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Limitaciones conceptuales del modelo clásico de S.D.C. Alternancia lótico-lenítica por causas naturales. Estudio de caso: la cuenca del río Santa Cruz.
Roberto Hilson Foot

La cuenca del río Santa Cruz es un caso natural de alternancia lótico-lenítico que muestra la insuficiencia del modelo S.D.C.

 

Investigación y trabajo de campo:

Expedición Costera (1980-81)

Roberto Hilson Foot

 

Expedición P.Coig-P.Santa Cruz (Enero 1992)

Carlos Pensalor

Roberto Hilson Foot

 

Expedición Rio Santa Cruz – Lago Argentino Glaciar Moreno(Enero 1992)

Roberto Hilson Foot

 

Expedición Costera P.Coig-P. Santa Cruz (Enero 2004)

Daniel Bruno

Pía Simonetti

Sebastián Bradley

Juan Manuel Botello

Tomás Bradley

Roberto Hilson Foot

Ignacio Amalvy Degreef

 

Expedición a Sierra de los Baguales

Jeremías Trabaglini

Matías Nieto

Gonzalo Molinari

Roberto Hilson Foot

 

Fotografías:

Daniel E. Magaldi (2008)

 

Agradecimientos:

A los miembros de la cátedra de Hidrología Continental-UBA. A María Bethania Dealbera por su colaboración..

 

Bibliografía

 

 

 

I
Introducción. Limitaciones conceptuales del modelo S.D.C.

 

Luego del desarrollo y consenso en Hidrología en torno al modelo R.C.C. o sea River Continuum Concept para explicar los cambios en las variables físico-químicas y los ajustes biológicos a lo largo de un curso de agua dentro de una cuenca, gestando un orden lótico creciente, comenzaron a aparecer sobre todo en la década de 1980`s algunos cuestionamientos a ese paradigma como los presentados por el modelo espiralado de nutrientes de Elwood (1982) o el S.D.C. modelo de discontinuidad seriada de Ward y Stanford. En este trabajo pretendemos establecer una limitación o insuficiencia conceptual justamente del modelo de Ward y Stanford, señalando que la alternancia lótico-lenítico señalada por estos autores no se circunscribe a los efectos de la acción antrópica. Es posible establecer y para ello presentamos el caso de la cuenca del Río Santa Cruz-Argentina, una alternancia de origen natural entre lo lótico y lo lenítico a largo de una cuenca.

 

En el caso de la cuenca mencionada téngase en cuenta que podemos rastrear una secuencia de alternancias iniciando luego de la zona de hielo o de nieve una serie de cursos de agua (ritrones y potamones) lóticos que tributan y alimentan al Lago del Desierto o sea un ambiente lenítico. A su vez este lago drena hacia el Río de las Vueltas o sea las aguas vuelven a una dinámica lótica dentro de la misma cuenca pero por efectos naturales. Este río desagua en el lago Viedma por lo que nuevamente ingresan en una condición lenítica. Luego el Lago Viedma es naciente del río La leona o sea una vez más una dinámica lótica, que fluye y desemboca en el Lago Argentino o sea otra alternancia natural del sistema. Posteriormente las aguas en su camino al Océano Atlántico vuelven a ingresar en una dimensión lótica pues escurren por el cauce del Río Santa Cruz hasta su zona estuarial y al océano. Por este motivo consideramos que el modelo presentado por Ward y Stanford posee una grave limitación conceptual pues no da cuenta de que la alteración o alternancia lótico-lenítico puede ser de origen natural y no necesariamente vinculado con la acción antrópica. Esta conclusión es de capital importancia a la hora de evaluar las objeciones a las represas en el río Santa Cruz.

 

II
Definición de Lótico

 

La clasificación de un ecosistema como lótico refiere a arroyos, ríos, vertientes en los que interactúan componentes abióticos o sea físicos y químicos y bióticos o sea microorganismos, plantas y animales. El adjetivo lótico se refiere al agua fluvial, del Latín lotus, participio pasado de lavere, o sea lavar. Las aguas lóticas pueden tener diversas formas, desde un pequeño arroyo con unos cuantos centímetros de profundidad a los grandes ríos con un cauce de varios kilómetros de ancho. El concepto de lótico abarca tanto a los ritrones palabra del alemán rhithron  que significaba correntoso hasta los potamones palabra de origen griego ποταμόϛ que refiere a ríos. A pesar de tales diferencias, las siguientes características comunes hacen de la ecología de las corrientes de agua un hábitat único, distinto de otros hábitats acuáticos:

 

– El flujo es unidireccional.

– Las aguas a lo largo del flujo de la cuenca presentan cambios físicos y químicos.
 
– En ese fluir de la cuenca se registra una considerable heterogeneidad temporal y espacial a diversas escalas de análisis.

– La diversidad en la biota está adaptada para vivir en las dispares condiciones fluviales. 

 

Los sistemas lóticos son por lo tanto ecosistemas de aguas fluyentes y están principalmente representados como decíamos por ríos y arroyos. El origen de las agua puede deberse a descargas desde los lagos y estanques, o generados desde pantanos o humedales, por escurrimiento de las aguas producto del deshielo, a lo que debemos agregar que puede fluir a partir de manantiales o sea desde aguas subterráneas (acuíferos).

Leonardo de Vinci (1452-1520) fue uno de los primeros estudiosos del agua con la clara intención de poder conocer para controlar los ríos y aprovecharlos por medio de canales de drenajes para por ejemplo desecar zonas bajas y mejorar el riego de zonas cultivables. Hizo diversos experimentos para observar como se comporta el agua ante los obstáculos, como se forman los remolinos llamados también vórtices. Algunos de estos trabajos los expone por ejemplo en textos fechados en 1513 en el que ejercita su lema de saper vedere o sea una visión directa de la realidad en la que la naturaleza merecía ser observada por sí misma y despojada de necesidades simbólicas propias de la mirada medieval. Leonardo le presto especial dedicación a los desbordes de los ríos, por  ejemplo el caso del Río Arno en Florencia, detectando la fuerza erosiva de los mismos. Entendía que la proporción de lo que observaba se halla no solo en las medidas y los números sino también en los sonidos, pesos, tiempos, lugares y toda forma de energía, un indicio claro de su mentalidad moderna. Era necesaria la “raggione” o sea lo intrínseco propio de una razón formativa interior y la “sperienza” o sea la concreción visible o lo que llamaríamos la experiencia. Había observado que el agua corroe o sea erosiona las montañas y llena los valles y si el agua fluyente pudiera, transformaría en su opinión, toda la Tierra en una esfera perfecta. En el Códice de Leicester de 36 folios fechado en 1504-1506, hay una verdadera fenomenología del agua con la idea siempre latente de poder establecer en los temas que observa una correlación entre el micro y el macrocosmos. Leonardo deseaba entender la naturaleza pero despojada de la carga negativa medieval, para imitarla procurando replicar los actos generativos. Entender como se comporta el agua le permitía planear canales, desecamientos de pantanos, alterar el curso de un río pero utilizando una imitación creativa. Es probablemente uno de los primeros formuladores del principio de la continuidad del flujo del agua que establece una relación entre la velocidad y las dimensiones de la sección del canal estableciendo que la misma una constante. Frente a cada una de sus observaciones o hipótesis entendía que discutir apelando al principio de la autoridad no era emplear la inteligencia sino apenas la memoria erudita. Por el contrario él proponía  utilizar la experiencia o sea la observación acompañada de una narración gráfica aunque no matemática, característica que lo diferenciaría de la física moderna, convirtiéndose en uno de los primeros hombres del renacimiento en observar e identificar algunas de las características más distintivas del flujo del agua que denominamos actualmente como lótico y que podemos en general nombrar como modelo de continuidad.

 

III
Definición de Léntico o Lenítico

 

Los ambientes lénticos o leníticos son cuerpos de agua cerrados que permanecen en un mismo lugar sin correr ni fluir. Comprenden todas las aguas interiores que no presentan corriente continua; es decir, aguas estancadas sin ningún flujo de corriente, o una corriente mínima como los lagos, las lagunas, los esteros y los pantanos. Estos ambientes cambian con el tiempo, disminuyendo su profundidad, aumentan con frecuencia su vegetación, pueden enfrentar condiciones de colmatación hasta la desaparición total del cuerpo de agua. Un sistema lenítico incluye elementos bióticos o sea vivientes como plantas, microorganismos, animales y elementos abióticos o sea no vivientes que generan interacciones físicas o químicas.

 

El concepto de lenítico refiere a cuerpos de agua estacionarios por medio de una palabra derivada del latín lentus. Los cuerpos de agua leníticos pueden ser desde pequeñas lagunas hasta inmensos humedales y lagos. Pueden ser efímeros pozones generadas por lluvias hasta lagos como el Baikal con una profundidad de 1740m. Pueden tener un origen natural como erupciones volcánicas, calderas o cráteres con lagos o por la erosión y derretimiento de glaciares o zonas de poca pendiente que se transforman en humedales etc. También es posible encontrar cuerpos de agua leníticos producto de la acción antrópica por ejemplo al construir una represa.

 

Luego de los aportes de Leonardo Da Vinci para la comprensión de los efectos hidrodinámicos no podemos olvidar los estudios de Benedetto Castelli (1577-1644) autor de “Della misura delle´acque correnti” en el cual aporta mediciones sobre escorrentía contribuyendo a consolidar el principio de continuidad. Posteriormente Doménico Guglielmini (1655-1710)  publico la obra “Della natura de´ fiumi” en la cual expone la correlación entre pendiente y velocidad del agua y acción erosiva y como se llega al orden lénticos cuando se agota la capacidad del sistema de brindar una pendiente que pueda ser sobrellevada por el flujo del agua.

 

IV
Modelo de discontinuidad seriada (S.D.C.)

 

Establecido el sentido de lo lenítico y lo lótico repasemos ahora con más detalle el paradigma o modelo de discontinuidad seriada que fue desarrollado como una construcción teórica capaz de dar cuenta de las disrupciones longitudinales de las cuencas que presentaban ambientes lénticos o leníticos por acción antrópica. La presencia de represas  de acuerdo con el modelo SDC genera alteraciones en los patrones bióticos y abióticos que vulneran el principio de la continuidad. La formulación original del modelo SDC no contemplaba sin embargo la interacción con la planicie de inundación limitación conceptual que ha sido paulatinamente subsanada al profundizarse los estudios sobre las interdependencias entre los potamones y las planicies de inundación junto a la consideración hacia la irrupción de condiciones leníticas por acción antrópica. Ahora entendemos que la influencia entre el cauce principal y las llanuras de inundación aledañas son indispensables para una comprensión holística del ecosistema.

 

El modelo de discontinuidad seriada fue propuesto por James Ward y Jack Stanford en 1983 explicando que si se bloquea el curso de un río por la acción antrópica asociada a la construcción de un dique que obstaculiza el flujo del río se podrán mensurar alteraciones a los patrones físicos químicos y biológicos propuestos por el R.C.C. Las represas desconectan secciones del río generando como lo dice el nombre del modelo discontinuidades, deteriorando la posibilidad conceptual de un continum entre el río arriba y el  río debajo del obstáculo en la evolución de los parámetros. Junto a esta contribución del modelo S.D.C. se comenzó a incorporar el estudio de los pulsos de inundación asumiendo que todo río presenta variaciones significativas en su caudal por lo que no puede ser conceptualmente una variable estable e independiente. En 1989 Wolfgang Junk, Peter Bayley y Richard Sparks gestaron el F.P.C. Flood Pulse Concept enfatizando la importancia de las planicies de inundación en la ponderación de cargas sedimentarias, condiciones bióticas y parámetros físico-químicos del curso de agua. Es una mirada que se vuelca a la conectividad lateral en consideraciones temporales discretas.

 

El modelo S.D.C. introdujo en principio el estudio del efecto de la construcción de embalses que generan una alternancia de ambientes lóticos y léntico. Sin embargo nos parece un desafío conceptual interesante el considerar si en condiciones naturales no puede haber también una aplicación del modelo de discontinuidad. La cuenca del río Santa Cruz presenta un caso excepcional de cinco niveles de alternancias naturales que pueden ser estudiadas desde el modelo S.D.C. por lo que entendemos que el modelo tiene un visión insuficiente de lo que puede pasar en condiciones naturales con las variaciones en los parámetros físicos, químicos y bioticos de una cuenca.

 

V
Antecedentes de exploración y estudio de la cuenca del río Santa Cruz.

 

El Río Santa Cruz fue incorporado a la historia de la conquista de América en el crudo invierno de 1520 por la expedición comandada por Fernando de Magallanes. Fue el primer río bautizado en el extenso litoral patagónico, comenzando a figurar tempranamente en la cartografía europea del siglo XVI y XVII. Sin embargo persistió por siglos la incertidumbre acerca de sus nacientes y aún en 1749 en el mapa de Vaugondy se puede leer “R. S. Croix”, sin el dibujo de sus nacientes. Había sido Antonio Pigafetta (1491-1534) el primero en hacer un croquis muy rústico del estuario del río Santa Cruz, con muy escasa toponimia. Durante el transcurso de esa expedición en 1520, los españoles pierden la nave Santiago, la cual al mando del Capitán Serrano había descubierto el río, pero a los pocos días la nave es empujada por las tormentas contra la costa estrellándose en una zona acantilada al sur de la desembocadura del río. Debido a este naufragio y las frecuentes tormentas la zona tuvo durante siglos muy mala fama, como un lugar en extremo peligroso. Le corresponde al célebre explorador y cazador de focas James Weddell (1787-1834) el haber hecho los primeros elogios sobre el estuario, como puerto de recalada y lugar de abastecimiento de agua, leña y pesca. Luis Vernet (1791-1871) visitó la zona como parte de un extenso viaje que incluyó el Cabo de Hornos, la Isla de los Estados, Tierra del Fuego y las Islas Malvinas, recomendado al gobierno argentino al río Santa Cruz como puerto adecuado para una colonia. El capitán inglés Pringle Stokes (1793-1828) en Enero de 1828, exploró 45 Km. de la zona estuarial del río, no habiendo podido remontar su curso mas allá de la Isla Pavón por no contar con embarcaciones adecuadas para sortear la fuerte correntada. El Capitán Robert Fitzroy (1805-1865) que había reemplazado a Stokes en el comando de la nave Beagle, decidió en una segunda expedición explorar todo el curso del río en busca de las esquivas nacientes. La comisión del capitán de fragata Robert FitzRoy durante la primera expedición había concluido el 19 de marzo de 1831. El jefe de esa expedición el Capitán King, elogió el desempeño de Robert FitzRoy, lo cual lo ayudó a la hora de ser el responsable de la organización de la segunda expedición.

 

Esta segunda expedición hidrográfica se hizo a la mar desde Inglaterra el 27 de diciembre de 1831. Una vez arribados a la desembocadura del Río Santa Cruz, en Abril de 1834 dispone el capitán de 25 hombres de la tripulación del Beagle, embarcados en tres balleneras, con provisiones para tres semanas con la finalidad de remontar el río buscando sus nacientes. El primer día avanzan rápido en la zona estuarial llegando a donde no se deja sentir la marea. Miden un ancho variable de 300-400m y unos 3m de profundidad del río. Charles Darwin (1809-1882) miembro de esa expedición deja constancia al igual que Fitz Roy de la velocidad de la corriente de 4 a 6 nudos por hora, describiendo al agua del río como de color azul con tintes lechosos, fluyendo sobre un lecho de canto rodado. El ancho del valle lo registran como variable de 5 a 10 millas. Los expedicionarios del Beagle luego de más de dos semanas de luchar contra la corriente y sirgando los botes, ya con muy pocas provisiones deciden detener su avance el 4 de mayo de 1834. Emprenden el regreso a partir del 5 de mayo y navegando río abajo para el 8 de mayo habían desandado todo el camino no habiendo logrado el objetivo de llegar a las nacientes del río. La corriente a medida que habían remontado el río se había incrementado hasta 6-7 nudos. En las anotaciones del 22 de abril de 1834 Darwin se refiere al describir el valle que van remontado, a la maldición de la esterilidad que padece la región (no que sea una tierra maldita) lo cual no siempre ha sido bien traducido. En realidad habían llegado a poca distancia del lago, pasando el lugar conocido como Cóndor Cliff, por lo que debían estar a tres días aproximadamente de las nacientes al momento de emprender el regreso.

 

Recién en 1867 el Capitán H. Gardiner, con el apoyo del capitán Luis Piedrabuena (1833-1883) logra lo que se les había escapado a Darwin y Fitz Roy, alcanzando las nacientes del río. Luis Piedrabuena no participa de la expedición aunque si la promueve, por lo que le corresponde a Gardiner el mérito de haber liderado la primera expedición de hombres blancos en recorrer todo el río. A mediados de 1867 y contando con el apoyo del Cacique Casimiro parten desde la Isla Pavón: J. Mc Dugall, Peterson, J. Hansen y H. Gardiner, tardando 18 días para llegar al lago.

 

Unos pocos años después le corresponde el honor al subteniente Valentín Feilberg (1852-1913) con apenas 21 años, de ser el líder de la segunda expedición que alcanza las nacientes del río Santa Cruz.

 

Busto de Valentín Feilberg, Museo Naval de Tigre.

 

V. Feilberg arribó al estuario del río Santa Cruz en la goleta Chubut, al mando del Tnte. Cnl. G. Lawrence y junto con cuatro hombres logra su objetivo de descubrir las nacientes del río. Había sido nombrado el 14 de julio de 1873 como subteniente de marina y con ese grado emprende la difícil misión. Sirgan un pequeño chinchorro de la goleta Chubut partiendo el 6 de noviembre de 1873 y llegando al lago el 26 de noviembre de ese mismo año, no logrando sin embargo navegarlo.

 


Retrato de Valentín Feilberg, Museo Naval de Tigre.

El mérito de imponer la toponimia y de lograr la primera navegación del lago Argentino le corresponde a Francisco Pascasio Moreno (1852-1911) quién en el verano de 1876/77 emprende su expedición. El 14 de febrero de 1877, Moreno junto a los pocos hombres que lo acompañaban, siguiendo los pasos de la expedición de 1873 comandada por el subteniente Valentín Feilberg llegan al Lago Argentino, coronando con éxito una agotadora expedición de un mes, guiados por el propósito de resolver definitivamente el problema de las nacientes del Río Santa Cruz. Es al día siguiente, el 15 de febrero de 1877 que Moreno dará nombre al gran lago, dice textualmente en su obra “Viaje a la Patagonia Austral”: “¡Mar interno hijo del manto patrio que cubre la cordillera en la inmensa soledad, la naturaleza que lo hizo no le dio nombre; la voluntad humana desde hoy te llamará Lago Argentino!” A casi 100 Km. al Oeste de la naciente de Río Santa Cruz, se encuentra el glaciar que llevará con el tiempo el nombre de este esforzado investigador y expedicionario, quien fuera el primer blanco en navegar las aguas del mayor lago de nuestro país. La denominación de Moreno para referirse al glaciar se utilizó a partir del relevamiento hidrográfico de 1899 a cargo del Teniente de Fragata Alfredo Iglesias. En el informe que presentó en 1901 hablaba del “Lago Argentino” y del “Glaciar Perito Moreno”. Es interesante hacer notar que por la misma época el alemán R. Hauthal (1854-1928) adscripto a la Comisión Argentina de Límites, estudió la zona y denominó al glaciar en cuestión Bismarck Gletscher, nombre que aún puede leerse en viejos mapas alemanes. Con el tiempo, sin embargo predominó la denominación local.

 

Luego de la etapa de descubrimiento a lo largo del siglo XIX, las autoridades del estado deciden tratar de tomar los primeros datos del río. El primer estudio hidrográfico del río Santa Cruz es ordenado por decreto del 5 de octubre de 1899 para realizar una exploración y relevamiento del río. El informe fue presentado en 1901 bajo autoría del teniente de fragata Alfredo R. Iglesias en base a la campaña de relevamiento realizada en el verano de 1899-1900 por el teniente de fragata Pedro Padilla, el alférez de navío Manuel J. Duarte, el alférez de navío Jorge Yalour y el teniente de fragata el alférez Fliess. El ministerio de agricultura envía también al Dr. Felipe Silvestrini. Soportaron un verano particularmente ventoso y tormentoso. Puntualizaron correctamente que las mareas afectaban hasta la zona de la Isla Pavón, pero consignando que registraron un notable retraso con respecto a la oscilación marina. Midieron una longitud total de 349.916,60m una cifra un poco inferior a la aceptada hoy en día. Consignan solo un afluente, el Arroyo Bote, ignorando los que tributan de la margen izquierda del río. Con respecto al nivel del lago Argentino toman un valor hoy considerado como excesivo de 204m.s.n.m. localizando tanto la naciente del Santa Cruz como la desembocadura del Río Leona separados por apenas 3 millas. Miden como velocidad máxima los 5 ½ millas por hora, midiendo en la naciente una gran profundidad de 12.8m con un lecho arenoso, calculando el desnivel del río como de 0.58m por Km. Con respecto al clima destacan en el informe de 1901 los fuertes vientos que les impide a veces mantenerse en pie, soplando del cuadrante Oeste. Al medir la temperatura del aire obtuvieron máximas de 28° C para diciembre, 29° C para enero, 29° C para febrero y 24° C para el mes de marzo, con mínimas de 5°, 0°, 0°, 3° C para los respectivos meses. Fue sin duda un verano especialmente tormentoso pues midieron 101mm de precipitaciones para Diciembre, 3mm para Enero, 100mm para Febrero y nada menos que 129mm para el mes de Marzo, con un total de 323mm en 4 meses lo cual es insólitamente alto considerando que la isoyeta que atraviesa la zona es de 250/200mm. Al medir la temperatura del agua encontraron pequeñas variaciones con 12° C para diciembre, 9,9° C para enero, 10,3° C para febrero y 9,2° C para marzo. Gracias a que en 1955-56 la empresa del estado “Agua y Energía Eléctrica” dispuso la habilitación de estaciones de aforo en Paso de la Leona sobre el río La Leona y Charles Fuhr sobre el río Santa Cruz, además de algunas estaciones meteorológicas en la zona, es posible contar con mas datos y establecer tendencias mas confiables, a pesar de la discontinuidad en la obtención de la información.

 

VI
Descripción de la cuenca del río Santa Cruz como alternancia natural de Lótico y Lenítico

 

La cuenca del río Santa Cruz está afectada por vientos húmedos provenientes del Pacífico y por la circulación del aire polar desde el sur. Presenta un gradiente térmico en sentido este-oeste y se distinguen dos tipos climáticos diferentes bien desarrollados. El clima frío húmedo cordillerano se desarrolla en la región andina, en donde los vientos provenientes del Pacífico son obligados a ascender y descargan su humedad en forma de nieve o lluvia sobre las laderas occidentales. Sobre las altas cumbres y asociado a la formación del campo de hielo continental y a los glaciares de montaña aparece el frío nival. En el lago Argentino se ha registrado una temperatura media de 12,7º C para el mes de Enero y de 1,2º C en Julio. Este lago modera las temperaturas extremas en el área; la máxima absoluta registrada fue de 28,4º C y la mínima de –10º C. Las precipitaciones oscilan entre los 900 mm anuales sobre la cordillera andina (aunque existen registros anuales que superan los 2.000 mm en algunos sectores) y los 500 mm en la región de piedemonte. Durante el verano es mayor la frecuencia e intensidad de los vientos. A menos de 60 km hacia el este, en plena meseta patagónica, se halla el clima templado frío pero árido. Las precipitaciones en esta zona no alcanzan los 250 mm anuales y los vientos del oeste son fríos y desecantes con ráfagas que superan los 50 km/h. Los ingresos de aire polar provocan bruscas caídas de la temperatura, las cuales son moderadas en el área costera de la cuenca por la influencia marítima. Aún aquí en la zona estuarial, la temperatura media del mes de Enero no alcanza los 15º C. Al oeste, la vegetación corresponde al tipo de bosques andino patagónicos, distrito magallánico, con dominancia del género Nothofagus. Se desarrolla desde el borde de los lagos hasta una altura promedio de 1.100 m. Predominan la lenga, el ñire, el guindo y arbustos como el notro y el calafate que presentan coloridas flores. Por encima de este bosque se halla la estepa alto andina, con pajonales de Stipa y Festuca. Hacia el este, se despliega la meseta patagónica con desarrollo  estepario con predominio de un tapiz graminoso con presencia de coirón, festuca y arbustos como el neneo. El Parque Nacional los Glaciares se ubica al interior de la cuenca activa del río Santa Cruz. Este parque fue creado en el año 1937 para preservar un área de hielos continentales y glaciares. Su superficie es de 600.000 ha, de las cuales 260.000 ha corresponden a los campos de hielo, 90.000 ha están ocupadas por lagos y 79.000 ha están cubiertas por bosques. En el año 1981, fue declarado  Patrimonio Mundial por la UNESCO debido al interés glaciológico y geomorfológico que posee, a su impresionante belleza y a la presencia de fauna en peligro de extinción.

 

Según el Censo Nacional de Población, Hogares y Viviendas del año 2001, el departamento de Lago Argentino tiene 7.500 habitantes y presenta un crecimiento relativo de 90,4 % respecto al año 1991. En el departamento de Corpen Aike se registraron 7.942 habitantes y un crecimiento relativo de 12,7 % en el mismo período. Entre los principales centros urbanos al interior de la cuenca, se distingue la localidad turística de El Calafate, con 6.410 habitantes en 2001 (y un incremento absoluto de la población igual a 3.309 habitantes respecto al año 1991) y para el censo 2010 se registraban 16.655 habitantes. Otras localidades son Comandante Luis Piedrabuena (6.405 habitantes, censo 2010), Puerto de Santa Cruz (4.431 habitantes, censo 2010) y El Chaltén (1627 habitantes, censo 2010). Las principales actividades económicas son el turismo, la pesca deportiva de especies introducidas y la ganadería extensiva de ovinos.

 

La cuenca encuentra sus nacientes en el Campo de Hielo Patagónico Sur (CHPS) que configura un extenso conjunto de glaciares de valle que se extienden en el ámbito de los Andes Patagónicos a lo largo de 370 Km. de longitud, entre los 48º 17´ y 51º 35´ de latitud Sur, cubriendo aproximadamente 14.200 km2. Este campo presenta una dilatada extensión de hielo derivada de la transformación de la nieve precipitada y acumulada, que perdura en la cordillera Andina Patagónica desde el último avance glaciar que tuvo su clímax en esta región alrededor de los 24 a 18 ka A.P. Su persistencia temporal no se debe únicamente a la altura de la topografía andina y su localización austral, la que es más bien modesta, sino además a las condiciones meteorológicas particulares que existen en esta región, donde los vientos regulares provenientes del Oeste descargan la humedad recogida sobre el océano Pacifico en la cordillera patagónica. En estas masas de aire, al ascender por la vertiente andina Occidental, comienza la condensación de la humedad hasta que tiene lugar una intensa precipitación pluvial comparable a la que cae en los cinturones tropicales. La misma es de 4000 mm anuales en la zona sur del CHPS (Estación meteorológica de Bahía Félix), hasta alcanzar tasas máximas de 8000 mm anuales para la Meseta Central del CHPS, como indica el mapa de isolínea de la Dirección General de Aguas (1987) y confirman Escobar et al. (1992) a partir del balance hídrico que realizaron. Si se tiene en cuenta que en la zona del lago Argentino las precipitaciones varían desde 364 mm a 60 mm con una media de 200 mm anuales, se verifica la notable dispersión que tienen las mismas desde el margen andino occidental al oriental. Con un 90% de días del año con lluvia, el descenso de la temperatura por altura, latitud y condición estacional da lugar a precipitaciones níveas que se acumulan perennemente hasta transformarse en hielo, el que alimenta a los glaciares que descienden por la vertiente atlántica, hasta los lagos argentinos, y por la vertiente pacifica, hasta los glaciares y fiordos chilenos. Formando parte de este campo glaciario, existen en territorio argentino más de 55 lenguas de hielo bien definidas, a las que se suman un gran número de glaciares de circo que se encuentran desconectados del campo principal. Entre los primeros y más destacables se mencionan, desde el Sur hacia el Norte, los siguientes: Frías, Perito Moreno, De la Hondonada, Ameghino, De Mayo, Laguna Escondida, Aguilera, Occidental, Oriental, Norte del Cerro de Mayo, Este del Brazo de Mayo, Spegazzini, Peineta Norte, Peineta Sur, Del Totalizador, Onelli, Bolados, Agassiz Sudeste, Agassiz Este, Agassiz Norte, Upsala, Bertachi, Cono, Tosello, Murallón, Del Aterrizaje, Viedma, Río Túnel Superior, Río Túnel Inferior, Grande, Adela, Torre, Río Blanco, de los tres, Fitz Roy Este o Piedras Blancas, Fitz Roy Norte, Pollone, Marconi, Morro Alto, Gorra Blanca Sur, Gorra Blanca Norte, Gagliero Sur, Gagliero Este, Milodón Sur, Milodón Norte. El agua de ablación de estas masas de hielo es recepcionada por los lagos Argentino y Viedma y finalmente conducida al Océano Atlántico por el río Santa Cruz presentando la alternancia lenítica-lótica que venimos señalando.  De todos los glaciares que integran el CHPS, tres se destacan por su magnitud, disímil comportamiento y porque son los de mayor importancia en relación al aporte de agua a los lagos Viedma y Argentino y, por lo tanto, como reguladores de los caudales de los ríos La Leona y Santa Cruz. Ellos son el Moreno, el Upsala y el Viedma. Si bien los tres presentan sus frentes ingresando en las aguas de los lagos Argentino (glaciares Perito Moreno y Upsala) y Viedma (glaciar Viedma), sus dinámicas difieren notablemente y puede considerarse para dos de ellos (Moreno y Upsala), un ritmo de ablación muy distinto demostrando el dispar comportamiento que llegan a tener glaciares que pertenecen al mismo Campo de Hielo por causa que no necesariamente guardan directa relación con factores de índole climático.

 

Glaciar Moreno. Foto Roberto Hilson Foot

 

El Glaciar Moreno corre en una dirección predominante de Oeste a Este, a los 50° de latitud Sur. Es uno de los muchos glaciares que se desprenden de la enorme masa de hielo conocida como el Hielo Continental Patagónico Sur, (CHPS) denominado en inglés como el “Southern Patagonian Icefield”. El  glaciar Moreno, cuyo sector frontal llega hasta el canal de los témpanos del Lago Argentino se encuentra dentro del Parque Nacional Los Glaciares, parque creado en 1937 por la ley 13.895, a algo más de 300 Km. de Río Gallegos. Tal como adelantáramos el glaciar Moreno se encuentra en una zona de clima frío y húmedo y afectado sobre todo por el anticiclón del Pacífico Sur. Es una zona de grandes vientos, unas latitudes conocidas como los “Roaring Forties” (los cuarenta bramadores). En la Estación Meteorológica Lago Argentino el promedio anual de la velocidad del viento es de unos 15 Km. por hora, siendo más fuertes en primavera y verano con una velocidad promedio superior a los 20 km/h y más calmos en invierno con promedios de 10 a 15 km/h. Los vientos predominantes son desde el Oeste y del Sudoeste registrándose en invierno una importante contribución de vientos desde el Este. Haciendo un análisis histórico puede detectarse una tendencia sostenida hacia registros anemométricos menores. De acuerdo a los registros estadísticos en la década del 40 la media del viento fue de 17 km/h. En la siguiente década esa velocidad cayó a 15 km/h. Durante la década del 60 el promedio se mantuvo en torno a los 15 km/h para caer a 12 km/h en la década del 70. En los 80’s los valores medios se mantuvieron en torno a esta velocidad, casi 5 km/h menos que durante la década del 40. En la ladera oriental de los Andes las precipitaciones disminuyen con gran rapidez, considérese que la población de Calafate a menos de 100 km al Este de la cordillera recibe de 10 a 30 mm de precipitaciones por mes, con totales anuales en torno a los 200 a 250 mm. A diferencia de los registros de velocidad media del viento, en el caso de las precipitaciones, no ha podido detectarse un patrón de evolución, siendo las décadas del 60 y 70 algo más lluviosas que las del 40, 50 y 80. Tampoco es importante la variación estacional, siendo ligeramente más lluviosos el otoño y el invierno que el verano; no existe sin embargo una estación de lluvias. Con respecto a las temperaturas, los registros nos permiten estimar para la base del glaciar una media anual de 7° C. Las máximas medias del verano son de 16 a 18° C siendo las mínimas medias de invierno del orden de los -2° C. Se estima que la isoterma anual de los 0°, se sitúa por encima de los 800 ó 900 m, siendo en verano de unos 1500 m.s.n.m. algo importante si se considera que el Glaciar Moreno a diferencia que el Ameghino, y el Upsala tiene un amplio campo de acumulación por encima de los 1500 m. Finalmente quisiera consignar que la humedad relativa ambiente se ha mantenido en forma estable entre 55 y 60% como promedio anual a lo largo de los registros del Servicio Meteorológico Nacional. El Glaciar Moreno es a la luz de lo expuesto un glaciar de latitudes medias. Su longitud máxima es de unos 30 Km. Si se mide desde el Cerro Pietrobelli a 2950 m de altura hasta el frente del glaciar en el canal de los témpanos hay 23 Km. La superficie estimada del glaciar es de algo más de 230 km2. El ancho en su ramal Sur, entre el Co. Moreno y el Cordón Reichert es de unos 4 km. El frente del glaciar sobre el canal de los témpanos tiene una altura entre 50 y 70 m. La altura máxima de acumulación del glaciar esta entre los 2.500 y los casi 3.000 m. del Cerro Pietrobelli. Es muy importante destacar que la divisoria de agua del glaciar está en general a 2.000 m,  muy superior a los 1.350m del Glaciar Upsala en gran parte de su perímetro. Se estima que el E.L.A. (Equilibrium Line Altittude) es de 1.150 m sobre el nivel del mar. El glaciar es en general de un color blanco, con poca carga morrénica, a diferencia por ejemplo del Glaciar Ameghino o el Upsala. Presenta una gran cantidad de grietas, cuevas y seracs. El glaciar termina como dijimos en el Lago Argentino a 180 m sobre el nivel del mar. Una de las peculiaridades del Moreno, es que a diferencia de la enorme mayoría de los glaciares del mundo que retroceden, este se encuentra en un estado de equilibrio, con oscilaciones notables de la zona frontal. Un contraste impresionante se registra entre el Glaciar Moreno en equilibrio y el acelerado retroceso del Glaciar Upsala, situado 50 Km. al Norte.

 

Mapa IGN Glaciar Moreno

El Upsala es casi el doble de largo que el Moreno, alcanzando casi los 60 km; con un ancho de 5 a 7 km. Es materia de ardua controversia las razones del disímil patrón de evolución del ritmo de deshielo y contracción en superficie y volumen. Hay tres factores que quizás pueden contribuir a esta explicación. Primero: el hecho de que la zona de acumulación del Glaciar Upsala está en general a menores alturas que la zona del Moreno, que tiene una proporción mayor de su superficie por encima de los 2.000 m. Esto podría significar una mayor acumulación proporcional de precipitaciones y una menor pérdida de agua por evaporación ante temperaturas superiores a 0° C recordando que la isoterma de 0° C puede alcanzar los 1.500 m sobre el nivel del mar en el verano. Debe tenerse en cuenta que hacia el Norte, el glaciar alcanza alturas menores a 2.000 m y sólo hacia el Oeste del Upsala hay alturas por encima de los 2.500 m como el Cerro Bertacchi de 2.612 m, el Cerro Agassiz de 3.180 m, el Cerro Bertrand de 3.064 m. Pero esta zona alta es una parte proporcionalmente menor de la zona de acumulación del glaciar. Considérese que en la evolución de los últimos 20 años la zona hacia el Este del frente del glaciar Upsala alimentada predominantemente desde el Norte ha sido la de mayor retroceso. Contrastando con el más lento repliegue del frente Oeste. Segundo: El nivel de divisoria de pendientes es en general más bajo en el Upsala que en el Moreno acercándose a los niveles de ELA. La altura de división entre el Upsala y el Viedma es de 1.300 a 1.350 m. Considérese el contraste de esta cota con la división a 2.000-2.100 m. entre el Moreno y el Ameghino, los 2.500 a 2.700 m. de divisoria entre el Moreno y el Glaciar Grande hacia el Sur, o la altura del Cordón Petrobelli por encima de los 2.000 m. Tercero: la zona de acumulación es proporcionalmente mayor en el Moreno que en el Upsala. Tanto al total de la superficie como en relación con la superficie de ablación. En el caso del Glaciar Upsala con una superficie de ablación de 325 km2 que representa el 37% del total siendo por ende la superficie de acumulación del 63% del total. En el caso del Moreno con 70 km2 como área de ablación, que representa el 32% o 33% del total, como vemos un área proporcionalmente menor, lo que significaría un derretimiento proporcionalmente menor al del Upsala. Es de destacar que el 67% o 68% de la superficie del Moreno es superficie de acumulación. Estos tres factores, una proporción mayor del glaciar Moreno por encima de los 1.500 m. con más precipitaciones y menos evaporación, una divisoria de aguas en general más alta en el caso del Moreno, y un porcentual mayor de la superficie de Upsala, sujeta a la ablación podrían ser elementos a considerar en la explicación de por qué mientras el Upsala ha retrocedido aceleradamente, el Moreno se mantiene en equilibrio.

 

Cuando nos hemos referido al equilibrio en que se encuentra el Moreno, ello se refiere a la longitud, ancho y grosor del hielo del glaciar, por tanto es un equilibrio entre la acumulación y la ablación, pues bueno es recordar que un glaciar es una suerte de río de hielo en movimiento. El hielo del glaciar se mueve por la atracción gravitatoria desde las zonas más altas de acumulación hacia las zonas más bajas de ablación. Mientras el glaciar Upsala se ha movido a velocidades en torno a los 3 a 4 m por día en zonas cercanas a la morrena central, en el glaciar San Rafael se han medido desplazamientos de 200 m por año entre 1974 y 1986 y en el glaciar Tyndall se han registrado  movimientos de unos 85 m por año entre 1975 y 1985. Los registros para el Moreno dieron un promedio de 2 m por día en noviembre de 1992. En las zonas laterales afectadas por la fricción con los bordes del valle, la velocidad es de 0.3 a 0.5 m por día mientras que en la zona central, como dijimos, llegaba a máximos de 2 m por día. En la década del 50 Raffo-Colqui-Madejski midieron con resultados similares a los anteriores una velocidad de 1 a 2.5 m por día por la época de primavera y verano. Es de suponer que dicha velocidad sea menor en invierno. Estos avances del Moreno se vinculan con los eventos de desestabilización que se generan durante los endicamientos. El referido avance posibilita la colisión de su frente contra la península Magallanes, evento que bloquea en forma temporaria al brazo Rico. Esta obstrucción de duración breve, finalmente colapsa con gran espectacularidad dando lugar a un incremento en la altura del lago Argentino y un aumento de caudal en el río Santa Cruz. Estos avances responden a la característica de ser un glaciar de régimen templado o base húmeda que se desplaza por una combinación de movimientos en los que participan en primer término el resbalamiento basal, seguidos por el flujo plástico y el cizallamiento basal, este último especialmente en su sección terminal. El desplazamiento por resbalamiento basal es actualmente considerado el proceso de mayor importancia en el flujo del hielo del Moreno. El desplazamiento diferencial en el cuerpo del glaciar queda evidenciado por la presencia de un denso sistema de fracturas abiertas de tres tipos principales: transversales, oblicuas al eje mayor del glaciar y radiales. Las fracturas transversales son generadas por el escalonamiento que presenta el substrato rocoso sobre el que se traslada el glaciar  y se localizan especialmente en su sección intermedia, en parte en las inmediaciones de la línea de equilibrio. Las fracturas oblicuas, tienen lugar por la diferencia de velocidad que tiene la lengua de hielo entre la faja central que se desplaza a mayor velocidad (superior a los 2 m/día) y las fajas laterales que lo hacen a velocidades más lentas, por ejemplo a 0,30 m/día en margen derecha, situación que da lugar a esfuerzos tensionales que se resuelven con el patrón de fracturación y fallamiento oblicuo referido. Por su parte, las fracturas radiales se generan especialmente en la sección terminal de la lengua glaciaria por la expansión que se produce en esa zona cuando el frente del glaciar se expande parcialmente en dirección de los brazos Rico y de los Témpanos. Esta expansión probablemente tenga importancia en la pérdida de masa del glaciar ya que probablemente, al combinarse con las otras fracturas referidas, facilita el desprendimiento de témpanos en el frente del glaciar. La cubierta clástica corresponde a clastos angulosos de diversa granulometría que son transportados en la superficie del glaciar. El primer avance documentado previo al cierre del año 1917, fue detectado en el año 1900 cuando su frente se localizaba a 750 m de la península Magallanes. El siguiente cierre fehacientemente documentado, considerado como el segundo, tuvo lugar en 1934- 35, mientras que en 1939-1940 ocurrió el tercer evento, situación que ocasiono la inundación de terrenos adyacentes al brazo Rico al elevarse el nivel del agua en 11,5 metros anegando terrenos de pastoreo e instalaciones de las estancias del lugar. Ante un pedido de ayuda de parte de los superficiarios afectados, aviones de la Marina bombardearon el frente del glaciar con la intención de destruir el endicamiento sin lograrlo. El cuarto cierre ocurrió en 1941-1942, fue muy prolongado y estuvo acompañado de una de las mayores elevaciones del nivel del brazo Rico, el que de acuerdo a distintos autores oscilo entre los 14,90 y los 17 metros. En 1951-1952 se registró el quinto cierre importante que tuvo una duración de 221 días, mientras que en 1952-1953 un nuevo endicamiento elevo el nivel del lago un valor de 14,40 metros. El siguiente cierre tuvo lugar en el año 1956. Otros cierres destacables fueron registrados en 1972, 1975, 1977, 1980, 1984, 1988, 2004, 2006, 2008 y 2012. En el año 2013 ocurrió una nueva obstrucción de duración muy breve que no llego a fortalecerse. Si bien la línea de vegetación puede utilizarse como una marca del límite al que llegó el lago temporario sobre el brazo Rico, existen otras evidencias de mayor relevancia que son de tipo morfológico y sedimentario que señalan  posiciones más elevadas que las referidas por el límite de vegetación. Estos registros geológicos pueden ser observados a lo largo del perímetro del brazo Rico. Los mismos configuran cordones lacustres y depósitos de deltas, en algunos casos superpuestos y en otros casos segmentados, relacionados con los cursos tributarios que ingresan al mismo. Esta geoformas y acumulaciones fluvio lacustres son indicadoras que el nivel del lago alcanzó en algunas ocasiones alturas del orden de los 25 metros. El proceso de cierre tiene lugar cuando el frente del glaciar avanza hasta colisionar con el extremo oeste de la Península Magallanes. Debido a que la base del glaciar apoya sobre el substrato rocoso, el mismo se comporta como una represa y bloquea al brazo Rico. Este último recibe aportes de agua que provienen del glaciar Moreno, del Glaciar Frías y de cursos fluviales de importancia menor, los que dan lugar a la progresiva elevación del nivel del brazo endicado. La duración del bloqueo y por lo tanto la elevación del nivel del lago temporario, depende de cómo se resuelven las tensiones diferenciales que tienen lugar en el extremo del glaciar. Como resultado de la elevación del nivel del brazo Rico y la generación de esfuerzos diferenciales sobre la sección del cierre, se establece una vía de agua subglaciar que permite su progresivo pasaje hacia el canal de los Témpanos. A medida que la ablación progresa, se formaliza un túnel excavado en el hielo, cuyo techo finalmente colapsa. El túnel se encuentra parcialmente relleno de acumulaciones glacifluviales. A partir de los datos de los valores de ablación anual de 11.2 m ± 1 m  se calcula para toda el área de ablación del Moreno (75 km2) una magnitud de 0.59 km3/año. Este valor permite ponderar el elevado volumen de agua que alimenta a los ríos La Leona y Santa Cruz al considerar la ablación superficial para la totalidad de la superficie de los glaciares del CHPS con vertiente atlántica. El glaciar Moreno exporta 346 x 109 Kg. de hielo/año a lo largo de la totalidad de su frente, lo que equivale a 0,38 km3/ año. Considerando los tres frentes representativos de este glaciar, las velocidades de desprendimientos son de 670 m/año para el canal de los Témpanos, 509 m=año para la península Magallanes y 420 m=año para el brazo Rico. Todos estos valores son largamente superados para el frente del glaciar Upsala que tiene desprendimientos del tipo catastrófico. Teniendo en cuenta los valores de contribución de agua que proporciona el glaciar Moreno cuando se suman los relacionados con la ablación superficial (0,59 km3 /año) y la vinculada con la fusión de témpanos (0,4 km3 /año), la que es del orden de 1 km3 anual, se comprende la importancia que tienen estos dos procesos como factores de importancia sobresaliente en la regulación de los niveles de los lagos Viedma y Argentino y por lo tanto en la magnitud de los caudales de descarga de los ríos La Leona y Santa Cruz. Sobre todo cuando en este análisis se suman los vinculados a los glaciares Viedma y Upsala, especialmente este último ya que muestra una tasa de desprendimientos de témpanos superlativa.

 

El glaciar Upsala fluye desde el Campo de Hielo Patagónico Sur hasta el lago Argentino donde se encauza a lo largo de la cabecera del brazo Norte, también conocido como brazo Upsala  presentando una difluencia local que emite un lóbulo en el ámbito del lago Guillermo. En su sección distal, a diferencia del glaciar Moreno, presenta una condición de gran inestabilidad que permite suponer que la lengua principal encauzada en el canal Upsala está en flotación permanente o pasa por esta condición en periodos recurrentes de gran duración, durante los cuales presenta una notable tasa de desprendimiento de témpanos. Una situación de retroceso similar también tuvo y tiene lugar con el lóbulo divergente que se sitúa en el lago Guillermo. El glaciar Upsala tiene un tamaño de entre 860 y 900 km2, parámetro que es difícil de fijar dada la continua disminución de su superficie a partir del repliegue frontal que presenta como resultado de los referidos desprendimientos de témpanos, eventos que en algunos casos tienen el carácter de excepcionales y que podrían calificarse como catastróficos. El indicado comportamiento dinámico puede explicarse aceptando que el frente del glaciar no está totalmente apoyado sobre el sustrato rocoso del fondo del lago. Al tener su sección terminal en flotación, se generan en la misma severas tensiones que finalmente se resuelven mediante la separación y transporte de témpanos de grandes dimensiones, proceso facilitado por sistema de fracturas oblicuas y transversales preexistentes. El Upsala es un glaciar de régimen templado o base húmeda como el resto de los glaciares del CHPS. Se desplaza por una combinación de movimientos en los que el resbalamiento basal es el principal proceso dinámico en forma secundaria el flujo plástico. La distribución irregular del movimiento en el cuerpo del glaciar da lugar a un sistema de fracturas oblicuas y transversales. El retroceso del frente del glaciar Upsala durante los últimos 215 años, entre 1800 y fines del 2014 fue el siguiente: Desde el año 1800 hasta 1931, el glaciar retrocedió a una tasa promedio de 50 m/año, haciéndolo como un glaciar de descarga que probablemente presentaba la base apoyada sobre el fondo del brazo Upsala. En 1931, sobre la base de información cartográfica de la época se puede reconstruir que el diseño del frente del glaciar era el de una lengua agudamente convexa. Entre los años 1931 y 1981, si bien la tasa de retroceso promedio se mantuvo estable, el comportamiento dinámico del frente glaciario varió substancialmente ya que su repliegue no fue el mismo a lo largo de todo su frente. Por ejemplo, mientras la faja situada en la margen oeste experimento un retroceso neto de 2 Km. y la faja central tuvo un retroceso de 2,5 km, lo que dio lugar a una tasa de retroceso de 40 y 50 m/año respectivamente, la margen este se mantuvo en una posición estable, e incluso avanzo varias decenas de metros. Este comportamiento desigual que presento el frente del glaciar, con secciones que incluso se desplazaron decididamente hacia adelante mientras otras retrocedían rápidamente, puede ser explicada además de las razones esbozadas con anterioridad como resultantes de las modificaciones que tuvieron lugar en los cursos fluviales que se localizaban en la margen este del glaciar entre 1978 y 1980. Por ejemplo, a partir del análisis e interpretación de registros remotos se puede verificar que entre las fechas referidas se estableció en la margen izquierda de la lengua un curso fluvial subglaciar marginal que humedeció la plataforma de hielo de esa faja, lubricándola diferencialmente y dando lugar a un fuerte resbalamiento local de la misma, el que sumo este movimiento al que ya tenía la totalidad del glaciar. Asimismo se puede constatar que entre 1981 y 1993 se produjo un notable cambio en la tasa de retroceso general ya que el frente del glaciar experimento un repliegue inédito, el que tampoco en esta oportunidad fue regular a lo largo de todo su frente. Por ejemplo, mientras que la margen Oeste retrocedió una distancia neta de 2 Km. (con una tasa de repliegue de 166 m/año), la margen central lo hizo con una magnitud de 5.5 km (con una tasa de repliegue de 458 m/año). Pero la que se destaco fue la margen izquierda, la que se replegó una distancia neta de más de 8 km, con una tasa de retroceso mayor a los 666 m/año. Estos valores representan incrementos de tres, nueve y trece veces en la tasa de retroceso que este glaciar había tenido durante 50 años, desde 1931 hasta 1981. Entre 1981 y 1990 el retroceso fue mayor en la faja oriental del glaciar porque esa había sido la zona que durante el periodo previo había reavanzado a partir del deslizamiento basal diferencial. Al hacerlo, sin haber mediado un aporte extra de masa de hielo, toda esta faja que había resbalado basalmente, al adelantarse se adelgazo y perdió espesor, permitiendo así que una gran parte de ella entrara en condición de lengua flotante. Este mecanismo facilitó el desprendimiento local de témpanos por “calving”. De esta forma, en la referida faja tuvo lugar una acelerada exportación de témpanos que dieron lugar a la generación de una ensenada angosta que se proyectó varios Km. hacia el norte. El resultado de esta última condición dinámica se tradujo en un gradual adelgazamiento de todo el frente de la lengua distal, el que progreso desde el oriente dando lugar a que cada zona alcanzada por este efecto se adelgazara y comenzara a flotar, presentando desprendimientos de témpanos generalizados mediante el proceso de “calving”. Entre noviembre de 1990 y noviembre de 2004 el glaciar Upsala retrocedió de manera irregular con periodos en los cuales el repliegue rápido, entre 1990 y 1993, menos acelerado entre 1994 y 1996 y notablemente rápido a partir de 1997. En el lapso de los 11 años trascurrido entre noviembre de 1990 y noviembre 2004, el frente del glaciar se replegó aproximadamente 4200 m a una tasa media de 260 m/año. Acompañando el rápido retroceso del frente del glaciar, se verifica un pronunciado descenso de su superficie, que además da lugar a una progresiva disminución en del ancho de la lengua. Por ejemplo, este último parámetro, medido inmediatamente al norte de la confluencia del Upsala con el glaciar Bertachi, tenía en el año 1969 una magnitud de 3553 m, la que en diciembre de 2014 paso a 2457m, lo que representa una disminución de 1096 m en 46 años. El notable comportamiento que presenta el glaciar Upsala es todavía más remarcable cuando se lo compara con el que presenta el glaciar Viedma, ya que a lo largo de entornos temporales similares este ha tenido un retroceso muy poco importante. Al respecto se destaca que el glaciar Upsala, a diferencia del Viedma y en contraposición con el Moreno, tiene una respuesta muy diferente ante factores climáticos semejantes. En este sentido se destacan que el rápido retroceso que tiene su frente no solamente se debe a las irregularidades del substrato sobre el que se desplaza y da lugar a eventos de calving catastrófico recurrentes, sino además a la relación que guarda la posición de su línea de equilibrio con la pendiente de la superficie del glaciar. Para el caso del glaciar Upsala, la baja inclinación de su superficie da lugar a un corrimiento muy importante de la línea de equilibrio ante mínimas variaciones de temperatura, incrementando en forma muy rápida la extensión de la superficie de ablación para aumentos sostenidos de la temperatura ambiente a mediano largo plazo tal como hemos explicado anteriormente. De esta forma, este glaciar presenta una sensibilidad muy superior a cambios de temperatura a la de los glaciares Moreno y Viedma, los que en cambio tienen la línea de equilibrio en secciones de pendientes más empinadas, razón por la cual ante incrementos de la temperatura sostenidos en el tiempo, la extensión del área de ablación es poco importante.

 

Glaciar Viedma con una superficie de aproximadamente 980 km2, se caracteriza por su lengua cónica según una visión cenital, por el diseño curvilíneo que le imprimen los detritos en tránsito que son transportados en forma supraglaciar y por su baja tasa de retroceso la que le ha permitido mantener su posición terminal sin demasiadas variaciones y solo con una retracción menor durante las últimas décadas. Por ejemplo, desde 1986 hasta septiembre de 2013 el frente retrocedió solamente 1775 m en 27 años, he incluso presento un reavance menor de 220 m en la lengua difluente entre febrero de 2013 y septiembre de 2013. Cuatro características que presenta este glaciar podrían explicar este comportamiento al actuar en forma concurrente: La primera de ellas se vincula con la obstrucción parcial que este glaciar tiene en su sector distal donde desarrolla una difluencia, de tal forma que una faja angosta de su margen sur finaliza su recorrido sobre un reducido cuerpo de aguas denominado Lago del Viedma, mientras que la mayor parte del glaciar sigue su camino desarrollando una inflexión de 90º para rápidamente concluir, en parte sobre un umbral rocoso y en parte sobre las aguas del Lago Viedma. La referida desviación es causada por la existencia de una dorsal rocosa de entre 590 y 690 m de altura que interrumpe la dirección general S 55º E que la lengua de hielo tiene. La segunda característica distintiva es la drástica disminución que presenta el ancho de la lengua cuando se considera la sección que se extiende inmediatamente pendiente abajo del nunatak Viedma (14 Km), que contrasta con el que tiene en la desembocadura del glaciar sobre el lago Viedma (2 Km). El conjunto le trasmite a la sección definida un esquema en planta con forma de cono alargado con el ápice hacia el lago. La tercera característica es la que se presenta en el contacto del borde frontal del glaciar con las aguas del Lago Viedma, sitio en el cual una parte importante del hielo (aproximadamente la mitad Sur de la faja) apoya claramente sobre substrato rocoso. Las dos primeras singularidades indicadas precedentemente favorecen la estabilidad del glaciar al mantener o incluso promover un mayor espesor de la lengua en su sección final compensando o atenuando el que se pierde por ablación vertical, mientras que la última característica mencionada protege al frente del glaciar del proceso de retroceso rápido por “calving” al evitar o limitar parcialmente su flotación en el lago. Cuando este último proceso (Calving) es activo en un glaciar (como actualmente ocurre en el glaciar Upsala), tiene lugar un rápido retroceso del mismo al desprenderse los bloques de hielo, previamente limitados por los sistemas de fracturas principales, y desplazarse en flotación como témpanos. Para el caso del Glaciar Viedma, este comportamiento podría comenzar en forma incipiente sobre la mitad Norte de su frente. El hecho de que esta zona este en contacto con el agua del lago, posibilita una más rápida fusión del hielo frontal, de tal manera que se producen locales desprendimientos que aceleran el retroceso de su frente en este sitio. La evidencia de este comportamiento se desprende del perfil abrupto que presentaba en noviembre de 2004 el borde de la lengua en la faja frontal Norte y en el diseño bicóncavo del límite de la misma en su contacto con el lago, esto último cuando se observaba al glaciar desde una posición cenital. De acuerdo con lo referido precedentemente se concluye que si bien el frente del glaciar Viedma ha presentado una posición con pocas variaciones durante los últimos años, esta situación podría revertirse ya que parte del frente de la lengua es actualmente parcialmente inestable. El retroceso del glaciar por “calving” podría comenzar a medida que el espesor del mismo disminuya por fusión, situación esta última que se viene dando en forma regular. La flotación parcial del término del glaciar replegaría el frente de la lengua hasta la zona en la cual esta presenta la ya referida inflexión en 90º. Si esto pasara, es probable que el efecto de obstrucción parcial al flujo del hielo desaparezca, y con el también dejaría de actuar otro de los factores que le confieren estabilidad a la lengua de hielo. De acuerdo con este argumento, es factible que la desaparición o atenuamiento pronunciado del efecto proporcionado por la obstrucción promuevan una mayor velocidad en el flujo del glaciar en su sección distal y, por lo tanto, el espesor vertical de éste en esta zona disminuya a una velocidad mayor a la que se presenta actualmente por ablación vertical, al no estar este adelgazamiento compensado por una mayor precipitación nívea. El menor espesor en la masa del glaciar favorecerá una mayor flotación en su zona distal, iniciándose así el proceso de “calving”, el que podría pasar rápidamente de gradual a acelerado. Finalmente, al retroceder el frente del glaciar hacia las secciones progresivamente más anchas que presenta este valle hacia la cabecera, se incrementara al mismo tiempo la acción del proceso de “calving” al actuar sobre un frente más extendido, situación que finalmente podría desestabilizar una gran zona de la sección final del glaciar Viedma. Si se aceptan como válidos los incrementos de temperatura media global que los informes del IPCC dan para las próximas décadas, este pronóstico de evolución descrito para el glaciar Viedma se podría materializar en el futuro cercano. Esta presunción se basa en el hecho de que el glaciar Viedma presenta tasas de ablación vertical similares a la del resto de los glaciares, de tal forma que finalmente su sección distal podría comenzar a presentar el proceso de “calving” debido a la perdida de espesor por derretimiento y pasar a tener un comportamiento similar al que actualmente muestra el glaciar Upsala.

 

Existe una ciclicidad anual estacional bastante predecible que regula las oscilaciones de la altura de los lagos Viedma y Argentino y por lo tanto los caudales de los ríos La Leona y Santa Cruz, que guarda relación básicamente con las tasas de acumulación, ablación y desprendimiento de témpanos de los glaciares de descarga, correspondiente a todos los glaciares de vertiente atlántica, de los cuales el Moreno, Upsala y Viedma son los de mayor relevancia. Asimismo, se reconoce la existencia de eventos de carácter plurianual que dan lugar a elevaciones de los niveles de los lagos Argentino y Viedma que se traducen en picos extraordinarios en los caudales de los ríos Santa Cruz y La Leona. Estos últimos eventos vinculados con procesos de carácter dinámico, de elevada velocidad de ocurrencia y magnitud, son considerados peligros geológicos. Si bien algunos de estos procesos son bien conocidos, el análisis detallado de todos ellos debe ser tenido en cuenta ya que podrían afectar las actividades que se desarrollan en el ámbito de las referidas cuencas lacustres y fluviales. De acuerdo con los datos aportados precedentemente sobre las características de los glaciares referidos, se puede comprobar la vinculación que tienen estos eventos con la dinámica de los glaciares de mayor incidencia como aportantes de agua al sistema lagos-ríos. Para el caso del glaciar Moreno, este comportamiento se relaciona con las rupturas de los represamientos que tienen lugar en el canal de los Témpanos cuando los avances de este glaciar colisiona contra la península Magallanes dando lugar al embalsado del brazo Rico. Por su parte, para el glaciar Viedma, la relación entre la causa y el efecto no es tan conocida debido a que en este glaciar no se cuenta con el mismo nivel de información que se tiene del Moreno y porque además existen otros factores además de los directamente relacionados con procesos exógenos que probablemente regulan parte de los eventos de incremento súbito de la ablación del glaciar y que reconocerían en su producción procesos de carácter endógeno vinculados con el vulcanismo. Para el caso del glaciar Upsala, no han sido reportados hasta el momento eventos policíclicos que den lugar a picos de incremento súbito en los ideogramas del río Santa Cruz, más allá de los episodios de “calving” acelerado que ya fueron tratados precedentemente.

 

Para el caso del glaciar Moreno la magnitud de la inundación es variable ya que dependerá de la importancia de la obstrucción  aunque se destaca que presenta un valor máximo que está dado por el referido desagüe fluvial. De esta forma la cota más alta que podría tener el evento de inundación es la de los 30,8 m ya que por encima de ella el río Centinela funciona como un aliviadero natural. Los procesos de inundación progresiva del bazo Rico fueron considerados desde el pasado histórico como una característica natural indeseable por parte de los superficiarios que hacían uso de las áreas sometidas a estos anegamientos recurrentes, como fue relatado precedentemente. La segunda consecuencia relacionada con la obstrucción  del brazo Rico es la derivada de su ruptura ya que en este caso se produce un rápido incremento del nivel del lago Argentino y posteriormente un pico de caudales en el río Santa Cruz. En el primer caso, el lago presenta variaciones en su nivel que oscilan entre las cotas de los 184 y 189 m, amplitud que es adjudicada a las rupturas de los endicamientos del brazo Rico. Para el río Santa Cruz, sobre el caudal medio medido en la localidad de Charles Fuhr de 713 m3 /s, los registros muestran una variabilidad interanual moderada, con modificaciones a la tendencia general que se explican por las retenciones de agua generadas por los endicamientos, y el posterior pico siguiente que define la transferencia del agua retenida de un ciclo hidrológico al siguiente, como es el caso de la caída del caudal medio que se observa en los años 1954 –1955 y el posterior aumento entre 1955 y 1956.

 

El río La Leona ha presentado significativos picos de incremento de caudales que hasta el presente no han podido ser convenientemente explicados. Por ejemplo, el 5 de marzo de 1999 este curso fluvial presentó un anómalo incremento de caudales que dio lugar a la inundación de su terraza inferior. Incrementos de caudales similares al ocurrido en esta oportunidad no habían sido reportados con anterioridad hasta esa fecha, por lo menos en los registros formales que se tienen para el río La Leona desde 1985.

 

En la cabecera del glaciar Viedma se sitúa el Volcán Lautaro que tuvo su última erupción comprobada el 28 de diciembre del año 1959 según comunicación verbal de un piloto que realizaba un vuelo comercial. Días más tarde Erick Shipton reportó actividad fumarólica en su ascenso al volcán. Si bien se trata del reporte más reciente, este volcán ha manifestado actividad de diversa intensidad en 1876, 1933 y 1945 las que solamente fueron reconocidas por los pobladores de las comarcas circundantes, especialmente los situados en el lago San Martín. Es probable que gran parte de esta actividad eruptiva histórica haya sido de carácter explosivo ya que se han observado en la zona de ablación del glaciar acumulaciones piroclásticas interdigitadas con las capar de hielo. Teniendo en cuenta que el área en la que se localiza este aparato volcánico es extremadamente inaccesible, podría ocurrir que ante episodios geotérmicos o de baja explosividad, no apreciables desde la periferia, tenga lugar la ablación rápida de importantes volúmenes de hielo subglacial. De esta forma podría formarse un extenso lago subterráneo el que posteriormente drenaría en el lago Viedma provocando el incremento de caudal en el río La Leona.

 

Esta conformación de la cuenca muestra posibilidades teóricas notables para la aplicación del modelo de discontinuidad seriada pues además de la alternancia permanente de ambientes lóticos y leníticos es posible registrar obstrucciones temporales de flujo por los endicamientos glaciarios. Sin embargo estas alternancias son de origen natural por lo que el modelo presenta la limitación de estar acotado a los impactos antrópicos

 

El río Santa Cruz es emisario directo del lago Argentino y de toda la superficie glacaria que hemos mencionado. Recorre hasta su desembocadura unos 383 Km., con una pendiente media de 0,53 m/km. propia de un potamon con ambiente lótico pero recibe sus aguas del lago Argentino que es un ambiente lenítico que a su vez recibe aguas del lago Viedma, ubicado 55 Km. al norte del mismo, a través del río Leona que hace su aporte unos 5 km al norte del nacimiento del Santa Cruz. Desde el norte  recibe el aporte de los ríos Cangrejo, Blanco, Barrancas (aunque cartografía de cierta antigüedad lo representa como afluente del río de las Vueltas) y de las Vueltas. Este último, nace en el lago del Desierto, emisario de la laguna Larga, y fluye alternativamente al sur y al sudeste, formando numerosos meandros. En su recorrido recibe el aporte de diversos cursos entre los que se destacan, por margen derecha, los ríos Eléctrico (emisario del lago homónimo) y Fitz Roy (emisario de la laguna Torre, al pie del cerro homónimo) y, por margen izquierda, el río del Bosque (emisario del río de los Portones) que fluyen hacia el lago Viedma. Por la margen oeste del lago Viedma, descienden lenguas glaciarias y aguas de fusión que forman ríos como el Túnel, emisario del lago homónimo. El glaciar Viedma (575 km2) es el de mayor desarrollo entre los que aportan a este lago. Por la margen sur, vierten sus aguas los ríos Cóndor y Guanaco.

 

En su extremo sudoriental nace su emisario, el río Leona que tiene una longitud de 50 Km. y corre hacia el sur salvando un desnivel de 50 m. Este curso de agua es considerado geológicamente muy nuevo debido a que durante el Pleistoceno las aguas del lago Viedma se dirigían al Atlántico a través del río Shehuén o Chalia, de la cuenca del río Chico. El Río La Leona recibe por margen derecha las aguas del río Matas Negras o Turbio y desagua en el extremo oriental del lago Argentino lo que testimonia la alternancia lótico-lenítico que venimos describiendo. El lago Argentino tiene una longitud oeste-este de 65 Km. y un ancho de 25 km de norte a sur. Ocupa una superficie aproximada de 1.600 km2 y su profundidad varía entre 35 m, en la margen sur, hasta más de 300 m, en la margen norte frente al cerro Avellaneda. El fondo del lago está constituido por arena y limo. El agua es límpida, fría y dulce. Su cuenca de aportes es sumamente articulada e irregular. Al oeste, se extienden los glaciares que aportan sus aguas de fusión a través de los distintos brazos de este lago. El brazo norte recibe por su extremo septentrional al emisario de los lagos Pearson (emisario del arroyo Moyano y del río Norte) y Tannhaüser. Por su extremo occidental recibe los aportes del brazo Upsala, del lago Onelli y del canal Spegazzini, que llevan las aguas de de los glaciares homónimos. El glaciar Upsala es el más extenso y abarca una superficie de 595 km2 .Hacia el este, el río La Olla vierte sus aguas en el canal del mismo nombre. En el brazo sur, hacen su aporte el lago Roca, los ríos Cachorro y Camiseta y el emisario del lago Frías, que recibe las aguas de fusión del glaciar homónimo. Aguas abajo, se encuentra el brazo Rico cuyos principales tributarios son el río Mitre, que drena las sierras Cattle y Buenos Aires, y el río Rico, cuyas nacientes se ubican en la sierra de los Baguales. Siguiendo el sentido del escurrimiento aparece el canal de los Témpanos, que recibe por su margen occidental las aguas del canal Mayo. Finalmente, las aguas fluyen por bahía Tranquila hasta alcanzar el lago Argentino. El glaciar Perito Moreno (250 km2) presenta una altura de 60 m sobre el nivel del lago y es famoso a nivel internacional por provocar el endicamiento de las aguas del brazo Rico. Por su margen norte, el lago Argentino recibe las aguas del arroyo Las Horquetas. Por la sur, hace su aporte el río Centinela (emisario del río Cachorros y del arroyo de las Bandurrias), el arroyo Calafate (emisario del arroyo Moyano) y el arroyo de los Perros.

 

Por último diremos que la cuenca del río Santa Cruz está ubicada en la provincia de Santa Cruz, en los departamentos de Lago Argentino y Corpen Aike. Atraviesa la provincia en sentido oeste-este hasta desembocar en el océano Atlántico y ocupa una superficie de 29.685,91 km2. Se halla comprendida entre los paralelos 48º56’ y 50º50’ de Latitud Sur y los meridianos 68º33’ y 73º35’ de Longitud Oeste, aproximadamente. Hacia el oeste se ubica el límite internacional con Chile, conformado por el cerro Fitz Roy (3.375 m), el cordón Mariano Moreno, y los cerros Murallón (3.600 m), Bertrand (3.270 m), Bolados (2.800 m), Stokes (2.060 m) y Agudo (1.711 m). Hacia el norte la limitan la meseta del Quemado y los cerros de la Torre (1.760 m), Cangrejo (2.028 m) y Pana (1.990 m). Por último, hacia el sur su límite lo constituyen la sierra de los Baguales, los cerros Bote (1.780 m) y Mangrullo (1.805 m), la meseta de los Italianos, los cerros La Criolla (1.074 m), Grande (767 m), Pan de Azúcar (367 m) y del Puesto (367 m).

 

VII
Caracterización morfométrica del río Santa Cruz

 

El curso superior del río, corresponde a una zona profundamente afectada en el pasado por la acción de glaciares. Se supone que la máxima extensión de los glaciares llegó hasta la zona de Cóndor Cliff a aproximadamente 70° 50’W. Siguiendo el curso del río al este de Cóndor Cliff el valle se angosta con menos de 2Km de ancho, donde puede observarse que la meseta esta cubierta por potentes mantos basálticos. Desde Cóndor Cliff hacia el este es cuando aparecen las terrazas intermedias a unos 20-30m sobre el nivel del río. El río Santa Cruz nace en la margen oriental del lago Argentino. En este sector, el lecho del río tiene un ancho medio de 150 m y su valle, flaqueado por altas barrancas, alcanza los 3.000 m. Inmediatamente aguas abajo, se estrecha hasta alcanzar los 500 m. En su cuenca superior, el río Santa Cruz alterna sectores en que corre encajonado presentando algunos rápidos sobre lechos rocosos con otros en los que su valle se amplía y el curso aumenta su sinuosidad. En la cuenca inferior, se torna muy meandroso, con escasos tramos rectos en su recorrido pero sin bifurcaciones. La influencia de la marea alcanza hasta 57 Km. aguas arriba de la desembocadura. A aproximadamente 26 km de su nacimiento, el Santa Cruz recibe por margen derecha al arroyo Bote, cuyas cabeceras se hallan en el cerro Mangrullo (1.805 m). Este río colecta las aguas del valle del río Bote, y aquellas que descienden de las mesetas El Bote y del Italiano y de los cerros Negro (1.226 m) y Sombrero (1.284 m). Fluye hacia el noreste con meandros muy pronunciados y escasos rápidos hasta desaguar en el río Santa Cruz aguas arriba de la curva conocida como la vuelta del segundo laberinto. Se trata de un importante meandro hacia el oeste que encierra varias islas entre las que se destaca por su tamaño la isla Silva. El extremo de esta vuelta se halla unido a la laguna Grande. El Santa Cruz continúa hacia el este por un curso meandriforme hasta alcanzar la sexta vuelta del primer laberinto, donde el río fluye unos 4 km. hacia el sur y presenta un ensanchamiento que le permite contener diversas islas. Aguas abajo, el río Santa Cruz recibe por margen derecha pequeños cursos que descienden de las barrancas. Por margen izquierda, hacen su aporte los cañadones del Mosquito y de Vera (provenientes del cerro Fortaleza) y el arroyo El Lechuza (que drena el cerro Catedral, 863 m). Luego confluye por la misma margen el arroyo de las Cuevas, emisario del arroyo Cordero, y los cañadones el Yaten Guajen, el Kolian Kaike y Grande. Estos cañadones, al igual que las vaguadas que confluyen por margen derecha, hacen aportes únicamente en época de lluvias. El río se torna cada vez más tortuoso hasta alcanzar el rápido de las Gaviotas provocado por el estrechamiento del cauce. Aproximadamente 20 km. aguas abajo, se encuentra el Rincón Chico desde el cual el cauce comienza a ensancharse. Alrededor de 8 km. después, se encuentra la isla Pavón y el cauce alcanza los 700 m de ancho. Este se torna cada vez más ancho hasta alcanzar los 4.500 m en Punta Beagle, donde confluye el río Chico por el brazo norte del estuario del Santa Cruz. Aguas abajo, entre cañadón Quemado y punta Reparo, se ubica el puerto de Santa Cruz. En términos generales el río Santa Cruz tiene tres veces más caudal que el Río La Leona. Durante la primavera-verano el caudal asciende por el deshielo. El río La leona tiene un caudal medio de 291 m3/seg, con máximos de primavera-verano de 800/900 m3/seg y mínimos durante el invierno de menos de 200 m3/seg. El río Santa Cruz tiene una media de 700 a 800 m3/seg con máximos en la primavera y verano de algo más de 2000 m3/seg y mínimas en invierno de 200-300 m3/seg. El caudal fluye en general con un patrón de dinámica turbulenta más que laminar, siendo unas 25 veces menos caudaloso que el Río de la Plata, teniendo fuertes oscilaciones estacionales en la cantidad de agua que fluye por su canal. La cuenca del Río Santa Cruz es particularmente grande, llegando a los 55.000 km2 e incluyendo a los lagos Burmeister, Quiroga, del Desierto, Viedma y Argentino. Tanto los ríos Belgrano como el Chalía tributan aguas al Río Chico por lo que deben considerarse como parte de la cuenca del Santa Cruz. De norte a sur la cuenca se extiende desde el Monte Belgrano de 2.294 m.s.n.m., hasta el Monte Stokes de 2.060 m.s.n.m., describiendo una forma triangular y convergiendo en el estuario antes de desembocar en el océano atlántico. A casi 10 Km. de la naciente se produce un brusco meandro con una margen externo de erosión, que resulta en un cambio de rumbo fluyendo hacia el norte durante 3km para luego volver al rumbo este. En el punto del meandro hacia el norte se encuentra la localidad de Charles Fuhr que en el pasado llegó a tener un hotel, un puesto policial y una balsa así como un almacén sucursal de la Sociedad Anónima Importador Exportadores, hasta que, según el testimonio de Gerónimo Berberena (registrado en el libro de E. Guerra de Fretes), en 1924 luego de sufrir un robo deciden trasladar el almacén a Calafate. En la actualidad hay un puente que permite el cruce vehicular del río por la ruta nacional N°40. Por momentos la velocidad del río se acelera y existe un rápido en la zona conocida como el Serrano. A la altura del Km 356 del río, desemboca sobre la margen derecha el Río Bote, en las inmediaciones se encuentran la Estancia El Rincón y la Estancia la Juhr o Río Bote. El río produce un nuevo brusco meandro hacia el norte generando una zona de sedimentación y una laguna llamada Grande, luego de lo cual continua con rumbo ENE. A los 71° 31′ O el cauce se ensancha generando más fricción, disminuyendo su velocidad y depositando bancos de arena, linos y canto rodado.

 

Río Santa Cruz. Foto Roberto Hilson Foot

 

El río continúa fluyendo hacia el Este y es entonces representado por la Hoja 5169-1 Estancia La Barrancosa a escala 1:100.000 del I.G.M donde comienza a derivar, no sin la presencia de muchos meandros hacia el ESE, para a la altura de la Estancia La Barrancosa a 70° 15´ Oeste producir una gran curva hacia el norte hasta acercarse a las laderas de la meseta compuesta de arenal con ripio, canto rodado y también basaltos a mas de 200 m.s.n.m que producen unas prominentes bardas sobre la margen izquierda del río. En esta zona recibe sobre la margen izquierda al tributario el Arroyo Yaten Guajen, un curso de agua permanente y unos 13 Km. río abajo de este punto al Cñd. Kolian Kaike que en este caso es un curso de agua no permanente. Al realizar el relevamiento de todo el río en enero de 1992, el Kolian Kaike estaba completamente seco, mientras el Yaten Guajen tenía una mínima escorrentía. El 8 de enero de 1992 hicimos una medición de caudal del Yaten Guajen arrojando un valor de 1 m3/seg. Este tramo medio del río que comienza luego de Cóndor Cliff recibe muy poco aporte de tributarios, apenas en la época de deshielo. El estiaje del río en el invierno coincide con el momento de menor aporte de los pequeños arroyos tributarios, sin embargo estos no constituyen un factor importante a la hora de su incidencia en el caudal.

 

Río Santa Cruz. Roberto Hilson Foot

 

Por lo descripto con respecto a la cuenca del Río Santa Cruz podemos entender la necesidad de señalar la insuficiencia conceptual del Modelo S.D.C. Desde el campo de hielo o los glaciares que se desprenden del mismo, las aguas a lo largo de la cuenca alternan varias veces entre condicione lóticas y leníticas. Esta minuciosa ejemplificación nos permite indicar que el modelo de Ward y Stanford adolece de la limitación de solo considerar los impactos antrópicos sobre las cuencas cuando en realidad la alternancia puede darse por razones naturales como lo hemos demostrado.

 

 

 

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