Valp05 peligro sismicodeterministico

ESTIMACIÓN DETERMINÍSTICA DE LA AMENAZA
SÍSMICA PARA LA REGIÓN DE VALPARAÍSO, CHILE
CENTRAL (32°-34°S).
Memoria para optar al Título de Geógrafo con
Mención en Gestión y Ordenamiento Territorial.
IRMA DEL CARMEN FERNÁNDEZ SANHUEZA.
PROFESOR GUÍA (Nominal): CARLOS ROMERO GONZÁLEZ.
VALPARAÍSO, CHILE.
2012.
UNIVERSIDAD DE PLAYA ANCHA.
FACULTAD DE CIENCIAS NATURALES Y EXACTAS.
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS GEOGRÁFICAS.
CARRERA DE GEOGRAFÍA.

2
A Don LLUUIISS FFEERRNNÁÁNNDDEEZZ PPÉÉRREEZZ. Ud Don Luis, me ha sostenido, fortalecido,
jamás me permitió darme por vencida y jamás me permitió volver hacia
atrás. Gracias por ayudarme a transformarme en lo que decidí ser. Gracias
por volver... y, quedarte...gracias por tu amor, Viejo.
A la AAMMYY........Y Al AAuuttooddiiddaaccttaa..

3
RESUMEN. 6.
CAPITULO I: PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN.
1.1 INTRODUCCIÓN. 8.
1.2 CONTEXTUALIZACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN. 9.
1.3 JUSTIFICACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN. 12.
1.4 ÁREA DE INVESTIGACIÓN. 13.
1.5 HIPÓTESIS DE INVESTIGACIÓN. 15.
1.6 OBJETIVOS DE INVESTIGACIÓN. 15.
CAPITULO II: MARCO CONCEPTUAL Y ANTECEDENTES SISMOTECTÓNICOS-
GEOTECTÓNICOS DE CHILE CENTRAL (32°-34°S).
2.1 AMBIENTE SISMOTECTÓNICO. 16.
2.1.1 FUENTES SISMOGENÉTICAS. 20.
2.1.1.1TERREMOTOS INTERPLACA. 22.
2.1.1.2 TERREMOTOS INTERPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 22.
2.1.1.3 TERREMOTOS INTERPLACA CORTICAL. 23.
2.1.2 TERREMOTOS HISTÓRICOS 23.
2.1.2.1 TERREMOTOS INTERPLACA. 24.
2.1.2.2 TERREMOTOS INTERPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 29.
2.1.3 ASPEREZAS & BARRERAS SÍSMICAS EN LA ZONA DE VALPARAÍSO. 30.
2.1.4 SÍSMICIDAD CORTICAL Y POTENCIAL SÍSMICO COSTERO. 37.
2.1.4.1 TERREMOTOS CORTICALES. 37.
2.1.4.2 ESTRUCTURAS CON POTENCIAL SÍSMICO. 40.
2.2 AMBIENTE GEOTECTÓNICO. 41.
2.2.1 UNIDADES MORFOESTRUCTURALES. 41.
2.2.1.1 CORDILLERA DE LA COSTA Y VALLES TRANSVERSALES. 43.
2.2.1.2 CORDILLERA PRINCIPAL. 47.
2.2.2 ESTRUCTURAS MAYORES. 47.
CAPITULO III: MARCO Y PLANTEAMIENTO METODOLÓGICO DE INVESTIGACIÓN.
3.1 ANTECEDENTES Y CONCEPTOS METODOLÓGICOS. 52.
3.1.1 METODOLOGÍA DETERMÍSTICA. 52.
3.1.2 LEYES DE ATENUACIÓN. 53.
3.1.2.1 FACTORES DE SITIO. 55.
3.1.3 MAXIMO EVENTO CREÍBLE. 57.
3.2 ESCENARIOS DE DISEÑO REGIONAL DE LA AMENAZA SÍSMICA. 59.
3.2.1 PARAMETRIZACIÓN DE FUENTES SISMOGÉNICAS. 59.
3.2.1.1 TERREMOTO INTERPLACA. 59.
3.2.1.2 TERREMOTO INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 61.
3.2.1.3 TERREMOTO INTRAPLACA CORTICAL. 62.
3.2.3 DETERMINACIÓN DE LA ACELERACIÓN MÁXIMA DEL SUELO. 66.
3.2.3.1 DEFINICIÓN Y MODELIZACIÓN ESPACIAL REGIONAL DEL ÁREA DE ÁNALISIS. 68.

4
3.2.4 PONDERACIÓN DE FACTORES DE AMPLIFICACÍÓN GEOLÓGICA. 74.
3.3 ZONIFICACIÓN DE LA AMENAZA SÍSMICA REGIONAL. 79.
3.3.1 PLANOS DE INTENSIDAD DE MERCALLI. 82.
CAPITULO IV: RESULTADOS: DETERMINACIÓN DETERMINÍSTICA DE LA AMENAZA
SÍSMICA REGIONAL Y PLANOS DE INTENSIDADES DE MERCALLI.
4.1 MAPAS DE PELIGRO SÍSMICO DETERMINÍSTICO E INTENSIDAD DE MERCALLI REGIONAL. 83.
4.1.1 ESCENARIO INTERPLACA. 83.
4.1.2 ESCENARIO INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 83.
4.1.3 ESCENARIO INTRAPLACA CORTICAL. 84.
CAPITULO V: DISCUSIÓN, CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES.
5.1 DISCUSIÓN. 91.
5.2 CONCLUSIONES. 93.
5.3 RECOMENDACIONES PARA TRABAJOS FUTUROS. 95.
I. GLOSARIO. 98.
II. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS. 106.
III. ANEXOS.
ANEXO N°1: MAPA GEOLÓGICO (REGIÓN DE VALPARAÍSO) Y ESTRUCTURAS TECTÓNICAS MAYORES
ENTRE LOS 32°-34°S. SERNAGEOMIN., 2003. 117.
ANEXO N°2: DESCRICION LITOLÓGICA DE UNIDADES GEOLÓGICAS RECONOCIDAS EN LA REGIÓN DE
VALPARAÍSO. SERNAGEOMIN., 2003. 118.

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INDICE DE FIGURAS.
FIGURA N°1: ÁREA DE INVESTIGACIÓN. 14.
FIGURA N°2: PRINCIPALES FUERZAS QUE INTERVIENEN EN UNA ZONA DE SUBDUCIÓN. 16.
FIGURA N°3: VELOCIDAD DE CONVERGENCIA INTERPLACA SUDAMERICANA. 17.
FIGURA N°4: MODELO GEOMÉTRICO DE SUBDUCCION DE NAZCA (27°-35°S). 18.
FIGURA N°5: EVOLUCIÓN DEL RIDGE DE JUAN FERNÁNDEZ (22 Ma-AP). 19.
FIGURA N°6: ESTILOS DE SISMICIDAD EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN. 21.
FIGURA N°7: TERREMOTO DE VALPARAÍSO 1906: EL ALMENDRAL (CALLE VICT). 27.
FIGURA N°8: TERREMOTO DE VALPARAÍSO 1985: DAÑOS EN LA CIUDAD DE S. DOMINGO. 28.
FIGURA N°9: TERREMOTO DE CHILLÁN 1939: DAÑOS EN LA CIUDAD DE CHILLÁN. 29.
FIGURA N°10: MODELO DE ASPEREZAS Y BARRERAS SÍSMICAS. 32.
FIGURA N°11: LARGOS DE FALLA ESTIMADOS PARA GRANDES TERREMOTOS CHILENOS (31°-35°S) Y
ASPEREZAS PROPUESTAS POR RUIZ & SARAGONI.2005. 34.
FIGURA N°12: ZONAS DE RUPTURA Y FUENTES SÍSMICAS TERREMOTO 1985. 35.
FIGURA N°13: TERREMOTO DE LAS MELOSAS 1958. DAÑOS EN LA LOCALIDAD DEL VOLCÁN. 38.
FIGURA N°14: DISTANCIAS HIPOCENTRALES, EPICENTRALES Y FOCO SÍSMICO. 55.
FIGURA N°15: FALLAS ACTIVAS SELECCIONADAS PARA EL DISEÑO DEL ESCENARIO DE AMENAZA
INTRAPLACA CORTICAL COSTERO 65.
FIGURA N°16: MAPA DE PUNTOS REPRESENTATIVO DEL ÁREA REGIONAL DE ÁNALISIS. 67.
FIGURA N°17: EJEMPLO DE ATRIBUTACION DEL SHAPE REPRESENTATIVO CON LOS PÁRAMENTROS
FOCALES DEL TDIT-A. 68.
FIGURA N°18: EJEMPLO DE CÁLCULO DE LA PGA EN ILWIS 3.3 PARA EL TDIT-A. 70.
FIGURA N°19: HISTOGRAMA DE LA DATA C/S NORMALIZAR PARA EL TDIT-A. 71.
FIGURA N°20: TENDENCIAS ESPACIALES OBTENIDAS EN TREND ANALYSIS PARA EL TDIT-A. 71.
FIGURA N°21: EJEMPLO DE PROCESO DE INTERPOLACIÓN EN EL MÓDULO GEOESTATISTICAL WIZARD
PARA EL ESCENARIO TDIT-A. 72.
FIGURA N°22: RASTER DE LA PGA EN ROCA PARA EL ESCENARIO TDIT-A, OBTENIDO MEDIANTE LOS
PASOS METODOLÓGICOS DESCRITOS. 73.
FIGURA N°23: FACTORES DE SITIO PROPUESTO POR ARGEMISEL & SARAGONI. 1992. (31°-25°S). 74.
FIGURA N°24: PROCEDIMIENTO DE CÁLCULO DE LA PGA CORREGIDA PARA EL TDIT-A. 77.
FIGURA N°25: MAPA DE SÍSMICIDAD GLOBAL. GSHAP. 1999. 79.
FIGURA N°26: MAPA DE ZONIFICACIÓN SÍSMICA NACIONAL NCh. 433. Of 1996. 80.
INDICE DE ESQUEMAS.
ESQUEMA N°1: MAPA CONCEPTUAL METODOLÓGICO DE INVESTIGACIÓN. 54.
ESQUEMA N°2: PASOS METODOLÓGICOS DE PROCESAMIENTO EN SIG PARA LA OBTENCION DE TRAZAS
CARTOGRAFIADAS ACTIVAS O POTENCIALES COSTERAS. 63.
ESQUEMA N°3: PASOS METODOLOGICOS DE PROCESAMIENTO EN SIG PARA LA OBTENCION DE LA PGA
CORREGIDA POR EFECTOS LITÓLÓGICOS. 78.
INDICE DE TABLAS.
TABLA N°1: LOCALIZACIÓN DE ASPEREZAS SÍSMICAS ENTRE LOS 32°-34°S. 36.
TABLA N°2. INCREMENTO DE LA INTENSIDAD POR EFECTO GEOLÓGICO CONSIDERANDO EL TERREMOTO
DE VALPARAISO DE 1985 (MONGE ET AL., 1989). 56.
TABLA N°3: PARÁMETROS DE DISEÑO. TDIT-A. 62.
TABLA N°4: PARÁMETROS DE DISEÑO. TDIO-B. 62.
TABLA N°5: LARGO DE FALLA SUPERFICIAL Y CENTROIDE DE TRAZAS COSTERAS CON MÁS DE 30 KM
SELECCIONADAS. 63.
TABLA N°6: MAGNITUDES MÁXIMAS POSIBLES PARA FALLAS ACTIVAS SELECCIONADAS. 64.
TABLA N°7: PÁRÁMETROS DE DISEÑO. TDIC-C. 66.

6
TABLA N°8: RESULTADOS DEL PROCESO DE INTERPOLACIÓN UTILIZANDO EL MODELO ESFÉRICO Y
STABLE PARA LOS ESCENARIOS TDIT-A, TDIO-B Y TDIC-C. 73.
TABLA N°9: FACTORES DE AMPLIFICACIONES GEOLÓGICO PROPUESTOS POR BORCHERDT D., 1994, VAN
WESTERN., 2003 Y TSIGE ET AL., 2006. 75.
TABLA N°10: FACTORES DE AMPLIFICACIÓN GEOLÓGICO A UTILIZAR PARA LA CORRECCIÓN DE LA PGA
EN ROCA. 76.
TABLA N°11: ESCALA DE GRADUACIÓN DE LA PELIGROSISDAD. GSHAP.1999. 80.
TABLA N°12: VALORES UMBRALES DE LA PGA CORREGIDA E INTENSIDADES POR ESCENARIO SÍSMICO,
OBTENIDAS. 83.
TABLA N°13: COMPARACIÓN DE LAS ACELERACIONES TEÓRICAS OBTENIDAS CON RESPECTO A VALORES
ESTIMADOS PARA TERREMOTOS REPRESENTATIVOS. 91.

RESUMEN.
7
RESUMEN.
La zona de acoplamiento sismogénico da origen a la sismicidad de subducción
e intracontinental. Proceso físico inducido por constante movimiento de las Placas
Litosféricas. El margen activo genera deformaciones en la corteza, que en un medio
frágil, pueden inducir sismicidad intraplaca cortical asociada a la actividad de
estructuras sismogénicas activas o potenciales.
El área de Valparaíso entre los 32°-34°S, ha sido considerada como un “gap
sísmico”, a partir de su elevada velocidad de convergencia relativa e interpretación
historia de la frecuencia sísmica, que no ha experimentado la ocurrencia de
terremotos de magnitud superior M=8.0, desde la Catástrofe de 1906.
Diversos autores han estudiado la sismicidad histórica en la zona. Algunos de
estos han propuesto períodos de recurrencia en torno a los 82 ± 6 años y magnitudes
superiores a 8 grados para los terremotos interplaca y períodos de retorno de 20 a 30
años con magnitudes cercanas a 7.5 para los terremotos intraplaca oceánica en la
zona de la Ligua. Existiendo, evidencias marcadas de neotectónica terciaria,
asociada a estructuras activas o potenciales localizadas en la Cordillera de la Costa
entre los 33°-33.75°S, tales como la Falla de Melipilla, Falla Puangue, Falla del Río
Maipo, Falla Valparaíso-Curacaví y la Falla del Marga-Marga
Dada la condición de alto peligro sísmico que presenta la región de Valparaíso,
esta memoria tiene por objeto Determinar y Zonificar la Amenaza Sísmica a escala
regional mediante la aplicación de la Metodología Determinística, considerando el
efecto por fuente sismogénica y naturaleza geológica regional, en función de la
aceleración máxima horizontal del suelo.
Para alcanzar tal objetivo, se definierón 3 escenarios sísmicos de diseño:
Escenario Sísmico Interplaca tipo Thrust, Escenario Sísmico Intraplaca Profundidad
Intermedia y Escenario Intraplaca Cortical, en base a antecedentes históricos y
neotectónicos. A partir de la aplicación de Correlaciones Empíricas, de Escalamiento
y Leyes de Atenuación de la aceleración por taxonomía sísmica, se obtienen valores
de la aceleración que son posteriormente corregidos por condiciones geológicas
mediante el empleo de Factores de Amplificación basados en la naturaleza litológica,
tipo de roca y edad.
Los resultados obtenidos, dentro del entorno de los Sistemas de Información
Geográfica, arrojaron valores máximos de aceleración de 2.0 % g, 1.1% g, 0.52 %

RESUMEN.
8
g, por terremoto de diseño. Los valores logrados, son los utilizados para la
realización de la macrozonificación sísmica, mediante la aplicación de la Escala de
Peligrosidad definida por GSHAP., 1999, y para la obtención de los planos de
Intensidad de Mercalli Modificada, cuyos valores arrojan intensidades comprendidas
entre los 11 a 3.0 grados.

9
1.1 INTRODUCCIÓN.
La presenta memoria tiene por objeto principal la estimación y zonificación de la
Amenaza Sísmica asociada a la Región de Valparaíso, de acuerdo, al ambiente
sismotectónico y geotectónico regional desde la perspectiva determinística. Los
fundamentos que motivan su selección, estriban en la condición de elevada
vulnerabilidad física que patenta la región inducida principalmente por la precaria
inclusión y tratamiento del fenómeno sísmico en el Plan Regulador Intercomunal de
la Región de Valparaíso así como en la ausencia de un Marco de Protección Civil
orientado a la prevención a nivel regional. Circunstancias que disminuyen la
capacidad de resistencia del territorio regional frente a la ocurrencia sísmica.
La memoria se encuentra estructurada en cinco capítulos, en los cuales se
exponen diversos antecedentes y conceptos asociados a la problemática abordada
como los procedimientos seguidos para alcanzar los objetos planteados y las
conclusiones obtenidas tras su consecución, a saber:
1. CAPÍTULO I: Este capítulo contiene el Planteamiento del Problema de
Investigación en el cual se exponen, en contexto, las causas principales
que inducen la existencia del problema que fundamenta la investigación,
así como los objetivos e hipótesis que guían su consecución y la
justificación del mismo.
2. CAPÍTULO II: En este capítulo se presentan el Marco Sismotectónico y
Geotectónico que dan sustento teórico y conceptual a la investigación.
3. CAPÍTULO III: En este capítulo se exponen los criterios seguidos para la
definición de tres escenarios sísmicos para la región de Valparaíso así
como los procedimientos en el entorno de los Sistemas de Información
Geográfica y el planteamiento conceptual metodológico asociado,
utilizado para la obtención de los objetivos de la investigación.
4. CAPÍTULO IV: En este capítulo se presentan los Mapas de Zonificación
Sísmica Regional y de Intensidad de Mercalli, como reflejo de los
resultados de la aplicación del marco metodológico arrojó en base a los
objetivos definidos.

10
5. CAPÍTULO V: En este capítulo se exponen las conclusiones a las cuales
se llego a partir del análisis de los resultados de investigación por
escenario sísmico definido así como la discusión de los mismos y
recomendaciones para la elaboración de estudios de amenaza sísmica
futura.
1.2 CONTEXTUALIZACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN.
La región geográfica comprendida entre los 32°-34°S ha sido estimada como
una “brecha sísmica”, a partir de la interpretación histórica de su frecuencia sísmica y
la elevada velocidad de convergencia, a razón de 10.28 mm/año1
, sin ocurrencia de
Terremotos de magnitud superior a 8 grados en los últimos 104 años PEREIRA ET
AL., 1979.
Diversos autores han estudiado la sismicidad histórica en la zona de Valparaíso
como por ejemplo COMTE ET AL., 1986; CHRISTIENSEN & RUFF., 1986; KORRAT
& MADARIAGA., 1986; RUIZ S., 2002, algunos de estos han propuesto períodos de
recurrencia en torno a los 82 ± 6 años y magnitudes superiores a 8 grados para los
terremotos interplaca y períodos de retorno de 20 a 30 años con magnitudes
cercanas a 7.5 para los terremotos intraplaca oceánica en la zona de la Ligua, cuyos
procesos de fractura no se corresponderían al modelo clásico de Ciclo Sísmico sino
más bien al Modelo de Asperezas y Barreras Sísmicas BARRIENTOS & KAUSEL.,
1993; KAUSEL E., 1986 localizadas entre los 32° y 34°S RUIZ & SARAGONI.,
2005; RUIZ S., 2002; LOBOS C., 1999  que controlarían todo el proceso de ruptura
de los grandes terremotos interplaca e intraplaca profundidad intermedia registrados
frente a las costas de Valparaíso entre 1575 y 1985. Paralelamente, existe
abundante evidencia de fallas geológicas activas y potenciales localizados en la
Cordillera de Costa PARDO ET AL 2002; ARMIJO & THIELE., 1990; HERVÉ M.,
1987, entre los 33 ° y 33.75 ° S tales como la Falla de Melipilla y Marga-Marga
SABAJ R., 2008; THORSON R., 1999 que de acuerdo a GANA & ZENTILLI., 2002
fueron reactivadas como fallas normales después del Mioceno-Plioceno (5.3 Ma).
1
UNAVCO. Plate Motion Calcutator. Disponible:
<http://www.unavco.org/community_science/sciencesupport/crustal_motion/dxdt/model.html>. Consultado:
1/10/2012.

11
De acuerdo a CORREIG A., 2006 y CORTES M., 2008, cuando algún
parámetro del sistema físico que da origen a la ocurrencia sísmica varía súbitamente
tal como la velocidad, densidad, temperatura, excediendo el valor normal, como
respuesta a cambios en las condiciones externas del sistema, y se materializa en
términos cuantitativos-cualitativos de tipo, magnitud, recurrencia y localización,
estamos en presencia de una Amenaza Sísmica con capacidad destructiva o
desestabilizadora. Frente, a lo planteado es posible sostener que los sistemas de
Asentamiento Humano, Territorio Creado y Patrimonio Natural situados entre los 32°-
34°S correspondientes a las Regiones de Valparaíso y Metropolitana de Santiago,
presentan una condición de elevada Amenaza Sísmica.
Desde este contexto, la Amenaza Sísmica y por consiguiente su capacidad
destructiva, no sólo será función de la energía sísmica liberada sino también de las
condiciones físico-mecánicas del emplazamiento, englobado dentro del concepto de
Efecto de Sitio, así como de su localización geográfica. Ambas variables, influirán
decisivamente en el grado de Exposición Física, es decir, definirán por cuánto tiempo
y de qué modo, cada unidad territorial, extensible a asentamientos humanos,
sistemas naturales e infraestructura socioeconómica, establecimientos económicos,
productivos así como servicios publico-privados y líneas vitales, estará sometido a la
energía sísmica VARGAS E., 2002; CARDONA O., 2001; NATEZON C., 1995.
Por ello, el marco normativo-jurídico que regula el uso del suelo así como la
normativa sismorresistente resulta esencial para reducir el nivel de exposición física y
la vulnerabilidad sísmica estructural COBURN AND SPENCE., 1992; MASKREY A.,
1989. En Chile, diferentes normas sectoriales definen y regulan el uso del suelo,
empero son, la Ley y Ordenanza General de Urbanismo y Construcciones del año
1992 (LGUC-OGUC), D.S N° 47 y D.S N°458 con sus respectivas modificaciones los
cuerpos legales principales. La LGUC, fija los procedimientos para la elaboración y
modificación de los Instrumentos de Planificación Territorial (en adelante IPT) a
distintos niveles territoriales. A escala Intercomunal y Comunal los únicos
instrumentos que poseen jerarquía normativa, y por tanto facultad para destinar el
uso del suelo a determinadas actividades, son el Plan Regulador Intercomunal (PRI)
o Metropolitano y el Plan Regulador Comunal (PRC) junto a los Planes Seccionales
y de Límite urbano, en reciprocidad con las disposiciones emanadas de la Estrategia
Regional de Desarrollo (Ley N° 19.175) y el Plan de Desarrollo Comunal (Ley N°
18.695) HIDALGO ET AL., 2011; BORDAS A., 2006; ITURRIAGA J., 2003.
Asimismo, la OGUC establece textualmente, en el D.S N°47 D.O 1992, en el
artículo 2.15 que: “En los Planes Reguladores Intercomunales“....”Se establecerá
cuando proceda y previo estudio fundado de riesgos”... “zonas no edificables o de
edificación restringida, por constituir un peligro potencial para los asentamientos

12
humanos”. El D.S N° 75 D.O 2001 indica en el artículo 2.1.17 inciso n°4, que las
zonas de actividad volcánica, ríos de lava o fallas geológicas constituyen áreas de
riesgo. Al respecto, cabe la pregunta ¿A qué tipo de falla geológica se refiere la
norma?, ¿Una falla geológica superficial o bien macrofalla activa como la zona de
subducción?.
El Plan Regional de Desarrollo Urbano y Territorial de la Región de Valparaíso,
PRDUT-V del año 2007, en su memoria explicativa no considera disposiciones con
respecto a la elaboración ni establecimiento de áreas de peligro sísmico potencial
más bien alude sucintamente a la Zonificación Sísmica Nacional establecida en la
NCh 433. Of 1996: “Diseño Sísmico de Edificios”. Por su parte, el PREMVAL2
, si bien
efectivamente, considera zonas de riesgo posible por acción de fallas geológicas
(ZRN-F) dentro del plan, lo hace de manera indirecta, mediante las disposiciones
contempladas para las zonas de restricción del Cauce (ZRN-C)3
, no estipulando
disposición alguna referida a fallas geológicas potencialmente activas reconocidas a
nivel regional (en adelante EPA) debido a que: “...” aparentemente no existen
evidencias de que estás fallas se hayan reactivado”4
. Paralelamente, los PRI
Costero norte de la Provincia de Petorca, PRI Alto Aconcagua de la Provincia de San
Felipe y los Andes junto al Plan Intercomunal de Auco, no han incluido zonificación
directa o indirecta zonas de riesgo por acción de fallas geológicas. Por su parte, el
PRI Costero Sur de la Provincia de San Antonio no cuenta con zonificación alguna de
riesgos naturales.
La zonificación sísmica aludida precedentemente, no obstate, a proporcionar
parámetros indicativos del movimiento del suelo que permiten obtener estimaciones
de la amenaza sísmica, ha sido concebida sólo para el diseño sísmico de edificios
residenciales INN., 2001. No incorpora, además, el efecto por taxonomía
sismogénetica ni aspectos concernientes a la litología regional, topografía o
estratificación horizontal ni planos posibles de Intensidades o daño probable, por
ejemplo mediante el uso de la Intensidad de Arias o del Potencial Destructivo.
Las fallas activas y potenciales son una amenaza sísmica regional que no debe
ser despreciada. Si bien, el análisis de su cinemática, geometría y edad, es en la
actualidad, aún exiguo, los antecedentes descritos avalan posibles reactivaciones
cuaternarias-terciarias de las estructuras sismogénicas localizadas en la franja
2
Plan Intercomunal de Valparaíso en su área Metropolitana y Satélite Borde Costero Quintero-Puchuncavi. 2007.
3
El PREMVAL. Memoria Explicativa. 2007. Capítulo IV. Apartado 4.4. Pág.: 78, establece que cada uno de los
cauces permanente corresponde a una falla geológica. En las áreas localizadas a 100 metros circundantes a
cada ribera así como en el lecho superior del cauce, se restringe cualquier tipo de construcción exceptuado las
permitidas por la OGUC. 1992.
4
Idídem. Pag: 79.

13
occidental de la Cordillera de la Costa entre los 33°-33.75°S. Por lo tanto, frente a
posible reactivaciones, los estudios multidisciplinarios orientados a la determinación
de su comportamiento y del su potencial sísmico asociado deben ser materia
obligada e incorporada de manera efectiva y directa tanto en los IPT pertinentes
como a la norma chilena sismo-resistente.
De acuerdo a la LARRAIN P., 1992, nuestro país históricamente ha enfocado
sus esfuerzos a disminuir el grado de exposición física mediante el fortalecimiento e
incremento permanente de la norma sismoresistente. Aspecto, imprescindible y del
todo exigible para uno de los países más sísmicos a escala planetaria, pero que
resulta del todo insuficiente e ineficaz sin el establecimiento de medidas encausadas
a la disminución de la fragilidad localizacional desde la perspectiva del Ordenamiento
Territorial MATURANA A., 2011; CASSAROTTO ET AL., 2009; LARRAIN P.,
1992. Disposiciones, que por lado permitan reducir la susceptibilidad geográfica, por
ejemplo, localizando o relocalizando las actividades y los asentamientos humanos en
áreas de menor peligro sísmico, que a la vez interponga “defensas” que reduzcan la
posible afectación que puede ocasionar la ocurrencia sísmica y por el otro, que
establezcan medidas de prevención mediante la zonificación y microzonificación
sísmica incorporando los efectos de sitio inherentes así como la elaboración de
mapas de susceptibilidad sísmica por efectos cosísmicos asociados tales como
deslizamientos de roca-suelo, licuefacción, densificación, históricamente registrados
en cada uno de los terremotos que han ocurrido en la zona de Valparaíso.
1.3 JUSTIFICACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN.
La condición de elevada amenaza sísmica inherente a la región de Valparaíso y
con ello, la posible afectación a los sistemas de asentamiento humano, territorio
creado y patrimonio físico-natural que la configuran sustentan y validan la
construcción de esta investigación.
Su Justificación, encuentra su input en las condiciones sismotectónicas y
geotectónicas que hacen de Valparaíso una zona con alta condición de Amenaza
Sísmica, siendo azolada por los terremotos histórico (1575, 1730, 1822, 1906) y
severamente dañada por los contemporáneos (1965, 1971, 1985), que en el
trascurso de 104 años han cobrado la vida de más de 20.500 personas. Más de
13.950 hogares destruidos, 83 edificios patrimoniales dañados, 20 personas muertas,
más de 7.000 damnificados y una comarca completamente arrasada por la mar

14
(Poblado de Juan Bautista, Bahía de Cumberland) tras el Terremoto de Cobquecura
del 2010 ROMERO ET AL., 2010; WINCKLER ET AL., 2010.
Sin duda, producto de asentamientos y actividades humanas localizadas en
lugares geográficos incorrectos, a la indiferencia gubernamental por el estudio
acérrimo y fortalecimiento permanente del fenómeno sísmico y la inclusión indirecta,
exigua o inexistente del Peligro Sísmico y fenómenos colaterales, dentro de los PRI
regionales, que se traducen en la actualidad en la carencia absoluta de Mapas de
Zonificación Sísmica Regional y planos de Intensidades asociadas por fuente
sismogénica que permitan a las autoridades competentes desarrollar acciones de
prevención y mitigación ante la ocurrencia de un terremoto en la zona de Valparaíso.
1.4 ÁREA DE INVESTIGACIÓN.
El área de investigación comprende la fracción continental de la Región de
Valparaíso, ilustrada en la figura N°1, se localiza entre los paralelos 32°S-34°S y
meridianos 71.78°W-69.98°W. Político-administrativamente está conformada por las
Provincias de Valparaíso, Los Andes, Petorca, Quillota, San Antonio, San Felipe De
Aconcagua y Del Marga-Marga. Alberga un total de 1.785.490 personas INE., 2012
distribuidos en 36 Comunas y 272 Distritos Poblacionales, con una densidad de
108.4 hab/km2
.
Con fuerte dinamismo poblacional urbano, la población se concentra
preferentemente a lo largo del eje Interurbano Valparaíso-Viña del Mar-Quillota y en
las Provincias de San Antonio, San Felipe y Los Andes (1262.985
hab) así como con
un incipiente crecimiento demográfico de las Provincias de San Antonio, San Felipe y
Los Andes (328.64 hab). El Conglomerado Urbano del Gran Valparaíso junto a la
ciudad de Santiago, concentran más de 6 millones y medio de habitantes
correspondiente al 44 % de la población nacional agrupando además alrededor del
50% de la población urbana del país HIDALGO ET AL., 2011.
La región de Valparaíso, concentra importante actividad económica de
relevancia nacional asociada al sector industrial (Refinerías mineras Ventanas-
Catemu y de Petróleo en Concón), a la actividad agroindustrial y agrícola
desarrollada preferentemente en el Valle del Aconcagua, a la actividad minera
(Yacimiento de cobre en Río Blanco) y a la actividad portuaria (San Antonio-
5
Cifra correspondiente a miles de habitantes evaluada entre Diciembre-Febrero y Noviembre-Enero
del año 2001. INE. 2012. Pag: 19.

15
Valparaíso) emplazadas en la Cordillera de la Costa, Valles Trasversales y Cordillera
Principal que presentan diferentes características geológicas, litológicas y
estructurales por consiguiente, respuestas sísmicas distintas. Región, que sin
embargo, al 2003 de acuerdo a CASEN., 2003, concentraba un 19.6% de la
población en situación de pobreza, de la cual un 20.1% corresponden a pobres no
indigentes e indigentes urbanos y un 11.6% a pobres no indigentes e indigentes
rurales.
Figura 1: Área seleccionada para la realización de la presente Investigación correspondiente a la Región
de Valparaíso, enmarcada en líneas rojas.

16
1.5 HIPOTESIS DE INVESTIGACIÓN.
Las condiciones sismogenéticas controlan la ocurrencia de grandes terremotos
característicos en la zona de Valparaíso y con ello distintos movimientos del suelo a
esperar que serán aumentados o atenuados por la naturaleza geológica regional
definiendo distintos planos de intensidades posibles para la Región de Valparaíso.
1.6 OBJETIVOS DE INVESTIGACIÓN.
1.6.1 OBJETIVO GENERAL.
Determinar la Amenaza Sísmica mediante la metodología Determinística por
Fuente Sismogénetica Interplaca, Intraplaca de Profundidad Intermedia e Interplaca
Cortical Costero por medio de la estimación de la aceleración horizontal máxima,
incorporando los Efectos de Amplificación por condiciones geológicas para la Región
de Valparaíso.
1.6.1 OBJETIVOS ESPECIFICOS.
1º. Diseñar 3 Escenarios de Amenaza Sísmica para la región de Valparaíso
mediante la determinación de los parámetros focales del terremoto máximo
posible o más desfavorable para las fuentes sísmicas Interplaca, Intraplaca
Profundidad Intermedia e Intraplaca Cortical Costero, obtenidos previamente a
partir de antecedentes sismotectónicos, sismicidad histórica y neotectónica
regional.
2º. Estimar el movimiento de suelo asociado a cada escenario de amenaza
diseñado mediante la obtención preliminar de la aceleración máxima
horizontal en roca y corrección posterior por condiciones geológicas
regionales.
3º. Determinar la Amenaza Sísmica en términos de la aceleración máxima
horizontal por terremotos de diseño y obtención de los planos de Intensidad de
Mercalli asociados.

GEOTECTÓNICOS DE CHILE CENTRAL, (32°-34°S)
17
GEOTECTÓNICOS DE CHILE CENTRAL (32°-34°S).
2.1 AMBIENTE SISMOTECTÓNICO.
La sismicidad y la tectónica de Chile Central se caracteriza principalmente por
la Subducción de la Placa Oceánica de Nazca bajo la Placa Continental
Sudamericana. El campo de deformaciones producida por la convergencia de placas
es determinada por el empuje que ejercen ambas placas (slab push) CONRAD ET
AL., 2004A
. Las fuerzas de empuje son el resultado del movimiento absoluto de
cada una de las placas originada por la dinámica del manto terrestre, incluyendo las
fuerzas de tracción que resultan del
peso del slab (slab pull force) y las
fuerzas de empuje de las dorsales (ridge
push) o fuerzas de boyancia que permiten
al sistema mantenerse en equilibrio según
el principio de la Isostasia, debido a la
existencia de variaciones laterales de la
densidad dentro una misma placa
indicada en la figura N° 2.
El resultado de primer orden de la convergencia es el cabalgamiento de una
placa sobre la otra determinado, entonces, por el contraste de densidad. De esta
manera, en las zonas de subducción océano-continente, el piso oceánico
subduce bajo la litosfera continental, sumergiéndose en la astenósfera. Este avance
vertical de la losa oceánica es facilitado por el slab pull producida por el peso de la
placa subducente, la cual es fuertemente dependiente de su edad CARLSON ET
AL., 1983 como de la viscosidad del manto CONRAD ET AL., 2004B
. Por otro
lado, existentes dos importantes fuerzas horizontales, que intervienen en la
interacción de placas en una zona de subducción: la fuerza de presión de flujos
Figura 2: Principales Fuerzas que intervienen en
una Zona de Subducción. Fpull: fuerzas de
arrastre, Fm: flujos mántelicos y Fa=Fuerza de
anclaje.

18
mántelicos, y la fuerza de anclaje DOGLIONI ET AL., 1999; HEURET &
LALLEMAND., 2005. Basados en evidencia costera de sedimentos
volcanoclásticos, de rocas plutónicas y volcánicas del Cretácico-Triásico, la
subducción bajo el margen de Chile se deduce que ha sido continua desde el
Mioceno CONTRERAS S., 2007.
A lo largo de Chile
Central (27°-35°S), la
convergencia absoluta, esto
es con respecto al manto,
entre las Placas de Nazca y
Sudamericana es de 4.8 y
3.2 cm/año, respectivamente,
lo que se traduce en una tasa
promedio de convergencia
relativa de 8 cm/año en la
dirección N78°E, indicada en
la figura N°3 GRIPP &
GORDON., 2002.
La velocidad de convergencia relativa según el Modelo GEODVEL-20106
,
tomando como referencia la placa de Nazca, entre los 32°-34°S a la longitud
71.97°W, es de 10.28 cm/año con rumbo de N10.19°E-N348.7°E, respectivamente.
Empero, la morfología de la subducción de Nazca no es homogénea. Se
caracteriza por un cambio en su inclinación a lo largo del rumbo definiendo cinco
segmentos mayores de zonas sísmicas inclinadas BARAZANGI & ISACKS., 1976,
PILGER R., 1981; JORDAN ET AL., 1983; CAHILL & ISACKS., 1992; PARDO ET
AL., 2002. Dos de estos, zona centro-norte del Perú y zona central de Chile (27°-
6
UNAVCO. Plate Motion Calcutator. Disponible >http://www.unavco.org/community_science/science-
support/crustal_motion/dxdt/model.html>. Consultado: 1/10/2012.
Figura 3: Velocidad de
Convergencia Absoluta entre la
Placa Oceánica de Nazca y la Placa
Continental Sudamericana.

19
33°S) son relativamente horizontales. PARDO ET AL., 2002:2003 deducen que la
principal variación en la pendiente de Nazca que ocurren bajo Chile Central, sucede
a partir de los 32.5°S (a la altura de la localidad de Papudo), alcanzando
profundidades de 100 km en la dirección de convergencia. Este rasgo divide a la
región de Valparaíso en una porción horizontal hacia el norte y una porción inclinada
o normal hacia el sur. El modelo geométrico de subducción de BARANZANGUI &
ISACKS., 1976; PILGER R., 1981 propone que la porción plana se extiende entre los
paralelos 27°-33°S.
PARDO ET AL.,
2002:2003 precisan, en
base al estudio de la
inversión de ondas de
cuerpo junto a la
estimación de las zonas
de ruptura de los
grandes terremotos de
subducción (Valparaíso
1906, Illapel 1943, y
Atacama 1922), que la
subducción plana
comienza alrededor de
los 26°S con una
pendiente de inmersión
de ~ 27° hasta ser casi
horizontal con un
ángulo cercano a 10°,
alrededor de los 32°S
extendiéndose hasta el
límite Chile-Argentina,
al este de los 70°W.
Figura 4: a) Modelo Morfológico de la subducción de Nazca modificado,
entre los 27°S hasta los 35°S de PARDO ET AL., 2003. (b) Modelo 3D de
la subducción, nótese la diferencia del ángulo de inmersión con que
subducta Nazca en la zona 26°-33°S, modelo de CAHILL & ISACK., 1992
(Izquierda) y PARDO EL AL., 2003 (Derecha).

20
La zona plana es aproximadamente el doble del segmento normal hacia el sur.
El cuál, penetra en el manto a una constante de inmersión de casi 27° a
profundidades entre 70 a 160 km. Ambos modelos de subducción se indican en la
figura N°4. A profundidades superiores, la sismicidad no se detecta PARDO ET AL.,
2002. En esta porción hasta los 34°S, de acuerdo a RIVERA & CEMBRANO., 2000,
se detecta una zona de transición de deformación ortogonal a la dirección N-S del
orógeno andino, que acomodaría la diferencia de acortamiento tectónico entre los
segmentos que la flanquean.
El modelo preliminar de PARDO ET AL., 2003 indica que la zona de
subducción plana es notablemente más subhorizontal en la región en la cual subduce
el Ridge de Juan Fernández (RJF). Dentro del rango geográfico 32°-34°S, bajo
estudio y en conjunción con el cambio en el ángulo de penetración de la placa de
Nazca, el RJF comienza a subductar en el margen continental alrededor de los
32.5°S en dirección paralela al vector de convergencia interplaca SOMOZA R.,
1998, se cree que esta convergencia paralela (underthrustring) ha ocurrido desde
alrededor de los 12 Ma. Empero, antecedentes paleomagnéticos recientes orientados
a la cinemática de la placa subducente revelan que la zona se ha ido desplazando
paulatinamente hacia el sur tal y como se observa en la figura N°5 YAÑEZ ET AL.,
2001.
Figura 5: Evolución del Ridge Pasivo de Juan Fernández desde los 22 Ma hasta la actualidad.
Fuente: YAÑEZ ET AL., 2002.

21
YAÑEZ ET AL., 2002, sostienen que una parte del RJF, ya se encuentra
subductando de manera frontal en el continente, en base a la evidencia obtenida de
la Anomalía magnética del Monte Papudo localizado a los 32.5° y 72.5°W. De
acuerdo, a TASSARA & YAÑEZ., 2003 la edad de Nazca en la fosa oceánica varía
entre 45 Ma a 35 Ma, entre los paralelos 32° y 34°S. El aumento de su flotabilidad,
producto de la disminución en su edad hacia el sur, es reforzado con la subducción
del RJF. Fenómenos, que sumados al desarrollo gradual hacia el sur de la zona de
sub-horizontalidad mencionada precedentemente, inducen un mayor nivel de acople
mecánico de la losa con respecto a la placa continental sudamericana YAÑEZ ET
AL., 2002; GUTSCHER M., 2002, así como un aumento de la profundidad máxima
de acoplamiento sísmico KLOTZ ET AL., 2001, y una mayor liberación de energía
sísmica PARDO ET AL., 2002.
2.1.1 FUENTES SISMOGÉNETICAS.
Casi cada año, por lo menos un gran terremoto sacude fuertemente a algún
lugar de la Tierra. En un artículo clásico de MADARIAGA R., 1998 afirma que Chile
es uno de los países más sísmicos del mundo y que en promedio en los últimos
cinco siglos un terremoto destructor de magnitud superior a 8 se ha producido cada
10 años en alguna parte de nuestro territorio. La mayoría de las personas conoce sus
consecuencias catastróficas pero pocas sus características principales como su
profundidad, el tipo de ruptura asociada y su naturaleza geodinámica. Por lo tanto, es
necesario diferenciar claramente los dos grandes tipos de sismicidad que ocurren a
lo largo del margen continental Sudamericano: La sismicidad Intracontinental y la
sismicidad de Subducción. La primera, corresponde a los eventos sísmicos que
ocurren dentro de la placa continental sudamericana, tanto en la corteza como en el
manto superior, asociada directamente a una manifestación física de la ruptura en
superficie de una falla geológica. La sismicidad de subducción está referida a todos
aquellos eventos que ocurren dentro de la placa oceánica de Nazca en subducción o
en su contacto con la placa superior, ambas tipologías indicadas en la figura N°5, en
la cual además es posible distinguir las grandes zonas tectónicas de subducción.
En Chile, a excepción de la región al sur de la Provincia de Taitao (46.5°S), en
donde desaparece la influencia de Nazca produciéndose el contacto de la Placa
Antártica con la Sudamericana a una velocidad relativamente menor a la deducida al
norte, del orden de 20 mm/año y por consecuencia la disminución notoria de la
actividad sísmica MURDIE ET AL., 1993, se distinguen tres tipos principales de
sismicidad de subducción: Sismos de subducción Outer Rise, Sismos de subducción

22
Interplaca y Sismos de subducción Intraplaca de Profundidad Intermedia; y un tipo de
sismicidad intracontinental: Sismicidad Intraplaca superficial o Corticales.
La sismicidad Outer rise, presenta una distribución epicentral localizada sobre la
topografía del fondo marino, delante de la fosa oceánica a profundidades promedio
entre 0 a 30 km de profundidad y a distancias superiores a 150 km de la costa.
Tradicionalmente, la sismicidad outer rise o también llamada “costa afuera” fue
atribuida a esfuerzos flexurales asociados a la curvatura de la placa litosferica que
subduce FORSYTH M., 1982. Posteriormente CHRISTENSEN & RUFF., 1988,
propusieron que la sismicidad outer rise es controlada predominantemente por el
acoplamiento sísmico y por la presencia de rugosidades topográficas como montes
submarinos o ridges que subducen con bajo ángulo produciendo variaciones
espacio-temporales locales que dominan la nucleación de este tipo de sismicidad. Su
recurrencia es menor, pero se ha registrado actividad somera entre la DJF y la
trinchera. El Terremoto del 16 de Octubre del año 1981, localizado al oeste de la fosa
(33.13°S-73.07°W) a una distancia focal de 30 km y magnitud calculada en Ms=7.2
corresponde al evento de mayor relevancia de acuerdo al Catalogo NEIC. Dada la
Figura 6: Estilos de Sismicidad asociados al contexto de subducción tipo Andino. Eventos de
subducción (lila, rojo, amarillo, azul) y eventos intracontinentales (verde). Se especifican las
distintas categorías de terremotos y tres zonas tectónicas generadas por el proceso de
convergencia (Antearco Externo, Antearco Interno y Arco Volcánico).

23
gran distancia a la que ocurre regularmente este tipo de sismicidad, por lo cual no
produciría daños significativos en la región de análisis, y ante la ausencia de
relaciones de atenuación, particular a esta fuente sismogenética, no es considerada
en el análisis.
2.1.1.1 TERREMOTOS INTERPLACA.
Ocurren en el contacto sismogénico, es decir, en el contacto entre la placa en
subducción y la placa superior COMTE ET AL., 1994; TICHELAAR & RUFF., 1991;
UYEDA & KANAMORI., 1979. Desde la fosa hasta los 60 km de profundidad, límite
máximo de acoplamiento interplaca en todo el segmento de Chile Central, bajo un
ambiente de stress compresivo PARDO ET AL., 2002, debajo del antearco externo
e interior a causa del contacto friccional interplaca. Son los eventos que liberan
mayor cantidad de energía, caracterizados por presentar mecanismos inversos y
capacidad tsunamigénica, como fue el caso del terremoto de Sumatra (Mw=9.0)
durante el año 2004 y el MegaTerremoto de Valdivia (Mw=9.6) en 1960. No presentan
una falla en superficie pero las características de sus rupturas son similares a la de
los grandes terremotos intracontinental superficiales.
2.1.1.2 TERREMOTOS INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA.
Ocurren dentro de la placa en subducción después de la zona de máximo
acoplamiento interplaca, a profundidades mayores de 50 km hasta 200 km, debajo
del antearco interior y el arco volcánico. Están asociados a los esfuerzos inducidos
en la placa subducente, controlados principalmente por la slab pull force y por la
flexión gradual a la que esta está sujeta debido a la geometría de la subducción, por
lo cuál sus mecanismo de foco pueden ser de carácter tensional o compresional.
Presentan notorias diferencias con respecto a los eventos interplaca LEYTON ET
AL., 2009, reflejándose en mayores daños producidos en la zona epicentral
ASTROZA ET AL., 2006 y en mayores aceleraciones máximas registradas RUIZ &
SARAGONI., 2005, aunque su magnitud usualmente no supere Mw=8.0, tal es el
caso del Terremoto histórico de Chillan en 1939 y Tarapacá en el 2005. Dentro, es
esta categoría se distinguen a los sismos de subducción profundos, que ocurren
dentro de la placa en subducción, entre 300 a 700 km de profundidad, su mecanismo
áun es desconocido, al parecer no tiene relación alguna con la reología de la losa
que subduce, sino más bien con variaciones en la fase mineralógica KARAMORI ET

24
AL., 1998, el sismo de 1994 acaecido en Bolivia de magnitud Mw=8.3, se
corresponde con esta tipología.
2.1.1.3 TERREMOTOS INTRAPLACA CORTICALES.
Sismos intracontinentales condicionados por las tensiones inducidas en la placa
que “cabalga” a la otra, producto del proceso de contacto sismogénico, bajo un
régimen de compresión, la tensión se manifiesta en acortamiento tectónico HEURET
& LALLEMAND., 2005 que da paso a la conformación de orógenos andinos así
como a un sistema de estructuras tectónicas o fallas geológicas superficiales
BELOUSOV V., 1979. Las cuales al presentar movimiento distinguible físicamente,
en una fractura y desplazamiento lateral con respecto al plano de la misma
HERRAIZ M., 2011, provocan lo que conocemos como terremotos intraplaca
corticales. Por tanto, asociados a la actividad de fallas geológicas activas y a
procesos de deformación frágil de la corteza ante la carga tectónica controlada por la
subducción. Sus profundidades no superar el grosor de la placa, localizándose
preferentemente a profundidades menores a 30 km LEYTON ET AL., 2010.
Eventos recientes asociados a una ruptura en superficie son el Terremoto de Loma
Prieta (1989) de Mw=7.2 a 18 km de profundidad en un segmento de la Falla de San
Andrés, el terremoto de Izmit (1999) de Mw=7.5 a 15 km de profundidad en la Falla
Noranatoliana y el Terremoto de Kobe (1995) de Mw=6.9 a 10 km de profundidad en
la Falla Nojima.
2.1.2 TERREMOTOS HISTÓRICOS.
Hasta hace algunos años los sismólogos reconocían la relevancia del estudio
de sismos históricos con el casi exclusivo objetivo de prologar hacia el pasado los
catálogos sísmicos y así poder asegurar que los estudios probabilísticos del peligro
sísmico estuvieran basados en datos que cubrieran uno o más períodos de
recurrencia de los grandes terremotos históricos. Pero, en la actualidad existe
marcada evidencia que estos mismos se repiten dentro de ciertos intervalos de
recurrencia temporal casi siempre en los mismos lugares geográficos, marcando con
ello relaciones espacio-temporales que permiten una primera aproximación a la
estimación de los terremotos característicos de una zona geográfica en particular.

25
2.1.2.1 TERREMOTOS INTERPLACA.
La zona central de Chile entre los 32° -34°S, ha sido afectada históricamente
por grandes terremotos, algunos de los cuales han sido identificados como
pertenecientes al contacto interplaca debido a que los reportes de daños incluyeron
la ocurrencia de maremotos asociados y cuyas magnitudes han sido estimadas de
acuerdo a parámetros macrosísmicos. La secuencia de los terremotos destructivos
que han ocurrido en la zona acoplada del contacto sismogénico, con epicentro frente
a las costas de Valparaíso, corresponden a los ocurridos en 1575, 1647,1730, 1906 y
1985. De acuerdo, a las crónicas históricas el primer evento de esta secuencia
corresponde al terremoto del 17 de Mayo de 1575. La descripción y extensión de los
daños ha permitido asignarle una intensidad grado VII-VIII en la escala de Mercalli
Modificada (IMM). LOMNITZ C., 2004 le asigna una magnitud 7 a 7 ½ con posible
epicentro en la zona de la Ligua. Este evento junto al Terremoto de 1582 de
intensidad VIII y epicentro probable en los 33.4°S-70.6°W, de acuerdo al Catalogo
SISRA (1985), constituyen los primeros indicios de la alta sismicidad que azotaría
permanentemente a nuestro país. Setenta y dos años después de aquel evento de
1575, sobreviene el Terremoto del 13 de Mayo de 1647 conocido como el terremoto
de “Nuestro Señor de Mayo”, que por sus características destructivas y por las
dimensiones del área que abarcaron los daños, desde el río Choapa hasta el río
Maule, incluyendo a la región de Valparaíso y Metropolitana de Santiago, es
considerado uno de los cinco terremotos más grandes ocurridos en la zona.
LOMNITZ C., 1983 ubica la zona de ruptura en la parte más superficial del plano de
Wadatti-Benioff (entre la fosa y la costa). LOMNITZ C., 2004 estima su magnitud en
8. COMTE ET AL., 1986, calculan un largo de fractura de 365 km.
En la madrugada del sábado del 8 de Julio de 1730 ocurrió un terremoto en la
zona de Valparaíso, cuya magnitud es probablemente la mayor registrada en esta
región. De acuerdo, a los relatos históricos disponibles el daño se extendió desde
Illapel hasta Chillán incluyendo a las ciudades de Valparaíso y Santiago y localidades
adyacentes, aunque los límites de perceptibilidad del terremoto se extendieron desde
la Serena hasta Penco. Al respecto, BARROS ARANA, 1886 afirma que los daños
importantes se concentraron desde la serena hasta Chillán: “ En la serena, los
estragos, aunque menores, habían sido considerables; pero en los asientos mineros
situados más al ser, en Illapel, Petorca, Titil, i en otros puntos, los perjuicios eran
enormes ..... En Chillan los estragos fueron mucho menores, si bien se arruinaron
algunos edificios, i se produjo una grande alarma”. VICUÑA MACKENNA., 1869
describe los daños sufridos en la ciudad de Santiago e indica que el terremoto estuvo
compuesto por tres movimientos que ocurrieron entre la una y dos de la madrugada

26
hasta las doce y una del día siguiente: “la ruina de la ciudad fue casi tan general
como la del terremoto de mayo. Cayeron casi totas las iglesias, algunas desde sus
cimientos como San Lázaro y San Saturnino .... El primer sacudimiento ocurrió
entre la una y dos de la mañana, no llegó a derribar los muros .... Vino el empuje
de la tierra a las cuatro y tres cuarto de la mañana.... En menos de medio minuto
vino al suelo la mayor parte de la ciudad .... Doce horas justas después del primer
remezón ocurrió el último entre el medio día y la una de la tarde del día siguiente”.
VICUÑA MACKENNA., 1869 describe los estragos ocasionados por el
maremoto en el Barrio El Almendral, ciudad de Valparaíso: “Pero puede asegurarse
con relación a Valparaíso .... Arranco aquí la mar como sobre un lecho abierto que
le era familiar, e inundado la mayor parte del terreno llano, arraso hasta sus
cimientos la parte principal del nuevo templo de la Merced.... En cuanto al plano
inclinado de la playa en que se encontraba el mayor numero de bodegas, se dice que
al retirarse el mar, arrasó consigo no menos de 80.000 fanegas de trigo”.
RODRIGUEZ & GAJARDO., 1906 citando a Solano Asta-Buruaga, agrega: “El
terremoto del 8 de Julio de 1730 echó por tierra la mayor parte del caserío, que
constataba de una centena de casas pequeñas y cuatro iglesias y deterioró las
fortificaciones y la residencia del Gobernador y Castillo Blanco”. DE OLIVARES.,
1874 afirma que el terremoto no provoco ningún daño ni destrozo, sin embargo, se
refiere al daño ocasionado por el maremoto en la ciudad de Penco (Concepción), que
invadió la ciudad en tres ocasiones: “En esta ciudad de Penco, se sintieron los
vaivenes de tierra mas no causo los estragos de Santiago, no se sabe que derribase
una teja; pero lo que no hizo la tierra lo ocasiono el agua .... Retirándose el mar por
3 veces, volvió con más furia, con todo el peso de aquellos montes de agua ....
Entro sin resistencia a la ciudad y arruino más de 200 casas. Se destruyó el
Convento de San francisco”. El maremoto habría producido cierto daño en Japón y
en las costas del Puerto del Callao.
KELLEHER J., 1972 le asigna una magnitud superior a 8 y estima que la
ruptura abarco unos 350-450 km, que corresponde a la longitud combinada de los
Terremotos de Valparaíso en 1906 e Illapel en 1943. Señala que la ruptura
posiblemente se extendió desde los 30°S hasta los 35°S (560 km). SISRA., 1985
considera una magnitud de 8 ¾, una intensidad de XI IMM para este terremoto
localizando su epicentro en los 33.05°S y los 71.63°W. RAMIREZ D., 1988 en base a
antecedentes históricos de daño, estima su largo de fractura en 450 km
extendiéndose desde los 31°S hasta los 35°S, considerando que la ciudad de
Concepción estuvo fuera de la zona de ruptura. Le asigna una magnitud Mw=8.8
(Ms=9.1) estimando su epicentro posible en los 32°S y los 72°W. NISHENKO S.,

27
1985 ubica la ruptura aproximadamente entre los 31°-34°S. COMTE ET AL., 1986
proponen una longitud de ruptura de 550 km. BARRIENTOS & KAUSEL., 1993
consideran que esta estimación no es apropiada dado que con esto la zona de
fractura en cuestión se estaría sobreponiendo a la zona de fractura del gran de
Terremoto de Concepción ocurrido sólo 21 años antes. LOMINITZ C., 2004 le asigna
una magnitud Ms entre 8 ½ a 9. El Terremoto de 1730 se corresponde con un evento
stunamigénico, todas las referencias históricas así lo señalan, por lo tanto su
epicentro debió ser marítimo. SISRA., 1985 propone que su epicentro fue continental
dado que lo localiza en los 33.05°S y los 71.63°W (Cerro Cárcel, Valparaíso).
RAMIREZ D., 1988 relocaliza el epicentro en los 32°S y ~72°W.
En noviembre de 1822, Valparaíso nuevamente es sacudido por un terremoto
de proporciones, acompañado de un maremoto moderado con alturas de olas no
superiores a 4 metros y solevantamientos costeros del orden de 1.2 m en Quintero y
1.0 m en Valparaíso BARRIENTOS & KAUSEL., 1993. Una de las mejores
descripciones corresponde a GRAHAM M., 1824, informa de daños importantes en
Valparaíso, La Ligua, Limache, Quillota, Casablanca, Concón, Quintero y Viña del
Mar, y de menor cuantía en Illapel, Los Andes, Santiago y Melipilla. LOMNITZ C.,
2004 le asigna una magnitud Ms entre 8 a 8 ½ y epicentro posible en la zona de la
Ligua. SISRA., 1985, calcula una magnitud e intensidad de 8 ½ y XI MMI.
BARRIENTOS & KAUSEL., 1993 estiman un largo de falla comprendido entre los
32° y 34°S (220 Km). COMTE ET AL., 1985, estiman una longitud de ruptura entre
200-250 km, limitando la extensión hacia el sur, solamente hasta la latitud de
Melipilla. NISKENKO S., 1985, prolonga la ruptura hasta los 35° S, de acuerdo, a los
antecedentes de solevantamiento a la latitud de Rapel, registrados por Darwin en
1835.
Extensamente documentado, es el Terremoto de 1906. COMTE ET AL., 1986,
una longitud de ruptura de 365 km, y Ms=8.2. KELLENKER J., 1972, considera la
zona de ruptura entre los 32.3°S a los 34.5°S en relación al registro de
solevantamiento del orden de 40 a 80 cm en Pichilemu- Llico, por el sur y Quintero-
Zapallar por el norte. OKAL E., 2005 reevalúa el terremoto proponiendo que el largo
de ruptura no habría excedido los 200 km. El área de daños se extendió desde la
ciudad de la Ligua, hasta las costas de Curicó (Licantén) en donde se registraron
intensidades VIII-IX IMM. El valle del Elqui, el Maule y Concepción presentaron
daños menores con intensidades ≥ VI IMM ASTROZA M., 2007; DIARIO EL
MERCURIO., 1906  Los estragos fueron notables en las localidades de Llay-Llay
Quillota, Limache, Peñablanca, Quilpué, Viña del Mar, y Valparaíso; en particular, el
Barrio El Almendral nuevamente fue destruido tal y como es posible observar en la
figura N°7, referido a los destrozos registrados en 2° cuadra de la actual Calle

28
Victoria RODRIGUEZ Y GAJARDO., 1906. El maremoto fue de poca importancia,
del orden de 1 m a 1.5 m y no produjo daños en el puerto. En las costas de San
Diego y San Francisco las amplitudes oscilaron entre 0.1 a 0.04 m LANDER &
LOCKRIDGE., 1960.
Figura 7: Daños Estructurales en la actual Calle Victoria del Barrio El Almendral tras el Terremoto de
Valparaíso de 1906.
El domingo 3 de Marzo de 1985 se produjo un sismo mb= 5.5, a las 22:46:56
GMT con epicentro en los 33. 24°S y 71.85°W a unos 17 km de profundidad. NIEC,
ubica 10 a 13 segundos después un terremoto Ms=6.7 (Mw=8.0) con epicentro en los
33.13°S y 71.87°S. RUIZ & SARAGONI., 2005 localizan el evento entre los 33.17°S
y 71.89°W a 28.8 km de profundidad. COMTE ET AL., 1986 estiman el área del
plano de falla en 170 x 100 km con una pendiente N25°E. BARRIENTOS &
KAUSEL., 1993 señalan que la fractura se habría propagado de norte a sur unos 100
a 300 km deteniéndose al llegar a los 34.4°S, estiman que la duración total de
dislocación fue de unos 40 a 50 segundos.
El plano de falla abarco principalmente la zona marítima entre la fosa y la costa
desde los 32.7°S hasta los 34.4°S, por esta razón las intensidades mayores se
registraron a lo largo de la costa. San Antonio y Llolleo alcanzaron grado VIII IMM y
localmente IX, Valparaíso y Viña Del Mar VI-VII, Melipilla VII-VIII y Santiago VII. El

29
desplazamiento de las curvas isosistas hacia el sureste en gran medida se explica
por el sentido de propagación, empero también por las propiedades litológicas del
emplazamiento. La diferencia de intensidades observada en San Antonio y
Cartagena localizados a no más de 10 km, se aprecian en diferencias de hasta tres
grados de intensidad, en emplazamiento fundados sobre granito en Cartagena y
dunas en San Antonio-Llolleo CORVALAN & CHARRIER., 1993. En la figura N°8
se posible distinguir los severos daños estructurales ocasionados por el terremoto en
la localidad de Santo Domingo, fundada sobre depósitos sedimentarios cuaternarios.
KORRAT & MADARIAGA., 1986 proponen que el proceso de ruptura comenzó
con el terremoto del 9 de Julio de 1971 y que continuó hacia el sur con varias
replicas mayores y un sismo moderado el 5 de octubre de 1983. Aparentemente una
barrera impidió el paso de la ruptura hacia el sur de Valparaíso, considerando que la
misma dio origen al terremoto de marzo de 1985. ZHANG & KANAMORI., 1986
señalan que la longitud de fractura alcanzo 160 km con un rumbo de N10°E. PARDO
ET AL., 1986 concluyeron que el área de replicas cubrió una zona de 200 x 90 km,
distribuidos en un plano de falla que mantea aproximadamente 10°E con
profundidades focales entre 10 a 45 km.
Figura 8: Daños en edificaciones en el Balneario de Santo Domingo tras el Terremoto de
1985

30
2.1.2.2 TERREMOTOS INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA.
Los Terremotos históricos chilenos representativos de este tipo de sismicidad
son el terremoto de Chillán de 1939, el de Calama de 1950, el de La Ligua de 1965,
Papudo de 1981, el Terremoto de Punitaqui de 1997 y el de Tarapacá del 2005
LEYTON ET AL., 2010. Todos estos eventos corresponden al tipo intraplaca
profundidad intermedia. Se diferencian básicamente por su profundidad debido a la
variación en la geometría de la subducción de Nazca y sus diferentes distancias a la
fosa oceánica.
El Terremoto de la Ligua del 28 de marzo de 1965 corresponde al mayor evento
de carácter intraplaca registrado en la zona de Valparaíso. RUIZ & SARAGONI.,
2005A
localizan el epicentro en los 32.49°S y 71.36°W a 73 km de profundidad.
ASTROZA ET AL., 2005; SISRA., 1985 le asigna una magnitud Ms=7.1. RAMIREZ
D., 1988 estima un largo de fractura de 67 km comprendida entre los 32.5° (San
Felipe) hasta los 33.1°S (Tiltil). La mayor cantidad de muertes en la historia de Chile
por efecto de un terremoto corresponde a la “Tragedia de Chillán” posible de percibir
en la figura N° 9, a causa del terremoto de 1939, cuya cifra oficial supera las 28.000
muertes. LOMNITZ C., 2004 calcula una magnitud Ms=8.3 para este evento.
Figura 9: Destrucción de la ciudad de Chillán tras el terremoto de 1939.

31
BECK ET AL., 1998 le asigna una magnitud Ms=7.8, una profundidad focal
entre 80 a 100 km y una duración de 60 segundos. KAUSEL E., 1979 propone una
Ms=8.3 y distancia focal de 93 km, estimado un largo de falla de 200 km. CAMPOS &
KAUSEL., 1990 estiman su epicentro probable en los 36.3°S y los 72.6°W a una
profundidad de 87 km. BECK ET AL., 1998 considera que se trato de un interplaca
de tipo tensional con mecanismo normal, con rumbo 5°E y manteo de 80° CAMPOS
& KAUSEL., 1990. El área de daño se extendió desde Linares (35.5°S) hasta
Linares (37.5°S). Debido a la rápida atenuación de la intensidad con la distancia, en
la zona de Talca la intensidad no supero el grado VI IMM, en Rancagua la intensidad
se estima en IV IMM DEL CANTO ET AL., 1940.
Debido al mecanismo de foco, a la ausencia de tsunami y profundidad focal
CAMPOS & KAUSEL., 1990 consideran que este Terremoto representa la fuente
sismogénica intraplaca de profundidad intermedia, considerando ASTROZA ET AL.,
2002 que la magnitud máxima para esta tipología es 8.0 grados de acuerdo a las
observaciones históricas. Considerando una zona más cercana a Santiago, se deben
añadir los sismos del 13 de Septiembre de 1945 (Ms=7.1), el sismo del 26 de
Septiembre de 1967 (Ms=5.6) y el sismo de Chacabuco del 12 de Noviembre de 1974
(Ms=6.2). El Terremoto de 1945 a una profundidad de 100 km tuvo su epicentro en
los 33.20°S y los 70.5°W LARRAÍN & SARAGONI., 2005
2.1.3 ASPEREZAS & BARRERAS SÍSMICAS EN LA ZONA DE VALPARAÍSO.
La secuencia de los grandes terremotos interplaca descritos, presentan un
período de recurrencia regular, de algo más de 80 años BARRIENTOS S., 2007
distinguibles en la figura N°11, que permiten estimar una relación espacio-temporal,
que parece comportarse de tal forma que produce terremotos característicos en la
zona de Valparaíso, los cuales presentan características en común: 1) Todos tienen
su epicentro costa afuera (marítimos), 2) Las zonas de ruptura abarcan más de 150
km, 3) Con la excepción del Terremoto de 1730, los maremotos que los acompañan
fueron relativamente pequeños y 4) Los solevantamientos costeros fueron
sistemáticamente positivos con la posible excepción del terremoto de 1985, que sin
embargo, no está acompañada por una regularidad espacial dado que sus largos de
fractura son variables y no afectaron a las mismas zonas geográficas. COMTE ET
AL., 1986 e EISENBERG ET AL., 1986 al analizar los tamaños de los grandes
terremotos en la zona central desde 1575 hasta 1985 llegan a la conclusión que el
período de recurrencia tan regular no concuerda con una razón de acumulación

32
constante de esfuerzos y deformaciones inducidas por el movimiento de la
subducción ya que períodos de recurrencia constantes implicarían sismos de tamaño
constante.
Para resolver esta aparente contradicción se hace necesario encontrar un
modelo de ruptura diferente al planteado por los mecanismos clásicos de Ciclos
Sísmicos7
. Fenómeno, fuertemente asociado al primer modelo esquemático
planteado para explicar el origen de los terremotos basado en la acumulación de
esfuerzos en la litosfera y su súbita relajación posterior, presentado a principios de
siglo por REID H., 1910: La Teoría del Rebote Elástico, a propósito del terremoto de
San Francisco de 1906 MADARIAGA R., 1994.
CHRISTENSEN & RUFF., 1986 y KAUSEL ET AL., 1986, coinciden respecto a
que el intervalo tan regular con largos de ruptura tan variables observado para los
grandes terremotos interplaca es debido a una aspereza dominante rodeada por
zonas de mayor debilidad. El análisis de los acelerogramas ha puesto de relieve
complejidades en el proceso de fractura, que no son observables en los registros de
campo lejano. Un emplazamiento puede ser considerado situado en campo lejano
cuando su distancia al origen del sismo y la longitud de onda son grandes respecto a
las dimensiones del foco KRINITZSKY & CHANG., 1977. En este caso la fuente
sísmica puede considerarse como puntual y las ondas, caracterizadas por el
predominio de bajas frecuencias, pueden ser aproximadas como un frente plano y
analizadas usando la teoría del rayo HERRAÍZ M., 2011. El modelo más simple,
propuesto originalmente por BYERLY P., 1938, para representar este mecanismo es
el de una dislocación o fractura de cizalla puntual o en términos de las fuerzas
equivalentes actuando en el foco, el de un doble par de fuerzas (double couple)
BUFOUN E., 1994; UDIAS A., 1989. En campo lejano, las altas frecuencias son
filtradas por el medio, por lo tanto, los sismógrafos sólo registrarán velocidades o
desplazamientos. Mientras que en campo próximo, definida como la región en torno
a la fuente sísmica que está situada a una distancia más pequeña que la longitud de
fractura KRINITZSKY & CHANG., 1977 caracterizada por poseer siempre una
elevada frecuencia, bajo período y por consiguiente pequeña longitud de onda, es
posible la obtención temporal de los desplazamientos, las velocidades y
aceleraciones, medida en gales (cm/s2
) o en porcentaje de la gravedad g, de los
movimientos fuertes del suelo, generalmente registrada en acelerógrafos
CARREÑO ET AL., 1999.
7
Concepto explicado en detalle en el Glosario Anexo.

33
A diferencia de los modelos cinemáticos de fractura como los señalados, en los
cuales el campo de desplazamientos se obtiene directamente del vector de
desplazamiento de la falla en función de las coordenadas de la ruptura y del tiempo,
sin considerar el estado de esfuerzos UDÍAS R., 1994, los modelos estocásticos
asumen una distribución irregular de heterogeneidades en el plano de falla. Los más
importantes son el desarrollado por MCGUIRE R., 1974 y los que consideran la
presencia de sistemas de barreras y asperezas sísmicas identificados en la figura N°
10. Los últimos, consideran que la disminución de la velocidad o incluso la detención
del movimiento de ruptura puede atribuirse a barreras, propuesto por el modelo de
DAS & AKI, 1977, mientras que las aceleraciones serian atribuibles a las asperezas
definidas en el modelo establecido por KANAMORI & STEWART., 1978.
DAS & AKI, 1977 suponen un estado de esfuerzos homogéneo en la falla en la
que existen barreras que interfieren con el frente de ruptura. AKI K., 1979 distingue
básicamente dos tipologías: Las geométricas y las de relajación. Las primeras
referidas a cambios en la dirección de la fractura o discontinuidades topográficas
presentes en la zona de subducción y las segundas, a la falta de homogeneidad del
material inducido, por ejemplo, por variaciones reológicas composicionales de la
corteza. Bajo este contexto pueden darse tres situaciones: 1) que la barrera sea débil
y la ruptura avance a través de ella a menor velocidad, 2) que la barrera se fuerte y
detenga el movimiento del frente de ruptura hasta que la acumulación de los
esfuerzos permita romperla originado un terremoto, y 3) que la barrera sea lo
suficientemente fuerte y permanezca sin romperse hasta que el terremoto finaliza.
Figura 10: Modelos de ruptura cinemáticas de Barreras (Izquierda) y Asperezas Sísmicas (Derecha).
Nótese (de arriba abajo) el plano de falla, el estado de esfuerzos () antes y después de la fractura.

34
A lo que se debe añadir, la posibilidad que la fractura rodee a la heterogeneidad
conformando barreras locales en la falla. Para el modelo de asperezas el punto de
partida es opuesto. KANAMORI & STEWART., 1978, plantea que la falla tiene una
distribución heterogénea de esfuerzos que se concentran en las zonas resistentes a
la fractura. Las partes débiles son capaces de acumular menos esfuerzos y se
rompen dando lugar a los premonitores. Se debe consignar que la roca involucrada
en el posible fallamiento también puede reacción por fluencias-incapacidad para
acumular tensiones- cediendo a niveles bajo de tensiones inducido la ocurrencia de
sismos menores. Mientras que, las asperezas continúan acumulando esfuerzos que
al liberarse originan el terremoto principal. Son por ello, zonas que facilitan la
propagación y la aceleran. El resultado final es la relajación de la falla. LAY &
KANAMORI., 1981 estudiaron la relación entre la distribución de asperezas y en el
ambiente tectónico para las zonas de subducción de la cuenca del Pacifico.
Estableciendo una clasificación de zonas de acuerdo al tamaño de las mismas. Las
más relevantes corresponden al área de Chile, donde el conjunto de la zona de
ruptura conforma una sola aspereza. El caso contrario lo constituyen las Islas
Marianas, zona donde al parecer no existen asperezas.
De la figura N°11, es posible distinguir las diferencias con respecto a las
longitudes de ruptura de la secuencia de grandes terremotos establecida por COMTE
ET AL., 1986. No obstante, se aprecia también un tramo común a todos ellos,
comprendido entre las latitudes 33°S y 33.5°S, justo frente a las costas de
Valparaíso, Algarrobo y San Antonio, levemente al sur del lugar donde se inicio la
ruptura del último gran sismo del 1985 y de los sismos precursores ocurridos
semanas antes y posiblemente lo fue también del terremoto de 1906 dado que
SISRA., 1985 estima su epicentro en los 33°S y los 72°W, y que fue posiblemente
una barrera para el Terremoto de 1971. KAUSEL E., 1986, de acuerdo a los
antecedentes y postulados teóricos precedentes, asumiendo: 1) que la velocidad de
convergencia de las placas no puede ser sino constante dentro de un período de
algo más de 400 años (1575-1985), y 2) que el período de recurrencia entre grandes
terremotos es de 82 ± 6 años, y utilizando el Modelo de BRUNE J., 1970:
(1.0)
En donde Mo, es equivalente al momento sísmico; R, al radio de la superficie
total de ruptura y P, a la caída media de la tensión. Propone un modelo para
explicar el período de retorno de los grandes terremotos en Valparaíso durante los
últimos 350 años. En virtud a lo anterior, el ciclo se inicia con la acumulación de
tensión a una razón constante dada por la velocidad de convergencia.

35
Las asperezas localizadas entre los 33°-33.5°S, resisten a la ruptura hasta que
se sobrepase el nivel de tensión local que se alcanza en el período de recurrencia
impuesto. La caída de tensión posterior es constante cada vez que cede la aspereza
y depende solamente de su tamaño, de la velocidad de convergencia y del nivel de
tensión local. De esta manera la aspereza controlaría todo el proceso de grandes
terremotos frente a las costas de Valparaíso. La caída de tensión seria constante al
ceder la aspereza, empero, Mo y R, podrían variar en cada ocasión de acuerdo a al
nivel de tensión existente en las zonas contiguas y a las barreras con que se
Figura 11: Representación de la relación Espacio Temporal para grandes
Terremotos registrados en la Zona de Valparaíso de acuerdo a COMTE ET AL.,
1986 y Sistemas de Asperezas Sísmicas propuesta por RUIZ & SARAGONI.,
2005. Las líneas verticales indican los largos de falla. La banda achurada
corresponde a la zona de asperezas definida por KAUSEL E., 1986;
BARRIENTOS & KAUSEL., 1993, común a todos los grandes Terremotos.

36
encuentre el frente de ruptura. Lo que controlaría la superficie total de falla y por
consiguiente P y Mo.
Los valores máximos de aceleración registrada para el Terremoto de 1985 no
corresponden a los registros ubicados más cercanos al epicentro. MENDOZA ET
AL., 1994 realizan una inversión de ondas de volumen en campo lejano de ondas
superficiales para obtener las zonas donde se liberó mayor cantidad de energía
durante el terremoto de 1985, proponiendo principalmente dos áreas de mayor
liberación energética, que coinciden con las zonas de máxima deformaciones
permanentes propuesta por BARRIENTOS S., 1988. LOBOS M., 1999 estudiando
las directividad de las ondas Rayleigh de los registros de aceleraciones descubre que
estas apuntan a tres áreas principales, planteando con esto la existencia de tres
asperezas dominantes: F1, F2 y F3, la primera localizada en la zona de ruptura, la
segunda y, tercera en el continente entre LLolleo y Melipilla, y frente a San Felipe y
Llay-Llay, observables en la figura N°11. RUIZ S., 2002, considerando la localización
de terremotos históricos como antecedentes históricos de la directividad de terremoto
de 1985 además de consideraciones tectónicas, plantea la existencia de siete
asperezas para Chile Central.
Tal como se identifica en la
figura N°11 RUIZ & SARAGONI
2005B
proponen la ubicación de
seis asperezas entre los 32° y
34°S, indicadas en las tabla N°1,
en base a la distribución
espacial de los valores de
aceleración, velocidad y
desplazamiento de los registros
de aceleración obtenidos
durante el terremoto de 1985.
Las asperezas provienen de
pulsos de largo período y de
gran amplitud por consiguiente,
asociado a altas frecuencias.
Figura 12: Zonas de Ruptura y fuentes sísmicas registradas
durante el terremoto de 1985 por LOBOS M., 1999.

37
En general todas son profundad ≤ 40 km, a excepción de la aspereza de Llay-
Llay cuya profundidad se estima en 60 km. Su ubicación coincide con los resultados
de MENDOZA ET AL., 1994 y LOBOS M., 1999.
ASPEREZA LATITUD (°) LONGITUD (°) PROFUNDIDAD
(KM)
ILLAPEL* 31.00 71.90 25
VALPARAÍSO 1 33.17 71.89 28.8
VALPARAÍSO 2 33.10 71.80 30
LLAY-LLAY 32.90 71.00 60
LA LIGUA 32.40 71.75 40
LLOLLEO 33.50 71.50 30
RAPEL 34.08 71.57 40
Tabla 1: Localización propuesta por RUIZ S., 2002: RUIZ & SARAGONI., 2005 para las Asperezas
Dominantes de Chile Central.
Como se advierte el Terremoto de 1985 corresponde a un evento múltiple que
liberó su energía de diferentes asperezas sísmicas RUIZ S., 2002; RUIZ &
SARAGONI., 2005A
. Dentro de este contexto, el Terremoto de Cobquecura del 2010
mostro las mismas características. La entrega de energía en dos pulsos sísmicos en
el tiempo, lo cual se deduce del acelerograma de Maipú situado a unos 400 km de
epicentro que arrojo aceleraciones máximas ostensibles: 165 g en la componente
N-S, 163 g en la componente E-W, y 130 g en la componente vertical
BOROSCHEK ET AL 2010, claramente la atenuación no se redujo con la distancia,
y ocasiono severos daños en Maipú, controlados por dos asperezas dominantes de
unos 30 km de longitud: la primera próxima a Pichilemu y la segunda al norte de
Concepción SARAGONI R., 2010.
El acelerograma obtenido en el centro de Concepción-0.64 %g- mostro un
importante efecto de amplificación dinámica de suelo en torno a un período de 2
segundos, valores como este sólo se habían observado en el Terremoto de 1985 en
la ciudad de México SARAGONI ET AL., 2010, suficientes para provocar colapso y
severos daños estructurales en Concepción y daños importantes en Talca,
Cauquenes, Constitución, Parral, Lolol, Peralillo ASTROZA ET AL., 2010, Santiago
y Viña del Mar. Así como numerosos efectos de desprendimientos y
desplazamientos de terreno cosísmico y procesos de asentamiento lateral,
hundimiento y licuefacción de los suelos en Caleta Cocholgue, Las Peñas, Lenga,
Hualpén, Santa Juana y en la avenida costanera de Concepción MORALES R.,
2010. Por estos motivos, es más relevante para los estudios de Amenaza o Riesgo

38
Sísmico considerar la distancia mínima a las asperezas dominantes reconocidas más
que la distancia hipocentral o epicentral o a la falla en el caso de terremotos de
subducción.
El Ridge de Juan Fernández posiblemente se comportan como una barrera
geométrica entre los 32°-33°S, área que como se expuso anteriormente, se
corresponden un tipo de subducción horizontal, que favorece un mayor acoplamiento
sísmico. Esta barrera es generalmente infranqueable para rupturas que se inician en
las asperezas reconocidas entre los 33°- 33.5°S. Una posible excepción la constituye
el Terremoto de 1730 dado que posiblemente incluyo la zona al norte de la barrera,
de acuerdo, a los registros históricos de daño. La región de la Ligua, que
corresponde a un área de transición cercana a la barrera, parece comportarse de
forma tal que produce terremotos característicos intraplaca oceánica, de tamaños
medianos y de magnitud en torno a Ms=7.5 con períodos de retorno reconocibles
entre 20 a 30 años. La secuencia 1847, 1851, 1873, 1931, 1927 y 1965 se
corresponden con esta categoría BARRIENTOS & KAUSEL., 1993. La existencia
de barreras geométricas al sur de Matanzas no es clara. Pero, los terremotos del sur
de Chile: Talca 1928, Chillán 1939, Concepción –Constitución 2010, 1835 y 1751,
presentan un límite norte de ruptura marcado entre los ~34°-35°S BARRIENTOS S.,
2010.
2.1.4 SISMICIDAD CORTICAL Y POTENCIAL SÍSMICO COSTERO.
En Chile, la información de actividad sísmica de tipo cortical es escasa, sin
embargo, se tienen antecedentes de terremotos históricos y contemporáneos
asociados preferentemente a fallas activas localizadas en la Cordillera Principal.
2.1.4.1 TERREMOTOS CORTICALES.
De acuerdo a LOMNITZ C., 2004 el 6 de Diciembre de 1850 ocurrió un
terremoto en el Valle del río Maipo para el cual estima una magnitud entre 7 a 7 ½ y
una intensidad de VII IMM para Santiago. Similar a este evento, el Terremoto de las
Melosas de acuerdo a los registros consistió en una secuencia múltiple de tres
eventos de magnitud Ms 6.9, 6.7 y 6.8 con una duración total de 6 minutos a una
profundidad de 10 km, ocurridos el 28 de Agosto del 1958 en la Cordillera Principal,
entre la intersección de los ríos Maipo y Volcán PIDERIT E., 1961; LOMNITZ C.,
1960; FLORES ET AL., 1960. El primer evento ocurrió a las 21:51:08 GMT (T.O).

39
ASTROZA & SEPULVEDA., 2006 localizan el epicentro en los 33.5°S y los 69-5°S,
para el cuál PARDO & ACEVEDO., 1984, proponen un mecanismo focal de rumbo
sinestral de orientación norte-sur con buzamiento N75°W. ALVARADO ET AL., 2009
proponen que el terremoto fue producido por una falla de desplazamiento horizontal
(strike-slip fault) con acimut (strike) de 20°, buzamiento (dip) S70°E y ángulo de
desplazamiento (rake) de 30°. Para el cuál estiman una magnitud Mw=6.3 a partir de
Mo (0.227 x 1019
Nm), una profundidad focal de 8 km, un tiempo total de fractura
entre 8 a 10 segundo y un área de ruptura entre 150 a 200 km2
. SEPÚLVEDA ET
AL., 2008 proponen una intensidad máxima de IX (MSK) en el área epicentral (El
Volcán) que se atenúa rápidamente a VI en una distancia de 40 km. Concordante con
los valores estimados por FLORES ET AL., 1960, de IX-X IMM para las localidades
de las Melosas y el Volcán. La ciudad de Santiago registro intensidades menores a
VI IMM LOMNITZ C., 1960. En la figura N°11 se observan severos daños en la
Estación de Ferrocarril de la localidad del Volcán (Cajón del Maipo), tras el terremoto
de las Melosas.
El hipocentro del Terremoto de Chusmiza del 24 de Julio del 2001 se localizo
al interior de la ciudad de Iquique en los 19.59°S y los 69.31°W, a 3 km de
profundidad con magnitud Mw=6.3 (Mo= 3.4 x 1025
dn/cm) a las 05:00:02 GMT(T.O)
BOROSCHEK ET AL., 2001. La inversión de ondas P y SH en campo lejano,
indican un mecanismo focal asociada a una falla strike-slip con rumbo N26°,
buzamiento N50°E y ángulo de desplazamiento de -144° CAMPOS ET AL., 2005.
El mecanismo focal del Terremoto de Curicó ocurrido el 28 de Agosto del 2004 indica
una falla de tipo strike-slip, presumiblemente asociada a la actividad de la Falla El
Hierro COMTE ET AL 2008; FARIAS M., 2007, con epicentro localizado en los
Figura 13: Daños estructurales en la Estación Ferrocarril existente en la localidad
del Volcán a causa del terremoto de las melosas.

40
35.173°S y los 70.525°W a 5 km de profundidad con magnitud momento 6.7, en la
Cordillera Principal de la Región del Maule, cerca de las nacientes del río Teno al
norte del Volcán Planchón Peteroa de acuerdo al Servicio Sismológico Nacional. El
Catalogo Global Harvard CMT, entrega un mecanismo focal que indicaría un
movimiento dextral en el plano de falla de rumbo N21°, manteo 61° y desplazamiento
-178°. GONZÁLEZ A., 2008 relocaliza el epicentro ubicándolo en los 34.93°S y los
70.56°W a 4.7 km de profundidad, proponiendo que la ruptura se habría propagado
hacia el norte desde el sector de Termas del Flaco hasta el Valle del río Maipo,
donde ocurrió el sismo del 12 de Septiembre del 2004 con Mw=5.6.
Hacia el poniente, en la Cordillera de la Costa los antecedentes históricos son
aún más escasos, por un lado debido a lo reciente de la red sismológica y por el otro
a la rápida atenuación de los terremotos superficiales, lo que hace posible el hecho
que estos hayan ocurrido efectivamente pero hayan pasado desapercibidos, así por
ejemplo, el Terremoto de Punta Arenas del 17 de diciembre de 1949 de magnitud
Ms=7.8 CAMPOS ET AL., 2005 a pesar de su gran magnitud, no se tienen
antecedentes mayores de su ocurrencia, dado que sucedió en una zona despoblada
y en una época carente de instrumentos sísmicos de registro. LOMNITZ C., 2004
señala la ocurrencia del Terremoto del 2 de Abril de 1850 en Casablanca, para el cuál
estima una Ms=7.5 e intensidad de VII IMM en Valparaíso y Santiago que habría
generado severos daños en Valparaíso, Quillota y el Valle del Aconcagua. SISRA.,
1985 localiza el epicentro en los 33.32°S y los 71.42°W, proponiendo una magnitud
de 7.1 grados e intensidad de VIII IMM. Se debe consignar que la localización
coincide aproximadamente con la falla Pino de Mar, identificada como estructura
activa por SABAJ R., 2008 y cartografiada por GANA ET AL., 1996.
Después del Mega-Terremoto del 27 de Febrero del 2010 ocurrieron varias
replicas a lo largo de toda el área de ruptura, con magnitudes de hasta 6.4 grados. El
11 de Marzo del 2010 se generó el Terremoto de Pichilemu, en las cercanías de la
localidad homónima emplazada en la cordillera costera. BARRIENTOS S., 2010
localiza el epicentro en los 34.29°S y 71.89°W, a 11 km de profundidad y de Mw=6.9
considerando que se trata de un falla normal con rumbo N35°W, del orden de 40 km
de longitud con un desplazamiento de entre 1 a 1.5 m, lo que se corresponden con
un Mo= 2.5 x 10 26
dn-cm. De acuerdo, a QUEZADA ET AL., 2010 no puede ser
considerado una réplica debido a que su mecanismo focal es de tipo normal, opuesto
al generado por terremotos de subducción que ha tenido además su propias replicas,
la mayor de Mw=6.7, y su corta distancia hipocentral, indicativo de que se trataría de
un ruptura cortical.

41
2.1.4.2 ESTRUCTURAS CON POTENCIAL SÍSMICO.
Una deformación o movimiento neotectónico es aquel que ocurre durante el
régimen de esfuerzo existente actualmente en una región determinada LAVENU A.,
2006. En términos neotectónicos8
una falla activa o potencial será aquella que ha
presentado movimiento durante el régimen tectónico actual durante un período de
tiempo dado MUIR-WOOD & MALLARD., 1992; NCR., 1997, que pueden generar
sismicidad cortical intracontinental como reflejo del proceso de deformación frágil de
la corteza. IAEA., 2010 estima por estructuras activas a aquellas con evidencia de
actividad durante el Pleistoceno-Holoceno (1.8 Ma a 10.000 años) en regionales de
contacto interplaca y de edad Plioceno-Cuaternario (5.3 Ma) en regiones intraplaca.
CAMPOS ET AL 2002B
: ARMIJO & THIELE., 1990: HERVÉ M., 1987;
NARANJO J., 1997; THIELE & MOREL., 1981, encontraron evidencias de
neotectónica en forma de fallas geológicamente activas en la corteza continental
cercana a la Cordillera de la Costa. LAVENU & CEMBRANO., 1999 proponen la
existencia de dos eventos tectónicos, entre los 32° y 46°S, de deformación frágil en
rocas neógenas en la cordillera de la Costa: compresión E-W y particionamiento de
la deformación. El primer evento Plioceno (5.4 a 1.6 Ma) se caracteriza por un
régimen tectónico compresivo generalizado en las zonas actuales de antearco e
intraarco. De acuerdo a LAVENU A., 2006 el esfuerzo principal mayor (1) es de
dirección E-W, el esfuerzo principal intermedio (2) es N-S, y el esfuerzo principal
menor vertical (3). En la etapa de partición de la deformación se distinguen dos
estados de esfuerzos: en la faja estrecha de antearco, se observa una deformación
compresiva con direcciones de esfuerzos: 1=N a NNE, 2=E a ESE y 3 vertical.
La compresión N-S Pleistocena, indujo que el borde continental, desde la fosa
hasta la cordillera de la Costa, sufriera un alzamiento que emergió depósitos batiales
miocenos hasta por sobre el nivel del mar que dieron origen a la Formación Navidad
LAVENU & ENCINAS., 2005. De acuerdo a RODRIGUEZ M., 2008; FARIAS M.,
2007, este proceso parece ser activo aún en la actualidad, tal como lo indica una
serie de terrazas marinas emergidas Pleistocenas localizadas a lo largo de la costa
como una serie de knickpoint ubicados entre 10 a 30 km de la línea costera. Estos
movimientos verticales se han estimado como independientes del vector de
convergencia y dependientes a la morfología de la placa oceánica subducida y de la
estructura de la placa continental que cabalga LAVENU A., 2006. Al sur de
8
Concepto definido en el Glosario Anexo.

42
Valparaíso (33°S), a la latitud de San Antonio, una secuencia neógena-cuaternaria
VALENZUELA E., 1992 está cortada por una superficie de abrasión a 200-250
m.s.n.m cuya edad se estima en Pliocena Superior-Cuaternaria. Esta superficie está
cortada por la erosión y sedimentos arenosos pleistocenos, y se dispone sobre un
paleorelieve de gneises del sustrato paleozoico del batolito costero. Una serie de
fallas inversas pequeñas afectan a los gneises, mientras que el cabalgamiento de
estos gneises sobre arenas pleistocenas sería inducido por la existencia de una falla
inversa. Estas fallas estriadas presentan una dirección de compresión 1=N185°E
LAVENU A., 2006.
De acuerdo, a GANA & ZENTILLI., 2002: GANA & TOSCAL., 1996 la región
comprendida entre los 33° y los 34°S está afectada por un sistema de fallas NW-NE
posiblemente Jurásicas, que habrían controlado, en parte el emplazamiento de los
plutones jurásicos y que posteriormente fueron reactivadas como fallas normales,
que actualmente coinciden con rasgos morfológicos y/o se encuentran afectando a
rocas o depósitos post-miocenos (5.3 Ma). SABAJ R., 2008, complementa el estudio
de las fallas corticales costeras aportando más de 20 lineamientos o fallas
potencialmente activos (en adelante EPA), entre las cuales destacan por su longitud
las trazas de Pino de Mar, Cerro Peumol y Cordon Los Amarillos. Al norte de los 33°
hasta los 32° a lo largo de borde costero se reconocen una serie de lineamientos
inferidos, pliegues y fallas normales SERNAGEOMIN., 2003 de orientación N-S
para los cuales no se tienen antecedentes de reactivación.
2.2 AMBIENTE GEOTECTÓNICO.
Las unidades morfoestructurales mayores son el resultado del engrosamiento
cortical de la corteza continental sudamericana sometida a la subducción de la placa
oceánica de Farallón-Nazca. Aún cuando este proceso ha sido relativamente
continúo desde el Jurásico los mayores rasgos morfoestructurales actuales se han
producido durante el Cenozoico, en concreto desde el Oligoceno Superior
CHARRIER ET AL., 2002, cuando el vector de convergencia interplaca se
incremento haciéndose casi ortogonal al margen chileno de Sudamérica PARDO-
CASAS & MOLNAR., 1987; SOMOZA R., 1988.

43
2.2.1 UNIDADES MORFOESTRUCTURALES.
En la evolución de los Andes Centrales Chilenos entre los 32°-36°S, del cuál es
parte la región bajo estudio, se reconocen tres grandes etapas cuyas características
fueron determinadas por las condiciones del proceso de subducción, principalmente
por la variación en la velocidad y ángulo de inclinación de la placa subductada:
Acreción, Extensión y Subducción, respectivamente MODODOZIS R., 1983. El
primer estadio corresponde al Ciclo Gondwánico, y las últimas dos al Ciclo Pre-
Andino y Andino CORVALÁN & CHARRIER., 1993. La evolución se inicia con la
acreción de tres terrenos alóctonos en franjas NNW-SSE, cada cuál produjo eventos
contracionales-orogénicos en Argentina. El primer terreno fueron las Sierras
Pampeanas durante el Proterozoico Superior RAMOS V., 1988. A fines del
Ordovícico colisiona contra el margen continental Cuyania-Precordillera. Durante el
Devónico, se acreciona el terreno de Chilenia, causando un sistema de subducción
constructivo que derivo en el desarrollo de prismas de acreción y cuencas de
antearco localizados en la línea actual de la costa, hasta el Carbonífero Inferior
REBOLLEDO & CHARRIER., 1994; RAMOS ET AL., 1988.
De acuerdo, a antecedentes paleomagnéticos, tras el ciclo tectónico anterior se
presenta una pausa en la deriva continental que marca el inicio del Ciclo Tectónico
Pre-Andino VILAS ET AL., 1978. Las condiciones citadas favorecieron un tipo de
subducción intermedia entre los tipos chileno y Mariano que derivaron en la
conformación de arcos volcánicos de carácter calco-alcalino y el desarrollo de
cuencas extensionales de orientación NNW-SSE durante el Pérmico Superior hasta
el Jurásico Inferior (¿Cretácico Medio?) CHARRIER ET AL., 2007; MPODOZIS &
RAMOS., 1989; UYEDA & KANAMORI., 1979.
El ciclo tectónico Andino, comprende el Jurásico Temprano (¿Cretácico
Superior?) hasta el presente, comienza cuando el período de quietud termina y se
desarrolla la subducción tipo chilena CORVALÁN & CHARRIER., 1993; VILAS ET
AL., 1978. La evolución temprana de este ciclo se inicia con el desarrollo de un arco
volcánico paralelo al margen oeste del arco magmático gondwánico, con una cuenca
de tras-arco en su borde Este. A partir del Cretácico Tardío y durante el Cenozoico,
la posición del arco migra progresivamente el oriente y comienza el desarrollo de
cuencas de antearco en el lado este del arco GANA &TOSCAL., 1996; PARADA
M., 1992. Durante, el Eoceno (~44 a ~38 Ma) ocurre un tercer evento de alzamiento
tectónico y acortamiento cortical, asociado a la culminación de la actividad
magmática, enfriamiento y exhumación de las unidades plutónicas en el arco (o intra-

44
arco) que derivo en la inversión tectónica del arco que causo el alzamiento de
bloques Paleozoicos que trasgreden a los depósitos Mesozoicos y del Paleógeno
Temprano, en el desarrollo de cuencas extensionales durante el Paleógeno y la
conformación del relleno sedimentario MAKSAEV ET AL., 2003; CHARRIER ET
AL., 2002; TOMLINSON & BLANCO., 1997. Entre el Paleógeno Tardío hasta el
presente se desarrolla la última fase de desarrollo de los Andes Centrales en donde
aquellos alcanzan su configuración actual. Etapa donde ocurre el alzamiento e
edificación del Orógeno Andino, el desarrollo de las Unidades Morfoestructurales
continentales, y el Arco Volcánico se emplazada en su localización actual
CHARRIER ET AL., 2007.
La región de Valparaíso se enmarca entre los paralelos 32° y 34°S. En ella se
diferencian claramente tres de los rasgos morfológicos mayores de los Andes de
Chile que son la Cordillera de la Costa, los Valles Transversales y la Cordillera
Principal. Las características geológico-litológico-estructurales particulares de cada
unidad las convierten en elementos morfoestructurales distintos en los cuales la
respuesta ante un evento sísmico será diferente. De acuerdo, a las características
señaladas es posible adicionar además la presencia de la Fosa Oceánica Chileno-
Peruana, expresión en superficie del contacto interplaca entre las placas de Nazca y
Sudamericana, correspondiente a una depresión alargada rellena con depósitos
sedimentarios de diferente potencia, con distintos ángulos de inversión y con
orientación N-S desde los 33°S al Norte a N15°E hacia el Sur de los 33°S. A nuestras
latitudes, la intercepción con el Ridge de Juan Fernández promueve intensos
procesos de acreción y la conformación de ridge en echelón en el extremo occidental
del Margen Continental THORNBURG ET AL., 1987.
2.2.1.1 CORDILLERA DE LA COSTA Y VALLES TRASVERSALES.
La Cordillera de la Costa, unidad morfológica en la que afloran principalmente
rocas cristalinas Paleozoicas-Triásicas y Mesozoicas, correspondiente al llamado
Batolito de la Costa, en su flanco occidental. De relieve suave, ha sido interpretada
como terraza de abrasión y depositación marina, profusamente erosionada y
cortadas por fallas normales de rumbo NW-SE RODRIGUEZ M., 2008; CORVALÁN
& CHARRIER., 1993; FUENZALIDAD ET AL., 1965.
El Complejo Plutónico Papudo-Quintero del Jurásico Medio-Superior (164 ± 2
Ma) compuesto por gabros y granito con predominio de granodioritas y cuarzodioritas
es conformado por las unidades: Limache, Cachagua, Catapilco y Mauco, reunidas

45
en súper-unidad Cavilolén, distinguible desde el río La Ligua hasta el Aconcagua. La
unidad Limache se conforma principalmente de tonalitas de hornablenda y biotita con
inclusiones máficas. La unidad Cachagua, intrusivo conformado por cuarzodioritas,
monzodioritas cuarcíferas, dioritas y gabros, se emplaza en el sector septentrional
del complejo. PARADA M., 1992; ESPIÑEIRA D., 1989; PARADA ET AL., 1988. El
batolito costero presenta mejor desarrollo entre los 33°-34°S. En este tramo, el
basamento consiste en ortogneises y paragneises asociados al Complejo
Metamórfico de Valparaíso del Paleozoico Superior, intruido por granitoides del
Paleozoico-Mesozoico, correspondiente a la unidad Mirasol, plutón complejo
compuesto por tonalitas, granodioritas y pegmatitas de microclina del Paleozoico, y
por la unidad Tejas Verdes, intrusivo metaluminoso a peraluminosos del Triásico
Superior-Jurásico Inferior. A la latitud de San Antonio-Las Cruces, las rocas
Paleozoicas son intruidas por plutones dioritícos gnéisicos de la unidad Cartagena,
formada además por anfibolitas cuarcíferas y gabros parcialmente metamorfizadas
del Triásico Superior. La unidad Laguna Verde del Jurásico Medio intruye
ortogneises y plutones del Paleozoico dando origen a zonas bandeadas y de
enclaves magmáticos (Quebradas La Tortuga, La Fabrica, La Pintara y Lúcuma), su
contacto es gradacional con la unidad del Sauce, plutón complejo, bandeado
compuesto de dioritas cuarcíferas de piroxeno-anfíbola-biotita con tonalitas de
anfibolita-biotita con gabros subordinados. Se correlaciona tectónicamente, con los
intrusivos Paleozoicos y por medio de contactos gradacionales con la unidad
Peñuelas, intrusivo con predominio de tonalitas de hornblenda-biotita y monzodioritas
cuarcíferas con gabros, granitos y granodioritas GANA & TOSCAL., 1996; GANA
ET AL., 1996.
En las cercanías de la costa cubriendo al basamento metamórfico-granítico se
localizan remantes de rocas sedimentarias marinas del Cretácico Superior-
Paleógeno (Estratos de Algarrobo y Estratos de Quebrada Municipal) junto a
depósitos marino-continentales del Neógeno-Pleistoceno (Formación Navidad y
Estratos de Potrero Alto) ENCINAS ET AL., 2003; GANA ET AL., 1996. En algunos
de sus sectores o cumbres se presentan superficies de bajo relieve que han sido
consignados como relictos de peneplanicies y strath terraces FARIAS M., 2007. La
banda oriental es conformada por rocas estratificadas del Jurásico Medio-Superior al
Cretácico Inferior-Superior SERNAGEOMIN., 2003, correspondientes a las
Formaciones Ajial, Cerro La Calera y Lo Horqueta formadas principalmente por
secuencias sedimentarias marino-continentales y volcánicas, y por las Formaciones
Lo Prado, Las Chilcas, Lo Ovalle y Veta Negra asociadas a secuencias volcánicas
con intercalaciones sedimentarias fosilíferas marinas PIRACES R., 1976; THOMAS
H., 1958. Estas formaciones presentan manteos hacia el Este, variables entre 10° y

46
50° con estructuras locales como pliegues y contacto con intrusivos Meso-
Cenozoicos, pero que en conjunto forman un bloque monoclinal estable GANA ET
AL., 1994. Las unidades y afloramientos orientales se desarrollan gradualmente y se
conectan mediante los Valles Trasversales, cordones montañosos de altimetría
variable perpendiculares al eje principal andino, con la franja occidental de la
Cordillera Principal, al norte de los 33°S (Cuenta Chacabuco) CORVALÁN &
CHARRIER., 1993.
Los plutones cretácicos afloran en la parte más occidental de la franja,
corresponden a rocas de la súper-unidad Illapel, formada en este sector, por el Stock
La Campana y el Plutón Caleu, junto a las unidades de Chalinga, Quebrada Herrera
y Chagues. Los dos primeros afloran en el Cerro La Campana. El Plutón Caleu se
segmentada en tres zonas plutónicas: Gabro La Dormida, Cuarzo-Diorita El Roble y
Granodiorita Los Penitentes. Para el Stock La Campana se cuenta con una edad K-
Ar (plagioclasa) de 66 ± 8 Ma. Para el Plutón Caleu, las edades varían entre los
117.4 a 93.9 Ma PARADA ET AL., 2000. La unidad Chalinga, está compuesta
principalmente por granodioritas de hornblenda-biotita y monzodioritas cuarcíferas,
edades radiométricas K/Ar varían entre los 82 ± 2 a 139 ± 5 Ma RIVANO S., 1996;
PARADA ET AL., 1988. La unidad Herrera (tramo bajo del río Putaendo) corta los
afloramientos de la Formación las Chilcas y se corresponden con una monzonita
verde, equigranular sin cuarzo. La unidad Chagres aflora en el camino que une San
Felipe con LLaillai, intruye las rocas de la unidad Chalinga, se asocia aun
sienogranito hololeucocrático RIVANO S., 1996.
Intrusivos cretácicos-paleógeno corresponden a las rocas de la Unidad San
Lorenzo, asociada a pequeños cuerpos intrusivos dioríticos, pórfidos andesíticos y
andesitas, que cortan a los afloramientos de las formaciones Las Chilcas y
Salamanca. Edades K/Ar arrojan edades entre los 63 ± 2 a 86 ±3 Ma RIVANO S.,
1996. Y a la súper-unidad Gogoti formada por las unidades Fredes y Nogales. La
primera corresponde a dioritas de piroxeno y hornblenda con cuarzos PARADA ET
AL., 1998 emplazada sobre las rocas de las formaciones las Chilcas y Salamanca,
incluye los plutones Alicahue y Los Patos. Edades radiométricas K/Ar arrojan edades
entre 68 ±10 a 45 ± 1.2 Ma MUNIZAGA & VICENTE., 1982; RIVANO S., 1993. La
unidad Nogales se compone de leucogranitos de edad cretácica superior PARADA
ET AL., 1998. RIVANO ET AL 1993 distingue los depósitos de Terrazas
Continentales asociados a depósitos semiconsolidados existentes en el borde
oriental del valle de San Felipe-Los Andes formados por arenas medias y
conglomerados finos-medios que presentan escarpes de varios metros de altura
asociados a una posible relación estratigráfica con las rocas cenozoicas del área, de

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