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
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7.3.2 Formación Lo Valdés 102
7.4 Modelo de Evolución Tectónica 105
7.5 Mapa 1:25.000 106
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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.
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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
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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.
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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.
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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).
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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
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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.
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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.)
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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).
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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.
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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).
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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).
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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
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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
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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
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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.,
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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).
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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.
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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
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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.
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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
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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).