Caracterización geomorfológica de la ensenada Agua Amarilla – Los Vilos,

Coquimbo, Chile.

Autor

Alberto José Alaniz Baeza

Estudiante de Geografia, Universidad de Chile. alberto.alaniz@ug.uchile.cl

RESUMEN

Se presenta un análisis geomorfológico integral en base a una exhaustiva revisión de caracteres teóricos, los

que luego fueron evaluados en terreno. Se resalta la importancia de la comprensión de los procesos

morfogenéticos y geodinámicos de la ensenada de Agua Amarilla en el sector norte de Los Vilos, para

demostrar el funcionamiento sistémico de las unidades geomorfológicas presentes, y como los procesos

heredados del cuaternario han originado las geoformas constitutivas del sector.

Palabras claves: Geodinamica, morfogenesis, geomorfologia costera, mapa geomorfolico de zona costera.

ABSTRACT

It is presented a comprehensive geomorphological analysis based on a thorough review of theoretical

characters, which were evaluated in the field. It is noted the understanding of morphogenetic and

geodynamics processes of the cove of Agua Amarilla in the north of Los Vilos, to demonstrate the systemic

functioning of geomorphic units present and how the processes inherited from the Quaternary have created

the landforms that conform the study area.

Key Words: Geodynamic, morphogenesis, coastal geomorphology, coastal geomorphic map.

INTRODUCCIÓN

La importancia que ha suscitado la comprensión

del sistema litoral chileno en los últimos años es

innegable al mencionar trabajos como los

realizados por PASKOFF (1992), ARAYA-

VERGARA(1983, 1985) y MARTINEZ (2001,

2007) los cuales han concentrado sus intereses en

la comprensión de la geomorfología,

geocronología y geología inherente al litoral del

norte chico de Chile.

Es necesario plantear un enfoque geomorfológico

que permita caracterizar los hechos

geomorfológicos presentes en el área de estudio,

para lo cual se consideró utilizar la taxonomía de

PEÑA MONNE (1997) el cual enfoca la

comprensión de las unidades geomorfológicas en

base al modelado responsable de la formación de

dicha estructura. Es así como LUGO (1999) nos

entrega una descripción clara de esta taxonomía y

su conveniente utilización para la construcción de

cartografías geomorfológicas básicas y aplicadas.

Otro aspecto considerado es la taxonomía de

ARAYA-VERGARA (1985, 1988, 1996) la cual

es aplicable a ambientes de montaña y fondo de

valle asociado, por lo que permite delimitar

formas correlativas en directa relación con los

procesos geodinámicos presentes en dichas

estructuras.

Los aspectos geotectónicos se sustentan en la

comprensión de las características de alzamiento

tectónico con relación a la formación de terrazas

observadas, donde destaca el trabajo de

QUEZADA (2007) el cual otorga nociones de la

formación de terrazas marinas y que podría ser

homologable al área de estudio en relación a las

características climáticas y tectónicas presentes en

el área. En esta línea, es menester considerar las

tasas de alzamiento tectónico de los bloques en el

área de estudio, los procesos de transgresiones y

regresiones marinas durante el cuaternario

(QUEZADA, 2007), así como los aspectos del

marco estructural en el cual se ha desarrollado la

génesis de dichas terrazas (PEÑA MONNE, 1997)

siendo importante la ubicación de fallas

observadas, inferidas y cubiertas. De la misma

forma cabe destacar la caracterización del tipo de

litología y conjunto morfoestructural observado

(PEÑA MONNE, 1997), es decir, la naturaleza de

la roca (KEPLEIS, 1997).

La configuración morfogenética de las geoformas

del norte chico en ambientes litorales es estudiada

por PASKOFF (1970) desde donde se desprende

una configuración normada por características

tectónicas importantes, como por ejemplo

sistemas de graven-horst que norman el desarrollo

de terrazas marinas deposicionales y de abrasión,

generando deformaciones del litoral y pudiendo

influenciar la constitución de dichas formas

(CEMBRANO, 2000).

En relación a las dinámicas deposicionales de los

modelados de tipo litoral y eólico planteadas por

PEÑA MONNE (1997), PASKOFF (1992) y

RAMIRES (1992) definen las características que

poseen las dunas litorales del norte chico, en las

cuales se aprecia que en litorales de semi-áridos

no se presentan grandes sistemas dunares. En ésta

línea, dichos estudios otorgan nociones de los

perfiles morfogeneticos de éstas estructuras. Otra

temática relevante es al aporte litoral que las

playas arenosas realizan a estos sistemas, sin

embargo es destacable la influencia fluvial en el

aporte de sedimentos PASKOFF (1992). Aquí se

desprende la importancia de comprender el

funcionamiento de sistemas estuariales asociados,

determinantes en la formación de campos dunares

o acumulaciones eólicas indiferenciadas, también

destacando la influencia de corrientes de deriva

litoral en esta dinámica (PHILLIPS, 1985).

Las características de las geoformas del modelado

hídrico-fluvial de PEÑA MONNÉ (1997) poseen

una importancia tanto geocronológica como

geodinámica. Desde el punto de vista de la

geodinámica actual, estas unidades representan

condiciones de intenso dinamismo, donde

unidades como incisiones lineales representan

efectos del clima y de eventos episódicos en el

terreno, generando modificaciones importantes a

los sistemas de laderas o vertientes (ARAYA-

VERGARA, 1985), así como la importancia de

los procesos de transferencia de masas desde

vertientes a fondo de valle a través de procesos

gravitacionales o hídricos (SOTO, et al. 2007).

Otros procesos de transporte de masa importantes

en la geomorfología costera es el de

reconocimiento de dinámicas de tipo fluvial y

estuarial. Desde este punto de vista, TRICART

(1965) genera un análisis geomorfológico y

geocronológico de las terrazas fluviales del rio

Copiapó, donde destaca la importancia que los

sistemas de cauces fluviales poseen en la

configuración del borde costero en interacción con

los procesos litorales y geotectónicos presentes

(ARAYA-VERGARA, 1965).

Uno de los procesos geomorfológicos y

geodinámicos actuales más evidentes e influyentes

en la actividad humana son los de tipo litoral

(SHORT, 1993) ya que estos varían de forma

repentina originando cambios morfológicos en la

zona litoral y en específico mutaciones en formas

de playas arenosas o litorales rocosos (ARAYA-

VERGARA, 1976). De esta forma resulta

fundamental para un análisis geomorfológico

integral del borde costero la comprensión del

comportamiento del litoral cercano nearshore

(WRIGHT, L.D. and SHORT, A.D., 1984) el cual

influencia directamente la configuración

geomorfológica de estas unidades.

Con respecto a la comprensión de

comportamientos de litorales arenosos y rocosos

ARAYA-VERGARA (1985, 1986a y adaptación

2004 ) entrega un análisis fundamental en la

comprensión de estos sistemas y su importancia

geomorfológica, al estudiar los cambios que puede

producir en la morfología y morfometría de

sedimentos, variaciones climáticas y eventos

oceanográficos del nearshore y offshore (SHORT,

1986).

A partir de lo revisado se desprende la

importancia de este trabajo, la cual radica en

caracterizar, analizar y describir bajo las

directrices y nociones geomorfológicas planteadas

así como de taxonomías previamente esbozadas,

el área norte de Los Vilos, específicamente en la

ensenada Agua Amarilla. En este contexto se

considera también como propósito la construcción

de una cartografía geomorfológica que permita

generar una interpretación geocronológica de la

configuración morfogenética de las geoformas

identificadas en base a PEÑA MONNE (1997) Y

ARAYA-VERGARA (1985), así como de las

características geodinámicas actuales en el área.

MATERIALES Y MÉTODOS

Para la realización de este trabajo se utilizaron

diferentes metodologías para la evaluación de los

diferentes criterios geomorfológicos, desde

fotointerpretaciones de imágenes aéreas y

satelitales hasta la evaluación de perfiles de playa

mediante índice de condición global de ataque de

ARAYA VERGARA (1986a)

Otro punto importante en la realización de este

trabajo es la caracterización geomorfológica en la

cartografía final.

Evaluación geomorfológica de unidades por

agente modelador

Los carácteres litológicos y morfoestructurales

han sido extraídos de los levantamientos

geológicos del Servicio nacional de Geología y

Minería disponibles en cartografía analógica para

las escalas 1:250.000 y 1:500.000, donde se han

caracterizado sistemas de fallas observadas,

inferidas y cubiertas, lo cual es indicio de una

influencia tectónica importante en el área (WALL

1996). También fue caracterizado el origen

geológico de las unidades presentes, siendo

identificadas unidades intrusivas cristalinas

correspondientes al basamento constitutivo de

unidades headland y sobre el cual se han

depositado sedimentos marinos cuaternarios, de

esta manera el intrusivo cristalino aparece con

diferentes grados alteración. También se

caracterizan unidades geológicas del batolito

costero, las cuales corresponden a unidades de

metareniscas cuarcíferas triásicas con presencia de

diastrofismo incipiente producto de grandes

esfuerzos tectónicos tanto de carácter regional

como local. (TARBUK, 2005).

En conclusión, se incluyeron las características

litológicas del fallamiento y edad de las unidades

esbozadas por WALL (1996).

Para la caracterización de unidades de modelado

litoral se consideró la taxonomía de PEÑA

MONNE (1997), donde también se destacó la

utilización de los modelos teóricos de ARAYA-

VERGARA (1985,1986a, 1988, 1996) para la

delimitación de plataformas de abrasión, playas

arenosas y acantilados activos.

Con relación al modelado hídrico y fluvial se

utilizo la taxonomía de PEÑA MONNE (1997) y

se generó un análisis de geoformas en base a las

observaciones teóricas de ARRIAGADA (2005)

de sistemas estuariales, TRICART (1965), SOTO

et al. (2010) respecto a paleoestuarios, ARAYA-

VERGARA (1985) con respecto a transporte de

masas y definición de dinámicas de sistemas de

vertientes influenciados por condiciones

climáticas. Otro aspecto teórico considerado es el

planteado por SOTO et al. (2005) respecto a las

condiciones de aportadores potenciales de masa

de sistemas de vertientes.

En PEÑA MONNE (1997) también se destacan

formas de modelado eólico, los cuales fueron

analizados según los planteamientos teóricos de

BÖRGEL (1963) respecto a la morfogénesis de

sistemas dunares, así como las teorías de

ARAYA-VERGARA (1987) del continuum dunar

en relación al perfil evolutivo de éstos sistemas y

sus diferentes características como aporte

sedimentario, extensión del terreno, presencia de

cabalgamientos y presencia de corrientes de viento

superficial. En la misma línea, resulta relevante

mencionar el trabajo de COGOLLOR (1980)

respecto al control antrópico de dunas y las

consecuencias morfológicas, sedimentológicas y

evolutivas en sistemas dunares consolidados o de

gran extensión.

En el análisis de sistemas litorales, se destaca la

reciprocidad de procesos del litoral cercano en

playas dominadas por olas (SOTO, 2005) con

respecto a la configuración morfológica de la

playa, pudiendo caracterizar perfiles de tipo

erosional y deposicional (ARAYA VERGARA,

1987), los cuales a su vez representan evidencias

directas de posibles aportes de masa a cordones de

dunas anteriores o desmantelación de cordones

más exteriores de dunas anteriores (SOTO, 2005).

Las condiciones de ataque del oleaje fueron

estudiadas desde el sistema de medición de

condición global de ataque en el litoral de

ARAYA-VERGARA (1986a).

Respecto a la interacción de tipo de zona de

rompiente de playas dominadas por olas, se utilizó

la taxonomía de WRIGHT & SHORT (1984) que

distingue tres tipos de playa: disipativas,

intermedias y reflectivas. Playas disipativas

representan una condición de alta energía del

oleaje, presentando tres o más zonas de

rompientes y una baja pendiente de la batimetría

de la zona de surf. Playas intermedias las cuales

representan una condición intermedia entre playas

disipativas de alta energía y playas reflectivas de

baja energía, y por último playas reflectivas las

cuales representan una condición de baja energía y

presentan una mayor pendiente con una zona de

swash o saca y resaca estrecha (SOTO, 2005).

Se destaca que la gran mayoría de las playas en

Chile pertenece a la clasificación intermedia, pero

pueden variar a reflectivas o disipativas según la

condición energética del oleaje (SOTO, 2005) y

cambios apreciables en períodos de bravezas o

aguas tranquilas. Estos aspectos fueron analizados

mediante fotogrametría evolutiva de la ensenada.

Respecto a la condición global de ataque,

concepto establecido por ARAYA-VERGARA

(1983) se realizó mediante una observación del

fenómeno de incidencia del oleaje en las formas

de la playa, con el objetivo de generar tablas de

medición de la condición global de ataque del

litoral (ARAYA-VERGARA, 1986a) con datos

obtenidos a partir de perfiles de playa en terreno.

La taxonomía considera tres niveles: Baja (menor

a 15); Media (16-30); y Alta (mayor a 30). Esta

corresponde a una medida observada bajo criterio

del investigador, donde se relacionan perfiles de

playa, presencia de vegetación estabilizadora, tipo

de zona de rompiente, secuencia y proceso

observado en swash (ARAYA-VERGARA,

1986a).

También se analizó el tipo de alineación del litoral

en relación con la existencia de deriva de playa

(ARAYA-VERGARA, 1996, SLINN et al. 2000).

Otro punto importante que fue evaluado es el del

control estructural de bahías (MARTÍNEZ, 2001)

y el efecto o el papel que este juega en la

configuración de procesos de erosión diferencial

en la playas arenosas (VAN DER BERG, 2002)

Área de estudio

El área de Los Vilos particularmente no ha sido

estudiada desde el punto de vista geomorfológico,

El área de Los Vilos particularmente no ha sido

estudiada desde el punto de vista geomorfológico,

pero los estudios previamente esbozados son

homologables al área producto de su desarrollo en

zonas de influencias climáticas, tectónicas y

morfogenéticas similares.

En resúmen, el esquema metodológico del trabajo

se desarrolló en base a la revisión bibliográfica de

teoría aplicable u homologable al área de estudio,

para proseguir con una serie de

fotointerpretaciones de imágenes satelitales y

estereoscopia de fotografías aéreas y delimitación

previa de geoformas presentes en éstas, para

finalmente generar una etapa de constatación en

terreno de la teoría.

Figura1: Área de estudio. Fuente Elaboración Propia en Base a Fotografías aéreas

SINIA.

RESULTADOS

Categorías de formas

Sistemas Litológicos y estructurales

Litología y conjuntos morfoestructurales

El contexto geológico de las unidades

constitutivas del área de estudio se sustenta en la

influencia estructural (ARAYA-VERGARA,

1985) que tiene la composición litológica del

basamento. Este influye directamente en el

desarrollo de los relieves depocisionales

cuaternarios y terciarios de carácter marino y

aluvial (TARBUK, 2005). En el área se distinguen

4 estructuras geológicas relevantes por su

influencia directa en la constitución morfogenética

de las formas actuales presentes en el área. La

primera corresponde a conglomerados y

metarenisca cuarcíferas triásicas de origen marino

pertenecientes a la formación Quereo, las cuales

se presentan con gran magnitud en el bloque

costero, donde su influencia radica en la

configuración de los sistemas de modelado de

laderas al proporcionar los detritus (TARBUK,

2005) que las constituyen. Esta unidad geológica

también se presenta en el headland sur de La

ensenada Tablas, localizado en el extremo norte

del área de estudio. En esta unidad headland, el

componente litológico ejerce un control

estructural importante, normando la existencia de

plataformas de abrasión marinas, arrecifes rocosos

y acantilados activos (PEÑA MONNE, 1997). En

este sector, también se destaca la presencia de un

sistema de fallas que ha elevado el bloque

poniente por sobre el bloque oriental

(QUEZADA, 2007), dejando el bloque oriental al

menos 20 metros por sobre el nivel de terraza

marina TM2 observado, el cual se encuentra a 80

msnm.

La segunda unidad geológica de importancia es la

caracterizada por rocas cristalinas de tipo granítico

de edad jurásica, las cuales se presentan con

diferentes niveles de alteración dependiendo de la

constitución específica de la roca (TARBUK,

2005), es así como la unidad Cavilolén,

correspondiente a granodioritas y tonalitas

microfaneríticas a faneríticas, se presentan en el

área norte cubierta por amplios depósitos marinos

cuaternarios de terrazas marinas, con influencia

morfogenética en la constitución inicial de estos

depósitos (STRAHLER, 1989).

La tercera unidad geológica es la unidad Puerto

Oscuro y esta también corresponde a rocas

intrusivas jurásicas, constituida por rocas

dioríticas, con un menor grado de alteración y que

ejercen un control estructural importante en los

sistemas de headland (SOTO, 2005) de la

ensenada Agua Amarilla. Es aquí donde el

headland norte presenta la presencia de

acantilados activos de al menos 40 metros de

altura. Esta unidad a su vez constituye el

basamento de la terraza marina TM1 de abrasión

(QUEZADA, 2007 y TRENHAILE, 2002).

La última unidad corresponde a los depósitos de

sedimentos cuaternarios y terciarios, donde

existen depósitos eólicos antiguos y areniscas

poco consolidadas además de depósitos aluviales

que caen desde el bloque costero hacia la terraza

TM2. En este caso, éstas formaciones cuaternarias

fueron mapeadas según su modelado

geomorfológico y acuñadas bajo la taxonomía de

PEÑA MONNE (1997), es así como en la

cartografía se evidencian las unidades

sedimentarias mapeadas según su geomorfología y

su agente modelador morfogenético (ARAYA-

VERGARA, 1987).

Marco estructural

Se han delimitado las fallas de tipo inferida,

observada y cubiertas, cuya importancia

geomorfológica radica en la influencia directa de

una incipiente tectonicidad (DERRUAU, 1966) en

la constitución morfogenética de las unidades

geomorfológicas actuales y la geodinámica actual

del área.

Formas estructurales

Estas formas fueron mapeadas según la taxonomía

de PEÑA MONNE (1997). Se mapeó los escarpes

como escarpes estructurales (PEÑA MONNE,

1997) y diferenciándolos según su magnitud en

metros, de esta manera destacan principalmente

los escarpes de la terraza marina TM2 los cuales

aparecen con diferentes magnitudes, siendo

menores en la zona norte donde caen de TM2 a

TM1. Estas se aprecian como escarpes difusos

producto de los procesos de erosión que le han

dado una pendiente de alrededor de 21°

constatado en terreno. Los mayores escarpes están

en el área sur de la ensenada Agua Amarilla,

específicamente en la zona donde TM2 cae

directamente a la terraza fluvial del Estero

Conchalí, con alturas superiores a 100 metros.

Modelado Litoral

Sistema de Terrazas marinas

En el área se observaron dos niveles de terrazas

marinas elevadas, sin considerar la terraza marina

de desarrollo actual TM´ la cual está representada

por la playa actual arenosa y sobre la cual se

depositan los cordones de ante dunas. Esta se

encuentra a pocos metros sobre el nivel medio del

mar.

El primer nivel de terraza es TM1 la cual

corresponde a una terraza de abrasión marina

constituida por rocas ígneas, (KENNEDY &

DICKSON, 2006). Esta se ha solevantado por

fenómenos tectónicos dejándola a una altura

Figura 2: Contexto Geológico del área. Fuente

Elaboración propia en base a SERNAGEOMIN

2008.

promedio de 45 msnm, de esta manera se destaca

la importancia de los alzamientos tectónicos de

bloques presentes en el área en la configuración

actual de las terrazas marinas.

El segundo nivel de terraza TM2 fue caracterizada

Como una terraza deposicional de sedimentos

marinos y aluviales en su zona oriente. Estos

sedimentos se han depositado sobre el basamento

ígneo constituyente de TM1, y producto de los

procesos de transgresiones y regresiones marinas

conjunto a los alzamientos tectónicos durante el

cuaternario, se fue solevantando el bloque

completo dejando a TM2 protegida (TRICART,

1965) de la acción marina y contribuyendo a la

formación de acantilados vivos y dejando a TM2 a

una altura promedio de 100 msnm. De esta forma

y en relación a la zonación altimétrica de los

niveles de terraza, se puede establecer una

datación relativa (ARAYA-VERGARA, 2012,

comunicación personal) estableciéndose TM2

como la terraza más antigua y TM1 de formación

posterior y TM´ como la más reciente.

Litoral rocoso

Se han delimitado las unidades constituyentes de

estos tipos de litorales según la taxonomía de

PEÑA MONNÉ (1997), caracterizando

únicamente los acantilados activos, por su

importancia geomorfológica y geodinámica

respecto a las influencias que estos desempeñan

en procesos como la erosión diferencial y la

transferencia de masas del sistema Litoral.(SOTO,

2005).

Playas arenosas y Litoral cercano

El análisis del sistema litoral debe ser

comprendido desde la perspectiva altamente

dinámica que esta representa (SOARES, 2003).

La playa se presenta con una alta condición de

dinamismo, evidenciado por su condición de

perfiles diferenciales en las zonas proximal, media

y distal (SHORT, 1999) analizados en terreno

mediante la toma de perfiles cada 100 metros.

En la zona proximal, se aprecian condiciones

variables de los perfiles de playa ya que la

condición de ataque a la que se encontraba

sometida la playa variaba cada cierta cantidad de

metros pasando de perfiles altamente erosiónales a

otros con características de profunda acreción, sin

embargo se ha establecido de que la mayor parte

de la zona proximal se presenta con condiciones

de ataque baja y perfiles muy acresionales, con

características en el litoral cercano de tipo de zona

de rompiente de WRIGHT & SHORT (1984), de

tipo barra y playa rítmica, es importante

mencionar que el terreno fue realizado en el mes

de mayo de 2012, por lo cual el mar presentaba

una notoria tranquilidad producto de las

Figura 3: Perfil de sistema de terrazas marinas en el borde norte del campo se dunas. Fuente Elaboración

propia en base a la toma de datos mediante la utilización de eclímetro digital.

E

condiciones climáticas presentes al momento de la

toma de datos.

La zona media de la ensenada se presenta con las

menores condiciones de ataque (ARAYA-

VERGARA, 1986a) del litoral, presentando

perfiles mono secuenciales de tipo acrecional y

caracterizando tipos de zona de rompiente barra y

playa rítmica a barra y surco longitudinal, por lo

tanto se estima que la mayor cantidad de

sedimento transportado por las corrientes de

deriva litoral es depositado en esta zona. De igual

forma se aprecia el mayor ancho de los cordones

de antedunas presentes, cuyo primer cordón se

encuentra a una distancia de 82 metros

aproximadamente de la zona de saca y resaca

(SOTO, 2005).

Por último, se establece que en la zona distal se

concentran las condiciones de ataque más intensas

con perfiles de características muy erosiónales. Al

momento de la visita a terreno, el perfil de playa

más distal poseía un microacantilado de 1 metro

de altura aproximadamente, con un tipo de zona

de rompiente de barra y playa rítmica (WRIGHT

& SHORT, 1984).

Figura 4:Microacantilado en anteplaya de 90cm, en

la zona distal de la ensenada. Foto tomada en mayo

de 2012

Figura 5: Tipo de zona de rompiente en la ensenada de Agua Amarilla, distribución espacial y

temporal. Fuente: Elaboración Propia en base a fotointerpretación y mediciones en terreno.

Figura 6: Perfil de playa e índice de condición global de ataque ( Araya Vergara, actualizado el 2004) de la zona

Proximal de la ensenada. Fuente Elaboración Propia en base a mediciones en terreno.

Figura 7: Perfil de playa e índice de condición global de ataque ( Araya Vergara, actualizado el 2004) de la zona

Media de la ensenada. Fuente Elaboración Propia en base a mediciones en terreno.

Figura 8: Perfil de playa e índice de condición global de ataque ( Araya Vergara, actualizado el 2004) de la zona

Distal de la ensenada. Fuente Elaboración Propia en base a mediciones en terreno.

Modelado eólico

Sistemas dunares

En el área se presenta un extenso campo dunar de

dunas de tipo barjánicas de tipo transgresivo,

caracterizado por un cabalgamiento incipiente

sobre las terrazas TM1 y TM2. Este campo dunar

presenta una distribución normal de sus

sedimentos en base a lo planteado por BORGEL

(1963) Y ARAYA-VERGARA (1987) donde los

sedimentos más finos se encuentran en la parte

más alejada del campo dunar. Otro aspecto

importante evaluado fue el de los aportes

sedimentarios actuales que está recibiendo el

campo dunar, los cuales fueron evaluados en base

al trabajo de COGOLLOR (1980), donde se

establece que el control antrópico de dunas

modifica de manera trascendental el desarrollo

normal del campo dunar, esto fundamentado en la

existencia de grandes Blow-outs de gran magnitud

entre series de dunas barjanoides. Es posible en

algunos casos ver incluso el basamento de

areniscas correspondiente a las terrazas sobre las

cuales esta cabalgando el campo dunar, así se

puede deducir un adelgazamiento incipiente de la

duna en base a la carencia de aportes

sedimentarios, todo esto producido por la alta

intervención antrópica presente en torno a la ruta 5

norte. Otro aspecto importante del modelado

eólico es la presencia de dunas anteriores

vegetadas con presencia incipiente de carpobrotus

aequilaterus y ambrossia chamissonis (ARAYA-

VERGARA, 1987). Estas dunas anteriores

alcanzan alturas superiores a los 2 metros

conformando alrededor de 6 cordones dunares

paralelos a la línea de playa. Estas dunas

anteriores y en particular los primeros cordones

presentan un aporte sedimentario en la parte

media de la ensenada, donde se aportaría

sedimentos al cordón de duna desde la playa, sin

embargo cabe señalar que no existen dunas

embrionarias en formación en el área.

Figura 9: Perfil del campo dunar en su zona media, cortando este longitudinalmente de SO a NE, donde se

aprecia el cabalgamiento que presenta el campo dunar sobre TM1 y TM2. Fuente: Elaboración Propia

Figura 10: la imagen es tomada desde la zona mas alta del campo dunar y en ella se caracterizan

diferentes unidades y procesos A: es un Blow-Out, B: representa Barjanoides anteriores al blow-out

y C: es la Terraza TM´ o Terraza Fluvio-Marina. Fotografía: Mayo de 2012.

Figura 11: Fotografía tomada desde la playa hacia el primer cordón de dunas anteriores, en ella se

destacan A: El primer cordón de dunas anteriores y B: Una secuencia de playa de marcado perfil

acresional.

Modelado Hídrico y fluvial.

Cauces fluviales.

Se distingue en el área de estudio la existencia de

un cauce fluvial con alto estiaje (ARAYA-

VERGARA, 1965 y TRICART, 1965) o que se

encuentra seco gran parte del año, sin embargo,

este se activa frente a determinados episodios

pluviométricos extremos en estaciones lluviosas

los cuales producen un aumento de su cauce. Estas

crecidas se producen principalmente en invierno.

Se infiere también que el cauce en un pasado y

con un paleoclima con características distintas a

las actuales, originó la existencia de una terraza

fluvial que disecta el batolito costero, esto

caracterizado como un fenómeno de tipo

epigénico (PILGRIM, 1993 y VIESSMAN,

2003). Esta disección también se ha manifestado

sobre la terraza marina TM2 la cual en la vertiente

sur de este sistema se presenta con un escarpe

superior a los 100 metros, y el hecho de que la

terraza este formada de areniscas poco

consolidadas genera procesos geodinámicos de

movimientos de masas y de disección lineal

durante eventos pluviométricos extremos. Esto da

lugar a redes de cárcavas y barrancos de incisión

lineal.

El estero Conchalí también ha creado una terraza

de tipo fluviomarina (TRICART, 1965) la cual

actualmente no posee influencia marina, pero en

un pasado y por la morfología actual que presenta

se asume una posible actividad estuarial.

Otro cauce fluvial que se ha cartografiado

corresponde a una quebrada ubicada en el ala

norte del campo de dunas, la cual posee una

marcada influencia tectónica y se estima que se

activa durante eventos pluviométricos extremos,

con escorrentía superficial proveniente del batolito

costero y zonas adyacentes a la quebrada

(CHORLEY,1971).

Formas dinámicas de carácter hídrico y fluvial

Estas están representadas según la taxonomía de

PEÑA MONNE (1997) como barrancos de

incisión lineal, red de cárcavas, talweg

torrenciales y paleoredes en depósitos

cuaternarios. En términos generales, se aprecia

que por las características climatológicas que

posee el área de estudio, este tipo de formas

evidencian la condición altamente dinámica a la

que están sometidas las unidades

geomorfológicas, ya que ante eventos

pluviométricos extremos las laderas del batolito

costero aportan escorrentía superficial la cual se

encausa dependiendo de las características

litológicas y topográficas del terreno (CHORLEY,

1971) dando lugar a estas formas. Las paleo redes

en depósitos cuaternarios se presentan en las

terrazas y los talweg torrenciales se aprecian en el

batolito costero, donde el basamento es más duro

y por las características topográficas del terreno se

produce un fenómeno de disección. De igual

forma, estos representan un punto importante de

recepción de masas provenientes de los sistemas

de vertiente adyacentes (CASTRO et al. 2003).

Por último se aprecia la formación de barrancos

de incisión lineal y redes de cárcavas, las cuales

también representan la condición geodinámica

actual de las geoformas. Las cárcavas encontradas

en el área se ubican principalmente en zonas de

escarpes abruptos, en específico, en el escarpe de

TM2 hacia la terraza fluvial.

Respecto a las incisiones lineales estas se activan

también en periodo de eventos pluviométricos

extremos y en el área se encuentran distribuidas

en todas las geoformas de litología sedimentaria.

Sistema estuarial

Su forma y extensión es alterada tanto por la

erosión como por la depositación de sedimentos y

los efectos causados por pequeñas variaciones del

nivel del mar (Nichols y Biggs, 1985).

La interacción entre el agua dulce y salina genera

una circulación característica producto de sus

densidades diferentes y de los procesos de mezcla

turbulentos originados por las mareas y los

vientos. El amplio rango en los valores de

salinidad y la pequeña amplitud térmica les otorga

a estos sistemas un rasgo característico. La

principal dificultad en el estudio de los mismos es

que la descarga de los ríos, el rango de marea y la

distribución de los sedimentos cambian

continuamente, por lo tanto, algunos estuarios

nunca llegan a ser sistemas estables y por su

carácter de ambientes únicos en su naturaleza, no

suelen ser comparables (CHORLEY, 1971).) Un

estuario es un cuerpo de agua semi cerrado.

En el caso de la desembocadura del estero

Conchalí, no es observable una dinámica

incipiente entre el mar y el cauce ya que existe

una barrera que impide la conexión de ambos

sistemas a nivel superficial. También es posible

determinar la estabilidad de esta barrera al

encontrarse desarrollados sobre ella varios

cordones de dunas anteriores. Esta barrera habría

sido generada en un pasado producto de la

colmatación de sedimentos acarreados por el

estero y otros depositados por el mar

(DERRUAU, 1966) conjuntamente a un cambio

en la naturaleza del rio producto de las variaciones

climáticas de la última parte del cuaternario,

reduciendo considerablemente la competencia del

cauce y la capacidad de este para penetrar la

barrera y abrirse al mar.

Sin embargo no es posible descartar la influencia

marina sobre la laguna, ya que al aparecer esta con

agua de características salobres se afirma que el

agua que alimenta la laguna actualmente tendría

un origen de tipo freático, en base a un aporte de

agua salobre desde el mar hacia la laguna. Este

proceso se evidencia al notar las características del

suelo constituyente, el cual tiende a ser de

características limo-.arcilloso lo cual es un indicio

del bajo aporte fluvial que posee la laguna y de

que ésta se estaría alimentando en su mayoría de

los niveles freáticos existentes en el litoral

(HONORATO & TORRES, 1977).

Figura 12: Fotografia tomada desde TM1 del ala sur del area de estudio hacia la Laguna

Conchalí, se esquematizan las siguientes formas. A: antedunas en la barrera, B: Laguna

estuarial C: Terraza marina TM2 de sedimentos, D: Terraza marina TM1 de abrasión.

Modelado de Laderas y Sistema de Vertientes

En el presente trabajo se delimitaron las unidades

pertenecientes al sistema de modelado de laderas

(PEÑA MONNE, 1997) como depósitos aluviales

y gravitacionales, esto sustentado en la base de

que si bien ambos tipos de depósitos poseen un

comportamiento geodinámico y origen

morfogenético diferente en ambientes de secano

costero, ambos tipos de unidades constituyen el

lugar desde donde escurren las aguas superficiales

durante eventos pluviométricos extremos

aportando masa hídrica al sistema de fondo de

valle y en el caso de ambientes costeros a terrazas

adyacentes (PASKOFF, 1970). Cabe destacar que

el aporte que realizan ambas unidades a formas de

fondo de valle, posee características mineralógicas

similares al provenir los detritos de la misma roca

madre y ser consideradas ambas unidades

correlativas a la cara libre o zona de arranque

(TARBUK, 2005).

DISCUSIÓN

Las nociones para la caracterización

geomorfológica de ambientes costeros de

(ARAYA-VERGARA, 1985 y 1986a) constituye

el marco teórico apropiado para comprender el

funcionamiento sistémico de los sistemas

geomorfológicos.

La consideración explicita de las características

geológicas como base para el mapeo de unidades

geomorfológicas de ambientes litorales se ajusta

muy bien al análisis planteado por PASKOFF

(1970), ARAYA-VERGARA (1986a), SOTO et al

(2005) y TRICART (1965) y se otorga una

concepción de la relación entre los perfiles

morfogenéticos de unidades geomorfológicas y el

funcionamiento geodinámico actual que estas

poseen.

A partir de las características geomorfológicas y

geodinámicas la zona de la ensenada Agua

Amarilla se deduce la existencia de grandes

secciones, la correspondiente al batolito costero y

los depósitos correlativos a este; el de terrazas

marinas y campo dunar; el sector poniente del área

con la playa arenosa; la laguna Conchalí y el

control estructural de los headland (SOTO, 2005).

Se aprecia la gran importancia en la constitución

geomorfológica de las formas heredadas del

cuaternario, pero es importante también destacar

la gran influencia geodinámica a la que se

encuentra sometida el área de estudio,

caracterizada principalmente en los talwegs, las

incisiones lineales, las cárcavas y los paleocanales

en depósitos cuaternarios presentes (ARAYA-

VERGARA, 1985), lo que permite deducir el alto

dinamismo actual del sistema geomorfológico de

la ensenada. Otro aspecto geodinámico de gran

importancia es sin duda alguna las dinámicas del

litoral cercano y la interacción con el sistema de

Figura 13: Acantilado Vivo en el Headland

norte de la ensenada Agua Amarilla.

playas arenosas y modelado litoral actual. Desde

este punto de vista es importante destacar la gran

precisión con la que se acopla el método de

evaluación de condición global de ataque de

ARAYA-VERGARA 1986a) al análisis de

dinámicas de playas dominadas por olas y su

inferencia en el sistema geomorfológico de la

ensenada.

En cuanto a la influencia del factor antrópico en la

configuración geomorfológica y geodinámica

actual del área de estudio, se aprecia la gran

influencia que estos procesos tienen en la

evolución y el comportamiento de las formas ante

determinados eventos o procesos, el ejemplo más

claro es el de la intervención antrópica detectada

en el campo dunar de la zona distal de la

ensenada. En ésta línea es importante destacar el

trabajo de COGOLLOR (1980) el cual entrega

directrices de gran utilidad para la evaluación y

detección del control antrópico en campos

dunares.

Por último es de gran relevancia destacar la

influencia que posee la configuración tectónica

presente en el área de estudio, la cual ha normado

el desarrollo morfogenético y geodinámico de las

formas presentes.

CONCLUSIONES

Se distinguen tres sectores importantes en el área

de estudio los cuales representan procesos

geodinámicos y morfogenéticos característicos,

estos corresponden a la zona de batolito costero,

las terrazas marinas, campo dunar y la línea de

costa.

En el batolito costero y sistema de depósitos

aluviales y deposicionales predominan los

procesos de erosión de carácter hídrico y fluvial,

los cuales se activan durante los eventos

pluviométricos extremos, además en esta área la

características de litología, conjuntos

morfoestructurales y caracteres geológicos (PEÑA

MONNE, 1997) poseen una gran importancia al

concentrarse aquí un complejo sistema de fallas

que es indicio del fuerte control tectónico.

En cuanto al sistema de terrazas y el campo dunar

se aprecia aquí la gran importancia de los

procesos cuaternarios en la configuración

morfogenética de dichas formas (QUEZADA,

2007) las cuales al ser sometidas a los procesos

geodinámicos actuales sufren mutaciones y

variaciones. Es importante destacar que las formas

no se encuentran sometidas a procesos de

morfogénesis actual observable, por ello se le da

gran importancia a los procesos geodinámicos que

van modificando la naturaleza de éstas formas.

El borde costero posee un carácter de tipo

geodinámica muy importante, caracterizándose en

el los procesos más recurrentes y persistentes de

geodinámica. Es el caso de la playa y su constante

interacción con el nearshore lo que determina

procesos como el movimiento de masas de

sedimentos, los procesos de erosión diferencial

producto del efecto de ensenada que producen los

headland (SOTO, 2005), la interacción que ejerce

la laguna Conchalí con el mar a través de los

niveles de intercambio freático.

Como conclusión a nivel general se desprende que

los procesos de morfogénesis producidos en el

cuaternario producto de las variaciones climáticas,

así como de la interacción tectónica de alzamiento

de bloques, crearon una serie de geoformas en el

área de Los Vilos, las cuales actualmente se

presentan con un alto dinamismo producto de las

condiciones climáticas locales así como de la

configuración actual de los procesos de

solevantamiento tectónico e intervención de

agentes geológicos exógenos como las aguas

superficiales, las aguas subsuperficiales, el viento

y el mar en el caso del borde costero. De esta

forma se caracteriza una relación sistémica de

cada una de las unidades presentes en el área,

relación normada por la condiciones y procesos

climáticos, tectónicos, litológicos y antrópicos

actuales y pasados.

Figura 14: Carta Geomorfológica de la ensenada de Agua Amarilla.

Agradecimientos

Se agradece a la Profesora Joselyn Arriagada,

González por su profundo compromiso y

dedicación para el desarrollo del curso de

geomorfología costera y de la presente

investigación. Se agradece de igual manera al

Profesor José Francisco Araya Vergara por su

valioso aporte para con el trabajo al responder las

inquietudes que se presentaron durante su

desarrollo y realizar una revisión de la presente

investigación.

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

ARAYA-VERGARA, J. Influencias

morfogenéticas de los desalineamientos y líneas

de costa contrapuestas en el litoral de Chile

central. Informaciones Geográficas de Chile,

1983, p. 3-23.

ARAYA-VERGARA, J.(a) Trend analysis of

shoreline changes and coastal management in

Central Chile (33-34,5º S). Actes Escursion-

Symposium: La Cöte Atlantique, 1985, Nº 9, p.

99-110.

ARAYA-VERGARA, J 1985 (b) Análisis de la

carta geomorfológica de la cuenca del rio

Mapocho. Inform. Geogr. Chile, 32:31-44.

ARAYA-VERGARA, J.F 1988. Toward a

classification of slope systems. En 26th Congress

Intern, Geogr. Union. Sydney. Vol.1. 1:19 A2

ARAYA-VERGARA, J.F 1996. Primeras

experiencias con una clasificacion dinamica de

vertientes de montaña. En I Taller Internacional de

Geoecologia de Montaña y Desarrollo Sustentable

de los Andes del Sur. Santiago: Universidad de

Chile-Unicef_ The United Nations University, pp

389-399.

ARAYA-VERGARA, J.F 1965. Investigaciones

morfológicas y cartográficas en lechos fluviales

de la cordillera de la costa (Chile central-hoya del

Huenchullami). Infom. Geogr. Santiago de Chile,

pp 61-80.

ARAYA-VERGARA,, J.F. 1976. Reconocimiento

de tipos e individuos geomorfológicos regionales

en la costa de Chile. Informaciones Geográficas-

Chile, 23: 9-30.

ARAYA-VERGARA, J. Toward a classification

of beach profiles. Journal of Coastal Research,

1986a, Vol. 2, Nº 2, p. 159-165.

ARAYA-VERGARA, J. F. The evolution of

modern coastal dune systems in central Chile. In:

GARDINER, V. (ed.). International

Geomorphology 1986. Proceedings of the First

International Conference on Geomorphology Part

II. Chichester: John Wiley & Sons, 1987, p. 1231-

1244.

ARAYA-VERGARA, J. Influencias

morfogenéticas de los desalineamientos y líneas

de costa contrapuestas en el litoral de Chile

central. Informaciones Geográficas de Chile,

1983, p. 3-23.

ARAYA-VERGARA, J. F. Sistema de interacción

oleaje-playa frente a los ergs de Chanco y Arauco,

Chile. Gayana Oceanología, 1996, vol. 4, N° 2, p.

159-167.

ARAYA-VERGARA, J. F 2012 Comunicacion

Personal. (Inedito)

ARRIAGADA, J. Geomorfología del estuario del

río Maipo, y su relación con las obras portuarias.

Caso de San Antonio, Chile Central”. Memoria

para optar al titulo de Geógrafo. Universidad de

Chile, 2005

BÖRGEL, R. 1963. "Las dunas litorales en Chile:

Teoría y Aplicación", Univ. de Chile, Fac. de Fil.

y Educ, Inst. de Geografía, Sección Aplicada Pub.

3: 5-19.

COGOLLOR, G. y VITA, A 1980: Estudio del

control de las dunas de Ritoque. Bol. Téc. NO 60.

Fac. Cs. Forestales, U. de Chile, pp. 68-86.

CASTRO, C.P, MV SOTO,& C CHAVES.2003

Aporte modeno de masa y su implicancia en la

definicion de niveles de riesgo natural. Tiempo y

espacion, 13 185-199.

CHORLEY, R y B, KENNEDY Phisycal

geography. A system approach prentice hall,

London. 370 p.

DERRUAU, M. Précis de géomorphologie,

Masson, plusieurs fois réédité, 1956.p 436

HONORATO R & A TORRES. 1977.

Caracterizacion y génesis de los suelos derivados

de sedimentos del cono principal del rio Maipo.

Ciencia e Investigacion Agraria. 4 (3) 171-182.

KENNEDY, A.M & M.E DICKSON, 2006

Lithological control on the elevation of shore

plataforms in a microtidal setting. Earth surf.

Process. Landforms. 31: 1575-1584.

KEPLEIS, K.A.; AUSTIN, J.A. 1997. Contrasting

styles of superposed deformation in the

southernmost Andes. Tectonics, 16 (5): 755-776.

MARTÍNEZ, C. El efecto de ensenada en los

procesos litorales de las ensenadas de Valparaíso,

Algarrobo y Cartagena, Chile Central. Santiago:

Tesis para optar al título de Magíster en

Geografía, Escuela de Postgrado, Universidad de

Chile, 2001.

MARTÍNEZ, C. Shoreline changes in Concón and

Algarrobo bays, central Chile, using an

adjustment model, Invest. Mar., Valparaíso, 35(2):

99-112, 2007

LUGO. J.Reseña de “Cartografia geomorfológica

básica y aplicada” de Peña Monné. J.L. Inv.

Georg. Universidad Autonoma de Mexico,

Distrito Federal, Mexico.(1999) pp 164-165.

PASKOFF, R. Las dunas del litoral. Revista

Mundo Científico, 1992, Nº 8, p. 958-965.

PASKOFF, R. 1970. Recherches

géomorphologiques dans le Chili semi-aride.

Bordeaux, France, Biscaye. 420 pp.

PEÑA. J.L, F. PELLICER CORELLANO., J. CÍA

CHUECA & A. JULIAN ANDRES 1997.

Leyendas para mapas a escalas 1:100.000/

1:200.000 y 1:25.000/ 1:50.000. En Peña Monné,

J.L (Ed), Cartografia geomorfológica básica y

aplicada. Geoformas ediciones, Logroño, pp. 127-

143.

PHILLIPS, D. 1985. Headland-bay beaches

reviseted: an example from Sandy Hook, New

Jersey. Mar. Geol., 65: 21-34.

PILGRIM, D.H Y I CORDEREY 1992. “Flood

runoff” In handbook of Hydrology. D.R

Maidment (ed) pp9.1- 9.42Mcgrawhill.

QUEZADA, J. GONZALEZ, G. DUNAI, T.

JENSEN, A. JUEZ-LARRÉ, J. Alzamiento litoral

Pleistoceno del norte de Chile: edades 21Ne de la

terraza costera más alta del área deCaldera-Bahía

Inglesa. Revista Geológica de Chile, Vol. 34, No.

1, p. 81-96, 6 Figs., 3 tablas, Enero 2007.

RAMIREZ, C. SAN MARTIN, C. SAN

MARTIN, J. 1992Vegetación y dinámica

vegetacional en las dunas litorales chilenas.

BOSQUE 13(1): 41-48, 1992

SHORT, A.D & T. AAGAARD, 1993. Single

and multibar beach change models. J Coastal.

Res., S.I 15;141-157.

SHORT, A. Waves - dominated beachs. In:

SHORT, A. (Ed.). Handbook of Beach and

Shoreface Morphodynamics. Chichester: John

Wiley & Sons, 1999, p. 173-191.

SLINN, D.N., JS ALLEN& R.A HOLMAN, 2000

alongshore currents over variable beach

tophology. J groghy. Res,. 105(NO C7) : 16971-

16998.

SOARES, A. G. (2003). Sandy beach

morphodynamics and macrobenthic communities

in temperate subtropical and tropical regions - A

macroecological approach. University of Port

Elizabeth. (Thesis/Dissertation)

SOTO, M. 2005. Aspectos morfodinámicos de

ensenadas desalineadas del litoral de Chile central.

Pichilemu y Caleta Los Piures. Rev. Geogr. Norte

Grande, 33: 73-87.

SOTO, M. y ARRIAGADA, J. Características

dinámicas de ensenadas estructurales de Chile

central. Maintecillo-Cachagua y Papudo, Región

de Valparaíso. Revista de Geografía Norte

Grande, 2007, N° 38, p. 99-112. Disponible en

Internet:

http://www.scielo.cl/scielo.php?script=sci_arttext

&pid=S0718-34022007000200006&lng=

es&nrm=iso

SOTO. M.V, ARRIAGADA. J. CASTRO. C.P,

MÄRKER. M. & RUDOLFI. G . Aspectos

geodinámicos de un paleoestuario del desierto

marginal de Chile. Río Copiapó. Revista de

Geografía Norte Grande, 46: 123-135 (2010).

STRAHLER A.N. & A.H. STRAHLER (1989)

Geografía física. 3ªEd. Omega, Barcelona,

España. 555 pp.

TARBUCK. E.J 2005. Ciencias De La Tierra :

Una Introduccion A La Geologia Fisica - 8ª

Ed.Editorial Pearson pp.726

TRENHAILE, A.S 2002.Rock coast, whit

particular emphasis on shore plataforms.

Geomorphology, 57(3-4): 293-302.

TRICART. J 1965. Algunas observaciones

geomorfológicas sobre las terrazas del rio

Copiapo. Info. Geogr. Santiago de Chile. Pp 45-

59.

WALL, R.; GUTIERREZ A. 1996. Mapa

geológico del área de Valparaíso-Curacaví.

Regiones de Valparaíso y Metropolitana. Escala

1:100.000. Santiago, Servicio Nacional de

Geología y Minería. 20 pp., 1 mapa (Mapas

Geológicos, Nº 1)

VAN DRE BERG, J.H A, VAN GELDER & D.R

MASTBERGEN, 2002 The importance of

breaching as mechanism of subaqueus slope

failure in fine sand. Sedimentology, 49(1): 81-95.

VIESSMAN, W &G. L LEWIS 2003.

Introduction to hydrology Pearson Education Inc.

5ta edicion, 612.

WRIGHT, L.D. and SHORT, A.D., (1984).

Morphodynamic Variability of Surf Zones and

Beaches: a Synthesis. Mar. Geology, v. 56, pp.

93-118.