Tesis - Universidad de Chile

UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
MODELO ESTRUCTURAL A LO LARGO DE LOS 33°45’S RESTRINGIDO POR
MÉTODOS GEOFÍSICOS
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO
LUIS ALFREDO LÓPEZ VERGARA
PROFESOR GUÍA
ANDRÉS TASSARA ODDO
MIEMBROS DE LA COMISIÓN
GONZALO YAÑEZ CARRIZO
REYNALDO CHARRIER GONZÁLEZ
SANTIAGO-CHILE
2008
UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
MODELO ESTRUCTURAL A LO LARGO DE LOS 33°45’S RESTRINGIDO POR
MÉTODOS GEOFÍSICOS
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO
LUIS ALFREDO LÓPEZ VERGARA
PROFESOR GUÍA
ANDRÉS TASSARA ODDO
MIEMBROS DE LA COMISIÓN
GONZALO YAÑEZ CARRIZO
REYNALDO CHARRIER GONZÁLEZ
SANTIAGO-CHILE
Octubre 2008
Resumen
Las estructuras que alzan la Cordillera de los Andes son las que acomodan el
acortamiento y la deformación en fajas plegadas y corridas. Sin embargo, la
continuación en profundidad de las estructuras reconocibles en superficie no está del
todo clara, principalmente por la falta de datos en el lado chileno de la cordillera.
Este trabajo nace porque es necesario llevar a cabo una integración de datos para poder
lograr entender la estructura de la corteza a lo largo de los 33°45’S, y la manera
propuesta es desarrollar un modelo estructural a partir de un perfil gravimétrico, usando
información geológica y geofísica para restringirlo.
Se construye una sección de la corteza en la que es posible reconocer una cuenca de
alrededor de 18 Km en la que se encuentran rocas asignadas al Mesozoico y al
Cenozoico. Las rocas Mesozoicas de la Cordillera de la Costa yacen sobre granodioritas
Paleozoico y Jurásico – Cretácico que constituyen el Batolito Costero o sobre cuerpos
gabroicos en profundidad. Las rocas Mesozoicas de la Cordillera Principal muestran un
nivel de despegue cercano a los 15 Km de profundidad, mostrando una estructura de
rampa-flat con vergencia hacia el este, que acomoda la deformación de las secuencias
mesozoicas en una faja plegada y corrida de piel delgada. Espesores de alrededor de 10
Km para las secuencias cenozoicas en la Cordillera Principal, que muestran un estilo de
deformación diferente a la mostrada por los depósitos mesozoicos. Estos espesores
pueden verse duplicados por cuerpos intrusivos de composición granítica. La ubicación
de estos intrusivos esta controlada por las mismas estructuras que controlan la
deformación de la cubierta cenozoica.
Los cuerpos granodioríticos ubicados en el borde oeste de la Cordillera Principal se
asocian con la granodiorita La Obra, lo que le da una continuación en profundidad de
unos 10 a 15 Km. El cuerpo granítico ubicado en el borde este de la Cordillera de la
Costa corresponde a una cámara magmática relicta del arco volcánico Jurásico Superior
– Cretácico Inferior.
No se observa desplazamiento en profundidad de la Falla San Ramón, aunque es posible
asociarla con sismos ubicados en la base de la cuenca.
Índice General
1
2
Introducción.......................................................................................................... 2
1.1
Formulación del Problema............................................................................. 2
1.2
Hipótesis de Trabajo...................................................................................... 4
1.3
Objetivo General ........................................................................................... 4
1.4
Objetivos Específicos .................................................................................... 5
1.5
Metodología .................................................................................................. 5
Marco Geológico y Evolución Tectónica de la zona de estudio ............................. 6
2.1
Evolución Geotectónica................................................................................. 6
2.2
Segmentación Morfoestructural Andina......................................................... 8
2.2.1
Cordillera de la Costa ............................................................................. 9
2.2.2
Depresión Central ................................................................................. 10
2.2.3
Cordillera Principal............................................................................... 11
2.2.4
Cordillera Frontal ................................................................................. 12
2.2.5
Antepaís Andino ................................................................................... 12
2.3
3
4
5
Estructuras .......................................................................................................... 30
3.1
Cordillera de la Costa .................................................................................. 30
3.2
Depresión Central........................................................................................ 32
3.3
Cordillera de los Andes ............................................................................... 33
Atracción Gravitacional, Potencial y Anomalía de Gravedad............................... 35
4.1
Definiciones ................................................................................................ 35
4.2
Anomalías de Gravedad............................................................................... 42
Forward Modelling ............................................................................................. 49
5.1
6
Evolución Geológica ................................................................................... 13
Modelos Gravimétricos ............................................................................... 49
Discusión ............................................................................................................ 53
6.1
Modelo 1: Modelo de Corteza Superior ....................................................... 53
6.2
Modelo 2: Modelo de Corteza ..................................................................... 58
7
Conclusiones....................................................................................................... 64
8
Recomendaciones ............................................................................................... 66
9
Referencias ......................................................................................................... 67
Índice de Tablas
Tabla 4-1. Parámetros de varios sistemas de referencia geodésicos............................ 41
Tabla 6-1. Densidad de las unidades litoestratigráficas de la Figura 6.2 .................... 54
Tabla 6-2. Densidad de las unidades litoestratigráficas de la Figura 6.5 .................... 59
Índice de Figuras
Figura 2.1. Reconstrucción del camino recorrido por el Ridge de Juan Fernández a
través del borde de Sudamérica desde el Mioceno................................................. 8
Figura 2.2. Mapa geológico simplificado de los Andes de Chile Central y Argentina
Centro-Oeste......................................................................................................... 9
Figura 2.3. Ubicación de las unidades metamórficas en la zona de estudio................. 14
Figura 2.4. Ubicación de rocas intrusivas correspondientes al Batolito Costero......... 14
Figura 2.5. Sección paleogeográfica esquemática en el Carbonífero Tardío-Pérmico
Temprano al norte de los 33°S. ........................................................................... 16
Figura 2.6. Ubicación de afloramientos asignados a la primera etapa del Ciclo Andino
........................................................................................................................... 18
Figura 2.7. Distribución paleogeográfica de las cuencas de antearco y de trasarco,
separadas por el arco.......................................................................................... 19
Figura 2.8. Ubicación de los afloramientos asignados a la segunda etapa del Ciclo
Andino ................................................................................................................ 21
Figura 2.9. Ubicación de los depósitos neogenos en la región de estudio.................... 25
Figura 2.10. Supuesta ubicación de la cuenca de Abanico en la Cordillera Principal. 26
Figura 2.11. Distribución de los afloramientos de intrusivos cenozoico tardío............ 28
Figura 3.1. Ubicación de las estructuras principales en la región de estudio .............. 30
Figura 4.1. Masas M y m experimentando una fuerza gravitacional mutua, la que es
proporcional a M, m y r2. .................................................................................... 36
Figura 4.2. Atracción Gravitacional en un punto P debido a una distribución de
densidad ρ ......................................................................................................... 37
Figura 4.3. Parámetros que describen el elipsoide de referencia. ............................. 38
Figura 4.4. Sección de la litósfera que grafica el modelo usado para explicar las
correcciones a la gravedad observada ................................................................ 43
Figura 4.5. Sección de la litósfera que muestra la sustracción de la gravedad teórica a
la gravedad observada. ....................................................................................... 44
Figura 4.6. Sección de la litósfera después de la corrección de aire libre. .................. 45
Figura 4.7. Anomalías de Bouguer simple y completa sobre la sección de litósfera .... 47
Figura 5.1. Un cuerpo tridimensional con densidad ρ ( x' , y ' , z ') y de forma arbitraria
observado en el punto P( x, y, z ) .......................................................................... 50
Figura 5.2 Modelo Estructural Inicial a los 33°45’S................................................... 52
Figura 6.1. ARC a los 33°45’S.................................................................................... 53
Figura 6.2. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en
la Figura 5.2 ....................................................................................................... 54
Figura 6.3. Leyenda de figuras 6.2, 6.4, 6.5, 6.6 y 6.7. ................................................ 55
Figura 6.4. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en
la Figura 5.2 ....................................................................................................... 56
Figura 6.5. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en
la Figura 5.2. . .................................................................................................... 60
Figura 6.6. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en
la Figura 5.2.. ..................................................................................................... 61
Figura 6.7. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en
la Figura 5.2. ...................................................................................................... 61
Figura 6.8. Sección paleogeográfica entre los 32°S y los 33°S correspondiente a la
evolución de los Andes en el Jurásico Superior - Cretácico Inferior................... 63
Figura 7.1. Sección esquemática de la corteza a los 33°45’S. ..................................... 64
Agradecimientos
En primer lugar, quiero agradecer al proyecto Anillo ACT-18 por el financiamiento
de este trabajo.
A mi madre, que me hizo la persona que soy.
A mi padre, que me enseñó que las cosas son más simples de lo que parecen.
A mis hermanos, que aguantaron que no estuviera con ellos y me aguantaron cuando
estuve con ellos.
Al montón de gente que conocí en este montón de años que pululé en la Facultad,
entre los que me acuerdo y ordenados casi aleatoriamente: Kata, Oso, Negro, Beto,
Guille, Chico, Ferchico, Cata, Loco, Patilo, Chumy, Valentinfla, Adrián, Pelao
Mayo, PeLeo y Mariana, Feña López, Seba Nuñez, Javier Fernández, Mariada,
Carolinda, James Bong, Pajarita, Pape, Melu, Paulas, etc…
A la pandilla del F (Chica, Sergio, Daniel, Sebastiano Martinica) y la
oficiiiiiinaaaaaa (Andrea, Jose, Manu) por sufrir lo insufrible junto a mí, por esas
horas de sueño perdido y por todo el esfuerZO compartido.
A Pancho Hervé, Mario Pardo, Diana Comte, Gonzalo Yañez, Reynaldo Charrier por
enseñarme a amar la ciencia.
Al Tassa, por dejarme ser… su primer alumno memorista (y no memorión) y por
enseñarme que al igual que las máquinas, uno también debe inicializarse.
A Valdivia por ser la ciudad más linda de Chile. A la baby araucaria del jardín
botánico, por permitirme verla crecer, por ser mi lugar especial en el mundo mundial
y dejarme ir a cada rato a través de mi mente.
A la Cordillera por ser y estar.
A Grant Morrison, Peter David, Alan Moore y Neil Gaiman por entretenerme,
hacerme pensar y obligarme a soñar.
Al Juato y al Jimmy, espero que no vuelvan a hacer lo que hicieron.
Por último, para alguien que ya no está y para alguien que nunca estuvo, los
recordaré, veré e imaginaré cuando pueda.
1 Introducción
1.1
Formulación del Problema
Es conocida la relación que existe entre las estructuras que alzan la Cordillera de los
Andes y la convergencia de las placas de Nazca y Sudamericana, ya que estas
estructuras son las que acomodan el acortamiento y la deformación en fajas plegadas
y corridas (McQuarrie (2002); Cristallini y Ramos (2000); Giambiagi y Ramos
(2002); Giambiagi et al., (2003); Vergés et al., (2007)). Sin embargo, la continuación
en profundidad de las estructuras reconocibles en superficie no está del todo clara,
principalmente por la falta de datos en el lado chileno de la cordillera. Giambiagi et
al. 2003a, 2003b han realizado perfiles estructurales que alcanzan profundidades de
alrededor de 20 Km, pero éstos están controlados por la sismicidad registrada por
estaciones sismológicas instaladas en el lado argentino del macizo cordillerano.
El
Proyecto
Anillo
ACT-18
“CONTROL
TECTONO-MAGMÁTICO
DE
GRANDES YACIMIENTOS MINERALES EN LA ALTA CORDILLERA DE LOS
ANDES
CENTRALES
(32°-36°S)
ASOCIADO
AL
PROCESO
DE
SUBDUCCIÓN: UN ENFOQUE MULTIDISCIPLINARIO” ha recopilado gran
cantidad de información geológica y geofísica, pero ésta no ha sido lo
suficientemente integrada como para lograr formular modelos estructurales que sean
verificables y aceptados válidos.
Ebbing (2004), Ebbing et al., (2001), (2006) han trabajado integrando datos sísmicos
y gravimétricos para modelar las estructuras corticales en los Alpes, cadena
montañosa que, de manera similar a los Andes, a sufrido regímenes extensivos y
compresivos, subducción de corteza oceánica y colisión de bloques continentales
debido a movimiento de placas (Frisch, 1979).
Chapín et al. (2005) han modelado la estructura de Andes de Venezuela con datos
gravimétricos, Folguera et al. (2007) han hecho lo mismo en los Andes del Sur (38° 39°30’S), mostrando la estructura de la cordillera en profundidad. Brasse y Soyer
1
(2001), realizaron un estudio de magnetotelúrica en la zona comprendida entre
Temuco y Valdivia, mostrando cuerpos conductores en profundidad dentro de la
corteza.
Yañez et al. (1998) muestran la estructura cortical en el sector de la Cordillera de la
Costa en Chile Central a partir de la interpretación de datos gravimétricos, Flueh et
al. (1998) proponen una estructura del borde costero de Chile Central interpretando
datos sismológicos.
Fock (2005) realizó perfiles estructurales en los sectores de la Cuesta de Chacabuco,
Angostura de Paine, en los alrededores de los cerros San Ramón y Provincia y del
Río Olivares y en el valle del río Volcán, basándose principalmente en la geología
superficial. Farias et al. (2007) formulan uno de los primeros modelos de la
estructura de la corteza superior para la zona comprendida entre la Depresión Central
y la Cordillera de los Andes a la latitud del Río Volcán, pero éste esta realizado sólo
con datos sismológicos que se correlacionan con la geología superficial, por lo que
falta ver como se comporta el modelo al compararlo con modelos generados con otro
tipo de datos, por ejemplo gravimétricos o de magneto telúrica.
La idea de esta memoria nace porque es necesario llevar a cabo una integración de
datos para poder lograr entender la estructura de la corteza a lo largo de los 33°45’S,
y la manera propuesta es desarrollar un modelo estructural a partir de un perfil
gravimétrico, usando información geológica y geofísica para restringirlo. Este
modelo debe explicar de forma fehaciente todos los datos de los que se dispone. La
información geológica disponible consta principalmente de mapeos estructurales y
litológicos en superficie. La información geofísica consta de datos gravimétricos,
perfiles de magnetotelúrica y datos sísmicos (velocidades de ondas y localización de
hipocentros).
La zona de estudio se encuentra en Chile Central, entre los 33°30’S y los 34°S,
dentro de un cuadrángulo limitado por las coordenadas UTM 232700 E / 6234100 N;
255800 E / 6274500 N; 418500 E / 6292000 N; 418700 E / 6236000 N.
2
El capítulo 2 de este trabajo nos muestra el marco geológico y evolución tectónica de
la zona de estudio, donde además se presenta una discusión de trabajos anteriores. El
capítulo 3 hace un resumen de las principales estructuras que se encuentran en la
zona de estudio. El capítulo 4 nos presenta un marco teórico donde se explica
atracción gravitacional, la teoría de potencial y se explica que significa una anomalía
de gravedad, parte fundamental del trabajo desarrollado en esta memoria. El capítulo
5 nos explica los conceptos básicos de la técnica llamada forward modelling, la que
será utilizada para realizar el modelamiento de la estructura de la corteza. En el
capítulo 6 se presenta una discusión de los modelos generados. En el capítulo 7 nos
entrega las conclusiones de este trabajo. Por último, el capítulo 8 señala algunas
recomendaciones a futuro para mejorar el trabajo.
1.2
Hipótesis de Trabajo
En los 33°45’S, existe una geometría única que controla la construcción de los Andes
en esta zona. Si se acepta que los sismos recientes son producto de la reactivación de
fallas preexistentes, y considerando que la modelación gravimétrica nos puede
entregar una continuación en profundidad de la geología superficial, limitando
cuerpos de distintas características físicas, es posible que a partir de modelos
gravimétricos se pueda encontrar una estructura que responda satisfactoriamente a
todos los datos recopilados para la zona de estudio, ya sean geológicos de superficie
o geofísicos.
1.3
Objetivo General
Entender la organización y evolución estructural a los 33°45’S a partir de un modelo
geométrico y petrofísico de la estructura de la corteza superior en los 33°45’S.
3
1.4
•
Objetivos Específicos
Entender la prolongación en profundidad de la reconocidas en superficie a los
33°45’S.
•
Analizar la influencia de la litología en el comportamiento cinemático dentro
de la evolución de la zona de estudio.
1.5
•
Metodología
Para entender la prolongación en profundidad de las estructuras que son
reconocidas en superficie en la zona de estudio se realizará un mapa
litoestratigráfico a partir de la recopilación de información geológica
publicada (e.g. Wall et al., 1996; Sellés y Gana, 2001; Thiele, 1980) y no
publicada (Fock, 2005 e información de mapeos geológicos de CODELCO),
que permitirá generar una base de datos en formato GIS para el uso dentro de
la memoria. A partir de este mapa, se construirá un perfil estructural.
•
Para analizar la influencia de la litología en el comportamiento cinemático
dentro de la evolución de la zona de estudio, se realizará modelo petrofísico
con el software de modelamiento de campos potenciales ENCOM
ModelVision Pro V7.0., que representará un perfil de anomalía gravimétrica a
partir de datos adquiridos en campañas de terreno realizadas durante los
meses de Enero y Febrero de los años 2006, 2007 y 2008 con un gravímetro
Scintrex CG-5 Autograv. Los datos gravimétricos serán corregidos por los
métodos de Aire Libre y Bouguer (Blakely, 1995) para obtener la anomalía
gravimétrica.
4
2 Marco Geológico y Evolución Tectónica de la zona de
estudio
En este capítulo se muestra la evolución tectónica de la región de estudio y se la
relaciona con los depósitos y eventos magmáticos representados por las litologías
presentes, lo que permite presentar un marco geológico, haciendo una discusión de
trabajos anteriores.
2.1
Evolución Geotectónica
En la actualidad, la configuración tectónica en la que está enmarcado el borde
occidental de Sudamérica se puede dividir en tres segmentos: al norte de los 33° S
ocurre una subducción plana, con ausencia de volcanismo a lo largo del orógeno
desde el Mioceno Medio (Kay et al., 1991). Entre los 33° S y 34° S se aprecia una
zona de transición, reapareciendo el volcanismo en el Volcán Tupungato (33° 20’ S),
que además, marca el inicio del arco volcánico Holoceno, correspondiente a la zona
volcánica sur de los Andes. Al sur de los 34° S, la subducción ya presenta las
características típicas de una subducción tipo chilena (sensu Uyeda y Kanamori
(1979) y Uyeda (1987)).
Reconstrucciones de la convergencia entre las placas de Nazca (Farallón) y
Sudamericana han sido propuestas por Pilger (1984), Pardo-Casas y Molnar (1987) y
Somoza (1998) para la región al norte de los 32°, pero Jordan et al., 2001 indicaron
que los parámetros de convergencia de Somoza (1998) pueden ser asignados al área
entre los 30°S a los 40°S.
En el Cretácico Tardío temprano-Paleogeno Temprano ocurrió un cambio mayor en
la interacción de placas en el margen sur de Sudamerica que puede estar relacionado
con una fase de rápida producción de corteza oceánica en el Océano Pacífico
(Larson, 1991) y probablemente esté unido a la reducción del ángulo de subducción
bajo Sudamerica (subducción tipo chilena) (Charrier et al., 2007).
5
Entre los 38 a 28 Ma, la convergencia entre las placas era de unos 6 cm/año con 55°
de oblicuidad relativo al margen Sudamericano. Alrededor de los 28 Ma la tasa de
convergencia se incrementa a unos 9 cm/año y cerca de los 26 Ma fue aún mayor (15
cm/año), con el ángulo de oblicuidad cayendo a unos 10° (Somoza, 1998). El cambio
en la convergencia se debería al incremento de la tasa de movimiento de la placa
subductante causado por el quiebre de la Placa Farallón (Pardo-Casas y Molnar,
1987).
Como consecuencia de lo anterior, no hubo cambio en edad ni en la flotabilidad de la
litósfera oceánica entre los 28-26 Ma. Este periodo de convergencia casi ortogonal
fue continuo hasta alrededor de los 20 Ma (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza,
1998; Figura 2.1).
El periodo entre aproximadamente 20 Ma y 16 Ma, existen distintos modelos de
convergencia, que difieren por la incertidumbre en la historia de expansión del piso
oceánico. 3 modelos han sido propuestos: (1) la tasa de convergencia se incremente
desde 15 a cerca de 18 cm/año y sólo tiene un pequeño aumento en la oblicuidad
(Pardo-Casas y Molnar, 1987); (2) la tasa de convergencia decrece de 15 a 13 cm/año
y el grado de oblicuidad aumenta de unos 10° a cerca de 30° relativo al margen de
placas (Somoza, 1998); (3) la oblicuidad dextral de la convergencia decrece
moderadamente (Cande y Leslie, 1986; Kay y Mpodozis, 2002).
El cambio de los parámetros de convergencia alrededor de los 20 Ma marca el inicio
del periodo compresivo y de inversión tectónica en el Mioceno a lo largo del
segmento de flat slab (Kay y Mpodozis, 2002).
A los 14 Ma (Figura 2.1), el Ridge de Juan Fernández choca con el continente y el
periodo siguiente (14-9 Ma, Figura 2.1) está caracterizado por thrusting relacionado a
acortamiento compresivo y a volcanismo de arco andesítico a lo largo de todo el
segmento de flan slab. Todos los modelos de convergencia indican tasas de
convergencia mayores a 10 cm/año y un grado de oblicuidad cercano a 12°.
Acortamiento y engrosamiento cortical ha sido asociado con un régimen
compresional que se extiende más allá de la región afectada por la subducción del
Ridge de Juan Fernández (Kay y Mpodozis 2002).
6
Figura 2.1. Reconstrucción del camino recorrido por el Ridge de Juan Fernández a través del borde
de Sudamérica desde el Mioceno (línea negra gruesa). La ubicación del hotspot está indicada por
una estrella negra. El margen de Sudamérica (línea negra fina) se mueve hacia el oeste mientras que
la ubicación del hotspot se mantiene fija. Se indican lineaciones magnéticas del piso oceánico con sus
respectivos números. (Modificado de Yañez et al., 2002).
A los 10 Ma (Figura 2.1), la subducción del Ridge de Juan Fernández cambia de una
sección de rumbo NE, a un segmento de rumbo E-W, y el frente del arco volcánico
migra al este a los 7 Ma, coincidiendo con un evento mayor de deformación (Kurtz et
al., 1997; Godoy et al., 1999).
2.2
Segmentación Morfoestructural Andina
Los Andes, entre los 32° S y los 35° S, muestran 5 unidades morfoestructurales
principales, dispuestas en franjas de orientación norte – sur. A continuación se
describirá cada una de estas unidades, presentándolas de oeste a este:
7
Figura 2.2. Mapa geológico simplificado de los Andes de Chile Central y Argentina Centro-Oeste.
(Modificado de Farías (2007)).
2.2.1
Cordillera de la Costa (Figura 2.2)
Está compuesta por cerros que rara vez sobrepasan los 2000 m s.n.m. Es posible
dividir la Cordillera de la Costa en 2 flancos: uno occidental y otro oriental.
El flanco occidental está formado, principalmente, por rocas intrusivas y
metamórficas del Paleozoico Superior, que constituyen su basamento en el sector
más occidental o costero, mientras que hacia el este afloran rocas intrusivas
cristalinas mesozoicas (Figura 2.2). Se caracteriza por sus suaves relieves levemente
8
incididos que han sido interpretados como terrazas de abrasión y acumulación marina
de edad plio-pleistocena (Wall et al., 1996). En este flanco, la altura no sobrepasa los
500 m s.n.m. Cerca de la actual línea de costa, se presentan depósitos neógenos
apoyados en discordancia con las unidades del basamento (Thomas, 1958),
El flanco oriental está formado por secuencias volcánicas y sedimentarias
Mesozoicas en (Thomas, 1958; Wall et al., 1999; Sellés y Gana, 2001;
SERNAGEOMIN, 2003) dispuestas en forma homoclinal con inclinaciones al este
con suaves cambios de manteo que no modifican su disposición. Su altura supera los
2000 m s.n.m. en las cercanías de Santiago, disminuyendo su altura hacia el sur.
Intrusivos del Cretácico Superior limitan el borde oriental de la Cordillera de la
Costa.
2.2.2
Depresión Central (Figura 2.2)
Se extiende entre los 33°S hasta los 40°S y corresponde a una cuenca rellena
principalmente por depósitos aluviales Pleistocenos a Holocenos, que localmente
superan los 500 m de espesor (Thiele, 1980, Araneda et al., 2000, Rauld, 2002). Es
posible encontrar algunos “cerros islas”, con cumbres de entre 650 y 480 m s.n.m.
decrecientes de este a oeste. Al sur de los 33° S, el límite oriental de la Depresión
Central es abrupto y marcado, limitado por la Cordillera Principal. Al norte de los
33° S, la Depresión Central desaparece, dando paso a una serie de cordones
montañosos de baja altitud separados por valles que conectan la Cordillera de la
Costa con la Cordillera Principal.
La Depresión Central limita con la Cordillera Principal por medio de un sistema de
fallas inversas de vergencia oeste (Falla San Ramón-Pocuro en Santiago (Rauld,
2002; Charrier et al., 2005; Fock, 2005)). En la zona oeste, el basamento de los
depósitos aluviales está constituido por unidades estratificadas cretácicas de la
Cordillera de la Costa oriental. En el centro de la Depresión Central, estas secuencias
se ponen en contacto con rocas asignadas a los niveles basales de la Formación
Abanico (e.g., Estratos del Cordón de los Ratones, al sur de Santiago) por medio de
fallas invertidas de vergencia oeste (Falla Los Ángeles en el valle del río Aconcagua
9
de acuerdo con Carter y Aguirre (1965), Falla Infiernillo de acuerdo con Fock et al.
(2006)), y por discordancias de erosión (Gana y Wall, 1997; Sellés y Gana, 2001;
Fock, 2005).
2.2.3
Cordillera Principal (Fig. 2.2)
Puede ser subdividida en tres franjas (occidental, central, y oriental) de acuerdo con
sus rasgos estructurales y litológicos.
La franja occidental de la Cordillera Principal, está formada por rocas cenozoicas
asignadas a las formaciones Abanico (Eoceno Superior?-Mioceno Inferior) y
Farellones (Mioceno Inferior-Mioceno Superior) (Figura 2.2). Las rocas de la
Formación Abanico presentan localmente intensa deformación como se observa
frente cordillerano, mientras que existen sectores en los cuales su deformación es
relativamente suave. La
Formación Farellones, en cambio, está débilmente
deformada, salvo sus niveles inferiores donde se han observado estructuras de
crecimiento (Fock et al., 2006). Ambas formaciones se encuentran intruidas por
distintos cuerpos plutónicos. Intrusivos del Mioceno Superior – Plioceno Inferior,
ubicados en una posición bastante occidental de esta franja presentan en algunos
casos mineralización de cobre, conformando la franja de pórfidos cupríferos de Chile
Central (constituido por El Teniente y Río Blanco-Los Bronces). La franja occidental
de la Cordillera Principal está limitada hacia el este por un amplio cordón de
intrusivos de edad 12-7 Ma (conformado por los intrusivos La Gloria, San Gabriel,
Cortaedral, entre otros; Ver Anexo A).
Al este de este cordón de intrusivos comienza la franja central de la Cordillera
Principal. En este sector, aflora la Formación Farellones que sobreyace discordante
sobre la deformada (por pliegues y fallas) Formación Abanico oriental. Hacia el este,
la Formación Abanico se pone en contacto con las sucesiones del Mesozoico por
medio de un sistema de fallas de vergencia al este y retrocorrimientos. Este sistema
de fallas delimita orientalmente esta franja.
10
La franja oriental de la Cordillera Principal, está constituida por unidades
mesozoicas (Jurásico-Cretácico medio), principalmente sedimentarias, organizadas
de más antigua a más joven hacia el este, aún cuando los desplazamientos tectónicos
pueden invertir esta secuencia (Figura 2.2).
2.2.4
Cordillera Frontal (Figura 2.2)
Bloque que conforma el frente cordillerano argentino a esta latitud. Está compuesto
por varios segmentos de basamentos alzados hacia el este de la faja plegada y corrida
de Aconcagua. Morfológicamente, la Cordillera Frontal está constituida por
numerosos cordones yuxtapuestos a la Cordillera Principal cuyas alturas pueden
superar los 6.000 m de altitud. Su distinción con respecto a las zonas más
occidentales está dada fundamentalmente por su constitución litológica (rocas del
basamento pre-Jurásico).
Fue alzada por un sistema de fallas de basamento doblemente vergente durante el
Mioceno Superior, mientras ocurría la fase final de deformación estilo escama
delgada de la Cordillera Principal en el oeste (Allmendinger et al. 1990; Cristallini y
Ramos, 2000; Ramos et al. 2002). Esta unidad limita al este con la Precordillera
argentina.
Se requiere un nivel de despegue a nivel cortical para propagar el acortamiento
dentro de la Cordillera Frontal, que podría estar asociado a una zona de transición
frágil-ductil o a zonas de debilidad asociadas a estructura corticales preexistentes
(Giambiagi et al., 2003).
2.2.5
Antepaís Andino (Figura 2.2)
Se presenta como el piedemonte oriental de la Cordillera de los Andes en esta región.
Su elevación fluctúa entre los 900 a 1000 m s.n.m. a los 33ºS aumentando a 13001500 m s.n.m. a los 36ºS. Hacia el este, las elevaciones aumentan, formando lo que
podría ser un bulbo periférico de la cuenca de antepaís (Giambiagi et al., 2003). El
11
Antepaís Andino esta cubierto por depósitos sedimentarios y cineríticos syn- y postorogénicos Neógenos depositados sobre rocas sedimentarias y volcánicas del
Jurásico al Paleógeno, que, a su vez, se encuentran discordantes sobre el basamento
pre-Jurásico.
Al sur de los 33° S, se produce una notable reducción del ancho del orógeno,
comparándolo al que presenta al norte de esta latitud.
2.3
Evolución Geológica
La evolución del margen occidental de Sudamerica se inicia con la acreción de 3
terrenos alóctonos en franjas NNW-SSE, con los acrecionados más recientemente
ubicados hacia el oeste (e.g., Mpodozis y Ramos, (1989); Charrier et al., (2007)),
cada una de las cuales produjo eventos contraccionales-orogénicos en Argentina.
El primer terreno en acrecionarse en la latitud de Chile Central sería Sierras
Pampeanas (ó Pampia) durante el Proterozoico Superior (Ramos, 1988). A fines del
Ordovícico colisiona contra el continente el terreno Cuyania-Precordillera (Thomas
y Astini, 2003). Durante el Devónico Inferior, se acreciona el terreno de Chilenia,
causando un sistema de subducción desde el Carbonífero Superior al Pérmico
Inferior. No es posible reconocer en Chile afloramientos que se correlacionen con
Sierras Pampeanas o con Cuyania-Precordillera. Es posible suponer que Chilenia fue
la litósfera continental a partir del cual evolucionó el margen de Chile Central, ya
que se puede asociar a la colisión de este terreno la evolución de prismas de acreción
y cuencas de antearco ubicados cerca de la actual línea de costa (Rebolledo y
Charrier, 1994).
La acreción de estos terrenos, además, controlarían la composición de la corteza, así
mismo, las suturas y la orientación de estos cuerpos habrían determinado la
morfoestructura y la posterior evolución del margen.
Litológicamente, en la región de estudio es posible encontrar complejos
metamórficos e intrusivos que representan la evolución antes explicada (Figura 2.3).
12
El complejo metamórfico consiste en 2 cinturones pareados: la serie este y la serie
oeste (Godoy 1970; Aguirre et al., 1972; Hervé 1974, 1988).
Figura 2.3. Ubicación de las unidades metamórficas en la zona de estudio. (Modificado de Charrier et
al., 2007).
La serie este consiste principalmente metaturbiditas deformadas y lentes de rocas
calcosilicatadas, probablemente depositadas en una cuenca de antearco. La serie
oeste esta formado por sedimentos clásticos (areniscas y pelitas) metamorfoseados,
metacherts, metabasitas y serpentinitas (Godoy 1970; Aguirre et al,. 1972; Hervé,
1974; 1988; Gana y Hervé, 1983; Duhart et al., 2001). Es posible reconocer
estructuras pillows en las metabasitas y los cuerpos ultramáficos serpentinizados
aparentemente se emplazaron tectónicamente (Godoy y Kato, 1990; Kato y Godoy,
1995). La serie oeste ha sido interpretada como una transición este a oeste de
depósitos de una cuenca de antearco a un prisma de acreción (Kato, 1985; Hervé,
1988; Martin et al., 1999b; Willner et al., 2000).
Figura 2.4. Ubicación de rocas intrusivas correspondientes al Batolito Costero. (Modificado de
Parada et al., 2007).
13
Edades determinadas por Hervé et al., (1984) en la serie este entregan edades (87Rb–
86
Sr en roca total) de 368+42 Ma, cerca del Batolito Costero (Figura 2.4), y de
347+32 Ma más al oeste, lejos del batolito. Por lo tanto, la edad del metamorfismo
está acotada a edades entre Carbonífero Temprano tardío y Pérmico Tardío
(Munizaga et al., 1973).
Durante el Paleozoico Tardío, las rocas intrusivas que forman el actual Batolito de la
Costa (Complejo Santo Domingo, Figura 2.4) son expuestas en la Cordillera de la
Costa, en afloramientos ubicados al este del complejo metamórfico. Esta unidad
incluye granodioritas de hornblenda-biotita y tonalitas de grano grueso con granitos
subordinados con megacristales de microclina. Datos geobarométricos obtenidos a
partir de una tonalita de Santo Domingo entregan una profundidad de emplazamiento
de equivalente a una presión de 4.5 kbar (Sial et al., 1999). Este complejo está
intruido por enjambres de diques máficos Mesozoicos.
Isocronas Rb–Sr entregan edades entre 292+2 y 308+15 Ma (Hervé et al. 1988).
Estas edades son concordantes con edades U-Pb en zircón de 309 y 209 Ma (Godoy
y Loske, 1988).
Es posible asociar, espacial y temporalmente, el crecimiento del complejo
acrecionario mientras ocurre el emplazamiento del batolito Paleozoico Tardío en las
etapas finales de su evolución (Charrier et al., 2007), por lo que se puede asumir una
organización paleogeográfica muy parecida a la mostrada en la Figura 2.5, que
corresponde a una sección al norte de los 33°S, pero se diferencia de ésta por la
ausencia depósitos Pérmico Temprano tardío a Medio-Tardío? y una localización
más al oeste del Batolito de la Costa (Charrier et al., 2007).
14
Figura 2.5. Sección paleogeográfica esquemática en el Carbonífero Tardío-Pérmico Temprano al
norte de los 33°S. A, prisma de acrección; B, depósitos turbidíticos en la parte oeste de una cuenca de
antearco; C, depósitos de plataforma y pocos componentes volcánicos en el este de la cuenca de
antearco; D, depósitos volcánicos y volcanoclásticos del arco; E, arco, parcialmente ubicado en el
oeste de Argentina; F, cuenca de trasarco en Argentina. (Tomado de Charrier et al., 2007).
La ausencia de depósitos Pérmicos probablemente se debe a la erosión más profunda
en el sur que en el norte del área de estudio y la posición más al oeste del Batolito
Costero puede estar controlada por efectos tectónicos durante el Paleozoico Tardío
y/o por etapas evolucionarias más tardías (Charrier et al., 2007).
El llamado Ciclo Tectónico Pre-Andino (Charrier et al., 2007) ocurre después de la
fase constructiva descrita anteriormente (Ciclo Gondwánico). Este periodo se
caracteriza por una pausa de la deriva continental, de acuerdo a datos
paleomagnéticos (Vilas y Valencio, 1978). Estas condiciones y los relieves formados
durante el periodo compresivo habrían gatillado el desarrollo en el Pérmico Superior
hasta el Jurásico más inferior (Charrier et al., 2007) de cuencas extensionales de
orientación NNW-SSE (Charrier, 1979; Mpodozis y Ramos, 1989; Mpodozis y Kay,
1990).
El Ciclo Tectónico Andino, que comprende entre el Jurásico Temprano hasta el
Presente, comienza cuando el periodo de quietud descrito anteriormente termina y se
renueva la actividad de la subducción (Vilas y Valencio, 1978).
La evolución temprana de este ciclo está caracterizada por el desarrollo de un arco
magmático paralelo al margen oeste de Gondwana con una cuenca de trasarco en su
lado este. A partir de Cretácico Tardío y durante el Cenozoico, la posición del arco
cambia gradualmente moviéndose hacia el este, y comienza el desarrollo de cuencas
de antearco en el lado este del arco. En la Figura 2.6 se muestra la ubicación de los
15
afloramientos asignados (tanto a la primera subetapa como a la segunda subetapa) a
la primera etapa de Ciclo Andino.
En esta región, la cuenca de trasarco es conocida como la Cuenca de MendozaNeuquén (Charrier et a., 2007) que es el depocentro que se extiende hasta Argentina.
Es posible reconocer al oeste del arco (i.e. en la actual Cordillera de la Costa) otro
depocentro, la Cuenca de Lo Prado, ubicada en una posición de antearco (Charrier et
al., 2007, Figura 2.7).
En la región de estudio, la evolución del arco está representada por la Formación
Horqueta (Piracés, 1977; Anexo A) de unos 1600-1700 m de sucesión continental de
andesitas y rocas volcanoclásticas (Thomas, 1958; Piracés, 1977; Vergara et al.,
1995). Representa alzamiento o incremento de actividad magmática que permitieron
depositación bajo condiciones subaérea. Sobreyace a la Formación Cerro Calera y
yace bajo la Formación Lo Prado (Thomas, 1958; Piracés, 1977; Vergara et al.,
1995) del Cretácico Inferior. La actividad volcánica de Horqueta es contemporánea
con un pulso plutónico en la Cordillera de la Costa al oeste de Santiago (Gana y
Tosdal, 1996).
Estas rocas intrusivas forman un gran batolito compuestos por unidades de dioritas
calcoalcalinas, tonalitas, granodioritas y granitos (Gana y Tosdal, 1996; Godoy y
Loske, 1988; Anexo A). La intrusión de estas unidades ocurrió entre 162 Ma y 156
Ma (Gana y Tosdal, 1996; Godoy y Loske, 1988).
16
Figura 2.6. Ubicación de afloramientos asignados a la primera etapa del Ciclo Andino. (Modificado
de Charrier et al., 2007).
En la cuenca de trasarco, un primer ciclo de transgresión-regresión queda registrado
en la Formación Río Colina (Thiele, 1980; Anexo A) y la Formación Nieves Negras
(Álvarez et al., 1997; Charrier et al., 2002ª; Anexo A) (anteriormente Formación
Leñas–Espinoza, definida por Klohn, (1960) y redefinida por Charrier, (1982)) que
afloran en la Cordillera Principal. Estas formaciones son parcialmente equivalentes a
la Formación Cerro Calera en la Cordillera de la Costa.
La Formación Río Damas (Klohn, 1960; Anexo A) sobreyace a una unidad de yeso
(Yeso Principal o Yeso Oxfordiano; Charrier et al., 2007) equivalente al miembro
medio de la Formación Lagunilla (Aguirre, 1960) que representaría la etapa final de
un ciclo de transgresión-regresión. La Formación Río Damas está constituida por una
sucesión de detritos continentales de color rojo con un espesor cercana a los 3000 m,
con intercalaciones de lavas andesíticas y brechas. Fue depositada en una cuenca
extensional con intenso volcanismo local (Charrier et al., 2007). Los depósitos de
trasarco son cubiertos concordantemente por los depósitos marinos correspondientes
a un segundo ciclo de transgresión-regresión. Estos depósitos han sido interpretados
como resultado de una fase compresiva (fase orogénica Araucaniana o
Kimmeridgiana; Charrier y Vicente, 1972; Aubouin et al., 1973b).
17
Los depósitos marinos de este segundo ciclo tienen 2 depocentros claramente
diferenciados: uno en la parte este de la Cordillera de la Costa y otro en la Cordillera
Principal, mayoritariamente en su lado este (Charrier, 1984; Charrier y Muñoz 1994,
Figura 2.7).
Figura 2.7. Distribución paleogeográfica de las cuencas de antearco y de trasarco, separadas por el
arco. A, cuenca de antearco de Lo Prado; B, arco volcánico Lo Prado-Pelambres; C, Cuenca de
Mendoza-Neuquén. (Modificado de Charrier et al., 2007).
Los depósitos de la cuenca de antearco de Lo Prado (Figura 2.7) están representados
por la Formación Lo Prado (Thomas, 1958; enmend. Piracés, 1976; Anexo A) de
edad Jurásico Tardío a Neocomiano Tardío. Sobreyace, ya sea discordante (Piracés,
1976) o concordante (Rivano, 1996), a la Formación Horqueta y unidades más
antiguas y subyace concordantemente a la Formación Veta Negra (Piracés, 1976;
Nasi y Thiele, 1982; Vergara et al., 1995; Anexo A).
La Formación Lo Prado consiste principalmente en areniscas marinas (algunas de
ellas turbiditas), brechas, conglomerados y depósitos calcáreos en la porción inferior,
y una alternancia de de rocas sedimentarias marinas y continentales con gruesas
intercalaciones volcánicas bimodales en la porción superior. Por su contenido fósil,
se le asigna edad Cretácico Inferior (Neocomiano) (Vergara, 1969; Piracés, 1977;
18
Nasi y Thiele, 1982; Bravo, 2001) y más exactamente, Berriasiano a Valanginiano
(Rivano, 1996). Las lavas de Lo Prado presentan alto Al2O3, bajo MgO, alto K a
shoshoníticas con baja razón inicial de Sr, indicando la existencia de extensión en el
antearco en esos tiempos (Morata y Aguirre, 2003; Parada et al., 2005a).
La Formación Las Chilcas (Thomas, 1958; Anexo A) consiste en una sucesión de
3500 m de espesor de depósitos aluvionales y volcanoclásticos con una gruesa
intercalación calcárea (Rivano, 1996). Yace concordantemente sobre la Formación
Veta Negra (Rivano, 1996) y en discordancia angular sobre la Formación Veta Negra
en la loma El Cepillo y ladera norte del Cerro Horcón de Piedra (Sellés y Gana,
2001). El contacto con la Formación Lo Valle (Thomas, 1958; Anexo A; Figura 2.8)
que la sobreyace, ha sido reportado como concordante, discordante e interdigitado.
Según Gana y Wall (1997) es discordante y la disconformidad representa un hiatus
de 20 Ma. Nasi y Thiele (1982) indican que el miembro inferior de la Formación Lo
Valle interdigita con la Formación Las Chilcas y que su miembro superior descansa
directamente sobre la Formación Veta Negra. Estas observaciones reafirman el
desarrollo de una cuenca extencional, donde la Formación Las Chilcas se deposita y
la existencia contínua de ésta durante la depositación del miembro inferior de la
Formación Lo Valle (Charrier et al., 2007). Bajo este mismo contexto, la
depositación del miembro superior de la Formación Lo Valle sobre la Formación
Veta Negra indicaría que el relieve que forma la cuenca estaría completamente lleno,
ya que la depositación sobrepasa sus márgenes (Charrier et al., 2007).
19
Figura 2.8. Ubicación de los afloramientos asignados a la segunda etapa del Ciclo Andino.
(Modificado de Charrier et al., 2007). En la figura, LV, corresponde a la Formación Lo Valle; Gk,
abreviación de la edad de los intrusivos del Cretácico Tardío.
La edad de las formaciones Veta Negra y Las Chilcas está acotada por las relaciones
de contacto con la Formación Lo Prado (Neocomiano; Rivano, 1996) y el miembro
inferior de la Formación Lo Valle (Campaniano a Maastrichtiano; Gana y Wall,
1997), entregando una edad Cretácico Temprano tardío a Cretácico Tardío temprano.
El volcanismo del arco está representado por intercalaciones volcánicas en los
depósitos continentales y marinos de la Formación Lo Prado (Thomas, 1958; Anexo
A) de edad Jurásico Tardío-Cretácico Temprano y por las intercalaciones volcánicas
en la Formación Lo Valdés (González, 1963; Biro-Bagoczky, 1964; Anexo A). En
estas formaciones, las intercalaciones volcánicas desaparecen hacia el este, indicando
que la fuente de las lavas y sedimentos volcanoclásticos estaba localizado en el oeste
(Charrier et al., 2007).
El arco que originó estos depósitos estaría ubicado al oeste de la actual de la
Depresión Central, cerca del flanco este de la Cordillera de la Costa, lo que queda en
evidencia por la localización de un cinturón de intrusivos Cretácicos (Gana y Tosdal,
1996; Gana et al., 1996). En la latitud de Santiago, los granitoides Cretácico
Temprano en la Cordillera de la Costa que intruyen rocas Paleozoicas y Jurásicas
afloran en la parte este de la Cordillera de la Costa.
20
En la parte oeste de la cuenca Mendoza-Neuquén, el ciclo transgresión-regresión
queda en evidencia por la depositación de una secuencia sedimentaria nerítica a
marina somera, predominantemente calcárea de la Formación Lo Valdés (González,
1963; Hallam et al., 1986; Anexo A).
La regresión final llevó a la depositación de una segunda capa de yeso (Yeso
Secundario o Yeso Barremiano) en la base de la Formación Colimapu (Klohn, 1960;
González y Vergara, 1962; González, 1963; Charrier, 1981; Anexo A) que
corresponden a depósitos continentales con intercalaciones calcáreas que contienen
fósiles que son más jóvenes que la regresión en el final del Neocomiano y se le
puede asignar una edad Aptiano-Albiano (Martínez-Pardo & Osorio 1963).
Como se puede observar, condiciones extencionales prevalecieron en la región en
esta etapa del Ciclo Andino, mostrando evidenciadas entregadas por datos
geoquímicos y por los grandes espesores de las rocas volcánicas del arco y de los
depósitos sedimentarios de trasarco y de antearco. Deformación syn-subducción
ocurre en el arco magmático y en el trasarco. La primera etapa del Ciclo Andino
termina con un pulso de deformación compresiva en el Cretácico Tardío que invirtió
la antigua cuenca de trasarco (Charrier et al., 2007). Los depósitos Jurásico
Temprano a Cretácico Temprano tardío fueron deformados (plegados y fallados),
alzados y erodados. Este episodio corresponde al Fase Subhercyniana o Peruana
(Steinmann, 1929; Groeber, 1951; Charrier y Vicente, 1972; Vicente et al., 1973;
Reutter, 2001). Además, se puede correlacionar con la reorganización de las placas
que causó el desplazamiento hacia el norte de la Placa Farallón y una convergencia
dextral oblicua entre la placa oceánica y la Sudaméricana. A partir de este momento,
movimientos horizontales en fallas orientadas N-S muestran desplazamientos
dextrales. El relleno del trasarco fue invertido formando un sistema plegado y fallado
con vergencia hacia el este (Charrier et al., 2007).
Como resultado de este episodio de inversión, una discordancia regional separa estos
depósitos de los sobreyacentes del Cretácico Tardío, que sería la discordancia que
separa el Periodo de Evolución Andina Temprano y el Tardío de Coria et al., (1982).
21
Después de lo anterior, la organización paleogeográfica cambia, el arco magmático
se mueve hacia el este, una cuenca de antepaís continental se forma al este del arco
en vez de una cuenca de trasarco (en la que se desarrolla el Rift de Salta) y se forma
una amplia región de antearco debido a la migración del arco (Charrier et al., 2007).
En el Cretácico Tardío- Cenozoico temprano ocurre un alza en el nivel del mar que
se manifiesta principalmente en el borde oeste de la Cordillera de la Costa y tiene
poco efecto en el este de Chile, aunque en el flanco este de la Cordillera Principal se
desarrollan las formaciones Saldeño y Malargüe (Bertels, 1969, 1970; Tunik, 2003).
Esta etapa evolutiva de los Andes se caracteriza por episodios compresionales
asociados con intensa actividad magmática, representada por la abundancia de
plutones y depósitos volcánicos de naturaleza andesítica y dacítica-riolítica,
asociados a calderas (Charrier et al., 2007).
En el flanco este de la Cordillera de la Costa, los depósitos del Cretácico Tardío
están representados
por la Formación Lo Valle (Thomas, 1958; Godoy, 1982;
Moscoso et al., 1982b; Rivano, 1996; Gana y Wall, 1997; Bravo, 2001; Anexo A) de
entre 700 a 1800 m de espesor (en la zona de estudio), compuesta de depósitos
piroclásticos con intercalaciones de lavas y sedimentos continentales, que
corresponderían a los depósitos de una fase tardía de un episodio extensional
(Charrier et al., 2007). Se han obtenido edades K-Ar de 70.5+2.5 Ma y 64.6+5Ma
(Vergara y Drake, 1978; Drake et al., 1976), y edades 40Ar/39Ar entre 72.4+1.4 Ma y
71.4+1.4 Ma (Gana y Wall, 1997). Esta formación representa los depósitos del arco
volcánico que se habría desarrollado en el Cretácico Tardío.
El antearco aparentemente formaba un relieve positivo que impidía el ingreso marino
hacia el este durante el Cretácico Tardío y Cenozoico Temprano. Trazas de fisión en
apatito entregan edades Cretácico Tardío en la Cordillera de la Costa, obtenida de
rocas plutónicas y metamórficas Paleozoico Tardía y Triasico Tardío (106+8.6 Ma,
106+7.4 Ma y 98+10 Ma) y del plutón Careu del Cretácico Temprano-Tardío
(91+3.2 Ma
(Gana y Zentilli, 2000), y entre 95.5+5.4 Ma y 82.0+5.6 Ma (Parada et al., 2005a))
sugieren que el antearco estaba elevado y formaba una barrera topográfica.
22
Un tercer evento compresivo ocurre principalmente en el Eoceno cuando la actividad
magmática del ar co o del intraarco termina. Esto ocurrió cerca de los 44 Ma
(Tomlinson y Blanco, 1997a), a los 38.5 Ma (Hammerschmidt et al., 1992) o antes a
estas edades (Maksaev y Zentilli, 1999).
Este evento muestra acortamiento longitudinal y movimientos de rumbo, causado por
la inversión tectónica generalizada del arco (o intraarco), el desarrollo de cuencas
extensionales durante el Paleógeno y la deformación del relleno. La inversión del
arco causó alzamiento de bloques de rocas Paleozoicas que se cabalgan sobre
depósitos Mesozoicos y Paleogenos Temprano (Charrier et al., 2007).
Este episodio de deformación corresponde a la fase Incaica de la evolución andina
(Steinmann, 1929; Charrier y Vicente, 1972; Charrier y Malumian, 1975; Maksaev,
1978; Cornejo et al., 2003; Reutter, 2001), que coincide con el peak de convergencia
asociado con la disminución de la oblicuidad de la convergencia hace unos 45 Ma
(Pilger, 1984; Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza, 1998; Reutter, 2001).
Entre el Paleogeno Tardío y el Presente se desarrolla la última fase de desarrollo de
los Andes y donde éstos alcanzan su presente configuración. Durante esta etapa,
ocurre le alzamiento andino, se desarrollan las unidades morfoestructurales
presentadas en la sección 2.2 de este trabajo, el arco volcánico se ubica en su
posición actual y los depósitos de pórfidos cupríferos post-Incáicos se emplazan
(Charrier et al., 2007).
Las modificaciones en la cinemática y en las tasas de convergencia de las placas
ocurridas en este periodo, causaron variaciones en el régimen tectónico del margen
continental, expresado en el antearco por alzamiento y deformación syncrónica
extensional, compresiva y de rumbo (Hartley et al., 2000).
La paleogeografía estaba caracterizada por el Orógeno Incaico, que se formó durante
la inversión del arco magmático o del trasarco ocurrida en el Paleógeno Temprano.
La inversión y alzamiento del Orógeno Incaico en el Eoceno Medio a Tardío estuvo
controlado por una serie de fallas de tendencia NNE-SSW con vergencia al este y al
oeste. Se desarrollaron cuencas al este y al oeste de los bloques alzados que recibían
23
sedimentos de la erosión de las áreas elevadas, dejando depósitos que afloran en
todas las unidades morfoestructurales, aunque éstos no afloran de forma continua en
la Depresión Central como consecuencia del mayor alzamiento provocado por la
actual subducción del Ridge de Juan Fernández (Charrier et al., 2007).
La Formación Navidad (Darwin, 1846; Tavera, 1979b; Encinas et al., 2003; Finger et
al., 2003; Anexo A; Figura 2.10) aflora en la parte oeste de la Cordillera de la Costa.
Estos sedimentos marinos de edad Mioceno Tardío, depositados en una cuenca de
rápida subsidencia que habría alcanzado profundidades de 1500 m cuando su
miembro basal fue depositado (Encinas et al., 2003).
Al norte de la Formación Navidad, afloran las lavas andesíticas de la Formación La
Patagua (Wall et al., 1996) de edad Mioceno. Podrían ser asociadas con un
lineamiento de orientación NW-SE que ha sido interpretado como una falla de
acomodo relacionada con el desarrollo de una cuenca extensional en la Cordillera
Principal (Rivera y Cembrano, 2000).
Figura 2.9. Ubicación de los depósitos neogenos en la región de estudio. (Modificado de Charrier et
al., 2007)
En la Depresión Central se pueden encontrar depósitos aluviales derivados de la
Cordillera Principal, especialmente bien desarrollados en las bocas de valles de los
ríos. En la zona de estudio, grandes extensiones de tobas de ceniza (Ignimbrita
Pudahuel, Wall et al., 1996; Anexo A) que se asocian a la Caldera Maipo cubren la
Depresión Central (Stern et al., 1984a). Estos amplios depósitos sugieren que estos
flujos piroclásticos cubrieron la parte de la Depresión Central, incluida la cuenca de
Santiago.
24
En la Cordillera Principal, en una cuenca extensional se depositan la Formación
Abanico (Aguirre, 1960; Anexo A), predominantemente volcánica de edad Eoceno
Medio?-Tardío a Mioceno Temprano y la Formación Farellones (Klohn, 1960;
Anexo A) de edad Mioceno Temprano-Tardío. La Formación Abanico consiste en
una sucesión fuertemente plegada de forma local, de cerca de 2000 m de rocas
volcánicas, piroclásticas, volcanoclásticas y sedimentarias, intruidas por intrusivos
subvolcánicos de la misma edad (Vergara et al., 2004). Aflora en 2 cinturones de
orientación norte-sur separados por la Formación Farellones. En su parte oeste, los
depósitos basales de edad 34.3+2.2 Ma sobreyacen discordantes sobre la Formación
Lo Valle del Cretácico Tardío (72.4+1.4 y 71.4+1.4 Ma; Gana y Wall, 1997),
formándose entre ellas un hiatus de 37 Ma. La Formación Farellones es una unidad
casi completamente volcánica, poco plegada, que aflora con una tendencia norte-sur
aproximadamente entre los 32°S a 35°S (Vergara et al., 1988).
Figura 2.10. En gris, la supuesta ubicación de la cuenca de Abanico en la Cordillera Principal.
Además, se presenta la traza de las fallas mayores que controlarían el desarrollo de la cuenca y la
inversión tectónica. (Modificado de Charrier et al., 2007).
La Formación Abanico parece haberse depositado en una cuenca extensional que
sufrió una inversión posterior. Composición geoquímica y datos de madurez termal
que indican una corteza relativamente delgada durante el desarrollo temprano de la
cuenca y un alto flujo de calor durante el enterramiento apoyan un evento extensional
en la corteza. Esta cuenca habría comenzado a formarse hace unos 36 Ma, con una
corteza relativamente delgada que continuó hasta el Oligoceno-Mioceno Temprano.
La contracción habría ocurrido durante y después de la última etapa de depositación
de la Formación Abanico, comenzando antes de los 21 Ma y terminando cerca de los
16 Ma (Charrier et al., 2007), y estuvo controlada por la inversión de las fallas
extensivas asociadas con el desarrollo de la cuenca. Volcanismo y sedimentación
25
ocurrió a lo largo de la cuenca, depositando la Formación Farellones, mientras que en
los bordes este y oeste de la cuenca, inversión y exhumación llevan a la erosión de la
Formación Abanico.
Las edades más antiguas (25 y 21 Ma) de la Formación Farellones se encuentran en
la zona norte de la región de estudio, mientras que las edades más jóvenes para la
base de la Formación Abanico (16.1 Ma) están en el sur, lo que implicaría un
progresión norte-sur del magmatismo y, posiblemente, de la deformación, asociado
con el movimiento hacia el sur del Ridge de Juan Fernández a lo largo del margen
continental.
La cinemática de las fallas que limitan los depósitos de Abanico son consistentes con
la propuesta inversión de una cuenca extensional con desplazamientos verticales de
unos 1000 a más de 200 m. Lo anterior, sumado con la sismicidad superficial bajo la
Cordillera Principal, sugiere que estas fallas contribuyeron significativamente al
alzamiento Andino y estarían involucradas en acomodamientos corticales. Para la
zona de estudio, es posible distinguir las trazas de fallas mayores, la San Ramón,
Chacayes-Yesillo y El Diablo (ver Capítulo 3), ordenadas de este a oeste.
Los depósitos de la Formación Farellones, típicamente cubren a la Formación
Abanico, pero su contacto a sido reportado con discordante (Aguirre, 1960; Klohn,
1960; Charrier, 1973b, 1981b; Thiele 1980; Moscoso et al., 1982b), mientras que
Godoy (1988, 1991), Godoy y Lara (1994) y Godoy et al. (1999) lo reportan como
concordante o pseudoconcordante.
La edad de depositación de la Formación Abanico está restringida a Eoceno Tardío
(Charrier et al., 2002b), por encontrarse restos mamíferos fósiles en las termas del
Flaco, al sur de la zona de estudio (Wyss et al., 1994). La edad de los depósitos
basales de la Formación Farellones corresponde al Mioceno tardío, aunque edades
miocenas tambien han sido reportadas para la parte superior de la Formación
Abanico.
La deformación del relleno de la cuenca produjo depósitos syntectónicos y
disconformidades progresivas, pero estos eventos no suceden en toda la cuenca al
26
mismo tiempo, mientras que el volcanismo y el depósito de sedimentos puede
continuar en la cuenca durante la contracción, por lo que es posible que esta sea una
causa de este traslape de edades entre las formaciones Abanico y Farellones en
algunas áreas (Charrier et al., 2007).
La deformación ocurrió entre los 25.2+0.2 Ma y 16.1+0.5 Ma (Charrier et al.,
2002c). En el Mioceno, durante la inversión de la Cuenca Extensional de Abanico,
movimientos de la Falla San Ramón que constituye el límite entre la Depresión
Central y la Cordillera Principal, provocó cabalgamientos con vergencia hacia el
oeste de la Formación Abanico sobre los depósitos de la Depresión Central.
Plutones miocenos se encuentran esparcidos a lo largo de la Cordillera Principal
(Aguirre, 1960; González y Vergara, 1962; Thiele, 1980; Charrier, 1981b; Kurtz et
al., 1997; Maksaev et al., 2003; Figura 2.11), asociados a pórfidos supergigantes de
Cu-Mo como mena como Río Blanco–Los Bronces y El Teniente, de edad Mioceno
Tardío a Plioceno. La mineralización de estos cuerpos está asociada a zonas de
alteración hidrotermal ligadas a stocks multifase, pipas brechosas y estructuras de
diatremas en rocas de la Formación Abanico (Camus, 1975, 2003; Cuadra, 1986;
Serrano et al., 1996; Vivallo et al., 1999; Skewes et al., 2002; Maksaev et al., 2004).
Figura 2.11. Distribución de los afloramientos de intrusivos cenozoico tardío. (Modificado de
Charrier et al., 2007).
27
El arco volcánico actual yace sobre la parte este de la sector oriental de los
afloramientos de la Formación Abanico, cubriendo las unidades Mesozoicas y
formando la parte norte de la Zona Volcánica Sur (López-Escobar et al., 1995a).
28
3 Estructuras
Como se analizó en el capítulo anterior, en la región de estudio se reconocen 3
grandes dominios morfoestructurales mayores (la Cordillera de la Costa, la
Depresión Central y la Cordillera de los Andes), cada uno con particulares
características estructurales, las que serán detalladas a continuación.
3.1
Cordillera de la Costa
Fallas normales afectan al conjunto de rocas volcánicas de la Cordillera de la Costa y
a los intrusivos del Cretácico Superior que las intruyen. Presentan una orientación
general NW a NE y manteos al este y oeste, generan un desplazamiento relativo ca.
400 m. Se reconoce, además, numerosos lineamientos y fallas de dirección NW-SE,
de gran extensión, en parte coincidentes con los bordes de la depresión de la laguna
de Aculeo (ver mapa fuera de texto). Estas estructuras pertenecen a un conjunto de
lineamientos y fallas de orientación NW a WNW que se extiende hasta la costa, del
cual forma parte la Falla Melipilla (Wall et al., 1996, Yañez et al., 1998).
Figura 3.1. Ubicación de las estructuras principales en la región de estudio.
29
Se identifican 3 grandes fallas de importancia regional que coinciden en el curso
inferior del Río Maipo:
La Falla Melipilla (Figura 3.1), que presenta un rumbo WNW y manteo subvertical
a lo largo del valle del Río Maipo, donde se encuentra cubierta por depósitos
cuaternarios. Esta estructura coincide con una anomalía magnética y gravimétrica
ubicada en niveles intermedios de la corteza superior, la Anomalía Melipilla (Gana et
al., 1994; Yañez et al., 1998). La Falla Melipilla ha sido interpretada como una falla
de rumbo dextral y transpresional, que desplaza parte de la sucesión estratificada
mesozoica e intrusivos paleozoicos y jurásicos (Gana et al., 1996). La interpretación
de los datos geofísicos indica que la Falla Melipilla correspondería a un plano de
despegue que acomodaría la compresión norte-sur que afecta a los plutones jurásicos
al norte de estas fallas contra un bloque rígido reconocido al sur. Esta compresión de
sentido norte-sur estaría condicionada por una tectónica de placas con un estilo de
convergencia oblicua de sentido siniestral durante el Mesozoico (Yañez et al., 1998).
Se reconocen, además, una serie de otras fallas de orientación similar a la Falla
Melipilla y que pertenecen al mismo set estructural. Estas corresponden a las fallas
Marga Marga y Valparaíso – Curacaví (Fig. 3.1). Estas fallas afectan al
basamento paleozoico-jurásico y parte del basamento cretácico, presentan rumbo
NW, son subverticales y también coinciden con anomalías geofísicas (Yañez et al.,
1998). Existen evidencias que indican que las estructuras NNW-SSE tendrían una
historia compleja desde el Triásico Superior y/o Jurásico (Gana et al., 1996).
La Falla Melipilla correspondería al eje de simetría del minioroclino del Río Maipo
(Yáñez et al., 2002) que se relaciona a un cambio en la orientación del borde
continental desde N-S, al norte de los 33º S, a NNE, al sur de los 33º S.
La Falla Río Maipo (Figura 3.1) presenta rumbo NNW y se observa controlando el
curso inferior del río homónimo. Presenta un movimiento normal de edad postpliocena (Gana et al., 1996). A partir de este movimiento, se reconoce un bloque
colgante al suroeste, formado por rocas sedimentarias de la Formación Navidad, y
un bloque yaciente al noreste, formado por rocas intrusivas triásico-jurásicas.
30
La Falla Puangue (Figura 3.1) se extiende con rumbo NNE desde Cerro Minillas,
hasta el sector de cuesta Lo Encañado, donde es interrumpida por la Falla Río Maipo.
Presenta movimiento normal de edad post-pliocena (Gana et al., 1996). A partir de
este movimiento se reconoce un bloque colgante y un bloque yaciente formado por
rocas intrusivas paleozoicas y triásicojurásicas.
3.2
Depresión Central
La Falla Infiernillo, también conocida como falla Los Ángeles (Figura 3.1), pone en
contacto a la Formación Lo Valle con la Formación Abanico y tiene un rumbo y
manteo aproximado N10º E / 80º E (Fock, 2005). La Falla Infiernillo fue descrita
anteriormente como una falla normal (Aguirre, 1957; Fuentes et al., 2002), que
controlaría el límite occidental de la Depresión Central (Aguirre, 1957; Aguirre,
1960; Delucchi, 1973; Padilla, 1981). La Falla Infiernillo podría ser la prolongación
hacia el norte de la Falla de Cerro Renca, la cual se ubica al oeste de la ciudad de
Santiago (Figura 3.1), que pone en contacto la Formación Lo Valle con la Formación
Abanico. Sellés (1999) la interpreta como una falla normal invertida, y
correspondería al límite occidental de la cuenca donde fue depositada la Formación
Abanico. Pone en contacto a la Formación Lo Valle con la Formación Abanico
(Fock, 2005). Al igual que la Falla Infiernillo, esta falla ha sido descrita como una
falla normal (Aguirre, 1957, 1960; Fuentes et al., 2002), que controlaría el límite
occidental de la Depresión Central (Aguirre, 1957; Aguirre, 1960), pero trabajos más
recientes indican que correspondería a una falla normal que posteriormente habría
sido invertida en uno o más eventos deformativos durante el Oligoceno Superior –
Mioceno Inferior y que presenta vergencia al W (Fock, 2005).
La Falla Portezuelo de Chada (Fock, 2005) correspondería a una falla inversa de
vergencia al oeste que monta la Unidad Estratos del Cordón de los Ratones, sobre la
Formación Abanico. Sellés y Gana (2001), dedujeron un movimiento normal para
esta falla.
La Falla San Ramón es considerada el límite entre la Cordillera Principal y la
Depresión Central. Rauld (2002) identificó que la traza correspondería a una falla
31
inversa de vergencia al oeste, reconociendo evidencias geomorfológicas (como
escarpes), además de pliegues asociados al desarrollo de la falla. Sellés y Gana
(2001) reconocen un lineamiento rectilíneo de orientación NS, que ha sido
interpretado como la traza de la Falla Pocuro (Carter y Aguirre, 1965). Trabajos más
recientes indican que correspondería a una falla normal que posteriormente habría
sido invertida en uno o más eventos deformativos durante el Oligoceno Superior –
Mioceno Inferior y que presenta vergencia al W (Charrier et al., 2005; Fock, 2005).
En este lineamiento se han reconocido sedimentos cuaternarios fallados y surgencias
de aguas termales alineadas a lo largo de la traza de la falla (Wall et al., 1999).
3.3
Cordillera de los Andes
Las estructuras mayores tienen un rumbo general aproximado NS, pero presentan
fuertes variaciones en el estilo de deformación y vergencia. Corresponden
principalmente a pliegues asimétricos con ejes de rumbo N – NE y a fallas inversas
de orientación N – NE y con vergencia tanto al este como al oeste, (González, 1963;
Thiele, 1980; Thiele et al., 1991; Charrier et al., 2002, 2005; Fuentes et al., 2002;
Rauld, 2002).
La Falla Laguna Negra (Figura 3.1) descrita por Fock (2005), continua hacia el
norte con el nombre de Falla El Coironal (Ramos et al., 2001). Corresponde a una
falla inversa de vergencia oeste, que corta la Formación Abanico y a filones manto
asociados al Plutón La Gloria (Cornejo y Mahood, 1997).
La Falla Chacales-Yesillo (Figura 3.1) correspondería a una falla inversa de alto
ángulo de vergencia al oeste, con un rumbo de N20°W y un manteo aproximado de
80°E (Fock, 2005). Pone en contacto las formaciones Colimapu y Abanico. A esta
falla se le asocia un pliegue sinclinal por propagación de falla con un flanco oriental
volcado hacia el este (Fock, 2005). Se la puede interpretar como un backthrust
asociado a la Falla El Diablo.
La Falla El Diablo (Figura 3.1), es descrita por Fock (2005) como un corrimiento
inverso de orientación NNE-SSW de vergencia al este de carácter regional, que pone
32
en contacto a la Formación Colimapu con la Formación Lo Valdés y sobre ella
misma. Esta falla pone en contacto rocas mesozoicas con rocas cenozoicas, siendo
una estructura de carácter regional, que sería la continuación hacia el norte del
Corrimiento El Fierro (Davidson, 1971; Godoy, 1991) al sur de los 34°S, y
propagado hasta las nacientes del río Maipo (Palma, 1991; Godoy y Palma, 1990b;
Charrier et al., 2005).
En la parte más oriental de la región de estudio, al este de la Falla El Diablo, se
puede observar una secuencia de fallas, anticlinales y sinclinales de rumbo N-NW,
apretados y volcados con vergencia de preferencia al este, que constituyen la Faja
Plegada y Corrida del Aconcagua, que afecta principalmente a las rocas
Mesozoicas (Thiele, 1980; Ramos et al., 1991; Giambiagi, 2003; Giambiagi et al.,
2002a, 2003b).
33
4 Atracción Gravitacional, Potencial y Anomalía de
Gravedad
4.1
Definiciones
La Ley de Gravitación Universal presentada por Newton en Philosophie Naturalis
Matematica nos dice que la magnitud de la fuerza de gravedad entre 2 masas es
proporcional a cada masa e inversamente proporcional al cuadrado de su separación.
En coordenadas cartesianas (Figura 4.1), la fuerza mutua entre una partícula de masa
m centrada en el punto Q = (x’,y’,z’) y una partícula de masa M en P = (x, y, z) está
dada por:
F=
GMm
,
r2
donde: G = 6.67 x 10-11 N m2 Kg-2 = Constante de Gravitación Universal;
r = [(x - x’)2 + (y – y’)2 + (z – z’)2].
Si consideramos m = 1, hablaremos del campo gravitacional ejercido por la masa M y
en el caso de la tierra corresponderá a “g” = Atracción de Gravedad. Para este caso,
M = Masa de la Tierra; r = Radio de la Tierra.
Entonces, g =
M
.
r2
34
Figura 4.1. Masas M y m experimentando una fuerza gravitacional mutua, la que es proporcional a
∧
M, m y r2. Por convención r apunta desde la fuente gravitacional hacia al punto de observación, que
en este caso está localizado en M.
Como ∇g = 0 , estamos en presencia de un campo conservativo, por lo que puede ser
representado por el gradiente de un potencial escalar.
g ( P ) = ∇U ( P ),
donde U ( P ) = G
m
= Potencial Gravitacional.
r
De esta manera, es posible definir el potencial gravimétrico U como el trabajo
realizado por el campo de gravedad sobre un cuerpo.
Para una distribución de masas como la de la Figura 4.2, el valor de U(P) viene dado
por:
U ( P) = G ∫ dm = G ∫
r
ρ ( x' , y ' , z ' )dV
r
V
,
por lo tanto
∧
g ( P ) = −∇U ( P ) = G ∫
V
ρ ( x' , y ' , z ' ) r
r
2
dV .
35
Figura 4.2. Atracción Gravitacional en un punto P debido a una distribución de densidad
ρ.
Como la fuerza de gravedad varía dependiendo del lugar de la tierra (ya que el radio
de la Tierra no es constante, como tampoco lo es la distribución de masas),
superficies equipotenciales son suaves, pero irregulares. Una superficie equipotencial
de interés es el Geoide, superficie equipotencial descrita por el nivel del mar sin el
efecto de las corrientes marinas, clima y mareas. La forma del geoide está
influenciada por las masas bajo la superficie. Está inflado sobre los excesos de masa
(e.g., montañas o cuerpos enterrados de alta densidad) y está deprimido sobre déficit
de masas (e.g., valles o cuerpos enterrados de baja densidad).
Debido a las complejas variaciones internas de la densidad, es necesario referir el
geoide a una superficie más suave y simple. Por acuerdo internacional, esa superficie
equipotencial es una superficie esferoidal ligada a una tierra uniformemente densa.
Diferencias de altura entre este esferoide y el geoide son generalmente de menos de
50 m y reflejan variaciones laterales del modelo de densidad uniforme. Este esferoide
tiene una forma muy cercana a una elipse de revolución, y por consecuencia, es
llamado elipsoide de referencia. Su forma está descrita por 2 parámetros, el radio
ecuatorial a y el radio polar c (Figura 4.3), y frecuentemente está expresado en
términos de achatamiento (f):
f =
a−c
a
La Tierra es casi esférica, con achatamiento de 1/298.257.
36
Figura 4.3. Parámetros que describen el elipsoide de referencia. a es el radio ecuatorial y c, el radio
polar
La fuerza de gravedad de la Tierra es debida a la masa de ésta y a la fuerza centrífuga
causada por la rotación del planeta. El potencial total del esferoide, entonces, es la
suma de su potencial gravitatorio Ug y a su potencial rotacional Ur,
U = U g + Ur
donde
1
U r = ω 2 r 2 cos 2 λ ,
2
ecuación en la cual ω es la velocidad angular y λ es la latitud (Blakely, 1995).
El potencial de gravedad Ug es armónico fuera del esferoide y es determinado afuera
de éste únicamente por sus valores en la superficie. Ug en la superficie es
determinado completamente por f, a y la masa total de la Tierra. De ahí, sólo estos 3
parámetros más ω son suficientes para encontrar el potencial total U del esferoide en
o sobre su superficie.
Ug viene dado por
∞
γM
∞
⎛a⎞
U g = ∑ n +1 S n (θ ,φ ) =
⎜ ⎟
∑
r n=0 ⎝ r ⎠
n=0 r
1
n ∞
∑ (α
m=0
m
n
)
cos mφ + β nm sin mφ Pnm (θ ) , (Ecuación 4.1)
37
donde M es la masa total, a es el radio ecuatorial, φ es la longitud y θ es la colatitud.
En esta ecuación, los variados términos describen el potencial gravitacional en
términos de un set masas idealizadas (monopolar, bipolar, etcétera) centradas en el
origen, mientras que los coeficientes α nm y β nm , describen la importancia relativa de
cada masa.
Usando elementos de simetría (como la no dependencia de φ , eliminando los
términos con m=0), la ecuación (4.1) se reduce a
Ug =
=
2
⎡
⎤
a
⎛a⎞
M ⎢α 00 P00 (θ ) + α10 P10 (θ ) + α 20 ⎜ ⎟ P20 (θ )⎥
r ⎢⎣
r
⎝r⎠
⎥⎦
γ
2
⎡
⎤
a
⎛a⎞ 1
M ⎢α 00 + α10 cosθ + α 20 ⎜ ⎟ (3 cos 2θ + 1) + ...⎥ (Ecuación 4.2).
r ⎢⎣
r
⎝r⎠ 4
⎥⎦
γ
El primer término de la ecuación (4.2) es el término monopolar, el cual debe igualar
a
γ
r
M . De ahí, α 00 = 0 . El segundo término, el bipolar, debe ser cero, porque su
origen está en el centro de masa. Por lo tanto, α10 = 0 y todos los coeficientes de
grado par deben ser cero por la misma razón. En consecuencia, el tercer término es el
menor término en la serie que describe la salida del esferoide desde una esfera. El
coeficiente α 20 es generalmente expresado en términos del coeficiente de elipcicidad
J2, donde α 20 = − J2. La relación entre J2 con el achatamiento f del esferoide viene
dado por J 2 =
2f −m
= 1.082626 x 10-3 (Blakely, 1995), donde m es el radio de la
3
fuerza gravitacional en el ecuador, dado por
m=
ω 2a3
=3.46775 x 10-3.
γM
Dejando de lado los términos de alto grado de la ecuación 4.2, cambiando la
colatitud a latitud, y sustituyendo Ug en la ecuación U = U g + U r , llegamos al
potencial gravitacional total.
38
U=
Mγ Mγa 2 J 2
1
−
3 sin 2 (λ ) − 1 + ω 3r 2 cos 2 (λ ) (Ecuación 4.3)
3
r
2r
2
(
)
Si el esferoide es aproximadamente esférico, cualquier normal al esferoide será muy
cercanamente paralela a r. Entonces, la gravedad total, normal al esferoide y dirigida
hacia adentro de éste, viene dada aproximadamente por
g0 =
∂U
∂r
Mγ 3 Mγa 2 J 2
= 2 −
3 sin 2 (λ ) − 1 + ω 3r cos 2 (λ ) (Ecuación 4.4)
4
r
2 r
(
)
donde g0 es usado para denotar la gravedad total del esferoide.
La ecuación 4.4 describe la gravedad total del esferoide en cualquier lugar sobre o
fuera del elipsoide en un marco de referencia que se mueve con la rotación de la
Tierra.
Es posible expresar r en términos de de a, λ y f, por lo que la ecuación 4.4 se
transforma en
g0 =
Mγ
a2
⎡⎛ 3
9
⎞ ⎛
⎞ 2 ⎤
⎢⎜1 + 2 J 2 − m ⎟ + ⎜ 2 f − 2 J 2 + m ⎟ sin (λ )⎥ (Ecuación 4.5)
⎠
⎠ ⎝
⎣⎝
⎦
En el Ecuador, la ecuación 4.5 queda expresada como
gE =
Mγ ⎛ 3
⎞
1 + J2 − m⎟ .
2 ⎜
a ⎝ 2
⎠
A partir de gE, sustituyendo su valor en la ecuación 4.5 y reagrupando términos, es
posible llevar g0 a la forma
g 0 = g E (1 + α sin 2 (λ ) + β sin 2 (2λ )) (Ecuación 4.6)
donde, gE es la atracción de gravedad del esferoide en el Ecuador, α y β dependen de
M, f, ω y a.
39
En la Tabla 4.1, se pueden encontrar los valores para los parámetros f, ω, a y J2. El
parámetro Mγ puede ser determinado de manera mucho más precisa que calcular
M y γ por separado.
Tabla 4-1. Parámetros de varios sistemas de referencia geodésicos. Tomado de Chovitz, 1981.
J2
Mγ
gE
Sistema
a, [km]
f
1924-190
6378,388
1/297,0
0,0010920 3,98633x 1014
9,780490
1967
6378,160
1/298,247
0,0010827 3,98603x 1014
9,780318
1980
6378,137
1/298,257 0,00108263 3,9886005x 1014
9,780327
El primer elipsoide de referencia aceptado internacionalmente fue el establecido en
1930 y sus parámetros asociados entregan la siguiente fórmula
(
)
g 0 = 9.78049 1 + 0.00528814 sin 2 (λ ) − 0.0000059 sin 2 (2λ ) ,
conocida como la Fórmula Internacional de Gravedad de 1930, donde g0 está en
m/seg2.
Con la llegada de la tecnología satelital, en 1967 un nuevo elipsoide fue aceptado, el
llamado Sistema de Referencia Geodésico 1967, el cual produjo la Fórmula de
Gravedad Internacional 1967,
g 0 = 9.78031846 (1 + 0.0053024 sin 2 (λ ) − 0.0000058 sin 2 (2λ )) .
Recientemente la Asociación Internacional de Geodesia ha adoptado el Sistema de
Referencia Geodésico 1980, el que lleva al actual campo de referencia, el World
Geodesia System 1984, cuya fórmula esta dada por
g 0 = 9.7803267714
1 + 0.00193185138639 sin 2 (λ )
1 − 0.00669437999013 sin 2 (λ )
.
g0 en todas sus representaciones es comúnmente llamada gravedad teórica o
gravedad normal.
40
4.2
Anomalías de Gravedad
La señal gravimétrica observada en cualquier punto del planeta, está compuesta por
numerosos efectos que enmascaran su efecto y que están determinados por las
variaciones de densidad de la Corteza y el Manto. De hecho, la aceleración de
gravedad en la superficie de la Tierra es de aproximadamente 9.8 m/seg2 (980 Gal),
mientras que las anomalías causadas por variaciones de densidad en la corteza y el
manto superior, son típicamente menores a 10-3 m/seg2 (100 mGal), menos de 0.01 %
de la gravedad observada. Por lo tanto, es posible “descomponer” la señal de
gravedad observada como:
Gravedad observada = Atracción del Elipsoide de referencia
+ Efecto de la elevación sobre el nivel del mar
+ Efecto de la masa “normal” sobre el nivel del mar
+ Variaciones temporales (mareas y deriva instrumental)
+ Efecto de masas que soportan cargas isostáticas
+Efectos de variaciones de densidad de la Corteza y el Manto superior (Ecuación
4.7).
El objetivo de descomponer la gravedad observada, es tratar de aislar el último
término de la ecuación, ya que contiene la información geológica que nos interesa.
Para lograr esto, es necesario introducir a la gravedad observada en cada punto una
serie de correcciones, las que serán descritas a continuación.
41
Figura 4.4. Sección de la litósfera que grafica el modelo usado para explicar las correcciones a la
gravedad observada. La corteza y el manto tienen densidades de 2670 y 3070 Kg/m3,
respectivamente. La montaña está isostáticamente compensada por una raíz cortical. Una masa de
sección cuadrada y de densidad 2970 kg/m3 representa una variación en la densidad debido a la
geología de la corteza superior.
Para ilustrar las contribuciones en la gravedad observada, se utilizará un modelo
simple de litósfera como el mostrado en la Figura 4.4. Este modelo incluye varios
ejemplos de variaciones laterales en densidad: un edificio topográfico, una raíz de
baja densidad que soporta isostáticamente la topografía y un cuerpo denso en la
corteza superior que se extiende sobre y bajo el nivel del mar. La gravedad es
observada en la superficie topográfica a lo largo de un perfil EW y la meta es aislar
la anomalía causada por el cuerpo de alta densidad en al corteza superior.
La primera corrección a la ecuación 4.7 viene dada por la sustracción del efecto de la
gravedad teórica, que corresponde a la atracción gravitacional normal de una Tierra
hipotética que no contiene inhomogeneidades laterales de densidad, dejando un
residuo que refleja variaciones de densidad en la corteza y el manto, efectos de la
altitud, mareas, etcétera (Figura 4.5).
42
Figura 4.5. Sección de la litósfera que muestra la sustracción de la gravedad teórica a la gravedad
observada.
El perfil de gravedad resultante está dominado por una gran anomalía negativa
causada principalmente por el incremento de la altitud del gravímetro mientras el
perfil pasa sobre el edificio topográfico. Esta contribución no está relacionada
directamente a fuentes corticales o mantélicas, sólo reflejan cambios de distancia
entre el gravímetro y el centro de la Tierra.
Las mediciones gravimétricas tomadas a nivel del mar, pueden ser compensadas
directamente con el campo de referencia g0, ya que corresponde al nivel del mar. En
cambio, las mediciones sobre tierra deben ser ajustadas por la elevación por sobre el
nivel del mar.
Si g (r ) representa la atracción gravitacional en el geoide, el valor de la gravedad a
una pequeña distancia h sobre el geoide está dada por la expansión de en series de
Taylor
g (r + h ) = g (r ) + h
∂
g (r ) + ...
∂r
Eliminando los términos de mayor orden y reagrupando los términos, se obtiene
43
g (r ) = g (r + h ) − h
∂
g (r ) .
∂r
Si se asume que la tierra es uniforme y esférica, entonces g (r ) = − M
γ
r2
y la
ecuación anterior se transforma a
g (r ) = g (r + h ) −
2 g (r )
h . (Ecuación 4.8)
r
El último término de la ecuación 4.8 muestra la diferencia en elevación entre g (r ) y
g ( r + h) , que es conocido como la corrección de aire libre g fa , porque es sólo un
ajuste de elevación requerido si no hubieran masas entre el punto de observación y el
nivel del mar. Usando los valores de g y r al nivel del mar
g fa = −0.3086 x 10-5h
(4.9)
donde h es la elevación sobre el nivel del mar. Entonces, aplicando la corrección de
aire libre, se obtiene la anomalía de aire libre dada por
Δg fa = g obs − g fa − g 0 ,
donde g obs es la gravedad observada.
Figura 4.6. Sección de la litósfera después de la corrección de aire libre.
44
La gran anomalía negativa de la Figura 4.2 es causada por el incremento de la altura
del gravímetro sobre el alto topográfico. Sobre este tipo de áreas, la anomalía de aire
libre tiende a alzarse hacia grandes valores, los que causan una frecuente correlación
entre la topografía y la gravedad, como se observa en la Figura 4.6 donde, aunque la
corrección de aire libre ha considerado la elevación del instrumento, no ha
considerado la masa adicional representada por el edificio topográfico. Cabe destacar
que la raíz en la Figura 4.6, que soporta isostáticamente el edificio topográfico,
también produce una componente de la anomalía de aire libre de corta longitud de
onda y de relativa baja amplitud.
Tendiendo en cuenta que las mareas causadas por el sol y la luna tienen la suficiente
amplitud para ser detectadas por un gravímetro como gravedad que varía en el
tiempo. El efecto de las mareas depende del tiempo y de la latitud, es mayor a bajas
latitudes y tiene una componente periódica con período del orden de 12 horas. El
efecto de la marea nunca excede los 3 x 10-6 m/seg2 (0.3 mGal), que es una pequeña
corrección considerando las otras correcciones a la gravedad observada. Para los
efectos de esta memoria, la corrección por mareas la realiza el gravímetro Scintrex
CG-5 Autograv dentro de la captura de datos, por lo tanto, cuando el instrumento
entrega la gravedad observada, esta medida ya viene corregida.
Las correcciones de aire libre y de gravedad teórica ignoran las masas que se existan
entre el nivel de observación y el nivel del mar, pero la corrección de Bouguer si las
toma. La corrección de Bouguer simple (Figura 4.7) aproxima toda masa sobre el
nivel del mar como una placa homogénea de extensión infinita de espesor igual a la
altura del punto de observación sobre el nivel del mar. La atracción de gravedad de
una placa infinita viene dada por
g sb = 2πρh
donde h es el espesor de la placa.
Por lo tanto, obviando la corrección por mareas, la anomalía simple de Bouguer
viene dada por
Δg sb = g obs − g fa − g sb − g 0 .
45
Figura 4.7. Anomalías de Bouguer simple y completa sobre la sección de litósfera. La anomalía de
Bouguer típicamente muestra una correlación inversa con la topografía de gran longitud de onda.
Cabe notar que la anomalía, hasta este momento, refleja el contraste de densidad de
las masas anómalas, con respecto a la densidad “normal”, en vez de las densidades
totales.
La anomalía de Bouguer simple ignora la forma de la topografía, las montañas que se
alzan sobre el nivel de observación “elevan” la medición del gravímetro, pero no son
consideradas por la aproximación de placa infinita, como tampoco lo son los valles
que yacen bajo el nivel de observación, ya que éstos forman “cavidades” dentro de la
placa. Sea cual sea el caso, una corrección simple de Bouguer tiende a
sobrecompensar las mediciones hechas cerca de características topográficas. La
corrección de terreno gt ajusta esta sobrecompensación y es un paso esencial en la
reducción de mediciones hechas en lugares con topografía moderada a extrema. El
resultado es la anomalía completa de Bouguer
Δg sb = g obs − g fa − g sb − g t − g 0 ,
donde el signo de gt es siempre negativo. La corrección de terreno, debe incluir un
término para la curvatura terrestre (e.g, LaFehr, 1991), es tradicionalmente hecha por
aproximación de la topografía por un modelo digital de terreno y calculando la
46
atracción gravitacional del modelo usando forward modeling (Blakely, 1995; Ver
Capítulo 5 de este trabajo) o modelación en el dominio de Fourier (Blakely, 1995).
Aunque la corrección de Bouguer considera los efectos del edificio topográfico, no lo
hace con la raíz de baja densidad que lo soporta isostáticamente. Por esta razón, en la
Figura 4.5 la anomalía es extremadamente negativa, porque los efectos
gravitacionales de la raíz permanecen en la anomalía. Esta es el motivo por el cual la
anomalía de Bouguer sobre los continentes es negativa y positiva en las cuencas
oceánicas, ya que esto es causado por la diferencia de espesor cortical entre los 2
ambientes.
Con el fin de aislar el efecto gravimétrico producido exclusivamente por la
distribución de masas al interior de la corteza, se ha considerado un modelo de escala
continental de densidades 3D bajo el margen andino (Tassara et al., 2006) para
calcular y eliminar el efecto de gravedad generado por la estructura sub-cortical de
densidades.
Tassara et al. (2006) produjeron un modelo de escala litosférica para la estructura de
densidades entre 5ºS y 45ºS. El resultado final de dicho modelo son las geometrías
digitales 3D de la placa subductada, la base de la litósfera continental, la base de la
corteza continental (Moho) y una discontinuidad intracortical que separa corteza
superior félsica de una corteza inferior máfica.
El efecto gravimétrico generado por este modelo de corteza uniforme fue sustraído a
la anomalía de Bouguer para así obtener la Anomalía Residual Cortical (ARC), es
decir la componente de la anomalía gravimétrica debida sólo a las variaciones
laterales de densidad al interior de la corteza continental.
La ARC fue obtenida utilizando un criterio geológico y por tanto representa, de
forma geológicamente robusta y autoconsistente, el efecto gravimétrico generado por
la estructura de densidades al interior de la corteza continental bajo el área de
estudio.
47
5 Forward Modelling
Cuando la toma de datos gravimétricos esté completa, los datos procesados y los
campos regionales han sido removidos apropiadamente, es el momento de iniciar la
interpretación. El problema conceptual es estimar uno o más parámetros de la fuente
a partir del campo gravimétrico observado, incorporando toda la información
geológica, geofísica y otras disponibles.
La técnica de interpretación que será utilizada en este trabajo será la de forward
modelling, que consiste en la construcción de un modelo inicial de la fuente basado
en “intuición geológica y geofísica”. La anomalía del modelo es calculada y
comparada con la anomalía observada y los parámetros del modelo son ajustados de
manera de mejorar el ajuste entre las 2 anomalías. Este proceso 3 partes (ajuste de la
fuente, cálculo de la anomalía, y comparación de las anomalías) es repetido hasta que
las anomalías (observada y calculada) sean lo suficientemente parecidas.
La interpretación, en cualquier caso, será inherentemente no única, pero la
incorporación de información independiente (geológica y geofísica) puede reducir el
set infinito de soluciones matemáticas a un conjunto manejable de modelos, todavía
grande en número, pero, al menos, geológicamente razonables.
5.1
Modelos Gravimétricos
El potencial gravitacional U y la atracción gravitacional g en un punto P debido a un
volumen de masa, cuya densidad ρ , vienen dadas por
ρ
U (P ) = γ ∫ dv (Ecuación 5.1)
r
R
g (P ) = ∇U (Ecuación 5.2)
donde r es la distancia desde P a un elemento de volumen del cuerpo dv, y γ es la
constante de gravitación universal. En lo que sigue, la dirección del eje z es vertical
48
hacia abajo y el arreglo de los ejes x e y usan el sistema de la mano derecha (Figura
5.1).
Figura 5.1. Un cuerpo tridimensional con densidad
ρ (x' , y ' , z ') y de forma arbitraria observado en
∧
el punto
P(x, y, z ) . Vector unitario r apunta desde un elemento de masa a P.
Los gravímetros miden la atracción vertical de la gravedad (i.e., en la dirección en
que crece z), por lo tanto g en coordenadas cartesianas es
g ( x, y , z ) =
( z − z ')
∂U
= −γ ∫ ∫ ∫ ρ ( x' , y ' z ') 3 dx' dy ' dz ' (Ecuación 5.3)
∂z
r
z' y' x'
donde r =
(x − x')2 + ( y − y')2 + (z − z ')2 .
La modelación forward requiere el cálculo repetido de g(x’,y’,z’) usando la ecuación
5.3, simple conceptualmente, pero no tan simple en la práctica. La dificultad viene
dada por aproximar la geología con formas geométricas, donde estas figuras deben
ser simples para poder realizar la integral de volumen de la ecuación 5.3 con
softwares computacionales. Esencialmente, se debe dividir la fuente gravitacional
hipotética en N partes más simples y convertir la ecuación 5.3 en algo parecido a
N
g m = ∑ ρ nψ mn (Ecuación 5.4)
n =1
donde gm es la atracción vertical del m-ésimo punto de observación, ρ n es la
densidad de la parte n y ψ mn es la atracción gravitacional en el punto m debido a la
parte n con densidad unitaria.
49
Para este caso se intenta reproducir el campo observado a través de una estructura
pre-diseñada de cuerpos con geometrías y propiedades físicas, en este caso densidad,
diversas, iterando en un proceso de prueba y error hacia el mejor ajuste entre el
campo observado y el calculado desde la estructura del modelo.
Para realizar lo anterior, a partir de un mapa litoestratigráfico de superficie a escala
1:200.000 (ver mapa fuera de texto) se generará un perfil estructural a lo largo de los
33°45’S (Figura 5.2), ocupando el método Kink para el sector de la Cordillera de la
Costa y la Depresión Central, mientras que el sector de la Cordillera Principal estará
basado en información de rumbos y manteos medidos por CODELCO integrados a la
geometría reportada por Giambiagi y Ramos (2002) para el thrust de Yeguas
Muertas. Información anexa, como datos de localización de hipocentros de sismos
recolectados por el proyecto Anillo ACT18 y de un perfil de MT de la zona del valle
del río Volcán realizada por el proyecto Anillo ACT18, también serán usados como
restricciones al modelo. El modelo de la estructura cortical bajo la zona de estudio
será producido haciendo uso del módulo de modelación directa del software de
modelamiento de campos potenciales ENCOM ModelVision Pro V7.0.
50
Figura 5.2 Modelo Estructural Inicial a los 33°45’S a partir del cual se comenzará la modelación gravimétrica. La línea punteada roja representa la profundidad
del Moho de Tassara et al., (2006).
51
6 Discusión
Antes de comenzar la modelación con el software ENCOM ModelVision Pro V7.0,
es necesario asignar un valor de densidad a las unidades litoestratigráficas que
conforman la estructura presentada en la Figura 5.2. Las densidades asignadas para
cada unidad son recopiladas de Daly (1935) y Johnson y Olhoeft (1984).
A los datos gravimétricos obtenidos por el proyecto Anillo ACT-18 entre los años
2006 y 2008, se le aplican las correcciones señaladas en el capítulo 4 de este trabajo,
obteniendo una Anomalía Residual Cortical (ARC) que es presentada en la Figura
6.1.
Figura 6.1. ARC a los 33°45’S. El eje horizontal muestra la distancia en metros. El eje vertical
muestra el valor de la Gravedad Residual en mGal La linea negra muestra la ARC Observada, la
linea azul muestra la ARC Calculada. Imagen generada por el software ENCOM ModelVision Pro
V7.0.
6.1
Modelo 1: Modelo de Corteza Superior
Después de un proceso de prueba y error, ajustando tanto las geometrías de las
unidades litoestratigráficas, como los valores de densidad asignados a ellas, se
obtiene un primer modelo, que es presentado en la Figura 6.2. Los valores de
densidad finales asignados para cada unidad litoestratigráfica se muestran en la tabla
6.1.
52
Tabla 6-1. Densidad de las unidades litoestratigráficas de la Figura 6.2. Valores obtenidos de Daly
(1935) y Johnson y Olhoef (1984).
Figura 6.2. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en la Figura 5.2.
Leyenda en Figura 6.3. Los valores de densidad correspondiente a cada unidad litoestratigráfica en
Tabla 6.1. El eje horizontal muestra la distancia en metros. El eje vertical muestra el valor de la
Gravedad Residual en mGal. La linea negra muestra la ARC Observada, la linea azul muestra la
ARC Calculada. Imagen generada por el software ENCOM ModelVision Pro V7.0.
53
Figura 6.3. Leyenda de figuras 6.2, 6.4, 6.5, 6.6 y 6.7.
54
Claramente la ARC modelada presentada en la Figura 6.2 muestra un déficit de
gravedad al ser comparada con la ARC observada, lo que implica que el modelo
geométrico y de densidades no representa la verdadera estructura geológica presente a lo
largo de los 33°45’S.
Sin embargo, es posible hacer ajustar de mejor modo ambas señales (la ARC calculada y
observada), agregándole al modelo cuerpos de distintas densidades ubicados en
profundidad. Si lo que necesitamos es alzar la señal en los sectores donde ésta presenta
un déficit gravimétrico, los cuerpos que se introducen al modelo deben tener un
contraste de densidad positivo con respecto a las rocas que lo albergan. En cambio, si lo
que se desea es disminuir la señal, los cuerpos deben tener un contraste de densidad
negativo que las rocas que lo albergan.
Figura 6.4. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en la Figura 5.2.
Leyenda en Figura 6.3. Los valores de densidad correspondiente a cada unidad litoestratigráfica en
Tabla 6.1. El eje horizontal muestra la distancia en metros. El eje vertical muestra el valor de la
Gravedad Residual en mGal. La linea negra muestra la ARC Observada, la linea azul muestra la ARC
Calculada. Cuerpos de color rojos tienen densidades mayores a 2,85 gr/cc; cuerpos de color morado
tienen densidades entre 2,68 y 2,72 gr/cc; cuerpos de color rosado con densidades entre 2,54 y 2,61;
cuerpos de color salmón con densidades menores a 2,54. Imagen generada por el software ENCOM
ModelVision Pro V7.0.
55
La Figura 6.4 presenta un muy buen ajuste entre las ARC calculada y observada. Para
lograrlo, fue necesario introducir al modelo 17 cuerpos densos, de densidades que varían
de menores a 2.54 gr/cc a densidades mayores a 2,84 gr/cc. Es posible asociar estos
cuerpos de distintas densidades a cuerpos igneos intrusivos a partir de los datos
presentados por Daly (1935) y Johnson y Olhoeft (1984). Además Tassara (2006),
presenta mineralogías esperadas para los cuerpos dado sus profundidades de
emplazamiento y sus densidades.
En la Figura 6.4 se interpretará a los cuerpos de color rojo como unidades de gabros (con
densidades cercanas a 3,0 gr/cc), los cuerpos de color morado como unidades de
granodioritas (con densidades entre 2,68 y 2,72 gr/cc), los cuerpos de color rosado como
unidades de granitos (con densidades entre 2,54 y 2,61 gr/cc). Los cuerpos de color
salmón de densidades menores a 2,54 gr/cc, es posible interpretarlos como cuerpos
intrusivos ricos en feldespato potásico (como los ubicados en la Cordillera de la Costa) o
como zonas de fallas, donde las rocas aumentan su porosidad debido al fracturamiento,
por lo que su densidad se ve disminuida (que sería el caso del cuerpo ubicado en la
Cordillera Principal).
Es posible asociar al cuerpo de granodiorita emplazado en el límite de las secuencias
mesozoicas con las secuencias cenozoicas en la parte más occidental de la Cordillera
Principal con la granodiorita La Obra.
Cabe destacar que el ajuste de las curvas en la zona de la Cordillera de la Costa es
notoriamente más deficiente que los que encontramos en la Depresión Central y en la
Cordillera Principal, debido, principalmente, al muestreo gravimétrico. Para el sector de
la Cordillera de la Costa, el muestreo fue de entre 2 a 2,5 Km de distancia entre cada
punto de medición, para la zona de al Depresión Central la separación entre las
mediciones de fue entre 1 a 1,5 Km, mientras que en la Cordillera Principal, la distancia
fue de entre 200 a 250 m. Esto es importante, ya que de la teoría gravimétrica se
desprende que el método no logrará reconocer la influencia en la señal gravimétrica de
56
cuerpos de longitud de onda menor a la separación de 2 mediciones de gravedad. Es
decir, que en la Cordillera de la Costa no será posible reconocer cuerpos más pequeños
que 2 Km, por lo que modelar (por ejemplo) la Formación Navidad, con espesores
estimados máximos de 500 m, será muy complicado, lo que queda reflejado en el ajuste
de las curvas de ARC observada y calculada. Para esta modelación se dejó de lado la
influencia que podría tener dentro de la señal observada, los afloramientos de la
Ignimbrita Pudahuel que están en la Cordillera de la Costa (por alcanzar espesores de
menos de 200 m) y la cubierta sedimentaria que cubre la Depresión Central en le sector
de Santiago, que también presenta espesores que son menores a la densidad de toma de
datos en esta zona.
El modelo muestra un espesor de entre 15 a 20 Km para los depósitos mesozoicos de la
Depresión Central, espesor que disminuye para las unidades de la misma edad que se
encuentran en la Cordillera Principal. El espesor para la cubierta mesozoica sería de
unos 10 Km, pero éstos se verían duplicados por la presencia de cuerpos intrusivos, por
lo que los espesores deben ser menores.
La estructura de la Cordillera Principal muestra una estructura de rampa-flat con
vergencia hacia el este ubicada a una profundidad de 20 Km, que acomodaría la
deformación de las secuencias mesozoicas en una faja plegada y corrida de piel delgada.
Este modelo no considera los aportes a la señal gravimétrica de la corteza inferior.
6.2
Modelo 2: Modelo de Corteza
La Figura 6.5 muestra un modelo que toma en cuenta los aportes de la corteza inferior a
la señal observada. Los valores de densidad finales asignados para cada unidad
litoestratigráfica se muestran en la tabla 6.2.
57
Tabla 6-2. Densidad de las unidades litoestratigráficas de la Figura 6.5. Valores obtenidos de Daly
(1935) y Johnson y Olhoef (1984).
La geometría de la Figura 6.5 está basada en la presentada en la Figura 5.2, pero se ha
modelado un solo cuerpo que representa a las unidades litoestratigráficas de Tobas,
Lavas Andesíticas a Riolíticas; Areniscas y Conglomerados Volcanoclásticos Jurásico y
Calizas, Areniscas, Conglomerados; Rocas Volcánicas Andesíticas, Dacíticas y
Riolíticas Cretácico Inferior. La razón de hacer esto es porque a ambas unidades se les
ha asignado el mismo valor de densidad (2,65 gr/cc).
58
Figura 6.5. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en la Figura 5.2.
Leyenda en Figura 6.3. Los valores de densidad correspondiente a cada unidad litoestratigráfica en
Tabla 6.2. El eje horizontal muestra la distancia en metros. El eje vertical muestra el valor de la
Gravedad Residual en mGal. La linea negra muestra la ARC Observada, la linea azul muestra la ARC
Calculada. Imagen generada por el software ENCOM ModelVision Pro V7.0.
La Figura 6.5 muestra una primera etapa dentro de la evolución de la construcción del
modelo. Aquí se observa que el ajuste entre la ARC observada y la calculada solo
considerando la estructura de la corteza superior, sin considerar un cuerpo de corteza
inferior.
La Figura 6.6 muestra el que ajuste entre la ARC observada y la calcula mejora
notablemente, aunque la ARC calculada está por encima de la señal observada en casi
todo el perfil. Esto implica que el modelo presenta un exceso de densidad en casi toda su
extensión, por lo que es necesario introducir cuerpos de densidades más bajas para
lograr un ajuste mayor entre ambas curvas.
59
Figura 6.6. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en la Figura 5.2.
Leyenda en Figura 6.3. Los valores de densidad correspondiente a cada unidad litoestratigráfica en
Tabla 6.2. El eje horizontal muestra la distancia en metros. El eje vertical muestra el valor de la
Gravedad Residual en mGal. La linea negra muestra la ARC Observada, la linea azul muestra la ARC
Calculada. Imagen generada por el software ENCOM ModelVision Pro V7.0.
Figura 6.7. ARC a los 33°45’S generada por una geometría basada en la presentada en la Figura 5.2.
Leyenda en Figura 6.3. Los valores de densidad correspondiente a cada unidad litoestratigráfica en
Tabla 6.2. El eje horizontal muestra la distancia en metros. El eje vertical muestra el valor de la
Gravedad Residual en mGal. La linea negra muestra la ARC Observada, la linea azul muestra la ARC
Calculada. Cuerpos de color rojos tienen densidades mayores a 2,85 gr/cc; cuerpos de color morado
60
tienen densidades entre 2,68 y 2,72 gr/cc; cuerpos de color rosado con densidades entre 2,54 y 2,61;
cuerpos de color salmón con densidades menores a 2,54. Imagen generada por el software ENCOM
ModelVision Pro V7.0.
La Figura 6.7 nos muestra la etapa final de la modelación, donde se logra el máximo
ajuste entre al ARC observada y calculada, aunque la señal calculada aún se encuentra
por sobre la observada en algunas porciones del perfil. Para lograr esta buena
correlación, fue necesaria la inclusión de 9 cuerpos densos, con densidades que varían
entre 2.58 y 2.72 gr/cc. Daly (1935) y Johnson y Olhoeft (1984) permiten asociar
unidades litológicas a estos cuerpos, por lo que los cuerpos de color morado pueden ser
interpretados como unidades de granodioritas (con densidades entre 2,68 y 2,72 gr/cc) y
los cuerpos de color rosado como unidades de granitos (con densidades entre 2,54 y 2,61
gr/cc). La densidad asignada al cuerpo de corteza inferior es de 2,95 gr/cc, lo que
corresponde a un gabro (Daly (1935); Johnson y Olhoeft (1984)).
Es posible asociar los cuerpos de granodioritas emplazados en el borde oeste de la
Cordillera Principal con la granodiorita de La Obra. El cuerpo granítico ubicado en la
Depresión Central es posible interpretarlo, ya sea como un cuerpo intrusivo JurásicoCretácico que limitan la Cordillera de la Costa con la Depresión Central o bien como
una cámara magmática asociada al arco de Veta Negra. La Figura 6.8 muestra una
sección paleogeográfica compuesta de oeste a este por una cuenca de ante arco, un arco
y una cuenca de trasarco en las que se depositaron las formaciones Lo Prado, Veta
Negra, Los Pelambres y Lo Valdés. Tomando en consideración que los afloramientos
del oeste se encuentran localizados en la Cordillera de la Costa y los del este en la
Cordillera Principal, la parte media de la sección localizada en la Depresión Central está
inferida, por lo tanto, no se conoce la ubicación espacial del arco.
61
Figura 6.8. Sección paleogeográfica entre los 32°S y los 33°S correspondiente a la evolución de los
Andes en el Jurásico Superior - Cretácico Inferior. LPrF, Formación Lo Prado; VNF, Formación Veta
Negra; LPeF, Formación Los Pelambres; LVF Formación Lo Valdés. Modificado de Charrier et al., 2007.
Este modelo presenta los mismos problemas de ajuste en la Cordillera de la Costa que
los que evidenciaba el modelo de corteza superior, atribuibles a las mismas causas que
las entregadas en el modelo 1.
62
7 Conclusiones
Basándose en la geometría presentada en la Figura 6.7, incluyendo la localización de
hipocentros de sismos, y ubicando las trazas de fallas mapeadas en superficie e
interpretadas a partir de información de rumbos y manteos medidos en superficie, se
construye una sección de la corteza (Figura 7.1). En ella es posible reconocer una cuenca
de alrededor de 18 Km en la que se encuentran rocas asignadas al Mesozoico y al
Cenozoico. Las rocas Mesozoicas de la Cordillera de la Costa yacen sobre granodioritas
Paleozoico y Jurásico – Cretácico que constituyen el Batolito Costero o sobre cuerpos
gabroicos en profundidad. Las rocas Mesozoicas de la Cordillera Principal muestran un
nivel de despegue cercano a los 15 Km de profundidad, mostrando una estructura de
rampa-flat con vergencia hacia el este, que acomodaría la deformación de las secuencias
mesozoicas en una faja plegada y corrida de piel delgada.
Figura 7.1. Sección esquemática de la corteza a los 33°45’S. Leyenda en la Figura 6.3. El eje horizontal
muestra la distancia en metros. El eje vertical muestra la profundidad en metros. Las lineas gruesas
negras representan fallas. Los círculos rojos representan la localización de hipocentros de sismos. La
linea punteada azul representa el Moho de Tassara et al., 2006.
Espesores de alrededor de 10 Km para las secuencias cenozoicas en la Cordillera
Principal, que muestran un estilo de deformación diferente a la mostrada por los
depósitos mesozoicos. Estos espesores pueden verse duplicados por cuerpos intrusivos
de composición granítica. La ubicación de estos intrusivos esta controlada por las
mismas estructuras que controlan la deformación de la cubierta cenozoica.
63
La geometría y estructuras presentadas en la Figura 7.1 son consistentes con la
evolución de la Cordillera Principal propuesta por Fock (2005).
Los cuerpos granodioríticos ubicados en el borde oeste de la Cordillera Principal se
asocian con la granodiorita La Obra, lo que le da una continuación en profundidad de
unos 10 a 15 Km.
El cuerpo granítico ubicado en el borde este de la Cordillera de la Costa corresponde a
una cámara magmática relicta del arco volcánico Jurásico Superior – Cretácico Inferior.
No se observa desplazamiento en profundidad de la Falla San Ramón, aunque es posible
asociarla con sismos ubicados en la base de la cuenca.
64
8 Recomendaciones
Para lograr un mejor entendimiento de la estructura en profundidad a lo largo de los
33°45’S, se recomienda lo siguiente:
•
Muestreo sistemático de rocas a las cuales se les medirá la densidad, lo que
permitirá un mejor control a la hora de la modelación.
•
Mejor densidad de puntos de mediciones gravimétricas, para lograr tener una
mejor resolución en la Cordillera de la Costa y la Depresión Central.
•
Continuar la toma de datos gravimétricos más hacia el este, llegando hasta el
basamento Paleozoico expuesto en el lado argentino.
65
9 Referencias
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66
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86
Anexo A. Descripción Litológica de las formaciones que afloran en la zona de
estudio.
A.1 Paleozoico Superior
A.1.1 Estratos de El Paico (Wall et al., 1996)
Litología: Esquistos de protolito sedimentario y tobaceo, con textura foliada crenulada,
ocelar, y en parte, cataclástica, intruidas por granitos paleozoicos. Se encuentran
afectadas por alteración hidrotermal sobreimpuesta. Afloran principalmente en la
localidad de El Paico. En la zona de Pomaire, afloran como xenolitos en las rocas
graníticas paleozoicas, correspondiendo a metareniscas cuarzo-feldespáticas con
estructuras sedimentarias preservadas.
Edad: Mínima Paleozoico Superior, por relación de intrusión.
A.1.2 Rocas Intrusivas
Litología, distribución y relaciones de contacto: Tonalitas y granodioritas de anfíbola
y biotita, predominantemente; monzogranitos de anfíbola y biotita, sienogranitos y
granitos de microlclina rosados y pegmatitas de microclima-cuarzo-epidota-biotita,
subordinadas. Afloran en la Cuesta La Manga, Tantahue y Pomaire. Contienen enclaves
metamórficos. Están intruidas por diques básicos foliados, cuerpos básicos y granitoides
de edad triásica superior, jurásica y cretácica.
Edad: 299 + 10 Ma (Gana y Tosdal, 1996) e isocrona Rb-Sr en roca total de 308 + 15
Ma (Hervé et al., 1988), interpretadas como edad de cristalización. Edades K-Ar en
biotita dentro del intervalo 274-289 Ma (Wall et al., 1996) corresponden posiblemente a
edades de enfriamiento. Y que dicen Parada et al., 2007……
Litología, distribución y relaciones de contacto: Granitos porfídicos de microclima y
biotita y pórfidos tonalíticos de biotita y anfíbola. Afloran en los sectores de Morro del
Guanaco, al sur de Leyda y Cerro Palqui. Intruido por plutones jurásicos y parcialmente
afectados por una zona de deformación milonítica en las cercanías de Leyda.
Edad: Edades K-Ar en biotita de 270 + 6 Ma, atribuida a etapa de enfriamiento
magmático (Wall et al., 1996).
A.2 Triásico
A.2.1 Complejo Metamórfico Valparaíso
Litología: Gneises tonalíticos de biotita, gneises porfiroblásticos de microclima y
migmatitas, con intercalaciones de anfíbolas, de protolito ígneo intrusivo. Afloran entre
Cartagena y el norte de San Antonio. Están instruidos por diques leucocráticos y
pegmatitas de microclima. Deformados en amplios pliegues mesoscópicos, conteniendo
vetillas pegmatíticas.
Edad: Errorcrona Rb-Sr en roca total de 140 + 78 Ma y K-Ar en biotita de 159 + 5 Ma
(Hervé et al., 1998), que corresponderían al último evento termal de qué del Pz porque
en el Mz también hubo eventos termales.
A.2.1 Dioritas gnéisicas de Cartagena (Wall et al., 1996)
Litología, distribución y relaciones de contacto: Dioritas gnéisicas, anfibolitas,
dioritas, dioritas cuarcíferas y gabros parcialmente metamorfizados. Son rocas
calcoalcalinas, metaluminosas, tipo I. presentan foliación gnéisica de orientación oestenoreste con inclinación hacia el sur, y están afectadas por milonitización coplanar a la
foliación gnéisica. Constituyen un plutón de exposición continua entre los esteros
Cartagena y El Sauce. Intruyen a granitoides del Paleozoico Superior, al norte de la zona
de estudio (Gana et al., 1996).
Edad: Edades U-Pb en circones 214 + 1 Ma (Gana y Tosdal, 1996) y K-Ar en anfíbola
de 213 + 10 Ma (Cordani et al., 1976) corresponderían a la edad de crsitalización del
intrusivo. Edades K-Ar en anfíbola de 181 Ma (Irwin et al., 1987), en anfíbola de 145 +
5 (Wall et al., 1996) y 168 + 8 Ma (Cordani et al., 1976), y en plagioclasa 157 + 1 Ma
(Cordani et al., 1976), se interpretan como edades rejuvenecidas por el magmatismo
jurásico.
A.3 Jurásico – Triásico
A.3.1 Rocas Intrusivas
Litología y relaciones de contacto: Sienogranitos de biotita, predominantemente en el
sector norte y monzogranitos de biotita y anfíbola en el sector sur, al este de Rapel. Son
rocas calcoalcalinas muy diferenciadas (70-78 % de SiO2), moderadamente
peraluminosas a peraluminosas, tipo I. Son plutones alargados, que muestran contactos
graduales con granitoides paleozoicos y están cortados por stocks monzodioríticos a
granodioriticos del Jurásico.
Edad: Edades K-Ar en biotita de 184 + 4 Ma, 180 + 4 Ma y 212 + 5 Ma (Wall et al.,
1996).
A.4 Jurásico
A.4.1 Formación Horqueta (Piracés, 1976)
Litología:
Secuencia
volcánica
subaérea
con
intercalaciones
sedimentarias
continentales, constituidas por tobas, lavas andesíticas a riolíticas, areniscas y
conglomerados volcanoclásticos de color pardo rojizo. Está afectada por metamorfismo
de contacto relacionado a intrusitos jurásicos y cretácicos.
Espesor: Aproximadamente 4300 m (Nasi y Thiele, 1982).
Base: Concordante a la Formación Cerro Calera.
Techo: Aparentemente concordante a la Formación Lo Prado.
Edad: Determinada por sus relaciones de contacto de base y techo.
A.4.2 Formación Cerro Calera (Piracés, 1976)
Litología: Predominantemente sedimentaria marina y transicional, constituida por
limonitas y areniscas calcáreas, areniscas y conglomerados volcanoclásticos, areniscas y
conglomerados cuarzo-feldespáticos e intercalaciones de tobas.
Espesor: Máximo 760 m (Nasi y Thiele, 1982).
Base: En parte sobreyace con contacto depositacional a intrusitos paleozoicosy, en parte,
está intruida por granitoides del Jurásico y Cretácico.
Techo: Concordante con la Formación Horqueta.
Edad: Asociación faunística encontrada en niveles de lutitas y areniscas finas, que
incluyen bivalvos y ammonites del Aaleniano superior (Nasi y Thiele, 1982). Estos
autores le asignan una edad tentativa bajociana a los estratos sedimentarios superiores de
esta formación.
A.4.3 Rocas Intrusivas
Correspondiente a las unidades Limache y Peñuelas de Gana et al. (1994a).
Litología, distribución y relaciones de contacto: Tonalitas y granodioritas de anfíbola
y biotita; incluyen a cuerpos dioríticos al norte de Pomaire. Afloran como plutones
alargados en sentido este-oeste y noreste, de 10 13 km de longitud. Intruyen a
granitoides del Paleozoico y a rocas sedimentarias y volcánicas de las formaciones Cerro
Calera y Horqueta, generando zonas de alteración hidrotermal. Intruidas por plutones del
Cretácico. Rocas calcoalcalinas con valores intermedios de potasio, 58-75% de SiO2,
metaluminosas, tipo I.
Edad: Edades K-Ar en biotita entre 155 y 160 Ma (Wall et al., 1996) y en anfíbola 164
+ 8 Ma y 144 + 7 Ma (Wall et al., 1996).
Litología y relaciones de contacto: Granodioritas de hornblenda-biotita, tonalitas y
granitos. Rocas con 71-78% de SiO2, metaluminoso, tipo I. Intruyen a granitoides del
Paleozoico y están cortadas por cuerpos menores dioríticos de anfíbola y hornblenditas
de piroxeno y olivino.
Edad: Edad K-Ar en biotita 158 + 4 Ma (Wall et al., 1996).
Litología, distribución y relaciones de contacto: Tonalitas y granodioritas de
hornblenda-biotita, monzodioritas cuarcíferas y dioritas subordinadas. Contienen 6065% de SiO2. Son rocas calcoalcalinas, metaluminosas a moderadamente peraluminosas,
de tipo I. Afloran como plutones subcirculares, de 2 a 13 km de diámetro. Intruyen a
granitoides del Paleozoico al norte de San Pedro, norte del Estero Las Diucas, Longovilo
y Cerro Guanaco; a granitoides del Triásico Superior-Jurásico al norte del cerro Las
Bandurrias, Cuncumén este de San Pedro.
Edad: Edades K-Ar en biotita de 165 + 4 Ma, 156 + 4 Ma y en anfíbola de 161 + 9 Ma
(Wall et al., 1996).
A.6 Cretácico y/o Jurásico indiferenciado
A.6.1 Rocas Intrusivas
Litología y relaciones de contacto: Pórfidos andesíticos de anfíbola. Conforman un
plutón circular de 600 m de diámetro, asociado a vetas de cuarzo, en contacto con zona
de enclaves magmáticos e intruyendo a granitoides Paleozoicos.
Litología, distribución y relaciones de contacto: Gabros y hornblenditas de piroxeno.
Corresponden a stocks circulares de 700-500 m de diámetro, que intruyen granitoides
paleozoicos y se asocian a zonas de enclaves magmáticos (oeste y noroeste de Pomaire).
A.7 Jurásico Medio
A.7.1 Formación Nieves Negras (Álvarez et al., 1999; 2000)
Litología: Secuencia de areniscas finas a medias con intercalaciones de pelitas negras,
limonitas y brechas subordinadas en su base, con una serie rítmica de niveles gruesos de
areniscas gruesas y niveles delgados de limonita en los niveles superiores (Álvarez et al.,
1997; Charrier et al., 2002b).
Base: No aflora
Techo: Concordante con la Formación Tábanos (Río Colina).
Edad: En base a material paleontológico, se le asigna una edad Bathoniano-Caloviano
Temprano (Álvarez et al., 1997).
Correlación: En la zona de la confluencia de los ríos Espinoza y Las Leñas, Klohn
(1960) denominó a estos depósitos como Formación Leñas Espinoza. Se correlaciona
con con el miembro Santa Elena de la Formación Nacientes del Teno (Klohn, 1960;
Davidson, 1971) y las formaciones Las Lajas, Los Molles y Tres Esquinas en Argentina
(Charrier et al., 2002b).
A.7.2 Formación Río Colina (González, 1963)
Litología: Secuencia sedimentaria marina, compuesta principalmente por calizas y
lutitas calcáreas oscuras, lutitas fisibles finamente estratificadas, areniscas y
conglomerados finos, con algunas intercalaciones de rocas volcánicas andesíticas.
Presenta yeso interestratificado y domos diapíricos de yeso que la intruyen (Fig 3.2).
Espesor: Mínimo visible 800 m.
Base: Aparente concordancia sobre Formación Nieves Negras (Álvarez et al., 1997).
Techo: Concordante con Formación Río Damas.
Edad: Caloviano – Oxfordiano, por fauna fósil.
Correlaciones: Formaciones Tábanos, Lorena, La Manga y Auquilco en Argentina
(Thiele, 1980; Álvarez et al., 1996).
A.8 Jurásico Superior
A.8.1 Formación Río Damas (Klohn, 1960)
Litología: Secuencia continental de conglomerados y brechas conglomerádicas gruesas
a medianas con intercalaciones de areniscas, limonitas, lavas andesíticas y pequeños
niveles de yeso.
Espesor: ~ 3.000 m.
Base: Concordante con Formación Rió Colina.
Techo: Concordante con Formación Lo Valdés.
Edad: Kimmerigdiano, por relaciones de contacto (Thiele, 1980).
Correlaciones: Miembro superior de la Formación Lagunillas (Thiele, 1980). En
Argentina, correlacionable con Formación Tordillo, asignada al Kimmerigdiano (Thiele,
1980; Sruoga et al., 2000; Giambiagi et al., 2003).
A.8.2 Formación Lo Valdés (González, 1963)
Litología: Lavas andesíticas con intercalaciones sedimentarias marinas en su miembro
inferior; calizas, calizas fosilíferas, calcilutitas, lutitas y areniscas calcáreas en su
miembro superior.
Espesor: 1350 m.
Base: Concordante con Formación Río Damas.
Techo: Concordante con Formación Colimapu.
Edad: Tithoniano – Hauteriviano (Biró, 1964; Tavera, 1968; Thiele, 1980; Hallam et
al., 1986).
Correlaciones: Formación San José (Valanginiano), definida por Aguirre (1960) al
norte; al sur con Formación Termas del Flaco (Tithoniano superior-Hauteriviano)
(Thiele, 1980). En Argentina con Grupo Mendoza (Thiele, 1980, Aguirre-Urreta et al.,
1996,1997).
A.9 Cretácico Inferior
A.9.1 Estratos de Horcón de Piedra (Wall et al., 1996)
Litología: Predominantemente lavas y tobas riolítico-dacíticas, y lavas andesíticas
afaníticas y porfíricas.
Base: Aparentemente concordante sobre la Formación Veta Negra en el norte, y sobre la
Formación Lo Prado hacia el sur.
Edad: En Laguna de Aculeo, estratos asignados a esta unidad, están intruidos por
granitoides de edad K-Ar de 80 M (Vergara y Drake, 1979), lo que sugiere que puede
ser asignable al Cretácico Inferior, y probablemente, en gran parte, pueda corresponder a
la Formación Las Chilcas.
A.9.2 Formación Las Chilcas (Thomas, 1958; Vergara et al., (1995))
Litología: Secuencia volcánica y sedimentaria. Su base está compuesta por
aproximadamente 300 m de lavas andesíticas a dacíticas y, en menor medida, por rocas
piro y epiclásticas de similar composición. La parte media de la formación se caracteriza
por un predominio de productos volcánicos ácidos, tanto tobas riolíticas y sus
equivalentes epiclásticos, de entre 100 a 800 m de espesor. Intercalado entre los niveles
bajos a medios se encuentran estratos calcáreos fosilíferos, con restos de ostrácodos,
además de estromatolitos y foraminíferos. Los niveles superiores de la formación
corresponden a aproximadamente 600 m de coladas basálticas y andesito-basálticas de
olivino y piroxenos.
Espesor: 1800 m (máximo).
Base: En discordancia angular sobre la Formación Veta Negra en la loma El Cepillo y
ladera norte del Cerro Horcón de Piedra.
Techo: Discordancia de erosión a la Formación Abanico en las laderas del Cerro
Challay. También subyace en discordancia de erosión a la Formación Lo Valle (Wall et
al., 1999) o concordante según Godoy (1982).
Edad: Una toba de lapilli de la base entregó una edad K-Ar en roca total de 82 + 2 Ma
(Sellés y Gana, 2001), interpretada como edad mínima. Para las lavas básicas de los
niveles superiores se cuenta con edades K-Ar en roca total de 85 + 3 Ma, 81 + 3 Ma, 79
+ 3 Ma y 72 + 3 Ma (Sellés y Gana, 2001), interpretadas como mínimas, dado que
intrusivos que cortan a las lavas han sido datados en 83-89 Ma. Una riolita perteneciente
a los niveles medios entregó una edad U-Pb de 110 + 0.5 Ma. Ambas edades U-Pb se
consideran de cristalización y confirmarían una edad Aptiano-Albiano asignada por
Wall et al. (1999).
A.9.3 Formación Veta Negra (Thomas, 1958; Vergara et al., (1995))
Litología: Rocas volcánicas y, en parte subvolcánica, incluyendo andesitas con grandes
fenocristales de plagioclasa (ocoitas), lavas andesíticas porfídicas y afaníticas e
intercalaciones sedimentarias subordinadas, compuestas por limonitas, areniscas y
conglomerados volcanoclásticos subordinados, además de calizas que contienen fósiles
de bivalvos y gastrópodos sin valor cronoestratigráfico preciso. Está intruida por
granitoides del Cretácico Superior
Espesor: 800 m (máximo).
Base: Concordante con la Formación Lo Prado.
Techo: Discordancia angular con la Formación Las Chilcas.
Edad: La mejor edad del volcanismo es una edad plateau
40
Ar/39Ar en plagioclasa de
119,4 + 1,2 Ma (Aguirre et al., 1999) de una lava ocoítica. Un dique ocoítico emplazado
en la Formación Lo Prado entregó una edad plateau 40Ar/39Ar en plagioclasa de 122,7 +
1,1 Ma, que probablemente representa la edad del magmatismo ocoítico. Edades de entre
92 a 102 Ma en la localidad de Cerro Bustamante, han sido interpretadas como edades
de la mineralogía secundaria (Aguirre et al., 1999).
A.9.4 Formación Lo Prado (Thomas, 1958; emend. Piracés, 1976)
Litología: Unidad sedimentaria marina y volcánica. Su miembro superior es de 1100 m
de potencia promedio, que corresponden a calizas fosilíferas marinas, areniscas y
conglomerados con intercalaciones de rocas volcánicas andesíticas a dacíticas. Su
miembro medio presenta una potencia promedio de 2150 m, está formado por lavas,
lavas brechosas y tobas de composición andesítica, dacítica y riolítica e intercalaciones
sedimentarias subordinadas. El miembro inferior de potencia promedio 1970 m, está
compuesto de areniscas, areniscas calcáreas fosilíferas marinas, lutitas calcáreas,
areniscas y conglomerados, con escasas intercalaciones de lavas andesíticas a dacíticas.
Espesor: Máximo estimado de 5800 m.
Base: Aparentemente concordante con la Formación Horqueta.
Techo: Concordante con la Formación Veta Negra y los Estratos de Horcón de Piedra.
Edad: Faunas fósiles de pelecípodos y ammonites, que en su conjunto, señalan un
intervalo Berriasiano superior-Hauteriviano. Además, se encuentra intruida por plutones
datados en 114-104 Ma.
A.9.5 Formación Colimapu (Klohn 1960; González & Vergara 1962; González
1963; Charrier, 1981b)
Litología: Secuencia continental roja, consistente en areniscas y lutitas, conglomerados
de matriz arenosa, con intercalaciones de tobas, lavas andesíticas y calizas, lateralmete
discontinuas.
Espesor: ~2000 m estimados.
Base: Concordante con Formación Lo Valdés.
Techo: Discordante con Formación Abanico.
Edad: Mínima Albiano por carófitas fósiles; máxima Hauteriviano por edad de
Formación Lo Valdés.
Correlaciones: Formación Cristo Redentor (Aguirre, 1960) en el valle del río
Aconcagua. En Argentina, Formación Diamante y Huitrín (Ramos et al., 1996; Srouga
et al., 2002; Giambiagi et al., 2003a, b).
A.9.6 Rocas Intrusivas
A.9.6.1 Diorita de Portezuelo Los Aromos
Litología: Pórfido diorítico cuarcífero a monzodiorítico con fenocristales de
plagioclaso, anfíbola, biotita y cuarzo, en una masa fundamental intergranular con
biotita y magnetita intersticial.
Edad: No se cuentan con edades absolutas, se asume para este plutón una edad probable
cretácica inferior por situarse en la franja de intrusivos de esta edad en la Cordillera de la
Costa.
A.9.6.2 Plutón del Cordón Mallarauco
Litología y relaciones de contacto: Plutón de tonalitas y granodioritas de anfíbola y
biotita con piroxeno ocasional (58-69% SiO2) de más de 40 km2 de superficie. Intruye a
la Formación Lo Prado e imprime un halo de metamorfismo de contacto y alteración de
aproximadamente 3 km de ancho en los niveles basales y medios de dicha formación.
Edad: Edad K-Ar en biotita de una tonalita de anfíbola entrega una edad de 104 + 5 Ma
(Selles y Gana, 2001), mientras que un monzogranito con edad 40Ar-39Ar en biotita dio
107,24 + 0.62 Ma, ambas consideradas edades mínimas de cristalización. Sin embargo,
intrusivos en continuidad areal registran edades de 91-96 Ma (Gana et al., 1996; Wall et
al., 1999).
A.9.6.3 Diorita Puntilla del Viento
Litología,
distribución
y
relaciones
de
contacto:
Stocks
dioríticos
de
anfíbola+piroxeno a monzodioríticos cuarcíferos de anfíbola y biotita, expuestos al norte
del Río Mapocho. Su contenido de SiO2 es de 46-67%. Intruye a las formaciones Lo
Prado y Veta Negra y, a su vez, es intruido por intrusivos del Cretácico Inferior y
Superior.
Edad: Edades K-Ar en biotitas de 114 + 3 Ma y 111 + 4 Ma (Selles y Gana, 2001),
consideradas edades mínimas de cristalización.
A.10 Cretácico Superior
A.10.1 Formación Lo Valle (Thomas, 1958)
Litología: Tobas andesíticas a riolíticas (flujos piroclásticos ácidos y depósitos de caida,
principalmente) con intercalaciones de lavas y rocas sedimentarias continentales
fluviales y lacustres con restos de troncos fósiles.
Espesor: Varía entre los 700 y 1.800 m (Wall et al., 1999; Fuentes et al., 2000,
Fuentes, 2004).
Base: Discordante por erosión sobre la Formación Las Chilcas.
Techo: Discordante por erosión bajo la Formación Abanico.
Edad: Maastrichtiana superior (Gana y Wall, 1997; Vergara y Drake, 1978) por
dataciones radiométricas.
A.10.2 Estratos del Cordón Los Ratones (Sellés y Gana, 2001)
Litología: Secuencia volcánica y subvolcánica, con intercalaciones sedimentarias
continentales. La base consiste principalmente en tobas de lapilli y brechas piroclásticas,
ambas con clastos andesíticos, además de escasas lavas andesíticas e intercalaciones
sedimentarias de arenitas tobáceas y litarenitas de ca. 0,5 m, y estratos de
conglomerados. Hacia el techo se intercalan, gradualmente, tobas de lapilli y de ceniza
de composición dacítica a riolítica.
Espesor: 450 m aproximadamente (Total).
Base: No aflora.
Techo: Se infiere una relación de discordancia con la Formación Abanico que la
suprayace.
Edad: Aunque existe una ausencia de datos geocronológicos que impide precisar la
edad absoluta, su posible correlación con la Formación Lo Valle, ubicaría a esta unidad
dentro del Cretácico Superior (Thomas, 1958; Wall et al., 1999). Está intruida por stocks
y diques datados en 36 y 22 Ma.
Correlación: Su correlación litoestratigráfica más probable es con la Formación Lo
Valle.
A.10.3 Rocas Intrusivas
A.10.3.1 Unidad La Dormida (Gana et al., 1994)
Litología, distribución y relaciones de contacto: Brecha intrusiva compuesta por
clastos graníticos de grano grueso, con grandes cristales de anfíbol y clastos foliados de
20-30 cm, angulosos a subredondeados. La matriz corresponde a una andesita o dacita
porfídica, con fenocristales de plagioclasa, anfíbola y cuarzo, en masa fundamental de
textura félsica. Aflora al este-norteste de Pomaire. Relacionada a zona de enclaves
magmáticos del Paleozoico-Jurásico-Cretácico.
Edad: Edad K-Ar en roca total de 96 + 3 Ma (Wall et al., 1996).
Litología y relaciones de contacto: Granodioritas y tonalitas de anfíbola-biotitapiroxeno y monzodioritas cuarcíferas. Poseen 55-65%de SiO2, rocas calcoalcalinas de
potasio intermedio, metaluminosas, tipo I. Intruyen a las formaciones del Jurásico y
Cretácico Inferior y a cuerpos plutónicos del Jurásico y Paleozoico, formando zonas de
alteración y de enclaves magmáticos. Poseen susceptibilidad magnética >20 emu x10-4.
Edad: Edad K-Ar en biotita de 92 + 2 Ma (Wall et al., 1996).
Litología, distribución y relaciones de contacto: Pórfidos dioríticos a granodioríticos.
Un pórfido andesítico con fenocristales de plagioclasa y piroxeno poikilíticos con masa
fundamental compuesta por plagioclasa y piroxeno, forma un stock irregular de 1,5 km
de longitud, que aflora en Punta del Guanaco. Un pórfido granodiorítico con
fenocristales de plagioclasa, feldespato potásico y anfíbola; forma un plutón de 3 km de
longitud, expuesto en la localidad de Los Linderos. Otros cuerpos menores comprenden
un pórfido diorítico de piroxeno, ubicado en el sector del Cajón Carmen Alto (Nasi,
1981).
Edad: Edad K-Ar en plagioclasa de 95 + 4 Ma (Wall et al., 1996).
Litología y distribución: Gabros, dioritas de hornblenda y piroxeno y dioritas
cuarcíferas de hornblenda y biotita. Poseen 52-58% de SiO2, constituyen stocks
subcirculares de 0,7-1 km asociados a zonas de enclaves magmáticos al norte de
Pomaire.
Edad: Edad K-Ar en anfíbola 97 + 3 Ma (Wall et al., 1996).
A.10.3.2 Intrusivos hipoabisales abdesíticos y dioríticos
Litología, distribución y relaciones de contacto: Stocks y filones manto porfídicos,
andesíticos y dioríticos de piroxeno y/o anfíbola. Son rocas de textura porfídica con
fenocristales de plagioclasa com piroxeno y anfíbola subordinada inmersos en una masa
fundamental intergranular con epidota y clorita intersticial. De composición
calcoalcalina, metaluminosas, de mediano a alto contenido de potasio (Sellés, 2000) y su
contenido en SiO2 es de 54-63%. Su forma es irregular inferiores a 1 km2 de área de
hasta 250 m de ancho. Afloran en los cerros al sur de Calera de Tango y en la loma Los
Azulillos, al sur de la Laguna de Aculeo. Intruyen a la Formación Las Chilcas.
Edad: Se postulan como equivalentes someros de stocks granodioríticos del Cretácico
Inferior descritos a continuación, por lo que se asume para todos ellos una edad similar a
las de esas rocas (89 a 93 Ma).
A.10.3.3 Stocks monzodioríticos-granodioríticos
Litología, distribución y relaciones de contacto: Stocks de monzodiorita cuarcífera a
granodiorita de anfíbola, biotita y piroxeno, de superficie expuesta de 28 km2. Afloran
en el alto de Catillana, en los cerros al sur de Calera de Tango, en el sector de la mina La
Africana, al oeste de Angostura y en torno a la laguna Aculeo. Intruyen a las
formaciones Las Chilcas y Veta Negra. Rocas calcoalcalinas, metaluminosas de
mediano a alto contenido de potasio, derivadas de la evolución de magmas básicos
(Sellés, 2000).
Edad: Edad U-Pb en circón de 84,6 + 0,4 Ma y edades K-Ar en biotita de 89 + 2 Ma, 86
+ 2 Ma y 83 + 2 Ma (Sellés, 2000), interpretadas como edades de cristalización.
A.11 Paleoceno-Eoceno
A.11.1 Rocas Intrusivas
A.11.1.1 Intrusivos hipabisales dacíticos
Litología, distribución y relaciones de contacto: Stocks porfídicos dacíticos de
piroxeno de hasta 0,3 km2 de exposición. Afloran en el Cerro Negro, sector de Lepanto e
intruyen a los Estratos del Cordón Los Ratones.
Edad: Edad K-Ar en roca total de 36,4 + 1,3 Ma (Sellés y Gana, 2001). Se
correlacionan con un conjunto de intrusivos datados por Wall et al. (1999) entre 64-32
Ma.
A.12 Eoceno-Mioceno Inferior
A.12.1 Formación Abanico (Aguirre, 1960)
Litología: Lavas básicas a intermedias, rocas piroclásticas ácidas y, subordinadamente,
intercalaciones sedimentarias continentales (fluviales, aluviales y lacustres) formando
lentes de hasta ~500 m de espesor (Charrier et al., 2002a, Nyström et al., 2003), plegada
y afectada por metamorfismo pervasivo de muy bajo grado (Aguirre, 1960; Thiele,
1980; Levi et al., 1989). Dispuesta en 2 franjas norte – sur separadas por afloramientos
de la Formación Farellones.
Espesor: ~3000 m estimado, aunque probablemente aumentado por intrusiones de
filones-manto y lacolitos andesíticos (Thiele, 1980).
Base: La franja occidental, se encuentra, ya sea, en contacto por falla con Formación Lo
Valle o concordante con un hiatus de 35 Ma (Gana et al., 1997; Fuentes, 2004). En
Angostura de Paine, se dispone en discordancia de erosión sobre rocas de la Formación
Las Chilcas, con un hiatus de casi 90 Ma (Sellés et al., 2000).
La franja oriental está limitada por una gran falla regional (Falla El Diablo) de los
depósitos mesozoicos (Godoy et al., 1999; Baeza, 1999; Bustamante, 2002; Charrier et
al., 2002a). Localmente, se observa una disposición discordante sobre areniscas rojas
(Charrier et al., 2005) asignadas por Thiele (1980) a la Formación Colimapu.
Techo: Contacto transicional con Formación Farellones, con amplias variaciones tanto
norte – sur, como este – oeste, reportándose tanto discordante como pseudoconcordante
(Charrier et al., 2002a) o concordante o por falla (Godoy et al., 1999).
Edad: Eoceno superior – Mioceno por dataciones radiométricas y fauna fósil (Wyss et
al., 1994; Charrier et al., 1996, 2002a; Gana et al., 1997; Sellés, 1999; Fuentes et al.,
2000; Sellés et al., 2000; Fuentes et al., 2002; Fock, 2005).
Correlaciones: Al sur con la Formación Coya – Machalí definida por Klohn (1960)
(Thiele, 1980; Drake et al., 1982; Charrier et al., 2002a). En Argentina, temporalmente
con Formación Molle, que aflora más al sur (Oligoceno Superior) (Sruoga et al., 2000).
A.12.2 Rocas Intrusivas
A.12.2.1 Granodiorita La Obra
Litología y relaciones de contacto: Granodiorita a monzogranito de biotita y anfíbola
con 70-73% SiO2, que intruye a la Formación Abanico en el borde oeste de la Cordillera
de los Andes. Roca calcoalcalina, con mediano contenido de potasio.
Edad: Dataciones K-Ar en biotita señalan edades de 22 +0,6 Ma y 19 + 1 Ma (Sellés y
Gana, 2001). Kurtz et al (1997), señalan una edad 40Ar/39Ar en hornblenda de 21,6 + 4,9
Ma que se interpreta como edad de emplazamiento del plutón, y edades de enfriamiento
en biotita, plagioclasa y feldespato entre 19,6 y 16,2 Ma.
A.12.2.2 Intrusivos hipabisales intermedios-básicos
Litología y relaciones de contacto: Stocks, cuellos volcánicos, filones manto y diques
que intruyen la Formación Abanico, a los Estratos del Cordón de los Ratones y a la
Formación Las Chilcas. Son cuerpos de hasta 3 km2 de exposición, de composición
intermedia a básica (49-65% SiO2). Se distinguen gabros y dioritas de piroxeno y
anfíbola, basaltos porfídicos de olivino y piroxeno, dioritas cuarcíferas de
piroxeno+anfíbola y pórfidos andesíticos de clino y ortopiroxenos.
Edad: Edad K-Ar en roca total de 22,4 + 1,1 Ma (Sellés y Gana, 2001).
A.13 Mioceno
A.13.1 Formación Farellones (Klohn, 1960)
Litología: Sucesión compuesta de lavas, tobas e ignimbritas con intercalaciones de
brechas. Las lavas manifiestan un claro predominio sobre las tobas y brechas, mientras
que la alternancia de rocas volcanoclásticas más finas, en tramos de 4 a 5 metros,
producen una marcada estratificación en la serie (Thiele, 1980).
Espesor: 2.500 m, aumentado por los numerosos mantos intrusivos y lacolitos del
Mioceno Superior – Plioceno que la intruyen. (Thiele, 1980; Rivano et al, 1990).
Base: Sobreyace a la Formación Abanico entre los 32º S hasta los 35º S. Aunque es
motivo de discusión el tipo de contacto entre ambas formaciones, según las evidencias
más recientes se puede describir como un contacto transicional y con amplias
variaciones tanto norte- sur como este-oeste, reportándose en diversos sectores como
discordante o pseudo-concordante, dependiendo de la reactivación de fallas asociadas a
la inversión tectónica de la cuenca de la Formación Abanico (Godoy et al., 1999;
Charrier et al., 2002a).
Techo: Corresponde a la actual superficie de erosión (Thiele, 1980; Rivano et al., 1990).
Edad: Miocena, de acuerdo a las dataciones radiométricas. En esta formación se
incluyen los estratos de la Formación Colorado – La Parva, sensu Thiele (1980),
definida
inicialmente como Pliocena al correlacionarla litoestratigráficamente con
riolitas pliocenas de la Localidad de Río Blanco (Thiele, 1980), pero que posteriormente,
en base a dataciones K/Ar, Beccar et al., (1986) y Rivano et al., (1991) la incluyen en la
Formación Farellones.
Correlaciones:
Cronológicamente
con
las
Formaciones
Palaoco,
Contreras,
Conglomerados de Tunuyán y Agua de la Piedra en Argentina (Sruoga et al., 2000;
Giambiagi et al., 2001).
A.13.2 Lava Las Pataguas (Wall et al., 1996)
Litología:
Lava
andesítico-basáltica
de
olivino
y
escaso
piroxeno.
Aflora
inmediatamente al sur del río Maipo, en el fundo Las Pataguas.
Base: Cubre granitoides triásico-jurásicos.
Techo: Cubierta parcialmente por conglomerados asignables al Neogeno.
Potencia: 40 m (máxima).
Edad: Edad K-Ar en plagioclasa indican valores de 13,4 + 1,4 Ma y en roca total de
18,8 + 2 Ma (Wall et al., 1996).
A.13.3 Rocas Intrusivas
A.13.3.1 Intrusivos hipabisales andesíticos y dacíticos
Litología, distribución y relaciones de contacto: Stocks y diques porfídicos
andesíticos a dacíticos de anfíbola con 56-72% de SiO2, de hasta 6 km2 de superficie.
Intruyen a los Estratos del cordón de Los Ratones y el nivel inferior de la Formación
Abanico en el cordón Los Ratones y en los cerros al oeste de El Principal (Pirque). Son
rocas con textura porfídica de grano grueso, compuestas por fenocristales de plagioclasa
(An34-46), hornblenda y ocacionalmente piroxeno, parcial o totalmente, transformado en
anfíbola. Presentan un patrón calcoalcalino de bajo a medio potasio.
Edad: Edad K-Ar en roca total de 15 + 1 Ma (Sellés y Gana, 2001). Antecedentes de
cuerpos similares que afloran más al norte de la zona del mapa, señalan edades de 20-17
Ma (Drake et al., 1976; Gana y Wall, 1997)
A.14 Mioceno-Plioceno
A.14.1 Formación Navidad (Darwin, 1846, emend. Gana et al., 1996)
Litología: Secuencia sedimentaria marina fosilífera, medianamente consolidada,
constituida por limolitas, areniscas arcillosas, areniscas de grano muy fino a muy grueso,
bancos de conglomerados, areniscas muy finas grises y bancos de coquinas y calizas.
Potencia: Máxima estimada de 500 m al sur del río Rapel (Tavera, 1979).
Base: Se dispone sobre granitoides paleozoicos y triásico-jurásicos.
Techo: Cubierta por depósitos eólicos, aluviales y suelos cuaternarios.
Edad: El contenido faunístico de la base de la unidad es asignado al Mioceno, los
estratos intermedios de edad miocena superior-pliocena inferior baja, mientras que las
capas superiores abarcarían hasta el Plioceno Superior.
A.15 Pleistoceno
A.15.1 Unidad Volcánica Antigua (Thiele y Katsui, 1969)
Litología: Esqueletos de volcanes extinguidos, formados principalmente de coladas
andesíticas y traquiandesíticas, que afloran principalmente en el área fronteriza,
destacando entre ellos están Volcán Tupungato, Cerro Marmolejo y el cordón del Cerro
Castillo (Thiele, 1980). En el zócalo de la Unidad Volcánica Antigua lo constituyen las
formaciones paleozoicas, mesozoicas y cenozoicas expuestas en la vertiente oriental de
la Cordillera Principal, y no aparece afectada por fallas de importancia regional, sólo por
fallas menores. Aparece sellando todas las estructuras de pliegues y fallas de fines del
Mioceno que caracterizan la región.
Edad: Pleistocena (Thiele, 1980).
A.15.2 Ignimbrita Pudahuel (Stern et al., 1984; Wall et al., 1996)
Litología: Depósito piroclástico de ceniza y lapilli pumíceo, de composición riolítica, de
amplia distribución en la Depresión Central y en los valles aledaños.
Espesor: 10 m expuestos (máximo).
Base: Cubre depósitos aluviales.
Techo: Está disectada por los cursos fluviales, en especial, de los esteros Puangue,
Popeta y del río Maipo, estando cubierta por sus depósitos y por conos aluviales.
Edad: Edad por trazas de fisión es de 450.000 + 60.000 a A.P (Stern et al., 1984).
A.16 Holoceno
A.16.1 Unidad Volcánica Nueva (Thiele y Katsui, 1969)
Litología: Volcanes que presentan manifestaciones históricas de actividad, como el
volcán Tupungatito y el volcán San José. Actualmente se reconocen en ellos
emanaciones fumarólicas y están sobre-impuestos a la Unidad Volcánica Antigua. Están
formados por coladas andesíticas frescas, con intercalaciones de mantos de brechas y
depósitos piroclásticos menores (bombas, lapilli, cenizas), predominantemente oscuras
(Thiele, 1980).
Edad: Holocena (Thiele, 1980).
A.17 Depósitos No Consolidados
A.17.1 Depósitos Aluviales
Sedimentos: Bloques, gravas, arenas, limos y arcillas.
Se ubican principalmente en las zonas de llanuras, comprenden principalmente depósitos
fluviales con depósitos gravitacionales interdigitados (flujos de barro y de detritos).
Hospedan placeres auríferos (Wall et al., 1996).
Sedimentos estratificados, moderadamente consolidados. Hacia las cabeceras están
cubiertos por depósitos coluviales y aluviales de piedemonte. En las zonas proximales a
la salida de las quebradas, predominan asociaciones de barras fluviales. En las zonas
distales, predominan sedimentos de grano fino con lentes más gruesos correspondientes
a facies canalizadas y depósitos de barra. Se intercalan con la Ignimbrita Pudahuel
(Sellés y Gana, 2001).
La petrografía de los materiales clásticos se relaciona con las distintas unidades
litológicas nombradas anteriormente. Son el principal material de relleno de la
Depresión Central y de todos los valles interiores de área de estudio (Thiele, 1980).
A.17.2 Depósitos Lacustres
Sedimentos: Depósitos de limos, arcillas y arenas limosas.
Sedimentos no consolidados, impermeables, ubicados en zonas deprimidas, donde la
napa freática se encuentra a profundidades someras o aflora permanentemente, formando
lagunas. Al sur de Paine, rellenas parcialmente una depresión de ca. 3 km2 ubicada en la
confluencia de los segmentos distales de 3 abanicos aluviales, y que es frecuentemente
afectada por inundaciones en periodos de alta pluviosidad. En torno a la laguna de
Aculeo, un anillo de sedimentos representa depósitos lacustres decantados durante
épocas de mayor extensión de la laguna (Sellés y Gana, 2001).
Finamente laminados, acumulados en lagos formados detrás de algunas morrenas
frontales o de depósitos producidos por desmoronamientos en los valles de los ríos
Colina, Colorado, Maipo y Yeso (Thiele, 1980).
A.17.3 Depósitos Gravitacionales
Sedimentos: Proporciones variables de bloques decimétricos a métricos de diversa
litología, suspendidos en una matriz limo arenosa. Situados en diversos puntos a los pies
del frente montañoso andino y en laderas de alta pendiente. Es posible encontrarlos
cortados por el sistema fluvial actual y parcialmete cubiertos por abanicos aluviales
(Sellés y Gana, 2001). Además, es posible distinguir depósitos resultantes de la
reptación del suelo y talud que producen acumulaciones detríticas importantes en la base
de las pendientes suaves, los primeros, y en la pendientes fuertes, los segundos (Thiele,
1980).
A.17.4 Depósitos Glaciales
Esencialmente morrenas marginales y acumulaciones de detritos provenientes de
glaciales de roca que se pueden encontrar en la mayoría de las cabeceras de los estero
por sobre la cota de 2.500 m s.n.m., en circos glaciares y nichos en las altas cumbres
(Thiele, 1980).
A.17.5 Depósitos Fluviales
Sedimentos: Gravas y Gravas arenosas clastosoportadas y matriz arenosa.
Genéticamente relacionados con cursos fluviales activos. Compuestos por fragmentos de
rocas volcánicas e intrusivas, redondeados a bien redondeados, de baja esfericidad, en
parte imbricados. Representan facies de relleno de canal (Sellés y Gana, 2001).
Sobresalen los depósitos que forman los importantes niveles de terrazas en el valle del
río Maipo. En términos generales, se puede sostener que sobre una cota promedio de
1.500 m s.n.m., los depósitos fluviales gradan a glaciofluviales (Thiele, 1980)
A.17.6 Depósitos Marinos
Sedimentos: Limos, arenas y gravas con niveles coquinoídeos.
Sedimentos no consolidados, marinos a transicionales, constituyen formas aterrazadas
que rellenas valles hasta 15 km hacia el este de la costa actual, a cotas que no superan
los 25 m. En parte, han sido disectadas por procesos aluviales y cubiertas por sus
depósitos. Hospedan yacimientos de sal común (Wall et al., 1996).
A.17.7 Depósitos Litorales y Eólicos
Sedimentos: Arenas y gravas bien redondeadas.
Presentan estratificación plana-horizontal predominante y estratificación cruzada de bajo
ángulo. Dunas activas indican dirección del viento predominante hacia el NNW (Wall et
al., 1996).
A.17.8 Terrazas de Abrasión
Unidades morfológicas de origen marino, labradas en intrusivos paleozoicos y triásicojurásico, y en unidades sedimentarias y volcánicas terciarias, preservadas en la zona
costera.
Gana et al. (1996) reconocieron entre Valparaíso y Las Cruces unidades morfológicas de
abrasión marina entre 40 y 550 m s.n.m. Hacia el sur, entre Las Cruces y Navidad, Wall
et al (1996) reconocieron el mismo tipo de morfologías a cotas variables entre 60 y 290
m s.n.m..
Los autores mencionados reconocen también superficies planas a las que asignan un
origen marino al interior de algunos valles de la Cordillera de la Costa. No diferencian,
ni establecen correlaciones entre distintos niveles.