UNIVERSIDAD DE CHILE FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMATICAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Análisis morfoestructural del frente cordillerano de Santiago Oriente, entre el Río Mapocho y la Quebrada de Macul.

RODRIGO ANDRES RAULD PLOTT

COMISION EXAMINADORA CALIFICACIONES NOTA(nº) (Letras) FIRMA PROFESOR GUIA Sr. JAIME CAMPOS: …………. ………………......... ………...… PROFESOR CO-GUIA Sr. RICARDO THIELE: …………. …………………….. …….…….. PROFESOR INTEGRANTE Sr. ROLANDO ARMIJO: …………. …………………….. ………….. PROFESOR INTEGRANTE Sr. REYNALDO CHARRIER: …………. …………………….. ………….. PROFESOR INVITADO Sr. EDGAR KAUSEL: …………. …………………….. …….…….. NOTA FINAL EXAMEN DE TITULO: ………….. …………………….. …….……..

MEMORIA PARA OPTAR AL TITULO DE GEOLOGO

SANTIAGO DE CHILE ABRIL 2002

A mis padres, Juan y Felícitas,por quién soy

A Carolina,por ser quién es

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RESUMEN DE LA MEMORIA PARA OPTAR AL TITULO DE GEOLOGO. POR: RODRIGO RAULD P. FECHA: 12/04/2002 PROFESOR GUIA: Sr. JAIME CAMPOS

“ANALISIS MORFOESTRUCTURAL DEL FRENTE CORDILLERANO DE SANTIAGO ORIENTE, ENTRE EL RIO

MAPOCHO Y LA QUEBRADA DE MACUL.”

El presente trabajo focalizó su estudio en el sector de Santiago Oriente,

piedemonte cordillerano entre el Río Mapocho y la Quebrada de Macul, donde se ubica el contacto entre dos unidades morfoestructurales características de Chile Central y Sur: Al este, la Cordillera Principal y al oeste, la Depresión Intermedia. El estudio tiene por objetivo identificar los diferentes elementos morfológicos y estructurales asociados al tectonismo reciente del macizo andino, frente a la cuenca de Santiago. La morfología y los depósitos del área de estudio han sido interpretados como resultado de procesos glaciares y de remoción en masa. En la literatura se ha hecho mención de la existencia de una falla a los pies del Cerro San Ramón, la que no ha sido estudiada en detalle.

Para el estudio se confeccionó un mapa geomorfológico en base a fotografías aéreas y satelitales, y posteriormente se realizó trabajo de terreno para afinar detalles en este. Paralelamente se hizo un Modelo Numérico de Terreno con una base topográfica digitalizada 1:50.000. Todo el trabajo se apoyó, también, en una síntesis bibliográfica del material existente.

Gracias al trabajo efectuado fue posible reconocer cuatro unidades morfológicas, una correspondiente a roca fundamental (Formación Abanico), y otras tres compuestas por depósitos sedimentarios cuaternarios. Las dos unidades Cuaternarias más antiguas se encuentran plegadas y falladas. Por otro lado se reconoció el trazado de la falla anteriormente nombrada, llamada Falla San Ramón en este trabajo, junto con su morfología asociada como lo son escarpes y pliegues.

Se ha podido concluir, a partir de las observaciones de este trabajo, que la Falla San Ramón se presenta en toda el área de estudio y que posee una mecánica inversa. Ella es la estructura que controla la morfología del área y, además, existen evidencias de que la falla ha actuado en el Cuaternario reciente. La dinámica depositacional del área de estudio obedece a un régimen más continuo y menos catastrófico que el interpretado por autores anteriores. El sistema del frente cordillerano de Santiago Oriente está, de alguna forma, relacionado con el alzamiento de Los Andes.

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Agradecimientos. A Jaime Campos, por haber propiciado este trabajo, por sus consejos y visión, por confiar en mí. A Ricardo Thiele, por su buena disposición y voluntad, por su comprensión y sus valiosos comentarios. A Rolando Armijo, por haberme enseñado otra forma de enfocar la investigación, por su voluntad y energía para trabajar, por su preocupación. A Reynaldo Charrier y Edgar Kausel por aportar su experiencia. A Sofía Rebolledo, por su interés y por su ayuda con la tortuosa burocracia. A María Rosa Rocco por su eterna buena disposición durante toda la carrera. A ECOS-CONICYT (Proyecto “Nuevos antecedentes sismotectónicos para la reevaluación del peligro sísmico en la Región Metropolitana de Santiago” Nº1998-2-143) por haber financiado dos estadías en Francia, que fueron vitales para la realización de este trabajo. A Mariano Galdames y Jaime Rovira, de CONAMA, y a Guillermo Díaz, de CONAMA Región Metropolitana por el soporte técnico que permitió la realización del Modelo Numérico de Terreno y por facilitar información digitalizada. A Pia Rosetti, del proyecto OTAS, por facilitar la base topográfica digitalizada. A todo el Departamento de Geofísica de la Universidad de Chile, por haberme acogido durante este tiempo. A quienes me autorizaron a ingresar a sus propiedades, en especial a los señores Eduardo De Las Heras y Juan de Dios Vial, y al Ejército de Chile. A mi familia, por su apoyo incondicional en todo momento, su preocupación e interés en mi trabajo, por la ayuda prestada. A Carolina Sambuceti, por haber dicho lo justo en el momento preciso. A mis compañeros Alvaro, Danisa, Germain, Marcia, Miguel, Nicolás y Patricio, por su interés, apoyo y ayuda durante la carrera. A mi amigos Mauricio López, Reinaldo Kuhn y Pablo Pérez. A todos los que de una u otra forma me han ayudado a llegar a este momento.

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Indice.

1.- INTRODUCCIÓN. .......................................................................................................................1

1.1.- Ubicación y accesos. ..............................................................................................................1 1.2.- Formulación del estudio. ........................................................................................................2 1.3.- Objetivos. ...............................................................................................................................3 1.4.- Hipótesis de trabajo................................................................................................................3 1.5.- Método de trabajo. .................................................................................................................3 1.6.- Fisiografía. .............................................................................................................................4 1.7.- Glosario. .................................................................................................................................6

2.- ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS RELEVANTES...........................................................7 3.- GEOLOGÍA. ...............................................................................................................................10

3.1.- Marco Tectónico. .................................................................................................................10 3.1.1.- Régimen de subducción. .................................................................................................10 3.1.2.- Unidades morfoestructurales...........................................................................................12

3.2.- Marco geológico...................................................................................................................14 4.- GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO. ..................................................................................17

4.1.- Estado del arte. .....................................................................................................................17 4.2.- Unidades Morfológicas. .......................................................................................................20 4.2.1.- Roca Fundamental (Formación Abanico). Tsa ...............................................................20 4.2.2.- Unidad Cuaternaria Antigua. Q1.....................................................................................22 4.2.3.- Unidad Cuaternaria Joven. Q2 ........................................................................................29 4.2.4.- Unidad Cuaternaria Reciente. Q3 ...................................................................................35

4.3.- Falla San Ramón. .................................................................................................................37 4.3.1.- La Falla............................................................................................................................37 4.3.2.- Escarpes...........................................................................................................................38 4.3.3.- Otras estructuras asociadas a la falla...............................................................................43 4.3.4.- Reconocimiento de la falla a partir de un Modelo Numérico de terreno [MNT]............43 4.3.5.- Sismotectónica. ...............................................................................................................47

5.- CONCLUSIONES. .....................................................................................................................49

REFERENCIAS. ..........................................................................................................................52

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Tabla de Ilustraciones.

Ilustración 1-1: Area de estudio....................................................................................................... 1 Ilustración 1-2: Modelo numérico de terreno .................................................................................. 4 Ilustración 1-3: Imagen satelital SPOT de Santiago........................................................................ 5 Ilustración 3-1: Marco tectónico de Sudamérica........................................................................... 11 Ilustración 3-2: Unidades morfoestructurales de Chile continental .............................................. 13 Ilustración 4-1: Perspectiva virtual del área al Norte de Quebrada San Ramón ........................... 23 Ilustración 4-2: Corte E-W de la secuencia de Cerro Apoquindo (vista al Sur) ........................... 25 Ilustración 4-3: Perfil A-A' ............................................................................................................ 27 Ilustración 4-4: Perfil B-B' ............................................................................................................ 28 Ilustración 4-5: Perfil C-C' ............................................................................................................ 33 Ilustración 4-6: Croquis esquemático del desarrollo de terrazas en Quebrada de Macul.............. 36 Ilustración 4-7: Ubicación de los perfiles topográficos en Peñalolén ........................................... 39 Ilustración 4-8: Perfiles topográficos a través de los escarpes ...................................................... 40 Ilustración 4-9: Perfil D-D' ............................................................................................................ 42 Ilustración 4-10: Modelo Numérico de terreno ............................................................................. 44 Ilustración 4-11: Detalle del MNT, donde se abarca el área de estudio........................................ 45 Ilustración 4-12: Carta de pendientes del frente cordillerano........................................................ 46 Ilustración 4-13: Perspectiva sobre el área de estudio................................................................... 47 Ilustración 5-1: Posible rol que cumple la Falla San Ramón. ....................................................... 50 Ilustración 5-3: Perspectiva del frente cordillerano enfrentando al valle de Santiago .................. 51

Mapa fuera de texto: Mapa Geológico del área de estudio, escala 1:25000

Tabla de Fotografías.

Fotografía 4.1: Rocas de Formación Abanico en Peñalolén ......................................................... 22 Fotografía 4.2: Detalle de las capas de la Calles General Blanche en Cerro Apoquindo ............. 24 Fotografía 4.3: Capas del Cerro Apoquindo.................................................................................. 24 Fotografía 4.4: Falla inversa en Cerro Apoquindo, Calle General Blanche.................................. 26 Fotografía 4.5: Panorámica hacia el sur desde el Cerro Apoquindo ............................................. 27 Fotografía 4.6: Apariencia de los depósitos de restos detríticos del Cerro Don Tuco. ................. 29 Fotografía 4.7: Depósitos cuaternario antiguo de Altomacul........................................................ 30 Fotografía 4.8: Depósitos de unidad cuaternario joven en sector de Los Dominicos ................... 31 Fotografía 4.9: Perspectiva de los planos levantados al Este de los escarpes ............................... 32 Fotografía 4.10: Vista de los depósitos de la unidad cuaternario joven en Quebrada de Macul... 34 Fotografía 4.11: Depósitos de ceniza en Peñalolén....................................................................... 35 Fotografía 4.12: Vista desde el Sur del cono fosilizado de Quebrada Nido de Águila ................. 38 Fotografía 4.13: Vista del escarpe al Sur de la Quebrada de Macul……………………………...39 Fotografía 4.14: Vista hacia el Este del escarpe al Sur de la quebrada de Macul ......................... 41 Fotografía 4.15: Vista del escarpe más pequeño observado.......................................................... 43

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1.- INTRODUCCIÓN.

1.1.- Ubicación y accesos.

El área de estudio se ubica en el sector de Santiago Oriente, entre el Río Mapocho y la Quebrada de Macul. Está limitada por las coordenadas 33º20’30’’ – 33º31’30’’ latitud Sur, y 70º30’00’’ – 70º34’30’’ de longitud Oeste, aproximadamente, cubriendo un área cercana a los 100 Km2. El extremo Este del área de estudio corresponde a los faldeos rocosos del cordón del Cerro San Ramón, y al Oeste a la parte alta del relleno de la Cuenca de Santiago. (Ilustración 1-1)

Ilustración 1-1: Área de estudio. El recuadro azul señala la ubicación del área de estudio.

Los accesos al área de trabajo son numerosos, ya que la urbanización de Santiago se ha extendido hacia las laderas del frente cordillerano. Calles y avenidas como General Blanche, Valenzuela Puelma, Larraín, Grecia y Quilín, de direcciones E-O, y Padre Hurtado, Álvaro Casanova y Tobalaba, de direcciones N-S, conforman una red que brinda un acceso expedito hacia los faldeos cordilleranos. Más complicado es internarse en los cerros del sector, ya que la mayoría de los terrenos y caminos existentes son de propiedad privada, aunque con autorización es posible acercarse por medio de caminos de tierra. Estos caminos se encuentran principalmente en sectores de La Reina Alta, Antupirén y Quebrada de Macul.

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1.2.- Formulación del estudio.

Cercano al área de estudio de conoce un accidente geológico bastante citado en la literatura geológica, sobre el cual no se han realizado estudios detallados, es la llamada “Falla Pocuro” definida al Norte del área de estudio por Carter y Aguirre (1965), como una falla normal y que se continuaría al sur en la falla que correspondería al límite oriental del “graben extensional” o “fosa tectónica” de la Depresión Central definida por Brüggen (1950). Los autores reconocen un prominente lineamiento en la pendiente Oeste del cerro San Ramón, que en ciertos lugares forma un notorio escalón que correspondería a la traza de la falla, sin embargo los mismos autores reconocen que la traza de la falla no es apreciable inmediatamente al Norte de Santiago, en el sector de El Arrayán y Lo Curro. Hasta el momento no se han realizado estudios específicos sobre ésta.

El nombre de Falla Pocuro fue dado, por los autores anteriormente mencionados, a esta falla que identificaron en el sector de Los Andes al Norte de Santiago. En el presente estudio se propone el nombre de Falla San Ramón a la falla que corre a los píes occidentales del cordón del San Ramón dada la relación que presenta con este macizo montañoso, y también, por que no presenta ninguna relación directa con la Falla Pocuro conocida más al Norte. En el área de estudio la falla presenta características únicas y bien definidas que serán detalladas posteriormente.

Por otra parte, es pertinente referirse a un proceso geológico exógeno muy común en el área de estudio que corresponde a las remociones en masa, especialmente los flujos de detritos. Recientemente, el 3 de Mayo de 1993, ocurrieron 2 eventos de este tipo, a partir de las quebradas San Ramón y de Macul respectivamente, que afectaron seriamente a la población causando 29 muertos y 9 desaparecidos, además de generar cuantiosos daños materiales. Estos hechos fueron analizados y documentados por Naranjo y Varela (1996).

A pesar del potencial peligro geológico que constituye lo anteriormente expuesto, el sector oriental de Santiago ha sufrido un explosivo aumento en la densidad poblacional en los últimos años, con el desarrollo de grandes y nuevos proyectos habitacionales (Peñalolén Alto, Alto Macul, Cousiño Macul, etc.), los que son acompañados por proyectos educacionales (Universidad Adolfo Ibáñez y numerosos colegios), comerciales y de Salud (Hospital Luis Tizné en Peñalolén y el nuevo Hospital Militar La Reina). De acuerdo a esto último, y tomando en cuenta la existencia de construcciones de carácter estratégico, como Hospital de Carabineros DIPRECA, Hospital FACH y el reactor nuclear La Reina, perteneciente a la Comisión Chilena de Energía Nuclear [CCHEN], es clara la necesidad de realizar estudios más específicos orientados a determinar la vulnerabilidad del sector frente a riesgos naturales y caracterizar el tipo de control estructural en el límite entre la Cordillera de los Andes y el Valle de Santiago.

Para tal efecto se está realizando, junto a un equipo compuesto por investigadores de los departamentos de Geofísica y Geología de la Universidad de Chile, y del Laboratorio de Tectónica del Institute de Physique du Globe de Paris [IPGP], un estudio geomorfológico del Frente Cordillerano de Santiago Oriente, con el

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fin de describir y caracterizar la geomorfología de este sector. Esto constituirá la base para futuros trabajos sobre riesgos geológicos en la zona, que permitan asegurar una mejor gestión del uso de los suelos y modificar o actualizar el plano regulador de Santiago Oriente. Este estudio es parte de un proyecto de investigación llamado “Riesgo sísmico en la Región Metropolitana” (proyecto ECOS), para estudiar en conjunto los procesos neotectónicos del frente cordillerano de Santiago Oriente. El trabajo se ha enfocado, por ahora, específicamente en el rol que cumple la Falla San Ramón dentro de este problema y ha evaluado, además, su potencial peligro sísmico.

El presente trabajo se enmarca dentro de este proyecto y es un inicio que busca generar una base de conocimiento geológico para llevar a cabo estudios de mayor detalle en la zona.

1.3.- Objetivos.

El objetivo general de este estudio es Identificar los diferentes elementos morfológicos y estructurales asociados al tectonismo reciente del macizo andino, frente a la cuenca de Santiago. Particularmente, estudiar la estructura de falla citada y analizar su posible actividad reciente.

1.4.- Hipótesis de trabajo.

Escarpes reconocibles en la zona de estudio podrían ser la evidencia en superficie de una falla activa que controlaría la morfología del área caracterizando tectónicamente el dominio erosivo de la Cordillera Principal y el dominio depositacional correspondiente a la Depresión Intermedia (Chorley, 1984). Esta falla sería la anteriormente nombrada Falla San Ramón.

1.5.- Método de trabajo.

Con el propósito de cumplir con el objetivo del presente estudio, se confeccionó un mapa geológico-geomorfológico del sector en estudio, que permitió reconocer la dinámica de esta área.

Durante todo el período de trabajo se realizó una síntesis bibliográfica del material disponible a la fecha.

El mapa se realizó en una base topográfica 1:25.000 (hojas Las Condes, Puente Alto, Instituto Geográfico Militar [IGM] 1975) mediante la interpretación de fotografías aéreas 1:20.000 (1995, Servicio Aerofotogramétrico, Fuerza Aérea de Chile [SAF]) 1:50.000 (1997, SAF) y 1:60.000 (1955, vuelos HYCON, IGM), e imágenes satelitales LANDSAT (1986) y SPOT (1986). Con lo que se reconoció la morfología, principalmente los escarpes y los distintos depósitos de la zona.

Posteriormente, se realizó el trabajo de terreno durante 10 días, en Octubre, en la zona del mapa; después, una jornada de reconocimiento por el valle del Río Molina,

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llegando hasta el centro de ski Valle Nevado, y posteriormente numerosas jornadas de revisión en detalle, en lugares de importancia para el trabajo.

En este trabajo, se describieron afloramientos que permitieron perfeccionar el mapa, y caracterizar los variados tipos de depósitos en la zona. Además se aprovechó de verificar la morfología observada y, donde fue posible hacerlo, se levantaron perfiles topográficos con brújula y huincha allí donde la información topográfica no posee resolución suficiente. Estas últimas actividades permitieron identificar las características de los escarpes presentes en el área.

Paralelamente, se realizó un trabajo con topografía digital 1:50.000 que permitió generar un Modelo Numérico de Terreno [MNT] de la zona de estudio. Mediante el software Arcview versión 3.1 se generó un mapa de pendientes de menor escala que el mapeo, que permitió reconocer el contexto geomorfológico del frente cordillerano Santiago Oriente. Conjuntamente, se realizó una superposición de una imagen satelital SPOT sobre el MNT, usando el software PCI versión 6.3; esta superposición permitió obtener una visión más nítida de la morfología del frente cordillerano.

Para el manejo de fotografías e imágenes satelitales se utilizaron los software Adobe Ilustrator (versión 9.0) y Adobe Photoshop (versión 6.0), además de los programas de información geográfica anteriormente nombrados. La confección del mapa y figuras se realizó completamente con el software Adobe Ilustrator.

1.6.- Fisiografía.

El principal rasgo morfológico del área de estudio (Ilustración 1-2) corresponde al fuerte quiebre de pendiente entre los faldeos del cordón del Cerro San Ramón y los planos suavemente inclinados del valle de Santiago.

Ilustración 1-2: Modelo numérico de terreno que permite apreciar la fisiografía del área de estudio.

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Los faldeos cordilleranos se encuentran por sobre los 950 m s.n.m., y presentan pendientes mayores a 20 grados. Las planicies del valle de Santiago, en la zona de estudio corresponden a un glacis, se encuentran hacia el Este del Canal San Carlos, aproximadamente a 630 m s.n.m., encumbrándose hacia el oriente hasta alcanzar aproximadamente los 950 m s.n.m.

Este glacis se encuentra “cortado” por escarpes dirección Norte-Sur entre las cotas de los 700 y 950 m s.n.m.

Numerosas quebradas se encuentran en el área de estudio (Ilustraciones 1-2 y 1-3), estas descienden por los faldeos cordilleranos y provocan profundas incisiones en la parte superior de las planicies del valle. Por medio de estas se transportan los sedimentos que son depositados al llegar a éste último, generando abanicos aluviales, los que al interdigitarse lateralmente forman un piedemonte. Las quebradas de mayor importancia son las de San Ramón y de Macul.

Ilustración 1-3: Imagen satelital SPOT de Santiago. En azul están marcadas las hoyas de las numerosas quebradas de la zona.

Otro punto a destacar de la zona son los cerros Calán, Apoquindo y Los pirques, que se elevan sobre la superficie del relleno y cuyas cumbres aparecen aisladas del relieve montañoso.

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1.7.- Glosario.

Abanicos aluviales: Conos bajos con su ápice en la desembocadura de una quebrada o cañón. Se forman por una rápida pérdida de competencia de un curso de agua en la desembocadura, por ejemplo: un cambio de gradiente, pérdida de profundidad en el curso, infiltración, etc. Son formados por depósitos de flujos de detritos, coluviales y aluviales, en especial gravas.

Cerros islas: Son cerros parcialmente cubiertos por depósitos detríticos o aluviales, emergiendo de ellos a manera de una isla.

Coluvio: Material que se encuentra en proceso de transporte gravitacional en una pendiente.

Conos aluviales: abanicos aluviales de pendiente fuerte.

Cono coluvial: depósito de base de pendiente cuyos elementos han sufrido escaso transporte.

Detrito: Resultado de la descomposición de una roca sólida en partículas.

Escarpe: Declive áspero del terreno.

Glacis: Forma de relieve que consiste en una superficie plana y poco inclinada.

Pedimento: Glacis que yace a los pies de una montaña. Compuesto por roca basal recubierta por depósitos producto de erosión y depositación de arroyos (típicamente efímeros) principalmente por grava en tránsito hacia niveles más bajos. Esta forma es común en zonas áridas.

Piedemonte: Zona con pendiente generalizada suave formando un glacis al pie de una cadena montañosa o de un macizo. Constituida esencialmente por acumulaciones detríticas producto de la erosión de los relieves vecinos.

Remoción en masa: Término genérico que se refiere a todos los movimientos gravitacionales de detritos provenientes de la meteorización de una roca. Éste implica que ningún medio de trasporte (por ejemplo: agua o hielo) está involucrado. Si bien el agua está excluida por definición del proceso de transporte, frecuentemente es un factor que propicia la generación de estos.

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2.- ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS RELEVANTES.

Si bien pocos estudios se han realizado en el área que cubre este trabajo, a partir de la segunda mitad del siglo pasado y hasta el presente se han efectuado numerosos trabajos que son de interés para este estudio 1 , pese a no ubicarse directamente en el área o de ser de mucho menor escala.

Brüggen (1950 a) describió la geología del valle de Santiago y se refirió a él como una fosa tectónica extensional limitada por dos fallas Norte-sur. Describió el frente occidental del cerro San Ramón como “descompuesto en grandes facetas triangulares” y sería el lugar donde la falla principal oriental muestra su mejor desarrollo. Además mencionó el hecho de que sobre la línea de falla existen alrededor de una docena de vertientes termales.

Brüggen (1950 b) describió la morfología y los depósitos de la quebrada de Macul en su desembocadura a la depresión intermedia. Confirió a los depósitos un carácter principalmente morrénico y se refirió a la falla de piedemonte como normal.

Karzulovic (1957) describió los sedimentos que rellenan la Cuenca de Santiago sobre la base de información superficial como también de la obtenida a partir de la construcción de pozos. Expresó que el relleno está compuesto principalmente por material de acarreo correspondiente a tres períodos glaciales de características morrénicas, intercalándose otros tantos interglaciales principalmente aluviales. Reconoció espesores mínimos de los sedimentos a partir de la información de los pozos, siendo éstos para Las Condes del orden de 100 m y para Macul (Peñalolén) unos 200 m. Los sondajes más profundos realizados a la fecha se encontraban hacia el centro y poniente de la cuenca de Santiago.

Tricart (1963) intentó realizar una estratigrafía de los rellenos de Santiago describiendo los depósitos que lo conforman y su morfología. Reconoció una exageración por parte de autores anteriores en cuanto a la extensión de los glaciales cuaternarios, los que han malinterpretado como morrenas los cerros de Apoquindo. En este trabajo señaló que los movimientos tectónicos que han originado fallamiento en cerros de Apoquindo y en La Reina continúan hasta el Cuaternario reciente. Reconoció también capas de ceniza volcánica en diversos sectores de Santiago.

Tricart et al. (1965) realizó un completo informe acerca de la geomorfología y su relación con las aguas subterráneas en Santiago, reconoció en el sector de piedemonte algunos escarpes que explicó como resultado del basculamiento de los depósitos más antiguos, ya que éstos se ubicarían en una zona de flexura.

1Otros estudios en el área fueron consultados pero de acuerdo a sus objetivos no aportan

antecedentes para los propósitos del presente trabajo, estos son, entre otros: Araya et al. (1976), Rojas (1977), Valenzuela (1978), A y C Consultores (2000).

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Carter y Aguirre (1965) realizaron un estudio estructural y geológico de la provincia de Aconcagua y su relación con el “graben extensional” de la Depresión Intermedia. En este estudio nombró la falla al Norte del límite oriental del graben como falla Pocuro, asignándosele a una tectónica terciaria y estimándole desplazamientos del orden de 2.000 metros.

Emparán (1966) realizó un estudio geológico del pozo más profundo realizado en Santiago a esa fecha (430 m) ubicado en Pudahuel. Los materiales encontrados son en general de granulometría fina, que consisten en depósitos sedimentarios de origen lacustre, fluvial, eólico, glacial y presumiblemente corrientes de barro. Señaló la existencia de tres niveles de cenizas que asoció a distintos eventos volcánicos.

Borde (1966) estudió la geomorfología de los Andes de Santiago, reconociendo que los movimientos que han alzado los Andes se han producido durante el Terciario, pero que, en algunos casos, se han mantenido durante el Cuaternario. Reconoció la presencia de la falla a los pies del cordón del San Ramón.

Meinardus (1967) analizó por medio de sondajes eléctricos el espesor de sedimentos en Las Condes. Concluyó que el espesor de sedimentos corresponde a unos 300 m, que el Cerro Los Pirques está constituido por roca fundamental a poca profundidad y que el Cerro Apoquindo consiste en acumulaciones sedimentarias. En este trabajo se describió un pozo perforado por CORFO, en Las Condes camino a El Arrayán, que alcanza una profundidad de 257 m sin llegar a la roca fundamental.

Stern et al. (1984) Estudió los depósitos de cenizas y pómez correspondientes a flujos piroclásticos en la Depresión Intermedia. Estos depósitos corresponden a riolítas, y son atribuidos a una erupción, o varias cercanamente espaciadas, ocurridas hace 450.000 ± 60.000 años en el complejo volcánico del Maipo. El espesor de estos depósitos es del orden de decenas de metros en el sector de Pudahuel y se encuentran en vastos sectores de la Región Metropolitana y la VI Región.

Garrido (1987) realizó una estimación de los peligros geológicos para el Oriente de Santiago. En este estudio concluyó que los peligros mayores del sector corresponden a fenómenos de inundaciones y remociones en masa.

Lavenu et al. (1994) reconoció evidencias de deformación que responderían a esfuerzos de tipo comprensivo en la Depresión Intermedia de Chile. Particularmente, el trabajo describe fallamiento inverso en terrazas del Río Maipo.

Naranjo y Varela (1996) realizaron un completo informe sobre los eventos de flujos de detritos que afectan el sector Oriente de Santiago el 3 de Mayo de 1993. Describieron los factores climáticos, geológicos y geomorfológicos que causaron estos fenómenos, así como las consecuencias y depósitos resultantes de éstos. Reconocieron la frecuente ocurrencia de eventos de flujos de detritos en el área de estudio, particularmente en las quebradas de Macul y de San Ramón. Las unidades geológicas usadas en este trabajo son de Varela (1991).

Sepúlveda (1998) desarrolló una metodología para evaluar el peligro de flujo de detritos en ambientes montañosos, aplicándola a la quebrada de Lo Cañas. Describió

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características geológicas y geomorfológicas de la quebrada, que se encuentra inmediatamente al Sur del área de este trabajo. Reconoció evidencias de fallamiento en la zona de estudio, como fracturamiento de la roca y grietas rellenas por minerales.

Sellés (1999) estudió la estratigrafía y geoquímica de la formación Abanico en el cuadrángulo Santiago. En este trabajo también describió los depósitos no consolidados presentes en el área de los cerros de Calán y Apoquindo, reconociendo que éstos han sido afectados por actividad tectónica.

Araneda et al. (2000) efectuó un estudio gravimétrico, en el que se estima el espesor sedimentario que cubre el basamento de la cuenca de Santiago. Encontrando los mayores valores en los extremos oriente y occidente de la cuenca de Santiago, con valores por sobre los 500 m. Se reconoció, además, que los menores espesores están al centro del valle y corresponden a un cordón rocoso que es la continuación del cerro San Cristóbal hacia al Sur.

Wall et al. (2001), en este trabajo se dataron biotitas pertenecientes a muestras de la Ignimbrita Pudahuel por el método 40Ar/39Ar, llegando a edades de 2,3±0,3 Ma y 2,2±0,3 Ma, valor que contradice al determinado anteriormente por Stern et al. (1984).

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3.- GEOLOGÍA.

3.1.- Marco Tectónico.

3.1.1.- Régimen de subducción.

Chile se ubica en un margen convergente de placas tipo océano-continente donde la Placa Oceánica de Nazca subduce a la placa Continental Sudamericana bajo su margen occidental (Uyeda,1979). (Ilustración 3-1)

La subducción se reconoce activa por lo menos desde el Jurásico (Mpodozis y Ramos, 1989), pero su régimen ha variado en el transcurso del tiempo geológico, proponiéndose diferentes escenarios para las distintas épocas de las que se tiene registro. Estos escenarios también varían de acuerdo a cada zona particular de Los Andes, reconociéndose una segmentación andina bien documentada (Pilger, 1981; Mpodozis y Ramos, 1989; Godoy, 1994; Ramos, 1999), ver ilustración 3.1. Se ha propuesto una compleja evolución para cada sector.

El área de estudio se ubica en una zona de transición entre dos segmentos de Los Andes centrales (segmentos B y C según Mpodozis y Ramos,1989). Estos presentan las siguientes diferencias en la geometría de subducción (Mpodozis y Ramos, 1991; Jordan et al. 1993; Godoy y Lara,1994; Pilger,1981; Ramos,1999):

En el segmento Norte, entre los 27º y los 33º, llamado segmento de subducción subhorizontal, la zona de Wadati–Benioff bajo el continente con una pendiente media de 25º E hasta aproximadamente 60 Km de profundidad. Bajo esta profundidad va disminuyendo su pendiente hasta casi cero a los 100 Km de profundidad y sigue una trayectoria casi subhorizontal por más de 300 Km desde donde continúa su descenso en el manto con una pendiente media de 25º E (Pardo, 2000; Ramos,1999)

En el segmento Sur, entre los 33º y 36º S, la zona de Wadati –Benioff mantea unos 30º hacia el Este aumentando progresivamente su inclinación con la profundidad (Barazangi, 1976; Ramos, 1999).

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Ilustración 3-1: Marco tectónico de Sudamérica. A) Segmentación del margen de subducción, volcanismo y posición de la fosa, B) Isobatas de la Placa de Nazca, C) Isopletas de espesor litosférico. (modificado de

Thorpe et al., 1982)

Producto de lo anterior en el segmento Norte son apreciables las siguientes características:

La costa Oeste de la placa Sudamericana tiene un rumbo aproximado NS.

No se aprecia el desarrollo de una depresión central, en cambio se presentan valles transversales en el antearco.

No hay registro de volcanismo cuaternario.

El levantamiento, en el antepaís, de las Sierras Pampeanas (Jordan et al.,1983)

Una intensa sismicidad cortical superficial.

Mientras que el segmento Sur se aprecia que: La costa Oeste y la fosa que le acompaña cambian su rumbo a N20E.

Se observa el desarrollo de una depresión central en el antearco.

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Se aprecian volcanes activos y del Cenozoico Superior.

La velocidad de convergencia entre las placas es del orden de 90 mm al año, con valores estimados de 65 mm al año (Angermann, 1999) a 95 mm al año (Uyeda, 1979).

3.1.2.- Unidades morfoestructurales.

En Chile central, al Sur de los 33ºS, se distinguen cinco unidades morfoestructurales paralelas entre sí y de rumbo aproximado Norte-sur. Son de Oeste a Este (Thiele, 1982):

• Fosa Oceánica.

Marca el límite entre la placa oceánica de Nazca y la placa continental de América. Es una depresión que alcanza profundidades mayores a 6.000 metros bajo el nivel del mar.

• Plataforma Continental.

Corresponde a la porción continental sumergida y que aloja depósitos consolidados y no consolidados mezo y/o cenozoicos.

• Cordillera de la Costa.

Se encuentra conformada en su flanco occidental por granitoides del Paleozoico Superior y en su flanco oriental por secuencias volcánicas y sedimentarias marinas del Jurásico y Cretácico que alcanzan una inclinación promedio de 40º E. Alcanza alturas del orden de 2.000 m s.n.m. La mayor parte de las aguas que recibe fluyen a la cuenca inferior del Río Maipo y sólo una pequeña porción de éstas va a la Depresión Intermedia por medio de cortos esteros, debido a lo cual su aporte al relleno de la Depresión Intermedia es mucho menos importante que el de la Cordillera Principal.

El relieve de esta unidad es más antiguo que el de la Cordillera Principal. El mayor grado de erosión y meteorización ha determinado una topografía de lomajes suaves más baja que la Cordillera Principal (Fernández, 2001).

• Depresión Intermedia.

Se extiende desde la zona de Colina hasta Puerto Montt, donde se sumerge bajo las aguas del Canal de Chacao. Ha sido interpretada (Carter y Aguirre, 1965) como un graben limitado por fallas al pié oriental de la Cordillera de la Costa y al pié occidental de la Cordillera Principal. Estas fallas, hasta el momento, no han sido estudiadas desde el punto de vista estructural.

En su porción correspondiente a la Región Metropolitana está limitada al Norte por el Cordón de Chacabuco y al Sur por los cerros de Paine, posee alturas que van entre los 450 y los 650 m s.n.m.

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Está rellena por un grueso paquete de sedimentos, de espesores que en lugares superan los 500 m (Araneda et al. 2000), no consolidados de origen aluvio-fluvial, fluvioglacial y posiblemente glacial -provenientes de las hoyas hidrográficas de los ríos Mapocho y Maipo-; por sedimentos fluviales -de los esteros Lampa, Colina y Angostura-; por depósitos de cenizas volcánicas provenientes de los centros volcánicos de la Cordillera Principal, y por conos de deyección que se desprenden del relieve montañoso, engranando en parte con los materiales fluviales y glaciofluviales (Karzulovic, 1957; Tricart et al., 1965). Estos sedimentos cubren un paleorelieve del que sobresalen algunas cumbres en forma de “cerros isla”, como: Cerro Renca, Cerro, Colorado, Cerro Santa Lucía, Cerros de Chena, Cerros de Lonquén, etc.

La mayor parte de los sedimentos que rellenan la cuenca en la Región Metropolitana provienen de la hoya parcial del Maipo superior, siendo el abanico de este río el de mayor tamaño, cubriendo más del 50% de la superficie del relleno (Fernández, 2001). El abanico del río Mapocho, segundo en tamaño, ha sido acotado por el abanico del río Maipo y por el cordón del cerro San Cristóbal.

Ilustración 3-2: Unidades morfoestructurales de Chile continental. Modificada de Charrier et al., 1996.

• Cordillera Principal.

Aloja rocas estratificadas volcánicas y sedimentarias mezo-cenozoicas, intensamente afectada por cuerpos intrusivos y se encuentra coronada en su eje dorsal por volcanes recientes y activos.

En esta unidad se alcanzan las mayores alturas, que van por sobre los 6.000 m s.n.m.

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Numerosos ríos y esteros de orientación N-S y NE-SO cortan su relieve, dividiéndola en cordones de similares disposiciones. Se caracteriza, además, por presentar un relieve joven o poco evolucionado, con cotas que decrecen progresivamente hacia el Occidente (Fernández, 2001).

Esta unidad aporta la mayor parte de los materiales que rellenan la depresión intermedia y que son transportados principalmente por la red fluvial andina, en su porción correspondiente a la Región Metropolitana, compuesta por los ríos Mapocho y Maipo, que disectan la Cordillera Principal.

El área del presente estudio se encuentra ubicada en el límite entre la Depresión Intermedia y la Cordillera Principal (Ilustración 3-2).

3.2.- Marco geológico.

La historia geológica de Chile Central (33°-35°S) ha estado dominada, al menos desde el Jurásico Inferior, por un magmatismo asociado al régimen de subducción descrito anteriormente. Este magmatismo se encuentra representado por secuencias volcánicas y batolitos de orientación cercanamente Norte-Sur que se hacen progresivamente más jóvenes hacia el Este, desde el Jurásico en la costa hasta llegar al volcanismo holoceno en el eje de la Cordillera de los Andes.

El magmatismo de arco del Mesozoico está representado en la Cordillera de la Costa por una potente secuencia volcano-sedimentaria que se extiende desde el Jurásico Inferior al Cretácico Superior, depositada sobre un basamento plutónico y metamórfico de edad paleozoica. Dicha secuencia se encuentra intruida por plutones de grandes dimensiones cuyas edades varían entre el Jurásico Medio y el Cretácico Superior (Gana et al., 1996; Wall et al., 1996). La presencia de intercalaciones marinas durante el Cretácico Inferior, y las bajas razones iniciales de Sr en basaltos de este dominio indican un régimen de extensión cortical durante este período, que ha sido interpretado como cuenca marginal de trasarco por Levi y Aguirre (1981), o como cuenca de extensión de intraarco por Charrier y Muñoz (1994). El Cretácico Superior está representado al centro y al Oeste de la Depresión Central por una secuencia preponderantemente piroclástica ácida, correspondiente a la Formación Lo Valle (Thomas, 1958).

En el dominio de trasarco del Mesozoico, en la posición que actualmente ocupa la Cordillera de los Andes, se desarrolló una cuenca extensiva de antepaís sobre basamento Paleozoico (Cuenca de Neuquén, según Mpodozis y Ramos, 1989) que recibía detritos derivados de la erosión del arco magmático instalado en la actual Cordillera de la Costa. Potentes secuencias sedimentarias marinas y continentales acumuladas desde el Jurásico Medio-Superior, reflejan la ocurrencia de dos ciclos de transgresión-regresión marina. La cuenca se colmató a fines del Cretácico Inferior con la acumulación de la Formación Colimapu (Klohn, 1960) conformada por aproximadamente 2.000 m de areniscas, lutitas y conglomerados rojos continentales e intercalaciones volcánicas.

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Al Este de la Depresión Central aflora una potente secuencia de rocas volcánicas y volcano-detríticas continentales, depositadas en una cuenca volcanotectónica extensional localizada al Oeste de la cuenca Neuquén y sin relación con ésta (Wyss et al., 1996). A la latitud del área estudiada esta secuencia se conoce bajo el nombre de Formación Abanico (Aguirre, 1960), recibiendo el nombre de Formación Coya-Machalí al Sur de los 34ºS (Klohn, 1960). Esta secuencia se distribuye en dos franjas paralelas de orientación aproximada Norte-Sur, separadas entre sí por afloramientos de la suprayacente Formación Farellones. La Formación Abanico se encuentra compuesta por tobas y brechas volcánicas con intercalaciones de lavas, depósitos volcanoclásticos y sedimentarios. Las volcanitas de Abanico presentan un patrón de diferenciación geoquímico que varía de toleítico a calcoalcalino, y que se encuentra relacionado a distintas velocidades de convergencia de las placas del régimen de subducción (Sellés, 1999).

Edades K-Ar señalan una edad Oligoceno superior – Mioceno inferior (Charrier y Munizaga, 1979). Descubrimientos recientes de primates y marsupiales fósiles en la Formación Coya-Machalí (Wyss et al., 1993; Flynn et al., 1995), sumado a la disponibilidad de dataciones por método 40Ar/39Ar (Charrier et al. 1996; Gana y Wall, 1997), confirman una edad eocena-miocena inferior para ambas franjas, y un hiatus en el magmatismo de unos 30 Ma durante el Paleógeno Inferior.

El contacto basal de la franja oriental de la Formación Abanico ha sido descrito como discordancia angular (Klohn, 1960; Charrier et al., 1996), concordante (Thiele 1980) y tectónico (Godoy y Palma, 1990); mientras que para la franja occidental se ha interpretado un contacto discordante (Vergara y Drake, 1979a); aparentemente concordante (Gana y Wall, 1997) o de interdigitación (Thiele, 1980; Thiele et al., 1980).

Una inversión de la cuenca posterior a la depositación de la formación habría fallado y deformado la secuencia en pliegues apretados, con vergencia hacia el Oeste en la franja occidental mientras que en la franja oriental presentan una suave vergencia hacia el este (Drake et al., 1982b; Charrier et al., 1985).

Sobre la Formación Abanico se encuentra una secuencia de lavas, tobas e ignimbritas con brechas intercaladas alternando con sedimentitas lacustres que corresponden a conglomerados, areniscas y lutitas finamente estratificadas. Esta secuencia fue definida por Klohn (1960) como Formación Farellones, y aflora en la Cordillera principal constituyendo una franja Norte-sur, las capas de esta formación se encuentran mejor estratificadas y menos plegadas que las de la Formación Abanico, manteniendo éstas una posición subhorizontal con manteos máximos de 25º y un espesor estimado de 2.500 m (Thiele, 1980). No se han encontrado fósiles de valor cronológico en sus estratos, sin embargo, mediante dataciones radiométricas K/Ar en plagioclasa y roca total, se le ha asignado una edad Mioceno Inferior a Medio (Charrier y Munizaga, 1979; Thiele, 1980; Munizaga y Vicente, 1982; Rivano et al., 1990).

La naturaleza del límite inferior de la Formación Farellones corresponde a "...una discordancia que, en algunos lugares, se presenta pronunciadamente angular, mientras que en extensas zonas prevalece una pseudoconcordancia..." (Klohn, 1960). Este contacto ha sido interpretado tradicionalmente como una discordancia angular (Aguirre, 1960; Thiele 1980; Rivano et al., 1990), o como el límite de un campo de calderas

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subsidentes (Thiele et al., 1991). El techo de la formación sería la superficie actual del relieve (Thiele, 1980; Rivano et al., 1990).

Producto de una tectónica terciaria se produjo al alzamiento de la Cordillera Principal (Carter y Aguirre, 1965), reconociéndose una fase de máxima compresión en el Oligoceno superior – Plioceno Medio a la que se le atribuye la generación del relieve actual (Thiele, 1982). Durante el Mioceno se produjo el emplazamiento de grandes pórfidos cupríferos coincidiendo con un período de intenso alzamiento y deformación cortical (Skewes y Stern, 1994). En varios trabajos se han determinado tazas de alzamiento o exhumación que han sufrido las secuencias correspondientes a las formaciones Abanico y Farellones con valores que varían entre los 0,5 mm al año a 0,15 mm al año (Stern et al., 1984; Skewes y Holmgren, 1993; Kurtz et al., 1997).

El material proveniente del macizo cordillerano ha sido transportado y depositado en la Depresión Intermedia.

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4.- GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO.

4.1.- Estado del arte.

Como fue señalado anteriormente, pocos trabajos se han realizado en el Frente Cordillerano de Santiago Oriente. Sin embargo, las interpretaciones de la morfología y depósitos del área han sido diferentes.

Ya en el primer trabajo extenso (Karzulovic, 1957) se diferencia la morfología en el sector correspondiente a Las Condes (al Norte de la Quebrada de San Ramón) y el sector de Macul (al Sur de la misma). Asimismo, este autor explicó la morfología del Frente Cordillerano como resultado de depósitos glaciares, señalando a los cerros Calán y Apoquindo como accidentes topográficos, haciendo mención a la presencia de conglomerados de origen fluvial en la cumbre del primero y sin observarse estos en el segundo. En referencia a las capas de ceniza las aludió como depósitos de acarreo glacial (Morrena Segunda), ricos en productos volcánicos de bajo peso específico y “observados en forma de depósitos muy aislados”; más adelante, señala que las referidas capas desaparecen en la mitad superior del cerro.

En el mencionado trabajo se hace referencia a un sondaje realizado por CORFO inmediatamente al Oeste del Cerro Calán, que alcanzó la roca basal a los 50 metros de profundidad.

En el sector sur, llamado en este trabajo Cuenca Parcial Macul, Karzulovic (1957) describió una morfología en la que predominan los planos ligeramente inclinados hacia el Oeste bajo la cota 600. Sobre ésta “los terrenos descienden con alta pendiente”. Destaca las quebradas menores que descienden de los cerros cordilleranos y desembocan en la cuenca. Hacia la parte oriental de ésta, donde alcanza mayores alturas, se encuentran manifestaciones de materiales de origen volcánico con pómez y cenizas.

Karzulovic interpretó un origen glacial para la morfología y los depósitos de esta zona: “la formación final del piedemonte tiene un perfil muy típico y los materiales más gruesos se localizan en las tierras altas, más o menos hasta la cota de los 700 m; aquí es posible reconocer algunos bloques y piedras, a veces facetadas, de formas caprichosas y que serían netamente glaciares”. Además, indicó que la cota 1000 m presenta un curso Norte-Sur bastante regular y rectilíneo lo que, señala el autor, se ha asociado muchas veces con la dirección de la gran falla que pasaría por el borde oriental de la Cuenca de Santiago.

Ya en 1950(a), Brüggen planteó la existencia de una gran falla ubicada a los pies del Cerro San Ramón, señalando el desarrollo de facetas triangulares en las laderas Oeste y que coincidiendo con la traza de ésta es posible encontrar una docena de vertientes termales. En un informe sobre el agua subterránea en la Quebrada de Macul

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(1950b), interpretó al Cerro Don Tuco como una Morrena limitada en su base occidental por una falla normal.

Brüggen (1950a), al igual que Karzulovic, interpretó el relleno de Santiago como resultado de depósitos glaciares, algunos conteniendo pómez y ceniza, y de enormes rodados de origen fluvioglacial. Pero señaló que en los faldeos occidentales del Cerro San Ramón, se aprecia una ancha planicie de piedemonte como producto, en parte, de los depósitos que dejan los esteros que descienden por éstos.

Otra visión del frente cordillerano fue entregada por Tricart (1963, 1965), quién señaló que algunos autores han exagerado la extensión de las glaciaciones en el Cuaternario, interpretando como morrenas las acumulaciones de cenuglomerados2 de Apoquindo, Cerro Calán, Cerro Apoquindo y Cerro Los Rulos. En esos cerros los depósitos alcanzarían un espesor de unos 200 m y corresponderían a la misma acumulación. Tricart (1963), señaló que estos materiales, correspondientes al Cuaternario antiguo, se encuentran cortados por fallas que lo hacen desaparecer hacia el Oeste. Mencionó además que encontró evidencia de que los movimientos tectónicos han continuado hasta el Cuaternario más reciente.

Tricart (1965) hizo un intento de estratigrafía definiendo 4 edades para los materiales del relleno de Santiago, siendo los más antiguos los conglomerados. En su trabajo expresó que la disposición del frente cordillerano es bastante uniforme entre las quebradas San Ramón y de Macul, y que su relleno consiste en depósitos de conglomerados, algunos presentando una cobertura de cenizas y depósitos aluviales en las desembocaduras de las quebradas cordilleranas. Allí los depósitos más antiguos se ubican, en forma de terrazas escalonadas, topográficamente más altos y más cercanos a la cordillera que los más jóvenes. Además, señaló que los más antiguos se encuentran solevantados juntos en la montaña. Es de destacar que el autor reconoció el contacto entre los depósitos más antiguos y los inmediatamente posteriores a éstos, como un escarpe que se puede seguir por toda la zona y que en algunos casos es cubierto por conos aluviales provenientes de las quebradas presentes en el área.

Por su parte, Borde (1966) identificó la falla al Oeste del Cerro San Ramón, que forma una gran muralla de una veintena de kilómetros y de más de 2000 m de altura. En su trabajo explicó las diferencias entre las morfologías del Norte de Santiago y desde valle de Santiago al Sur (asociados a las fallas Pocuro y San Ramón, respectivamente) corresponden, según el autor, a que la falla del Norte “muere” a principios de Plioceno, mientras que la falla del sur se ha mantenido activa durante “todo el Plioceno y por lo menos hasta el inicio de la glaciación en el Cuaternario”.

Este trabajo, el autor reconoció que por bajo la cota de los 1800 m existen pequeñas planicies discontinuas y facetas triangulares que manifiestan actividad reciente de fallas menores paralelas al accidente principal. Borde (1966) mencionó, además, haber encontrado restos de una antigua planicie compuesta por depósitos 2 El autor se refiere a los cenuglomerados como depósitos masivos de granulometría muy heterogénea, matriz fina limo arcillosa, medianamente consolidada y grandes bloques dispersos en ella. Estos no poseen piedra pómez, son depósitos caóticos sin estructura interna y de grandes dimensiones. Serían producto de coladas fangosas, tipo lahar, ricas en agua de una viscosidad tal que permitió el acarreo de grandes clastos.

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detríticos completamente descompuestos apreciables en una pequeña quebrada al Norte de la quebrada de Macul. Esta evidencia de levantamiento se encuentra conformando los altos en Macul, La Reina y Apoquindo3. En este último lugar los depósitos conforman una serie de colinas que avanzan hacia el valle de Santiago hasta el Cerro Calán.

El origen tectónico de estos niveles es claro, según Borde (1966), dado que las colinas de Apoquindo están formadas por material que semeja el relleno de Santiago. Y señaló que éstas no son más que acumulaciones detríticas que han sido cortadas, levantadas y basculadas por un juego de fallas dispuestas en forma de escalón en la ladera Sur de las colinas. Este autor señaló que las evidencias de tectónica reciente son apreciables en superficie en las quebradas de Apoquindo, y asigna los movimientos al Cuaternario anterior a la época glacial, reconoció la necesidad de datar las cenizas que cubren las colinas parcialmente en el Norte y Sur de éstas para obtener una mejor idea de cuando ocurrieron los movimientos tectónicos.

Posteriormente, Varela (1991) inicia un trabajo en el que intentó descubrir la geología del Cuaternario en la zona de la Cuenca de Santiago, realizando un mapa que dejó inconcluso; éste es reducido a la escala 1:100.000. La información de este último es ocupada en un informe de Naranjo y Varela (1996) sobre los flujos de detritos de 1993 para explicar la dinámica del frente cordillerano de Santiago Oriente. Este documento señala que la morfología y los depósitos del frente son resultado de procesos gravitacionales y aluviales. Entre los tipos de depósitos reconocieron depósitos coluviales y escombros de falda que se caracterizan por una granulometría variada, clastos angulosos y un porcentaje de matriz variable, siendo generados por meteorización de las rocas existentes en el área y transportados por procesos gravitacionales.

Estos depósitos, según Naranjo y Varela (1996), se ubican a los pies del contrafrente cordillerano. Según señalaron, los depósitos de remoción en masa están compuestos por bloques angulosos de diámetro variado en una matriz de limo, arena y arcilla; estos depósitos son macizos y sin indicios de estratificación interna. Se encuentran en el curso medio de las quebradas de Macul y San Ramón, conformando el relieve de los cerros Apoquindo, Calán, Los Rulos y la Cabrería. Estos mismos autores indicaron que éstos presentan un espesor mínimo de dos centenas de metros, al Norte de la zona apical de la Quebrada de Macul, en Quebrada Nido De Águila y en la zona del parque Peñalolén. Cabe mencionar que los autores interpretaron estos fenómenos como resultado de eventos catastróficos únicos.

Para Naranjo y Varela (1996), los depósitos de piedemonte y conos aluviales constituyen un plano inclinado que desciende desde los 1.000 m s.n.m. a los 600 m s.n.m. y están formados por la interdigitación de las partes medias y dístales de los conos aluviales que bajan desde las quebradas que disectan al frente cordillerano. Entre los conos aluviales destacan los de la quebrada San Ramón y quebrada de Macul, por su tamaño e importancia en la morfología de la zona. Los conos aluviales se encuentran compuestos por gravas arenosas con niveles de arenas intercaladas. Estos depósitos presentan una disminución del tamaño de los clastos mayores desde la zona 3 En este trabajo corresponden a los cerros Don Tuco, La Cabrería, Los Rulos, Apoquindo y Calán.

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apical a la zona distal de los depósitos. Señalaron que son productos del aporte torrencial de cursos de aguas intermitentes de gran energía que han arrastrado gran cantidad de sólidos.

Naranjo y Varela (1996) reconocieron la existencia de capas de cenizas en el área, que asignan a afloramientos de la llamada Ignimbrita Pudahuel (Wall et al.1996) datadas en 450.000 ± 60.000 años por el método de trazas de fisión (Stern et al. 1984) y que posteriormente se dataron en aproximadamente 2,3 Ma por 40Ar/39Ar (Wall et al, 2001). Estos depósitos se disponen al pie de los cerros Los Rulos y Apoquindo. Además es posible observarlos en el sector oriental de la Cabrería.

Si bien Sellés (1999) centró su trabajo en detalle en los cordones montañosos inmediatamente al Norte del área de estudio, explicó los cerros Apoquindo y Calán como antiguos conos aluviales disectados por los conos activos. Reconoció, además, la presencia de una falla de alto ángulo en los depósitos poco consolidados del Cerro Apoquindo y que las capas sedimentarias en este cerro mantean unos 35º al N. En su mapa señaló que se presenta una falla aproximadamente N-S a los pies del cordón de San Ramón, en el límite entre la roca y los depósitos de relleno del valle.

4.2.- Unidades Morfológicas.

Para la realización de este trabajo se efectuó un reconocimiento con fotografías aéreas y de terreno que llevó a diferenciar unidades en base a su morfología y el que además, permitió establecer edades relativas entre éstas. Junto a estas unidades se reconocieron y describieron otras características que son de relevancia para este estudio como lo son acumulaciones de ceniza, escarpes y estructuras.

Autores anteriores correlacionan diversos depósitos con edades glaciares, pero los criterios con que esto se ha hecho no son explicados claramente. Por otra parte, no se ha encontrado algún material que guíe a dataciones absolutas del relleno sedimentario de la cuenca, salvo quizás por las acumulaciones de ceniza anteriormente nombradas. Ese factor no ha permitido generar una columna estratigráfica absoluta del relleno de la cuenca de Santiago.

En este trabajo se han reconocido cuatro unidades morfológicas una correspondiente a roca fundamental y otras tres unidades de depósitos no consolidados asignadas al Cuaternario por varios autores como Brüggen (1950), Karzulovic (1957), Tricart (1963, 1965), Thiele (1980), Varela (1991). Por otro lado, en este estudio se pudo determinar el trazado de la Falla San Ramón al identificar sus manifestaciones superficiales.

4.2.1.- Roca Fundamental (Formación Abanico). Tsa

La Formación Abanico aflora a lo largo de todo el borde oriental del área de estudio, ubicándose principalmente en la zona oriental de ésta, conformando las abruptas paredes de los cerros San Ramón y Abanico. Aparece también en la Quebrada San Ramón y en el sector de los baños de Apoquindo.

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La Formación Abanico en su localidad tipo, cerros Abanico y San Ramón, presenta un espesor máximo expuesto de 1.900 m. La base no aparece expuesta, y está cortada por la actual superficie de erosión. Se pudieron reconocer tres miembros en ella: uno superior formado principalmente por tobas y areniscas volcánicas, uno medio formado principalmente por andesitas y brechas andesíticas, y uno inferior constituido por areniscas y tobas volcánicas (Villarroel y Vergara, 1988).

Estructuralmente, la Formación Abanico en su localidad tipo se encuentra plegada en forma sinclinal (Fotografía 4.5). Los estratos del flanco Oeste de este pliegue presentan rumbos que varían entre N23°E y N54°E y con manteos entre 22°E y 60°E. Mientras, los del flanco Este del pliegue presentan rumbos que varían entre N36°W y N16°E, y manteos entre 35°W y 70ºW. Se observan además al Norte y Sur de esta zona, afloramientos de cuerpos intrusivos alineados en el sentido del eje del pliegue.

La roca fundamental también aflora en el sector de los baños de Apoquindo; se reconoce afanítica de color gris violáceo intensamente fracturada en todas direcciones y en ella no se aprecia estratificación, ni textura.

Durante la construcción de un conjunto de departamentos, en el sector del Club de Campo Militar de Peñalolén, fue posible revisar las excavaciones de las fundaciones de los edificios. La roca observada corresponde a una secuencia compuesta por lavas afaníticas y algunas muy alteradas que dan la impresión de ser tobas brechosas. Hacia la base las capas, se encuentran muy alteradas mostrando tonalidades que van del amarillo al violeta, pasando por el pardo y verde; éstas, además, se encuentran afectadas por un fuerte vetilleo relleno por un mineral blanco de aspecto pulverulento (Fotografía 4.1). Hacia la parte superior de la secuencia la roca se encuentra notablemente mejor conservadas, mostrando un color gris rojizo, las capas se encuentran en actitud homoclinal y en disposición aproximada N10W/35ºE. La secuencia se encuentra cortada por fallas inversas de disposición NS que mantean fuertemente al E.

En el sector de Quebrada los Catalanes se puede apreciar un extenso afloramiento de aproximadamente 1,5 Km a lo largo de la Calle Charles Hamilton. Las rocas pertenecientes a esta formación, que en este sector han sido erosionadas por el Río Mapocho formando una terraza, se encuentran cubiertas por unos 6 m de sedimentos poco consolidados, en disposición casi horizontal, y presentan un color gris claro.

En un perfil geoeléctrico, Meirnardus (1967), reconoció la presencia de roca fundamental en el cerro Los Pirques y, además, confirmó el carácter sedimentario del Cerro Apoquindo.

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Fotografía 4.1: Rocas de Formación Abanico en Peñalolén, en la construcción de departamentos cercanos al Club de Campo Militar. Fotografía mirando al SE.

4.2.2.- Unidad Cuaternaria Antigua. Q1.

Esta unidad se reconoce mayormente en el sector Norte del área de estudio, donde aparece conformando altos topográficos que corresponden a los cerros Calán, Apoquindo, Los Rulos y La Cabrería. Esta unidad también es reconocible en el sector Sur, inmediatamente al Norte de la zona apical de la Quebrada de Macul y en el sector de Altomacul.

En los cerros del Norte, los depósitos conforman un “dedo” de dirección aproximada N30ºW, que ha sido disectado por valles transversales generando una forma similar a un cuello de botella; el más importante de ellos corresponde al generado por la quebrada Apoquindo. Los cerros Calán y Apoquindo presentan una morfología suave, redondeada y un tanto abultada, siendo el primero alargado en dirección Norte-Sur (Ilustración 4-1). La pendiente de estos dos es notoriamente mayor en su flanco Oeste. Estos cerros se encuentran compuestos por una secuencia fluvio-aluvial plegada y tectonizada que se encuentra expuesta, no completamente, en la ladera Norte del cerro Apoquindo.

La secuencia, en el cerro Apoquindo, posee un espesor reconocido mínimo de 150 m (Ilustración 4-2) y de base a techo está compuesta por gravas arenosas con matriz de ceniza, gravas imbricadas con lentes de arena, capas de materiales finos arcillas, limo y arenas (fotografía 4.2), y cubriendo lo anterior hay depósitos de conglomerado brechoso con clastos angulosos de hasta 1,5 m de diámetro conformando un depósito caótico (fotografía 4.3). Sobre éstos, aunque no se observa el contacto, se apoyan depósitos de material fino, limo-arcilloso, con intercalaciones decimétricas de material clástico tamaño arena gruesa o gravilla. Estos últimos son

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apreciables en los cortes de calles hacia la cumbre del Cerro Apoquindo, donde también es notorio un fallamiento normal que los afecta.

Ilustración 4-1: Perspectiva virtual del área al Norte de Quebrada San Ramón. Se aprecia la estructura formada por los cerros Calán, Apoquindo y Los Rulos.

La secuencia, en su parte media, se encuentra mostrando una actitud homoclinal en disposición general N70W/40E y está afectada en su parte inferior por una falla inversa de alto ángulo (fotografía 4.4) rellena por material blanco pulverulento, que según Sellés (1999) correspondería a caolín de origen hidrotermal. Sin embargo esta afirmación no es soportada por la evidencia de terreno, ya que no se observa ningún tipo de alteración en el material vecino a la falla. Los depósitos sobre esta secuencia poseen manteos más suaves, del orden de 20º al Este, y en ellos es posible observar estructuras sedimentarias como lentes y paleocauces.

La secuencia también es reconocible en el cerro Calán, como lo mencionó Karzulovic (1957), quien señaló que en la cumbre de éste aparecen conglomerados fluviales y en la pendiente oriental se observa hacia la base la aparición de bolones de hasta un metro de diámetro. En toda la base occidental del Cerro Calán es posible encontrar clastos rodados de apariencia idéntica a los encontrados en la secuencia anteriormente descrita.

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Fotografía 4.2: Detalle de las capas de la Calles General Blanche en Cerro Apoquindo. Las capas mantean unos 40º NE. Vista al E

Fotografía 4.3: Capas del Cerro Apoquindo. Son equivalentes a la sección A de la Ilustración 4-2. En General Blanche, vista al E.

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Ilustración 4-2: Corte E-W de la secuencia de Cerro Apoquindo (vista al Sur). Dividida en dos partes (A y B) por un recubrimiento de shotcrete.

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La parte inferior de la secuencia anteriormente descrita posee características muy similares a las observadas en los depósitos actuales del río Mapocho, evidenciando que este sector es parte del antiguo cono aluvial de este río. Cabe resaltar que la imbricación de los clastos señala una corriente en sentido Este-Oeste mientras que las capas se encuentran manteando al Este lo que es una fuerte evidencia de que el sector ha sido levantado.

Fotografía 4.4: Falla inversa en Cerro Apoquindo, Calle General Blanche. En blanco segmentado se señala la falla inversa, en rojo segmentado la disposición de las capas.

En los cerros Los Rulos y de La Cabrería los depósitos corresponden a intercalaciones de capas compuestas por material fino y por material clástico anguloso en matriz fina, los que se encuentran cubriendo las rocas de la Formación Abanico y tienen un espesor de decenas de metros. La morfología de estos cerros es distinta a la de los cerros Calán y Apoquindo ya que éstos últimos presentan una superficie menos irregular y erodada (Fotografía 4.5), lo que se puede explicar por que el área de estos últimos es menor.

En la parte superior del Cerro Los Rulos es posible reconocer depresiones que corresponderían a un graben o a estructuras tipo bending moment 4 (Philip y Meghraoui, 1983) las que son otra evidencia de tectónica activa en la zona (Ilustración 4-4). Estas depresiones se encuentran alineadas con fallas normales menores que cortan secuencias más jóvenes en los cerros Calán y Apoquindo.

Se considera a los cerros Calán, Apoquindo, y Los Rulos como parte de una misma estructura que corresponde a un pliegue. Esto se sostiene en la relación espacial de éstos (Ilustraciones 4-3 y 4-11) y la disposición de las capas sedimentarias que los componen (Ilustración 4-2).

4 Estas estructuras son producto de una predominancia de esfuerzos tensionales en las crestas de pliegues anticlinales sobre los esfuerzos compresivos regionales.

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Ilustración 4-3: Perfil A-A'. Perfil interpretativo de la situación estructural del Cerro Apoquindo. Las líneas negras en la unidad antigua representan la inclinación de las capas sedimentarias.

Fotografía 4.5: Panorámica hacia el sur desde el Cerro Apoquindo. En primer plano se observa una terraza de erosión, mas atrás el Cerro Los Rulos y al fondo los cerros San Ramón, Abanico y el anticlinal entre estos.

Los depósitos en las laderas occidentales se encuentran, en algunos casos, manteando fuertemente hacia el Oeste, situación que puede ser explicada por plegamiento de la unidad o, también, por efectos gravitacionales en la pendiente.

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Ilustración 4-4: Perfil B-B'. Perfil en que se interpreta la deformación del Cerro Los Rulos. En azul se presenta el cauce de la Quebrada Apoquindo.

Más al Sur, el Cerro Don Tuco, que podría ser definido como una terraza dejada por un antiguo cono coluvial, presenta en su cima una planicie elevada por sobre los 1000 m s.n.m. y de una extensión aproximada de 0,5 Km2. Limita al este directamente con los faldeos cordilleranos, al Sur con la quebrada de Macul, al Oeste forma un fuerte escarpe de unos 150 m, y al Norte desciende más suavemente debido a la fuerte erosión generada por quebradas de orientación NW. El grado de erosión demuestra lo antiguo de la superficie. Este cerro se encuentra compuesto por una acumulación de clastos angulosos muy heterogéneos en términos de tamaño, con un promedio que va entre los 10 a 40 cm de diámetro y observándose clastos mayores a 1,5 m de diámetro. La matriz de estos depósitos está compuesta por sedimentos finos y se encuentra muy alterada desarrollando tonalidades amarillas, violáceas y verdes (Fotografía 4.6). La angulosidad de los clastos y la cantidad de matriz -alrededor de un 40%- indican una poca influencia de agua en el proceso de transporte y depositación de estos sedimentos.

Los depósitos de esta unidad, que conforman altos topográficos en Las Condes, La Reina y en Peñalolén, fueron considerados del Cuaternario antiguo por Tricart (1963). Borde (1966) señaló, además, que estos fueron cortados, levantados y basculados. Estos autores reconocieron que los depósitos se encuentran afectados por una tectónica reciente.

Al Sur de la zona de estudio, en el sector de Altomacul, se observan depósitos en forma de lengua que descienden desde el sector de Lo Cañas (fuera del mapa); estos conforman una alta loma de superficie considerable que presenta una brusca pendiente en sus flancos Norte y Oeste. En el último se realizó un corte de camino que permite observar su estructura, esta muestra que la loma está compuesta por sucesivas

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acumulaciones de material fino con otras de material con una proporción considerable de clastos. La estructura interna es caótica y presenta superficies de depositación no horizontales, en forma de bolsones (Fotografía 4.7), lo que demuestra que este alto no es producto de un evento único, al contrario de lo expresado en Naranjo y Varela (1996).

Fotografía 4.6: Apariencia de los depósitos de restos detríticos del Cerro Don Tuco.

La superficie de esta loma presenta un desarrollo de suelo, color pardo oscuro y de espesor de unos 40 cm. En fotos aéreas se aprecia una fuerte erosión evidenciada por la existencia de numerosos canales en su superficie.

4.2.3.- Unidad Cuaternaria Joven. Q2

Los depósitos pertenecientes a esta unidad encuentran ampliamente repartidos a lo largo de toda el área de estudio.

Al Norte de la quebrada San Ramón, estos depósitos conforman un plano inclinado en forma de abanico con pendientes del orden de 4 grados, las que aumentan hacia la cabecera. Este plano se encuentra erosionado por algunas quebradas, siendo las más importantes las quebradas Los Catalanes, Grande y Apoquindo, que hacen profundas incisiones en la superficie. Hacia el Este, los depósitos se ponen en contacto con los contrafuertes cordilleranos y al Oeste limitan con los cerros Apoquindo, Calán y los Rulos, escurriendo hacia el Occidente por los portezuelos entre estos cerros y formando una pequeña superficie a los pies occidentales del Cerro Apoquindo, donde se unen. En la confluencia de las quebradas Apoquindo y Grande, se generan terrazas de erosión levantadas sobre Santiago (Fotografía 4.5).

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Fotografía 4.7: Depósitos cuaternario antiguo de Altomacul. Se aprecia un bolsón de material más grueso entre los depósitos finos, señalado por la línea segmentada.

Por el Norte, de este sector se aprecia un fuerte escarpe de erosión generado por el Río Mapocho, dejando depósitos aterrazados a unos 25 metros sobre el río llegando a exponer, en algunos puntos, la roca basal.

Los depósitos corresponden a material fino, limo arcilloso, con niveles intercalados de arenas, gravillas y gravas arenosas, las que en algunos casos se presentan como lentes o bolsones. Estos depósitos se encuentran afectados por fallas normales de desplazamiento decimétrico alineadas con las estructuras tipo graben del Cerro Los Rulos (Fotografía 4.8). A mayor cercanía de los faldeos cordilleranos, mayor es el tamaño de los clastos en la superficie, pero menor es la cantidad de afloramientos. El material de mayor tamaño es anguloso. Esta acumulación de depósitos podría definirse como un gran cono coluvial.

Según Meirnardus (1967), el espesor de los depósitos en el sector de Los Dominicos corresponde a 300 metros, valor que podría estar un poco exagerado con respecto al real. El plano, correspondiente al cono en su parte más baja (base oriental cerro Calán), está a unos 50 metros por sobre las planicies de Las Condes, al Oeste de este cerro.

Los depósitos de esta unidad forman una terraza aluvial en la ladera Norte de la Quebrada San Ramón, ésta posee un largo superior a 500 m y un ancho inferior a 100 m y su superficie se encuentra inclinada al Oeste.

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Fotografía 4.8: Depósitos de unidad cuaternario joven en sector de Los Dominicos, se aprecia los bolsones o lentes de material más grueso en el material fino. En línea segmentada blanca se muestra una falla normal con

desplazamiento menor a 50 cm.

Hacia el Sur de la quebrada San Ramón, los depósitos conforman un plano inclinado que va desde Carpay, inmediatamente al Norte del Cerro Don Tuco. El plano se encuentra cortado por escarpes en dirección Norte-Sur5. Al Este de los escarpes el plano se presenta como una superficie intensamente disectada por las quebradas que descienden del frente cordillerano (Fotografía 4.9). Estas quebradas son muy profundas pero sus valles se encuentran poco desarrollados, es decir, son muy angostos, característica que demuestra la juventud de éstos.

Al Oeste de los escarpes, el plano se presenta uniforme y sin mayor desarrollo de quebradas, en tanto que los cursos de agua sólo generan cauces no muy profundos. La regularidad de este plano está sólo interrumpida por los depósitos aluviales recientes que lo cubren.

Los depósitos que componen esta unidad al Sur de la Quebrada San Ramón son diversos, y muestran variaciones laterales. Los afloramientos de esta unidad son pocos y se encuentran restringidos a las quebradas en los sectores próximos a los escarpes. Estos son de dimensiones métricas.

Los depósitos corresponden a intercalaciones de depósitos finos y depósitos de matriz limo arcillosa y clastos angulosos aislados, entre 10 y 40 centímetros, de esfericidad media y de muy mala selección. La proporción entre clastos y matriz es muy variable. Presentan una estructura caótica donde a veces es posible distinguir

5 Estos serán descritos en detalle en una sección posterior.

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laminaciones y lentes de material de composición granulométrica más uniforme de tamaño que corresponden a arena-gravilla, los que se pueden interpretar como consecuencia de depósitos dejados por cursos de agua de menor energía y que son evidencias, también, de que los depósitos de esta unidad no son productos de un solo evento.

Fotografía 4.9: Perspectiva de los planos levantados al Este de los escarpes. Vista hacia el Norte desde Co. Don Tuco, al fondo son apreciables los cerros Los Rulos, Apoquindo y Calán.

Inmediatamente al Sur de la Quebrada Nido de Águila el escarpe pierde continuidad debido a la presencia de un antiguo y gran abanico aluvial que lo cubre, o que posiblemente fue plegado sin desarrollar ruptura superficial. El tamaño de este abanico fosilizado señala la importancia de esta quebrada y el potencial tamaño de los aluviones que se pueden generar en la hoya de esta quebrada (Ilustración 4.5). Este abanico corresponde al caso de los abanicos que evolucionan a partir de lóbulos de depositación que emergen de incisiones producidas por los cursos de agua en el ápice de los conos. Este tipo de abanicos está ligado a fallas que producen un alzamiento del ápice (Pope,2000).

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Ilustración 4-5: Perfil C-C'. En Negro se presenta la topografía del cono fosilizado, en Rojo se aprecia la superficie fallada unos 250 m al Sur de la Quebrada y en Azul la topografía de la quebrada. Nótese el lóbulo

de depositación reciente.

Depósitos de esta unidad son posibles de encontrar también al Sur de la Quebrada de Macul, donde la morfología es similar, pero sin desarrollo de quebradas. Faenas de movimiento de tierra han dejado al descubierto en unos 70 metros los niveles superiores de estos depósitos (Fotografía 4.10), donde se aprecian una secuencia de cuatro capas que corresponden a: (de base a techo)

1 metro visible: depósitos de material clástico ligeramente redondeado, y medianamente esférico de tamaño entre 30 y 2 centímetros, con una moda de unos 20 centímetros. La matriz que alcanza a un 30% del total es limo arcilloso.

3 metros: depósitos que contienen un 60% de matriz en un 40% de clastos angulosos; los más grandes llegan a medir unos 50 centímetros, los más pequeños son menores a 2 centímetros con una moda de aproximadamente 20 centímetros.

1,5 metros: material fino color pardo, limoso, presente intercalado en lente de cenizas.

70 centímetros: material fino con un 30% de clastos de tamaño menor a 30 centímetros ligeramente redondeados.

Sobre esta secuencia se observa un desarrollo de suelo de hasta unos 50 centímetros. Lo observado en esta zona puede ser considerado como un antiguo abanico aluvial de la Quebrada de Macul.

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Es posible encontrar acumulaciones de ceniza en numerosos sectores del área de estudio. Numerosas publicaciones (entre otros, Karzulovic, 1958; Tricart et al.,1965; Garrido,1987; Stern et al.,1984; Naranjo y Varela,1996; Sellés,1999) han mencionado este hecho.

Fotografía 4.10: Vista de los depósitos de la unidad cuaternario joven en Quebrada de Macul.

En el área de estudio los depósitos se presentan compuestos por cenizas de color blanco amarillento a pardo claro y pardo amarillento de granulometría uniforme menor al milímetro. Están conformados principalmente por esquirlas y fragmentos de pómez con un porcentaje de cristales de Biotita menor al 10%; estos cristales en la mayoría de los casos se presentan frescos. Además, aparecen en estos depósitos algunos fragmentos de líticos angulosos y cristales de feldespato. Estos depósitos se encuentran intercalados en la unidad de Abanicos Jóvenes.

Los depósitos de ceniza son de dimensiones métricas (su tamaño ha sido sobrestimado por otros autores como Sellés, 1999 y Naranjo y Varela, 1996) y se encuentran al Este de los escarpes. Son alargados en dirección Este-Oeste, y dan la impresión de encontrarse rellenando alguna depresión o canal en el paleorelieve. Estos aparecen en el sector de Carpay, Club de Campo Militar (fotografía 4.11), en la zona apical de Quebrada de Macul y en Cerro Apoquindo. En el sector de Quebrada Escondida, en un pequeño afloramiento, se encuentra su espesor mínimo de aproximadamente 1 m, presenta laminaciones e intercalaciones de material arenoso, lo que evidencia algún proceso de transporte.

La Ignimbrita Pudahuel ha sido datada por el método de trazas de fisión en 450.000 ± 60.000 años (Stern et al., 1984). Aunque recientes dataciones han entregado valores del orden de 2,3 Ma para esta ignimbrita. Estas dataciones pueden evidenciar que los depósitos sean resultado de más de un evento volcánico.

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Fotografía 4.11: Depósitos de ceniza en Peñalolén, en la construcción de departamentos cercanos al Club de Campo Militar. Vista hacia el Oeste

Otra característica de esta unidad son las vertientes que se encuentran en ésta, al Sur de la Quebrada de Macul, en la zona de Peñalolén y en Apoquindo, ubicándose en la parte alta de los escarpes a los pies de los faldeos cordilleranos. Estas vertientes, que se encuentran alineadas, han sido consideradas como manifestaciones en superficie de una falla de carácter regional (Hauser, 1997).

4.2.4.- Unidad Cuaternaria Reciente. Q3

Los depósitos correspondientes a esta unidad se encuentran presentes en toda el área de estudio, con forma de abanicos aluviales, cuyos ápices se encuentran en las desembocaduras de las quebradas presentes en la zona que coinciden con los escarpes. Los más importantes son los abanicos aluviales del Río Mapocho, el de la Quebrada de Macul y el de la Quebrada de San Ramón, y que en superficie cada uno abarca varios kilómetros cuadrados.

En general los abanicos aluviales están compuestos por sucesivas acumulaciones de material de distinta naturaleza. El abanico del Río Mapocho está compuesto por gravas y ripios arenosos. Este es muy activo y realiza un transporte permanente de sedimentos en el área de estudio. A diferencia de los demás conos, éste presenta un carácter netamente fluvial.

Los otros dos abanicos en importancia son los las quebradas San Ramón y de Macul. Estos dos abanicos presentan características muy similares, siendo el área cubierta por el de San Ramón ligeramente mayor a la que cubre el de la Quebrada de Macul.

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Estos abanicos están compuestos por gravas arenosas, gravas limosas y por sedimentos finos con intercalaciones arenosas, los que se alternan con depósitos de flujos de detritos. Aproximadamente a 1 km al Este del Canal Las Perdices, en el abanico de Quebrada de Macul, es posible reconocer los depósitos dejados por el aluvión de 1993. Corresponden al menos a 5 m de material, en el que predominan los clastos (90%) angulosos a semi-redondeados de tamaño más o menos homogéneo, con tamaño promedio de unos 30 cm y algunos escasos bolones por sobre los 50 cm en su eje mayor. La matriz es de color pardo grisáceo y es limo arcillosa con algo de arena.

En las quebradas de Macul y San Ramón es posible observar que los depósitos se internan por el cauce hacia las cabeceras, generando un desarrollo de terrazas, como se pudo apreciar en la primera de éstas (ilustración 4-6).

Ilustración 4-6: Croquis esquemático del desarrollo de terrazas en Quebrada de Macul. No a escala.

Los abanicos secundarios se encuentran, como ya fue dicho, en la desembocadura de las quebradas que descienden desde los faldeos cordilleranos. Son de tamaño muy reducido comparados con los abanicos principales; estos cubren áreas menores a 0,5 km2, sin poder observarse afloramientos que permitan constatar la composición y estructura interna de estos. Para su descripción la información está restringida a lo observable en superficie, la que también es pobre, dado que la mayoría de estos depósitos se encuentran en zonas altamente pobladas en la actualidad. Es posible decir que se componen por depósitos similares a los de la unidad de Abanicos Jóvenes.

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4.3.- Falla San Ramón.

4.3.1.- La Falla

La Falla San Ramón se manifiesta con una serie de rasgos morfológicos a lo largo de toda el área de estudio. Estos rasgos son, por ejemplo, escarpes al sur de la Quebrada San Ramón y por la estructura formada por los cerros Los Rulos, Apoquindo y Calán al Norte de esta quebrada. Más al Norte de este último cerro la traza de la falla no es del todo clara: en la prolongación de su traza al Norte del Río Mapocho no hay evidencias de la falla en el sector de Lo Curro, fuera del área de estudio, donde se localiza el Cordón del Manquehue con una morfología completamente diferente a la apreciada más al Sur y que se encuentra formado principalmente por rocas de la Formación Abanico.

En el área de estudio el trazado de la falla es claro (ver mapa fuera de texto), al Sur del Cerro Calán ésta se encuentra directamente bajo los pies occidentales de la estructura de los cerros de Apoquindo en dirección NNW-SSE. Al Sur de la Quebrada San Ramón la falla presenta una traza continua en dirección aproximada N-S y ligeramente ondulada hasta la Quebrada Nido de Águila. Al Sur de esta última quebrada la falla muestra un trazado más complejo que se caracteriza por dos trazas subparalelas que continúan hasta la Quebrada de Macul. De esta última quebrada al Sur la falla cambia de dirección tomando nuevamente una dirección NNW-SSE terminando contra la pendiente occidental del cordón cordillerano. La falla continua al Sur a los pies de la loma de Altomacul en dirección NW-SE.

En este trabajo no se ha estudiado la continuación de la falla hacia el Sur, a pesar de que Borde (1966) señala que ésta continúa hasta Pirque.

La longitud del trazado de la falla es de aproximadamente 16 km. El nivel de cota de la traza de la falla en general aumenta hacia el Sur. Así, a los pies del Cerro Calán se ubica a 720 m s.n.m. mientras que al sur de la Quebrada de Macul, está a 1.000 m s.n.m.

Claras evidencias encontradas en terreno indican un mecanismo de funcionamiento inverso para la falla. Estas son: la disposición de las capas fluviales en el Cerro Apoquindo que mantean al NE unos 40º presentando una imbricación que señala una corriente de E a W (contra pendiente) esta es una clara evidencia que los depósitos han sido basculados y levantados desde el W de su ubicación. Por otro lado, tenemos las características de la morfología asociada como es el caso de los cerros de Apoquindo donde se aprecia que los depósitos antiguos se encuentran topográficamente más altos que los más nuevos, además, las capas que conforman estos cerros se encuentran plegadas de una manera tal que no es consistente con un fallamiento normal, puesto que la deformación se encuentra al Este de la falla y es de carácter contraccional. Fallas inversas paralelas a la traza de la Falla San Ramón se encuentran en Peñalolén (en el sector del Club de Campo Militar) y en el Cerro Apoquindo. En este último lugar es apreciable una falla inversa de alto ángulo (fotografía 4.4, ilustración 4-2) que afecta los depósitos del lugar plegándolos de la

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misma manera que lo hace la estructura principal. Estas evidencias al menos aseguran un funcionamiento inverso de la falla en el sector de Apoquindo, pero este funcionamiento lo debe presentar la falla a lo largo de toda su traza ya que la falla se extiende hacia el Sur, lo que está demostrado por la continuidad de sus manifestaciones superficiales, en particular de los escarpes.

Evidencias de terreno como las encontradas en Cerro Apoquindo permiten asegurar que la falla ha tenido actividad durante el Cuaternario.

Que la Falla San Ramón obedezca a un mecanismo de funcionamiento inverso es congruente con el plegamiento observado en las rocas pertenecientes a las formaciones Abanico y Farellones (Thiele, 1980; Villarroel y Vergara, 1988).

4.3.2.- Escarpes.

En el área es posible reconocer dos tipos de escarpe: erosionales y tectónicos.

Los escarpes erosionales corresponden a las laderas de las quebradas de la zona; éstos son labrados en depósitos de las unidades de Depósitos de Abanicos Antiguos y Depósitos de Abanicos Jóvenes. En su gran mayoría son Este-Oeste y son de pendiente muy fuerte, que van por sobre los 45º y poseen una altura que varía entre un par de metros y 100 m (en Quebrada San Ramón). Se forman debido a una incisión de los cursos de agua en un intento de alcanzar su nivel de base, lo que indica que el terreno se ha levantado en relación al valle.

Fotografía 4.12: Vista desde el Sur del cono fosilizado de Quebrada Nido de Águila. El escarpe está señalado por la línea segmentada. A la izquierda se puede apreciar las faenas de construcción de la Universidad Adolfo

Ibáñez.

Los escarpes tectónicos se encuentran en toda el área de estudio (fotografías 4.12, 4.13 y 4.14). Van en dirección Norte-Sur y corresponden a la manifestación en superficie de la falla San Ramón. Los escarpes sólo se encuentran interrumpidos por las quebradas.

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Ilustración 4-7: Ubicación de los perfiles topográficos en Peñalolén. Las líneas rojas representan los perfiles. Las azules las crestas de estos. Fotografía aérea HYCON, 1955

Fotografía 4.13: Vista del escarpe al Sur de la Quebrada de Macul. La línea blanca segmentada indica el trazado del perfil VI.

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Ilustración 4-8: Perfiles topográficos a través de los escarpes. Las distancias corresponden a metros desde el origen del perfil. Perfiles W-E.

Al Norte de la Quebrada de San Ramón los escarpes no se aprecian claramente. Si bien se puede inferir su ubicación, éstos se encuentran muy degradados y cubiertos por construcciones. Lo que más se aprecia es la diferencia de nivel entre las distintas superficies al E y W de los cerros de Apoquindo.

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Al Sur de la Quebrada San Ramón los escarpes marcan el límite entre los dos planos inclinados y poseen alturas variables de entre 150 m en el Cerro Don Tuco hasta 4 m en un cono reciente bajo la Quebrada Escondida.

Fotografía 4.14: Vista hacia el Este del escarpe al Sur de la quebrada de Macul. A la derecha el escarpe posee unos 45 m de altura.

En La Reina, todos los escarpes se encuentran cubiertos por construcciones, pero puede estimarse una altura para ellos de entre 30 y 50 m En las fotografías HYCON es posible apreciar que se encuentran más degradados que en Peñalolén.

Además, fueron realizados perfiles, mediante brújula y huincha, a través de los escarpes (ilustración 4-8) con el fin de lograr una mejor caracterización en algunos puntos de interés. Estos fueron nombrados del I al VI, siendo el I el de más al Norte y el VI el de más al Sur.

En estos perfiles los escarpes muestran una forma de “S” que es suavizada tanto en las crestas como en la base, alcanzándose la mayor pendiente en la parte media de éstos. Esta forma es resultado de la erosión que los afecta (ilustración 4-8).

Para el perfil I se estima un desplazamiento mínimo asociado a la falla de 30 m. Este valor puede encontrarse disminuido por los depósitos del cono fosilizado inmediatamente al Norte de este perfil y su ángulo de mayor pendiente medido es de 25º.

El perfil II muestra dos escalones que juntos alcanzan un desplazamiento mínimo de 80 m su máxima pendiente es de 42º. Los perfiles III y IV son muy próximos y están sobre el escarpe más pequeño reconocible en la zona, que presenta una altura del orden de 4 m (Fotografía 4.15) y su mayor pendiente corresponde a 19º. En este escarpe es posible reconocer la presencia de grandes bloques en su pendiente. La presencia de estos bloques puede ser el resultado de un proceso relacionado con la erosión, lo que puede darnos información sobre su edad. Esto no se observa en los

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otros escarpes donde la pendiente se encuentra cubierta por material fino y no se aprecia material de mayor tamaño. Los perfiles V y VI se encuentran al Sur de la Quebrada de Macul, donde la base del perfil V se encuentra en parte cubierta por depósitos del abanico de éste. Estos escarpes señalan desplazamientos mínimos del orden de 20 m para el V y 45 m para el VI (Fotografía 4.13 y 4.14), y pendientes máximas de 25º y 35º respectivamente.

Ilustración 4-9: Perfil D-D'. La topografía del abanico aluvial de la Quebrada de Macul está en negro. La superficie fallada, equivalente al perfil VI, está en rojo y se encuentra unos 100 m al Sur del abanico.

Otras características de los escarpes, como por ejemplo el ancho de la cresta, deben ser determinadas utilizando instrumentos topográficos de mayor precisión. Un mayor conocimiento de la forma y relaciones geométricas del escarpe son de suma utilidad para determinar en qué etapa del proceso de degradación se encuentra el escarpe, permitiendo además estimar una edad de formación de éste al tomarse en cuenta el factor climático (Wallace, 1977).

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Fotografía 4.15: Vista del escarpe más pequeño observado, se encuentra en Peñalolén, vista al Este. La fotografía enfrenta al escarpe. Nótese la presencia de grandes clastos en la superficie de la pendiente. La vara

mide 1.5 m.

4.3.3.- Otras estructuras asociadas a la falla.

El Cerro Los Rulos, ha sido interpretado en este trabajo como un pliegue alineado con la traza de la falla y asociado a la tectónica de ésta. Coherentes con la situación se encuentran pequeñas fallas normales (Fotografía 4.8) que cortan depósitos jóvenes y se encuentran alineadas con el graben observado en la superficie del Cerro Los Rulos. Los desplazamientos que muestran son decimétricos.

4.3.4.- Reconocimiento de la falla a partir de un Modelo Numérico de terreno [MNT].

Para poder poner en evidencia el escarpe a escala del límite morfoestructural entre la Depresión Intermedia y la Cordillera Principal se generó un Modelo Numérico de Terreno [MNT]. Este se realizó a partir de una base topográfica digitalizada escala 1:50.000.

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Los aspectos técnicos fueron abordados mediante el programa Arcview 3.1 con el que se logró superponer al MNT un sombreado que le da una apariencia más real a la imagen, generando la impresión de relieve. El efecto se hizo imitando la posición del sol al Este (azimut 270º) y una inclinación de 60º (ilustraciones 4-10 y 4-11).

Ilustración 4-10: Modelo Numérico de terreno. El trabajo numérico fue realizado con este modelo que abarca un área mayor.

Utilizando el mismo programa se efectuó un estudio de pendientes para el área, las pendientes se dividieron en seis categorías y se representaron en un mapa en función de diferenciar lo mejor posible las distintas morfologías (ilustración 4-12). A partir de este estudio y del modelo sombreado se puede distinguir las siguientes características de la zona de estudio:

Desarrollo de facetas triangulares en el frente cordillerano que se encuentran degradadas por erosión.

Los escarpes no son claramente apreciados a esta escala. Sin embargo se insinúan cerca de Quebrada de Macul y en Las Condes como una prolongación de la estructura formada por los Cerros Los Rulos, Calán y Apoquindo.

Se observa tendencia paralela entre las unidades morfológicas de depósitos Antiguos (Q1) y las aristas rocosas que continúan al SE de ellos (ilustración 4-11).

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Se puede apreciar la planicie Los Azules atrás del Cerro San Ramón que se encuentra disectada al Norte y al Sur por los ríos Molina y Colorado respectivamente, formando una terraza levantada por sobre el nivel de la Depresión Intermedia.

Además mediante el uso del software PCI 6.3, se generaron perspectivas virtuales del frente cordillerano de Santiago (por ejemplo figuras 1-2, 4-1, 4-13 y 5-2), las que fueron de mucha utilidad para observar algunas características de la morfología de la zona de estudio.

Ilustración 4-11: Detalle del MNT, donde se abarca el área de estudio. Nótese el paralelismo entre las aristas en dirección NNW (línea punteada). Se puede apreciar el desarrollo de facetas triangulares.

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Ilustración 4-12: Carta de pendientes del frente cordillerano. Notorio es el brusco contraste de pendientes entre los contrafuertes cordilleranos y el valle. Puede observarse la planicie Los Azules tras el Cerro San

Ramón.

Este trabajo numérico reveló una deficiencia en la información topográfica, la escala de esta no permite llegar a observar detalles comparables con los escarpes, por lo que sólo es útil para un trabajo a mayor escala. La combinación del MNT con la imagen SPOT, ayudó a solucionar en parte este problema, ya que permitió reconocer las principales características del frente.

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Ilustración 4-13: Perspectiva sobre el área de estudio. Pueden reconocerse los cerros de Norte del Área, las quebradas más importantes, algunos escarpes y la disposición de las capas en los cerros San Ramón y

Abanico.

4.3.5.- Sismotectónica.

Una aproximación cinemática al control tectónico caracterizado por la Falla San Ramón puede ser realizada usando como guía a las capas de ceniza presentes en la zona. En los lugares donde la ceniza está sobre el escarpe se puede suponer un desplazamiento de la falla aproximadamente igual o superior al de la altura actual asumiendo que las cenizas se depositaron hace 450.000 años6 (Stern et al. 1984). Asumiendo además, que esta se depositó en un terreno no deformado (equivalente a los depósitos de abanicos recientes en la actualidad). Como las intercalaciones de ceniza se encuentran en escarpes de 75 m (al Sur de Quebrada Nido de Águila) y de 40 m, obtenemos valores de 0,16 y 0,1 mm al año los que son coherentes a tazas obtenidas por otros autores (Stern et al., 1984; Skewes y Holmgren, 1993; Kurtz et al., 1997) para solevantamiento de los Andes. Estos valores deben ser tomados como mínimos, ya que no es considerada la depositación de material en la base de los escarpes y sujetos a revisión dado que las cenizas pueden corresponder a múltiples

6 Si consideramos las dataciones más recientes de la ceniza de la Ignimbrita Pudahuel (2,3 Ma por Wall et al. (2001)), los valores que obtendríamos serían menores, esto implica que la deformación ha sido más lenta.

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eventos volcánicos y no sólo a la explosión de la Caldera Diamante estudiado por Stern et al. (1984), o recalcular estos valores solamente considerando dataciones recientes de estos depósitos de cenizas (por ejemplo, Wall et al. (2001)).

Relaciones de escala señalan que para una falla de estas características, una ruptura de largo de 16 km y de desplazamiento 1 m, generaría eventos de magnitud Mw 6,3 (Scholz, 1990).

Por otro lado, si el desplazamiento característico por evento de la falla es de 1 m, se puede esperar un período de recurrencia máximo del orden de 10.000 años.

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5.- CONCLUSIONES. Integrando e interpretando la información obtenida en este trabajo se ha

realizado una caracterización de la morfología y dinámica del frente cordillerano de Santiago Oriente:

Fue posible definir cuatro unidades morfológicas, que fueron ordenadas cronológicamente, en función de sus depósitos y relaciones de superposición. Estas son: Roca fundamental, depósitos de abanicos antiguos, depósitos de abanicos jóvenes y depósitos de abanicos recientes.

La primera de estas unidades morfológicas está compuesta por roca, las demás por depósitos sedimentarios de características similares, sobre todo las dos más recientes, lo que es una evidencia de que la dinámica del frente cordillerano se ha mantenido estable por un período de tiempo considerable, al menos durante el Cuaternario.

Las características de los depósitos de las unidades morfológicas sedimentarias definidas responden a condiciones de depositación menos catastróficas que las señaladas por autores de estudios anteriores. Esto que indica que la dinámica del área obedece a un régimen de depositación más continuo y de menor envergadura que lo entendido hasta la fecha.

Se ha producido un alzamiento del bloque cordillerano con respecto a la Depresión Intermedia esto está demostrado por que los depósitos más antiguos están a mayores alturas que los más jóvenes. Este alzamiento se ha estado produciendo por lo menos hasta el Cuaternario más reciente. Si bien en la literatura geológica se sugiere la existencia de un evento que produjo deformación extensional en la zona de este estudio no hay evidencias claras que permitan confirmar o rechazar este hecho.

Los escarpes reconocidos en el área son una manifestación en superficie de la Falla San Ramón, que controla el mayor rasgo geomorfológico observado que corresponde al límite entre la Cordillera Principal y la Depresión Intermedia.

La Falla San Ramón responde a un mecanismo inverso, esto está demostrado por evidencias tales como: La disposición de los depósitos fluviales en el Cerro Apoquindo, la existencia de fallas inversas de dirección N-S en Peñalolén y la deformación de carácter contraccional a escala regional observada en las formaciones Abanico y Farellones. Por lo que la Depresión Intermedia, al menos en esta zona, no corresponde a un graben extensional como ha sido interpretado hasta ahora.

Los cerros Apoquindo, Calán y Los Rulos son producto de un proceso tectónico y no son depósitos de remoción en masa.

La morfología del área estudiada puede ser dividida en dos dominios, siendo el límite entre estos la quebrada San Ramón. Al norte de esta, se presentan cerros aislados y los contrafuertes cordilleranos se retiran hacia el Este. Al Sur de la quebrada el cambio de pendiente entre las laderas de los contrafuertes cordillerano y el valle de

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Santiago se encuentra más al Oeste, siendo mucho más brusco que al Norte, y se aprecia una mayor desarrollo de quebradas. Esta diferencia morfológica puede ser explicada por variaciones de la inclinación del plano de falla en profundidad, pero para poder asegurar esto es necesario realizar estudios más completos.

Adicionalmente la investigación bibliográfica muestra una gran ausencia de información sobre el relleno de Santiago, en términos de profundidades y forma del basamento. Los estudios geofísicos realizados hasta ahora, además de ser muy antiguos y reducidos en número, carecen de una resolución aceptable para servir como complemento a estudios de la naturaleza del presente. Por otro lado, existe una falta de información y conocimiento de la historia geológica en el área de estudio durante el Plioceno.

La falla podría generar sismos de magnitud aproximada Mw 6,3.

Una posible interpretación del rol que cumple la Falla San Ramón en el alzamiento de los Andes muestra en la figura 5-1. En la figura 5-2 se presenta una perspectiva general del Frente Cordillerano de Santiago, esta es consistente con la figura 5-1.

Ilustración 5-1: Posible rol que cumple la Falla San Ramón.

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Ilustración 5-2: Perspectiva del frente cordillerano enfrentando al valle de Santiago. Nótese la planicie de Los Azules detrás del Cerro San Ramón, y que la traza de la falla puede ser continuada hacia el Sur.

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