Geoaprendo

Geomorfología dinámica del Cajón del Maipo


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).

Como resumen de los sectores visitados el día dos, podemos decir que se ha recorrido un ambiente alta montaña con una geomorfología dinámica donde predomina la meteorización física con procesos glaciares, fluviales y de ladera (deslizamientos) que modelan la morfología del lugar. Geoformas como depósitos de morrena, conos de deyección, terrazas fluviales, entre otros, y procesos de ladera están dominados por la sísmica (sistema de fallas las melosas, san ramón).
            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.
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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