cordillera (Groeber1925), contribuyó a la pérdida del apoyolateral (debuttressing) que aportaba la len-gua glaciaria, con la consiguiente declina-ción del equilibrio en las pendientes.- Climáticas locales. Controlada por laorientación geográfica de las pendientes.En la región de estudio se ha comproba-do una general y casi excluyente ubica-ción de los desprendimientos, sobreaquellos faldeos de las artesas que apare-cen orientadas al oeste y al sur, es decirlas de menor insolación y por lo tanto lasque mejor conservan la humedad. Ellopudo haber incrementado localmente lacarga pasiva en la ladera, la llamada pre-sión de poros y el proceso de meteorización.- Climáticos regionales. No se debe descartarla probable incidencia de las condicionesmás húmedas que presentó la región des-pués la deglaciación de finales delCuaternario. También se consideran losefectos de posteriores condiciones pro-pias de un permafrost postglaciario, parti-cularmente relacionado con el procesode la meteorización física (crioclastismo)

y reptaje. Actualmente, geoformas bajocondiciones muy locales de permafrost,como glaciares de rocas, lóbulos y terra-zas de geliflucción, son elementos comunesde ciertos paisajes de la región (cabecerasde los arroyos Ailinco y Manchana-Cobunco; González Díaz et al. 2003).- Cambios en la morfogénesis. Las fluctuacio-nes de las condiciones climáticas y mor-fodinámicas en la región durante elPleistoceno tardío, pudieron contribuir apotenciar la inestabilidad de las pendientes.En la figura 2 se distingue una concentra-ción llamativa de avalanchas de rocas alsur de la masa volcánica del Domuyo. Esprobable que algunos acontecimientoseruptivos hayan también contribuidocoetáneamente con la propuesta desesta-bilización sísmica. Esta posibilidad hasido contemplada por algunos autores.Gucwa y Kehle (1978), Prostka (1978) yVoight y Pariseau (1978), mencionan lainfluencia de un mecanismo que involu-cra la rápida inyección de gas volcánicofreatomagmático a alta presión a lo largode planos estructurales, para reducir lafricción, creación de fracturas y pérdidade resistencia.Se destaca allí una concentración a lolargo de los cajones de las Lagunitas (oBlanco) y de los Díaz, los que exponenuna marcada correspondencia estructuralcon los ya mencionados lineamientos E-O.A esa latitud (cajón de las Lagunitas) laproyección interpretativa del lineamientoLas Lagunitas hacia el oeste, componeuna traza recta que traspone la complejazona de las avalanchas del cerro Papas yde Ailinco (González Díaz et al. 2003), elextremo norte de la sierra de Floresdonde se encuentra un gran cuerpo vol-cánico del Plioceno tardío con reactiva-ciones modernas (Andesita Tilhue,Zanettini 2000) y coincide finalmentecon la posición del cajón del PicheNeuquén.

¿POSIBILIDAD DE UN IN-TERVALO DE RECURREN-CIA DE GRANDES SISMOSDEL ORDEN DE LOS 30 KA ?

Algunos estudios (González Díaz et al.(2000, 2001, 2003, 2005, González Díaz y

Folguera 2005, Hermanns y Strecker1999a y b, Hermanns et al. 2001, 2003 a yb, Fauque y Strecker 1988, Fauque et al.2000), sobre avalanchas de rocas y gran-des deslizamientos en territorio argenti-no han propuesto la aceptación de uninductor sísmico como causal de sus ocu-rrencias. Los escasos datos de edades dis-ponibles de avalanchas de rocas presenta-dos por distintos autores, apuntan llama-tivamente a converger en un valor sobrela recurrencia de estos eventos, el queprovisoriamente parece oscilar alrededorde los 30 ka.Si bien la conjetura expuesta en el enca-bezamiento es una alternativa latente quecarece de una respuesta concreta, seintenta aquí una especulación sobre elparticular, en función de datos obtenidosa partir del análisis disponible de nuclei-dos cosmogénicos de muestras superfi-ciales de sus acumulaciones.El principal inconveniente con que tro-pieza el intento es la limitación impuestapor la reducida información temporal.Esto hace que la sustentación de la pre-sente conjetura sea endeble, por lo queno se excluye que el sugerido intervalo derecurrencia sísmica de 30 ka sólo se debaa la casualidad.Los diversos ambientes sismotectónicosdonde se han descripto avalanchas derocas que cuentan con tal información ex-ponen ciertas diferencias: las SierrasPampeanas con sismicidad típica de intra-placa asociada al levantamiento de blo-ques; el NO argentino y esta parte delnorte neuquino con sismicidad de intrapla-ca e interplaca.Los datos presentados corresponden a esti-maciones mínimas de las verdaderas edadesde avalanchas de rocas en zonas de las SierrasPampeanas Australes, de los Andes relativosa la Cordillera Oriental (Salta y Jujuy) y delsector septentrional del Neuquén.Datos de isótopos cosmogénicos (10Be y26Al) llevan a estimar como probablesedades de las avalanchas de rocas de lasCañas y del Potrero de Leyes (GonzálezDíaz et al. 1999) ocurridas en el frenteoccidental de la sierra de San Luis, en 60 kay 30 ka respectivamente, conjeturalmenteseparadas por un lapso de 30 ka La información de análisis de radionuclei-


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dos cosmogénicos (36Cl) realizados sobreacumulaciones de las avalanchas de rocasde Varvar Co Tapia y Varvar Co Campos,situadas en la porción norte de la región deestudio (Costa y González Díaz 2005; enprensa), estima que sus respectivas edades-promedio son 79,0 ± 3,0 ka a 63,0 ± 3,0 kay entre 37,0 ± 1,8 ka y 29,0 ± 1,5 ka. Losdatos de Varvar Co Campos muestrangran aproximación al valor de ~ 30 ka.Estudios afines realizados por Hermannset al. (2003b) en sectores del NO argenti-no, incluyen una serie de ocho avalanchasde rocas superpuestas, individualizadas enel piedemonte occidental de la sierra de laLaguna Blanca. Sus edades varían entre431 ± 18 /26 ka y 152 ± 17/24 ka. A jui-cio de estos autores estarían indicando unpromedio de recurrencia de ~ 28 ka parael conjunto de los últimos siete desliza-mientos. Destacan la similitud de esteintervalo con aquel de las ocurrencias enla sierra de San Luis.Además juzgan a esta secuencia de aconte-cimientos gravitacionales ocurridos en esefrente montañoso, como más antigua (esti-mación de degradación, edad), respecto deaquellos observados en el ambiente de losestrechos valles serranos. Para estos últi-mos señalan una concentración de los des-prendimientos entre los 35 ka y 25 ka(Gólgota ~ 30- 35 ka; Arcas ~ 30 ka).Han reconocido además otros dos períodosde recurrencia más jóvenes, los que no sonconsiderados aquí. También plantean laimportancia accesoria que pudieron tenercontemporáneas fases de mayor humedad,para la desestabilización de las pendientes.Los datos instrumentales sísmicos dispo-nibles exponen la ocurrencia de sismos demediana a baja magnitud (un máximo deM 5,8 en Neuquén; M 6,8 en las cercaníasde la sierra de San Luis y M 5,5 en el NOargentino). Sin embargo es aceptablesuponer una mayor magnitud en los paleo-sismos que promovieron las avalanchas derocas consideradas. Así para aquella deVarvar Co Campos (N del Neuquén),Costa y González Díaz (2005; en prensa)han estimado una M ~ 8,3 para su ocu-rrencia, según el método propuesto porKeefer (1984) para una estimación mínimade la magnitud de un sismo.Utilizando un procedimiento similar

Hermanns et al. (2003b) han sugerido unaM ~ 7,5 para los paleosismos de la sierrade la Laguna Blanca.Pese a los escasos datos de edades disponi-bles y las grandes distancias que separanlas regiones del presente análisis, los auto-res dejan planteada y abierta a toda crítica,la posibilidad de conjeturar - en vista de lapropuesta relación inductora de los sismospara la ocurrencia de las avalanchas derocas en la región de estudio- intervalos derecurrencia sísmica que son provisoria-mente evaluados en 30 ka. Aparentementehabrían comprendido contemporáneamen-te amplias áreas del territorio argentino.

CONCLUSIONESSe han identificado entre los 36° y 38°S dela región septentrional neuquina, setenta ycuatro casos de avalanchas Inicialmentefueron reconocidas merced al análisis defotogramas e imágenes satelitales, a favorde sus rasgos morfológico, tales comomuescas de desprendimientos y volumino-sas acumulaciones distales.Predomina en ellos un desarrollo con unafase inicial de deslizamiento rotacionalcon su característica muesca cóncava, laque es seguida por una fase distal de flujo.Hay escasas irregularidades a esta normatipológica en forma de deslizamientos pla-nares (translacionales) y un solo caso decolapso del margen de un aparato volcánico.Si bien hay algunas excepciones, se obser-va una localización general de sus des-prendimientos en un ambiente homogé-neo geomorfológico: partes altas de late-rales de valles glaciarios pleistocenos exca-vados en planicies estructurales lávicascompuestas por elementos volcánicos dela Formación Hualcupén (Plioceno infe-rior), de disposición general sub-horizontal.Una directa consecuencia de sus ocurren-cias han sido las modificaciones y reorga-nización de los tramos superiores del dre-naje de los principales cursos. Obstruc-ciones producidas por sus acumulacionesdieron lugar a cuerpos de agua permanen-tes y otros de carácter efímero, cuyasgénesis fueron durante mucho tiempoatribuidas a endicamientos causados pordepósitos de morenas (till). En dos casosse comprobó el colapso de la obstrucciónnatural, con la consecuente generación de

un aluvión (outburst flood).Se comprobó mediante análisis geomórfi-co y posterior ratificación mediante isóto-pos cosmogénicos, su recurrencia en seg-mentos adyacentes de los valles y la dis-continuidad temporal de sus ocurrencias.Si bien se les adjudica provisoriamenteuna edad general postglaciaria, las edadesasí obtenidas no descartan la alternativade sus acontecimientos en tiempos delPleistoceno tardío (singlaciales), en tra-mos de valles ya abandonados por el gla-ciar durante el retroceso glaciario.También se tomó en cuenta la excelenteconservación de los rasgos primarios desus depósitosSe exponen diversos argumentos para sus-tentar la propuesta de una relación entresus ocurrencias y la inducción sísmica:altos valores de inclinación y elevados des-niveles de las pendientes en la zona de susdesprendimientos; sus grandes volúme-nes; la posición de las cicatrices de éstosúltimos en la parte más alta de las pen-dientes, situación ésta que se considerauna impronta morfológica determinativa.Se consideró además su situación regio-nal en un frente orogénico activo y la lla-mativa concentración de datos instru-mentales sísmicos corticales al norte delparalelo 38°S.No se descarta la influencia que pudieronejercer para el incremento de una desesta-bilización sísmica períodos de mayorhumedad, determinadas característicasestructurales de las rocas que favorecen lareducción de su resistencia (diaclasas,fallas, fracturas, anisotropías litológicas),meteorización, la pérdida del apoyo quebrindaba la masa del glaciar a los lateralesrocosos del valle y su consecuente expan-sión hacia su eje.

AGRADECIMIENTOS

Se agradece a las autoridades del SEGE-MAR (IGMR) por haber facilitado losfotogramas e imágenes satelitales para lastareas de fotointerpretación de laboratorioy la realización de distintas cartas geomor-fológicas básicas y al Departamento deSensores Remotos de la misma institución,la autorización para la concreción de diver-sas ilustraciones del estudio. Se agradece


adicionalmente al Laboratorio de Tectó-nica Andina por la logística suministradaen el relevamiento parcial del área. Al cole-ga Mario Sigismondi el haber cedido enforma desinteresada algunos datos instru-mentales sísmicos utilizados en esta pre-sentación. Al Dr. José M Cortés, al Ing.Enrique G. Triep y a las licenciadas MaríaA. González y Valerie Baumann, por la lec-tura crítica de esta presentación y al señorSantiago Vila la digitalización de las ilus-traciones fotográficas.

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Recibido: 15 de julio, 2005Aceptado: 8 de marzo, 2006


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LOS GRANDES DESLIZAMIENTOS DE LA REGIÓN … · mino genérico de deslizamiento (slide). Este abarca aquellos considerados secos (tipo planar, rotacional y caídas), en los que participan