INTRODUCCIÓN
A lo
largo de este informe presentaremos el trabajo de terreno del curso de
Geomorfología de la Carrera de Geología de la universidad Andrés Bello, sede
Viña del Mar; realizado los días 25,26 y
27 de octubre del 2014, en el sector litoral norte de la V Región y la cuenca
Este de la pre cordillera en la Región Metropolitana.
Comenzando por la configuración geomorfológica del Litoral
Central, las dunas son la unidad principal, existiendo un comportamiento
distinto entre las dunas de Ritoque y las dunas de Concón. Las dunas de Ritoque
poseen una gran área de extensión, aunque son inactivas desde el punto de vista
de aporte de material, y activas en el retransporte del sedimento disponible.
En cambio las dunas de Concón, son dunas inactivas ubicadas entre asentamientos
urbanos. Si bien, ambas unidades geomorfológicas son frágiles, solo la de
Concón se encuentra protegida y catalogada como Geositio y Santuario de la
Naturaleza.
Otra geomorfología importante del litoral, es
el estuario del Río Aconcagua, que tiene una variación en forma durante el año,
debido al aporte de sedimentos desde la alta montaña, y el modelado del oleaje
y las corrientes de viento provenientes del océano. Más al sur, exactamente en
la comuna de Valparaíso, se observan procesos de laderas, asociado a la
inestabilidad de las rocas que conforman el suelo (granito), lo que es un
factor de riesgo considerando la cantidad elevada de asentamientos urbanos,
sobre este sector.
Saliendo del litoral y acercándonos hacia el
interior, en el área del Cajón del Maipo, de forma general, tenemos procesos de
laderas asociados a una tectónica activa, y agentes transportadores de
sedimentos aguas abajo, que es principalmente el Río Maipo. Estos ríos cambian
de dirección, adaptándose a la configuración de una geoforma más antigua, que
fue modelada por la acción de un glaciar, formas de valle en U que actualmente
se encuentran remodeladas por una forma en V. Todos estos procesos: procesos de
ladera, fluvial y glaciar, son procesos muy dinámicos que cambian continuamente
la forma del paisaje.
ÁREA Y CONTEXTO GEOLÓGICO
El terreno se realizó en el Litoral Central y en el Cajón del Maipo, V Región de Valparaíso y Región Metropolitana respectivamente, extendiéndose entre los paralelos 32°46’ y 33°46’ de latitud sur, abarcando superficies aisladas, concretamente recorriendo la playa y dunas de Ritoque (Comuna de Quintero - Provincia de Valparaíso), las dunas de Concón (Comuna de Concón – Provincia de Valparaíso), Quebrada Jaime (Comuna de Valparaíso – Provincia de Valparaíso) y la cuenca del rio Maipo (Provincia de Santiago) (Figura 1).
Figura 1.
Imagen Google Earth, con la ubicación de los sectores visitados.
Figura 2. Mapa
geológico Quillota Portillo, sector reñaca, fuente: Modificado de Rivano et
al., 1993. SERNAGEOMIN.
Figura 3.
Marco Geológico Regional, sector Cajón del Maipo. (IMM2000)
En el área se presentan los siguientes cuerpos rocosos, descritos
en la Carta Geológica Quillota – Portillo (1:250.000), Rivano et al., 1993
(Figura 2)
PQd =
Sedimentos eólicos antiguos (paleodunas) Cuaternario.
PQd (a) = Gravas y arenas aluviales. Cuaternario.
Qel (a) = Dunas. Cuaternario.
Qoc = Sedimentos aluviales y coluviales, depósitos de relleno de
valles. Cuaternario.
Qtm = terrazas de depósitos marinos, en parte sin sedimentos.
Cuaternario.
Tc = Formación confluencia (continental) conglomerados, areniscas, brechas y limonitas poco
consolidadas. Neógeno.
Th = Formación caleta Horcón (marino-transicional) areniscas, arcillolitas y limolitas, poco
consolidadas, con fósiles. Neógeno
Pzc = Unidad Cochoa. Granitoides paleozóicos, de grano fino a medio, bandeados.
Tonalitas, granodioritas y granitos subordinados, de grano medio a grueso, con
textura orientada. Paleozoico.
Super unidad Mincha: (Jurásico)
Jmi 3 = Unidad tranquila. Principalmente sienogranitos, gris claro, de grano fino. Sienitas
cuarcíferas mirmequíticas subordinarias.
Jmi 4 = Unidad Puerto Oscuro. Dioritas cuarcíferas de piroxeno
y/o anfíbola; monzodioritas de hiperstena y biotita; gabros de piroxeno
y olivino; gris verdoso.
En el área se presentan los siguientes cuerpos rocosos, descritos
marco geológico regional del cajón del Maipo (Figura 3).
a) Rocas Estratificadas.
En el Cajón del Maipo se han definido formaciones y unidades de
distinta litología y edades. Las rocas estratificadas (volcánicas y
sedimentarias) han sido depositadas en distintos ambientes pudiendo reconocer
marinos y continentales. Muchos de estos estratos presentan una intensa
deformación mediante plegamientos y fallas, esta deformación posibilita que
rocas muy antiguas (estratigráficamente más abajo) puedan ser observadas a
medida que nos movemos hacia el Este. Las formaciones y unidades definidas en esta zona se describen a
continuación.
De más viejo a más nuevo:
Formación Río Colina (González, 1963). (Jur
Med – Sup, 159-152 Ma)
Está compuesta por sedimentitas que forman una secuencia de
calizas y lutitas calcáreas, grises oscuras; lutitas fisibles, finamente
estratificadas; areniscas y conglomerados finos e intercalaciones de rocas
volcánicas andesíticas, además muestra yeso interestratificado y domos
diapiríticos del mismo material que la intruyen. Su espesor visible no es
superior a los 800 mts. Los fósiles estudiados indican para los niveles
superiores una edad oxfordiana. Los niveles inferiores e intermedios, podrían
tener una edad caloviana. El contacto basal es desconocido y su techo
corresponde al contacto concordante con la Formación Río Damas (Thiele, 1980).
Formación Río Damas (Klohn. 1960). (Jur Sup, 139 Ma)
Está compuesta por conglomerados y brechas conglomerádicas, gruesas
a medianas, de colores rojizos y verdosos, con intercalaciones potentes de
areniscas y limolitas, de colores púrpura claro a marrón; se intercalan
también, niveles abundantes de rocas volcánicas andesíticas. Se reconocen,
además, pequeños lentes de yeso. La potencia aproximada del conjunto es de 3000
mts (Thiele, 1980). Al no encontrarse fósiles en esta unidad, su edad queda
delimitada por el contacto inferior con la Formación Río Colina y su contacto
superior concordante con las capas marinas del Titoniano Inferior de la
Formación lo Valdés. Se le asigna, entonces, una edad kimmeridgiana (Thiele,
1980).
Formación Lo Valdés (González. 1963). (Jur Sup – K Inf, 139 – 125 Ma)
La secuencia se compone de calizas, calcilutitas, lutitas y
areniscas calcáreas, conglomerados y brechas, y lavas andesíticas (Hallam et
al, 1986). Las calizas son de colores gris-azulados y se presentan en estratos
compactos, de fractura concoidal y de regular espesor. El- espesor estimado de
esta formación es de 1350 mts aproximadamente (Thiele, 1980). El intervalo
temporal asignado a esta formación mediante fósiles (17 Ma), cubre el lapso
titoniano Medio a Inferior hasta el Hauteriviano (o posiblemente Barremiano)
(Biro, 1964, según Thiele, 1980). González (1963), atribuye esta formación al
intervalo que va entre el Titoniano Medio y el Valangiano. Tavera (1967, según
Thiele, 1980), indica una edad titoniana superior hasta la base del
Hauteriviano. La Formación Lo Valdés se
encuentra en contacto concordante con la subyacente Formación Río Damas, como
también con la suprayacente Formación Colimapu (Thiele, 1980).
Formación Colimapu (Klohn, 1960), (K inf alto,
aptiano-cenomaniano, 120 – 107 Ma)
Está compuesta por una serie de areniscas y lutitas rojas,
conglomerados de matriz arenosa gris rojiza, lutitas rojas con niveles de rocas
piroclásticas aéreas y algunas lavas andesíticas y calizas, en capas
lateralmente discontinuas. El espesor posible estimado es de 2000 mts. La edad
mínima tentativa, determinada mediante fósiles sería albiana (Martínez y
Osorio, 1963; según Thiele, 1980), y su edad máxima sería hauteriviana, de
acuerdo a la edad asignada a la infrayacente Formación Lo Valdés (Thiele,
1980). La Formación Colimapu se superpone concordantemente a la Formación lo
Valdés mientras que su contacto con la suprayacente Formación-Abanico, todavía
es materia de discusión.
Formación Abanico (Aguirre, 1960). (Eoceno medio a superior – Mioceno Inferior,
36 – 16 Ma) En el sector de la Hoja Santiago, está formada por tobas y brechas
volcánicas, violáceas, púrpuras y grises, con intercalaciones de lavas y
sedimentitas clásticas. En su parte inferior, predominan las brechas y tobas
gruesas sobre las lavas y sedimentitas volcanoclásticas. Las lavas son
andesitas y riolitas. Las sedimentitas clásticas se desarrollaron
preferentemente en la parte superior de la secuencia y se componen de areniscas
de grano medio a fino, lutitas y limos finamente estratificados, con restos
carbonosos y flora fósil. El espesor del conjunto se estima en 3000 mts
(Thiele, 1980)
Formación Farellones (Klohn. 1960). (Mioceno
Inf – Med, 16 – 5 Ma)
En el sector de la Hoja Santiago, está formada por: lavas, tobas e
ignimbritas con brechas intercaladas. Las lavas predominan sobre las tobas y
brechas. Las tobas de lapilli son de color gris claro y presentan clastos de 4 a 12 mm de diámetro y se
componen de riolitas y andesitas porfíricas en una matriz cinerítica fina. Las
ignimbritas son de color gris claro y presentan textura fluidal, con clastos de
andesitas y obsidianas. Las brechas volcánicas contienen fragmentos angulares
de más de 2 mm
de diámetro y aparecen localmente muy alteradas a arcillas, limonitas, hematita
y sílice. Las sedimentitas corresponden a conglomerados, areniscas y lutitas
finamente estratificadas algunas de las cuales se han interpretado como de
ambiente lacustre. El espesor estimado de la Formación Farellones es de 2500
mts aumentado por los numerosos mantos intrusivos y lacolitos que intercalan la
secuencia (Thiele, 1980). Por medio de dataciones radioisotópicas, es posible
asignarle a esta formación una edad Miocena (Thiele, 1980). La Formación
Farellones se superpone a la infrayacente Formación Abanico. Su techo lo
constituye la Formación Colorado-La Parva, levemente discordante, aun cuando la
mayor parte de aquel corresponde a la actual superficie de erosión (Thiele,
1980).
Unidad Volcánica Antigua (Thiele y Katsui, 1969).
Esta unidad se define como los esqueletos de: volcanes
extinguidos, formados principalmente de coladas andesíticas y
traquiandesíticas, de colores rojizos y amarillentos. La distribución de estas
coladas ocupan una importante superficie del área fronteriza, constituyendo
parte de las cumbres más altas de la Hoja Santiago, destacando los denominados
Volcán Tupungato (6550 msnm), Cerro Marmolejo (6150 msnm) y cordón del Cerro
Castillo (5485 msnm). El zócalo de estos esqueletos lo constituyen los terrenos
paleozoicos, mesozoicos y cenozoicos. La unidad volcánica misma no parece estar
afectada, en superficie, por fallas de importancia regional y aparece sellando
todas las estructuras de pliegues y fallas fini-miocenas que caracterizan la
región. En términos generales, a la Unidad Volcánica Antigua se le asigna una
edad pleistocena (Thiele, 1980).
Unidad Volcánica Nueva (Thieie y Katsui, 1969)
Esta unidad corresponde a los volcanes que presentan
manifestaciones históricas de actividad. Actualmente se reconocen en ellos
emanaciones y están sobreimpuestos a la Unidad Volcánica Antigua. Están
formados por coladas andesíticas frescas, con intercalaciones de mantos de
brechas y piroclastos menores (bombas, lapilli y cenizas). Destacan el volcán
Tupungatito (5460 msnm) edificado sobre el volcán Tupungato, y el volcán San
José (5880 msnm) edificado sobre el cerro Marmolejo (Thiele, 1980).
b) Rocas Intrusivas.
Thiele (1980), agrupó las rocas intrusivas presentes en la región
en dos unidades sobre la base de sus características petrográficas y
estructurales:
1. Unidad Intrusiva I: representada por los intrusivos de mayor extensión en el sector y
que intruyen hasta la Formación Farellones Los cuerpos intrusivos más
importantes de esta unidad son (de W a E):
-
La Obra (río Maipo frente a Depresión
Central) con una edad K/Ar en biotita de 24 Ma (Aguirre et al, 1974) mientras
que Kay y Kurtz (199B) por el método Ar/Ar en hornblenda proponen una edad de
21,6 Ma;
-
Disputada (parte superior del n,, San
Francisco);
-
San Gabriel (junta de ríos Volcán,
Yeso y Maipo) con edades entre 10,6 y 13,9 Ma.
-
La Gloria (río Colorado)
-
Colina (Portezuelo de Colina) que por
método Ar/Ar determinan una edad de 11,4 Ma (Kay y Kurtz, 1995).
2. Unidad Intrusiva II: representada por stocks, lacolitos, filones manto y diques, que
cortan incluso a la Formación Farellones Están compuestos principalmente por
microgranodioritas, pórfidos dioríticos, dacitas y andesitas.
Además existen otros cuerpos intrusivos pequeños y aislados, y
filones transversales, de composición andesítica y dacítica de texturas
afaníticas y porfíricas (Thiele, 1980).
c) Depósitos No-Consolidados.
1. Depósitos fluviales, fluvioglaciales y aluviales: se destacan
principalmente los depósitos asociados al relleno de la Depresión Central. En
menor importancia, están los depósitos que rellenan los valles interiores de la
región levantada, sobresaliendo entre estos últimos aquellos que forman
importantes niveles de terrazas en el valle del río Maipo (Thiele, 1980).
2. Depósitos lacustres: depósitos de dimensiones reducidas, que se han
acumulado en lagos formados detrás de algunas morrenas frontales o de depósitos
producidos por desmoronamientos en los valles de los río Colina, Colorado,
Maipo y Yeso. Estos depósitos están compuestos por limos y arcillas, finamente
laminados (Thiele, 1980).
3.
Depósitos gravitacionales: los más importantes son producto de la reptación del suelo y
talud, que producen importantes acumulaciones detríticas en la base de
pendientes suaves, los primeros, y en las pendientes fuertes, los segundos. La
mayoría de los fondos de valles enclavados en las partes altas de la cordillera
están rellenados por taludes laterales. Existen, además, importantes derrumbes
de cerros ocurridos en numerosos valles, como por ejemplo valle río Colina,
quebrada Arrayán, valle río Colorado, valle río Yeso y valle río Maipo (Thiele,
1980).
4. Depósitos glaciares: la mayoría de las cabeceras de las quebradas por sobre la cota
2500 msnm están rellenadas por depósitos glaciales Estos depósitos son morrenas
marginales y acumulaciones de detritos provenientes de glaciales de roca y se
ubican en circos o nichos en las altas cumbres. Se acumularon también, morrenas
terminales y de retroceso en los valles de los ríos Colorado, Yeso, Volcán, y
esteros afluentes (Thiele, 1980).
d) Geología Estructural
El marco estructural se presenta con diferentes características de
oeste a este, según se observa en terreno, debido al mayor grado de
deformación que muestran las formaciones
hacia el sector oriental del área estudiada.
En la parte más occidental, en el límite entre la Depresión Central y la
Cordillera Principal, las rocas de la Formación Abanico se encuentran
fuertemente plegadas y falladas, observándose de oeste a este un pliegue
sinclinal y anticlinal, ambos apretados y asimétricos con ejes de orientación
NS a NNE, los que en algunos casos son cortados por fallas inversas a lo largo
de su eje. Estos pliegues se continúan hacia el sur de la granodiorita La Obra
y del río Maipo, observándose que sus flancos occidentales llegan a ser incluso
verticales (Sellés y Gana, 2001). La deformación en este sector está íntimamente
ligada al sistema de Falla San Ramón.
Al este del Cerro de Ramón y hasta la franja de los intrusivos del
Mioceno Medio –
Superior (por ejemplo, los plutones La Gloria y San Gabriel), la
secuencia se encuentra plegada suavemente, formando un sinclinal y un
anticlinal de longitudes de onda kilométricas y pequeña amplitud, con ejes
orientados aproximadamente norte-sur.
Al este de los
intrusivos del Mioceno Medio – Superior, las rocas de la Formación Abanico se encuentran
fuertemente deformadas, por un sistema de fallas y pliegues de vergencia oeste
(Falla Yesillo-Chacayes), que corresponden a retrocorrimientos asociados a la
Falla El Diablo (Fock, 2005). Esta falla, ubicada en el límite entre la
Cordillera Principal Occidental y Oriental, correspondería a la estructura más
occidental de la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua en este sector, marcando
un cambio en el estilo y vergencia de deformación en la Cordillera Principal,
que afecta principalmente a rocas mesozoicas
DESARROLLO
Día 1. Litoral Central
Parada 1. Campo de Dunas de Ritoque
En
esta parada se reconocen tres unidades geomorfológicas:
-
Una playa rocosa
-
Una playa arenosa
-
Un campo dunario
A través del tiempo han ocurrido ascensos y descensos del mar, los
cuales generaron abrasión y erosión del batolito costero, que en conjunto con
el aporte de material desde las partes altas de las cuencas y desde las
corrientes litorales han generado el ambiente de playa, actualmente modelado
por la acción de olas y mareas.
Figura 4.
Fotografía del sector, con orientación SE-NW. Se observa las unidades
geomorfológicas: playa arenosa y playa rocosa.
Playa rocosa:
Corresponde a un afloramiento rocoso
sometido a meteorización física en la base y meteorización química en la zona
superior. Se clasifica como costa de emersión. Alcanza mayor altura que la
playa arenosa. (Figura 4)
Playa arenosa:
Corresponde a 15 Km aproximadamente
de playa con sedimentos de tamaño arena, dispuestos bajo dos regímenes de
pendientes de playa: la zona proximal al mar presenta mayor pendiente que la
zona distal y su quiebre representa el
límite de acción de pleamar. Existe un predominio de procesos asociados a la
corriente del oleaje y la marea, y evidencias de eventos de
tormentas, representados por la alineación de materiales como cochayuyo
paralelo. Se clasifica como costa de inmersión. (Figura 4)
Campo dunario:
Corresponde a un campo dunario
relicto, debido a que ya no recibe aporte de sedimentos. El campo se encuentra
estable pero sensible ya que aún está activo gracias al efecto del viento que
remueve y retransporta el material de tamaño arena. “En un corte transversal de oeste a este se
puede distinguir a partir de la playa: la
duna bordera, depresión interdunaria, dunas libres barjanoideas y
transversales, y dunas onduladas con cubierta vegetal. Cada una de estas
unidades está relacionada con un tipo se asociación vegetal característica y en
ella se localizan algunas actividades efectuadas por el hombre”(Castro 1987,
pag.3)(Figura 2). Los principales agentes de meteorización que lo afectan son
el agua y el spray salino. Una zona urbana e industrial se encuentra ubicado
cerca del campo dunario, por lo que se encuentra sujeto a la actividad del
hombre en cuanto a turismo y deportes. (Figura 5)
Dunas activas
Duna Bordera:
“La duna bordera se desarrolla a partir del nivel de las más altas
mareas y está constituida por acumulaciones monticulares de arena depositada al
abrigo de la vegetación y presenta ondulitas (Figura 6). Son dunas del tipo
nebka generadas por vientos predominantes del suroeste y separadas por
corredores de deflación (Figura 7), también orientados según el viento. Paskoff
(1971) acertadamente las denomina "dunas monticulares". La vegetación
cumple un rol esencial en la determinación de la morfología de la duna bordera.
Aquí la especie dominante es Ambrosia Chamissonis en asociación con Carpobrotus
chilensis.” (Castro 1987, pag.4)
Dunas libres
“La dinámica actual de éstas se
restringe fundamentalmente a la remodelación constante de las dunas libres por
el viento. El frente transgresivo de estas dunas se encuentra limitado en su
avance en gran parte por la presencia de los esteros Quintero y Mantagua que
actúan como obstáculo natural y, en otros sectores, por plantación con especies
arbóreas. El frente transgresivo de las dunas transversales ha represado así
los pequeños cursos de agua del sector, formándose áreas de mal drenaje tras
las dunas activas. El análisis de fotos aéreas permite discernir en algunos
sectores la transformación paulatina de barjanes activos en dunas
transversales. Estos barjanes tienden a coalescer y sus crestas a disponerse en
ángulo recto respecto de los vientos dominantes. Las dunas activas del sector
norte están siendo estabilizadas con vegetación.” (Castro 1987, pag.4)
Dunas estabilizadas
“Se encuentran localizadas al interior de las dunas activas
conformando una unidad de edad Holocénica, parcialmente cubierta por las dunas
transversales y otra unidad de edad Pleistocénica (Paskoff, 1971). Las dunas Holocénicas
tienen formas longitudinales y en horquilla y las Pleistocénicas constituyen
una cubierta arenosa suavemente ondulada (Castro, 1984). En las dunas antiguas los procesos de erosión
son dominantes, generándose normalmente a partir de la destrucción de la
cubierta vegetal por algún factor natural o lo que es más frecuente por
interferencia humana (pisoteo, pastoreo, efecto de la contaminación atmosférica
sobre la vegetación, etc.).” (Castro 1987, pag.4)
Figura 5.
Esquema de perfil de playa, donde se observan las dunas borderas, la depresión
interdunaria y las dunas estabilizadas.
Figura 6.
Ondulitas generadas en la arena por la acción del viento. Alumno escala
Por lo tanto agentes naturales y
antropológicos transforman el paisaje afectando la geomorfología dinámica del
sector. Estos cambios se observan desde la antigüedad hasta hoy y se han podido
cuantificar a través de imágenes satelitales o fotografías aéreas. Rojas (2008) establecio en su caracterización
de las dunas de Ritoque que “Es muy probable que la Ammophilia arenaria que se
observa en el campo de dunas provenga del programa de plantación de CONAF de
1974, donde se plantó un total de 1.470.000 clones de esta planta. La ubicación
de esta plantación recorre aproximadamente 5 Km, desde la estación de
ferrocarril de Ritoque hasta el estero Mantagua, por el sector del cordón
litoral. Otra de las plantaciones que realizo esta institución, fue la siembra
directa de Ambrosia chamissonia. Esta especie aun es visible en el sector norte
del campo de dunas, cerca de la estación de ferrocarril. Por último, en este
mismo sector, se tienen registros visuales de plantación de Lupinus arboreus y
de Tamarix gallica. Esta última especie es probable que perdura en el lugar,
por renegación natural de los ensayos realizados por Vita y Cogollor (1979)”.
Este control no fue lo suficientemente efectivo a lo largo del tiempo ya que en
la actualidad la arena sigue siendo resdistribuidas por el viento, siendo los
bosques de pino la única barrera que impide su avance (disminuyen los vientos).
Figura 7.
Esquema mostrando el ingreso del viento a través de los corredores, en esta
zona de dunas borderas se generan dunas longitudinales.
Parada 2. Estuario del Aconcagua (Parque Municipal).
Esta zona corresponde a la desembocadura del río Aconcagua, donde se
mezclan sus aguas con el océano (Figura 8). La alimentación de la cuenca del
rio es de régimen pluvionival,
manteniéndose constante todo el año. El agente modelador de esta zona es el
viento, oleaje y la corriente del rio. Actualmente se encuentra emplazado en un
ambiente de humedal, con fauna asociada (nidificación de aves). El río
actualmente presenta un comportamiento de baja energía, con flujo laminar, en
donde se forman depósitos de fondo tamaño arcilla y limo.
Figura 8.
Fotografía con orientación S-N del sector, donde se observa el estuario con la
barrera litoral en el frente (entre la desembocadura del río e ingreso del
océano al continente).
Se
reconocen 4 unidades geomorfológicas:
Planicie litoral
Según la revista Geográfica de Valparaíso (1968), se extienden al
pie de los cerros de la cordillera de la costa, separadas por quebradas
profundas y secas. Se reconocen tres niveles de extensión y altura variable:
uno oscila entre 100 y 140 m, el otro tiene 80 m de altura media y el más
occidental es un plano inclinado, cubierto de dunas que descienden de 20 m
aproximadamente hasta el nivel del mar. Este sector se encuentra afectado por
movimientos tectónicos que han destruido la continuidad original de las
planicies litorales.
Flechas Litorales
Se presentan dos (flecha norte y flecha sur) con distinto estado
evolutivo, las que varían de acuerdo al comportamiento de la acción fluvial y
marina en el estuario, pasando de estados de equilibrio relativo, acreción de
la flecha sur y formación de una barrera litoral, y por último el cierre de la
boca estuarial por acreción de la flecha norte.
Bancos estuariales
Estos obstruyen el curso inferior del río, haciendo que el canal
presente variaciones con tendencia a exagerar la forma de embudo. En 1945 se
presentaban dos bancos, uno de mayor proporción presentando borden en forma de
puntas y vegetado, y otro localizado tras el anterior con menor vegetación y
tendiendo a obstruir la corriente fluvial. En 1954 y 1976 los bancos formaron
un solo gran banco estuarial, demostrando la dinámica del sistema con el paso
del tiempo.
Meandro abandonado
Presenta dos bifurcaciones (divisiones) que terminan en punta al
interior de las terrazas fluviales. En 1945 presentaba numerosas ramificaciones
que se conectaban al curso principal del río.
Laguna estuarial
La laguna estuarial tiende a ser redonda durante periodos en que
el meandro presenta salida a la boca del estuario, mientras que cuando se
encuentra cerrada por el crecimiento de las flechas litorales, la laguna tiende
a ser alargada.
Parada 3. Dunas de Concón.
Esta duna data del Holoceno, actualmente no recibe aporte de
sedimentos, presentando un carácter inactivo (Figura 9). El color de la arena
es de un tono oscuro, lo que indica una cantidad considerable de clastos
ferromagnesianos. Es un sistema altamente dinámico, situándose en una zona
frágil, en donde se construyen viviendas y edificaciones comerciales.
Figura 9.
Dunas de Concón con vegetación, donde se observa al fondo edificaciones.
Figura 10.
Imágenes de Google Earth, donde se observan en planta las dunas de Concón. a)
Duna en estrella o piramidal. b) Duna longitudinal.
Según indica la Sociedad Geológica:
“Las Dunas de Concón son un geositio que se localizan sobre una terraza marina
alta de 80 msnm en contacto con una
costa rocosa, tienen la particularidad
de que no están siendo alimentadas por arenas de la playa, es decir están colgadas, separadas por acantilado, por
lo que se trata de una duna fósil. Esta
situación geomorfológica las hace muy frágil. En su mayor extensión están
fijadas naturalmente por una cubierta de gramíneas o por el matorral bajo
costero. Entre Punta Concón y Las Dunas, existe un área extensa de dunas de
reactivación muy antigua, que posee una morfología características de dunas
libres, con líneas de crestas agudas, depresiones, frentes abruptos de arena
móvil, señalando una actividad eólica que retoma sedimentos que antiguamente constituyeron
dunas estabilizadas. Las Dunas de Concón son sedimentos eólicos pleistocénicos
(2,3 millones de años – 100.00 años) y holocénicos (100.000 años al presente)
del sector de Reñaca a Concón, los que están depositados sobre la Formación
Horcón, la que corresponde a Unidad Litoestratigráfica de sedimentos marinos
fosilíferos de edad Pliocénica) 4,2 a
2,3 millones de años) que se extiende entre Puchuncaví y Quintay. Estas dunas
fósiles están compuestas por arenas finas de color pardo, estabilizadas y con
reactivación en el sector de Bosques de Montemar.” (Figura 10 y 11)
Figura 11.
Esquema de la duna de concón, evidenciando su emplazamiento en un acantilado y
entre población urbana.
Parada 4. Sección superior Quebrada Jaime.
En el lugar se aprecian procesos de laderas, favorecidos por la
alta pendiente del sector, el agua tiende a seguir los cursos de las quebradas,
escurriendo pendiente abajo, removiendo parte de material del suelo. (Figura
12)
La inestabilidad de las rocas es notable, y se observa una alta
población urbana asentada en estos. En el camino a la quebrada encontramos
casas construidas sobre granito meteorizado. La inestabilidad de estos
materiales hace susceptible el sector a procesos de remoción en masa,
principalmente por que el granito se expande y moviliza cuando aumentan las
precipitaciones. Además la urbanización disminuye la infiltración, lo que
afecta los sistemas naturales. La escases de suelo en Valparaíso hace que la
población se concentre en estos sectores (los mejores suelos se encuentran en
la parte alta del camino La Pólvora).
En la quebrada se pueden observar
procesos de remoción que afectan ex senderos, laderas cóncavas y convexas con
talweg, laderas activas intervenidas, cárcavas, cicatrices de intervención
antrópica con maquinaria y asentamientos humanos, alrededor de un pequeño
riachuelo bastante contaminado con basura y también asentamientos en la parte
alta de la quebrada. Algunas cicatrices de intervención antrópica muestran el
desarrollo de un pequeño horizonte O de iluviacion, con raíces.
Figura 12.
Fotografía del sector, la población urbana está emplazada en la quebrada con
una fuerte pendiente y un suelo muy inestable.
Según el PLADECO: “En un orden de gran magnitud, la comuna de
Valparaíso está comprendida en una sola unidad geomorfológica denominada
terraza litoral. Esta está formada por distintos niveles altitudinales, y sus
bordes de término son los cerros de Valparaíso y los acantilados del litoral
sur. Cabe mencionar que no encontramos Cordillera de la Costa como unidad
geomorfológica en la comuna, ya que al sur del Aconcagua ésta se retira hacia
el interior.
En general, hacia la costa el relieve se caracteriza por formas
llanas separadas por pendientes más o menos abruptas. Las formas llanas se
interpretan como los distintos niveles de terrazas marinas, y las pendientes
abruptas, como los acantilados que las separan. En el sector más occidental de
Valparaíso se pueden distinguir 9 niveles de terraza; hacia el este y el norte
no se observa un buen desarrollo de todos estos niveles debido a la dislocación
producida por las fallas. Al sur del estero Marga-marga, la terraza principal
se ubica a cotas superiores a los 250 m.s.n.m., alcanzando a más de 450 m.s.n.m.
al sur de Valparaíso.”
Día 2. Cajón del Maipo.
Parada 1. Las Vizcachas.
Se
aprecia la zona de transición que separa dos unidades geomorfológicas:
-
Cuenca
de gran extensión gobernada por procesos glacio-fluviales del
Cuaternario, rellenada por abanicos de gran extensión favorecidos por factores
climáticos, tiempo y cambio de pendiente de este a oeste, con ríos como
principal agente de transporte. La
topografía de la cuenta también evidencia la presencia de geoformas como
abanicos. El cambio de pendiente se evidencia por la presencia de conos
coalescentes de material (Figura 13),
formando facetas triangulares, esta geoforma se produce en saltos topográficos
producidos por una falla inversa denominada San Ramón.
Figura 13.
Esquema de la coalescencia entre los conos de derrubio, que están generados por
una falla que atraviesa los ríos.
-
Alzamiento del bloque Este con
componentes asociadas a volcanismo y magmatismo. El alzamiento del bloque está gobernado por un sistema de
fallas asociado a la falla inversa San
Ramón producida por la deformación orogénica de la pre cordillera que sigue deformándose y acortando la
cordillera por la compresión tectónica de la subducción de placas, formando la
faja plegada y corrida debido a la
existencia de una capa de yeso que actúa
como capa lubricante por sobre la cual
se deslizan otras capas. Estudios recientes plantean que la falla San Ramón es un límite de deformación del sector
cordillerano. El otro límite es la falla El
Diablo, con una impronta espacial
amplia que llega hasta Rancagua y está asociado a mineralización y alteración.
Los ríos provenientes de la cordillera
se encajonan en el sistema de fallas inversas, desviándose del curso principal
debido a las diferentes competencias de litologías del sector. Los ríos mantienen activos los procesos de erosión,
transporte y depositación de material. Uno de los trazados que pasa por el
sistema de fallas es el del río Mapocho
y unas de las líneas del metro.
Existe una problemática en el sector
en cuanto a la construcción de viviendas en diferentes sectores de la cuenca y
la pre cordillera. Por ejemplo el año 93 en la quebrada de Macul ocurrió un
gran evento de remoción en masa donde se lamentaron varias vidas. Otro ámbito a
considerar en la construcción de viviendas es la respuesta sísmica de los
materiales de la cuenca, ya que en el terremoto del 2010 la comuna de Quilicura
fue más afectada que otras zonas de la región.
Figura 14. Estudio
a través de mapas geomorfológicos, topográficos y geológicos del área, con la
finalidad de comprender su funcionamiento, desde un punto de vista de la
geomorfología dinámica.
Parada 2. Sector La Obra.
En este mirador se aprecia, hacia el
sur, el valle del rio Maipo cuyo caudal se desplaza de este a oeste y
presenta bancos longitudinales de mayor
grosor aguas abajo. Los cambios en el
nivel de base del rio se asocia a la variación en el nivel medio del mar debido
al cambio climático: En periodos de glaciación
baja el nivel medio del mar, por lo tanto el nivel de base del rio baja
e incide en un sector plano. Posteriormente en una desglaciación el nivel medio
del mar aumenta y además existe un rebote isostático que alza la corteza debido
al retiro de los glaciares; estos eventos también producen un cambio en el
nivel de base del rio.
En el valle se observan terrazas fluviales no
pareadas, encontrándose una terraza en la ribera norte y cuatro terrazas en
la ribera sur (Figura 15).
“Las terrazas fluviales se apoyan sobre un sustrato constituido
por rocas de la Formación Abanico” (Lavenu y Cembrano, (2008)).
Los procesos asociados a la generación
de estas terrazas son la Falla San Ramón, los procesos de glaciación y proceso
de alzamiento tectónico.
Lavenu y Cembrano, (2008) realizaron la
siguiente descripción de las terrazas fluviales:
El mapeo
de las terrazas
a lo largo del
rio Maipo, entre el
Manzano y San
José de Maipo,
permite identificar cinco
niveles principales, además
del lecho actual. En
la confluencia de
los ríos Colorado
y Maipo, cerca de una antigua cantera de ripios, estos
niveles de terraza se ubican respectivamente a T0: 880m de altura, T1: 881-884
m, T2:896 m, T3: 920-925 m, T4: 950m y T5: 1.000-1.050 n.
El
nivel T0 corresponde al “Talweg” o lecho menor del rio actual, equivalente al
nivel de estiaje, coincidente con el trazado del rio en el mapa a escala
1:50.000 (IGM). La confluencia de los ríos Maipo y Colorado se estima en 880
m.s.n.m. La sedimentación actual se limita a bancos de material grueso y escasa
arena, caracterizando un régimen fluvial torrencial.
La
terraza T1 está muy reducida debido a la fuerte erosión actual del rio en
estación de lluvias (invierno) y corresponde a algunos depósitos ubicados a
menos de 1 o 2 m por sobre el cauce actual. Sobre ella se desarrolla un poco de
vegetación, pero durante las crecidas es cubierta por las aguas del rio y actúa
como una llanura de inundación.
La
terraza T2 está mejor desarrollada y se ubica a una altura de 896 m (punto de
nivelación) siempre por debajo de la curva del nivel 900 m. Esta terraza se
encuentra alrededor de 15 m por encima de T0; sobre ella crecen arbustos y
árboles y no la alcanzan las crecidas normales de invierno. El puente de
ferrocarril se encuentra sobre esta terraza.
La
terraza T3 está muy desarrollada en ambas riberas del rio (920 m de altura y 40
m encima de T0), sobre todo en la ribera norte donde se ubica el pueblo de El
Manzano. En la zona de estudio, esta terraza se desarrolla sobre 4.5 km de
largo y con un ancho de 500 a 800 m. en
ella se han instalado los pueblos y en la superficie está ocupada por campos y
cultivos. El puente del camino de vehículos está al nivel de esta terraza.
La
terraza T4 está muy pobremente expuesta y presenta únicamente remanentes de su
superficie en el sector estudiado. Esta constituidas por conglomerados y se
ubica a unos 950 m de altura, 70 m encima de la terraza T0.
Por
último la terraza T5 presenta un interés primordial pues es la única en la cual
hay evidencias de deformación tectónica y, por lo tanto, se describe con mayor
detalle. Unos 500 m al sur de la confluencia de los ríos Maipo y Colorado, los
remanentes de esta terraza no presentan una superficie plana muy desarrollada,
pero presentan un corte en sedimentos fluviales, apoyándose y descansando sobre
pleorelieves de brecha volcánica de la Formación Abanico. Los sedimentos más
altos de la terraza alcanzan una altura de 1.050 a 1.060 m, 170 a 180 m por
encima del nivel T0.
En la ladera de la terraza T2 se observa la
marca de un paleocanal, este indica antiguas condiciones de ladera y si se
conociera su rumbo y manteo se podría deducir las condiciones de
alzamiento.
La terraza T4 posee la caja de inundación más amplia
por lo que se deduce que el rio tenía un trazado meándrico de baja energía y la cordillera era más baja o el nivel de
base era más alto.
Cabe destacar que la terraza T5 no fue
visualizada en este terreno.
Figura 15.
Fotografía de niveles de terrazas fluviales, donde se muestran claramente
cuatro niveles reconocibles.
Parada 3. San José de Maipo (Río Maipo).
16 Km aproximadamente Aguas arriba del mirador La Obra, se estudia
la dinámica del rio Maipo a la altura de la Ciudad de San José de Maipo. En
este sector el rio presenta mucha turbidez debido al lecho irregular y el alto
contenido de sedimentos transportados. Aguas abajo del lecho del rio se observa un banco estabilizado que divide el rio en dos, aguas arriba se observan dos
abrazadores de orilla que migran según la corriente del rio y a la orilla del
canal oeste hay depósitos de material de gran tamaño (Figura 16).
Los asentamientos humanos en este
sector presentan alto riesgo, ya que son
vulnerables a ser afectados por los procesos naturales que se producen en torno
al rio. La mayoría de los asentamientos se ubican al sureste del rio.
Figura 16.
Fotografía del rio Maipo, en azul abrazadera, en verde banco estabilizado.
Unos kilómetros en dirección Sur, se
observa en las laderas Este de la quebrada, algunas cicatrices de procesos de remoción en masa cubiertas, en parte, con vegetación y rocos;
existe una capa de horizonte O (suelo de carácter orgánico) con una gran potencia
de espesor. Llama la atención una cicatriz de deslizamiento en una ladera
ubicada sobre una terraza, donde actualmente se encuentra edificado la antigua
clínica de José de Maipo (edificación abandonada), se determinó que una sección
del suelo experimento un proceso de remoción producto de la gravedad, la
escorrentía superficial del agua de lluvia y la pendiente de la ladera (Figura
17). Es importante para la ingeniería, tener en cuenta el factor riesgo, que
significa el construir asentamientos urbanos, en áreas donde tenemos procesos
como este. El deslizamiento esta datado en investigaciones científicas de
aproximadamente el año 1985, año en que las cantidades de precipitación era
excepcionalmente alta, debido a que estábamos en año niño, donde las condiciones
climatológicas cambian a lo largo de la zona central.
Figura 17.
Cicatriz de deslizamiento.
Básicamente de la evidencia de la
cicatriz irregular de la remoción, se puede deducir que había una condición de
saturación del suelo, que en un momento alcanzo el umbral crítico en términos
de estabilidad, indicando dos procesos, uno principal que desplazo una cantidad
de material importante, y posteriormente otro movimiento que desplazo otra
sección quedando suelo inestable. Estos procesos de deslizamiento son actuales,
gatillados principalmente por la condición climatológica y la saturación del
suelo.
Figura 18.
Fotografía con orientación SW-NE, donde se aprecian los conos de deyección, con
sedimentos finos en la parte superior y sedimentos más gruesos en la parte
baja.
En el sector se visualizan los conos de derrubios, en la parte
superior está conformado por sedimentos finos y en la base por sedimentos
gruesos, lo cual establece un lavado de material, deduciendo que en temporadas
frías, la nieve recubre estas laderas, existiendo parches de nieve en los conos
(Figura 18). La nieve queda adherida durante semanas o días derritiéndose
lentamente y lavando el material depositado, dejando sedimento fino en la parte
superior y sedimento grueso en las partes bajas. En las bases encontramos
canales en donde se concentraba el agua de los parches de nieve. Algunos de
estos conos se encuentran estabilizados por la vegetación y el continuo aporte del agua, produce coalescencia de los conos cercanos.
Parada 4. Mesón Alto.
Este sector corresponde a un valle con huellas de glaciares. Al
oeste se observa un glaciar colgante o
cuerpo de hielo afluente del embalse el Yeso (Figura 19 y 20). Es
remanente de un antiguo cuerpo glaciar que esculpió el valle, dejando en el sector un lineamiento de morrenas
laterales, que son visibles durante todo el trayecto del camino, con alta erosión, y bloques erráticos en sus
cumbres, lo que evidencia el avance del glaciar, ya que es imposible explicar
su presencia considerando las distancias a las laderas que cierran el valle. La
zona se encuentra a 2.300 m.s.n.m., con
edades de procesos glaciares del Pleistoceno, acá las evidencias de los
procesos son mucho menores que en la parte baja, ya que tenemos erosión fluvial
que ha borrado gran parte de ello. En el
área se aprecian muestras de rocas producto de procesos de cuñamiento y generación de lajas,
que eventualmente correspondían a rocas mucho más grandes, pero fueron
destruidas por la intrusión del agua y posterior congelamiento en los planos de
debilidad por donde se fracturan. Existen dos regímenes climáticos, uno parte
en primavera/verano, con altos contrastes de temperatura día/noche, en donde el
crioclastismo es un proceso muy claro. Y otro de invierno, donde la mayor parte
del sector se cubre de nieve, generando una capa temporal que trabaja sobre los depósitos de conos, un
proceso parecido al de parches de nieves en san José de Maipo, pero inverso, en
el sentido de que en las partes lavadas, hay materiales de mayor calibre como
manchas.
Figura 19.
Fotografía mostrando conos de deyección, depósito de morrena y formación
farellones cubierta por cuerpos de hielo.
Figura 20.
Esquema realizado en el mismo sector de la fotografía anterior, mostrando los
conos de derrubio y el glaciar colgado.
Cuando existe un cuerpo de hielo, los procesos de erosión sobre el
valle son de gran magnitud, el glaciar es el elemento más agresivo en la
formación de un paisaje, su principal evidencia es la formación de valles en U,
que en nuestro caso es difícil de
observar, debido al paso del tiempo, y actual acción fluvial que ha generado
una incisión del valle en forma de V. Al retirarse el hielo, ocurre un rebote
isostático en el cuerpo rocoso (alzamiento), el cual es difícil de cuantificar,
pero fácil de observar, ya que se refleja en el proceso de relajación de una
roca, ocurriendo descamación y erosión de está.
Figura 21. Depósitos
de morrenas, erosionado por procesos posteriores, en la parte izquierda se
observa un proceso de deslizamiento.
Lo interesante del área son los
depósitos laterales existentes, ya que el río cambia de dirección, vamos a
encontrar depósitos morrenicos solo a un lado de la cuenca (Figura 21). En
sectores más bajos se observaban lineamientos bien definidos de estos
depósitos, pero que solo aparecen a un lado de la cuenca, esto sucede debido a
la acción del glaciar, que tiene un comportamiento parecido a los meandros en
términos de movimiento. En su transcurso, se generan sectores donde predomina
la erosión, que pule la roca, y en el otro margen se genera depositación.
Eventualmente, si el glaciar cambia su disposición, el deposito morrenico
también cambia, por lo cual tendremos laderas de contacto de hielo, estás son
interesantes ya que de ella, se pueden realizar dataciones a través de la
cosmogenia (isotopos cosmogénicos como el berilio), calculando el momento en
que el glaciar retrocedió, o dejo de ocupar un sitio.
Existen cuatro periodos de
glaciaciones a nivel global, que concuerdan con los periodos datados en el
sector, dando la probabilidad que estemos en presencia de procesos sincrónicos.
La mayoría de la intensificación de procesos glaciares, tiene relación con la
ocurrida en la Antártica, ya que, el volumen de hielo antártico aumento en
asociación con el balance de energía, descrito por la teoría de Milankovitch,
la cual dice que la energía en función de la distancia de la Tierra al Sol.
Cuando la Tierra se encuentra alejada del Sol, la temperatura a nivel global es
baja, por lo tanto, aumenta el volumen de masa glaciar en la Antártica. En
Sudamérica y en la parte central, los glaciares presentaron un avance extremo,
por lo que se puede defender la idea, de que los procesos ocurrieron a una
escala global y no local. Sin embargo, los procesos no se dieron en forma
sincronizada, probablemente en el hemisferio norte, los procesos fueron más rápidos,
que los del hemisferio sur. El balancín térmico existente entre el Ártico y la
Antártica, nos habla sobre los fenómenos atmosféricos que se encuentran
teleconectados con los fenómenos que ocurren en el océano, actuando el océano
como una banda transportadora de energía, que a medida que cambien los patrones
de temperatura y salinidad, van a determinar el cambio en la desglaciación.
La presencia de los glaciares actuales
relictos en franco retroceso, nos hace pensar en el monitoreo de estos cuerpos,
que si bien han existido estudios de meteorología glaciar por proyectos
extranjeros, estos no han sido continuados por estudios nacionales, dejando un
vacío en la base de datos, sin poder obtener una tendencia del balance de
masas, utilizado para calcular la reserva de agua disponible. Sabemos que los
glaciares presenten en el área, alimentan al embalse del yeso, construido por
el hombre hace algunos años, esté alimenta toda la cuenca de Santiago, pero
tiene una vida útil debido a los procesos de sedimentación que en él ocurren.
Parada 5. Las Melosas.
En esta zona, tenemos la evidencia de un megadeslizamiento,
observable en la cicatriz dejada en la ladera. Esta geoforma fue generada en el
año 1958 aproximadamente, el cual removió sedimento de la ladera, depositándolo
en el curso del río y formando una laguna temporal (Figuras 22 y 23).
El
megadeslizamiento se produjo en tres etapas:
1)
Las áreas mas bajas al pie del cerro
se erosionan por el efecto el rio, produciendo socavones y generando
inestabilidad.
2)
En el año 1958 un terremoto de grado 6
tiene su hipocentro en la falla las melosas, muy cerca de la superficie por lo
que las velocidades del sismo botaron una sección del cerro.
3)
Posterior al sismo ocurrió otro
deslizamiento
Esto provoco que todos los materiales se depositaran en el rio,
obstaculizando y formando una laguna.
Con el tiempo el agua erosiono el deposito que obstaculiza el rio vaciando la
laguna y permitiendo el transito normal del flujo del rio.
Figura 22. Megadeslizamiento
Las Melozas, se observan conos de deyección, y depósitos en el río del proceso de
deslizamiento, junto a materiales traídos de altas cumbres.
Figura 23.
Esquema del megadeslizamiento, mostrado en la fotografía anterior.
Día 3. Cajón del Maipo.
Parada 1. Camino El Yeso (1 km).
Figura 24. Fotografía del valle en forma de U con la
incisión del río formando una V. Se aprecia depósitos laterales de morrena, con
bloques erráticos de gran tamaño que dan cuenta del avance del glaciar.
Figura 25. Esquema del valle en forma de U y un río en
forma de V.
Figura 26. Corte y columna estratigráfica del
afloramiento al costado del río.
En este sector se aprecia el valle del
rio el Yeso, donde predomina el ambiente glaciar, ya que hace uno 1.5 a 2
millones de años atrás, esto estaría cubierto por un glaciar. Esto se evidencia
por la presencia de morrenas laterales y terminales.
La erosión fluvial deja a la vista evidencias
procesos glaciofluviales, volcánicos y glaciares. (Figuras 24, 25 y 26)
a)
Procesos glaciofluviales: consiste en
depósitos actuales, con clastos angulosos y caóticos con presencia de bloques
erráticos de morrenas terminales. Tiene intercalaciones de material fino,
trabajados fluvialmente.
b)
Procesos volcánicos: Ignimbrita
Pudahuel, se encuentra retrabajada por acción glaciar.
c)
Procesos glaciofluviales antiguos: el
material se encuentra muy retrabajado. Presenta bloques erráticos en su
superficie que corresponden a caídas por gravedad que no corresponden al
depósito.
Parada 2. Baños Morales.
Este sector corresponde al valle del rio El Volcán en un ambiente
de alta montaña con predominio de meteorización física de laderas. Existen
varias diferencias en comparación al valle del rio el Yeso:
-
La orientación de los estratos.
-
La existencia de fósiles de ambientes
marinos a 1890 m.s.n.m.
-
La presencia de la faja plegada y
corrida.
-
La extensión del continente y
posteriormente procesos de subducción y
deslizamientos sobre la capa de Yeso genera la geomorfología por esfuerzos tectónicos. existe un posterior
alzamiento y basculamiento actualmente retrabajado por agua de deshielo de
glaciares que deposita los sedimentos para rellenar el valle.
El valle es más angosto que los anteriores, con bloques
grandes y angulares en las planicies aluviales, posiblemente bloques erráticos
o bloques provenientes de procesos de ladera, es decir deslizamientos desde las
montañas que rodean la cuenca.
Figura 27. Fotografía
del valle angosto, con bloques grandes aislados. En la parte del fondo del
paisaje se observa un depósito de morrena, dejado por el glaciar de ese sector
y conos de derrubios.
Hacia el este se observa el Volcán San José,
actualmente activo y con evidencias de procesos glaciares por remanentes.
Se aprecia una morrena lateral proveniente del
Glaciar El Morado que presenta glaciares permanentes. La morrena permite
estimar el grosor del glaciar. En dirección al oeste la confluencia de los dos
glaciares forma un valle en U (Figuras 27 y 28).
Los riegos asociados al sector son los
procesos de ladera y el riesgo volcánico producto del volcán San José.
Figura 28.
Esquema del depósito de morrena, conos de deyección y el río que fluye por las
planicies hacia aguas abajo.
Parada 3. Travertinos.
En esta zona, se observan afloramientos de depósitos
hidrotermales, con afloramiento de rocas
de travertinos. El área está dominada por un sistema de fallas, produciendo
planos de debilidad por donde ascienden estos flujos hidrotermales,
provenientes de una actividad volcánica cercana (Figura 30). Además se aprecia
el efecto de los glaciares ya que su deshielo forma el rio que pasa por al lado
del camino, transportando gran cantidad de material; se aprecian efectos
gravitacionales debido a deslizamientos en las morrenas (Figura 29)
Según
Imm200 en su guía de terreno:
En sector de Baños Morales, al Sur del Río Volcán, podemos
observar a distancia una coloración particular en los cerros. Dicha coloración
recibe el nombre de Alteración Hidrotermal, y se debe a un cambio químico en la
composición de las rocas originales producto de la circulación de fluidos. Las
condiciones de Presión y Temperatura de dichos fluidos, muy distintas a las
condiciones de P y T de formación de los minerales de la roca original, y la
presencia de agua que cataliza reacciones, lleva a la roca a sufrir este cambio
mineralógico, lo que resulta en pérdida de texturas originales, reemplazo por
sílice y/o arcillas, y cambio de coloración en las rocas. La circulación de
dichos fluidos aprovecha una falla de rumbo NS, y el motor que permite que
dichos fluidos circulen por las rocas es el calor que entrega al sistema un
cuerpo intrusivo que aflora algunos kilómetros al S del río Volcán (ver mapa en
archivo adjunto). Generalmente se asocia a la intrusión de algunos plutones
este tipo de alteraciones en las rocas de caja.
Figura 29. Fotografía
que muestra depósitos de morrenas y el curso del río proveniente del deshielo
de los glaciares.
Figura 30. Depósito hidrotermal que aflora dentro de un depósito de morrena.
DISCUSIÓN
A lo largo de la transecta recorrida desde costa a cordillera, es
evidente como las geoformas están propensas a la alteración gracias a los
diferentes factores que predominan en las diferentes zonas.
En el sector costero se observó la morfología de las dunas,
ubicadas en determinados sitios que permiten la alimentación y acumulación de
arena. En el caso de las dunas de Ritoque, su alimentación se debe en gran
parte a los sedimentos que transporta el rio Aconcagua, y en menor escala los
ríos Quintero y Mantagua. Por lo tanto, cualquier cambio en el aporte de
sedimentos de estos ríos afecta al campo dunario. La dirección del viento es
otro agente que modifica el campo dunario, tal vez el más importante ya que
modela diariamente según las corrientes provenientes de los vientos suroeste.
Otro agente modelador corresponde a las corrientes marinas y la deriva litoral
que arrastra los sedimentos en dirección norte. Los agentes nombrados
anteriormente afectan en gran medida la morfología de las dunas, pero el efecto
antrópico es superior a ellos, ya que la mano del hombre no puede revertir los
daños que produce; por ejemplo este sector se encuentra fuertemente intervenido
debido a la extracción de arena desde canteras, también debido la
estabilización de dunas con vegetación para mantener la línea férrea y cultivos
interiores, y principalmente por la alta
cantidad de basura ubicada en la línea de costa y vertederos en la zona noreste
del campo dunario, además de la erosión producida por vehículos
producen cambios irreversibles y
no naturales en el campo dunario, afectando las geoformas y la flora y fauna autóctona del lugar.
El campo dunario de Concón se encuentra afectado por los vientos
suroeste que modifica diariamente las
geoformas. La deriva continental no lo afecta ya que es una duna inactiva, que
no está en contacto directo con la costa, por lo tanto su movimiento depende
solo del viento, y obviamente del factor antrópico que se hace presente con más
fuerza en este sector. Las dunas de Concón resultan ser un icono divisorio
entre las comunas de Concón y Viña del Mar; por lo tanto son tratadas de
diferentes formas a un lado y otro de la línea imaginaria de división. Por el
lado de Concón, de 12 a 21 hectáreas de 48 fueron catalogadas como Santuario de
la Naturaleza desde 1993, por lo que en las hectáreas sin protección correspondiente
a la zona de Viña del Mar se realizaron proyectos de construcción inmobiliaria,
afectando gran parte de la duna. Esta acción antrópica afecta tanto a la
naturaleza de la duna y pone en riesgo a las personas que habitan las
edificaciones, ya que un campo dunario no es una zona estable en cuanto a
construcción d viviendas, porque es un
suelo bastante propenso a sufrir cambios desde superficiales hasta
deslizamientos y remociones en masa. Además se encuentran frente a la costa por
lo que las probabilidades de ser afectadas por marejadas o hasta un tsunami son
bastante altas.
En la desembocadura del rio Aconcagua se evidencia que los cambios
morfológicos que pueden afectar la zona de estudio lo hacen con bastante
velocidad en un rango corto de tiempo, ya que por comentarios de compañeros y
los profesores que visitaron el sector el año pasado, la morfología del
estuario es diferente a lo que observamos en esta ocasión. La morfología de este sector depende de la
cantidad de sedimento que es transportada por el rio, la cantidad y fuerza del
flujo de agua que llega hasta el mar, la cantidad de agua de mar que entra
hacia el continente, la deriva litoral que se produce en las flechas norte y sur. También depende
de aporte de agua en periodos de inverno o verano, ya que en invierno el flujo
es netamente pluvial y en verano es por desglaciaciones.
Además de estos factores naturales, se encuentra el factor antrópico: la desembocadura del rio
recorre el costado de la Empresa
Nacional de Petróleo (ENAP) lo cual podría tener algún efecto en los productos
que entran en el flujo del rio el cual desemboca en un ambiente de humedal
asociado a la nidificación de aves. Además en el sector aledaño a la
desembocadura existe gran cantidad de asentamientos humanos por lo que la
basura vuelve a ser una problemática constante.
En cuanto a la morfología del cajón del Maipo, se observa la
confluencia de eventos que afectan la morfología del sector: desde procesos glaciares,
proglaciares, volcánicos, magmáticos, tectónicos y fluviales. La mayoría de esos procesos
actúan acompañados, esto se evidencia en los valles con forma de U debido a los
procesos glaciares, pero que en la parte baja su morfología presenta forma de V
debido a los actuales procesos fluviales que predominan en el sector; a estos
dos procesos se le agregan los procesos de ladera, que actúan deslizando
sedimentos ladera abajo producto de la erosión glaciar, o bien remociones en
masa producto de inestabilidades gatilladas por eventos sísmicos. Los procesos magmáticos se representan por el
ascenso de varios plutones a lo largo del cajón (Plutón San Gabriel), los
procesos volcánicos están representados por los depósitos de ignimbritas,
principalmente la Ignimbrita Pudahuel que aflora desde la parte alta hasta baja
de la quebrada del rio el Yeso, los procesos tectónicos se representan por los
pliegues anticlinales y sinclinales que afloran hacia el este de la cordillera,
a además del basculamiento de los estratos a lo largo de todo el recorrido. Otro
proceso que actúa en el sector y se asocia a procesos tectónicos son las
alteraciones hidrotermales producto del ascenso de fluidos por fallas inversas
que afectan el sector este de la quebrada del Rio el volcán. Todos estos
procesos afectan los afloramiento de rocas, los depósitos morrenicos, depósitos
volcánicos, mediante meteorización física y química, cuyo resultado es
transportado aguas abajo por los ríos Maipo, El volcán y Yeso.
Es casi inevitable hacer vista gorda a
los efectos antrópicos que predominan en
el lugar, ya que a lo largo del cajón existe gran cantidad de asentamientos
humanos. Algunos de los sectores poblados se encuentran bajo riesgo debido a
emplazamiento de viviendas bajo laderas con cicatrices de remociones en masa,
un ejemplo emblemático de esto es el Ex Hospital San José que se encuentra en
una planicie bajo la cicatriz de dos eventos de remoción. Ademas existen
asentamientos humanos en las cercanías de la ribera del rio, de hecho no solo
asentamientos ya que la ruta G25 se emplaza al costado del rio en varias
ocasiones, por lo que se expone la vida de los habitantes y de los viajeros del
sector a posibles inundaciones en caso de un aumento del caudal del rio. Otro
efecto antrópico son los trabajos mineros en el sector, los que al transportar material
aumentan la cantidad de polvo en suspensión que son transportados y depositados
por el viento de manera artificial. Cabe destacar que en una de las jornadas de
terreno, nos encontramos con un Geólogo de nacionalidad española que trabajaba en la zona para un
proyecto, el cual deducimos que corresponde a Alto Maipo. Este proyecto como
indica en su sitio web:
Está
compuesto por dos unidades: Alfalfal II y Las Lajas, las que
generarán en conjunto 531 MW de
potencia.
Para
producir esta energía, se ocuparán parte de las aguas de los ríos Volcán, Yeso
y Colorado, las que serán íntegramente devueltas al río Maipo 5 kilómetros
aguas arriba de la bocatoma de la empresa de agua potable y de las captaciones
de los canalistas, no afectando el abastecimiento de agua potable para
Santiago, su uso para regadío y las actividades deportivas que se realizan en
torno al río Maipo.
Con la
construcción del proyecto Alto Maipo, AES Gener revitaliza su compromiso e interés con la comuna de San
José de Maipo, con quien tiene una relación que se inició hace 90
años, con la construcción de la central Maitenes, la
que se ha ido renovando y fortaleciendo posteriormente con las centrales Queltehues, Volcán yAlfalfal
I.
Recientemente, Antofagasta Minerals se ha incorporado como socio para desarrollar
este proyecto.
este proyecto.
Por lo que se aprecia según la
empresa, a simple vista las aguas que transportan los ríos no se
verían afectadas, pero en realidad es cuestión de tiempo conocer los verdaderos
efectos que la construcción de este tipo de proyectos a gran escala trae
consigo, ya que muchos factores relacionados con el caudal del rio no están
tomados en cuenta, como por ejemplo como afectaría la disminución del caudal en
la zona donde extraerán las aguas en cuanto al transporte de sedimentos? ¿Cómo
calificar y cuantificar los cambios que se producirían al transportar la misma
cantidad de sedimentos en un flujo menor de agua?, y ¿cómo se comportaría este
con la reinyección del agua 5 Km aguas arriba?, ¿Qué pasaría con la flora y
fauna del sector al intervenir el caudal del rio?
Estas interrogantes podrían obtener
respuesta través de una investigación de la zona antes y después de la puesta en marcha el proyecto. A modo de
comentario personal hablo de una puesta en marcha ya que en este país es muy
difícil que realmente se tome en cuenta la voz del pueblo que está
completamente en contra de este y muchos
otros proyectos que atentan contra la naturaleza.
CONCLUSIONES
El trabajo en estos tres días de terreno resulto ser una excelente
escuela para apreciar como varia la geomorfología dinámica de esta porción del
territorio nacional.
Es sabido que los cambios geológicos ocurren en intervalos de
tiempo de miles de millones de años, estos
cambios son imperceptibles a escala humana, pero en algunos casos pueden
tener una impronta temporal menor, como los procesos que ocurren a lo largo del
periodo cuaternario. Algunos de estos procesos son visibles en interacción con
otros procesos de escalas temporales diferentes, como ocurre en el caso de los
procesos glaciares y fluviales del cajón del Maipo, en los cuales también se
aprecian eventos recientes en edad como deslizamiento de bloques, remociones en
masa, etc. Otro ejemplo de la confluencia de procesos de diferente escala
temporal son los que ocurren entre la desembocadura del rio Aconcagua y el
campo de dunas de Concón y Ritoque, estas
son morfologías que se encuentran en constante cambio evidenciado en
intervalos temporales de meses o años (es cosa de visitar las morfologías de un
año para otro para evidenciar los cambios).
Claramente los procesos de gran escala temporal como son los
procesos de subducción de placas y la
orogénesis de los Andes se evidencian muy bien gracias al efecto de los
procesos glaciales y fluviales que erosionan los sectores, y producen el alzamiento por rebote isostático
de bloques que se encontraban miles de metros bajo la superficie terrestre.
Todos estos
procesos varían su morfología al estar en contacto con la superficie y lo que
ella implica: contacto con el agua, contacto con el aire, fallas superficiales, agua lluvia, agua
nieves, glaciares y sismos, por lo que el estudio de la geomorfología es
fundamental para el reconocimiento de estas geoformas en la superficie terrestre.
REFERENCIAS
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