MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DELRevista VOLCAN de Geograf LLULLAILLACOía ,… 27: 69-92 (2000)69

Morfolog ía clim ática y morfog énesis del Volc án (/)

HILMAR SCHR ÖDER Friedrich-Alexander-Universit ät Erlangen-N ürnberg (Alemania) DIETER SCHMIDT Technische Universit ät Dresden (Alemania) Traducci ón1: Alexander Brenning, Erlangen

RESUMEN

Se determinaron las caracter ísticas esenciales de la morfolog ía clim ática y del desarrollo del relieve del Volc án Llullaillaco a trav és de mediciones clim áticas, la dataci ón de sedimentos y de la roca volc ánica en el piso alto del ambiente periglacial y m ás expuesto a la radiaci ón del planeta, en el Volc án Llullaillaco (6.739 m). Se comprob ó que bajo las condiciones clim áticas de la , una edad de 41.000 a ños no es suficiente para iniciar siquiera el m ás d ébil desarrollo de una vertiente rectil ínea dentro de las volcanitas de Llullaillaco I. Las formas de mesorrelieve que claramente predominan, son los fondos anchos de la vertiente noroccidental. Los sedimentos del valle, las formas periglaciales y las corrientes de barro, tienen edades m áximas de 5.600 a ños. Una variaci ón en la humedad entre los 2.500 y 1.600 a ños A.P. fue claramente proba- da. A partir de esta fecha, se puede observar –adem ás de la evoluci ón continua del periglacial – una denudaci ón de vertiente que permite la acumulaci ón de los sedimentos en los valles.

ABSTRACT

With the help of climatic measurements at the altitude of the Llullaillaco and the age determination of the sediments and the volcanic rocks it was possible to clarify essential features of the climatic geomorphology and the development of the relief of the highest and the most exposed to radiation of the periglacial of the earth at Mt. Llullaillaco (6,739 m.). It became evident that under the climatic conditions of the Atacama an age of 41,000 years is not sufficient to initiate even the slightest sign of a development of a rectilinear slope within the Llullaillaco I volcanic rocks. The mesorelief forms which clearly dominate the relief are wide bottom hollows at the northwestern slope. The sediments of the valleys, the periglacial forms and the mud flows have a maximum age of 5,600 years. A variation in humidity between 2,500 and 1,600 years B.P. can be clearly proven. After that one can observe –apart from the ongoing genesis of the periglacial – a denudation of the slopes, which leads to an accumulation of the sediments in the valleys.

1. INTRODUCCION mente. Pese a no existir una extensa secuencia de datos clim áticos de la zona, la ubicaci ón del eje de El volcanismo joven del cord ón principal andino máxima aridez es afirmada por la gran mayor ía de tiene como consecuencia que durante el holoceno los autores (v éase Messerli et al. 1992, entre otros). han sido cubiertos o retocados muchos testimonios La gran altitud y la extrema aridez producen con- de las formaciones del relieve glacial y periglacial diciones muy dif íciles para el trabajo en terreno, (v éase el resumen de Garleff y Stingl 1991, Richter de manera que no se han desarrollado hasta ahora y Schr öder 1998). El art ículo presente muestra que, investigaciones sistem áticas del área. En su mayo- a pesar de ello, las condiciones petrogr áficas y ría, los trabajos se restringen a inspecciones de te- climamorfol ógicas permiten deducir acerca de la rreno cortas o a la extrapolaci ón de datos que in- génesis m ás joven del relieve. El eje andino de clu ían la zona s ólo de manera marginal (Garleff y máxima aridez cruza el cord ón principal andino Stingl 1985, Grosjean, Messerli y Schreier 1991, entre los 24 ° y 25 ° de latitud sur, aproximadamen- Richter y Schr öder 1998, Richter 1996). A conti- te, y recibe de acuerdo a Richter (1996) el 50% de nuaci ón, se presentan los primeros conocimientos precipitaciones invernales y estivales, respectiva- sobre la morfolog ía clim ática y morfog énesis del cerro m ás alto en el área del eje de m áxima aridez de la Puna de Atacama –el Volc án Llullaillaco 1 Se agradece la amable colaboraci ón del ge ógrafo Marcelo (6.739 m.) –, derivados del levantamiento carto- Garrido, Instituto de Geograf ía, Pontificia Universidad gr áfico sistem ático de las formas periglaciales Cat ólica de Chile. (Schr öder, 1996). 70 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT

2. EL AREA DE ESTUDIO más densa a partir de estos datos. Ah í surge el problema principal, ya que todos los datos que no El Volc án Llullaillaco es la elevaci ón m ás im- fueron ingresados directamente, son calculados a ponente en el cord ón principal andino de la Puna partir de medias de otros datos, de manera que la de Atacama del norte de Chile. En el lado chile- interpretaci ón de las formas de relieve m ás pe- no, su cumbre se alza unos 3.800 m. sobre el Sa- que ñas est á restringida. Esto se debe a que las lar de Punta Negra (figura 1), su base local de funciones matem áticas, generalmente, no repre- erosi ón. Este se encuentra a una distancia hori- sentan la forma de la superficie terrestre de ma- zontal de s ólo 36 km. de la cumbre. En los 24 km. nera suficientemente exacta. Por eso, es necesa- de distancia del salar a los piedemontes del rio especificar las incontinuidades del relieve de Llullaillaco, hay un desnivel de 1.000 m. Los antemano en el modelo. Schut (1976) ya se ñal ó piedemontes presentan en su parte m ás estrecha, el gran n úmero de enfoques matem áticos. Todos entre la Quebrada de Las Zorritas y los aflora- los m étodos tienen en com ún que para la mientos de , una diferencia de altitud de unos interpolaci ón de un nuevo dato altitudinal, hay que 1.000 m. en una distancia horizontal de 9 km. (fi- encontrar los puntos m ás cercanos. gura 4). Desde ah í, el cono volc ánico propiamen- Para construir el modelo de elevaci ón del Llu- te tal se eleva unos 1.800 m. en una distancia ho- llaillaco se digitalizaron en la escala de 1:50000, rizontal de 3 km., y alcanza los 6.739 m. de alti- las curvas de nivel, puntos en el terreno (formas tud. cóncavas y convexas), la red de drenaje (o sea, la En el lado argentino la estructura morfogr áfica red de los talwegs, ya que casi s ólo hay valles es diferente. All í, la base local de erosi ón, el Sa- secos), pistas y el l ímite entre Chile y Argentina. lar de Llullaillaco, se encuentra a 3.750 m. de al- La tabla 1 muestra las coordenadas de esquina titud y a una distancia de 20 km. (figura 1). Des- del modelo de elevaci ón digital. de ah í, los piedemontes suben m ás de 1.200 m. Se digitalizaron curvas de nivel con 50 m de en unos 17 km. de distancia hasta la lava del equidistancia. El n úmero de puntos es de 20.550. Llullaillaco. Igual que en el lado chileno, el cono El área es de 840 km 2 y tiene como largo y ancho volc ánico se eleva m ás de 1.800 m. en una dis- 28 y 30 km., respectivamente. La extensi ón verti- tancia horizontal de unos 3 km. El área de levan- cal comprende alturas entre los 3.800 y 6.750 m. tamiento cartogr áfico comprende las altitudes en- Se us ó el software AUTOCAD 10, y se convirti ó tre los 4.000 y 6.739 m. en el cono volc ánico y el archivo de vectores de AUTOCAD del formato su entorno. DXF al formato de archivos de vectores de IDRISI. Para generar un archivo r áster, se us ó IDRISI 1.0 para Windows y 1.400 x 1.500 p íxeles. 3. EL MODELO DIGITAL DE ELEVACION Con el m ódulo INTERCON de IDRISI se aplic ó Y RELIEVE el m étodo de triangulaci ón para la interpolaci ón del MDE. Cuando hay partes planas en el terre- El desarrollo de los Sistemas de Informaci ón no, se producen los llamados artefactos, que pu- Geogr áfica (SIG) en los últimos a ños, ha amplia- dieron ser eliminados mediante una doble filtra- do el área de aplicaci ón de los modelos digitales ci ón de mediano. de elevaci ón (MDE) y los modelos digitales de Para la aplicaci ón geomorfol ógica en el levan- relieve derivados de estos. Para la interpretaci ón tamiento cartogr áfico, son de importancia espe- geomorfol ógica es de importancia particular la cialmente los mapas de pendiente derivados de representaci ón en extensi ón de par ámetros del los modelos digitales de terreno (figura 2). relieve como la pendiente, exposici ón, posici ón, disposici ón a la erosi ón y otros (v éase Wieser 1992 Tabla 1 y Linder 1993, entre otros). Para construir un modelo digital de elevaci ón Los v értices del modelo digital de elevaci ón se precisa un conjunto, lo m ás grande posible, de “Llullaillaco ”. (Coordenadas del sistema Gauss-Kr üger.) cotas, representadas como triples de coordenadas (x, y, z), las cuales no necesariamente est án dis- Y X tribuidas de manera regular sobre el área en estu- dio. La calidad de la representaci ón del relieve Noroeste 530.000 7.282.000 depender á de la densidad y representatividad de Nordeste 560.000 7.282.000 puntos extremos (como cumbres, crestas, conca- Sudoeste 530.000 7.254.000 Sudeste 560.000 7.254.000 vidades). Luego, se computa una rejilla de puntos MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 71

FIGURA 1

EL NORTE GRANDE CHILENO ENTRE COPIAPO Y CALAMA 72 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT

FIGURA 2 a 180 km de profundidad con una inclinaci ón de 25 ° a 30 ° hacia el este. PENDIENTES Y RELIEVE El volc án ha producido, desde el pleistoceno, DEL LLULLAILLACO material exclusivamente dac ítico que form ó igual- mente las corrientes, los domos de lava m ás anti- guos (ya erosionados) y j óvenes. El basamento es precenozoico y est á compuesto de series grani- toides, volc ánicas y sedimentarias. En el caso de estas últimas se trata de dep ósitos marinos silici- cl ásticos del paleozoico. Las plutonitas que han penetrado presentan altos contenidos de los is ótopos Sr 87 y Sr 86 y, por lo tanto, se puede con- cluir una influencia sedimentaria en la producci ón de 2. El volc án est á compuesto de dep ósitos prove- nientes de una actividad explosiva m ás antigua que origin ó ignimbritas y sedimentos pirocl ásticos, y de una fase de actividad m ás tranquila que produ- jo largas lenguas de lava. Los dep ósitos de ignimbritas dac íticas a riol íticas, que tienden a ser ácidas, est án muy extendidos y ocupan grandes áreas. Su edad fluct úa entre el mioceno al plioceno (Gardeweg et al . 1984, 1993). La cumbre del vol- cán es formada exclusivamente por lava, cuyas efusiones se extienden lejos a los alrededores. Las corrientes lineales de lava est án en su ma- yor ía orientadas en direcciones N-S o NW-SE y NE-SW. A trav és de la morfolog ía, se pueden cla- sificar las efusiones de lava y los dep ósitos pirocl ásticos –tomando en cuenta los efectos de la erosi ón y el orden estratigr áfico – en (v éase tam- bi én figura 3): 1. Llullaillaco I: La lava m ás antigua de gran ex- tensi ón, pero ya est á fuertemente meteorizada y erosionada; 2. Llullaillaco II: La lava m ás joven, bien conser- vada, s ólo alcanz ó una extensi ón restringida.

4.2. Petrograf ía

Las rocas de Llullaillaco I y II presentan muy pocas diferencias en su composici ón mineral ógica 4. GEOLOGIA y textural. En el caso de las muestras de lava m ás antigua de Llullaillaco I, se trata de volcanitas por- 4.1. Generalidades fíricas hemicristalinas compactas de color gris claro con textura isotr ópica. Como incrustaciones, Como parte de la cordillera de los , el se presentan plagioclasas y hornblendas idiom ór- Volc án Llullaillaco es un estratovolc án, cuyo com- ficas isom étricas de 3 a 5 mm. de grosor, y en plejo efusivo pertenece a la familia calc áreo- menor medida, biotitas de iguales caracter ísticas, alcalina con una clara predominancia de potasio. pero de s ólo 1 a 2 mm. de grosor. La muestra de Su volcanismo intracontinental se ha desarrolla- la corriente de lava m ás joven es, m ás bien, de do desde el ne ógeno sobre la corteza que ah í tie- ne un espesor de 70 km. Esta parte de los Andes 2 Se le agradece a la ge óloga Sra. Iris F LECK , del Instituto de se encuentra a unos 200 km al este de la fosa Geolog ía de la Universidad de Erlangen-N ürnberg, su chileno-peruana, suponi éndose la zona de Benioff colaboraci ón en el an álisis de las muestras de roca. MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 73

FIGURA 3

LA GEOLOGIA DEL LLULLAILLACO

color marr ón-gris, e igualmente presenta una es- primera muestra – alcanzan un tama ño de s ólo tructura compacta hemicristalina y porf írica y una menos de 1 mm. textura isotr ópica. Sin embargo, en este caso, los En general, las volcanitas de Llullaillaco I y II fenocristales –que presentan la misma mineralo- son predominantemente hornblenda-dacitas grises, gía, forma de cristales y forma de granos que la a veces algo amarillentas, negras o con incrusta- 74 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT ciones rojizas. Contienen fenocristales de plagio- las m ás antiguas de Llullaillaco I; ello se clasas, biotitas y hornblendas. Las lavas de expresa en un enriquecimiento de K 2O, NaO, Sr Llullaillaco I contienen, adem ás incrustaciones de y Ba, siendo el contenido de los elementos prin- cuarzo y mucha biotita en comparaci ón con Llu- cipales t ípico de las rocas de la familia calc áreo- llaillaco II, en el cual se observan cuarzo libre, alcalina con predominancia de potasio. Sin em- reconocible macrosc ópicamente, y biotita, que bargo, un enriquecimiento de elementos traza sólo es reconocible en menor medida que la como TiO 2, Rb, Sr, Ba, que se encuentran en hornblenda. Las incrustaciones m ás frecuentes son ambas unidades de lava, sugieren que la compo- las plagioclasas, las cuales se presentan en su for- sici ón del magma est é influida por sedimentos de ma de cristal idiom órfica. Estos cristales de 0,1 a cubierta. Esta tendencia muestra la acci ón de la 6 mm. de di ámetro est án en la mayor ía de los corteza gruesa que produjo la contaminaci ón del casos zonados en forma compleja y agrupados de magma durante el ascenso y, por ende, el enri- acuerdo a (010). Otros muestran un esqueleto con quecimiento de dichos elementos. una gran fracci ón de vidrio. En peque ñas plagioclasas se pueden reconocer profundos sur- cos de erosi ón en la corteza de meteorizaci ón 5. RELIEVE E HIDROGRAFIA exterior. Las microplagioclasas de 0,5 a 1 mm. de grosor, en cambio, se presentan agrupadas, en su El relieve del Llullaillaco corresponde a la for- forma de cristal, pero no alteradas y sin zonacio- ma edificada originaria de un estratovolc án. El nes. Las incrustaciones de biotita y de cristales área de la cumbre se caracteriza por vertientes de de hornblenda alcanzan un grosor de hasta 3 mm., fuerte pendiente que presentan concavidades con pero existe una serie de tama ños de estos minera- paredes empinadas, raras veces cerradas; estas les en las lavas de diferentes edades. Estos mine- concavidades se encuentran en antiguos lugares rales m áficos presentan, muchas veces, una es- de efusi ón de lava y de cr áteres en el área de la tructura en esqueleto que contiene fracciones de salida explosiva de material. Las vertientes de en- vidrio, peque ñas burbujas y otros elementos. Ade- tre 15 ° y 40 ° de inclinaci ón disminuyen ladera más existen incrustaciones de apatita idiom órfica abajo, poco a poco, su pendiente, siendo el aspecto y en la lava m ás joven, cristales c úbicos de unos total el de una curvatura vertical moderadamente 0,5 mm. de grosor de un mineral magn ético, cóncava con una curvatura horizontal divergente. posiblemente magnetita. Las pocas incrustaciones La transici ón a los piedemontes terciarios es, en de cuarzo, de 2 a 3 mm. de di ámetro, muestran el lado noroccidental chileno, muy paulatina en huellas profundas de corrosi ón y, en parte, cierta las l íneas de cresta y un poco m ás brusca en las cantidad de vidrio en un anillo exterior circun- áreas de los talwegs. Los piedemontes tienen un dante. car ácter casi rectil íneo en su parte inferior. El re- La estructura de las volcanitas indica una c á- lieve del lado meridional y suroriental argentino, mara de magma inestable en la cual actuaban pro- en cambio, muestra una forma completamente cesos como la mezcla de magma y el descenso de diferente. Las faldas muy empinadas del área de la presi ón; este último debido a un ascenso r ápi- la cumbre transicional directamente a una curva- do del magma a trav és de la corteza, asociado a tura vertical c óncava que se mantiene hasta el pie la cristalizaci ón de las incrustaciones de plagio- de vertiente, con muy d ébil pendiente. clasas. Las estructuras en esqueleto de los mine- El norte, en el lado chileno y el noreste en el rales m áficos y los profundos surcos de corrosi ón lado argentino, se caracterizan por un nivel muy tambi én indican una inestabilidad mineral ógica. alto de la base local de erosi ón. Ello se debe, por Sin embargo, los productos finales sugieren una un lado, al volcanismo terciario independiente con homogeneizaci ón total dentro de la c ámara. Se tra- su propio desarrollo postgen ético del relieve y, por ta de magma dac ítico que estaba enriquecido de el otro, a unas efusiones muy grandes de Llu- componentes gaseosos, produciendo una lava vis- llaillaco I y de lava m ás antigua hacia el este, cosa, pero litol ógicamente uniforme. En general, constituyendo una protecci ón contra la erosi ón. el desarrollo del magma supuestamente iba acom- La hidrograf ía est á adaptada al relieve b ásico pa ñado de cortos intervalos explosivos. de origen volc ánico. La erosi ón fluvial no ha sido Los an álisis geoqu ímicos de las lavas dac íticas capaz de alterar el car ácter end ógeno del meso- efectuadas en el Instituto de Geolog ía de la Uni- relieve. Szekely (1986) se ñala que esto tambi én versidad de Erlangen-N ürnberg, muestran un cla- se mantiene en el caso de formas edificadas vol- ro enriquecimiento del elemento potasio. Las la- cánicas en per íodos de tiempo muy largos con vas de Llullaillaco II est án m ás diferenciadas que mecanismos de denudaci ón que pueden variar. Si MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 75 bien el car ácter end ógeno de las formas de meso- En el norte se encuentra la Quebrada de las relieve es acentuado por la configuraci ón de la Zorritas, en el noroeste la Quebrada Llullaillaco red de drenaje b ásicamente radial, se pueden ob- y en el oeste la Quebrada La Barda. En medio de servar diferencias marcadas en las áreas parciales ellas s ólo existe una concavidad arreica inmedia- que corresponden a las principales unidades de tamente al norte de la Quebrada La Barda. La con- relieve descritas m ás arriba. En el noroeste, en el figuraci ón de la red de drenaje en el sur en el lado chileno, est á desarrollada la red de drenaje lado chileno, igual que en el lado argentino, es más madura y antigua. Presenta un car ácter completamente diferente. Esta es mucho m ás jo- dendr ítico hasta sobre los 5.000 m. de altitud, ven y por ello no presenta un car ácter dendr ítico orientado hacia tres talwegs (figura 4). continuo. Los talwegs, m ás bien, est án en parte

FIGURA 4

RED DENDRITICA DE VALLES SECOS DE LA VERTIENTE NOROCCIDENTAL DEL LLULLAILLACO

C H I L E

ARGENTINA

Lava joven

Altitudes 76 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT recubiertos por movimientos en masa m ás j óve- ba por el hecho que con la transici ón a la zona de nes, y en las masas movidas relativamente j óve- lluvias invernales, el n úmero de especies y la co- nes existen solamente talwegs en forma de depre- bertura vegetacional siguen disminuyendo. A siones poco profundas que a veces se pierden m ás modo de ejemplo, la cobertura m áxima de la ve- abajo. getaci ón entre Copiap ó y el Paso de San Francis- El área septentrional del lado chileno est á inte- co alcanza s ólo aproximadamente el 4%. Los fe- grada a la red de drenaje de la Quebrada de las nómenos de solifluxi ón llegan hacia abajo hasta Zorritas. La red de drenaje ha podido desarrollar- los 3.000 m. de altitud, mientras que existen a se casi ininterrumpidamente desde el plioceno. Las partir de los 4.000 m., aproximadamente, en el depositaciones temporales de cenizas y tobas no Cerro Sillajhuay (5.982 m.) a 19 °45 ’S en la zona han cambiado sustancialmente la tendencia de de lluvias estivales en la Cordillera Alta. formaci ón. En el lado argentino, en cambio, est á partido en tres zonas. Una gran concavidad arreica est á en- 7. LA CARACTERIZACION CLIMATICA frente de una red de drenaje totalmente inmadura DEL LLULLAILLACO en las volcanitas cuaternarias en áreas altas. En- tre ambas se ha desarrollado una red de drenaje 7.1. Condiciones b ásicas dendr ítica. En los talwegs s ólo ocurren desag ües epis ó- En el lado occidental de la Cordillera de los dicos, con la excepci ón de la Quebrada de las Andes, el eje de m áxima aridez de Am érica del Zorritas. El manantial en la Quebrada de las Sur debe su existencia a una combinaci ón única Zorritas vierte permanentemente. de factores geogr áfico-climatol ógicos: El macizo de monta ña de los Andes centrales, que se eleva continuamente sobre los 4.000 m. de altitud, for- 6. VEGETACION ma una barrera bastante efectiva para la humedad y desacopla el lado occidental en gran medida de Seg ún Richter (1996), el Llullaillaco muestra los sucesos meteorol ógicos del resto del continen- la menor cubierta vegetacional de toda la Puna te. La disposici ón curva de la cordillera en el nor- Atacama, pero su presencia se parece mucho a la te de Chile y sur del Per ú y la din ámica m ás gran- del volc án (6.064 m.), a unos 60 km. al de de la circulaci ón del hemisferio del Sur son nordeste. En consecuencia, por razones fitogeo- responsables de la estabilidad espacial y persis- gr áficas hay que suponer que el eje andino de tencia extraordinaria del anticicl ón del sudeste del máxima aridez cruza la Cordillera Alta en el Llu- Pac ífico, lo cual implica una subsidencia fuerte llaillaco o insignificantemente m ás al norte. La durante todo el a ño, con calentamiento, deseca- vegetaci ón comienza entre los 3.700 y 3.800 m. ci ón y estratificaci ón estable del aire. de altitud con Acantholippia punensis , Atriplex Es especialmente marcado el eje de m áxima imbricata y Cristaria andicola . Esto indica que aridez directamente al norte del área de investiga- más abajo el clima debe ser a ún m ás árido. Las ci ón en el desierto de Atacama, una de las zonas coberturas vegetacionales extraordinariamente áridas m ás extremas del planeta en t érminos bajas que, a excepci ón de las vegas, no sobrepa- hígricos y t érmicos. En las partes altas del maci- san los 12%, son las m ás bajas del piso alto de la zo del Llullaillaco la aridez, insolaci ón y escasez Puna de Atacama. La cobertura m áxima es alcan- de nubosidad a ún son suficientemente intensivas zada a los 4.250 m. de altitud. Ah í se encuentran como para imposibilitar una glaciaci ón reciente –adem ás de Stipa frigida , que es ubicua entre los hasta por encima de los 6.700 m. de altitud (v éa- 3.900 y 4.910 m. – Mulinum crassifolium , Adesmia se secci ón 8.2, Weischet 1966, Miller 1976, Abele spinosissima , Parastrephia quadrangularis y 1987, Messerli et al. 1993, Schrott 1994). Fabiana bryoides . La disminuci ón de la cobertu- Para entender la morfodin ámica periglacial en ra vegetacional desde los 4.250 m. hacia arriba la parte alta del Llullaillaco, hay que considerar no se debe necesariamente a un aumento en la el r égimen pluvial, adem ás de los balances de aridez, sino m ás bien es la consecuencia del des- radiaci ón y de calor del suelo en diferentes pisos censo de temperatura. Lo anterior, concuerda con altitudinales y bajo diferentes pendientes y expo- lo observado en las dos estad ías en terreno en in- siciones, los cuales juegan un rol elemental. La- vierno y verano tard íos. Esto tambi én se comprue- mentablemente todav ía no est án disponibles estos MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 77 datos clim áticos del área de estudio. S ólo recien- exactas acerca del clima (del suelo) en el área de temente se ha tratado de llenar este vac ío mediante estudio. una estaci ón autom ática instalada en el pie occi- dental del Llullaillaco bajo direcci ón francesa. Las 7.2. Comparaci ón de los resultados estaciones clim áticas de la Direcci ón General de Aguas se encuentran todas mucho m ás bajas y a Una caracter ística climatol ógica importante de distancias entre los 125 km. (Peine, 2.480 m.) y los Andes tropicales marginales-subtropicales, es 150 km. (Refresco, 1.850 m.). Adem ás no se re- su clima de radiaci ón extrema, aparte de la aridez gistran las temperaturas del suelo en estas esta- marcada. La radiaci ón extraterrestre es un 7% ma- ciones. yor en comparaci ón con el verano del hemisferio A pesar de esto, se recurri ó a datos clim áticos Norte, porque s ólo pocos d ías separan el solsticio registrados en el extremo septentrional del Salar de verano del perihelio actual (7 de enero). Como de Atacama a unos 220 km. de distancia, con fin consecuencia de la ubicaci ón en alta monta ña (ba- jas p érdidas por extinci ón producto de una delgada de alcanzar una caracterizaci ón clim ática del área. capa de aire óptica) y la aridez extrema (muy bajo Estos datos fueron obtenidos entre 1991 y 1994 contenido de vapor de agua en el aire, y extrema por Schmidt (1992) hasta casi los 6.000 m. de escasez de nubosidad, aun por sobre los 4.000 m.), altitud en el marco del proyecto Climaecolog ía la radiaci ón global alcanza valores mensuales y Atacama (director: M. Richter, Erlangen), finan- anuales extremos en el área de estudio: los m áxi- ciado por la Sociedad Alemana para la Investiga- mos diarios medios de radiaci ón global en diciem- ci ón (DFG). Se utilizaron temperaturas medias en bre, el mes de mayor radiaci ón, se encuentran en- intervalos de media hora a lo largo de varios a ños, tre casi 1.200 y 1.300 W/m 2, dependiente de la al- provenientes de las estaciones Jorquencal (4.270 titud, es decir, el 90 a 94% de la constante solar m.), Yareta (4.920 m.) y Sair écabur (5.820 m.). (1.367 W/m 2). En junio, el mes de menor radia- Mientras que respecto de las condiciones ci ón solar, a ún se alcanzan unos 800 W/m 2 o m ás. hígricas en el área de estudio quedan muchas pre- Esto significa que los m áximos de radiaci ón en guntas abiertas, se pueden suponer condiciones de invierno del hemisferio Sur alcanzan en todos los radiaci ón comparables al norte del salar y en la días en promedio los valores de un d ía despejado zona de estudio. Debido a las condiciones b ásicas de pleno verano en Europa Central. A pesar de las (lugar, altitud, geolog ía, sustrato, vegetaci ón, etc.), altas p érdidas debidas al sobrecalentamiento inten- en principio tambi én se debieran esperar tempe- sivo del suelo, poca nubosidad y aire seco, el ba- raturas del suelo comparables. Mediciones clim á- lance total de radiaci ón, que es de gran importan- ticas durante varios d ías, efectuadas en el área de cia para el clima ed áfico, tambi én presenta valores estudio en invierno tard ío / primavera y verano máximos muy altos a mediod ía. Sin embargo, en tard ío a diferentes altitudes, comprobaron la si- las noches generalmente despejadas, las m ínimas militud esperada del clima ed áfico de las zonas nocturnas alcanzan un promedio anual menor de 2 altas del dominio periglacial al norte y al sur del –100 W/m . La insolaci ón extrema durante el d ía . y la irradiaci ón libre por la noche suman una am- En septiembre y octubre de 1995 estaban dis- plitud media diaria del balance total de radiaci ón 2 ponibles para este fin sensores para la medici ón de casi 800 (!) W/m , en el promedio anual. de la temperatura del suelo y registradoras de datos La transformaci ón de la energ ía solar en calor de la marca Thiess. Con los mismos instrumentos sensible y latente se produce a trav és del suelo, que funciona como almac én intermediario. Los se pudo realizar una secuencia de mediciones de suelos iniciales libres de vegetaci ón, son respon- tres semanas en el Paso de San Francisco (4.300 sables del acoplamiento directo de las temperatu- m.) a 150 km. m ás al sur, con el fin de diferen- ras superficiales del suelo a la evoluci ón de la ciar el área de estudio frente a los climas de llu- insolaci ón en el curso el d ía: Los valores m áxi- via invernal de dominio ciclonal. Estos instrumen- mos del d ía se alcanzan durante o poco despu és tos ya no estaban disponibles en febrero y marzo del m áximo de radiaci ón global del mediod ía (fi- de 1996. Por ello, durante la segunda estad ía en gura 5). El gran aporte de energ ía solar se refleja terreno se midieron a mano con instrumentos de en las extraordinarias amplitudes diarias. Las AMR las temperaturas del suelo y la humedad y máximas de temperatura medidas inmediatamen- temperatura del aire con un termohigr ógrafo sim- te en la superficie, se encontraban a comienzos ple. A pesar de las dificultades t écnicas y meto- de febrero y a los 4.200 m. de altitud (Quebrada dol ógicas, la evaluaci ón de los datos mostr ó que de las Zorritas) alrededor de 28 °C, y las m ínimas en conjunto con las observaciones en terreno ya regularmente m ás de 10 K debajo de 0 °C. Inclu- se pueden obtener conclusiones suficientemente so a los 5.850 m. de altitud en el Llullaillaco, se 78 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT

FIGURA 5

Evoluci ón media diaria de las temperaturas superficiales del suelo y de la temperatura del suelo a 5 cm. de profundidad: comparaci ón de las mediciones entre el 23/9 y 2/10/1995 en Las Zorritas (4.200 m.), San Francisco (4.300 m.) y Llullaillaco (5.850 m.), con los valores del mismo per íodo de los a ños 1992 y 1993 de las estaciones Jorquencal (4.270 m.) y Sair écabur (5.820 m.). descongela el suelo, por lo menos superficialmente temperatura a 20 cm. de profundidad alcanza su durante el d ía (m áxima del d ía: 12,5 °C). De esta máxima muy tarde, entre las 20 y 21 hrs., y el manera, las oscilaciones en la superficie durante valor extremo a 50 cm. (sin fig.) es muy d ébil y el d ía alcanzan, en promedio, a los 4.200 m. de sólo se presenta el d ía siguiente por la ma ñana, altitud casi 40 K, a los 5.850 m. de altitud todav ía entre las 7 y 11 hrs. 28 K, lo que cabe destacar. Adicionalmente, se ha Concuerdan bastante bien las temperaturas mencionado que al norte del Salar de Atacama, medias del suelo de los lugares de medici ón m ás las mayores amplitudes diarias del a ño se dan en altos, en el Llullaillaco a los 5.850 m. y en el noviembre y diciembre con un valor mayor de 50 Sair écabur a los 5.820 m. de altitud: Son muy K a la altitud de la estaci ón Jorquencal (4.270 parecidas las temperaturas nocturnas del suelo m.). Las m áximas de temperatura debajo de la en todas las profundidades. Sin embargo, hasta superficie presentan un desfase respecto de la los 10 cm. de profundidad son un poco m ás ba- máxima superficial, que depende de la profundi- jas las m áximas medias del d ía en el Llullaillaco. dad y de las propiedades del suelo (figura 6). La Ello se debe a una humedad inusitada del suelo MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 79

FIGURA 6

Evoluci ón media diaria de las temperaturas del suelo a 10 y 20 cm. de profundidad: comparaci ón de las medicio- nes entre el 23/9 y 2/10/1995 en Las Zorritas (4.200 m.), San Francisco (4.300 m.) y Llullaillaco (5.850 m.), con los valores del mismo per íodo de los a ños 1992 y 1993 de las estaciones Jorquencal (4.270 m) y Sair écabur (5.820 m.). durante el per íodo de medici ón –restos de nieve claramente por sobre el 0 °C las temperaturas a en lugares protegidos recordaron que hab ía ca í- 50 cm. de profundidad a altitudes de 4.200 m. (Las do nieve una semana antes de la estad ía en te- Zorritas) y 4.270 m. (Jorquencal), alcanz ándose rreno –, de manera que agua de deshielo pudo 6,1 y 7,0 °C, respectivamente. En esta profundi- infiltrarse algunos cent ímetros (permafrost) du- dad, las temperaturas medias de estas dos esta- rante el d ía. Producto de su evaporaci ón, aumenta ciones no difieren por m ás de 1 K a ninguna hora la transmisi ón de energ ía en la superficie del del d ía. Comparando las evoluciones de las tem- suelo (disminuci ón del Bowen Ratio, v éase peraturas, se hace sentir el humedecimiento pro- Richter y Schr öder 1991), y las capas cercanas a fundo del sustrato en la Quebrada de las Zorritas: la superficie se enfr ían. Este efecto se pierde a La evaporaci ón elevada provoca una disminuci ón 50 cm. de profundidad, difiriendo las medias dia- marcada en la temperatura superficial diurna. Sin rias s ólo en 0,1 K (-5,9 y -5,8 °C). embargo, a 5 y 10 cm. de profundidad el mejor A pesar de que cada noche se congela la su- acoplamiento energ ético en el suelo h úmedo pro- perficie del suelo, a principios de primavera est án duce, en comparaci ón con la estaci ón Jorquencal, 80 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT un aumento en las amplitudes diarias y un desfase e instrumentos manuales para la medici ón de tem- claramente reducido de la temperatura m áxima peraturas del suelo. La figura 7 compara los resul- respecto de la mayor insolaci ón a mediod ía. Cam- tados m ás importantes con las mediciones corres- bia completamente la situaci ón en el Paso de San pondientes de la estaci ón Jorquencal: Como antes, Francisco: Tanto las m áximas diarias de tempera- las temperaturas de la estaci ón de Las Zorritas tura superficial como los promedios a 50 cm. de (4.200 m.) a 15 cm. sobre y 10 cm. bajo la super- profundidad, se encuentran, respectivamente, 10- ficie, difieren por 1 a 2 K de lo registrado en la 25 y 5-6 K debajo de los valores para las dos estaci ón Jorquencal (4.270 m.). Teniendo en cuen- estaciones m ás septentrionales. Hasta qu é punto ta el per íodo de tiempo muy corto de las secuen- ello s ólo fue una consecuencia de condiciones cias de datos, esas diferencias pueden ser conse- meteorol ógicas particulares, lamentablemente no cuencia de variaciones meteorol ógicas, a pesar de se pudo examinar mediante mediciones compara- que las condiciones clim áticas est án estables du- tivas en verano. rante todo el a ño en el área de influencia del Como ya se mencion ó, en la segunda estad ía en anticicl ón subtropical del sudeste del Pac ífico. Por terreno s ólo estaban disponibles termohigr ógrafos otra parte, la gran porci ón de insolaci ón directa hace

FIGURA 7

Evoluci ón media diaria de las temperaturas del aire a 15 cm. sobre la superficie, y de las temperaturas del suelo a 10 cm. de profundidad (arriba), y la evoluci ón media diaria de la humedad relativa del aire a 15 cm. sobre la superficie (abajo): comparaci ón de las mediciones entre el 15/3 y 22/3/1996 (aire) y del 18/3/1996 (suelo) en Las Zorritas (4.200 m.), con los valores del mismo per íodo de los a ños 1992 a 1994 de la estaci ón Jorquencal (4.270 m.). MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 81 que peque ñas diferencias en la exposici ón jueguen de esperar. Este fen ómeno destaca a ún m ás a un rol decisivo para el balance de radiaci ón y tem- mayores altitudes, en donde tambi én se presenta peratura: en la estaci ón de Las Zorritas se midi ó en el Llullaillaco: A los 4.900 m. de altitud, va- en una vertiente levemente inclinada hacia el no- rias veces se registr ó una evoluci ón extrema de la roeste, en contraste con Jorquencal. La oscilaci ón humedad relativa del aire tal como se puede apre- media diaria alcanza a ún en verano tard ío en am- ciar en la figura 8. La humedad del aire aumenta bos lugares valores de 17,4 a 18,5 K. En esta épo- rápidamente a partir de las 15 hrs. y llega a su ca, por lo menos las temperaturas a 15 cm. sobre máximo por la noche hacia las 22 hrs. Durante el suelo a la altura de Las Zorritas, quedan sobre las dos horas siguientes, cae inesperadamente des- 0°C durante todo el d ía. A pesar de que las tempe- de m ás de 50% a menos de 25%. raturas de la estaci ón de Las Zorritas sobrepasan Para el área al norte del Salar de Atacama, se las de Jorquencal levemente, la primera presenta identific ó este desarrollo extraordinario de la hu- humedades relativas del aire un poco m ás altas, medad relativa del aire en el curso del d ía, como con excepci ón de las horas de la noche, cuando las un efecto de los vientos de vertiente y sus ciclos temperaturas m ás bajas de la estaci ón de Jorquencal diarios. Esto indica que tambi én en el caso del producen humedades relativas de hasta 65%. Sin macizo del Llullaillaco, una circulaci ón de vientos embargo, una evaluaci ón m ás en detalle muestra de vertiente juega un papel clave en el sistema que esa diferencia fue causada por un ascenso clim ático andino: Es decisivo el desarrollo de una marcado de la humedad relativa nocturna de los corriente de origen termoorogr áfico entre la costa últimos dos d ías de medici ón, en el cual subi ó de y la Cordillera Alta como consecuencia del fuerte un promedio de 50% a casi 100%. Al fin, fuertes recalentamiento diurno de las superficies rocosas nevadas forzaron la interrupci ón de las mediciones que casi totalmente carecen de vegetaci ón. El cli- en terreno. ma local entero se desarrolla en la capa base de No obstante, las humedades relativas de los dos esta corriente, de pocos cientos de metros de espe- lugares se diferencian por una cuesti ón importan- sor. El viento es el principal portador de energ ía, te: Los valores m áximos de Jorquencal se alcan- dado que muy poca humedad est á disponible para zan a medianoche, mientras que el m áximo de Las un transporte de energ ía latente. La velocidad del Zorritas coincide con la hora del m ínimo de tem- viento disminuye al atardecer, de manera que as- peratura poco antes de la salida del sol, como es ciende r ápidamente la humedad del aire, mientras

FIGURA 8

La humedad relativa del aire a 15 cm. sobre la superficie: la medici ón del 9/3 al 10/3/1996 de las estribaciones meridionales del Llullaillaco a los 4.850 m. de altitud. 82 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT

FIGURA 9

Frecuencia de d ías con helada a 15 cm. de altura, en la superficie del suelo y a 5 cm. de profundidad, en funci ón de la altitud sobre el nivel del mar. la temperatura del aire desciende y la corriente del sugieren un clima moderado de radiaci ón y tem- aire tiene car ácter anab ático. Cuando finalmente peratura. Dado que esta observaci ón es corrobo- cambian los vientos de vertiente y comienzan a rada por los resultados de los levantamientos (cli- actuar las corrientes de aire catab áticas, se impo- ma-) morfol ógicos en terreno, seguramente se jus- nen en las cumbres cordilleranas para el resto de la tifica la aplicaci ón de la zonificaci ón altitudinal noche los vientos sin ópticos de la atm ósfera libre del clima ed áfico del área de las estaciones con sus vientos secos del oeste. Por lo tanto, el Jorquencal (4.270 m.), Yareta (4.920 m.) y Sair é- máximo de humedad relativa del aire en la zona de cabur (5.820 m.) a la zona de estudio. las cumbres se presenta a comienzos de la noche y De acuerdo con esto, aun durante el mes de tiene un car ácter moderado. menor frecuencia de heladas, ocurren heladas del suelo en m ás del 75% de los d ías en el piso de la 7.3. Intento de una zonificaci ón altitudinal cubierta vegetacional m áxima entre los 4.200 y del clima ed áfico 4.300 m. Hasta esas altitudes, se trata casi exclu- sivamente de heladas nocturnas. S ólo a partir de Debido a las secuencias de datos clim áticos los 4.900 m. de altitud hay d ías en que las tempe- relativamente cortas, la caracterizaci ón clim ática raturas no exceden de 0 °C (d ías de hielo). A los del área de estudio tiene que ser un primer inten- 5.850 m. de altitud se presenta cada d ía una hela- to. No obstante, la comparaci ón con los datos da, pero la insolaci ón alta hace que tan s ólo en el clim áticos de varios a ños de las estaciones altas 15% de los d ías del a ño, en promedio, se produz- al norte del Salar de Atacama mostr ó una confor- can congelaciones permanentes en la superficie midad notable. Por encima de los 4.000 m., las del suelo; a ún a esta altitud, el 85% de los d ías condiciones clim áticas de la vertiente occidental son d ías con hielo-deshielo durante los que el de los Andes tropicales marginales a subtropicales suelo se descongela al menos superficialmente. A son mucho m ás parecidas de lo que se espera fren- los 5 cm. de profundidad, este valor ya desciende te a las latitudes diferentes. S ólo en el Paso de a un 60%. Esto corresponde a las condiciones a San Francisco (27 °S), las temperaturas a princi- 2 m. de altitud: Ah í se observa durante el 65% de pios de primavera a 50 cm. de profundidad, casi los d ías, una congelaci ón permanente, y en el 35%, no influidas por las condiciones meteorol ógicas, alternancias de hielo-deshielo (figura 9). MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 83

El piso de m áxima frecuencia de heladas su- ciclonales extratropicales, el m áximo de la fase perficiales coincide con la primera ocurrencia de húmeda puede haber causado efectos dilatados en heladas permanentes entre los 4.300 y 4.900 m., el Llullaillaco, a unos 5 a 6 ° de latitud m ás al alcanz ándose m ás de 350 (!) d ías con hielo-des- norte. hielo al a ño. Teniendo en cuenta las grandes am- En la Quebrada de las Zorritas a 4.000 m. de plitudes diarias de la temperatura, la deflaci ón altitud fue cartografiada y luego datada, una te- continua y la falta de una cubierta de nieve rraza arcillo-limosa con cintas delgadas de humus moderadora, desde el punto de vista clim ático, hay y dep ósitos de torrente intercalados (figura 10). que esperar a esta altitud condiciones óptimas para En su perfil se sac ó un total de 20 muestras, de una morfodin ámica periglacial, con las tempera- las cuales cuatro fueron datadas con el m étodo de turas medias anuales alrededor de los 5 °C (Weise 14 C3. Las acumulaciones sucedieron en un per ío- 1983). Sin embargo, parece que con el aumento do entre 2436,8 ± 49 a ños A.P. y 1593,1 ± 36 en la disponibilidad de agua precipitada hacia arri- años A.P. En un per íodo de 850 a ños, aproxima- ba, la zona central de la meteorizaci ón se eleva a damente, fueron depositadas 18 capas intercala- por encima de los 5.000 m. de altitud. Habla en das de arcilla y humus. Las dataciones de las dos favor de ello el hecho de que, a menores altitudes, muestras que se encuentran aproximadamente en la profundidad de penetraci ón de las heladas se la mitad del ciclo de acumulaci ón, indican que se restringe a la capa superior del suelo, pocos cen- trata de un ritmo relativamente regular de acumu- tímetros en profundidad: A 5 cm. debajo de la laciones de arcilla y humus (tabla 2). Dado que superficie del suelo, se producen heladas s ólo a varios dep ósitos de torrente lenticulares est án in- partir de los 3.700 m., en el promedio del a ño, y tercalados irregularmente, se puede suponer que el piso altitudinal de mayor frecuencia de heladas deben haber ocurrido varios desag ües intensos. asciende hasta los 5.600 a 6.000 m. de altitud. Despu és de esta fase de desag ües m ás fuertes y acumulaciones lacustres tranquilas, las condicio- nes clim áticas convergieron a las actuales. Dado 8. LOS PISOS ALTITUDINALES Y LA que en el presente la vegetaci ón muestra cobertu- MORFOGENESIS DEL LLULLAILLACO ras muy bajas, carecen casi completamente de vegetaci ón los derrubios de vertiente que actual- 8.1. Los pisos periglaciales del Llullaillaco mente se encuentran en la superficie (acumula- ci ón de los últimos 1.500 a ños). Por lo tanto, los 14 Los climas holoc énico y reciente son respon- errores en las dataciones C debidos a ra íces m ás sables de la zonificaci ón altitudinal del Llullailla- jóvenes deben ser insignificantes o nulos. Por ello, 14 co. En la secci ón 8.2 se tratar á el clima holoc énico, las dataciones C en la zona central de Atacama que juega un papel esencial para la morfog énesis; se caracterizan, producto del clima, por una fiabi- la secci ón presente se restringe a los climas lidad que no puede ser alcanzada en otras zonas subreciente –desde unos 5.600 a ños antes del pre- de la Tierra. Habiendo usado adem ás el error 2- sente – y reciente. sigma, las dataciones poseen una gran exactitud. Pese a su gran importancia para los fen ómenos periglaciales, a ún son muy escasos los conoci- Tabla 2 mientos acerca del clima subreciente. Las clasifi- 14 caciones e indicaciones de Porter (1981), Heine Dataciones C de sedimentos arcillo-limosos de una terraza a los 4.000 m de altitud (1985), Mercer (1985), Markgraf (1985), Stingl y en la Quebrada de las Zorritas Garleff (1985), Villegran (1988), Villegran y Varela (1990) y Grosjean, Messerli y Schreier (1991) se Muestra Edad Edad de promedio, refieren a la fase altiglacial de la glaciaci ón W ürm A.P. calendario error 2 σ y las fluctuaciones de humedad y temperatura calibrada, postglaciales hasta 5000 A.P., aproximadamente. error 2 σ Para el holoceno joven en el valle de Elqui (30 °S), tn-1 1593,1 ± 36 412 - 550 481 ± 069 Veit (1991, 1998) indica condiciones c álidas, se- tn-9 2097,9 ± 42 194 - 0 00 0 97 ± 097 mi áridas, temporalmente h úmedas, con una baja tn-11 2214,4 ± 42 382 - 176 275 ± 103 de temperatura de 1 a 2 K. El per íodo entero se tn-18 2436,8 ± 49 762 - 400 581 ± 181 caracteriza por una leve aridizaci ón. Seg ún Garleff et al. (1991), en el lado occidental de la Cordille- ° ra de los Andes a 30 S, se insin úa una fase m ás 3 Se agradecen las dataciones 14 C al profesor K RETSCHMER y al húmeda a partir de 3000 A.P. Dado que esta zona se ñor M ORGENROTH de la c átedra de F ísica Experimental de se encuentra en la zona de vientos del oeste la Universidad de Erlangen-N ürnberg. 84 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT

FIGURA 10

LIMOS LACUSTRES EN LA QUEBRADA DE LAS ZORRITAS A 4.000 M.

Este per íodo m ás h úmedo juega un papel de- tes de fuerte pendiente, sin embargo, se obser- cisivo en el desarrollo de las formas periglaciales. van bancos de piedra hacia abajo hasta los 4.100 Las temperaturas en el área del Llullaillaco son m. de altitud, cuyo cubrimiento fue iniciado en tan bajas que en el presente puede caer nieve el tiempo subreciente y que predominantemente hasta los 4.000 m. de altitud, por lo cual una fueron retocados por procesos gravitativos. La mayor humedad y una eventual transici ón de pre- combinaci ón de estos procesos junto a la acci ón cipitaciones espor ádicas a peri ódicas significan permanente de procesos e ólicos y en parte el la- que en ese tiempo se pod ían formar regularmen- vado espor ádico, produjo en total la denudaci ón te cubiertas de nieve. La mayor humedad bajo de las vertientes en las terrazas de al menos 1.500 temperaturas constantes o parecidas debe haber años de edad, de manera que el área entre los estimulado los procesos formadores periglaciales 4.100 y 4.300 m. puede ser denominada zona de y aumentado la denudaci ón de vertiente. S ólo de criodenudaci ón. A partir de los 4.300 m., se pre- esta manera se puede explicar el hecho de que sentan m ás ampliamente las formas peque ñas de se observan suelos de sustrato ordenado hasta una la formaci ón de suelos estructurados. Adem ás de altitud de 3.900 m., a pesar de que hasta los 4.300 las franjas de piedras y pol ígonos d ébiles, se m. no existen formas recientes en las planicies. puede observar el engranaje de bancos de piedra Este piso inferior, cuyo l ímite superior en el y crioplanaci ón. No s ólo los ejes en profundidad Llullaillaco se encuentra a los 4.300 m. de alti- de las fracciones gruesas sobre las superficies tud, fue denominado por Veit (1991) a los 30 °S, planas est án orientados verticalmente, sino que piso de movimientos de material de poca pro- esto tambi én se observa en el área de los blo- fundidad (Piso Altitudinal Subandino). Su l ímite ques cubiertos. Esta área denominada Piso superior se encontr ó a los 3.500 m. En el Altitudinal Andino por Veit (1991), termina en Llullaillaco, se debe tratar de un piso en reposo el Llullaillaco a los 4.700 m. en el lado chileno, de formaci ón periglacial casi completo en las pla- y a los 4.950 m., aproximadamente, en el lado nicies, producto de la mayor aridez. En vertien- argentino m ás árido (tabla 3). MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 85

Tabla 3

Zonificaci ón altitudinal reciente del Llullaillaco en el lado noroccidental chileno

Altitud (m.) Piso altitudinal reciente Procesos y formas geomorfol ógicos recientes

6.300 - 6.739 Piso Periglacial Superior Superficies de congelifracci ón in situ con procesos desconocidos 5.800 - 6.300 Piso Periglacial Medio Movimientos de material de poca profundidad con predominio de lavado en superficies de congelifracci ón y terrazas de solifluxi ón; penitentes de nieve y nev é quebrado aislados 4.700 - 5.800 Piso Periglacial Inferior Movimientos de material profundos (hasta el frente del permafrost), predominan solifluxi ón, formaci ón de vertientes rectil íneas y de suelos estructurados 4.300 - 4.700 Piso Andino Movimientos de material de poca profundidad con formas periglaciales incipientes y predominio de congesti ón de bloques; crioplanaci ón 4.100 - 4.300 Piso Subandino / Andino En las vertientes: movimientos de material d ébiles debidos a las heladas; criodenudaci ón en superficies planas menos de 4.100 Piso Subandino Ausencia de movimientos de material debidos a las heladas

Nota: Los pisos altitudinales del lado suroriental argentino se encuentran unos 200 a 300 m. m ás arriba, producto de la mayor aridez. S ólo a partir de los 6.100 m., aproximadamente, se observa una igualizaci ón.

Más arriba sigue el Piso Periglacial propiamen- se igualado. Esto tiene como consecuencia que el te tal. Ah í dominan la solifluxi ón, la formaci ón frente del permafrost en el Llullaillaco y Sair é- de suelos estructurados y de vertientes rectil íneas. cabur se encuentra aproximadamente en la mis- En la parte inferior a ún se observa un gran n úme- ma profundidad. Por lo tanto, se puede suponer ro de bancos de piedra. La zona de formaci ón óp- que el frente del permafrost est á a 50 cm. a los tima de bancos de piedra coincide aproximada- 5.500 m. de altitud en el Sair écabur. A los 5.850 mente con el l ímite superior del piso andino. A m., las diferencias deber ían haber desaparecidos. continuaci ón son los movimientos solifluidales En la parte baja del piso periglacial raras ve- que modelan la superficie cada vez m ás. El piso ces se observan fen ómenos de lavado. Luego, a de formaci ón óptima de estos, se encuentra entre partir de los 5.800 m., se observa que surcos de los 5.100 y 5.400 m. en el lado chileno y entre erosi ón modelan los l óbulos de solifluxi ón en los 5.350 y 5.700 m. en el lado argentino, alcan- mayor medida. En contraste a Veit (1991), quien zándose altos de frente de hasta 1 m. Hacia arri- pudo observar fen ómenos de lavado en el piso ba, los altos de los l óbulos de solifluxi ón dismi- periglacial entero, se distingui ó entre los Pisos nuyen de manera relativamente r ápida. Esto su- Periglacial Inferior con poco a nulo lavado, y puestamente se debe sobre todo al hecho de que Periglacial Medio caracterizado predominante- el permafrost continuo obstaculiza movimientos mente por el lavado. Hacia mayores altitudes, las más intensivos. En marzo el frente de helada se formas de meteorizaci ón in situ expanden en ex- encontr ó a 50 cm. de profundidad a los 5.400 m. tensi ón. Las superficies de congelifracci ón lava- de altitud, y a 30 cm a los 5.850 m. Comparando das predominan en el modelado. El levantamien- las mediciones clim áticas en el Llullaillaco con to cartogr áfico s ólo pudo ser efectuado hasta los aquellas del Sair écabur, las temperaturas m áximas 6.300 m., por razones meteorol ógicas. Las formas diarias del suelo a 5 y 10 cm. de profundidad son de lavado ya empiezan a suspenderse a esta alti- 2 a 3 K m ás bajas en las mediciones de invierno tud, y las superficies de congelifracci ón definen tard ío que en verano tard ío, pero a 20 cm. de pro- el aspecto exclusivamente. Queda pendiente has- fundidad s ólo 1 K m ás bajas. Entre los 30 y 40 cm. ta qu é punto existe una asociaci ón con otros pro- de profundidad, las temperaturas deber ían haber- cesos formadores en el Piso Periglacial Superior. 86 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT

8.2. La morfog énesis del Llullaillaco maci ón oligocenos a miocenos en las ignimbritas, ya que las faldas del valle y los aplanamientos en El Llullaillaco es una forma volc ánica edifica- las planicies vecinas tienen menor edad. da desde el terciario medio (Gonz ález-Ferr án La siguiente fase eruptiva fue en el mioceno. 1995). Sus m ás antiguas volcanitas yacentes cer- En ésta, se produjeron hornblenda-dacitas y ca de la superficie, son las ignimbritas oligocenas andesitas con piroxenos de manera local en los a miocenas en el curso medio de la Quebrada de alrededores del Mistral (5.015 m., al suroeste del las Zorritas (figura 11). Se encuentran fuera de la Llullaillaco; figura 3). El área de producci ón de forma convexa del Llullaillaco y est án en gran las volcanitas miocenas tambi én se encuentra fuera parte cubiertas de volcanitas j óvenes y escombros de la forma convexa actual del Llullaillaco. Cons- de erosi ón ne ógenos/cuaternarios. Afloran en la tituye una forma de construcci ón local e indepen- superficie en algunas partes de las faldas de la diente, cuya relaci ón morfogen ética con las Quebrada de las Zorritas. No se pueden sacar con- ignimbritas m ás antiguas no pudo ser comproba- clusiones fiables acerca de los procesos de for- da, debido a la separaci ón geogr áfica. La presen-

FIGURA 11

LA GEOLOGIA DEL AREA DE LA QUEBRADA DE LAS ZORRITAS. MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 87 cia actual del Mistral no muestra formaciones cla- del Llullaillaco, las cuales protegieron contra la ras de vertientes rectil íneas. Su car ácter global erosi ón especialmente la zona al sur del Cerro Iris. tiene que ser clasificado como levemente convexo Dado que todas las volcanitas m ás j óvenes no en la parte superior de la vertiente (con radios de presentan siquiera una formaci ón incipiente de curvatura grandes, r = 600 - 3.000 m.). El área de vertientes rectil íneas, hay que suponer que un formas convexas est á caracterizada por superfi- desarrollo muy marcado de las vertientes rec- cies de congelifracci ón que se transicionan hacia til íneas en el macizo del Iris s ólo pod ía producir- lóbulos de solifluxi ón en la parte superior de la se como consecuencia de la edad pliocena. A pe- vertiente. Hacia la parte media de la vertiente, sar de la gran altitud –aproximadamente el 70 a est án asociados con estos bancos de piedra. La 80% de la zona se encuentra por encima de los parte inferior de la vertiente consiste en curvatu- 4.500 m. – no existe ning ún testimonio de una ras levemente c óncavas, caracterizadas principal- glaciaci ón. La mayor ía de las vertientes rectil íneas mente por fen ómenos de crioplanaci ón. est á desarrollada hasta la divisoria de las aguas, La siguiente fase eruptiva se desarrolla en el de manera que ya no existen escarpes de conge- plioceno. Las andesitas con piroxenos producidas lifracci ón. Por otra parte, en volcanitas m ás j óve- en este per íodo, cubren toda el área al norte del nes de la cumbre principal del Llullaillaco, s í exis- Llullaillaco, con excepci ón de los valles. Las cum- ten huellas de una glaciaci ón en una altitud com- bres en muchos casos alcanzan altitudes por so- parable. Las diferencias en el g énesis supuesta- bre los 5.000 m., siendo el Cerro Iris, de 5.461 m. mente se deben a que la zona de acumulaci ón del de altitud, el punto m ás destacado (fig. 3). Pese a nev é (o de los glaciares fr íos - v éase m ás adelan- que son m ás j óvenes que las volcanitas del Mistral, te) se ubicaba por encima de los 5.400 m. Conse- las faldas del Iris se caracterizan por vertientes cuentemente no se pudieron formar superficies de rectil íneas muy marcadas (figura 12). Tambi én las nev é en el macizo del Iris, siendo la erosi ón andesitas pliocenas se encuentran fuera del área exarativa cri ógena insignificante y en grandes de la forma convexa del Llullaillaco mismo. Sus partes inexistente. La formaci ón periglacial de grandes altitudes a veces ya se deben al cubri- vertientes rectil íneas iba desarroll ándose a trav és miento con volcanitas m ás j óvenes provenientes del pleistoceno entero con sus oscilaciones clim á-

FIGURA 12

VERTIENTES RECTILINEAS EN EL CERRO IRIS 88 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT ticas. Se puede suponer que el desarrollo de las nicies y de valles, tal como aquellos documenta- vertientes rectil íneas sigue funcionando a ún en dos por Herve (1987), Abele (1989) y Fischer tiempos recientes. Los valles en el área de las (1991), porque se desconoce la superficie de los andesitas pliocenas presentan en su mayor ía un escombros de erosi ón de las andesitas pliocenas relleno que consiste en escombros de erosi ón en el área del Llullaillaco. Durante las fases h ú- cuaternaria procedentes de estas volcanitas. Cuan- medas del pleistoceno se produjo un aumento en do se produce el disectamiento hasta volcanitas la erosi ón fluvial, dado que los sedimentos de los más j óvenes en una cuenca fluvial, se genera el valles son muy j óvenes y en la reconstrucci ón de intercalamiento y la mezcla de estos productos de valles de forma de V hay que suponer espesores la erosi ón (curso superior de la Quebrada de las de sedimentos de varias decenas de metros. Los Zorritas a los 4.800 m. de altitud). La edificaci ón per íodos h úmedos mencionados pueden deberse de la forma convexa del Llullaillaco mismo co- tanto a una mayor incidencia de corrientes de aire mienza con la producci ón de cuarzo-biotita-dacitas tropical monz ónico desde el durante los plioceno-pleistocenas, cuya distribuci ón se repre- per íodos c álidos, como a una mayor frecuencia senta en el mapa geol ógico del Llullaillaco (figu- de corrientes ciclonales durante los per íodos fr íos. ra 3; masas deslizadas m ás j óvenes y el retoca- En la reconstrucci ón de las glaciaciones pasa- miento periglacial no son consideradas). Un cr á- das, los autores siempre se refieren a la extensi ón ter en el área del plateau occidental a unos 6.100 máxima de la última glaciaci ón (Stingl y Garleff m. de altitud se puede relacionar claramente a una 1985, Garleff y Stingl 1985, Heine 1985, Kessler fase de producci ón. Las cuarzo-biotita-dacitas se 1985, Kuhle 1985, Garleff et al. 1991, Graf 1991, acumularon sobre las andesitas pliocenas. No se Grosjean, Messerli y Schreier 1991 y Messerli et pueden dar indicaciones fiables del espesor de las al. 1992). S ólo para la cordillera oriental - cuarzo-biotita-dacitas j óvenes, porque no se co- na existen conocimientos m ás detallados de va- noce la altitud de las andesitas del área de la cum- rias extensiones m áximas de las glaciaciones y bre principal. sus fases de retroceso (Jordan 1985, Rafiqpoor El plateau, constituido por las cuarzo-biotita- 1994). Las informaciones muy escasas sobre el dacitas plioceno-pleistocenas, comienza debajo de pleistoceno medio y antiguo en Atacama se ex- volcanitas m ás j óvenes a los 6.400 m. de altitud, plican por varias razones: y baja en el lado chileno de manera relativamente – Se debe haber tratado de una zona muy seca lenta hasta los 6.000 m., aproximadamente. (En durante todo el pleistoceno, donde los glaciares esas altitudes est á completamente cubierto el lado –si existentes – se caracterizaban por tasas de argentino de volcanitas m ás j óvenes.) Las formas exaraci ón relativamente bajas. de mesorrelieve se caracterizan, en t érminos ge- – Las escasas formas glaciales desarrolladas, fue- nerales, por ser muy llanos y extensos. Con los ron casi completamente destruidas durante los procesos aplanadores del relieve est án correlacio- interglaciales producto de los intensivos pro- nados los sedimentos de los piedemontes del área cesos periglaciales. chilena en el noroeste y oeste de la cumbre prin- – Las pendientes en el área de los volcanes son, cipal, los cuales se representan en figura 3 como en gran parte, bastante fuertes, aumentando la escombros de erosi ón cuaternarios. Las l íneas de intensidad de los procesos periglaciales, fluvia- cresta de los piedemontes retocados por la les y gravitativos. denudaci ón y, en una fase de formaci ón del relie- – Un gran n úmero de volcanes estaba activo du- ve m ás joven, por la acci ón fluvial, fueron carto- rante el pleistoceno entero, retocando todas las grafiados como morrenas por Grosjean, Messerli formas m ás antiguas. y Schreier (1991). Ello llev ó a la proposici ón err ó- Lo que se puede adscribir al altiglacial y tardi- nea de una glaciaci ón masiva de la cumbre prin- glacial, son los fondos anchos en el sentido de cipal en tres fases, de la cual no existe evidencia Lehmkuhl (1991/1992) en el lado noroccidental clara. El car ácter planar s ólo puede haberse desa- chileno (v éase figura 13). Seg ún Lehmkuhl, el rrollado en el plioceno superior y pleistoceno an- desarrollo de fondos anchos est á vinculado a tiguo, ya que la edificaci ón de las altitudes supe- glaciares del tipo fr ío- árido. En el Llullaillaco hay riores a los 6.000 m. se produjo lo m ás pronto en que suponer m ás bien campos de nieve en el área el plioceno, y los piedemontes que alcanzan los de acumulaci ón, porque la forma de vertiente con- 4.800 a 5.000 m., est án formados en su capa su- vexa no fue exarada. En la zona de ablaci ón se perior de escombros de erosi ón de las cuarzo- produjeron bajas intensidades de exaraci ón, pro- biotita-dacitas. Queda abierto hasta qu é punto se duci éndose una tendencia a la formaci ón glacial, reactivaron antiguos sistemas de formaci ón de pla- lo cual puede indicar el l ímite inferior de la zona MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 89

FIGURA 13

FONDOS ANCHOS DE LA VERTIENTE NOROCCIDENTAL DEL LLULLAILLACO

perg élide durante el altiglacial. La l ínea de nev é la misma altitud, a los 5.100 m. Las masas de tambi én s ólo es reconocible en la vertiente noroc- lava de Llullaillaco II se derramaron sobre el fon- cidental. Se encontraba entre los 5.600 y 5.700 m. do ancho septentrional y, por lo tanto, son m ás de altitud. Todos los fondos anchos terminan en jóvenes. El calor geot érmico producido durante 90 H. SCHR ÖDER, D. SCHMIDT

FIGURA 14

CROQUIS DE LAS MASAS DESLIZADAS PARECIDAS A UNA CORRIENTE DE BARRO; LADO CHILENO DEL COLLADO MERIDIONAL DEL LLULLAILLACO

esa erupci ón puede ser la causa del derretimiento 41.000 ±1.000 a ños es relevante desde el punto de repentino de las masas de hielo. Tanto los sedi- vista morfogen ético, porque este per íodo no ha mentos de los valles como las formas glaciflu- sido suficiente para un desarrollo incipiente de una viales en las partes inferiores de los fondos an- vertiente rectil ínea. chos, las cuales constituyen una transici ón hacia En el área argentina entera y en el sudoeste en los valles, indican tal derretimiento repentino. el lado chileno no es cartografiable ninguna evi- Se determin ó la edad de las magmatitas de dencia de glaciares del per íodo altiglacial. Gros- Llullaillaco I a 41.000 ±1.000 a ños y la de jean, Messerli y Schreier (1991) y Messerli et al. Llullaillaco II a 5.600 ±250 a ños, an álisis efectua- (1992) registraron morrenas d ébiles a los 4.900 do en la Universidad de Amsterdam a trav és del m., 5.100 m. y 5.500 m. de altitud. Sin embargo, helio cosmog énico 4. Debido a la altitud de los lu- una cartograf ía m ás exacta y el an álisis de los gares de muestreo de m ás de 5.000 m. de altitud, sedimentos y de la morfograf ía revelaron que se existe una alta fiabilidad del m étodo. Se pueden trata de masas deslizadas parecidas a una corrien- excluir influencias vegetales y glaciales. Adem ás te de barro (figura 14), las cuales se presentan en hay condiciones óptimas respecto de la exposi- todas partes donde no hay fondos anchos. ci ón y el clima. La edad de Llullaillaco I de En consecuencia, parece evidente que el calen- tamiento geot érmico durante el derrame de las lavas de Llullaillaco II hace 5.600 ±250 a ños en el 4 Se agradecen las dataciones al Dr. Tibor J. D UNAI , de la Facultad de Ciencias de la Tierra de la Universidad de área de los fondos anchos era menor, por lo cual Amsterdam. no se produjeron deslizamientos parecidos a co- MORFOLOGIA CLIMATICA Y MORFOGENESIS DEL VOLCAN LLULLAILLACO … 91 rrientes de barro al descongelarse permafrost y GRAF, K. (1991): Ein Modell zur eiszeitlichen und heutigen nev é. Ello, s í, ocurri ó en las dem ás partes del Vergletscherung in der bolivianischen Westkordillere. Bamberger Geogr. Schriften, 11: 139-154. Llullaillaco, destruyendo as í las formas glaciales GROSJEAN, M., MESSERLI, B. y H. SCHREIER (1991): antes existentes. Las masas deslizadas son m ás Seenhochst ände, Bodenbildung und Vergletscherung jóvenes que Llullaillaco I, ya que en el sector Este im Altiplano Nordchiles: Ein interdisziplin ärer se encuentran se encuentran acumuladas por en- Beitrag zur Klimageschichte der Atacama. Erste cima de esas masas de lava. Resultate. Bamberger Geogr. Schrifte, 11: 55-108. ± HEINE, K. 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