GEOLOGÍA DEL VALLE DEL RÍO YESO - U-Cursos · GEOLOGÍA DEL VALLE DEL RÍO YESO GL-6101 GEOLOGIA...
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GEOLOGÍA DEL VALLE DEL RÍO YESO GL-6101 GEOLOGIA DE CAMPO II PROFESORES Dr. César Arriagada O. Dr. Gabriel Vargas E. AUXILIARES José González A. Iván Gómez S. Matías Peña G. Ángelo Villalobos AYUDANTES Sebastián Bascuñán H. SANTIAGO DE CHILE 2015
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GEOLOGÍA DEL VALLE DEL RÍO YESO GL-6101
GEOLOGIA DE CAMPO II
PROFESORES
Dr. César Arriagada O.
Dr. Gabriel Vargas E.
AUXILIARES
José González A.
Iván Gómez S.
Matías Peña G.
Ángelo Villalobos
AYUDANTES
Sebastián Bascuñán H.
SANTIAGO DE CHILE
2015
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Resumen
La Cordillera de los Andes entre los 33-34°S se caracteriza por la presencia de la Faja
Plegada y Corrida del Aconcagua, la cual constituye una zona de deformación activa y
compleja que ha sido estudiada por diversos autores. El presente trabajo presenta los
principales resultados e interpretaciones obtenidas a partir del curso de trabajo de Campo II,
para la zona más oriental del río Yeso, en la Región Metropolitana. A través de las
mediciones y observaciones en terreno se caracterizaron las unidades del área de estudio,
estableciendo sus relaciones de contacto y geometría, con lo cual se planteó un modelo
evolutivo que diera explicación a lo anterior. Así, se determinó que en la zona predomina la
deformación de escama delgada caracterizada por la repetición de secuencias
estratigráficas (Fms. Río Colina, Río Damas, Lo Valdés y Colimapu), las que se habrían
depositado en períodos extensivos de deformación durante el ciclo Andino. Las principales
fallas observadas en terreno son la Falla El Diablo, Salinillas, Vacas Muertas, El Yeso y
Colimapu, todas de carácter inverso y, en el caso de las tres primeras, vergencia E.
Asociado a ellas se encuentran depósitos de yeso, en donde se producen los niveles de
despegue que permiten la deformación.
Abstract
The Andean range between the 33-34°S is characterized by the presence of the Aconcagua
fold and thrust belt, which constitutes an active and complex deformation zone that has been
studied by many authors. This work presents the main results and interpretations obtained
from the course of Field Geology II for the eastern zone of the river Yeso, Region
Metropolitana. Unities in the study area were characterized through measuring and
observation in the field, establishing their contact relationships and geometry, wherewith an
evolution model was proposed to give explanation to the above mentioned. Thus, it was
determined that thin-skinned deformation characterized by the repetition of stratigraphic
sequences (Rio Colina, Rio Damas, Lo Valdes and Colimapu Formations) is predominant in
the area, which would have been deposited in periods of extensive deformation during the
Andean cycle. The main observed faults are the El Diablo, Salinillas, Vacas Muertas, El
Yeso and Colimapu faults, all of them being inverse faults and the first three east-vergent.
Gypsum deposits are associated with these faults, where detachment levels that allow
deformation are produced.
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Contenidos Resumen 2
Abstract 2
Contenidos 3
1 Introducción 6
1.1 Presentación del estudio 6
1.2 Ubicación y accesos 6
1.3 Clima y vegetación 7
1.4 Objetivos 9
1.4.1 Objetivo general: 9
1.4.2 Objetivos específicos 9
1.5 Metodología 9
1.6 Resultados esperados 10
2 Contexto geológico y geomorfológico regional 11
2.1 Trabajos previos y antecedentes históricos 11
2.2 Unidades morfotectónicas regionales 12
2.3 Litoestratigrafía y cronoestratigrafía 15
2.3.1 Unidades Sedimentarias 15
2.3.2 Unidades Volcánicas 17
2.3.3 Unidades Intrusivas 19
2.3.4 Depósitos no-consolidados 20
2.4 Estructuras y tectónica 23
2.4.1 Estructuras 23
2.4.2 Marco Tectónico 25
2.5 Hidrografía y paleoclima 26
2.5.1 Hidrografía 26
2.5.2 Paleoclima 27
3 Resultados 29
3.1 Estratigrafía 29
3.1.1 Descripciones litológicas 29
3.1.2 Localidades tipo 40
3.1.3 Columnas 40
3.1.4 Cronoestratigrafía 43
3.2 Estructuras 45
3.2.1 Estructuras Cuenca Abanico (CA) 46
3.2.2 Estructuras Dominio FPCA1 47
4
3.2.3 Estructuras Dominio FPCA2 49
3.2.4 Perfiles esquemáticos 51
3.3 Geomorfología 54
3.3.1 Sistema glacial 54
3.3.2 Sistema fluvial 58
3.3.3 Remociones en masa 60
3.3.4 Sinkholes 62
3.4 Geología económica 63
3.4.1 Yeso 63
3.4.2 Elementos Metálicos 64
3.5 Peligro y Geológico 65
3.5.1 Peligro Geológico 65
3.5.2 Riesgo Geológico 66
4 Discusión 68
4.1 Aspectos generales 68
4.2 Limitaciones 68
4.3 Unidades 69
4.3.1 Formación Río Colina 69
4.3.2 Formación Río Damas 69
4.3.3 Formación Lo Valdés 70
4.3.4 Formación Colimapu 71
4.3.5 Formación Abanico 71
4.3.6 Unidades Intrusivas 71
4.4 Modelo Evolutivo 72
4.4.1 Evolución tectónica de la zona 72
4.4.2 Discusiones e Interpretaciones 77
4.5 Evolución Geomorfológica 79
4.6 Geología Económica 80
4.7 Avances respecto a trabajos previos 81
5 Conclusiones 83
6 Referencias 85
7 Anexos 88
7.1 Tabla de ubicación y descripción de muestras 88
7.2 Columnas estratigráficas 95
7.3 Bioestratigrafía 101
7.3.1 Formación Río Colina 101
5
7.3.2 Formación Lo Valdés 102
7.4 Modelo de Evolución Tectónica 105
7.5 Mapa 1:25.000 106
6
1 Introducción
1.1 Presentación del estudio
Este trabajo se enmarca en el curso de Geología de Campo II, el cual consiste en el mapeo
geológico del sector del Río Yeso y Termas del Plomo, en la cordillera de Los Andes
(Región Metropolitana de Santiago).
El levantamiento de datos en terreno fue realizado por un grupo de 46 estudiantes,
organizados en subgrupos de 5 personas, entre el 20 de Marzo al 02 de Abril de 2015.
Los resultados de este trabajo incluyen columnas estratigráficas para las formaciones
dentro de la zona de estudio, además de un mapa geológico escala 1:25.000 y dos perfiles
estructurales, que permitieron generar un modelo evolutivo de la geología local.
1.2 Ubicación y accesos
La zona de estudio es un cuadrante de aproximadamente 600 km2, limitado por el Embalse
El Yeso al Oeste y la frontera con Argentina hacia el Este, a unos 100km al SE de la ciudad
de Santiago y perteneciente a la comuna de San José de Maipo, Provincia de Cordillera,
Región Metropolitana, Chile.
El cuadrante estudiado (ver Figura 1.2-A) tiene como límites las siguientes coordenadas
UTM (Datum WGS84, huso 19 S):
Vértice NW: 398000 m E, 6290000m S
Vértice NE: 420000 m E, 6290000 m S
Vértice SW: 398000 m E, 6275000 m S
Vértice SE: 420000 m E, 6275000 m S
Figura 1.2-A - Ubicación de la Zona de estudio.
7
Para llegar al área de estudio, se debe pasar las Vizcachas para acceder a la calle Camino
al Volcán pasando por San José de Maipo (33 km al SE de Santiago). Desde ahí, se debe
continuar por Camino al Volcán hasta la localidad de El Romeral, donde existe un desvío
hacia el Norte, por la ruta Camino Embalse El Yeso. Se continúa por esa ruta que bordea el
río Yeso, por aproximadamente 30 km, hasta llegar al embalse el Yeso, donde se debe
continuar hacia el Este por el camino G-455 por unos 25 km hasta las Termas del Plomo.
Figura 1.2-B - Vías de acceso a la zona de estudio. En amarillo se resalta la ruta de acceso, el
recuadro rojo muestra la zona de estudio y el punto rojo indica el campamento. (Fuente:
www.cajondelmaipo.com).
1.3 Clima y vegetación
El área de estudio se encuentra dentro de la zona de precipitaciones invernales en los
subtrópicos de alta insolación del hemisferio Sur y en la zona de transición entre el clima
semiárido y semihúmedo (Bustamante et al, 2010).
Específicamente el clima que caracteriza a la subcuenca El Yeso ha sido catalogado como
mediterráneo con estación seca prolongada (clasificación de Kóppen) con lluvias invernales
y estación seca prolongada de 7 a 8 meses hasta los 1.100 m de altura. Tiene, además por
su variedad de microclimas sobre los 1200 msnm y sobre los 3000 msnm el clima frío de
altura o clima de montaña. Las bajas temperaturas y abundancia de precipitaciones sólidas,
caracterizan este tipo climático, permitiendo la acumulación de nieve y glaciares de tipo
permanentes en cumbres y quebradas de la alta Cordillera.
En general, las precipitaciones se concentran en la temporada invernal (65 % de las
precipitaciones registradas en la estación meteorológica Embalse El yeso), entre los meses
8
de mayo y agosto, cuando la temperatura promedio del mes más cálido es cercana a 0°C.
La precipitación media anual es cercana a los 600 mm (Tabla 1.3-A), de la que cerca del
60% son sólidas.
El aumento de altura produce una disminución en la presión atmosférica, lo que genera
cambios en la predominancia y magnitud de los vientos, que es intenso durante todo el día
en las altas cumbres y portezuelos, mientras que a primeras horas de la tarde adquiere
intensidad en la zona encajonada de los valles.
El espejo de agua del embalse El Yeso actúa como regulador térmico de la isoterma 0°C,
notándose recién a partir de los 3.000 m de altura que las precipitaciones son
principalmente de carácter sólido. La época de deshielos corresponde a los meses de
octubre a marzo, con hasta un 50% de derretimiento de la cobertura de nieve durante este
período. Las temperaturas mayores están asociadas a los cauces de los ríos mientras que
las más frías corresponden a las cumbres de los cerros.
Mes Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic Media
Pp mm 6,2 8,2 9,8 37,7 81,3 143,8 128,2 92,5 44,0 21,2 19,1 7,9 599,8 T°C Máxima 20,7 20,8 19,2 15,3 10,7 6,8 5,8 7,1 9,5 13,1 16,1 19,1 13,7 T°C Mínima 8,7 8,8 7,8 5,1 2,1 -0,7 -1,9 -1,6 -0,1 2,4 5,1 7,4 3,6 Oscilación 12,0 11,9 11,4 10,2 8,6 7,5 7,7 8,7 9,6 10,7 11,1 11,7 10,1
Tabla 1.3-A - Comportamiento precipitaciones y T máxima-mínima mensual de la estación
meteorológica Embalse El Yeso, desde 1962 hasta la actualidad. (Fuente: DGA).
De acuerdo a la clasificación de la vegetación alto andina en Chile se reconocen tres
regiones principales: el altiplano, la cordillera de Chile central y la cordillera patagónica. Este
estudio se desarrolla en la región alto andina de Chile central, que se encuentra a partir de
los 1.800 m.s.n.m. desde los 30 a los 40 grados de latitud sur.
El clima de alta montaña hace que el suelo sea inutilizable para la vegetación, lo que
condiciona el desarrollo de la estepa alto andina, caracterizada por plantas pumnadas o en
cojín, las gramíneas cepitosas correspondientes a pastos duros o coirones y los arbustos
bajos de follaje ducido o tolas. Esta vegetación es muy escasa, de tamaño reducido, poco
densa, achaparrada y de ramas retorcidas (Llareta). Con la fusión de las nieves a estas
altitudes se forman vegas y veranadas, además de la presencia de vertientes, cauces de
torrente y esteros. La vegetación natural correspondiente a pastos crecidos y poco densos
se aprovecha para el pastoreo de veranada del ganado equino, mular, caprino y vacuno. En
estas altas cumbres no existe vegetación arbórea y la capa vegetacional no supera los 90
cm.
La vegetación se encuentra generalmente instalada en los surcos de cauces de esteros y
río decreciendo hasta casi desaparecer totalmente a mayor altura. En las vegas de
Piuquenes se puede apreciar, durante el verano, las flores doradas del cáustico de vega, los
capachitos amarillos, etc. En las laderas más secas, crecen plantas (tomillo del campo,
berros, cilantro del campo. cebollín de campo, cuerno de cabra, salsilla, lengua de gallina,
pistola de gringo, etc.) y flores de numerosas variedades medicinales, como es el caso del
bailahuén, horizonte, flor del calvo, yerba del pafo, entre otras especies.
9
La fauna en estado salvaje observada en terreno puede clasificarse en los grupos de
animales como anfibios (sapos, ranas), reptiles (lagartijas, culebras de cola corta), aves
(caiquenes o piuquenes, patos silvestres, taguas, queltehues, perdices cordilleranas,
cojones y cóndores), roedores (cururos) y mamíferos (zorros, guanacos y liebres).
1.4 Objetivos
1.4.1 Objetivo general:
Entender y explicar los procesos geológicos ocurridos en la zona de estudio.
1.4.2 Objetivos específicos
Estudiar los aspectos estructurales, litológicos y morfológicos de la zona de interés.
Determinar los ambientes de depositación de las distintas unidades, mediante la
confección y análisis de columnas estratigráficas
Confeccionar perfiles estructurales.
Confeccionar un mapa geológico base a escala 1:25.000 de la zona de estudio.
Aportar con nuevos datos y modelos a la discusión vigente para la zona.
Presentar un modelo evolutivo de la geología local.
1.5 Metodología
La campaña de terreno fue realizada entre los días 20 de Marzo y 2 de Abril, con un total de
10 días de trabajo efectivo, donde se observó las unidades litológicas y sus relaciones de
contacto, se recolectaron muestras, datos estructurales, se tomaron fotografías, se hicieron
observaciones geomorfológicas
En gabinete se realizó el procesamiento de datos litológicos, petrográficos y estructurales
previamente tomados en terreno, principalmente mediante el análisis de muestras de mano,
integración de datos obtenidos por los distintos grupos de trabajo y análisis de las
fotografías tomadas en terreno. También se generaron columnas estratigráficas para las
distintas unidades reconocidas y se hizo un análisis de ambientes de depositación. Además,
se realizaron perfiles estructurales representativos de la zona estudiada y un mapa
geológico en escala 1:25.000, con lo que se pudo generar un modelo evolutivo de la
geología local. Por último, se comparó toda la información recolectada y generada con la
bibliografía de la zona.
10
1.6 Resultados esperados
Actualmente, se cuenta con muchos más recursos económicos, tecnológicos y logísticos,
además de más conocimientos sobre la geología estructural, que cuando se realizó la actual
carta geológica de Santiago (Thiele, 1980), por lo que este estudio busca afinar los
resultados obtenidos tanto en dicho trabajo, como en otros trabajos previos. Se espera
generar un mapa geológico de escala 1:25.000, con la descripción de cada una de las
unidades (detallando su estratigrafía, litología y estructuras sedimentarias, para así
corroborar o corregir los contactos propuestos en la literatura), la geomorfología y la
geología estructural, además de generar una sección balanceada que permita calcular el
acortamiento local, con lo que se intentará hacer un modelo estructural, utilizando los
conocimientos actuales, para explicar la evolución geológica del área de interés.
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2 Contexto geológico y geomorfológico regional
2.1 Trabajos previos y antecedentes históricos
Charles Darwin, en 1835, fue el primero en describir algunas litologías, desarrollar una
sección transversal (Figura 2.1-A) e interpretar geológicamente el alzamiento de los
cordones montañosos de Chile y Argentina, cuando realizó una transecta entre el Paso
Piuquenes y el Cordón del Portillo.
Figura 2.1-A - Perfil esquemático del sector del portillo piuquenes (Darwin, 1835) .
En la Segunda mitad del siglo XX autores como Klohn, Aguirre, González, Thiele, entre
otros, definieron unidades y caracterizaron la geología del lugar, quedando definida en la
Carta Geológica de Chile, hoja de Santiago (Thiele, 1980), de escala 1:250.000, donde se
definen 11 unidades litoestratigráficas que, en orden decreciente de edad son: Formación
Río Colina Jsrc (González, 1963), Formación Río Damas Jsrd (Klohn, 1960), Formación Lo
Valdés Kilv (González, 1963), Formación Colimapu Kic (Klohn, 1960), Formación Abanico
Kstia (Aguirre, 1960), Formación Farellones Tsf (Klohn, 1960), Formación Colorado - La
Parva Tscp (Thiele, 1980), Unidad Volcánica Antigua Qva (Thiele y Katsui, 1969), Unidad
Volcánica Nueva Qvn (Thiele y Katsui, 1969), Depósitos no consolidados Q,M (Thiele, 1980)
y las Unidades Intrusivas I y II.
Estructuralmente, el sector oriental es más complejo, observándose fuertes plegamientos y
cabalgamientos dirigidos hacia el este, dirección que también se visualiza en el sector
occidental.
En el año 1991, se realizó un estudio de prefactibilidad del proyecto hidroeléctrico Alfalfal II -
Las Lajas, donde se realizó un mapa geológico de escala 1:50.000 y un mapa de riesgo
volcánico y de remociones en masa de escala 1:100.000. Dicho estudio se realizó en la
zona cordillerana comprendida entre los ríos Colorado y Maipo-El Volcán, hasta el límite de
Chile con Argentina (Moreno et al, 1991).
Alvarez et al., en 1999 estudian y establecen la estratigrafía de las sucesiones jurásicas
aflorantes en la alta cordillera de Chile central ubicada a los 33°37’, donde definen nuevas
formaciones entre el río Yeso y ambas laderas del estero Yeguas Muertas, que de más
antigua a más joven son Fm. Nieves Negras (? - Bathoniano/Caloviano temprano), Fm.
Tábanos (Stipanicic, 1966), Fm. Lotena (Caloviano medio - Oxfordiano temprano), Fm. La
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Manga, Fm. Auquilco, Fm. Tordillo - Río Damas. La estructura de su área de estudio
corresponde a una faja plegada y corrida con participación del basamento.
Giambiagi, en la década de los 90, realiza un perfil geológico balanceado, de orientación W-
E de 15 km de largo, extendiéndose hacia la vertiente argentina en el valle del río
Palomares. También, realiza estudios tectónicos relacionados al sistema estructural
correspondiente a la faja plegada y corrida de la Cordillera Frontal, estudio realizado
también por otros autores (Ramos et al., 1991; Ramos et al., 1996; Gambiagi, 2000;
Giambiagi et al., 2001, 2003, 2005; Giambiagi y Ramos, 2002).
Los estudios de las rocas intrusivas han sido escasos, y definen, principalmente, los
intrusivos del mioceno (Kurtz et al, 1997; Godoy, 1998). Villarroel & Vergara (1987, 1989)
estudiaron depósitos de avalancha de detritos del pleistoceno, provenientes del volcán
Marmolejo, y la petrografía y geoquímica de las lavas fueron estudiadas por Thiele y Katsui
(1969), y Ramos et al. (1996). El volcán San José, al sur del área de estudio, fue estudiado
en su geoquímica y petrología en lavas por López-Escobar et al. (1985). Thiele, en 1980,
estudia las alteraciones hidrotermales por intrusión de cuerpos andesíticos y granodioríticos,
y Moreno et al. (1991) estudia las alteraciones de óxidos de hierro.
En cuanto a hidrogeología, sólo se ha realizado una campaña de sondajes (Fenner, 1956)
durante la construcción del embalse El Yeso, realizados para determinar posibles
filtraciones en el sector de muro. Las fuentes termales del Plomo, y otros afloramientos
termales de la zona, han sido descritas en el catastro de Hauser (1997) y Risacher&Hauser
(2008), junto con sus respectivos análisis hidroquímicos. Esto también fue estudiado en la
tesis de título de Martini (2008). Iriarte (2003) e Iriarte et al. (2009) hicieron estudios de
vulnerabilidad de los acuíferos e isotopía, para la cuenca de Santiago al Oeste del área de
estudio.
El 2010, un trabajo sobre geotermia del Sernageomin (Bustamante et al, 2010) detalla y
amplía el conocimiento geológico de la zona. Además, profundiza el conocimiento de
alteraciones hidrotermales (en particular, las alteraciones debido a las emanaciones
termales); se hacen prospecciones geofísicas como gravimetría, magnética, transiente
electromagnético (TEM) y magneto-telúrica (MT). El mismo estudio también abarca
hidrogeología del sistema acuífero, junto con un balance hídrico de este, y sus implicancias
en la geotermia; por último se realizan estudios hidroquímicos de las aguas y se estudia el
sistema geotérmico integrando todo lo mencionado anteriormente.
2.2 Unidades morfotectónicas regionales
Chile central, a partir de los 33° S, se caracteriza por retomar una subducción inclinada, con
la reaparición del volcanismo, iniciando la Zona Volcánica Sur. Desde los 33,5° S la fosa y
el antearco se deflectan hacia el oeste (Figura 2.2-A), siendo la primera rellenada con
sedimentos debido al alto aporte continental (Yañez et al., 2002). También en esta latitud
reaparece la depresión central.
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Figura 2.2-A - Características geotectónicas del sistema de convergencia andino entre 15° y 47°S.
Principales unidades morfoestructurales delimitadas por líneas. Estrella representa zona de
estudio. Tomado de Tassara y Yáñez, 2003.
Entre los 33° S y 34° S se distinguen distintas provincias tectónicas, siendo estas de oeste a
este: Cordillera de la Costa, valle central, Cordillera Principal, y hacia el territorio argentino,
la Cordillera Frontal, como se ilustra en la Figura 2.2-B.
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Figura 2.2-B - Principales unidades morfoestructurales delimitadas por polígonos, entre los 32,5° y
34° S. Zona de estudio en cuadro rojo.
Fock (2005) en su tesis de magister subdivide su área de estudio en 4 dominios
estructurales, de los cuales D3 y D4 se encuentran en el área de estudio y se detallan a
continuación.
Dominio Estructural III (D3): Se ubica en la parte oriental de la Cordillera Principal
Occidental. Las estructuras afectan a la Formación Abanico principalmente, a través de
fallas, anticlinales y sinclinales apretados de vergencia al oeste, asociados a
retrocorrimientos de la falla más occidental (Falla El Diablo) de la Faja Plegada y Corrida del
Aconcagua. Su límite oriental corresponde a la Falla El Diablo.
Dominio Estructural IV (D4): Afecta a las rocas Mesozoicas de la Cordillera Principal
Oriental, y corresponde al comienzo de la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua. Consiste
principalmente en corrimientos de vergencia este, algunos fuera de secuencia, que afectan
a estructuras desarrolladas previamente.
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2.3 Litoestratigrafía y cronoestratigrafía
2.3.1 Unidades Sedimentarias
2.3.1.1 Formación Nieves Negras (Batoniano-Caloviano temprano)
Álvarez et al. (1999) definió Nieves Negras como una sucesión bien estratificada de lutitas,
fangolitas negras, y areniscas pardo-anaranjado de espesor máximo aproximado de 400 m.
Su ambiente de formación correspondería a marino profundo (Godoy, 1993).
En los estudios de Álvarez et al. (1999); Giambiagi, (2000); Bustamante et al. (1999), no se
ha observado la base de la formación y los afloramientos suelen estar en lugares
topográficamente bajos.
Se encuentra en contacto concordante bajo el miembro inferior de la Fm. Río Colina y su
techo ha sido datado por fauna de ammonites que indican una edad Batoniana-Caloviana
temprana (Álvarez y otros, 1999).
2.3.1.2 Formación Río Colina (Caloviano-Oxfordiano)
La unidad fue definida por González (1963) como “un conjunto de sedimentitas clásticas
marinas, fosilíferas, con intercalaciones de potentes lentes de evaporitas (yeso)”.Su base es
desconocida y su techo corresponde al contacto concordante con la Formación Río Damas
(Thiele, 1980), aunque de acuerdo a Bustamante et al. (2010), sobreyace en contacto
concordante con la a la Formación Nieves Negras.
Las sedimentitas se presentan en una secuencia de calizas y lutitas calcáreas grises
oscuras, lutitas fisibles, areniscas y conglomerados finos, además se intercalan rocas
volcánicas andesíticas. El yeso se presenta en forma de domos diapíricos que intruyen y
cortan la serie, y como lentes interestratificados. El ambiente sedimentario de la Formación
varía desde marino hipersalino dado por los niveles de yeso evaporítico en el miembro
inferior, a fluvial a marino muy litoral representado por las areniscas rojas del Miembro
Medio y nuevamente marino hipersalino correspondiente a los niveles de yeso del Miembro
Superior que marcan el inicio del cierre de la cuenca (Álvarez et al, 1997)
La secuencia, definida de esta forma, se reconoce con regular normalidad en el Valle del
Río Colina y en el Valle del Estero Azufre, lugares donde se ha podido estimar un espesor
visible no superior a los 800 m.
De acuerdo a los fósiles encontrados en esta unidad, se le asigna una edad Caloviano -
Oxfordiano.
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2.3.1.3 Formación Río Damas (Kimmeridgiano)
La Formación fue definida por Klohn (1960), en el valle río homónimo, en la provincia de
Colchagua (35°00’ Lat. S; al sur de la Hoja de Santiago), como un “complejo de sedimentos
clásticos, finos y gruesos, y de esporádicos sedimentos químicos” .Se trata de depósitos
formados esencialmente en ambiente terrestre, subaéreo y lacustre. Para la Hoja Santiago,
se mantiene la misma denominación, por tratarse de una unidad cuyos afloramientos
constituyen una misma corrida desde su sección tipo. Teniendo una potencia aproximada
de 3000m en La Hoja Santiago (Thiele, 1980).En el área su base es concordante con la
Formación Río Colina y su techo lo es con la Formación Lo Valdés.
No se han encontrado fósiles en los estratos de la Formación Río Damas. Su edad, no
obstante, puede ser delimitada con bastante exactitud, en atención a que subyace
concordantemente a las capas marinas del Titoniano Inferior (Formación Lo Valdés) y está
apoyada, concordantemente sobre el conjunto Oxfordiano de la Formación Río Colina. Se le
asigna en consecuencia una edad Kimmeridgiana. El ambiente depositacional de la
Formación Río Damas ha sido considerado continental, subaéreo y lacustre (Klohn, 1960) o
fluvial (Álvarez et al, 1999)
2.3.1.4 Formación Lo Valdés (Titoniano inferior-Hauteriviano superior)
La unidad fue definida con el nombre de Formación Lo Valdés, por González (1963), en el
valle del Río El Volcán, como un “Conjunto sedimentario fosilífero, constituido por tres
miembros de los cuales el intermedio se compone de sedimentos clásticos”. Su base es
concordante con la Formación Río Damas y el techo lo es con la Formación Colimapu.
Componen la secuencia, calizas, calcilutitas, lutitas y areniscas calcáreas, conglomerados y
brechas. Se intercalan niveles volcánicos andesíticos.
La composición litológica y el contenido biótico de la Formación Lo Valdés permiten
interpretar ambientes de costero, de transición a costa afuera y de costa afuera. El
contenido carbonático aumenta hacia la parte superior de la sección representando un
ambiente costero con intervalos de transgresión de aguas someras y una facies de tormenta
en plataforma. La presencia de pirita diseminada y altos contenidos de materia orgánica
indican ambientes de reducción y baja energía. Ambientes de costa afuera (rampa externa)
son representados por un incremento en wackestone lutítico y mudstone y un decrecimiento
en la abundancia de fauna. (Salazar et al. 2015)
Según Bustamante et al. (2010) la Formación Lo Valdés corresponde a fangolitas, lutitas y
areniscas finas calcáreas fosilíferas con intercalaciones de rocas volcanoclásticas, lutitas
rojas y depósitos evaporíticos. Yace concordantemente sobre Formación Río Damas; se
correlaciona con el Grupo Mendoza en Argentina (Yrigoyen, 1979).
17
2.3.1.5 Formación Colimapu (Barremiano-Albiano)
La Formación Colimapu fue definida por Klohn (1960), en la quebrada homónima, afluente
del río Maipo, inmediatamente al sur de la Hoja de Santiago, como un “conjunto
sedimentario de origen terrestre”, al cual se sobreimpone en discordancia angular la
Formación Coya-Machalí (equivalente a Formación Abanico). Sin embargo en la Hoja
Santiago (Thiele, 1980) esta formación se superpone concordantemente y en transición
paulatina a los estratos de la Formación lo Valdés, que subyace concordantemente a la
Formación Abanico. Sin embargo, es posible interpretar que su techo constituye una
importante superficie de erosión, considerando el lapso que representaría el contacto con la
Formación Abanico. Es de un característico color rojizo, que indica un ambiente
depositacional correspondiente a un ambiente continental, bajo condiciones altamente
oxidantes (Thiele, 1980). Los estratos de la Formación Colimapu se distribuyen a lo largo de
una franja de dirección norte, que se extiende desde el sur del río Volcán hasta más al norte
del río Colorado. Su espesor alcanza un valor aproximado de 2000 m. Según la Geología
del área Termas del Plomo, Bustamante et al. (2010) la Formación Colimapu está
constituida por areniscas finas rojas muy bien estratificadas, conglomerados, areniscas
conglomerádicas, lutitas rojo violáceo medianamente calcáreas y calizas. Está intruida por
set de diques de color verde y está en contacto por falla con facies calcáreas de la
Formación Lo Valdés.
La formación tendría una edad mínima albiana, de acuerdo a Martínez y Osorio (1963). Su
edad máxima sería hauteriviana, de acuerdo con la edad asignada a la Formación lo
Valdés, que la subyace. Edades U-Pb recientes en circones de las facies arenosas de esta
formación (Aguirre y otros 2009), indican una edad de 80 a 120 Ma, preferentemente en los
90 Ma, indicando una edad máxima campaniana, más joven que lo aceptado.
2.3.2 Unidades Volcánicas
2.3.2.1 Formación Abanico (Oligoceno-Mioceno inferior)
La Formación Abanico fue definida por Aguirre (1960) en la provincia de Aconcagua, como
“una secuencia de volcanitas y sedimentitas clásticas terrígenas de colores predominantes
gris pardo y púrpura rojo-grisáceo”, manteniendo el nombre de Abanico (cerro al Este de la
ciudad de Santiago).
La Formación Abanico tiene una amplia distribución al Este de la ciudad de Santiago,
encontrándose en el extremo Oeste de la zona de estudio. Por otra parte, esta es
correlacionable, en Chile Central, a la Formación Coya - Machalí (VI Región).
Su base es concordante con la Formación Colimapu y su techo está marcado por una
discordancia angular con la Formación Farellones. (Thiele, 1980).
La secuencia está formada por tobas y brechas volcánicas andesíticas, de colores
violáceos, púrpura y gris, con intercalaciones de lavas andesíticas y numerosos filones tipo
manto de composición andesítica y basáltica (Moreno et al., 1991), junto con escasas
18
areniscas, lutitas y limos finamente estratificados, a los que se les atribuye un origen
lacustre. El espesor del conjunto se estima en 3000 m.
Mediante dataciones radiométricas U-Pb en circones, la edad de la Formación Abanico se
estima entre el Oligoceno y el Mioceno Inferior (Jara et al., 2014).
Las rocas de la Formación Abanico, se habrían depositado en una amplia cuenca de intra-
arco (cuenca de Abanico), en ambiente extensional con volcanismo activo y una geoquímica
que no representaría un arco volcánico típico (Muñoz et al., 2006; Jordan et al., 2001). La
que posteriormente sería invertida en un proceso de inversión tectónica durante el
Oligoceno Superior-Mioceno Inferior (Charrier et al, 2002, 2005, 2007).
2.3.2.2 Formación Farellones (Mioceno)
Según la carta de Santiago, la secuencia aflora en los alrededores de la localidad de
Farellones (Thiele, 1980). La Formación Farellones, fue definida por Klohn (1960) como
“una potente unidad constituida por sedimentitas clásticas terrígenas, lavas andesíticas,
riolíticas y basálticas y rocas piroclástica que alternan con sedimentos derivados de la
descomposición de estas rocas efusivas”. Su límite inferior está marcado por la discordancia
angular que la separa de la Formación Abanico (Coya-Machalí de Klohn, 1960). Su techo lo
constituye la Formación Colorado-La Parva, levemente discordante, aunque la mayor parte
de aquél corresponde a la actual superficie de erosión.
La secuencia está compuesta de lavas, tobas e ignimbritas con intercalaciones de brechas.
Las lavas manifiestan un predominio sobre las tobas y brechas. Alternancias de rocas
volcanoclásticas más finas, producen una marcada estratificación en la serie, lo que facilita
su distinción de la Formación Abanico, de aspecto más macizo, en terreno.
No se han encontrado fósiles que permitan asignar una edad a la Formación Farellones. Sin
embargo, los valores de las dataciones radiométricas U-Pb en circón permiten asignar una
edad Miocena Superior Temprana a la Formación Farellones.
Estudios posteriores reconocen una signatura geoquímica diferente para Farellones que
Abanico, lo que relaciona los procesos de adelgazamiento (Abanico) y posterior
engrosamiento cortical durante el desarrollo de Farellones (Charrier et al., 2002; Nyström et
al., 2003; Kay et al., 2005; Muñoz et al, 2006).
2.3.2.3 Unidad Volcánica Antigua (Pleistoceno)
Corresponde a rocas volcánicas, principalmente andesíticas, que forman parte de los
edificios volcánicos del Pleistoceno.
En la zona de estudio, esta unidad corresponde a coladas de lava que yacen sobre rocas
piroclásticas o epiclásticas macizas y estratificadas de color pardo grisáceo, asociadas al
extinto Volcán Marmolejo.
19
Según Bustamante et al. (2010), los depósitos del Volcán Marmolejo corresponden a una
espesa sucesión de lavas de gran extensión y manteo suave, con escasos depósitos
piroclásticos y/o epiclásticos. Posee un anfiteatro de ~4 km x 5 km abierto al noroeste que
se habría formado por el colapso de un sector del edificio volcánico que dio origen a un
depósito de avalancha de detritos que rellena los valles del estero El Plomo y río Yeso.
2.3.3 Unidades Intrusivas
La Unidad Intrusiva II descrita por Thiele, 1980 en la hoja de Santiago, se encuentra
representada por unidades de menor extensión, tales como stocks, lacolitos, filones-manto y
diques, que cortan profusamente a la Formación Farellones. Los cuerpos más importantes
que afloran en la zona de estudio, se distribuyen en el sector Rabicano-Baños Azules y
estero El Diablo, ubicados en el valle Colorado, y Lo Valdés, respectivamente.
Los siguientes intrusivos han sido asignados por los trabajos de (Thiele, 1980; Kurtz et al.,
1997; Godoy, 1998; Muñoz et al., 2009).
2.3.3.1 Intrusivo Casa de Piedra (Mioceno?)
Tiene una geometría en planta que recuerda un sigmoide, aflora a los costados del río Yeso
aguas arriba del embalse El Yeso. Intruye a las fangolitas de la Formación Lo Valdés,
creando aureolas de contacto, skarnificación.
Su litología es difícil de determinar debido a que se encuentra fuertemente alterado y
mineralizado, con vetillas de calcita cristalina, epidota acicular, oligisto, especularita y pirita.
Granodiorita de biotita de grano medio, color pardo amarillento verdoso y anaranjado, con
plagioclasa, cuarzo y feldespato potásico que intruyen a fangolitas calcáreas de la
Formación Lo Valdés. Fuertemente alterado y mineralizado
2.3.3.2 Stock Termas (Mioceno?)
Aflora en el sector de las Termas del Plomo intuyendo a las facies arenosas de la
Formación Río Damas, corresponde a un intrusivo de grano grueso a medio con índice de
color 30%, holocristalino, fanerítico e isótropo, con cristales de plagioclasa y piroxeno
euhedrales. Se ramifica en familias de diques y filones-manto, de grano más fino y más
félsicos. Intruye la Formación Río Damas.
2.3.3.3 Granodiorita Cerro Méson Alto (Mioceno Medio)
Aflora en la ribera sur del embalse el Yeso. Granodiorita de grano grueso con anfíbola
intersticial y como sobrecrecimiento de fenocristales de piroxeno, junto con plagioclasa y
escaso cuarzo, feldespato potásico y biotita. Los minerales máficos están alterados a clorita,
mica blanca y carbonatos y posee abundantes enclaves máficos. Fue asignado a plutones
granodioríticos del Complejo Plutónico El Teniente y posee una edad ~11-12 Ma.(Kay &
Kurtz, 1995; Kurtz et al.,1997; Deckart et al.)
20
2.3.3.4 Intrusivo Rocas Negras (Mioceno)
Aflora en las cercanías de la mina de Yeso, intruye a la Formación Lo Valdés y agrupa: un
intrusivo porfírico de grano fino rico en plagioclasa y anfíbola, un filón-manto y un intrusivo
de mineralogía similar, con texturas variables entre afanítica, porfírica, microporfírica o
brechosa.
2.3.3.5 Intrusivos indiferenciados (Mioceno?)
Hay al menos 3 cuerpos no estratificados interpretados como intrusivos para los cuales no
se cuenta con información, muy difícil acceso (Bustamante et al., 2010).
2.3.4 Depósitos no-consolidados
2.3.4.1 Depósitos Fluviales (Pleistoceno - Holoceno)
Depósitos que rellenan el lecho actual de los ríos o las salidas de algunas quebradas de
escorrentía estacional (Bustamante et al., 2010). Estos depósitos gradan a fluvioglaciales
sobre los 1500msnm sin variar sus características esenciales, siendo principalmente clastos
de tamaño bloque a gravas, arenas, limos y arcillas, relacionados con las unidades que
afloran en la zona (Thiele, 1980).
2.3.4.2 Depósitos Coluviales (Pleistoceno - Holoceno)
Depósitos más abundantes de la zona de estudio que generalmente forman escombros de
falda en las laderas de los cerros, pero también forman abanicos de fuerte pendiente
(Bustamante et al., 2010).
2.3.4.3 Depósitos Aluviales (Pleistoceno - Holoceno)
Suelen formar abanicos a la salida de las quebradas que desembocan en el río Yeso,
exhibiendo menores pendientes que los abanicos coluviales (Bustamante et al., 2010). Al
igual que los depósitos fluviales, están formados por clastos tamaño bloque a grava, arenas,
limos y arcillas (Thiele, 1980).
2.3.4.4 Depósitos Fluvio-aluviales (Pleistoceno - Holoceno)
Forman extensas planicies en los valles y, en varios casos, se presentan cortados por
cursos fluviales actuales trenzados (Bustamante et al., 2010).
21
2.3.4.5 Morfologías glaciales
2.3.4.5.1 Glaciar
Glaciar es una masa de hielo en la superficie terrestre, con posible nieve o neviza, que
persiste por más de 30 años, de extensión superior a una hectárea y de espesor máximo no
inferior a 8 m. Un glaciar se mantiene debido a que la ablación a menor cota y que puede
incluir desprendimientos al mar o a un lago, es compensada por acumulación de nieve en
cotas altas. El espesor del glaciar incluye el de una posible cubierta parcial de material
detrítico, y el de material detrítico en la base del glaciar hasta el nivel más inferior con
presencia de hielo.
2.3.4.5.2 Glaciares de rocas
El glaciar de rocas es un tipo de glaciar conformado por hielo con un contenido variable de
material detrítico desprendido de las laderas o arrastrado por avalanchas, o extraído desde
su lecho, y que se encuentra cubierto totalmente, o en gran parte, por una capa de detritos
rocosos, incluida su zona de alimentación.
2.3.4.5.3 Glaciares cubiertos
Glaciar con cubierta de detritos es aquel en que el detrito cubre parte o toda su Zona de
Ablación, pero la cubierta de detritos no cubre su Zona de Alimentación donde las
precipitaciones nivales no permiten que se forme una cubierta de detritos.
2.3.4.6 Depósitos Morrénicos (Pleistoceno - Holoceno)
Bustamante et al. (2010) dicen que se observan morrenas laterales y frontales de glaciares
y glaciares de roca en el estero Aparejo, estero Caballos, quebrada Yeso, estero Pirámide,
estero El Plomo y estero Salinillas. Por otro lado, Thiele (1980) dice que sobre los
2500msnm en todas las cabeceras de los esteros hay depósitos glaciales (morrenas
marginales y detritos provenientes de glaciares de roca). Thiele (1980) también observa que
se acumulan morrenas terminales y de retroceso en los valles de los ríos Colorado, Volcán,
Yeso y esteros afluentes, destacando la morrena Laguna Negra que embalsa la laguna con
este mismo nombre en la quebrada del Morado y Río Volcán, atribuyéndolos a los últimos
avances glaciales, entre 15000 y 12000 años antes del presente.
2.3.4.7 Depósitos fluvio-glaciales (Pleistoceno-Holoceno)
Depósito de superficie suave, cortado por depósitos fluviales modernos, agua abajo de
morrenas frontales (Bustamante et al., 2010). Thiele (1980) los agrupa con los depósitos
fluviales y aluviales, por sus composiciones similares de clastos de tamaño bloque a gravas,
arenas, limos y arcillas.
22
2.3.4.8 Depósitos de remoción en masa (Pleistoceno-Holoceno)
Bustamante et al. (2010) los agrupan en 3 categorías principales, basándose en su similitud
geomorfológica:
2.3.4.8.1 De flujo de detritos (Pleistoceno-Holoceno)
Depósitos aterrazados y en algunos casos colgados en los flancos de los valles o a la salida
de estos, cortados por los cursos fluviales actuales (Bustamante et al., 2010).
2.3.4.8.2 De reptación (Pleistoceno-Holoceno)
Rellenan las partes altas de los valles formando terrazas escalonadas que suelen tener
techo plano manteando aguas abajo, forma redondeada en planta y flancos empinados
(Bustamante et al., 2010). De los tres tipos de depósitos de remoción en masa, estos son
los más importantes (Thiele, 1980).
2.3.4.8.3 Deslizamientos (Pleistoceno-Holoceno)
Depósitos con superficies irregulares que rellenan los valles o que conforman parte
de las laderas de estos, donde suele quedar expuesta parte de su “cárcava o cicatriz”
(Bustamante et al., 2010).
2.3.4.9 Depósitos lacustres
De reducidas dimensiones, se ubican detrás de morrenas frontales y desmoronamientos en
los valles de los ríos Colina, Colorado, Maipo y Yeso. Son principalmente depósitos de limos
y arcillas finamente laminados. Algunos depósitos de cenizas asociados a la Unidad
Volcánica Nueva también podrían ser lacustres, arrastrados por acción eólica (Thiele,
1980).
23
2.4 Estructuras y tectónica
2.4.1 Estructuras
En la zona de estudio dominan estructuras mayores de rumbo Norte-Sur, no obstante,
dichas estructuras presentan variaciones en el tipo de deformación y vergencia (dirección
del movimiento, hacia el Este y hacia el Oeste). Estas estructuras en su mayoría se
presentan como fallas inversas a las cuales se asocian deformaciones regionales del tipo
pliegues sinclinales asimétricos (sector Oeste) y anticlinales (sector Este) (Fock, 2005). La
Tabla presenta las principales fallas del sector.
Tabla 2.4.1-A - Principales estructuras en el sector de estudio.
Fallas Principales
Rumbo/Manteo Extensión Tipo Vergencia Referencia
Falla El Diablo N20E/80W Cajón de Morales (Norte)- Alto río Maipo (Sur).
Inversa Este Fock, 2005.
Falla Chacayes-Yesillo
N20E/80E Desde el Cajón de Morales, por el norte, hasta el Alto Río Maipo a lo largo de la quebrada El Yesillo, por el sur
Inversa Oeste Fock, 2005.
La zona Oeste del área de estudio corresponde al sector asociado al embalse El Yeso,
donde hay evidencia estructural de la falla Chacayes-Yesillo la cual genera un sinclinal
asimétrico de las lavas de la Fm. Abanico (ver Figura 2.4.1-A). Además en esta zona actúa
la falla El Diablo alzando los estratos de la Fm. Colimapu, quedando estos entre ambas
fallas mencionadas, así la acción conjunta de estas fallas genera un pliegue anticlinal
apretado en la Fm. Colimapu de vergencia Oeste.
Figura 2.4.1-A - Vista al Norte del Río Volcán. En amarillo se destaca las trazas de las fallas El
Diablo y Chacayes – Yesillo. En trazo rojo se muestra el pliegue sinclinal de arrastre que afecta a
la Fm. Abanico, asociado a la Falla Chacayes – Yesillo. (Fock, 2005).
24
En la zona Río Volcán - Río Yeso, la mayor estructura que aflora es la falla inversa El
Diablo, con vergencia al este y orientación NNE-SSW, la cual monta a la formación
Colimapu sobre ella misma y sobre la formación Lo Valdés en el sector del Cerro Mesón
alto-Loma Larga. En el sector del río Yeso, la falla se abre en 2 ramas: la rama oriental pone
en contacto a un cuerpo intrusivo con rocas de la Formación Colimapu, produciendo una
deformación intensa en las rocas menos competentes de ésta, y generando boudinage y
clivaje penetrativo en lutitas; la rama occidental monta a areniscas rojas de la Formación
Colimapu sobre el cuerpo intrusivo que aflora en el Cajón de las Leñas, llegando a montar
estas areniscas rojas sobre la Formación Colimapu a medida que se asciende
topográficamente (Fock, 2005).
La importancia de este corrimiento radica en que pone en contacto rocas mesozoicas con
rocas cenozoicas, siendo una estructura de carácter regional que marca un cambio en el
estilo de la deformación y con un control importante en el desarrollo del orógeno (Fock,
2005).
Figura 2.4.1-B – Mapa de fock 2005, muestra las principales estructuras en su zona de estudio, que
incluye la zona de estudio de este trabajo.
Inmediatamente al Oeste de la Falla El Diablo (ver Figura 2.4.1-B), se observan dos fallas
de vergencia oeste: la más occidental pone en contacto a la Formación Colimapu con la
Formación Abanico y ha sido denominada falla Chacayes - Yesillo (Baeza, 1999;
Bustamante, 2001; Charrier et al., 2002a, 2005 en Fock, 2005). Entre estas fallas, la
formación Colimapu forma un anticlinal apretado volcado hacia el oeste, con su flanco
25
occidental cortado por la falla Chacayes – Yesillo. En las cercanías del núcleo del anticlinal
se observan estructuras de boudinage, clivaje penetrativo e intenso fracturamiento, que
afecta a lutitas y areniscas de la formación Colimapu (Fock, 2005).
Figura 2.4.1-C - Perfil esquemático sector Río Yeso (Fock, 2005). La escala vertical está en metros.
2.4.2 Marco Tectónico
La zona de estudio se ubica en La Cordillera Principal, la cual puede dividirse en dos
grandes flancos: La Cordillera Principal Occidental, conformada por rocas cenozoicas de las
Formaciones Abanico y Farellones, principalmente; y la Cordillera Principal Oriental,
compuesta por rocas Mesozoicas fuertemente deformadas, que conforman las fajas
plegadas y corridas de Aconcagua (Fock, 2005).
Los rasgos estructurales de la zona permiten identificar tres pisos estructurales andinos
(Thiele, 1980), que son separados por discordancias angulares y definidos por diferentes
estilos y grados de deformación. Se distinguen dos episodios de deformación compresiva y
un tercero extensivo.
1. El primer episodio denominado “fase Tectonogenética” ocurre a fines del Oligoceno,
es de carácter compresivo y provoca los plegamientos principales, desde el punto de
vista de generación de estructuras andinas es el episodio más importante. Origina
pliegues bien marcados, cerrados y recumbentes, afectando a las rocas
estratificadas de las formaciones Abanico, Colimapu, Lo Valdés, río Damas y río
Colina. El piso estructural (III) definido por esta deformación se denomina Pre-
Andes.
2. El segundo episodio se denomina “fase Orogenética”, y ocurre desde fines del
Mioceno al Plioceno bajo, produciendo un replegamiento general en el área. En la
parte central del área provoca una sucesión de pliegues suaves y abiertos en los
estratos de la Formación Farellones, los que, durante el Mioceno, se acumularon
discordantemente sobre las unidades más antiguas ya plegadas. Hacia la parte
Oriental de la zona, ocurren algunos sobreescurrimientos sobre las formaciones Lo
Valdés, Río Damas y Río Colina, las cuales, a su vez, cabalgan las series
26
sedimentarias continentales miocenas que afloran en el sector argentino. La
deformación define un piso estructural (II) denominado Andes.
3. El tercer episodio es de carácter extensivo, se manifiesta a partir del Plioceno a la
actualidad y se denomina “fase Geográfica”, la cual genera fallas extensivas
posteriores a la tectónica compresiva. Define el piso estructural (I) llamado Fini-
Andes constituido por rocas volcánicas post-miocenas y volcanes actuales.
El marco tectónico durante el Eoceno - Holoceno (Figura 2.4.2-A) se resume en que entre
los 38 y 28 Ma se tiene una convergencia de 6 a 4 cm/año con una oblicuidad de 55° de la
placa Farallón; cerca de los 28 Ma la convergencia aumenta a 9 cm/año, llegando, cerca de
los 26 Ma, a 15 cm/año y con una oblicuidad de 10° relativo al margen continental. Esto
sería el resultado del quiebre de la placa de Farallón en la placa de Nazca y la de Cocos,
condición que continuó hasta al menos los 20 Ma, disminuyendo a lo largo del mioceno
hasta el presente (A. Fock, 2005; Somoza, 1998).
Figura 2.4.2-A - (a) Compilación de las tasas de convergencia promedio y oblicuidad promedio
entre las placas de Nazca y Sudamericana En Verde Pilger (1983), en azul Pardo – Casas y Molnar,
1987, en rojo la interpolación realizada por Soler y Bonhomme (1990), y en negro Somoza (1998).
(b) Reconstrucción del movimiento de 2 puntos de la Placa de Nazca para el Cenozoico (Pardo –
Casas y Molnar, 1987).
2.5 Hidrografía y paleoclima
2.5.1 Hidrografía
La cuenca del Río Yeso, ubicada en la alta cordillera de la Región Metropolitana de
Santiago, forma parte de la hoya hidrográfica del Río Maipo. Su curso de agua principal, el
Río Yeso, se origina a partir de la ablación de glaciares ubicados en su cabecera. Sus
principales afluentes son el Estero de las Vacas Muertas, Estero del Plomo, Estero
27
Salinillas, Estero del Aparejo-Morado, Estero de la Casa de Piedra, Estero Manzanito y el
Estero San Nicolás.
Los espejos de agua relevantes de esta cuenca son Laguna Negra, Laguna Lo Encañado y
Embalse El Yeso. La laguna Lo Encañado posee un comportamiento hidrológico nival, con
caudales de descarga máximos en Noviembre. La Laguna Negra, de similar
comportamiento hidrológico, aporta, fundamentalmente por medio de infiltración, a la
Laguna Lo Encañado. La cuenca que controla el Embalse El Yeso es alimentada por un
régimen hidrológico de origen nival y glacial; el río Yeso registra un aumento de caudal
durante los meses de noviembre a marzo y una disminución del mismo durante los meses
invernales.
La hoya del Río Yeso contiene 5 Glaciares de valle, 20 de montaña, 46 de roca y 27
glaciaretes. Los glaciares más importantes son: el Glaciar Bello, el Glaciar Yeso, el Glaciar
del Pirámide, el Glaciar Marmolejo y Ventisquero.
2.5.2 Paleoclima
Los diversos estudios realizados sobre los registros paleoclimáticos y de vegetación de
Chile central y Norte Chico, sugieren la existencia de variaciones en el clima a escala del
Cuaternario. Las variaciones climáticas más antiguas estudiadas corresponden al registro
palinológico encontrado de la Laguna Tagua-Tagua (34º30’S) (Heusser, 1981,1983;
Heusser y Morley, 1990; Valero-Garcés et al., 2005), los que alcanzan hasta al menos
46.000 años AP. En este registro se interpretan condiciones de período glacial húmedo,
debido a la presencia de bosques de Nothofagus y Prumnopitys andina, este último
apareciendo durante el Último Máximo Glacial, entre los 28.000-10.000 años AP. Además,
se infieren condiciones interestadiales entre 30.000-35.000 años AP, debido a la
disminución de Nothofagus y aumento de Chenopodiáceas. Finalmente, durante el
Holoceno, la desaparición de la taxa de bosque y el dominio de Chenopodiáceas y
Poáceas sugieren condiciones más cálidas y secas.
Estudios en la costa de Valparaíso (32°45’S y 33°13’S) (Lamy et al., 1999; Kim et al., 2002),
sugieren condiciones aún más húmedas y frías para el periodo glacial, así mismo en la
Región de Coquimbo (31°S), avances glaciares se han registrado en torno a 32.000 y
durante el periodo glacial tardío a 14.000 y 11.000 años AP (Zech et al., 2007). En
particular, en el valle del Río Maipo, se han distinguido avances glaciares hasta el sector de
San Gabriel y La Engorda, en torno a los 40.000 y 19.000 años AP, respectivamente
(Herrera et al., en prep.), consistentes con Zech et al. (2008) que propone que el máximo
glacial, entre los 30 y 40°S, se habría alcanzado entre los 40.000 y 35.000 años AP, debido
a que las condiciones para el LGM habrían sido demasiado secas para permitir un avance
mayor.
Durante los albores del Holoceno, estudios realizados en la Laguna Tagua-Tagua (Hausser,
1983, 1990; Valero-Garcés et al., 2005), Laguna Aculeo (Jenny et al., 2002b; Villa-Martínez
et al., 2003) y los registros marinos de la costa de Valparaíso (Lamy et al., 1999; Marchant
et al., 1999; Kim et al., 2002), sugieren consistentemente una tendencia a la aridización,
cuyo período de máxima aridez se habría dado en torno a los 7.500-6000 años AP. El
término de esta fase de máxima aridez habría ocurrido de manera paulatina (Kim et al.,
28
2002) y al menos a partir de los 6.200 años AP, según reconstrucciones polínicas en la
costa de los Vilos (Maldonado y Villagrán, 2002, 2006), donde un aumento paulatino en las
precipitaciones, habría iniciado la sedimentación en el registro de Ñague (Maldonado y
Villagrán, 2002). Posteriormente, a partir de la interpretación de señales polínicas de
bosque pantanoso en Palo Colorado, desde los ~5.700 años AP hubo un aumento sucesivo
en la humedad que habría alcanzado su máximo hacia ~4.200 años AP, seguido de una
fase intermedia, algo más árida, entre los ~3.000 y los ~2.200 años AP y nuevamente un
alza a partir de los ~2.200 años AP (Maldonado y Villagrán, 2006). Los registros
sedimentológicos marinos de la costa de Chile central (Lamy et al., 1999) muestran
también, a partir de los 4.000 años AP, un aumento de humedad. La recuperación del
bosque pantanoso en Palo Colorado durante el Holoceno tardío, es consistente con el
término de una fase árida registrada en Laguna Aculeo y el comienzo de condiciones
húmedas con periodos de alta variabilidad en las precipitaciones hasta el presente (Jenny et
al., 2002). Así mismo, la instauración de los actuales bosques pantanosos de Quintero,
habría sucedido entre los 1.950 años AP (Villa-Martínez y Villagrán, 1997) y 1.600 años AP
(Villagrán y Varela, 1990).
29
3 Resultados
3.1 Estratigrafía
3.1.1 Descripciones litológicas
3.1.1.1 Formación Río Colina (Jurásico Superior)
(González, 1963)
3.1.1.1.1 Definición y relaciones de contacto
Corresponde a una sucesión formada por rocas sedimentarias marinas fosilíferas
estratificadas y yeso diapírico, de al menos 1500 m de espesor. Está expuesto
principalmente en el cerro Panimávida, al sur de la Loma Salinillas y en la quebrada del
Estero del Plomo, con afloramientos que van de 5 a 50 m de espesor, masivos y con
orientación en franjas NNW. Las sucesiones sedimentarias marinas se encuentran
concordantes entre sí, mientras que el techo de la formación se encuentra concordante con
la Formación Río Damas. La base de la Formación no se observa en la zona de estudio. En
el sector sur del anticlinal de Yeguas Muertas se encuentra una discordancia erosiva con las
lavas de la Formación Marmolejo. En el sector SW del cerro Panimávida, la formación se
encuentra intruída por un hipabisal félsico concordante con la estratificación de hasta 20 m
de potencia. Se le asigna la Formación Nieves Negras a la Formación Río Colina debido a
que en terreno no se establecieron criterios claros para diferenciarlas. Ambas Formaciones
presentan litologías similares, el contacto entre ambas está definido como concordante por
estudios anteriores (Álvarez et al. 1997) y la Carta de Santiago (Thiele, 1980) hace
referencia solo a Formación Río Colina, lo cual llevó a no realizar diferencia entre ambas.
Figura 3.1.1.1-A – Estratos de Río Colina observados en el cerro Panimávida. Líneas rojas indican
boudinage en caliza y fracturamiento intenso de las lutitas. Mochila de escala mide 50 cm.
30
3.1.1.1.2 Litología
La Formación Río Colina está compuesta por sucesiones finas estratificadas con
intercalaciones de color pardo oscuro a negro de lutitas y areniscas calcáreas de grano fino
a medio, con espesores de 50 cm y 30 cm respectivamente. También se presentan calizas
fosilíferas y limolitas. Las sucesiones de lutitas y limolitas presentan espesores que varían
entre 10 a 20 cm y entre 15 a 40 cm respectivamente, habiendo predominio de areniscas en
el techo y de lutitas en la base (como se puede observar en la columna tipo de la zona,
Figura 3.1.3.1-A). La formación presenta zonas con yeso diapírico irregular en el techo,
deformado, meteorizado y con signos de dilución superficial. Las capas de areniscas
calcáreas se muestran en general de forma masiva, con gradaciones normales,
estratificación cruzada en artesa, laminación paralela y calcos de carga en algunos
afloramientos. Las lutitas se encuentran altamente fracturadas presentando boudinage entre
calizas (ver Figura 3.1.1.1-A). Esta formación forma parte del núcleo del anticlinal de
Yeguas Muertas, de orientación NNE, y presenta un basculamiento hacia el NE en las
cercanías de las termas del Plomo.
3.1.1.1.3 Edad
Se reconocieron dos ejemplares de ammonites bien conservados, con rasgos de costillas
marcados y con un alto porcentaje de la estructura intacta. Se observó Araucanites sp. in
situ, en areniscas calcáreas grises de grano fino, que correspondería a un nivel
estratigráfico medio en la Fm. Río Colina. Adicionalmente, se encontró Nebrodites? sp. en
estratos de areniscas rojas hacia el techo de la formación, en un rodado cercano al
afloramiento. Ambos elementos indicarían una edad oxfordiana (Thiele, 1980). La
descripción de ambos fósiles se detalla en el Anexo 7.3.
3.1.1.1.4 Ambiente
De acuerdo a las características descritas, esta Formación se habría formado en un
ambiente marino que, en principio, representaría el borde de una cuenca de trasarco. Las
variaciones en el tamaño de grano se interpretan como un ambiente marino profundo o
batial (reductor), con un aporte de sedimentos de mayor energía rítmico, provenientes del
talud continental. Este tipo de secuencias (turbiditas) se desarrollan hasta el techo de la
formación, y el yeso se asocia a un ambiente hipersalino de colmatación de cuenca.
3.1.1.2 Formación Río Damas (Jurásico Superior)
(Klohn, 1960)
3.1.1.2.1 Definición y relaciones de contacto
Sucesión formada por rocas sedimentarias continentales de al menos 900 m de espesor,
expuestas al norte de las termas del Plomo, a los alrededores del sector de la laguna de Los
Patos, entre el cajón del Glaciar Bello y el de Yeguas Muertas y en la ribera sur del río Yeso
cerca de la mina de yeso. Los afloramientos tienen hasta 20 m de espesor, presentan forma
tabular o masiva y se orientan en franjas NNW. La base se encuentra expuesta y en
31
contacto inferior concordante con el yeso oxfordiano de la Formación Río Colina, y el techo
se encuentra en contacto superior con la Formación Lo Valdés de forma gradacional, como
se ilustra en la Figura 3.1.1.2-A. La Formación Río Damas se encuentra cortada por
intrusivos hipabisales de hasta 1 metro de espesor.
Figura 3.1.1.2-A - Contacto gradacional concordante entre las calizas de la Fm. Lo Valdés (techo) y
la secuencia de areniscas y lutitas de la Fm. Río Damas (base). Camino al paso fronterizo
Piuquenes, sector este del área de estudio. Es posible notar en el contacto una intercalación de
areniscas y lutitas que va disminuyendo paulatinamente hacia el techo y los estratos de caliza que
se van haciendo predominantes en esa dirección.
3.1.1.2.2 Litología
La Formación Río Damas está compuesta por intercalaciones de areniscas y fangolitas
rojas. Los paquetes de areniscas tienen 20 m de espesor, son rojas, grises y verdes de
grano medio a grueso, en general de mala selección, y clastos de cuarzo y feldespato
detrítico. En algunos sectores las areniscas gradan a conglomerados de 10 a 15 m de
espesor, y se presentan lentes de conglomerados angulosos rojizos dentro de las areniscas
en algunos sectores. Además es posible reconocer estratificación cruzada planar de bajo
ángulo, laminación planar de hasta 30 cm de espesor (ver Figura 3.1.1.2-B) y gradación
tanto normal como inversa en las areniscas. Entre los estratos se presentan superficies de
erosión sobre niveles fangolíticos. Hacia el techo se observan intercalaciones de areniscas
pardo rojizas (areniscas medias a gruesas) con verde pálidas (areniscas finas) y presencia
de paleocanales (de las que no se tienen datos de dirección) y estratificación cruzada
planar. Los afloramientos contienen alteración baja a moderada con mineralización de
calcita en amígdalas y vetillas.
32
Figura 3.1.1.2-B – Laminación paralela en areniscas rojas de la Fm. Río Damas. Sector al norte de
las Termas del Plomo.
3.1.1.2.3 Edad
Al no encontrarse fósiles en esta unidad, su edad queda delimitado por el contacto inferior
con la Formación Río Colina (sobreyaciendo al yeso oxfordiano) y su contacto superior con
las capas marinas del tithoniano inferior de la Formación Lo Valdés, asignándole una edad
kimmerigdiana (Thiele, 1980). De acuerdo a Rossel y compañía (2014), se le asigna una
edad máxima promedio de 146.4 ± 4.4 Ma (Jurásico superior) a esta formación, mediante
geocronología de U-Pb.
3.1.1.2.4 Ambiente
El color rojizo característico de esta Formación indicaría un ambiente subaéreo continental.
Las gradaciones observadas indican una disminución y posterior aumento en la energía del
ambiente, que junto con la presencia de estratificación cruzada planar, en artesa y
superficies de erosión, demostrarían variaciones entre un ambiente fluvial y aluvial. El
cambio en los sedimentos hacia el techo, de color y composición, indicaría un ambiente
transicional, posiblemente de delta, y los paleocanales y estratificación cruzada planar se
puede interpretar como barras distales.
3.1.1.3 Formación Lo Valdés (Cretácico Inferior)
(González, 1963)
3.1.1.3.1 Definición y relaciones de contacto
Corresponde a una sucesión de rocas sedimentarias marinas (calizas, areniscas, lutitas y
fangolitas), rocas volcánicas e intrusivos hipabisales, de al menos 2400 m de espesor,
expuesta en el sector de las termas del Plomo, en la ladera sur y norte del río Yeso, y
camino al Paso Portillo de Piuquenes. La base se encuentra expuesta y está en contacto de
forma gradacional con la Formación Río Damas, mientras que el techo se observa en
contacto concordante con la Formación Colimapu. En algunas localidades, el contacto con
33
la Formación Colimapu se da por falla. Los afloramientos tienen hasta 200 m de espesor,
presentándose en laderas de cerros o en escarpes, con orientación en franjas NNW. La
unidad de calizas subverticales es intruída por un cuerpo masivo, de color verde a
blanquecino, correspondiente a una monzonita de hornblenda y biotita. Además el intrusivo
corta unidades diapíricas de yeso.
Figura 3.1.1.3-A – Ondulitas presentes en intercalaciones de areniscas finas y gruesas de la
Formación Lo Valdés. Sector al NE de las Termas del Plomo. El estrato tiene forma lenticular y
permite dar criterio de polaridad a la formación, indicando que el techo se encuentra al E. El este
se ubica hacia la esquina superior derecha de la imagen.
3.1.1.3.2 Litología
La Formación Lo Valdés está compuesta por areniscas calcáreas, lutitas calcáreas, lutitas
negras, limolitas fosilíferas, areniscas líticas, conglomerados angulosos polimícticos,
calizas, coquinas y lavas andesíticas, con niveles de yeso bandeado expuesto en la zona
central. Las areniscas calcáreas presentan clastos subangulosos, son clasto soportadas y
contienen fósiles de ammonites. Las areniscas líticas presentan clastos angulosos a
subredondeados y son matriz soportadas. Las areniscas volcanoclásticas líticas presentan
clastos subangulosos, de grano fino a grueso. Las brechas presentan clastos de líticos
volcánicos angulosos y son matriz soportadas. Se presentan conglomerados de matriz fina
con clastos subredondeados, y coquinas. Además aparecen lavas andesíticas con masa
fundamental cristalina. En el sector central del área de estudio las areniscas contienen
laminaciones, ondulitas (ver Figura 3.1.1.3-A y Figura 3.1.1.3-B) y estratificación cruzada en
artesa, y las lutitas presentan calcos de carga y laminaciones. Hay presencia de intrusivos
hipabisales, en general paralelos a la estratificación (sills), los cuales corresponden a
andesitas porfídicas y dacitas. El espesor de los intrusivos hipabisales va aumentando hacia
el techo (1 a 10 metros en algunas zonas), como se puede observar en la columna (Figura
3.1.3.3-A).
34
Figura 3.1.1.3-B – A la izquierda: ondulitas presentes en areniscas calcáreas de la Fm. Lo Valdés.
Sector Termas del Plomo. A la derecha: slumping en lutitas del mismo sector.
3.1.1.3.3 Edad
En esta formación se identificaron cuatro ejemplares de ammonites, los que están
parcialmente conservados y con escasa preservación de costillas. De acuerdo a su
ubicación estratigráfica ascendente, se observaron los siguientes especímenes:
Neocomitidae? indet., presente en un nivel de calizas cercano a la base de la formación,
seguido por Kilianella? sp. y Aulacosphinctes? sp., que también fueron hallados in situ en
niveles de calizas ubicados hacia la zona intermedia de la formación.
Adicionalmente se reconoció un bivalvo, Aetostreon sp., con ambas valvas preservadas y
unidas, que presenta dos perforaciones circulares en la valva plana, asociadas a un bivalvo
perforante e identificadas como Gastrochaenolites isp. Fue observada in situ en areniscas
rojas calcáreas de grano fino, ubicadas en un nivel medio-superior de Lo Valdés. Para
ambos ejemplares se determinó una edad indeterminada entre el Titoniano Superior –
Valanginiano (Rubilar, 2009).
Hacia el techo de la formación, y en un nivel más somero al nivel en donde fueron hallados
el bivalvo y el icnofósil, se observó el ejemplar Neocomitidae? indet., presente en un nivel
de areniscas calcáreas rojas.
Para los cuatro ejemplares de ammonites se determinó una edad comprendida entre el
Titoniano Medio - Valanginiano (Salazar y Stinnesbeck, 2015). La descripción detallada de
ellos se encuentra en el Anexo 7.3.
3.1.1.3.4 Ambiente
Se observan facies marinas que indican un ambiente profundo o batial (Figura 3.1.1.3-C),
en transición a facies someras de plataforma calcárea. La presencia de areniscas y
conglomerados indican las facies más someras, con alto aporte de sedimentos
continentales. Durante esta transición, se observan facies de ciclo de Bouma incompleto
(intercalaciones de areniscas y lutitas, junto con estructuras determinantes), lo que se
interpreta como un ambiente de talud continental.
35
Figura 3.1.1.3-C – A la izquierda: flautas reconocidas en areniscas finas en la Fm. Lo Valdés.
Sector al norte de las Termas del Plomo. Da cuenta de la presencia de un ambiente de talud
durante su depositación. Derecha: lutitas con boudinage de areniscas finas y de lutita s de grano
más grueso en el mismo sector.
3.1.1.4 Formación Colimapu (Cretácico Inferior)
(Klohn, 1960)
3.1.1.4.1 Definición y relaciones de contacto
Corresponde a una formación sedimentaria continental, con presencia de intrusiones
hipabisales, de al menos 1758 m de espesor expuesta en la zona centro-oeste a oeste de la
zona de estudio, principalmente en las cercanías del embalse El Yeso. Los afloramientos
tienen a lo menos 50 m de espesor, se extienden por más de 20 metros lateralmente de
forma tabular y se orientan en franjas NNE. Se observa en contacto aparentemente
concordante con la Formación Abanico (Figura 3.1.1.5-A). La base se encuentra
fuertemente deformada debido a la presencia de fallas que afectan el contacto de esta
formación con Formación Lo Valdés, sin embargo hacia el sur se observa un contacto
discordante.
3.1.1.4.2 Litología
La Formación Colimapu se compone de areniscas cuarcíferas de grano medio a grueso,
areniscas calcáreas rojas de grano fino y conglomerados con matriz de arena gruesa
polimíctica, con clastos de calizas fosilíferas, areniscas fosilíferas, andesitas y cuarzo.
Cortando los estratos se observan enjambres de diques y filones dioríticos de color verde y
granodioríticos de color blanco, los que generaban distinto grado de metamorfismo de
contacto sobre estas rocas. Las areniscas cuarcíferas se encuentran levemente
metamorfizadas debido a la presencia de la falla cerca del contacto con Lo Valdés, donde
hay alteración de epidota y mineralización de óxidos de Fe y Cu. Se observan
bioturbaciones y paleocanales (orientación NS) en las areniscas de esta formación (ver
Figura 3.1.1.4-A).
36
Figura 3.1.1.4-A – Paleocanal en areniscas observado en la Fm. Colimapu, con una orientación NS,
pero sin sentido de flujo identificable. Sector de la Falla Salinillas, ladera S del valle del Río Yeso.
3.1.1.4.3 Edad
Se le ha asignado una edad de 120 – 107 Ma, correspondiendo al Aptiano – Cenomaniano.
La edad mínima tentativa, determinada mediante fósiles de carófitas sería albiana (Martínez
y Osorio, 1963; según Thiele, 1980), y su edad máxima sería hauteriviana, de acuerdo a la
edad asignada a la subyacente Formación Lo Valdés (Thiele, 1980).
3.1.1.4.4 Ambiente
Los sedimentos, su composición y color indican en general un ambiente continental
subaéreo, en varios casos cercano a la costa. En la base se reconoce un ambiente de
abanico aluvial cercano a la costa (debido a la composición de los clastos) progradante,
también se reconoce un sub-ambiente de frente de playa, apoyando la idea de cercanía a la
costa. Más hacia el techo se observan también facies aluviales, pero de abanicos en
retroceso. Esta interpretación se observa bien en la columna tipo de la Formación Colimapu.
(Figura 19).
3.1.1.5 Formación Abanico (Oligoceno – Mioceno Inferior)
(Aguirre, 1960)
3.1.1.5.1 Definición y relaciones de contacto
Corresponde a una formación volcánica de 3000 m de espesor (Aguirre, 1960), expuesta en
el sector oeste de la zona de estudio, al borde oeste del embalse El Yeso. Los afloramientos
son extensos, de hasta 500 metros de diámetro, parcialmente cubiertos por coluvios y de
forma tabular, y se disponen en franjas de orientación NS. La base de la Formación está en
contacto aparentemente concordante a distancia con la Formación Colimapu (ver Figura
3.1.1.5-A), y no se alcanza a observar en la zona de estudio el techo de la unidad, pero
37
corresponde a un contacto transicional con la Formación Farellones (concordante-
pseudoconcordante y discordante o por falla), de acuerdo a Charrier et al (2002) y Godoy et
al (1999). Es intruída por cuarzo-sienitas de las unidades intrusivas miocenas.
Figura 3.1.1.5-A – Contacto entre la Fm. Abanico y la Fm. Colimapu, en el sector del embalse El
Yeso. Es posible ver un contacto aparentemente concordante, sin embargo, la diferencia de edad
de depositación de aproximadamente 50 Ma, lleva a clasificarlo como hiato depositacional y/o
discordancia erosiva.
3.1.1.5.2 Litología
Esta formación se compone de rocas andesíticas estratificadas de color pardo oscuro, de
textura porfírica con fenocristales de plagioclasa parcialmente sericitizada y masa
fundamental microcristalina. Hacia el oeste de la zona de estudio los estratos se encuentran
de manera subhorizontal y se van verticalizando hacia el este, hasta el contacto con la
Formación Colimapu, en el sector del embalse El Yeso.
3.1.1.5.3 Edad
En base a su contenido de fauna fósil (unidades sedimentarias no observadas en el área de
estudio) y a las numerosas dataciones radiométricas efectuadas en esta formación (K-Ar,
Ar-Ar y U-Pb), su edad estaría comprendida entre el Oligoceno a Mioceno Inferior (Vergara
y Drake, 1979; Drake et al., 1982; Munizaga y Vicente, 1982; Flynn et al., 1995; Gana y
Wall, 1997; Aguirre, 1999; Baeza, 1999; Sellés, 1999; Vergara et al., 1999; Fuentes et al.,
2002; Charrier et al., 2002, 2005; Nyström et al., 2003; Fock, 2005; Fock et al., 2006; Jara et
al., 2014).
3.1.1.5.4 Ambiente
Para esta formación se interpreta un ambiente volcánico continental, ya que no se observan
intercalaciones con facies marinas, y con altas tasas de efusión de material volcánico
(lavas) que se concentran en la zona de estudio. No se logra una interpretación más exacta
de ambiente debido a las limitaciones en la observación de la Formación.
38
3.1.1.6 Formación Marmolejo (Unidad Volcánica Antigua) (Pleistoceno)
(Bustamante et al., 2010; enmend. Campo II, 2015)
3.1.1.6.1 Definición y relaciones de contacto
Corresponde a una formación volcánica reciente, expuesta al sur de la zona de estudio por
la quebrada del estero El Yeso. Son afloramientos altamente diaclasados, de gran extensión
pero difícil acceso, de 30 m máximo, y presenta contactos en discordancia angular con las
Formaciones Río Colina, Río Damas y Lo Valdés, presentando una disposición en general
subhorizontal.
3.1.1.6.2 Litología
La formación se compone de lavas andesíticas macizas de color gris oscuro, con
fenocristales de plagioclasa y anfíbola. Algunos bloques presentan texturas de flujo y
autobrechas.
3.1.1.6.3 Edad
En términos generales, a la Unidad Volcánica Antigua se le asigna una edad pleistocena
(Thiele, 1980), mientras que en otras fuentes, en base a las características morfológicas y
estructurales de esta unidad su edad correspondería al Holoceno (Thiele, 1980).
3.1.1.7 Unidades intrusivas (Mioceno Medio - Superior)
(Thiele, 1980; Cornejo y Mahood, 1997; Kurtz et al, 1997)
3.1.1.7.1 Definición y relaciones de contacto
Compuesto por tres grandes grupos de disposición NS, expuestos en la zona del embalse
El Yeso y al este de él. Los cuerpos intruyen, de oeste a este, a la Formación Abanico, a la
Formación Lo Valdés y a la Formación Lo Valdés, junto con la Formación Río Colina.
3.1.1.7.2 Litología
El cuerpo que intruye a la Formación Abanico es una monzonita de anfíbol y biotita,
fanerítica, equigranular y de grano medio, con alteración sericítica de intensidad moderada
a alta. Presenta enclaves ocasionales de composición diorítica, altamente fracturado y con
un contacto irregular, el cual aflora hacia la parte central del embalse El Yeso, restringido a
la ladera sur del valle, presentando una extensión de al menos 500 m. Se tiene contacto por
inconformidad entre esta unidad y lavas andesíticas de la Formación Abanico.
El cuerpo que intruye solo a la Formación Lo Valdés es una monzonita de color verde
opaco, con textura fanerítica e inequigranular, y presenta alteración en máficos a epidota y
matriz cloritizada, además de arcillas. Este aflora hacia el sector este del embalse El Yeso,
en la ladera sur del valle, presentando una extensión de al menos 700 m. Se observa
39
inconformidad entre esta unidad intrusiva y la Formación Lo Valdés, específicamente con
secuencias de calizas y unidades diapíricas de yeso hacia el interior de la quebrada.
El cuerpo que intruye a las Formaciones Lo Valdés y Río Colina es de color gris verdoso,
fanerítico, con cristales de cuarzo, plagioclasa y máficos diseminados, está alterado a
sericita, epidota y ceolitas y tiene además microvetillas de calcita.
3.1.1.7.3 Edad
De acuerdo a su ubicación más al este de la franja de Intrusivos del Mioceno Inferior y
similitudes litológicas, es posible asociar estos afloramientos en primera instancia a la franja
de Intrusivos del Mioceno Medio - Superior, cuyo rango de edad varía entre los 13 y 8 Ma,
mediante dataciones de K-Ar y Ar-Ar (Thiele, 1980; Cornejo y Mahood, 1997; Kurtz et al.,
1997).
40
3.1.2 Localidades tipo
En la zona de estudio se levantaron columnas estratigráficas en distintos sectores (Figura
3.1.2-A), que pasaron a ser algunas las localidades tipo de las formaciones y sus
respectivas columnas, descritas en los siguientes apartados.
Figura 3.1.2-A – Ubicación de las localidades tipo de las columnas estratigráficas realizadas en
terreno.
3.1.3 Columnas
Las columnas estratigráficas realizadas abarcaron casi todas las distintas formaciones
contenidas dentro de la zona de estudio. A continuación, se presentan las secuencias
litológicas obtenidas, para las distintas localidades tipo que se indicarán en el apartado
siguiente.
3.1.3.1 Formación Río Colina (414936/6274593)
Esta primera columna (Figura 3.1.3.1-A) pertenece a la Formación Río Colina, la más
antigua de la zona de estudio. En ella se identifica una variación rítmica entre lutitas,
areniscas y calizas, con contenido fosilífero variable, lo que permite identificar que se formó
en un ambiente marino a transicional.
41
Figura 3.1.3.1-A – Columna estratigráfica de la Formación Río Colina en la quebrada sur.
42
3.1.3.2 Formación Río Damas
La Formación Río Damas no se detalló en ninguna columna, pero fue incorporada en la
columna general del apartado de cronoestratigrafía, y su descripción detallada se incorpora
en el apartado de descripciones litológicas.
3.1.3.3 Formación Lo Valdés (415627/6279883)
La segunda columna mostrada (ver Figura 3.1.3.3-A) corresponde a la Formación Lo
Valdés, la que en este sector está conformada por una sucesión de calizas, lutitas y
areniscas de espesor variable. Además, la unidad es intruída por filones y diques de
carácter hipabisal.
Figura 3.1.3.3-A – Columna estratigráfica detallada de la Formación Lo Valdés en el sector de
Termas del Plomo.
43
3.1.3.4 Formación Colimapu (409662/6280048)
La tercera columna, correspondiente a la de la Formación Colimapu (Figura 3.1.3.4-A),
conformada por capas de gran espesor de areniscas y conglomerados, de variada
composición. Se pueden observar los distintos ambientes y sub-ambientes asociados a esta
formación, como la cabecera de abanico aluvial, frente de playa y la parte media de un
abanico aluvial retrogradante.
Figura 3.1.3.4-A – Columna estratigráfica de la Formación Colimapu, frente a la mina El Romeral.
3.1.4 Cronoestratigrafía
A continuación se presenta una columna que sintetiza la estratigrafía de la zona de estudio
(Figura 3.1.4-A), donde se indican las relaciones de temporalidad y los tipos de contacto
que existen entre las distintas formaciones descritas anteriormente. Los colores de las
unidades corresponden a los colores de la carta estratigráfica oficial.
44
Figura 3.1.4-A – Columna cronoestratigráfica general de la zona de estudio. Se consideran los
espesores determinados a partir del mapa, por lo que discrepan de la información del marco
geológico. Es esquemática y está basada parcialmente en las columnas tipo, otras columnas de
otras zonas y descripciones litológicas de las formaciones. No se incluyen las unidades intrusivas
en esta columna.
45
3.2 Estructuras
El área de estudio comprende una porción del borde oriental de la Cordillera Principal,
caracterizado por un estilo estructural particular que contrasta con la deformación y estilos
estructurales de las unidades morfoestructurales colindantes (Cordillera Frontal por el Este y
la Depresión central hacia el Oeste).
La Cordillera Principal, de igual manera, se encuentra segmentada en un flanco occidental
caracterizado por presentar unidades cenozoicas como la Formación Abanico y Formación
Farellones, mientras que el flanco oriental se caracteriza por la presencia de unidades
mesozoicas muy deformadas, que forman parte de la Faja Plegada y Corrida del
Aconcagua, compuesta principalmente por corrimientos vergentes al este que habrían
afectado a estructuras formadas previamente (Fock, A. 2005).
Para este trabajo se identificaron 3 dominios principales, marcados por los rasgos
estructurales, la orientación y vergencia de las estructuras presentes. El dominio occidental
de la zona de estudio correspondería al borde de la Cuenca de abanico (CA), el dominio
central correspondería al inicio de la FPC del Aconcagua (FPCA1) y el dominio oriental
vendría a ser la continuación de la FPC del Aconcagua (FPCA2).
La principal característica que presenta la FPCA es su estilo de deformación de escama
delgada (Ramos et al., 1995) que afecta fundamentalmente a los depósitos mesozoicos,
acompañado de la inversión de fallas normales que resultaron en los últimos episodios del
alzamiento andino a esta latitud.
Por otro lado, la cuenca de Abanico marca un evento tectónico importante en el desarrollo
de la Cordillera Principal, correspondiendo a cuencas extensionales de intra-arco
desarrolladas durante el Eoceno medio/superior hasta fines del Oligoceno (Godoy et al.,
1999, Fock, A. 2005, Charrier et al., 2009).
Figura 3.2-A - Dominios estructurales en el área de estudio. Dominio occidental: Cuenca abanico.
Dominio central: Inicio FPCA. Dominio oriental: continuación FPCA.
46
3.2.1 Estructuras Cuenca Abanico (CA)
Las fallas presentes en este dominio corresponden al borde oriental de la cuenca de
Abanico (Fock, A. 2005), caracterizada por la presencia de la Formación Abanico, que se
encontraría fuertemente plegada, dando origen a un monoclinal formado durante la
actividad de las estructuras inversas desarrolladas en este dominio (Figura 3.2.4.2-A). El
límite este de este dominio está marcado por la presencia de la Falla El Diablo.
3.2.1.1 Falla El Diablo
La traza de la falla se reconoce al norte del río Yeso, al oeste del Estero Aparejo y al sur del
río se extiende a través del Cajón de Las Leñas. Esta se caracteriza por un alto ángulo
(~65° W) y por encontrarse emplazada cortando la Fm. Lo Valdés (Figura 3.2.1.1-A).
Figura 3.2.1.1-A - En la imagen se observa la Falla El Diablo (izquierda) y el retrocorrimiento
asociado a ella (derecha). La falla actúa alzando el bloque central perteneciente a la Fm. Lo
Valdés sobre rocas de la Fm. Colimapu. Además en esta zona se emplaza el intrusivo mostrado en
la zona central de la figura.
3.2.1.2 Monoclinal de la Fm. Abanico
Es el último pliegue observado en el límite occidental de la zona de estudio. Corresponde a
un pliegue de orientación N-S, con una gran longitud de onda, siendo el flanco oriental
limitado por la aparición de un cuerpo intrusivo del Mioceno. El limbo oriental muestra un
manteo de 80º al oeste en la zona más inclinada. Este pliegue se observa a lo largo del
borde del embalse El Yeso. El monoclinal afecta a la Formación Colimapu y la formación
Abanico (ver Figura 3.2.1.2-A).
47
Figura 3.2.1.2-A - Vista norte de la Formación Abanico en el sector del Embalse El Yeso. Se
observa el aumento en la inclinación de la secuencia.
3.2.2 Estructuras Dominio FPCA1
3.2.2.1 Falla Salinillas (vergencia E)
La falla Salinillas corresponde a una estructura inversa vergente al este. Se identificó en el
centro de la zona de estudio y su ubicación coincide con la presencia de yeso (Oxfordiano).
Su traza se extiende a ambas riberas del río Yeso, manteniendo un rumbo
aproximadamente N-S. Hacia el sur del río Yeso, la estructura presenta un cambio en su
dirección hacia el SW y la traza fue identificada a través de los afloramientos de yeso que
se encontraron en su recorrido (ver Figura 3.2.2.1-A). A través de esta estructura se alza un
bloque de la Formación Río Colina, sobre rocas más jóvenes de las formaciones Lo Valdés,
Colimapu y Río Damas.
Figura 3.2.2.1-A – Traza de la falla Salinillas en la zona cercana a la mina de yeso. En la imagen se
observa a la Formación Río Colina sobre rocas de la Formación Lo Valdés, Colimapu y Río Damas.
48
3.2.2.2 Falla Vacas Muertas
Esta estructura se ubica inmediatamente al este de la falla Salinillas, reconociéndose solo al
norte del río Yeso. Corresponde a una estructura inversa de vergencia este, con un rumbo
aproximado N-S y provoca el alzamiento de una escama de la Formación Río Damas sobre
Río Colina, en el cerro Panimávida. En la Figura se observa la Falla Vacas Muertas,
alzando el bloque mencionado.
Figura 3.2.2.2-A – Traza de la falla Vacas muertas, alzando Fm. Río Damas sobre Fm. Río Colina.
Vista desde Cerro Panimávida.
3.2.2.3 Anticlinal de Yeguas Muertas
Corresponde a uno de los pliegues con mayor longitud de onda ubicado en la zona de
estudio. Es un pliegue de orientación NNW, posee limbos asimétricos, siendo el limbo
oriental el más inclinado (ver Figura 3.2.2.3-A). Su charnela muestra claras evidencias de
deformación, reafirmando esta zona como la que muestra mayor contenido de estructuras.
El pliegue afecta a las formaciones de mayor edad, siendo el núcleo de este la Formación
Río Colina.
49
Figura 3.2.2.3-A – Vista NW al cerro Panimávida, donde se observan los flancos del Anticlinal de
Yeguas Muertas.
3.2.3 Estructuras Dominio FPCA2
Las fallas presentes en este dominio corresponden a la continuación de la FPCA,
caracterizada por una deformación de escama delgada, donde las formaciones mesozoicas
se disponen en capas inclinadas manteando al este, debido a la actividad compresiva
reflejada en estructuras inversas de alto ángulo vergentes al oeste (Figura 3.2.4.2-A y
Figura 3.2.4.2-A). El límite occidental de este dominio está marcado por la Falla El Yeso.
3.2.3.1 Falla El Yeso
La falla El Yeso corresponde a una estructura inversa de vergencia oeste que se ubica al
este de las termas del Plomo, posee un rumbo aproximadamente N-S, además de un
manteo de 65° a 70° E. Esta estructura posee vergencia opuesta a las anteriores y a la
vergencia principal de la deformación en esta zona. Provoca el alzamiento de la Formación
Río Damas sobre la Formación Lo Valdés (Figura 3.2.3.1-A).
Figura 3.2.3.1-A – Falla El Yeso hacia el sur, alzando la formación río damas sobre Lo Valdés.
50
3.2.3.2 Falla El Pirámide
Esta falla corresponde a una estructura inversa de vergencia al oeste. Es la más oriental de
la zona de estudio y se ubica cercana a la frontera con Argentina (ver Figura 3.2.3.2-A). Al
igual que la anterior posee un rumbo aproximadamente N-S y un manteo de 70° a 80° E. La
falla se encuentra al interior de la Formación Lo Valdés y se identifica por una zona de
fracturamiento intenso y alteración hidrotermal que corta la estratificación observada en las
rocas.
Figura 3.2.3.2-A – Vista Sur de las fallas el yeso (izquierda) y pirámide (derecha).
3.2.3.3 Anticlinal del Pirámide
Corresponde a un pliegue de orientación N-S ubicado a lo largo del valle del glaciar
Pirámide. Se encuentra limitado por ambos flancos por fallas inversas con vergencia al W.
Sus limbos presentan una leve diferencia de inclinación, y presenta una charnela amplia. El
anticlinal afecta a las capas rojas de la Formación Río Damas y a las calizas de la
Formación Lo Valdés (Figura 3.2.3.3-A).
Figura 3.2.3.3-A – Anticlinal del pirámide. Derecha: Vista panorámica valle del Pirámide.
Izquierda: vista hacia el sur desde ladera oeste del valle del Pirámide, notar los manteos en
dirección opuesta en ambas laderas y la leve diferencia entre estos.
51
3.2.4 Perfiles esquemáticos
Se confeccionaron dos perfiles con la recapitulación de los resultados anteriormente
expuestos. Sus orientaciones son W a E, de tal modo de intersectar perpendicularmente a
las trazas de fallas de orientación N-S. El perfil A-A’ (6280000) que muestra la zona centro
sur, y el perfil B-B’ (6285000) que retrata la zona norte. Estos detallan las relaciones de
contacto, espesores y geometrías de las distintas formaciones definidas para la zona.
Los siguientes números corresponden a:
(1) Falla El Diablo (2) Falla Salinillas (3) Falla Vacas Muertas (4) Falla El Yeso (5) Falla El Pirámide
52
3.2.4.1 Perfil Norte
En la Figura 3.2.4.1-A se ilustran las repeticiones de la Formación Lo Valdés, la continuidad
de las distintas fallas hacia el norte y el Anticlinal del Pirámide en el extremo oriente.
Figura 3.2.4.1-A - Sección geológica esquemática interpretada A-A’. Su ubicación se muestra en
mapa anexo.
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
53
3.2.4.2 Perfil centro sur
En la Figura 3.2.4.2-A se ilustra el Anticlinal de Yeguas Muertas entre las fallas Vacas
Muertas y El Yeso, con la Formación Río Colina en su núcleo.
Figura 3.2.4.2-A - Sección geológica esquemática interpretada B-B’. Su ubicación se muestra en
mapa anexo.
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
54
3.3 Geomorfología
La geomorfología regional del área de estudio corresponde a un dominio geomorfológico del
tipo cordillera andina con retención nival.
3.3.1 Sistema glacial
El énfasis que se dará en este trabajo se centra en las épocas Pleistoceno-Holoceno,
teniendo como principales objetos de estudio los glaciares El Yeso, Pirámide y Bello, junto a
glaciares de menor envergadura.
3.3.1.1 Morfologías glaciales
3.3.1.1.1 Morrenas frontales
Corresponde a aquella morrena depositada frente al término del glaciar, pudiendo haber
más de una que indiquen diferentes estadios del movimiento glaciar en el valle. En terreno
fue posible observar 3 morrenas frontales, todas correspondientes al valle del glaciar Bello.
La última morrena frontal del avance de un glaciar se considera morrena terminal.
En la Figura 3.3.1.1.1-A es posible observar una de estas morrenas, caracterizándose por
poseer material de clastos subangulares de till no consolidado, mal seleccionado con
bloques de hasta 2 m insertos en matriz de arena fina a gruesa con gravas. Además
presenta una morfología dorsal interdigitada que atraviesa el valle de este a oeste. El
espesor se estima mayor a 3m.
Figura 3.3.1.1.1-A. Perfil W-E morrena frontal en Valle del glaciar Bello. Las líneas remarcan la
interdigitación del depósito.
3.3.1.1.2 Morrena lateral
Se forman por el transporte a lo largo de las márgenes laterales del glaciar. Su morfología
es lobulada y presentan la misma composición antes descrita para las morrenas frontales,
esto es till mal seleccionado, con material variando desde limos y arcillas hasta bloques
subangulares de escala métrica (2m), no presentan cementación ni estructuras. Un ejemplo
se observa en la Figura 3.3.1.1.3-A.
55
3.3.1.1.3 Glaciar Pirámide
Al noreste de la zona de estudio, se encuentra una masa de hielo de grandes dimensiones
que se extiende en dirección NNW-SSE desde los pies del cerro Pirámide hasta el inicio del
cajón del Bello. Con una longitud estimada de 7300 m y su ancho promedio bordea los 300
m, este glaciar posee una cubierta de detritos que no alcanza el metro de espesor, la cual
abarca toda su extensión. Tanto el glaciar como su cubierta, pueden ser observados gracias
a grietas existentes en el glaciar y aberturas que forman pequeñas lagunas (ver Figura
3.3.1.1.3-A). El espesor medido en estas zonas es cercano a los 10 m, por lo que
considerando su longitud y un ancho promedio de 300 m, 0.219 km3 hielo es una primera
aproximación a la masa total del glaciar.
Las fracturas internas y cambios en el espesor del glaciar, se traducen en una morfología
particular de altos y bajos en la cubierta de detritos (ver 3.3.1.1.3-A y Figura 3.3.1.1.3-B), la
cual se compone de clastos polimícticos, angulosos, mal seleccionados, inmersos en una
matriz de limo.
Figura 3.3.1.1.3-A - Vista E tomada desde la morrena lateral del glaciar Pirámide, que muestra una
laguna producto de una apertura del glaciar. Se puede ver también la fina y regular cubierta de
detritos, además de fracturas en el hielo.
El glaciar Yeso corresponde a un glaciar colgante, que evidencia movimiento en la
actualidad, dada la morfología de lengua que desciende hacia el valle, y las grietas o
crevasses transversales en su superficie, que indican una extensión por el avance y la
adaptación del glaciar a la nueva pendiente. Se observan además crevasses longitudinales
indicando una extensión en el ancho del glaciar. Por otra parte, el glaciar Bello corresponde
a un glaciar de circo, que a diferencia del Yeso, no presenta indicios de movimiento, por lo
que se asume que se mantiene estático.
Cercano a estos dos glaciares previamente mencionados, aproximadamente 2 km hacia el
sur, se observa una morfología de circo, sin evidencias de hielo, pero sí de su previo avance
y retroceso. En este sector se observa cómo desciende hacia el valle por donde avanzó el
glaciar Yeso, dejando un lago en la llanura de inundación que se formó entre la morrena
frontal y la morrena de retroceso asociadas (Figura 3.3.1.1.3-B).
56
Figura 3.3.1.1.3-B - Glaciar de rocas aledaño al glaciar El Yeso con pequeña laguna frente a la
morrena de retroceso.
Fue posible observar un glaciar de escombros en el valle glacial del Bello, el que
corresponde a una masa de fragmentos de roca y material fino sobre un talud, que posee ya
sea hielo intersticial o en un núcleo y muestra evidencia de movimiento pasado o presente
(van Everdingen, 2005). Posee una forma lobulada similar a una colada de lava, con una
zona de alimentación o fuente correspondiente a un antiguo glaciar de circo. Dado que
presenta un frente empinado (pendiente mayor a 40º), es decir, un ángulo mayor a su
ángulo de reposo es posible indicar que este glaciar de escombros está activo.
Asociada a los glaciares Bello y Yeso, se logra apreciar una morfología tipo U en el valle en
el que desembocan ambos glaciares. Esta morfología indica la existencia de un glaciar de
valle anterior, que pudo haber correspondido a alguno de los dos antes mencionados en su
etapa de mayor extensión. En los flancos del valle se observan estrías indicando el
movimiento de la masa de hielo que se encontraba en el sector. Además, en el valle se
observan rocas de gran tamaño, correspondientes a rocas erráticas arrastradas por el
antiguo glaciar de valle, así como rocas aborregadas (Figura 3.3.1.1.3-C (b)), indicando el
sentido del movimiento principal del glaciar hacia el sur. Se encuentran también fragmentos
de yeso con indicios de crioclastismo (Figura 3.3.1.1.3-C (a)), evidenciando la presencia de
hielo.
Figura 3.3.1.1.3-C - (a) Crioclastismo en yeso. (b) Roca aborregada en morrena de fondo del
glaciar Bello.
(a) (b)
57
3.3.1.1.4 Valle glaciogluvial
Formado por la descarga de material de un glaciar, subsecuentemente transportado y
seleccionado por la presencia de ríos entrelazados. Está compuesto por material
transportado por glaciares (mal seleccionado), posteriormente este material es seleccionado
y depositado por las corrientes de aguas provenientes de la fusión del hielo del glaciar. La
Figura 3.3.1.1.4-A. muestra un ejemplo de valle glaciofluvial asociado al glaciar Bello
expresado como llanura de lavado (outwash plain).
Figura 3.3.1.1.4-A. ejemplo de valle glaciofluvial asociado al glaciar Bello expresado como llanura
de lavado (outwash plain)
3.3.1.2 Depósitos glaciales
Dentro de los depósitos se observan morrenas de fondo, terminales, laterales, centrales y
de retroceso generadas por el avance y posterior retroceso de los glaciares por el valle.
Éstas están compuestas por depósitos de till, los que poseen clastos polimícticos,
angulosos y granulometría muy variable inmersos en una matriz fina. En particular, en las
inmediaciones del glaciar Pirámide se divisa un sistema de morrenas laterales, morrena
central y morrena frontal, esta última colindando con el río proveniente de la descarga del
glaciar.
58
Además se aprecian depósitos de acanaladura (ver Figura 3.3.1.2-A), producto del
derretimiento en la base del glaciar que formó pequeños canales, los que iban arrastrando
sedimentos que habrían adoptado la forma del pequeño túnel de hielo.
Figura 3.3.1.2-A - Acanaladuras dejadas por el paso del glaciar.
3.3.2 Sistema fluvial
En la zona de estudio existen diversos sistemas fluviales originados por ablación de
glaciares ubicados en la cabecera y alimentación desde acuíferos subterráneos, generando
el río Yeso como afluente principal, el cual aguas abajo encuentra su cauce natural alterado
debido a la existencia del embalse artificial El Yeso. Asociado a éste se identifican diversos
ríos tributarios que poseen un origen similar.
3.3.2.1 Morfologías fluviales
El río Yeso es un río trenzado (ver Figura 3.3.2.1-A), asociado a otros tributarios que
confluyen en el río principal, tales como los esteros de Casa Piedra, derivado del Glaciar de
Casa Piedra, y los esteros del Morado, de las Vacas Muertas, del Plomo y Salinillas, todos
nacidos de distintos glaciares que llevan el mismo nombre. Estos presentan una forma
recta, con un bajo índice de sinuosidad, derivado de la alta pendiente por la cual
descienden.
59
Figura 3.3.2.1-A - Río Yeso, mostrando su morfología de río trenzado, al E de las termas del
Plomo.
La erosión sobre el valle forma una morfología tipo V sobre el valle glacial, limitada al área
más aledaña al río.
Las estructuras presentes a lo largo del río Yeso corresponden a las de un río trenzado,
tales como barras laterales, longitudinales y transversales, las que se pueden identificar a lo
largo de todo el cauce del río. Además, se pudo visualizar una extensa planicie fluvial y tres
niveles de terrazas (ver Figura 3.3.2.1-B), las que indican variaciones abruptas en el nivel
de base de este río principal durante su evolución. Sin embargo, en este sistema no se
encuentran ampliamente desarrolladas ya que son de edad reciente, además de que el
sistema fluvial presente ha tenido una incidencia considerablemente menor respecto del
sistema glacial.
Figura 3.3.2.1-B - Terrazas en el río Yeso. Se observan tres niveles de terraza fluvial, con la actual
llanura de inundación del río Yeso en la zona más baja. Los colores más oscuros indican mayor
edad.
60
3.3.2.2 Depósitos fluviales
Los depósitos fluviales son típicos de ríos trenzados, y se caracterizan por ser polimícticos,
con clastos moderadamente redondeados, de granulometrías variables e inmersos en una
matriz de tamaño arena, aunque se observan matrices más finas en la parte superior de las
barras laterales y en los extremos de las barras longitudinales. La deposición ocurre
principalmente en las barras de arena, entre las que se distinguen barras longitudinales,
transversales (con mejor selección de sedimentos, por su carácter distal) y barras laterales.
Es un sistema compuesto, uniendo parte de depósitos glaciares y de remociones en masa,
por encontrarse en un contexto de valle glacial en alta montaña.
La erosión sobre el valle forma una morfología tipo V sobre el valle glacial, limitada al área
más aledaña al río.
Algunos tributarios cortan morfologías como abanicos aluviales o realizan sistemas de
drenaje sobre morrenas. Así mismo, muchos de los depósitos de estos sistemas fueron
destruidos por el río o sus sedimentos se unieron al mismo cauce, existiendo una mezcla de
distintos procesos aguas abajo.
3.3.3 Remociones en masa
3.3.3.1 Morfologías
El área corresponde a una zona de alta montaña, por lo que se observan una gran variedad
y cantidad de escarpes. También es posible identificar superficies de deslizamiento curvas,
planas y angulares, que al asociarlas con escarpes, permitieron identificar deslizamientos
rotacionales, traslacionales y en cuña. Por otra parte, muchos escarpes también están
asociados a caídas de rocas o derrumbes (ver Figura 3.3.3.1-A).
También es importante mencionar que los fenómenos pueden ser compuestos, por lo que
en variadas ocasiones se visualizaron escarpes con deslizamientos o incluso caídas de
rocas, las que posteriormente al adicionarse agua, tanto por deshielo o por un tributario,
finalizaron como un flujo de detritos.
Por otro lado, se observó escarpes de menor envergadura asociados a pequeñas terrazas
de suelo paralelas a la pendiente de la ladera lo que sugiere una posible existencia de
reptación del terreno.
En un valle ubicado al este del embalse El Yeso, se observó la presencia de montículos
abultados de gran tamaño. Dichas estructuras se reconocen como hummocks, las que
pueden ser explicadas por una avalancha de rocas, posiblemente causada por un terremoto
en la zona. Estas estructuras también podrían corresponder a morrenas, pero por la
morfología del depósito se estima finalmente que son el producto de un fenómeno de
remoción en masa característico de alta montaña, y posiblemente bajo este tipo de
depósitos se encuentren morrenas.
61
Se visualizaron estructuras tipo hummock ubicadas al E del embalse El Yeso, las que
pueden ser explicadas por una avalancha de rocas, posiblemente causada por un terremoto
en la zona. Estas estructuras también podrían corresponder a morrenas, pero por la
morfología del depósito se cree finalmente que podrían ser el producto de un fenómeno de
remoción en masa característico de alta montaña, y posiblemente bajo este tipo de
depósitos se encuentren morrenas.
Figura 3.3.3.1-A - (a) Escarpe de remoción en masa en las cercanías del embalse El Yeso; vista
hacia el N. (b) Remoción en masa en unidad de yeso, vista al NW desde el cerro Panimávida.
3.3.3.2 Depósitos
Se observaron conos de deyección de alta pendiente en quebradas, asociados a caídas de
rocas, y abanicos aluviales ubicados en los piedemontes al finalizar una quebrada,
destacando aquellos ubicados al sur del embalse El Yeso, con formas lobuladas, de baja
pendiente y con cauces secundarios de agua en su superficie.
También se observaron hummocks, mencionados en el punto anterior, que corresponden a
montículos abultados de gran tamaño, asociados a avalanchas de rocas.
Se reconocieron escombreras de talud, las que pueden ser causadas por derrumbes o
incluso por deslizamientos de tipo traslacional o en cuña. Estas remociones poseen clastos
polimícticos inmersos en una matriz más fina, sub-angulosos a sub-redondeados.
Destacan los múltiples depósitos de remoción en masa ubicados en la ladera SE del cerro
Panimávida (ver Figura 3.3.3.1-A (b)) y los depósitos de remoción en masa de la unidad de
yeso al NW del cerro Panimávida, con dirección al SE, la cual cubre el cauce original del río
Yeso en ese sector, desviando su trayectoria (ver Figura 3.3.3.1-A (b)). Los depósitos de
esta zona son polimícticos, y de tamaño que va desde varios metros a granos de tamaño
arena.
El gran tamaño de los bloques, puede explicarse debido a que muchas de estas remociones
poseen un comportamiento laminar, lo que podría conservar fragmentos de rocas de gran
tamaño mayormente intactas y depositadas solitariamente en planicies donde no se
observan otros indicios de depósitos similares.
(a) (b)
62
Figura 3.3.3.2-A -Depósitos de remociones en masa, SE del cerro Panimávida.
3.3.4 Sinkholes
En la zona de estudio fue posible observar sinkholes circulares de diámetro entre 2 a 12 m,
asociados a sectores con capas de yeso soluble que se hundieron al disolverse por la
acción del agua. En particular, se reconocieron sinkholes ubicados en los lineamientos de
yeso al sur del cerro Panimávida (ver Figura 3.3.4-A).
Figura 3.3.4-A - Sinkholes en yeso, sur del cerro Panimávida.
63
3.4 Geología económica
Durante la campaña de terreno se identificaron diferentes recursos de carácter económico,
los cuales se presentan a continuación.
3.4.1 Yeso
El yeso corresponde al principal recurso minero encontrado en la zona de estudio. Éste se
encuentra distribuido en franjas Norte-Sur, relacionado con el techo y la base de la
Formación Rio Colina y, además, aparece de forma discontinua dentro de la Formación Lo
Valdés. Genéticamente, se relacionan con ciclos de transgresión-regresión; el nivel de yeso
más potente corresponde al denominado “Yeso del Oxfordiano”, perteneciente a la
Formación Rio Colina, y se interpreta como el final de la primera sub etapa del Ciclo Andino,
cuando el mar progresivamente se retiró de la cuenca de tras arco, lo que generó los
gruesos depósitos evaporíticos del Oxfordiano-Kimmeridgiano (Charrier et al. 2007).
Estructuralmente, estos yacimientos se encuentran relacionados a una falla mayor de
orientación Norte-Sur, identificada en este trabajo como la Falla El Yeso. Por lo tanto, los
afloramientos se encuentran orientados de la misma manera, excepto casos puntuales que
se interpretan como diapiros.
Este recurso es explotado al oeste del cerro Panimávida, donde se ubica la mina El
Romeral, propiedad de la Sociedad Industrial Romeral S.A., filial de Empresas Pizarreño
S.A.. Este yacimiento corresponde a uno de los más grandes del país y es apreciable a la
escala regional (ver Figura 3.4.1-A).
Figura 3.4.1-A - Mapa de recursos económicos. Incluye los depósitos de yeso y las distintas
evidencias de mineralización metálica encontrada en la zona.
64
3.4.2 Elementos Metálicos
La zona de estudio se encuentra incluida dentro de la franja de intrusivos del Mioceno-
Plioceno, la cual destaca por tener yacimientos del tipo Pórfido Cu-Au de clase mundial
como Rio Blanco-Los Bronces y El Teniente (Sillitoe & Perelló, 2005).
Las estructuras Norte-Sur de carácter regional que existen en el área están relacionadas
espacialmente con las fallas controladoras de los grandes yacimientos porfídicos de la
franja. Dadas las litologías encontradas en terreno, las unidades intrusivas félsicas y las
estructuras; es posible que exista algún yacimiento tipo pórfido cuprífero (Maksaev et al.,
2009) o skarn en la zona.
En la Formación Colimapu, aflorando en el Cajón Casa De Piedra, se encontraron capas
centimétricas de óxidos e hidróxidos de Cu, asociadas a areniscas grises y en contacto con
sills (Figura 3.4.2-A). La alta permeabilidad de las areniscas posiblemente fue determinante
para el ascenso de fluidos hidrotermales.
Figura 3.4.2-A - Ladera oeste Cajón de Casa De Piedra, se observa mineralización de óxidos de Cu.
En las cercanías del intrusivo Casa De Piedra, en contacto con la Formación Lo Valdés,
junto al Río El Yeso, fue observada una zona de halos de alteración con mármol, granates y
mineralización de sulfuros diseminados en cúmulos (Pirita ± calcopirita ± ¿bornita?).
Además existe evidencia de actividad hidrotermal con mineralización metálica en los
depósitos morrénicos del Glaciar El Bello, estos presentan rodados con mineralización de
pirita, calcopirita, oxidados de Cu y Fe (Figura 3.4.2-B). Así mismo, se encontraron rodados
con mineralogía típica de un skarn de alta temperatura; granates, piroxenos, calcita
cristalina y hematita especular.
65
Figura 3.4.2-B - Rodado mineralizado de los depósitos morrénicos del Glaciar El Bello.
Finalmente, se encontraron indicios de exploración minera en la zona tale como pozos de
exploración abandonados en el Cajón de Casa de Piedra y en el Cajón del Aparejo, y
caminos de sondajes.
3.5 Peligro y Geológico
3.5.1 Peligro Geológico
Dada la ubicación de la zona de estudio, se conjugan diversos factores condicionantes,
como el clima y la tasa de erosión, junto a factores desencadenantes, como sismos o
erupciones volcánicas, dan origen a un sector con un peligro geológico relativamente alto.
Debido al clima, la tasa de erosión es alta, por lo que las laderas se presentan
principalmente como roca desnuda o cubierta de coluvios, sin un desarrollo importante de
suelo y con escasa vegetación, y la inestabilidad generada por agua entre fracturas es de
gran importancia en el sector, ya que puede generar deslizamientos, caídas de rocas o
derrumbes. El aumento rápido de la cantidad de agua sobre una ladera, ya sea por
precipitaciones intensas o un gran derretimiento de nieve puede generar la saturación del
suelo y desencadenar un deslizamiento y flujos de detritos o barro de consideración.
Por otra parte, como gran parte del país, la zona se ve afectada por los sismos generados
entre las placas de Nazca y Sudamericana. Además, las fallas presentes en la zona,
algunas posiblemente activas, tienen el potencial de generar sismos corticales, cuyos
efectos, a pesar de ser más locales, pueden ser muy intensos. Un ejemplo de esto es el
terremoto de Las Melosas del año 1958, que provocó daños en poblados e infraestructura
cercanos a la zona de estudio y gatilló caídas de roca y deslizamientos.
66
La zona de estudio se encuentra en el extremo Norte de la Zona Volcánica Sur (ZVS)
(Stern, 2004), que se expresa en la presencia de estratovolcanes de actividad recientes en
sus cercanías, incluyendo los volcanes activos Tupungatito y San José, al norte y sur del
área de estudio, respectivamente. Esta configuración genera un peligro volcánico latente, ya
que de haber una erupción, se podría generar un enjambre sísmico que podría activar
aquellas inestabilidades de la zona, el calor generado por la erupción podría derretir las
grandes masas de hielo aledañas, generando aumentos en el caudal de los ríos,
desencadenando un lahar primario o, en caso de lluvias posteriores intensas, se podría
generar un lahar secundario.
El principal peligro geológico, corresponde a distintos tipos de remociones en masa, de los
cuales se aprecia abundante evidencia, junto a peligros asociados a inundaciones (por el
aumento de los caudales, ya sea por remociones, lluvias intensas o rápido derretimiento de
nieve y hielo). Al pie de las laderas más escarpadas, como aquellas formadas por la acción
glacial durante la última glaciación, existen extensos depósitos coluviales que muestran la
continua caída de rocas que se produce en el sector, siendo común para los visitantes
poder presenciar algún evento de este tipo, de volumen menor.
En la ladera SE del cero Panimávida, se aprecia una remoción en masa con su respectivo
escarpe, sin embargo, la mayor remoción en masa observada en la zona, es un gran
depósito de color anaranjado, que cubre parte importante del valle (desde la cara NW del
cerro Marmolejo, hasta las cercanías de la Mina de Yeso Romeral, con unos 12 km de
longitud). Se encuentra disectado y, en partes, retrabajado por el curso actual del río Yeso.
Asociado a este depósito, se encuentra el gran escarpe que forma la cara NW del cerro
Marmolejo, donde se aprecia su coloración interna. El color similar al del depósito podría dar
cuenta de su origen, como una gran remoción en masa y más específicamente una
avalancha volcánica.
3.5.2 Riesgo Geológico
El riesgo geológico se reconocerá al intersectar el peligro, recién mencionado, con la
vulnerabilidad de la población o sus actividades. Es así como un sector de alto peligro
geológico, como esta zona de estudio, posee un riesgo geológico moderado a bajo.
El sector se caracteriza por no poseer grandes poblados, pero es una zona turística de flujo
bajo, por lo que recintos como el de las Termas del Plomo, sus caminos y senderos que
llevan a los glaciares cercanos se caracterizan por tener un riesgo muy elevado. El río
también posee un gran riesgo para las personas, ya que estas zonas son susceptibles a
cambios en el caudal y la gente, de no ser afectada directamente, podría quedar aislada en
el sector.
La zona de interés económica más cercana es la mina El Yeso, de la cual diariamente se
extrae material, por lo que los caminos, el personal y la maquinaria están siempre
expuestas a las condiciones imperantes del sector, cualquier fenómeno afectaría de una u
otra manera esta actividad, lo que genera un gran riesgo para la empresa a cargo y a la
gente que trabaja en ella.
67
Otra zona de interés es el Embalse El Yeso. Es importante mencionar que cualquier factor
que afecte al río o sus tributarios aguas arriba, trae consecuencias aguas abajo en el
embalse. Si la carga de sedimentos aumenta genera un gran riesgo para la empresa y el
suministro de agua potable. Además, de ocurrir un deslizamiento de gran escala sobre el
embalse, el caudal aumentaría rápidamente y la presa podría ceder, generando una gran
inundación, que podría conllevar graves daños a la gente que reside cerca del embalse y,
por supuesto, dejaría a Santiago sin una de sus principales fuentes de agua. Un ejemplo
similar a esto es el desastre en la presa de Vajont, el año 1963, en Italia, que generó
numerosas muertes y daños.
Riesgos moderados son asociados a caídas de rocas desde escarpes cercanos a caminos,
sin embargo, aquellos que rodean el embalse poseen un riesgo alto, ya que existen zonas
donde un intrusivo, fuertemente diaclasado, está muy cerca de la única ruta que existe para
acceder a la zona de estudio.
68
4 Discusión
4.1 Aspectos generales
El trabajo en terreno permitió el desarrollo de un mapeo en detalle de la zona de estudio
(ver Anexo 7.5), el cual aporta una nueva interpretación respecto a los trabajos realizados
anteriormente en la zona, mencionados en el capítulo 2.
El mapeo de fallas fue realizado en base a criterios mayormente estratigráficos y en base a
cambios bruscos en los manteos entre dos unidades en contacto. Para trazar las
estructuras, se consideró la continuidad de los contactos entre unidades que no concuerdan
estratigráficamente, por tanto adquiere los errores que conlleva la fotointerpretación.
En este trabajo se elaboraron dos perfiles con orientación este-oeste, uno ubicado en la
zona norte (B-B’) y otro en la zona centro sur (A-A’) (ver apartado 3.2.4). Para la confección
de los perfiles se utilizó el método kink, considerando datos estructurales y mapeo de
superficie realizado en terreno. El perfil del sur (A-A’) considera una mayor densidad de
datos observados y medidos, siendo éste más fiel al mapeo de terreno. Por el contrario, el
perfil del norte (B-B’) contempla una menor densidad de datos observados y medidos,
donde la mayoría fueron extrapolados de los datos que se concentran hacia el sur del
mapa, de manera que este perfil es un resultado esencialmente esquemático. La razón de
por qué hay menos datos al norte es el difícil acceso que se tuvo en terreno a dichos
puntos.
4.2 Limitaciones
En particular, para la realización del mapeo geológico se tomaron en consideración solo los
datos recogidos en terreno, es decir, los contactos y unidades determinados durante este,
por tanto puede tener diferencias con otros trabajos que hayan determinado una mayor
cantidad de unidades (e. g. Giambiagi, 2003, Bustamante et al., 2010). Además, la
continuidad en la delimitación de las unidades fue realizada en base a criterios meramente
de fotointerpretación sin considerar los límites tomados en otros trabajos.
En cuanto al mapeo de glaciares, éste fue realizado bajo dos criterios: fotointerpretación y
base de datos de la DGA, por tanto es posible que sus dimensiones no correspondan
exactamente a las actuales, dependiendo de la antigüedad de los datos.
Una de las principales limitaciones de este estudio es no conocer los espesores reales de
las unidades, por lo que no es posible determinar los despegues con un alto nivel de
certeza. También existen estructuras internas en las unidades que repiten las secuencias,
aumentando considerablemente sus espesores visibles, dificultando la estimación de los
valores reales. Particularmente, se observa que la Fm. Lo Valdés presenta un espesor
altamente variable a lo largo del perfil.
Los cambios de espesor a lo largo del perfil representan el mayor problema para explicar la
evolución cinemática de la deformación en la zona de estudio. Lo anterior ha llevado a
69
pensar que existió una estructura de extensión dominante previa a la deformación
compresiva.
La falta de información sobre la geología de subsuperficie representa el límite principal para
el modelo, ya que este se encuentra acotado únicamente por la geología de superficie. Es
necesario mencionar también que los datos duros de geología de superficie están limitados
por la accesibilidad a ciertas locaciones en la zona de estudio, pues existen lugares
inaccesibles dadas las características de alta montaña y la logística necesaria, y por tanto
no fue posible obtener datos in situ de éstos. Además, la carencia de información hacia el
este de la frontera también representa una complicación para plantear un modelo de
deformación de gran escala.
4.3 Unidades
4.3.1 Formación Río Colina
La Formación Río Colina presenta gran similitud con lo descrito en trabajos previos. Dentro
de las diferencias encontradas, se destaca que Álvarez et al. (1997) la describen
sobreyacente en contacto concordante con la Formación Nieves Negras descrita por ellos,
mientras que para este trabajo esta última formación no fue descrita ni diferenciada de la
Formación Río Colina. Una posible forma de separar la Formación Nieves Negras de la
Formación Río Colina sería el análisis en detalle de la fauna fósil. Sin embargo, la falta de
precisión para la descripción y caracterización de los restos fósiles no permitió dar edades
más exactas para los especímenes. En este sentido, queda pendiente un estudio más
detallado de la Formación Río Colina, para lograr una separación con la Formación Nieves
Negras.
Otra característica que varía con respecto a Thiele (1980) es que este último describe
intercalaciones de lavas andesíticas en la secuencia, mientras que estas no se observaron
en las zonas estudiadas. Por último, respecto a ambos trabajos, Thiele (1980) estima un
espesor visible de no más de 800 m, mientras que en el presente se estima un espesor total
de al menos 1500 m para esta secuencia, esto último estimando la potencia a partir de los
manteos y del mapeo propuesto. Una explicación para esta discrepancia estaría asociada,
nuevamente, a la inclusión de la Formación Nieves Negras en esta formación.
4.3.2 Formación Río Damas
La Fm. Río Damas puede ser diferenciada de las demás por la ausencia de restos fósiles
marinos y su color rojizo característico, razones por las cuales se infiere que su deposición
está asociada a un ambiente continental subaéreo, como se mencionó en la descripción de
la formación. La cantidad de diques y filones intruyendo esta formación es mucho menor a
la cantidad observada en Formación Colimapu, por lo que éste es un criterio que permite
diferenciarlas. Sin embargo, no se lograron diferenciar las composiciones de estos
hipabisales en ambas formaciones. La Formación Río Damas concuerda con la definición
de Bustamante et al. (2010) en términos de litología y relaciones de contacto; sin embargo,
en la Hoja de Santiago el conjunto tiene una potencia aproximada de 3000 m y en terreno
70
fueron observados aproximadamente 900 m, por lo que es necesario un estudio más
detallado de la extensión de esta formación en la zona de estudio y en zonas aledañas.
El feldespato detrítico encontrado en esta formación puede ser un indicador de actividad
tectónica, dado que solo puede ser preservado cuando la meteorización es lenta, la tasa de
erosión es rápida y la sedimentación es alta.
El contacto inferior de la Formación Río Damas con la Formación Río Colina es destacado
por los niveles de yeso oxfordiano, lo que evidencia la somerización de la cuenca, asociado
a una regresión sostenida. Esta somerización estaría asociada más a un cambio en el nivel
eustático y en la tasa de sedimentación, más que un cambio tectónico en la cuenca a nivel
regional (Vicente, 2006). Se propone en la literatura un ciclo de transgresión-regresión para
las formaciones Río Colina y Río Damas. La edad de deposición de Río Damas coincidiría
con la transición entre las subetapas I y II del Ciclo Andino I (Charrier, 2007), asociado en
este caso a una regresión por relleno de cuenca y disminución del nivel eustático.
Finalmente, el yeso tiene una importancia aparte de ser un indicador de edad y de cambio
de ciclos, dado que sirve como un nivel de despegue para las estructuras de gran escala
que afectarán posteriormente a estas formaciones.
4.3.3 Formación Lo Valdés
Al comparar esta unidad con las definiciones de González (1963) y Bustamante et al.
(2010), existe concordancia en la variedad litológica, incluyendo las lavas andesíticas, que
sólo fueron encontradas en el sector central del área de estudio, y los depósitos
evaporíticos, correspondientes a niveles de yeso. Cabe destacar que al tener una litología
muy variada y debido a la escasez de marcadores estratigráficos, fue complejo reconocer si
existían o no repeticiones en las secuencias observadas. No obstante, el estudio en detalle
de la columna estratigráfica de la unidad, como por ejemplo el aumento de calizas hacia la
parte superior, sirvió como evidencia para hablar de heterogeneidad y asimetría en el
ambiente de depositación. Esta misma asimetría concuerda con el modelo planteado de una
cuenca asimétrica controlada por la Falla Vacas Muertas durante la depositación de Lo
Valdés.
La Fm. Lo Valdés y la Fm. Río Colina presentan litologías similares, tales como lutitas
intercaladas con areniscas y calizas, en el sector de las Termas del Plomo y al sur del
Antinclinal de Yeguas Muertas, respectivamente. Para diferenciar estas zonas se utilizó el
fósil Macrocephalites sp., de edad bathoniana-caloviana, presente al sur del anticlinal, que
da una época Jurásico Medio a Superior y que, por ende, asigna estos estratos a la Fm. Río
Colina, según fue definida en este trabajo, por lo que se descarta que pertenezcan a la
Formación Lo Valdés.
Esta formación representa el trasarco en la segunda sub-etapa del ciclo Andino II. Las
andesitas descritas en su base corresponden a actividad del arco al principio de esta sub-
etapa, y luego se empiezan a observar las facies de ambientes marinos someros y
profundos, mencionadas en la estratigrafía.
71
4.3.4 Formación Colimapu
La Fm. Colimapu se diferencia del resto de las unidades por presentar un enjambre de
diques y filones de composición intermedia que intruyen las areniscas rojas, generando
metamorfismo de contacto. Para discriminar Colimapu de Río Damas se utilizó la presencia
de clastos de calizas y areniscas fosilíferas pertenecientes a la Formación Lo Valdés dentro
de las rocas sedimentarias de la Fm. Colimapu.
Comparando con definiciones anteriores de la formación, existe congruencia tanto en el
origen continental de ésta, las diferentes litologías, la disposición preferentemente norte de
los afloramientos así como también en la relación aparentemente concordante con la
Formación Abanico. Una diferencia con respecto a la definición de Klohn (1960) es el
contacto transicional con los estratos de la Fm. Lo Valdés, lo cual no fue observado en el
sector estudiado.
La presencia de clastos con proveniencia de Lo Valdés sugieren un alzamiento tectónico o
una variación eustática para que esta formación pueda ser erosionada. Por su parte, las
intrusiones de Colimapu sugieren un incremento en la actividad magmática. Esto puede
asociarse al inicio de la Fase Peruana (Charrier et al, 2007), caracterizada por una inversión
tectónica que habría propiciado el aporte sedimentario por la exposición de Lo Valdés y
generado un ambiente magmáticamente activo.
4.3.5 Formación Abanico
De la Formación Abanico solo fue posible observar la sucesión de coladas de lavas
andesíticas, sin poder encontrar registros de sus componentes volcanoclásticos o
sedimentarios (Moreno et al., 1991) durante el desarrollo de este trabajo. Existe un hiato
temporal entre la Formación Colimapu y la Formación Abanico, incluyendo períodos de
deformación importantes descritos en la bibliografía, como la Fase Peruana o la Fase K-T
(Charrier et al., 2007). En este sentido, se habla de un contacto paraconcordante, no
obstante, no se puede definir con completa certeza la naturaleza del contacto debido a que
se observaron manteos aparentes. Así, la falta de depósitos entre la Fm. Abanico y la Fm.
Colimapu se puede asociar a un período de alta erosión que eliminó ese registro, o bien
ausencia de deposición, procesos relacionados con las fases compresivas anteriormente
nombradas.
4.3.6 Unidades Intrusivas
Los intrusivos observados y descritos en la zona, de acuerdo a la bibliografía, pertenecen a
la Franja Miocénica de intrusivos que afloran en la Cordillera Principal de Chile Central
(Jerez, 2007). Esta franja se subdivide internamente de acuerdo a la edad de los cuerpos
plutónicos que la componen en base a dataciones radiométricas realizadas por diversos
autores, además de características litológicas en común para los intrusivos de cada
subgrupo. De este modo, a las grandes unidades intrusivas observadas en terreno se les
asignó su pertenencia al subgrupo de Intrusivos del Mioceno Superior, cuyas edades varían
entre 13 y 8 Ma. Se realizó esta asignación en base a la ubicación de los intrusivos
estudiados en terreno y su litología, caracterizada principalmente por granodioritas,
72
monzonitas cuarcíferas y monzogranitos (Thiele, 1980; Cornejo y Mahood, 1997; Kurtz et
al., 1997). Para obtener una clasificación más precisa sería necesario realizar dataciones
radiométricas en los intrusivos observados.
4.4 Modelo Evolutivo
Para la elaboración del modelo estructural para la zona de estudio, se realizaron los perfiles
de la Figura 3.2.4.1-A y Figura 3.2.4.2-A, con los que se estableció una cronología de
deformación. A continuación se detalla cronológicamente el modelo de evolución tectónica
del área de estudio separado por períodos. La figura completa se adjunta en el Anexo 7.4.
4.4.1 Evolución tectónica de la zona
4.4.1.1 Triásico Tardío - Jurásico Temprano
La zona central de Chile fue sometida a procesos tectónicos extensionales, desarrollando
cuencas de orientación NNW-SSE, debido a la orientación de las estructuras pre-Triásicas
sobre las que se emplazaron los sistemas de rift. Por esta razón, la depositación se vio
controlada principalmente por el tectonismo del período.
La cuenca de Neuquén, ubicada entre los 35°-39°S (Figura 4.4.1.1-A), corresponde al
sistema de rift de mayor envergadura en la zona central, el que habría comenzado en el
Triásico tardío, bajo el supuesto de que no se ha perdido evidencia en el sector.
Corresponde a una cuenca de retroarco extensional, donde las formaciones depositadas
varían en su espesor.
Figura 4.4.1.1-A - Sistema syn-rift Triásico-Jurásico, entre los 31°30’ y 38°30’S. Se observa los
depocentros de Yeguas Muertas, Nieves Negras, Alvarado y Río Atuel – La Valenciana; de la Cuenca
de Neuqúen (Tomada de Giambiagi 2003, Modificada de Alvarez y Ramos, 1999).
73
4.4.1.2 Jurásico temprano - Jurásico Medio
En este lapso, se da inicio a la etapa post rift en el Bajociano (Giambiagi, 2003). Se
desarrolla una subsidencia termal regional (Figura 4.4.1.2-A), por lo que la cuenca de
Neuquén también se ve afectada, donde continúa la deposición caracterizada por lutitas
negras, que según Álvarez (1997) corresponden a la Formación Nieves Negras (en este
trabajo, parte de la Formación Río Colina), la cual se habría depositado principalmente
sobre hemigrabenes, debido a la asimetría del rift formado en el período anterior.
Durante el Caloviano medio y superior, un rápido descenso del nivel del mar produjo que la
cuenca se secara completamente (Giambiagi, 2003), generando fases continentales y
evaporíticas, estas últimas presentes en potentes capas de yeso, de edad oxfordiana, en el
techo de la Formación Río Colina.
Figura 4.4.1.2-A - Subsidencia termal. Depositación de la Formación Río Colina (celeste) en la
cuenca de Neuquén, controlada por estructuras de orientación NNW heredadas. Posterior
formación de capa de Yeso (naranjo) debido a un rápido descenso en el nivel del Mar (ciclo
regresión-transgresión).
4.4.1.3 Jurásico Tardío
Un nuevo período de deposición synrift controlado por la subducción en la parte occidental
de Sudamérica y la apertura del océano Atlántico se desarrolla en el Jurásico tardío (Figura
4.4.1.3-A). La zona este se caracteriza por los depósitos continentales de areniscas y
conglomerados rojos de la Formación Río Damas, correlacionada con la Formación Tardillo
en Argentina. La extensión se produjo en dirección este-oeste, desarrollando una serie de
estructuras con orientación N-S, que se ubican hacia el oeste de las estructuras formadas
previamente (Giambiagi, 2003).
Figura 4.4.1.3-A - Etapa synrift con extensión E-W controlada por la subducción en el margen
occidental de Sudamérica. Se deposita la formación Río Damas (azul).
74
4.4.1.4 Jurásico Tardío - Cretácico Temprano
En esta etapa de post-rift, un proceso de subsidencia termal se desarrolló durante el
Titoniano temprano - Neocomiano, reflejado en la atenuación de la corteza hacia el norte
(Giambiagi, 2003). A raíz de esto, al interior de la cuenca comienza la deposición de la
Formación Lo Valdés (ver Figura 4.4.1.4-A).
Figura 4.4.1.4-A - Etapa post-rift. Depositación de la Formación Lo Valdés (verde claro) y Colimapu
(verde oscuro) producto de un nuevo evento de subsidencia termal.
4.4.1.5 Cretácico Temprano - Tardío
Esta época marca el fin del régimen extensional de las cuencas marinas de intra-arco y de
retro-arco, y el inicio de la tectónica compresiva de la Fase Peruana hacia fines del
Cretácico Superior (Mpodozis y Ramos, 1989). Se originan depósitos continentales y
volcánicos correspondientes a la Formación Colimapu durante el Cretácico temprano
(Figura 4.4.1.4-A).
4.4.1.6 Eoceno Medio
Existe un vacío en el registro litológico para la zona de estudio, desde el Cretácico Superior
hasta el Eoceno Medio. En este último, se produce una exhumación general de las rocas
cretácicas (Figura 4.4.1.6-A) y hacia el oeste la depositación se ve controlada por una serie
de fallas normales, incluyendo la Falla El Diablo, límite oriental de este nuevo depocentro
(Fock, 2005).
75
Figura 4.4.1.6-A - Exhumación de rocas cretácicas. Comienza a conformarse la cuenca donde se
depositará la Formación Abanico, controlada hacia el este por la Falla El Diablo. Estructuras
controladoras de orientación N-S.
4.4.1.7 Eoceno Superior - Oligoceno
Se deposita la Formación Abanico dentro de una cuenca de intra-arco. Existe una
importante actividad magmática básica y, según datos de Muñoz (2005), el arco magmático
es bastante ancho. Se asocia un periodo de subsidencia regional (ver Figuras 4.4.1.7-A y
4.4.1.7-B) por adelgazamiento cortical (Fock, 2005).
Figura 4.4.1.7-A - Modelo de evolución paleogeográfica en el Eoceno-Oligoceno entre los 33º y 34º
S (Tomada de Fock, 2005).
Figura 4.4.1.7-B - Periodo de subsidencia regional. Se deposita la formación Abanico (amarillo).
76
4.4.1.8 Oligoceno Superior - Mioceno
En este período se inicia la inversión de la cuenca donde se depositó la Formación Abanico
(Figuras 4.4.1.8-A y 4.4.1.8-B) y se deposita el miembro inferior de la Formación Farellones,
la cual no está presente en el área de estudio. Disminuye la intensidad del volcanismo, se
produce engrosamiento cortical, reflejado en la afinidad progresivamente más calcoalcalina
de los magmas y se emplazan los intrusivos Miocenos (Fock, 2005). El acortamiento es
acomodado por pliegues en los bordes de la cuenca (Fock, 2005).
Figura 4.4.1.8-A - Modelo de evolución paleogeográfica en el Oligoceno-Mioceno entre los 33º y 34º
S (Tomada de Fock, 2005).
Figura 4.4.1.8-B - Inversión tectónica. En el borde de la cuenca se generan pliegues que acomodan
la deformación.
4.4.1.9 Mioceno Inferior - Mioceno medio
La inversión de la cuenca continúa (Figura 4.4.1.9-A), la deformación migra hacia el este y
se concentra en el límite oriental, lo que se ve reflejado en depósitos syn-orogénicos y syn-
tectónicos, prosigue el engrosamiento cortical y el arco se traslada hacia el este (Fock
2005).
Figura 4.4.1.9-A – Continuación de la inversión de la cuenca. Deformación se concentra en el borde
oriental.
W E
77
4.4.1.10 Mioceno Superior - Holoceno
La deformación se concentra en el límite oriental de anterior la cuenca de intra-arco (Figura
4.4.1.10-A), que corresponde a la Falla El Diablo, y en la Faja Plegada y Corrida del
Aconcagua, a través de la reactivación de fallas, retrocorrimientos y fallas fuera de
secuencia. El arco continúa su migración al este, se emplazan intrusivos en el Mioceno
Superior temprano y se produce el principal evento de alzamiento y exhumación (Fock,
2005).
Figura 4.4.1.10-A - Deformación se concentra en el E, y se desarrolla la Faja Plegada y Corrida del
Aconcagua (FPCA).
4.4.2 Discusiones e Interpretaciones
4.4.2.1 Retrocorrimiento en Falla El Diablo
Existe una estructura de falla, de vergencia oeste, que se puede apreciar al norte por el
estero de La Casa de Piedra y al sur del embalse El Yeso. Se interpretó esta estructura de
segundo orden como un retrocorrimiento de la falla de primer orden El Diablo, debido a su
cercanía geográfica y la elevación topográfica marcada entre ambas fallas, además de
considerar que el supuesto retrocorrimiento es posterior a la Falla El Diablo, esto en base a
la abundancia de conos de deyección a lo largo de su traza, a diferencia de lo que ocurre en
la Falla El Diablo.
4.4.2.2 Anticlinal Yeguas Muertas
Acorde a su geometría, se ha interpretado como un pliegue producto de un mecanismo de
propagación de falla, con un leve basculamiento que habría rotado el plano axial al W de su
posición original, probablemente debido a distintas estructuras que habrían acomodado
deformación posterior, lo que pudo evidenciarse en una serie de estructuras internas
observadas en terreno, como un conjunto de pliegues internos de segundo orden. Se
propone que la falla que da origen a este pliegue corresponde a una estructura heredada de
las cuencas triásicas, debido a su marcada orientación NNW.
W E
78
4.4.2.3 Falla El Yeso
Se ha interpretado como un retrocorrimiento de una estructura de primer orden de vergencia
este que provoca el alzamiento de la Formación Río Damas sobre Lo Valdés (Figura
3.2.3.1-A), provocando una repetición de la secuencia estratigráfica. Como alternativa a
esta teoría, la Falla El Yeso puede corresponder a una estructura heredada de las cuencas
triásicas, pero parece poco probable dada su orientación N-S.
4.4.2.4 Anticlinal del Pirámide
Se observó que la geometría del pliegue, de flancos casi simétricos y charnela pronunciada,
se podría explicar con un modelo de pliegue por propagación de falla, por lo que fue
interpretado como tal, aunque se propone realizar mayores estudios en la zona para
caracterizar de mejor manera su geometría y estructuras asociadas.
4.4.2.5 Nivel de despegue
Debido a la sistemática aparición de niveles de yeso altamente deformados asociados a las
fallas que conforman pliegues por flexura, se ha interpretado que estos niveles, ubicados en
el techo de la Formación Río Colina, corresponden al principal nivel de despegue,
permitiendo el desarrollo de este tipo de estructuras y el acomodo de la deformación. La
existencia del yeso es un control de primer orden de los procesos de deformación ocurridos
en la zona, propiciando de este modo la formación de la Faja Plegada y Corrida del
Aconcagua.
4.4.2.6 Hiato estratigráfico
En la zona de estudio existe un vacío en el registro estratigráfico, comprendido entre fines
del Cretácico Inferior hasta el Eoceno Medio. Este período está caracterizado por la
ocurrencia de dos importantes fases compresivas: la Fase K-T (Cretácico – Terciario) y la
Fase Incaica (Eoceno Medio), de las cuales no se observó un registro claro. Esto puede
deberse principalmente a las altas tasas de exhumación y erosión asociadas a estos
eventos, lo que se tradujo en la falta de depósitos de aquella época, dejando en contacto
discordante (Zapatta, 1995; Charrier et al. 1996, 2002a; Gana y Wall, 1997; Piquer, 2004;
Fock, 2005) rocas cretácicas (Colimapu) con rocas del Eoceno – Oligoceno (Abanico).
4.4.2.7 Porcentaje de acortamiento
Debido a la escasez de datos estructurales y estratigráficos que permitieran construir una
sección balanceada, no fue posible realizar un cálculo del porcentaje de acortamiento
asociado a los procesos de deformación en el área de estudio, dato que tampoco fue
posible encontrar en la bibliografía consultada para la realización de este trabajo.
79
4.5 Evolución Geomorfológica
El proceso de evolución geomorfológica para llegar a la morfología actual de la zona puede
ser descrito en términos de la relación entre los procesos tectónicos, de erosión y
generación de depósitos a lo largo del tiempo. La fase compresiva en la que se encuentra
actualmente la Cordillera de los Andes ha creado el perfil topográfico actual, generando una
cadena montañosa con dirección norte sur, determinando la dirección de drenaje fluvial
desde el este hacia el oeste para el lado chileno, debido al gradiente de elevación mayor en
el sector este de la cordillera.
Durante el Cuaternario, los procesos de erosión y deposición observados en el área de
estudio responden a la acción tanto del clima como de la tectónica. El clima generado por
las grandes altitudes en la cordillera se caracteriza por ser frío en una región semiárida,
asociada a montañas de gran elevación, características de la acción de un ambiente gélido,
que se evidencia por las distintas morfologías típicas de procesos glaciales, tales como las
morrenas, valles glaciales y presencia de glaciares de rocas y glaciares blancos en el área
de estudio.
En un principio, la gran era glacial (Würm) generó grandes masas de hielo en zonas
cordilleranas, masas que se mueven por los valles en relación a las condiciones climáticas
existentes durante el Cuaternario. En estudios anteriores (Grootes y Stuiver, 1997) es
posible visualizar al menos dos grandes fases frías, en las cuales las masas de hielo
avanzan por los valles, y dos cálidas, en donde el deshielo y el retroceso de los glaciares es
clave. Esto queda expresado en valles de tipo U con orientaciones principalmente NS que
confluyen a un gran valle de orientación EW, el que posteriormente conformará el valle del
río Yeso.
Debido al deshielo de estas grandes masas, el agua comienza a fluir tanto superficial como
subterráneamente, lo que genera la hoya hidrográfica que posteriormente construirá el
sistema fluvial asociado al río Yeso y sus tributarios. Los cambios climáticos posteriores son
los responsables de las alzas o descensos en los niveles de agua de los cauces, lo cual se
verá reflejado en al menos tres niveles de terrazas fluviales. (Ver Figura 3.3.2.1-B). El agua
que forma parte del acuífero será la responsable de generar zonas en donde es factible la
aparición de vegetación en terrazas y abanicos, y también alimentar quebradas aguas
abajo.
Paralelamente, el deshielo de estas grandes masas generó inestabilidades por
descompresiones súbitas en las rocas circundantes, e incluso sismos superficiales, los que
produjeron depósitos de remociones en masa con morfologías tipo hummock, muy
frecuentes en zonas de alta montaña. Por otro lado, la acción de la tectónica en la
geomorfología se aprecia claramente en la quebrada delimitada por las Fallas
Retrocorrimiento El Diablo – El Diablo y en el valle del glaciar Pirámide, donde se observa
que los depósitos cuaternarios consisten en depósitos coluviales y aluviales. Se plantea en
este trabajo que la formación de dichos depósitos se ve favorecida por la actividad de las
Fallas Retrocorrimiento El Diablo - El Diablo para el caso de la quebrada del cerro
Panimávida y de las Fallas El Yeso - Pirámide para el valle del glaciar Pirámide, acción que
sería la responsable de generar la cobertura de sedimentos del glaciar Pirámide,
transformándolo así en un glaciar cubierto y favoreciendo su preservación. Lo expuesto
80
anteriormente, genera un criterio para distinguir las fallas con actividad reciente, siendo, de
esta forma, las Fallas Retrocorrimiento El Diablo, El Diablo, El Yeso y Pirámide, las que
presentan actividad en el Cuaternario.
El aumento en el nivel freático o la cantidad de agua superficial juega un papel fundamental
en el nivel de saturación del suelo, lo que a su vez es un factor importante en flujos de
detritos, deslizamientos rotacionales de suelo y reptaciones, los cuales fueron observados
en distintas locaciones en la zona de estudio. El clima existente en el sector y las
condiciones de alta montaña promueven la formación de deslizamientos traslacionales y
caídas de rocas en las laderas rocosas, los que irán conformando el diverso e imponente
paisaje cordillerano existente.
Es importante mencionar que la información recopilada en terreno y a través de imágenes
satelitales coincide en su mayoría con los estudios anteriores de la zona (por ejemplo, Chiu,
1991). De manera adicional se agregaron depósitos recientes como abanicos y remociones,
y se pudieron evidenciar cambios mínimos en los caudales de los ríos y la actual planicie de
inundación del río Yeso.
4.6 Geología Económica
El yeso, dada su abundancia y fácil explotación, se reconoce como uno de los recursos
principales de la zona. Sin embargo, dado que su génesis y control estructural son
conocidos, no se considera necesario levantar nueva información geológica para
exploración.
En la Formación Colimapu podrían existir depósitos del tipo pórfido Cu-Au en profundidad,
depósitos exóticos o un sistema estratoligado asociado a los sills; por lo que representa un
potencial blanco de exploración a futuro. Tanto en la Formación Río Colina como en Lo
Valdés, que presentan litologías carbonatadas cortadas por intrusivos, pueden alojar
asociaciones de tipo skarn de Cu o Fe. En el Cajón del Bello no fue posible encontrar la
fuente de los rodados y se presume la existencia de intrusivos cubiertos asociados al skarn.
Los levantamientos en los alrededores de los distritos mineros del Mioceno-Plioceno en
Chile Central muestran que los principales centros de mineralización y alteración
hidrotermal se orientan según patrones estructurales NW-WNW, rasgos estructurales que
se postula son heredados de ciclos geológicos antiguos y obliterados durante el régimen
tectónico del Ciclo Andino (Rivera & Yáñez, 2007, 2009), los cuales podrían encontrarse
cubiertos en el sector del estudio, pero que podrían tener eventualmente expresión en
superficie; por ejemplo, el anticlinal de Yeguas Muertas presenta una orientación NW (ver
Mapa 1:25000 adjunto en Anexo 7.5). La presencia de estos patrones estructurales se
podría considerar un factor de primer orden para una potencial campaña de exploración.
Dado que esta zona es la principal fuente hídrica de la Región Metropolitana, se considera
delicado generar proyectos mineros a gran escala en el sector, pues el impacto podría
afectar no solo a los glaciares, flora y fauna locales, sino también la disponibilidad y calidad
de los recursos hídricos de la capital.
81
4.7 Avances respecto a trabajos previos
Distintos autores (Thiele (1980), Armijo et al. (2010), Farías et al. (2010), Giambiagi et al.
(2001,2003, 2014) han realizado estudios del frente cordillerano, de la Cordillera Principal,
Cordillera Frontal y Precordillera hacia Argentina.
Dos grandes modelos se han propuesto para el desarrollo de la Cordillera de los Andes. El
primero de ellos es el clásico modelo del alzamiento andino, donde las estructuras
principales se manifiestan como estructuras inversas de alto ángulo vergentes al este con
retrocorrimientos asociados (Ramos 1988; Fock 2005; Farías et al., 2010; Giambiagi 2001,
2003, 2014). Por otro lado, Armijo et al. (2010) proponen un modelo distinto para el
alzamiento del bloque andino, donde las estructuras principales tendrían una vergencia
opuesta con retrocorrimientos asociados, de igual manera cómo ocurre en los Himalayas.
Este trabajo propone que los modelos clásicos no son consistentes mecánicamente, pues
no existiría nada al oeste de la cordillera capaz de generar la energía suficiente para alzar la
cordillera y generar las estructuras vergentes al este, siendo de esta manera la Cordillera
Frontal el único soporte posible para generar la energía suficiente y un efecto de bulldozer
capaz de alzar la Cordillera Principal y el acortamiento registrado (Figura 4.5-B).
El presente trabajo muestra sin duda una porción pequeña de la Cordillera de los Andes,
asumiendo de esta manera las limitantes propias de la escala del estudio. Sin embargo,
pese a lo anterior, las evidencias e interpretaciones obtenidas sugieren un modelo similar al
clásico. Dos características de la zona soportan esta idea: por un lado, la zona comprende
parte del borde oriental de las cuencas jurásicas (Figura 4.5-A), siendo las estructuras
normales que mantean al oeste un factor de primer orden que controlaría la inversión
durante el Cenozoico. De esta manera las principales estructuras inversas estarían
fuertemente subordinadas a la reactivación de estructuras previas, que en su mayoría
mantean al oeste, siendo éste el mecanismo más sencillo y de menor energía para
propagar la deformación. Una segunda característica vendría a ser el nivel de yeso, que
representaría niveles ideales para generar despegues, permitiendo de esta manera la
generación de retrocorrimientos a partir de los niveles de yeso y/o crecimiento de las
estructuras invertidas.
Finalmente, el estudio realizado no presenta las suficientes evidencias para concluir un
modelo completo del alzamiento andino, sin embargo, detalla y profundiza en la
deformación en el bloque oriental de Cordillera Principal, proponiendo un modelo de
deformación de escama delgada con estructuras principales de vergencia este y
retrocorrimientos asociados, con un nivel de yeso que facilitaría la formación y propagación
de estas estructuras.
82
Figura 4.5-A - Modelo de evolución de la transecta 33° 40’S. del Cretácico Tardío al Mioceno
Temprano. Modificado de Giambiagi et al., 2014.
Por otro lado, el aporte más significativo desarrollado durante este trabajo se refiere a la
bioestratigrafía, donde el espécimen de ammonites encontrado en la Formación Río Colina
correspondiente al género Araucanites sp., de edad oxfordiana, no había sido anteriormente
documentado en dicha formación. El espécimen ha sido incorporado a una colección
paleontológica para la realización de una investigación más acabada por un grupo de
expertos, dado su valor tanto paleobiológico como bioestratigráfico.
Figura 4.5-B – Sección geológica simplificada a lo largo del margen de placas Sudamericana/Nazca
y de los Andes a la latitud de Santiago. Armijo et al. (2010).
83
5 Conclusiones
Las rocas que afloran en el borde oriental de la Cordillera Principal resumen la historia de la
evolución andina en los últimos 160 Ma, desde la formación de las cuencas de trasarco en
el Jurásico, hasta los últimos eventos de alzamiento del Orógeno Andino y la final
construcción de la Cordillera Principal. Dentro de las formaciones descritas en este trabajo
se observan cambios litológicos que se pueden asociar a diferentes ambientes
sedimentarios y dos episodios principales de transgresión-regresión, el primero de ellos
conformado por las Fms. Río Colina y Río Damas, y el segundo por las Fms. Lo Valdés y
Colimapu. Las formaciones observadas coinciden con el desarrollo de la etapa I del Ciclo
Andino, a excepción de la Fm. Abanico, asociada a una etapa posterior.
El primer evento registrado data del Jurásico Temprano al Jurásico medio, donde en el
margen occidental de Gondwana se habrían formado cuencas de trasarco a lo largo del
margen. A la latitud de Santiago, se habría formado la cuenca de Neuquén, con una
orientación NNW-SSE. Durante este período de extensión se depositan las lutitas negras de
la Formación Río Colina (Formación Nieves Negras). Luego, durante el Caloviano Medio y
Superior, un descenso del nivel del mar habría generado el vaciamiento de la cuenca,
generando las fases continentales y evaporíticas del techo de la Formación Río Colina.
Posteriormente, en el Jurásico Tardío, se habría desarrollado un nuevo período de
deposición synrift en donde se deposita la Formación Río Damas. La extensión se produjo
con orientación EW, desarrollando así estructuras con orientación NS. Durante fines del
Jurásico y el Cretácico temprano, tras la deposición de la Formación Río Damas, se habría
depositado en la fase final de extensión la Formación Lo Valdés (post-rift) asociado a una
subsidencia termal.
El régimen extensivo finaliza en el Cretácico temprano a tardío con el inicio de la Fase
Peruana, asociada a un régimen compresivo. Durante el Cretácico temprano se depositan
las fases continentales y volcánicas de la Formación Colimapu. Entre el Cretácico temprano
y el Eoceno Medio existe un vacío del registro estratigráfico producto del alzamiento
ocurrido durante este intervalo de tiempo, generando exhumación y erosión de las rocas
más antiguas y ausencia de deposición.
Entre el Eoceno Superior y el Oligoceno se desarrolla una cuenca de intra-arco producto de
una subsidencia regional, asociada a una importante actividad magmática, donde se
deposita la Formación Abanico. Luego, durante el Oligoceno Superior y Mioceno se inicia la
inversión tectónica de la cuenca de Abanico, sumado a una disminución del volcanismo y
engrosamiento cortical. Durante el Mioceno se emplazan los intrusivos pertenecientes a la
Franja Intrusiva Miocénica que aflora en la Cordillera Principal de Chile Central, con edades
que varían entre 13 y 8 Ma.
Desde el Mioceno Inferior hasta Mioceno Medio continúa la inversión de la cuenca, junto a
una migración de la deformación hacia el este, concentrándose en el borde oriental de la
cuenca de Abanico. El arco continúa su migración al este, se emplazan intrusivos en el
Mioceno Superior Temprano y se produce el principal evento de alzamiento y exhumación.
84
El nivel de despegue de las distintas fallas y pliegues asociados a la FPCA se encuentra en
nivel de yeso correspondiente al techo de la Formación Río Colina.
El régimen compresivo, el cual impera actualmente en la Cordillera de los Andes, ha sido el
responsable del actual relieve, generando una cadena montañosa de orientación N-S,
determinando la dirección de drenaje fluvial desde el este hacia el oeste. En la zona de
estudio, éste registra una fuerte influencia geomorfológica, siendo objeto de una intensa
acción glacial, con la presencia de sistemas fluviales superpuestos. El efecto de la tectónica
en la geomorfología se aprecia claramente en la formación de depósitos cuaternarios
coluviales y aluviales, la cual se ve favorecida por la actividad reciente de fallas como
Retrocorrimiento El Diablo - El Diablo y El Yeso - Pirámide. En cuanto a las remociones en
masa, el clima existente en el sector y las condiciones de alta montaña promueven la
formación de deslizamientos traslacionales y caídas de rocas en las laderas rocosas, los
que irán conformando el diverso e imponente paisaje cordillerano existente.
El yeso, dada su abundancia y fácil explotación, se reconoce como uno de los recursos
principales de la zona. Además, en la Formación Colimapu podrían existir depósitos del tipo
pórfido Cu-Au en profundidad, exóticos o un sistema estratoligado asociado a los sills. Tanto
en las Formaciones Río Colina como en Lo Valdés, que presentan litologías carbonatadas
cortadas por intrusivos, pueden alojar asociaciones de tipo skarn de Cu o Fe.
El modelo planteado en este trabajo explica de buena manera la geometría, estructuras y la
disposición de los estratos observadas en superficie, acomodándose además al contexto
regional. Por otra parte, constituye un aporte para la modelación del Antinclinal de Yeguas
Muertas, tema no ampliamente estudiado.
Los puntos que aún causan controversia y que podrían ser detallados en trabajos futuros en
la zona son el estudio en detalle de las Fms. Nieves Negras y Río Colina, con el fin de
determinar las diferencias entre ambas y discriminar un contacto claro, lo cual no fue
logrado en este trabajo. Adicionalmente, se requiere determinar con precisión los espesores
de las distintas formaciones para poder de ese modo estimar el acortamiento producido
durante la compresión a través de una restauración estructural balanceada.
Las limitaciones dadas por la escala del estudio, no permiten extender el análisis más allá
de de un modelo detallado local. Por esto, resulta necesario complementar con estudios en
sectores aledaños, con el fin de integrar y extender los modelos a escala regional.
Finalmente, un aporte significativo al enfoque de este trabajo, sería realizar estudios
geofísicos de la corteza en profundidad, con el fin de observar el comportamiento de las
distintas estructuras.
85
6 Referencias
1. Aguirre, L., 1960. Geología de los Andes de Chile Central, provincia de Aconcagua.
Instituto de Investigaciones Geológicas, Santiago, Chile, Boletín N°9, 70 p.
2. Aguirre, R., 1999. Depositación y deformación de la secuencia volcánica terciaria en el
sector cordillerano de Pata del Diablo, Cajón del Maipo. Memoria, Departamento de
Geología, Universidad de Chile, Santiago, 60 p.
3. Álvarez, P., Godoy, E., Giambiagi, L., 1999. Estratigrafía de la Alta Cordillera de Chile,
central a la latitud del Paso Piuquenes. En Congreso Geológico Argentino, 14°, Salta,
Argentina, 19-24 Septiembre 1999: pp.55.
4. Álvarez, P., Ramos, V., Giambiagi, L., Godoy, E., 2000. Relationships between different
depocenters of Triassic-Jurassic rift systems in the Main Andes of Argentina and Chile.
XXIII Geological Internacional Congress.
5. Biró, L. 1964. Límite Titónico-Neocomiano en Lo Valdés. Memoria, Departamento de
Geología, Universidad de Chile, 118 p. Santiago.
6. Biró, L., Bagoczky, L., 1980. Estudio sobre el límite entre el Titoniano y el Neocomiano en
la Formación Lo Valdés, Provincia de Santiago (33º50’ Lat. Sur) Chile, principalmente
sobre la base de ammonoideos. Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía
No. 2 y Congreso Latinoamericano de Paleontología No. 1, Actas, Vol. 5, p. 137-152.
Buenos Aires.
7. Bustamante, M. 2010. Exploración geológica para el fomento de la energía geotérmica:
Área termas del Plomo, Región Metropolitana de Santiago. Informe inédito. Subdirección
nacional de Geología.
8. Charrier, R; Baeza, O.; Elgueta, S.; Flynn, J.J.; Gans, P.; Kay, S.; Muñoz, N; Wyss, A.R.;
Zurita, E. 2002. Evidence forCenozoicextensional basin development and tectonic
inversion south of the flat-slab segment, southern Central Andes, Chile (33°-36°SL).
Journal of South American Earth Sciences 15: 117-139.
9. Charrier, R., Pinto, L. y Rodríguez, M.P., 2007. Tectono-stratigraphic of the Andean orogen
in: Geology of Chile, Chapter 3 (Gibbons, W. and Moreno, T., editors), The Geological
Society, London, Special Publication, p. 21-2116.
10. Fenner, R. 1956. Tranque en el rio Yeso. MOP. Dirección de Riego: 7 p., 3 il, Santiago.
11. Fock, A. 2005. Cronología y tectónica de la exhumación en el Neógeno de los Andes de
Chile Central entre los 33° y los 34°S. Memoria de Magíster en Ciencias, Mención
Geología. Departamento de Geología, Universidad de Chile. Santiago. 179 p.
12. Giambiagi, L., Álvarez, P., Godoy, E., Ramos, V., 2003. The control of pre-existing
extensional structures on the evolution of the southern sector of the Aconcagua Fold and
thrust belt, southern Andes. Tectonophysics, Vol. 369. p. 1-19.
13. Giambiagi, L., Tunik, M., Ghiglione, M., 2001. Cenozoic tectonic evolution of the Alto
Tunuyán foreland basin above the transition zone between the flat and normal subduction
segment (33º 30’ S -34º S), western Argentina. Journal of South American Earth Sciences,
Vol. 14, p. 707-724.
14. Giambiagi, L., 2000. Estudio de la evolución tectónica de la Cordillera Principal de
Mendoza, en el sector comprendido entre los 33°30’ y los 33°45’S. Unpublished doctoral
thesis, Universidad de Buenos Aires, Buenos Aires, 259 pp.
15. Giambiagi, L., Álvarez, P., Bechis, F.; Tunik, M., 2005. Influencia de las estructuras de rift
triásico-jurásicas sobre el estilo de deformación en las fajas plegadas y corridas de
86
Aconcagua y Malargüe, Mendoza. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 60 (4):
662-671.
16. Giambiagi, L., Ramos, V., 2002. Structural evolution of the Andes in a transitional zone
between flat and normal subduction (33°30´-33°45´S), Argentina and Chile. Journal of
South American Earth Sciences v.15 (n.1): pp.101-116.
17. Godoy, E., 1993. El Caloviano del Estero Yeguas Muertas, Río Yeso del Maipo, Chile:
implicancias tectónicas y paleogeográficas. XII Congreso Geológico Argentino y II
Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 1, pp. 104-107.
18. Godoy, E., 1998. Intrusivos sintectónicos entre los ríos Aconcagua y Cachapoal, Andes de
Chile Central. Actas X Congreso Latinoamericano de Geología y VI Congreso Nacional de
Geología Económica. Vol. 2, p. 149-154.
19. Hauser, A. 1997. Catastro y caracterización de las fuentes de aguas minerales y termales
de Chile. Subdirección Nacional de Geología, Servicio Nacional de Geología y Minería.
Boletín N° 50, 90p.
20. Iriarte, S. 2003. Vulnerabilidad a la contaminación de los acuíferos de la cuenca de
Santiago, Región Metropolitana, Escala 1:100.000. SERNAGEOMIN, Carta Geológica de
Chile, Serie Geología Ambiental (n. 4): 1 mapa, 1 mapa pleg.col. Santiago.
21. Iriarte, S. 2003. Impact of urban recharge on long-term management of Santiago Norte
aquifer, Santiago-Chile. Thesis of Master of Science to the University of Waterloo, 182p.
22. Iriarte, S., Atenas, M., Aguirre, E., Tore, C. 2009. Aquifer recharge and contamination
determination using environmental isotopes: Santiago basin, Chile. A study case. IAEA-
TECDOC- 1611 Estudios de hidrología isotópica en América Latina 2006.
23. Klohn, C., 1960. Geología de la Cordillera de los Andes de Chile Central. IIG, Boletín (n.8):
95 p., il., 1 mapa, Santiago.
24. Kurtz, A., Kay, S., Charrier, R., Farrar, E., 1997. Geochronology of Miocene plutons and
exhumation history of El Teniente region, Central Chile (34°-35°S). Revista Geológica de
Chile 24 (1), pp. 73-90.
25. López, L., Tagiri, M., Moreno, H., Notsu, K., Numa, N., 1985. Geochemistry and petrology
of lavas from San José volcano, southern Andes, 33°45'S. En Geochemical investigation of
the southern Andes volcanic belt, 1982-1984: pp. 105-138.
26. Maksaev, V., Charrier, R., Rivera, O., Piquer, J., and Yañez, G., 2009. Evolution of the
Late Miocene – Early Pliocene Cu-Mo porphyry belt of the Andes between 31°-35°S. In XII
Congreso Geológico Chileno, Santiago, 22-26 Noviembre, 2009.
27. Martini, S., 2008. Sistemas estructurales y recursos geotermales en la Cordillera Principal
de Chile Central: (32°30' – 34°00' de Latitud Sur). Memoria, Departamento de Geología,
Universidad de Chile, Santiago, 303 p.
28. Moreno, H., Thiele, R., Varela, J., 1991. Estudio geológico y de riesgo volcánico y de
remoción en masa del proyecto hidroeléctrico Alfalfal II – Las Lajas. CHILGENER,
ejecutado por Departamento de Geología y Geofísica, Universidad de Chile, 85 p.
29. Ramos, V., Godoy, E., Lo Forte, G., Aguirre-Urreta, M., 1991. La Franja Plegada y Corrida
del Norte del Río Colorado, Región Metropolitana, Chile Central. Actas VI Congreso
Geológico Chileno, Santiago, pág. 323-327.
30. Ramos, V., Godoy, E., Godoy, V., Pángaro, F., 1996. Evolución tectónica de la Cordillera
Principal argentino-chilena a la latitud del paso de Piuquenes, 33°30'S. En Congreso
Geológico Argentino, 13°, Buenos Aires, Argentina, 13-18 Octubre 1996, Congreso de
Exploración de Hidrocarburos, 3°, Buenos Aires, Argentina, 13-18 Octubre 1996: pp.337-
352.
87
31. Risacher, F., Hauser, A., 2008. Catastro de las principales fuentes de aguas termales de
Chile. Inédito de Servicio Nacional de Geología y Minería (Sernageomin) - Institut de
Recherche pour le Développement (IRD), 81 p. Santiago.
32. Rivera, O. & Yáñez, G. 2009. Naturaleza y Rol de Estructuras Translitosféricas en la
Evolución del Arco Volcánico Oligo-Mioceno de Chile Central entre los 32° y 34° S. In XII
Congreso Geológico Chileno, Simposio S9 Tectónica y Deformación Cortical Andina,
Actas S9_092, 5p. Santiago, Chile.
33. Salazar, Ch.; Stinnesbeck, W. 2015. Redefinition, stratigraphy and facies of the Lo Valdés
Formation (Upper Jurassic-Lower Cretaceous) in central Chile. Boletín del Museo Nacional
de Historia natural 64: 41-68.
34. Sillitoe, R.H. & Perelló, J. 2005. Andean copper province: tectonomagmatic settings,
deposit types, Metallogeny, exploration, and discovery. In: Hedenquist J.W., et al. (Eds.):
Economic Geology One Hundredth Anniversary Volume (1905-2005): 845-890. Society of
Economic Geologists Inc., Littleton, Colorado.
35. Stern, C. 2004. Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting. Revista
Geológica de Chile. V. 31, N°. 2, p. 161-206.
36. Stipanicic, P.N., 1966. El Jurásico en Vega de la Veranada (Neuquén), el Oxfordense y el
diastrofismo Divesiano (Agassiz-Yaila) en Argentina. Revista de la Asociación Geológica
Argentina 20, pp. 403-478.
37. Tassara, A., Yañez, G., 2003. Relación entre el espesor elástico de la litósfera y la
segmentación tectónica del margen andino (15-47°S). Revista Geológica de Chile, vol. 30,
no. 2, p. 159-186.
38. Thiele, R, Katsui, Y., 1969. Contribución al conocimiento del volcanismo post-miocénico de
los Andes en la Provincia de Santiago, Chile. Univ. Chile, Departamento de Geología,
Publicación, N°35, 23 p.
39. Thiele, R., 1980. Hoja Santiago, Región Metropolitana. Servicio Nacional de Geología y
Minería, Carta Geológica de Chile N°39, 21 p.
40. Villarroel, R., Vergara, M., 1987. Debris flow from the Marmolejo volcano, Cordillera
principal de Santiago. En Congreso Geológico Argentino, 10º, San Miguel de Tucumán,
14-18 de Septiembre de 1987: v.4 pp. 283-285.
41. Villarroel, R., Vergara, M., 1989. La avalancha de detritos de Volcán Marmolejo, Andes de
Chile Central. Revista Asociación Geológica Argentina, v.44.
42. Yañez, G.; Cembrano, J.; Pardo, M.; Ranero, C.; Selles, D., 2002. The Challenger-Juan
Fernández-Maipo major tectonic transition of the Nazca-Andean subduction system at 33-
34°S: geodynamic evidence and implications. Journal of South American Earth Sciences,
Vol. 15, p. 23-28.
43. Yáñez, G.; Vera, E.; Tassara, A.; Piquer, J. & Rivera, O. 2007a. Tectonomagmatic control
of giant ore deposits in the subduction factory of the high Andes between 32º-36ºS (Anillo
ACT-18): Gravimetric results. In GEOSUR 2007, Congreso Internacional sobre Geología y
Geofísica del Hemisferio Sur, Santiago, Chile. Libro de Resúmenes, p. 177.
88
7 Anexos
7.1 Tabla de ubicación y descripción de muestras
Ubicación (E-N) Unidad Fotografía Descripción
414836 6276866 Fm. Río
Colina
Arenisca calcárea
gris de grano
fino,buena
selección,presenta
restos fósiles de
Macrocephalites de
6 cm de diámetro.
414836 6276866 Fm. Río
Colina
Limolita calcárea
color gris
oscuro,presenta
moldes fósiles y
fisibilidad.
415048 6276550
Fm. Río
Colina
(Nieves
Negras)
Caliza gris oscuro de
grano fino, de forma
elipsoidal
encontrada
formando boudinage
entre capas de
areniscas de grano
medio.
409048 6279889 Fm. Río
Colina
Paraconglomerado
de matriz de arena
media color rojizo.
Polimíctica, mala
selección, con
clastos
subredondeados de
origen volcánico
(andesitas de
distintos colores) de
0,3 a 10 cm.
413440 6276381 Fm. Rio
Colina
Lutita negra masiva,
con una capa de
limonita calcárea.
Presenta ondulitas
lingüiformes.
89
413463 6276386 Fm. Rio
Colina
Lutita negra con
laminación paralela.
Presenta una capa
de arenisca con
estratificación
cruzada y texturas
de flujo.
414206 6275484 Fm. Río
Colina
Limonita negra,
ausente de clivaje,
de grano muy fino.
414486 6274755 Fm. Río
Colina
Contacto entre yeso
blanco, cristalino y
exfoliado y lutita
negra de grano muy
fino con presencia
de clivaje.
411974 6278776 Fm. Río
Colina
Limolita negra de
grano fino, sin clivaje
preferente, con
vetillas finas de
yeso.
411829 6279041 Fm. Río
Colina
Arenisca gris de
grano fino, buena
selección, sin
estructuras
413585 6280430 Fm. Río
Colina
rumbo 30 O, manteo
43°O)Lutita negra,
grano muy fino
410612 6279012 Fm. Río
Damas
Arenisca verde de
grano medio, de
buena selección y
clasto soportado.
Tiene vetillas de
calcita de 1 mm de
espesor.
410658 6278949 Fm. Río
Damas
Arenisca verde de
grano medio,
polimíctica, buena
selección, matriz
calcárea.
90
414833 6280450 Fm. Río
Damas
Arenisca roja de
grano medio a fino,
matriz soportado.
Presenta
estratificación
planar, gradación
inversa (con clastos
polimícticos y
angulosos) y
superficie de erosión
en la base que la
pone en contacto
con areniscas finas.
413188 6279849 Fm. Río
Damas (?)
(rumbo N30E,
manteo 90) Arenisca
gris grano fino,
buena selección,
pátina de óxidos de
Cu.
413450 6280134
Fm. Río
Damas
(rumbo 000(NS),
manteo 40°E) Lutita
negra calcárea,
grano muy fino, sin
fósiles
410602 6279012 Fm. Río
Damas
Arenisca roja de
grano fino, buena
selección y matriz
calcárea. Reacciona
levemente con el
ácido.
414748 6274781 Fm. Lo
Valdés
Arenisca roja de
grano fino, buena
selección, posee un
molde de cefalopos
91
407752 6279721 Fm. Lo
Valdés
Arenisca calcárea
color rojizo de
textura clástica,
grano fino y de
regular selección.
Reacciona
intensamente con el
ácido. Tiene matriz
calcárea y fósiles de
bivalvos.
407849 6280775 Fm. Lo
Valdés
Caliza color verde
grisácea de textura
cristalina y grano
muy fino. Tiene
cristales de granate
menor a 1 mm y
reacciona
intensamente con el
ácido.
409697 6280775 Fm. Lo
Valdés
Caliza gris oscura de
textura cristalina y
grano fino.
Reacciona
intensamente con el
ácido y tiene
cristales de granate
menor a 1 mm.
410602 6279012 Fm. Lo
Valdés
Arenisca roja de
grano fino y buena
selección. Tiene
matriz calcárea y
reacciona levemente
con el ácido.
409706 6279880 Fm. Lo
Valdés
Lava andesítica gris
oscuro de textura
afanítica y grano
fino. Tiene
plagioclasas de 1 a 2
mm.
92
410350 6279344 Fm. Lo
Valdés
Lutita calcárea negra
de grano muy fino.
Tiene una vetilla de
calcita de 1 cm de
espesor.
414821 6281085 Fm.Lo
Valdés
Arenisca roja de
grano medio-fino,
polimíctica , mala
selección, clasto
soportado. Contiene
clastos de 1 cm de
lutita roja.
410594 6279124 Fm. Lo
Valdés
Lutita calcárea gris
de grano muy fino.
Presenta un fósil de
ammonite de 4 cm
de diámetro.
Presenta fisibilidad.
415636 6279927 Fm. Lo
Valdés
Fósiles de
ammonoideos sp.
414305 6285610 Fm. Lo
Valdés
Rodado de posible
skarn por
metamorfismo de
contacto en caliza.
Se reconoce
granate, piroxeno,
hematita y calcita
como mineralogía
secundaria.
Fm. Lo
Valdés
Lutita negra, de
buena selección y
matriz soportada.
Presenta cemento
carbonatico y fósiles
de amonites. Sin
estructuras
sedimentarias
observables.
404103 6280113 Fm. Arenisca roja de
93
Colimapu
grano fino, selección
regular y matriz
soportada, con
estratificación plana.
Posee clastos de
cuarzo y feldespato
sub-redondeados
(<1mm), matriz
parcialmente
recristalizada por
presencia de dique.
404005 6280473 Fm.
Colimapu
Arenisca
feldespática gris de
grano medio, con
mala selección.
Matriz soportada, de
clastos angulosos
principalmente
plagioclasas. Matriz
parcialmente
recristalizada por
presencia de dique.
399568 6275223 Fm.
Abanico
Andesita basáltica
porfírica,
fenocristales
equigranulares de 3
mm.
399598 6274434 Fm.
Abanico
Andesita gris
verdosa porfírica.
Presenta 20% de
fenocristales de
plagioclasa y 10%
de cuarzo.
405733 6277057
Brecha de
falla
cercana a
Unidad
Intrusiva.
Brecha anaranjada
polimíctica
intensamente
alterada a arcillas,
con clastos
subangulosos
intrusivos y
sedimentarios (1-10
cm) y matriz
soportada (60%
matriz). Matriz de
salvanda,cemento
calcáreo.
94
414748 6274781 Intrusivo
Mioceno
Roca intrusiva de
color gris verdoso de
grano fino en la que
se reconocen
cristales de cuarzo,
plagioclasa y
minerales máficos
diseminados,
presenta patinas de
oligisto.
412280 6276023 Plioceno
Marmolejo
Andesita porfírica
con matriz oscura.
Presenta 15% de
fenocristales de
plagioclasa de 2 a 3
mm y hornblendas
de 1 a 2 mm.
95
7.2 Columnas estratigráficas
96
97
98
99
100
101
7.3 Bioestratigrafía
En el área de estudio existen numerosos afloramientos de niveles fosilíferos, esencialmente
conformados por fauna marina, que pertenecen a algunas de las formaciones de origen
sedimentario descritas en el capítulo de Unidades y Estratigrafía.
En este anexo se describen siete ejemplares de fauna fósil presentes en determinados
niveles de las formaciones Río Colina y Lo Valdés, que acotan las edades estas unidades.
Las siguientes descripciones se presentan en orden estratigráfico ascendente.
7.3.1 Formación Río Colina
Muestra “Río Colina 1”
Ammonites: Araucanites? sp.
Edad Oxfordiano
Formación Río Colina
Litología Presente en un nivel de areniscas
calcáreas grises de grano fino y con buena
selección.
Ubicación Quebrada Sur, frente al Cerro Panimávida,
Valle del Río Yeso, Región Metropolitana.
Coordenadas UTM, WGS 1984 414836 E /6276866 N
Muestra “Río Colina 2”
Ammonites: Nebrodites? sp.
Edad Oxfordiano
Formación Río Colina
Litología Presente en un nivel de areniscas rojas
calcáreas con gradación normal. Éste se
localiza en el techo de la Fm. Río Colina,
cerca de la Falla Vacas Muertas.
102
Ubicación Cerro Panimávida, Valle del Río Yeso,
Región Metropolitana.
Coordenadas UTM, WGS 1984 411385 E /6281385 N
7.3.2 Formación Lo Valdés
Muestra “Lo Valdés 4”
Ammonites: Neocomitidae? indet.
Edad Titoniano Medio - Valanginiano
Formación Lo Valdés
Litología Presente en un nivel de calizas.
Ubicación Termas del Plomo, Valle del Río Yeso,
Región Metropolitana.
Coordenadas UTM, WGS 1984 415512 E /6280316 N
Muestra “Lo Valdés 3”
Ammonites: Kilianella? sp.
Edad Titoniano Medio - Valanginiano
Formación Lo Valdés
Litología Presente en un nivel de calizas.
Ubicación Termas del Plomo, Valle del Río Yeso,
Región Metropolitana.
Coordenadas UTM, WGS 1984 415512 E /6280316 N
Muestra “Lo Valdés 5”
103
Ammonites: Aulacosphinctes? sp.
Edad Titoniano Medio - Valanginiano
Formación Lo Valdés
Litología Presente en un nivel de calizas.
Ubicación Termas del Plomo, Valle del Río Yeso,
Región Metropolitana.
Coordenadas UTM, WGS 1984 415512 E /6280316 N
Muestra “Lo Valdés 1”
Bivalvos (ostras): Aetostreon sp.
Icnofósiles: Gastrochaenolites isp. Este
último icnotaxón estaría representado por
dos perforaciones de gran tamaño
apreciables en los restos de concha de
una ostra, cuyo productor correspondería
a un bivalvo perforante.
Edad Indeterminada dentro del lapso Titoniano
Superior - Valanginiano.
Formación Lo Valdés
Litología Presente en un nivel de areniscas
calcáreas rojizas de textura clástica, grano
fino, selección regular y matriz calcárea.
Ubicación Camino zig-zag, ladera S del Valle del río
Yeso, Región Metropolitana.
Coordenadas UTM, WGS 1984 407752 E / 6279721 N
Muestra “Lo Valdés 2”
Ammonites: Neocomitidae? indet.
104
Edad Titoniano Medio - Valanginiano
Formación Lo Valdés
Litología Presente en nivel de areniscas calcáreas
rojas, con selección intermedia y clasto
soportado.
Ubicación Frente al camino zig-zag, ladera N del
Valle del Río Yeso, Región Metropolitana.
Coordenadas UTM, WGS 1984 407396 E /6280642 N
7.4 Modelo de Evolución Tectónica
N x
106
7.5 Mapa 1:25.000
