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79E L P AT R Ó N H I D R O G R Á F I C O D E L A C U E N C A D E L R Í O

B L A N C O : C O N T R O L T E C T Ó N I C O Y G E O M O R F O L Ó G I C O

Revista de Geografía Norte Grande, 38: 79-98 (2007)

El patrón hidrográfico de la cuenca delrío Blanco: control tectónico y

geomorfológico1

María Mardones2, Julius Jara2 y José Vargas3

RESUMENLa geometría y dinámica de la red hidrográfica presentan gran sensibilidad enel corto periodo geológico, frente a variaciones tectónicas, climáticas y geomor-fológicas. Se analiza y explica el patrón hidrográfico de la cuenca del ríoBlanco, particularmente las capturas y reorganización Postglaciar de la red. Paratal finalidad, se desarrolló un análisis morfométrico de tipo hortoniano en Imá-genes de Radar de la Misión SRTM de la NASA (2000), con el Programa RiverTools y ENVI y en la carta topográfica del I.G.M. a escala 1:50.000. El levanta-miento geomorfológico se efectuó mediante fotointerpretación y reconocimien-to en terreno. Dos dataciones radiométricas 14C fueron obtenidas de sedimentosmorrénicos y lacustres. Se concluye que el patrón hidrográfico actual del ríoBlanco y particularmente las capturas son de origen Holoceno y estarían rela-cionadas principalmente con factores tectónicos y con los procesos de degla-ciación de la zona austral de Chile. Se consigna una edad aproximada de 2.000años para la red hidrográfica actual del río Blanco.

Palabras clave: Captura hidrográfica, evolución de patrones de drenaje, controlmorfoclimático del drenaje, Holoceno, geomorfología fluvial.

ABSTRACTThe geometry and dynamics of the hydrographic pattern in the Blanco Riverbasin, display major changes in short periods of geologic time, as a response totectonic, climatic and geomorphologic variations. Captures and Postglacial reor-ganization of the pattern, were characterized by morphometric hortonian typeanalysis of Radar Images from NASA SRTM Mission (2000), using the River Toolsand ENVI programs, as well as 1:50.000 topographic maps from the I.G.M. Thegeomorphologic mapping was done by photo interpretation and field work. TwoC14 radiogenic dating were obtains of morrenic and lacustrine sediments. Theriver captures and the present hydrographic pattern of the Blanco river weredefined about 2.000 years ago, during the Holocene, mainly due to tectonicfactors and desglaciación processes on the Austral zone of Chile.

Key words: Hydrographic capture, river patterns evolution, morphoclimatic con-trol river system, Holocene, fluvial geomorphology.

1 Proyecto Fondecyt Nº 105.0576 “Efectos geoeco-lógicos y ambientales de la dinámica hidrológica ygeomorfológica de la cuenca del río Aysén”. Apo-yo del Centro de Investigación en Ecosistemas dela Patagonia (CIEP). Artículo recibido el 3 de mar-zo de 2007 y aceptado el 8 de septiembre de2007.

2 Departamento de Ciencias de la Tierra, Facultadde Ciencias Químicas, Universidad de Concep-ción (Chile) . E-mail : [email protected] ;[email protected].

3 Departamento de Ingeniería Civil, Facultad de In-geniería, Universidad de Concepción (Chile). E-mail: [email protected].

80 R E V I S TA D E G E O G R A F Í A N O R T E G R A N D E

Los ríos de montaña constituyen vías deevacuación de las aguas y de los sedimentosde regiones geomorfológicamente muy acti-vas. Los patrones de drenaje se definen porel trazado en planta dibujado por el conjun-to de cauces a escala regional (De Pedraza,1996). La geometría y dinámica de este pa-trón presenta gran sensibilidad en el cortoperiodo geológico, frente a variaciones tec-tónicas, cl imáticas y geomorfológicas(Owens & Slaymaker; 2004; Burbank & An-derson, 2005). Estos mecanismos puedenexplicar la morfometría y extensión de suscuencas, los patrones hidrográficos actualesy la ocurrencia de capturas, estas últimas degran relevancia como factores de perturba-ción ambiental.

Las capturas hidrográficas consisten enla desviación de una sección de un curso deagua por otro, facilitando la expansión deuna cuenca hidrográfica a expensas de otra.Dos son los tipos más frecuentes de capturahidrográfica, según el mecanismo que lasgenera: por avulsión y por erosión. La pri-mera, se relaciona con la elevación de unlecho fluvial por acumulación de aluviones,lo que produce una captura por descarga deeste, en un valle vecino que se sitúa en unaposición topográfica más baja. El segundotipo de captura se forma por la erosión delinterfluvio que separa dos valles vecinos. Ensu génesis pueden operar factores muy com-plejos de tipo tectónico, climático o eustáti-co (Dorsey & Roering, 2006; Chevillotte etal, 2005; Mather, 2000). Movimientos tectó-nicos rápidos de regiones montañosas seasocian a intensos procesos erosivos y acapturas de ríos (Burbank & Anderson,2005). El cambio de dirección de drenajegeneralmente es marcado por un paleovalle,utilizado a partir del punto de captura porun cauce redireccionado, por codos de cap-tura marcados por el ángulo hecho por lasnuevas orientaciones de los cursos de aguay, finalmente, por rupturas de pendiente en-tre el valle captado y el nuevo nivel de base.

La estructura geológica puede tener unainfluencia notable sobre la organización delrelieve, y a través de esta en el tamaño, for-ma y patrón hidrográfico de las cuencas, asícomo en la generación de capturas. Cuandola red fluvial se adapta a lineamientos de fa-lla, diseña trazados angulados, paralelos y/o

rectangulares (Burbank & Anderson, 2005;Ministerio del Medio Ambiente, 1998). Enrelación a la morfología, la mayoría de lascuencas tiende a tener forma de pera, perolos controles geológicos conducen a nume-rosas desviaciones a partir de esta forma. Es-tas desviaciones pueden ser estimadas a par-tir del Índice de Forma (Horton, 1945), queexpresa la razón entre el área y el cuadradode la longitud máxima de la cuenca, el quepuede variar para cuencas no deformadaspor fallas, en rangos de 0,5 a 0,79.

Los procesos morfogenéticos fluviales semodifican rápidamente cuando se producenvariaciones de pendiente. Movimientos tec-tónicos de solevantamiento son capaces deintensificar las actividades erosivas y de alu-vionamiento y provocar cambios en la di-rección del drenaje, especialmente por bas-culamiento de bloques. Burbank &Anderson (2005) estiman para zonas tectóni-camente activas, rangos medios de despla-zamiento vertical < 1 mm/año, pero citandesplazamientos horizontales en fallas trans-currentes o de rumbo que pueden ser > 40mm/año. Aunque los movimientos verticalesson pequeños, a la escala milenial puedenproducir grandes perturbaciones geomorfo-lógicas. Por otra parte, solevantamientos osubsidencias debido a fallas perpendicularesa un río modifican el gradiente y la sinuosi-dad del valle. Trazados anastomosados ymeandriformes, versus trazados rectilíneos,podrían marcar la diferencia entre un sectorsolevantado y otro estable (Loget, 2005;Cox, 1994).

Whipple & Tucker (1999) y Loget (2005)prueban que el drenaje de las grandes cuen-cas fluviales se orienta según la línea de ma-yor pendiente regional, determinada por lasvariaciones del nivel de base (mar o lagos).Estas variaciones, producidas por movimien-tos tectónicos o eustáticos, tienen como efec-to la propagación de la erosión fluvial vallearriba. Secuencialmente a un descenso en elnivel de base, los ríos incrementan la erosiónvertical, profundizan el cauce y se generauna ruptura de pendiente (knickpoint) en elcurso inferior del perfil longitudinal. El puntode quiebre de la incisión puede remontarprogresivamente el valle hasta recobrar elperfil de equilibrio, en rangos que puedenvariar entre 0,001 a 0,1 m/año y en rangos



mayores en regiones tectónicamente activas(Van Heijst & Postma, 2001). Sin embargo,Loget (2005) demuestra que la rapidez deincisión de una red hidrográfica consecutivaa la caída de su nivel de base está fuerte-mente controlada por el área de la cuencade drenaje; las grandes cuencas disponen deprocesos más rápidos de incisión, lo que ex-plicaría la ausencia de rupturas de pendien-te (knickpoints) en el perfil longitudinal deestas.

Por otra parte, Molnar & England (1990)relacionan los mayores rangos de incisión devalles montañosos a fines del Pleistoceno, conel solevantamiento glacioisostático o con elaumento de la descarga de los ríos y del po-tencial erosivo de la corriente. Paralelamente aestos procesos erosivos fluviales que se desa-rrollan como respuesta a la forzante climática,la ocurrencia de movimientos tectónicos (bas-culamientos) de gran escala puede inducir a laformación de capturas.

El río Blanco, afluente del río Aysén (XIRegión de Aysén del General Carlos Ibáñezdel Campo), tiene una cuenca de drenajecompleja, con escurrimiento permanente,alimentada por 5 subcuencas de variadamorfometría y regímenes hidrológicos dife-rentes (Figura Nº 1). Todas las subcuencasvierten sus aguas hacia el NNW. La red flu-vial presenta globalmente un trazado rectan-gular a subparalelo, que muestra claramentela influencia de la tectónica en la direccióndel escurrimiento; pero además se observanprofundos valles con huellas geomorfológi-cas que indican cambios importantes en ladirección del drenaje. Portezuelos con esca-sa elevación que fragmentan la línea diviso-ria de aguas entre dos subcuencas vecinas,paleovalles y codos de captura marcan elcambio de dirección de los cursos de aguaen la cuenca del río Blanco.

La finalidad de este estudio es explicar,desde un punto de vista morfogenético y

Figura Nº 1LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO

Fuente: Elaboración propia.

Cuenca del río Aisén


morfotectónico, el actual patrón hidrográfi-co de la cuenca del río Blanco, particular-mente las capturas y reorganización postgla-cial de la red fluvial.

Localización y antecedentesgenerales del área de estudio

La zona de estudio se emplaza en lacuenca del río Blanco, en el margen WSWde la cuenca del río Aysén (XI Región, Chi-le), entre los 45° 25’ y los 46° 02’ de latitudS y los 72° y 72°55’ de longitud W, secciónN de los Andes Patagónicos (Figura Nº 1).Este es un dominio tectónicamente activodebido a su localización al N del Punto Tri-ple de Taitao, zona de contacto entre lasplacas Antártica, Nazca y Sudamericana,donde está siendo actualmente subductadoun segmento activo de la Dorsal de Chile(Cembrano et al., 2002; Tebbens et al.,1997).

Su posición transicional entre la zonaclimática templada y el dominio australcon marcado acento antártico, le confierenuna gran vulnerabilidad a los cambios cli-máticos globales (Moreno, 2004). Esto seexpresa en las características físicas del re-lieve montañoso, abrupto y fragmentadopor las glaciaciones pleistocénicas. Duran-te las glaciaciones cuaternarias, aquí se ini-ciaba el dominio de los grandes Campos deHielo de América del Sur, elemento deter-minante en su actual configuración geográ-fica.

Las características geológicas del sectorhan sido investigadas por diversos autores(Niemeyer et al., 1984; Hervé et al., 1993;Hervé et al., 1995; Parada et al., 1996; Dela Cruz et al., 2003). Desde el punto de vis-ta tectónico, el área presenta una intensadeformación asociada al sistema de falla Li-quiñe-Ofqui (Hervé, 1976; Hervé & Thiele,1987). Este sistema de fallas consiste en seg-mentos rectos de orientación NNW de cen-tenares de kilómetros de largo, unidos porlineamientos en ‘echelon’ de dirección NE.Esta deformación se habría iniciado duranteel Mioceno-Plioceno (Cembrano et al. ,1996), siendo la tectónica reciente caracteri-zada tanto por la transcurrencia destral,como por altas tasas de alzamiento, durante

el Holoceno. A nivel local, dominan fallasnormales, de alto ángulo y rumbo NNW aNNE.

Como resultado de esta evolución tectó-nica, en la cuenca del río Blanco se obser-van dos unidades morfoestructurales deorientación N-S (Niemeyer et al., 1984): laCordillera Principal al W, con altitudes su-periores a 2.000 m, conformada principal-mente por rocas del Batolito Norpatagónico(dioritas, tonalitas, gabrodioritas y granitosdel Cretácico inferior al Mioceno) y por uncentro volcánico del Cenozoico superior: elvolcán Hudson, situado al SW. Esta unidadmorfoestructural se presenta profusamenteerosionada por artesas y circos glaciales.Hacia el Este y a sotavento, se ubica la Pre-cordillera con altitudes inferiores a 2.000 m,estructurada por rocas metamórficas del Pa-leozoico, que subyacen a una coberturameso-cenozoica representada por rocas vol-canoclásticas, volcánicas y sedimentarias,marinas y continentales. En ella se emplazauna cadena de lagos de origen glacial (lagosElizalde, Rengifo, Zenteno, Caro, Atravesa-do, etc.). Esta limita hacia el E con la ZonaExtraandina, de posición topográficamentemás baja (400-700 m) y fuera del área de es-tudio (Figura Nº 2).

Tres tipos climáticos controlados por elrelieve se distribuyen en franjas de orienta-ción meridiana (Fuenzalida, 1966; Romero,1985) al interior del área de estudio. De W-E son los siguientes: clima marítimo templa-do frío y lluvioso, que afecta la sección oc-cidental de la cuenca, con mínimasinvernales inferiores a 0 °C y montos pluvio-métricos anuales de 3.000 mm; clima frío dealtura, en la sección centro-sur, donde latemperatura del mes más cálido es menorque 0 °C y clima trasandino, progresivamen-te seco (2.500 a 400 mm) y con fuertes osci-laciones térmicas anuales, hacia la Zona Ex-trandina oriental. La alta pluviometría yparticularmente los altos índices nivométri-cos favoreció en el Pleistoceno la formaciónde vastos Campos de Hielo, los que fueronmejor alimentados en la sección sur y occi-dental más húmeda del área estudiada. Di-chos Campos de Hielo ocuparon gran partede la cuenca del río Blanco y dejaron su im-pronta en todo el modelado de la zona(Skarmeta, 1978).



Actualmente, la superficie englaciada dela cuenca del río Blanco es pequeña (17,93km2); escasos glaciares activos y residualesse observan en la sección S de la hoya, enlas laderas de umbría y barlovento. La líneade equilibrio glacial se sitúa entre 1.050 mal W y 1.400 m al E.

Del análisis precedente surgieron las si-guientes preguntas que guiaron esta investi-gación:

– ¿Por qué el drenaje de la cuenca del ríoBlanco se orienta en el presente hacia elsector montañoso del NW, si tiene unacuenca topográfica en el sector oriental(Zona Extraandina), que parece haber ac-tuado como nivel de base de una partedel drenaje en el pasado reciente?

– ¿El patrón hidrográfico actual de la sub-cuenca del río Blanco y particularmentelas numerosas capturas, tendrían algunarelación genética con la tectónica aso-ciada a la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui(ZFLO)?

– ¿Las características de los procesos dedeglaciación de los Campos de Hielo po-drían tener incidencia en la inversión deldrenaje?

Materiales y Métodos

Para lograr el objetivo planteado, se re-copiló información geológica y geográficade la cuenca, se hizo un levantamientogeomorfológico, se estudió las característi-

Figura Nº 2GEOLOGÍA DE LA CUENCA DEL RÍO BLANCO

Fuente: Modificado de SERNAGEOMIN (2003).

Sedimientos cuaternarios

Rocas volcánicas recientes

Formación Divisadero

Grupo Coyhaique

Formación Ibáñez

Batolito norpatagónico

Granitos y tonalitas

Granitoides y tonalitas

Glaciares

Lagos

Ciudades


cas morfométricas de la red hidrográfica y larelación que esta tiene con los lineamientostectónicos y con los proceso geomorfológi-cos registrados en los valles.

Las características morfológicas de la redy los lineamientos tectónicos fueron analiza-dos cualitativa y cuantitativamente utilizan-do imágenes SRTM (Shuttle Radar Topogra-phy Misión) de la NASA (2000), las cualesfueron procesadas como imágenes raster uti-lizando el software ENVI 4.2, con el objeti-vo de definir topografía, pendientes y mode-los sombreados. Los errores de lectura delradar fueron corregidos mediante un algorit-mo proporcionado por el software 3DEM.

La confección de la roseta de rumbos serealizó con el software Stereonett; los datosde lineamientos fueron normalizados en re-lación a su largo, asignando un peso estadís-tico a cada uno. La roseta se confeccionócon pétalos de 6º por clase, para representarmás detalladamente la distribución de lastendencias de los lineamientos.

Para el estudio hidrográfico se aplicó elsoftware RIVER TOOLS 2.4, definiendo enprimer lugar los límites de la cuenca y al in-terior de esta los límites de las subcuencas.Sucesivas iteraciones de algoritmos incluidosen el programa permitieron definir la red dedrenaje, la cual fue analizada de acuerdo alos parámetros morfométricos establecidospor Horton (1945) y Strahler (1964). Las esti-maciones obtenidas mediante el software Ri-ver Tools permitió la creación de gráficos ycurvas hipsométricas. Paralelamente y paraprobar los resultados morfométricos obteni-dos en forma automática, se desarrolló unanálisis morfométrico hortoniano (Horton,1945; Aparicio, 2003) con el uso de planíme-tro y curvímetro, en la carta topográfica a es-cala 1:50.000 del Instituto Geográfico Mili-tar. Se estudiaron particularmente tresindicadores morfométricos hortonianos, porser los que entregan mayor información acer-ca de los factores que controlan el patrón hi-drográfico (Strahler, 1964). Ellos son:

a) Razón de bifurcación según orden decauces

Rbu = Nu /N(u+1)

Donde: Rbu: razón de bifurcación para el or-den u; Nu: número de cauces de orden u;N(u+1): número de cauces de orden inmedia-tamente superior.

b) Razón entre número de cauces y númerode orden

Nu = Rb(k-u)

Donde: k es el orden del cauce principal ylos otros han sido definidos en a

c) Razón entre longitud de cauces y núme-ro de orden

Lu = L1 • RL(u–1)

Donde: Lu Longitud media de cauces de ordenu; L1: Longitud media de cauces de primer or-den; RL: Relación de longitudes media.

La pendiente media de la cuenca fue de-terminada mediante el método clásico(Strahler, 1964), ponderando las bandas dealtura de la cuenca por las curvas de nivel:

S = H*Li / A

Donde: S: pendiente media de la cuenca; H:diferencia de altura entre curvas de nivel; Li:longitud de las curvas de nivel en metros; A:área de la cuenca.

El levantamiento geomorfológico preli-minar se efectuó mediante fotointerpreta-ción de fotos aéreas a escala 1:70.000, delvuelo GEOTEC-SAF (1997), cuyos resultadosfueron vaciados a una carta base a escala1:100.000. Dicha carta fue validada en 17días de trabajo de campo. Se identificaronlas capturas fluviales, y particularmente losrelieves y procesos geomórficos que pudie-ran tener incidencia en la génesis de estas.Se comparó la orientación de los flujos conlos lineamientos estructurales reconstituidosen este estudio y con aquellos identificadosen la literatura geológica de la última déca-da. El estudio detallado de la profundidadde las artesas glaciales y la altura de las pa-redes truncadas, estimadas a partir de lasimágenes SRTM y de la carta topográfica,permitió evaluar la potencia de las lenguasglaciales durante la última fase glacial.

Dos dataciones radiométricas StandardAMS fueron obtenidas en el Laboratorio



Beta Analitic Inc de Miami, Florida, EE.UU.La más antigua corresponde a un sedimentolacustre incluido en una morrena frontal, yla más joven a un depósito lacustre subya-cente a un depósito morrénico. Estas data-ciones han permitido establecer la edad enque se emplazó la red hidrográfica actual yla edad de las capturas, luego del retrocesode los glaciares.

Resultados

El patrón hidrográfico de la cuenca delrío Blanco

La cuenca del río Blanco tiene una su-perficie de 2.970,76 km2; se han reconocido5 subcuencas principales y varias subcuen-

cas menores, al interior de las cuales se dis-tribuyen 10 lagos de origen glaciar, con su-perficies que varían entre 26,7 y 2.000,0km2 (Cuadro Nº 1). La red contiene un totalde 3.084 drenes de todos los órdenes, y deestos, un cierto porcentaje drena subterrá-neamente hacia los cursos principales. Eltrazado hidrográfico es anguloso a enrejado(Ministerio del Medio Ambiente, 1998), ma-nifestándose claramente la influencia de latectónica de falla que controla la direccióndel sistema de drenaje de ríos y glaciares(Figura Nº 3).

Horton (1945) sugirió la clasificación decauces de acuerdo al número de orden deun río, como una medida de la ramificacióndel cauce principal en una cuenca hidrográ-

Cuadro Nº 1SUBCUENCAS DEL RÍO BLANCO

Subcuencas mayores Área en km2 Orden Lagos que incorpora

Elizalde 478,0 6 Lago AtravesadoLago ElizaldeLago CaroLago El DesiertoLago La PalomaLago BarrosoLago Negro

Riesco 383,0 5 Lago RiescoLaguna VeraLaguna AltaLaguna Baja

Cajón Bravo 366,0 5

Quetro 256,0 5 Lago PortalesLago ZentenoLaguna Rengifo o DoritaLaguna Santa RitaLaguna El PlomoTres lagos sin nombre

Bongo 33,0 5 Laguna Bongo

Valle del río Blanco 1.454,8 6 Laguna Los Curas

Total cuenca del río Blanco 2.970,8 7



fica. El orden de los cauces se relaciona conla jerarquización de la cuenca; este permitecomparar el grado de evolución de la cuen-ca y de sus subcuencas, si no existe interfe-rencia tectónica. La cuenca del río Blancotiene jerarquía 7, valor alto para su área, loque podría explicarse por la presencia de unrelieve fragmentado por la tectónica. Es unacuenca bien drenada que se ajusta a la ra-zón entre número de cauces y orden pro-puesta por Horton (Figura Nº 4).

La razón de bifurcación (Rb) definida porla relación entre el número de cauces decualquier orden de magnitud y el número decauces en el orden inferior tienden a serconstantes entre un orden y otro, si el climay la li tología no varían (Horton, 1945;Strahler, 1964). Los valores podrían oscilarentre 2 para sectores de planicies a 5 parasectores montañosos. Las razones de bifur-cación calculadas para el sector investigadono se ajustan a la relación lineal propuestapor Horton, ya que estas varían entre 5,2para ríos de orden 2 a 2 para ríos de orden6, observándose una marcada irregularidad

entre los ríos de orden 4 y 5 (Figura Nº 5).Igualmente, al relacionar la superficie mediade las cuencas con el número de orden, de-biera teóricamente, según el mismo autor,observarse un crecimiento constante delárea de las cuencas con su jerarquía. En elCuadro Nº 2 se identifican irregularidadesen este parámetro, especialmente en lasmáximas áreas registradas en las cuencas deorden 1. Ambas variaciones a las leyes deHorton podrían relacionarse con la fragmen-tación del relieve montañoso por la tectóni-ca de falla.

Algunas perturbaciones en la morfome-tría de la red también fueron detectadas enla razón entre longitud de cauces y númerode orden. La longitud media de los caucesdebiera incrementarse en forma exponenciala medida que aumenta su orden (Strahler,1964). En la cuenca del Blanco el ritmo decrecimiento es relativamente lineal entre losórdenes 1 al 5, pero los valores se desvíanen los órdenes 6 y 7, observándose una mar-cada variación de longitud entre el cauceprincipal y los cauces de órdenes menores

Figura Nº 3LAS CAPTURAS: UBICACIÓN Y EVIDENCIAS GEOMORFOLÓGICAS. CUENCA DEL RÍO BLANCO,

XI REGIÓN DE AYSÉN




Parámetro Orden del cauce

Cuenca 1 2 3 4 5 6 7

Número de cauces 3.084,0 2.415,0 530,0 102,0 2,5 9,0 2,0 1,0

Largo medio de caucessegún orden (km) 1,1 1,3 3,1 8,4 12,7 20,9 89,1

Relación de longitud(RLu = Lu /L (u-1)) Lu:longitud media de loscauces de orden u; L (u-1):longitud media de loscauces de ordeninmediatamente inferior — 1,2 2,4 2,7 1,5 1,6 4,3

Largo total de caucessegún orden (km) 2.708,1 691,9 318,1 209,5 114,4 41,7 89,1

Sinuosidad (Lt/Lv) >2,7 1,6 1,4 1,4 1,1 1,2 2,7 >2,7

Largo máximo de lacuenca (km) 81,5

Perímetro de lacuenca (km) 262,8

Area (km2) mín/máx 2.933,0 0,01/68 0,04/2,30 0,21/4,92 2,47/13,1 26,1/64 213 2.933

Densidad de drenaje(km/km2) 1,42

Relación de elongación(Re =Dc /Lmáx) Dc: diámetrode un círculo de igualárea de la cuenca;L máx: longitud máximade la cuenca 0,75

(Figura Nº 6). Esto incide en la razón de lon-gitudes, que representa la relación entre lalongitud media de los cauces de un ciertoorden y la longitud media de los cauces deorden menor, la que generalmente varía en-tre 1,5 a 3,5 (Singh, 1992). La relación delongitudes del curso principal se ha estima-do en 4,3, muy superior al valor que le pre-cede (Cuadro Nº 2). La explicación podríaestar en los mayores rangos de sinuosidadque tiene la red en el curso inferior (≥ 2,7) ,relacionados con el trazado meandriformeque se desarrolla en la medida que la pen-diente longitudinal del cauce disminuye.

La densidad media del drenaje permanen-te de la hoya del río Blanco es de 1,42 km/km2, valor relativamente bajo que se asocia ala cobertura boscosa densa que cubre cercadel 50% de su superficie. Los mayores valo-res (> 12 km/km2) y la mayor variabilidad enla densidad del drenaje se registran en lassubcuencas de órdenes 1 y 2.

La relación de elongación de Schumm(Strahler, 1964) corresponde al cociente en-tre el diámetro de un círculo con igual áreaa la cuenca analizada y la longitud máximade la cuenca. Su valor depende del relieve;

Cuadro Nº 2CARACTERÍSTICAS LINEALES Y DE ÁREA DE LA CUENCA DEL RÍO BLANCO




Figura Nº 4RAZÓN ENTRE NÚMERO DE CAUCES Y NÚMERO DE ORDEN PARA LA CUENCA DEL RÍO BLANCO

Figura Nº 5RAZÓN DE BIFURCACIÓN SEGÚN ORDEN DE CAUCE EN LA CUENCA DEL RÍO BLANCO


Figura Nº 6RAZÓN LONGITUD DE CAUCES Y NÚMERO DE ORDEN PARA LA CUENCA DEL RÍO BLANCO


Orden de cauce

Lo

g d

e n

úm

ero

de

ca

uce

s, lo

g N

u real

Horton

Orden de cauce

Ra

zón

de

bifu

rca

ció

n

real

Horton

Número de orden, u

Lo

ng

itud

me

dia

(km

)

real

Horton



para regiones planas, estos se aproximan a 1y para cuencas con fuertes pendientes topo-gráficas varían entre 0,6 y 0,8. La relaciónde elongación en el río Blanco es de 0,75(Cuadro Nº 2), lo que indica que la cuencaes de forma casi circular y con fuertes pen-dientes. La pendiente media de la cuenca hasido estimada en 42,3%.

El relieve de la cuenca

Las mayores altitudes se sitúan en la sec-ción S del área de estudio, en la cordillerade Castillo (2.350 m.s.n.m.) y las menores,cercanas a 10 m, en la confluencia del ríoBlanco con el río Aysén.

La curva hipsométrica es una forma decaracterizar el relieve; este parámetro per-mite evaluar el nivel de erosión y el gradode equil ibrio dinámico de la cuenca(Strahler, 1964). En el río Blanco más del50% del área drenada se sitúa sobre los1.000 m y solo un 10% bajo los 200 m (Fi-gura Nº 7). La convexidad de la curva y lapendiente media de la cuenca, superior a42%, estarían indicando un fuerte potencialerosivo; aunque la razón hipsométrica cer-cana a la unidad (1,26), llevan a definirlateóricamente como una cuenca cercana alequilibrio morfogenético.

Datos más significativos aportan los per-files longitudinales de los cauces y particu-larmente del cauce principal cuya pendiente

media es de 6,2%, en su curso medio e infe-rior. La Figura Nº 8 representa la pendientemedia de distintos tramos que componen elcauce del río Blanco, desde la confluenciade los ríos La Paloma y Desague. Al contra-rio de lo que muestra la razón hipsométrica,este no es un perfil en equilibrio; presentados quiebres importantes: la pendiente cam-bia de 1,9% a 19,1% en la unión de la des-embocadura del lago Caro con el río CajónBravo, este último un torrente de régimenglacionival de gran potencial erosivo. A 9km al S de la unión de los ríos Blanco yBongo, una nueva ruptura de pendiente(knickpoint) cuyo declive varía de 1 a 8,2%en el sector de Angostura, donde el río labrauna estrecha garganta para salir al sector dellago Riesgo, finalizando su perfil con unainclinación de 0,2% en el curso inferior delrío, donde este diseña un trazado meandri-forme.

El índice de indentación de la cuenca(Strahler, 1964) que marca la diferencia en-tre las altitudes medias de las cimas y de losportezuelos, es relativamente alto (superiora 3). Especialmente en el sector oriental, lalínea divisoria de agua es topográficamenterebajada por artesas glaciales que comuni-can la cuenca del río Blanco con la ZonaExtrandina drenada por el río Simpson. Nu-merosos portezuelos originados por proce-sos de transfluencia glacial se observan tam-bién hacia el N y W de la hoya (FiguraNº 3).


Figura Nº 7CURVA HIPSOMÉTRICA DE LA CUENCA DEL RÍO BLANCO


Las capturas: ubicación y evidenciasgeomorfológicas

Existen huellas morfológicas y topográfi-cas claras de cambios en la dirección del es-currimiento fluvial y de la organización delas subcuencas fluviales que drenan hacia elrío Blanco. La Figura Nº 3 muestra la actualorganización del sistema hídrico; las flechasseñalan la dirección divergente del drenajedurante el último periodo glaciar hacia laZona Extraandina y hacia el océano Pacífi-co. Transfluencias y difluencias glacialesmarcadas por portezuelos y artesas testimo-nian la presencia de un Campo de Hielo, loque permite estimar la variación del área dela cuenca e identificar las disjunciones queesta ha experimentado en el Holoceno. Ac-tualmente, el río Blanco actúa como nivelde base de 5 subcuencas principales: la delos ríos Quetro, Cajón Bravo y Bongo y lassubcuencas de los lagos Riesco y Elizalde.Estos diseñan una intrincada red que drenahacia el NNW, la que se origina en los ce-rros Hudson, Castillo y en el sector precor-dillerano que limita con la Zona Extraandinaal E.

La geomorfología muestra evidenciasclaras de capturas hidrográficas postglacia-res. En la Figura Nº 9 un portezuelo origina-do por una transfluencia glacial, de aproxi-madamente 290 m de altitud, conecta elvalle del río Huemules con la subcuenca del

lago Riesco. Actualmente, los valles de losríos Huemules y Cóndor tienen direccionesdivergentes y drenan directamente hacia losfiordos Elefantes y Aysén, respectivamente,mientras que la subcuenca del Riesco lohace hacia el río Aysén. Estos valles se en-cauzan en artesas glaciales de más de 500m de profundidad. En el frente del lago Ries-co se reconocen dos salidas: una hacia el Eque evacua las aguas del lago hacia el ríoBlanco; y otra hacia el WNW, marcada poruna artesa glacial actualmente drenada porel estero El Salto, herencia de un antiguoemisario, cuyo drenaje fue bloqueado poruna morrena frontal probablemente delPleistoceno tardío, considerando su posi-ción en la cuenca y la buena conservaciónde su forma y sedimentos (Figura Nº 10).

Más compleja es la organización del es-currimiento fluvial en la cuenca hidrográficadel lago Elizalde; esta presenta tres artesastopográficamente conectadas hacia el E conla Zona Extrandina. En el presente, se em-plazan aquí los valles inundados por el lagoAtravesado en la sección N, lago Elizalde enel eje central de la cuenca y lagos La Palo-ma y El Desierto en el margen S (Figura Nº3), los que actualmente vierten sus aguas através del río Desagüe y lago Caro hacia elvalle del río Blanco, situado al W. En la Fi-gura Nº 11 se grafican dos paleodireccionesen el drenaje de la artesa donde se sitúa ellago Atravesado; la primera conecta directa-


Figura Nº 8PERFIL LONGITUDINAL DEL CAUCE DEL RÍO BLANCO

Longitud (km)



mente al E con la cuenca del río Simpson yel otro eje de escurrimiento se orienta alWNW, hacia el valle del río Quetro. Igualconexión con la Zona Extraandina se obser-va en la artesa glacial que aloja al lago LaPaloma; las cordilleras Castillo y La Campa-

na (~ 2.000 m de altitud), zona de alimenta-ción glacial de estos valles. Hoy, el drenajese desarrolla hacia el NNW, discurriendo através de estrechas artesas glaciales inscritasen la cordillera La Campana y cerros LosCóndores (> 1.800 m).


Figura Nº 9LA CAPTURA DEL RÍO CÓNDOR

Figura Nº 10LA CAPTURA DEL LAGO RIESCO



Las capturas descritas tienen 2 factoresen común: se localizan en valles que fueronocupados por potentes lenguas glaciales(~1.000 m) durante el Máximo Glaciar, loscuales, con excepción de la subcuenca delRiesco, drenaban hacia la Zona Extraandina.Por otra parte, el trazado geométrico de lared evidencia una zona densamente tectoni-zada por fallas y algunas de las capturas tie-nen relación con estos lineamientos.

La influencia de la tectónica

Como se ha señalado precedentemente,la cuenca del río Blanco se emplaza en elextremo S de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui(ZFLO). Numerosos autores han estudiado latectónica reciente caracterizada tanto por latranscurrencia destral como por altas tasasde alzamiento durante el Holoceno, que re-gistra el sector (Cembrano et al., 2000; Her-vé, 1976; Tassara, 2003).

La dinámica de esta estructura corticalcontrola la formación de las grandes mor-foestructuras y el trazado y orientación de lared hidrográfica. En la Figura Nº 12 se reco-

nocen para el área 4 lineamientos principa-les: N-S, NE-SW, E-W y NW-SE, asociados ala geometría del complejo Liquiñe-Ofqui,descrito por Cembrano et al. (2000), a loscuales se adapta la red hidrográfica. De es-tos, el 47,12% tiene tendencia NE-SW y el37,37% NW-SE. De los cuatro lineamientos,3 están trabajados por erosión glaciar, entanto que existen algunos lineamientos dedirección NNW en el margen oriental, noerosionados por el hielo, por lo que se esti-ma que corresponden a un evento de defor-mación de edad Postglaciar. Las estructurasmonoclinales son extremadamente corrien-tes; en la cobertura mesozoica y cenozoicatienen rumbo N-S y muchas de ellas se incli-nan hacia el bloque oriental, facilitando ladesconexión del drenaje entre la precordi-llera y la Cuenca Extraandina oriental.

Las capturas de las subcuencas Elizalde yQuetro podrían estar relacionadas con estosmovimientos tectónicos. En efecto, el valledel río Quetro presenta una fuerte rupturade pendiente cuando su eje corta aproxima-damente el meridiano 72º22’W, lo que coin-cide con una línea de falla de orientación


Figura Nº 11LA CAPTURA DEL LAGO ATRAVESADO



NW-SE que se prosigue al sur y atraviesatoda la cuenca (Figura Nº 12). Hacia el estede la línea de falla, el fondo de valle se ele-va, lo que puede haber facilitado la desvia-ción del drenaje de este curso fluvial haciael lago Elizalde.

Cembrano et al. (1996) consignan que elalzamiento tectónico estaría además poten-ciado por el rebote glacioisostático, lo quehabría contribuido a una rápida erosión ver-tical de los ríos durante el periodo postgla-cial. Hervé y Ota (1993) han documentadopara el Holoceno levantamientos de más de3 mm/año al interior de la zona de la ZFLO.

El control morfoclimático de lascapturas

Artesas glaciales con desniveles topográ-ficos de 500 a 1.000 m, algunas de ellas

ocupadas por lagos de sobreexcavamientoglacial o por lagos de represa morrénica,prueban la intensa erosión glacial en el áreainvestigada. La profundidad y orientación delos valles y el pulido glacial que cubre lasparedes de estos, permite señalar que aquíse formó durante el Pleistoceno un vastoCampo de Hielo, con centro en los cerrosHudson y Castillo. Los glaciares rellenarontodas las depresiones topográficas con po-tencias de más de 1.000 m, durante el máxi-mo avance de la última glaciación, desbor-dando hacia la Cuenca Extrandina deCoyhaique (Figura Nº 3).

Una datación absoluta realizada en lamorrena frontal del lago Elizalde arroja unaedad posterior a 9.370 BP. Relieves morréni-cos similares se encuentran en los frentes delos lagos La Paloma y Atravesado, lo quepermite estimar que a inicios del Holoceno


Figura Nº 12LINEAMIENTOS DE FALLA EN LA CUENCA DEL RÍO BLANCO


las lenguas glaciares alcanzaban el bordeoriental de la precordillera y el drenaje flu-vioglacial aún se realizaba hacia el valle delSimpson, ubicado al E (Mardones y Jara,2006). Por otra parte, otra morrena localiza-da en el fondo de valle del río Quetro en lasproximidades del lago Portales, se disponesobre depósitos lacustres que han sido data-dos de 2.250 BP. Considerando esta represamorrénica y glacial, se asume que durante elHoloceno tardío el río Blanco aún no erautilizado como nivel de base por el río Que-tro. De este análisis se concluye que el pa-trón de drenaje de la actual cuenca del ríoBlanco se habría configurado hace aproxi-madamente 2.000 años.

Lamy et al. (2004) han demostrado laalta vulnerabilidad de este dominio a loscambios climáticos globales. La respuestade los glaciares al calentamiento tardiglacialhabría sido rápida, produciéndose la trans-formación del Campo de Hielo, aproxima-damente en 3.000 años. El modelado glaciardel área indica que, tal como ocurre en elpresente en el Campo de Hielo Norte (Glas-ser y Janson, 2005) donde sistemas de flujoscontrolados topográficamente generan unpatrón de rápida deglaciación, procesos si-milares pudieron inducir una disminuciónacelerada del espesor y extensión del Cam-po de Hielo que ocupó la cuenca del ríoBlanco, primero en el Tardiglaciar y luegoen el Postglaciar. Este mecanismo pudo for-zar una fragmentación del Campo de Hielo,lo que habría generado cambios en la direc-ción de los patrones de descarga y una mi-gración hacia el W de la divisoria de aguas.

A esto se agregan dos factores que con-tribuyeron a la formación de la red hidrográ-fica actual: por una parte, el mayor sobreex-cavamiento y profundidad que presentabanlos valles que drenan hacia el W antes deser rellenados por el hielo, y en segundo lu-gar, la depositación de grandes conos dedeyección que fueron construidos en el fon-do de las artesas glaciales en la medida queprogresaba la deglaciación. Estos dos facto-res fueron fundamentales en la captura de lared hidrográfica hacia el W y su desco-nexión de la Cuenca Extraandina. Es el casodel río Diablito, que construye su cono en elinterfluvio entre los valles del Quetro y dellago Atravesado (Figura Nº 3).

Discusión

Las paleorredes hidrográficas puestas enevidencia en la cuenca del río Blanco y sucomparación con el actual sistema de dre-naje sugieren modificaciones de la direc-ción del escurrimiento relacionadas princi-palmente con factores morfoclimáticos ytectónicos. La morfometría de la red hidro-gráfica muestra irregularidades en la razónde bifurcación, relación de longitud de cau-ce, pendiente de cauces y curva hipsométri-ca, que podrían indicar un rejuvenecimientoen el ciclo erosivo producido por deforma-ciones tectónicas recientes y/o descenso delnivel de base postglacial.

El efecto de un solevantamiento dependede la capacidad del sistema continental paraabsorber los cambios mediante una respues-ta erosiva eficaz vertiente/ribera (Loget,2005). La relación entre el tiempo durante elcual el solevantamiento perdura y el tiempode respuesta de la cuenca, regula los proce-sos de erosión. Si el solevantamiento tectó-nico es más lento que el tiempo de respues-ta, el paisaje conserva su morfología; encambio una orogénesis activa y solevanta-mientos tectónicos rápidos pueden provocarcambios importantes en la dirección deldrenaje por erosión regresiva de las cabece-ras hidrográficas (Burbank & Anderson,2005). La presencia de valles de gran pro-fundidad en la sección S y SE de la cuencadel río Blanco, en ausencia de contrastes li-tológicos (Figura Nº 2), podría indicar unacaída abrupta del nivel de base a escalageológica. A la luz de los antecedentes yadescritos, tal morfología podría explicarsepor una erosión vertical de los valles antesde ser cubiertos completamente por el hielo,como una respuesta del sistema sea a unaperturbación morfoclimática (regresión ma-rina contemporánea de la glaciación), sea aun solevantamiento tectónico de esa secciónde la cuenca.

Líneas de drenaje de escasa longitud,fuerte densidad y pendientes longitudinalesde gran declive, tal como se aprecian en elsector investigado, se asocian generalmentea flancos de cordilleras tectónicamente acti-vas. Estudios realizados en los ríos Indo (Jor-gensen et al., 1993) y en las cuencas quedrenan la cordillera de Pamir (Burbank &



Anderson, 2005) demuestran que bruscoscambios en el patrón hidrográfico, de traza-dos con canales simples a trazados con ca-nales meandriformes, estarían asociados auna tectónica activa que seccionaría ambasáreas e incluso muchos de estos se relacio-narían con líneas de falla. Los mayores ran-gos de sinuosidad y el trazado meandrifor-me del cauce observado en el sector NW dela cuenca del río Blanco (> 2,7) podrían es-tar relacionados con un basculamiento tec-tónico en la misma dirección.

Burbank & Anderson (2005) señalan queal combinarse fallas de rumbo y fallas norma-les o inversas, pueden desplazarse bloquesgenerando pequeñas cuencas colapsadas quepodrían desconectar canales de drenaje y ge-nerar capturas. Dorsey et al. (2006) estudian,mediante el análisis del perfil longitudinal delos tributarios, capturas producidas por fallasde rumbo en la zona de Falla de San Jacintoal S de California. Las fallas habrían genera-do un desequilibrio geomorfológico durantelos 2 últimos millones de años induciendouna migración del punto de captura, con unretroceso estimado entre 12-44 km/m.a. Elestudio de los perfiles longitudinales de losríos Quetro y La Paloma en la cuenca del ríoBlanco, muestran rupturas de pendiente(knickpoint) que coinciden con bloques limi-tados por líneas de falla de dirección NW-SEpara el primero y SW-NE para el segundo (Fi-gura Nº 12).

Forsythe & Digmer (2000) a través demétodos estratigráficos estiman desplaza-mientos diferenciales de 15-20 m en los últi-mos 30.000 años y 2 m de subsidencia enlos últimos siglos, cerca del istmo de Ofqui(Aysén) y control tectónico de la cuenca dedrenaje de la bahía de San Quintín. Estosautores describen dos fallas activas, asocia-das a la ZFLO, que se cortan en orientaciónNE y SW y transforman el drenaje en un es-tilo muy similar a lo observado en la cuencadel río Blanco.

En el estado actual de conocimientos,tampoco se pueden excluir los ajustes glacio-isostáticos (Chevillote et al., 2005); aunqueestimar cuantitativamente la influencia delrebote isostático postglacial en la organiza-ción de la red de drenaje es complejo y noestá dentro de los objetivos de este trabajo.

Sería necesario combinar las variaciones delvolumen de hielo, las diferentes densidadesde las rocas y los volúmenes erosionados du-rante el periodo Glaciar y Postglaciar. Porotra parte, Lambeck & Chapell (2001) hanmostrado la gran variabilidad espacial que seregistra en este parámetro a nivel mundial.

Las variaciones glacioeustáticas puedenser un factor importante en la generación decapturas, particularmente por la rapidez delos cambios climáticos documentados parala Terminación I en la Región de Aysén(Lamy, 2004). Los rangos de sedimentaciónextraordinariamente altos (1 m/1.000 años)registrados especialmente en ambientesoceánicos, muestran que esta zona reaccio-nó muy sensiblemente a los cambios climá-ticos. Retrocesos rápidos del hielo e incre-mentos del nivel del mar se habríanproducido particularmente entre el 18.000-17.000 BP y entre 13.000-12.000 BP (More-no, 2004). Estos cambios climáticos milenia-les que se suceden durante el Tardi yPostglaciar habrían producido una rápidadisminución del volumen de hielo, a un rit-mo mayor que la capacidad de erosión delos ríos, lo que dificultó conservar la orien-tación del drenaje existente durante el Ulti-mo Máximo Glaciar.

Tampoco se descarta que la tectónica co-sísmica pueda tener incidencia en la organi-zación actual de la red. En Chiloé, al N dela zona de estudio, mediante datación de te-rrazas marinas, se han estimado tasas de al-zamiento cosísmica holocena de hasta 10m/1.000 años. Alzamiento que se incremen-ta de W (Hervé & Ota, 1993).

Finalmente, la gran profundidad de losvalles y la adaptación de las artesas glacia-les a los lineamientos tectónicos permitenpostular que la tectónica preglaciar controlael trazado de la red hidrográfica y que losvalles principales se han modelado por lomenos antes de la última glaciación. Duran-te la última fase glaciar el nivel del mar des-cendió a nivel global a lo menos 100 m(Lambeck & Chappell, 2001); si se aplica loexpresado por Loget (2005), en el sentido deque un descenso del nivel de base cualquie-ra sea su amplitud, puede detonar procesosde erosión vertical en los valles preexisten-tes, se dieron en este periodo las condicio-


nes óptimas para la erosión regresiva y pro-fundización de los valles en la cuenca delrío Blanco.

La distribución de las formas de erosióny acumulación glacial en la cuenca confir-man que durante el máximo avance del Esta-dio Isotópico Marino 4, la zona fue cubiertapor un Campo de Hielo que rellenó los va-lles y transfluyó hacia la Zona Extraandina(cuenca del río Simpson), del mismo modocomo ocurrió en la cuenca del lago GeneralCarrera, al S del área investigada (Beltramo-ne, 1991; Douglass et al., 2002). Por último,la rápida deglaciación expuso nuevamente acondiciones subaéreas el relieve cuyos ras-gos más importantes habrían sido elabora-dos en un periodo anterior a la última gla-ciación. En este sentido, las verdaderascapturas se habrían producido durante laglaciación por la avulsión del hielo hacia elE, mientras que durante el Holoceno se ha-brían restaurado las direcciones del drenajedominantes en el último periodo Intergla-ciar, con excepción de la captura de la sub-cuenca del lago Elizalde donde habrían par-ticipado factores tectónicos.

Conclusiones

Se concluye que el patrón hidrográficoactual del río Blanco y particularmente lascapturas son de origen Holoceno y estaríanrelacionadas principalmente con factorestectónicos y con la dinámica de deglacia-ción de la zona austral de Chile. Se calculauna edad aproximada de 2.000 años paraesta red.

La cuenca presenta una red adaptada alineamientos estructurales generados por unrégimen de deformación asociado a laZFLO, que ha actuado desde el Plioceno alactual. Las fallas preglaciares fueron trabaja-das por las lenguas glaciares durante elPleistoceno, y su influencia en la geomorfo-logía y el drenaje ha sido continua duranteel Holoceno.

La geomorfología muestra abundanteshuellas de capturas del drenaje, que se expli-can por 3 factores: formación de un Campode Hielo que rellena cuencas hidrográficasmodeladas antes de la última glaciación, cu-yas lenguas periféricas en el sector estudiado

drenaban hacia la vertiente atlántica; linea-mientos y solevantamientos tectónicos aso-ciados a la ZFLO y deglaciación rápida post-glacial, con un ritmo de disminución delvolumen de hielo superior a la capacidaderosiva de los ríos, lo que favoreció la forma-ción de capturas y la reorientación del escu-rrimiento fluvial hacia la vertiente pacífica.

*Se agradece la colaboración de la Sra.Lidia Esparza en la elaboración final de lasfiguras.

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