Carta Nevados de Chillan

8/18/2019 Carta Nevados de Chillan

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TAPA NEVADOS DE CHILLAN.FH11 17/3/09 19:32 P gina 1


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GEOLOGÍA DEL COMPLEJO VOLCÁNICONEVADOS DE CHILLÁN

REGIÓN DEL BIOBÍO

SERVICIO NACIONAL DE GEOLOGÍA Y MINERÍA - CHILE

S U B D I R E C C I Ó N N A C I O N A L D E G E O L O G Í A


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GEOLOGÍA DEL COMPLEJO VOLCÁNICO NEVADOS DE CHILLÁN, REGIÓN DEL BIOBÍOEscala 1:50.000

CARTA GEOLÓGICA DE CHILESERIE GEOLOGÍA BÁSICA, No. 114, 2008ISSN 0717-7283

Inscripción No. 174.551

Servicio Nacional de Geología y Minería, Avda Santa María 0104, Casilla10465, Santiago, Chile.

Director Nacional: Alejandro Vio G.

Subdirectora Nacional de Geología: Renate Wall Z.

Derechos reservados. Prohibida su reproducción.

Comité Editor: Paula Cornejo P., Aníbal Gajardo C., Andrew Tomlinson, Renate Wall Z.

Editor: Luis Lara P


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CONTENIDO

RESUMEN .............................................................................................................................................. 5ABSTRACT ............................................................................................................................................. 5INTRODUCCIÓN.......................................................................................................................................... 5 GENERALIDADES ................................................................................................................................. 5 MÉTODO DE TRABAJO Y LIMITACIONES ........................................................................................... 6 ESTUDIOS ANTERIORES ..................................................................................................................... 6

CRONOLOGÍA ERUPTIVA DOCUMENTADA ........................................................................................ 7BASAMENTO DEL COMPLEJO VOLCÁNICO ............................................................................................ 8 GENERALIDADES ............................................................................................................................ 8 FORMACIÓN CURA-MALLÍN Miocm ............................................................................................... 8 BATOLITO SANTA GERTRUDIS-BULLILEO Msgb .......................................................................... 8 FORMACIÓN COLA DE ZORRO PlPcz ........................................................................................... 8ESTRUCTURA Y ESTRATIGRAFÍA VOLCÁNICA DEL CVNCh .................................................................. 9GEOLOGÍA DEL CVNCh ANCESTRAL Y VOLCANES SATÉLITES .......................................................... 9 LAVAS LOS PINCHEIRA Plp ............................................................................................................ 9 LAVAS DIGUILLÍN Pld ......................................................................................................................10 LAVAS ATACALCO Pla ..................................................................................................................... 11 LAVAS LANALHUE Pll ...................................................................................................................... 11 IGNIMBRITA EL CASTILLO Piec ......................................................................................................12 CONOS PIROCLÁSTICOS SATÉLITES: VOLCANES LAS LAGUNILLAS Hll Y PARADOR Hp ................12 SUBCOMPLEJO CERRO BLANCO.......................................................................................................12 LAVAS ORIENTALES CBlo ...............................................................................................................12 VOLCÁN COLCURA CBc .................................................................................................................13

VOLCANES GATO CBg Y BLANCO CBb .........................................................................................13 VOLCANES CALFÚ, PICHICALFÚ Y LOS BAÑOS CBcpb..............................................................13 VOLCÁN SANTA GERTRUDIS CBsg ...............................................................................................14 SUBCOMPLEJO LAS TERMAS .............................................................................................................14

LAVAS DEL SUR LTls .......................................................................................................................14 LAVAS LARQUI LTll ..........................................................................................................................15 LAVAS AGUAS CALIENTES LTlac ...................................................................................................15

VOLCÁN VIEJO LT


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REFERENCIAS ............................................................................................................................................22

ANEXO

I DATACIONES RADIOMÉTRICAS ........................................................................................................ 26 Tabla 1. Edades radiométricas 40Ar/ 39Ar ................................................................................................ 26 Tabla 2. Datos analíticos de edades radiométricas 40Ar/ 39Ar de este trabajo ....................................... 27 Tabla 3. Edades radiométricas no calibradas 14C ................................................................................. 28

MAPA (fuera de texto)

GEOLOGÍA DEL COMPLEJO VOLCÁNICO NEVADOS DE CHILLÁN, REGIÓN DEL BIOBÍOEscala 1:50.000.


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RESUMEN

El Complejo Volcánico Nevados de Chillán está integrado por 13 estratovolcanes alineados en una orientación

NO-SE, ubicado en la cordillera andina de la Región del Biobío. Debido al desarrollo de la actividad económica en la

zona y a su frecuente actividad eruptiva histórica, es un volcán que exhibe un alto riesgo potencial en los Andes del

sur de Chile. Su actividad comenzó a manifestarse alrededor de los 650 ka, con la erupción de extensas coladas de

lava andesíticas subglaciales y continuó durante el Pleistoceno Medio, con diversos megapulsos efusivos andesíticos,

subaéreos y subglaciales, principalmente hacia el oeste. Durante el Pleistoceno Superior (~100-60 ka), la estructura

del CVNCh desarrolló vastas zonas y diversos centros de emisión alrededor del sector central que, para entonces,

probablemente estuvo ocupado por un potente glaciar. Alrededor de los 40 ka fueron emitidas ignimbritas, posiblementeasociadas a la generación de calderas, cuyos abruptos escarpes se presentan al noroeste, sur y este del complejo.

Con posterioridad, han evolucionado en forma separada los subcomplejos Cerro Blanco y Las Termas, distantes 6 km

en dirección NO, los cuales han emitido contemporáneamente magmas geoquímicamente disímiles, con andesitas y

dacitas en el primero, y predominancia de dacitas en el sur. La dispersión de tefra señala que la actividad explosiva

holocena a partir de los 9 ka ha sido del tipo vulcaniano y a subpliniano y que pudo incluir erupciones con desarrollo de

ujos piroclásticos. Los lahares son el peligro de mayor potencial de ocurrencia, especialmente en el Subcomplejo Cerro

Blanco, el cual presenta la mayor acumulación de hielo y nieve, como aconteció durante la erupción más reciente, en

el período 1861-1865, desde el cono adventicio Santa Gertrudis. En el Subcomplejo Las Termas, que presenta un gran

desarrollo turístico y potencial geotérmico, ha estado concentrada, desde comienzos el último siglo, toda la actividad

eruptiva del CVNCh, con la formación de los volcanes Nuevo y Arrau, como consecuencia de una posible reactivacióndel volcán Democrático ancestral.

ABSTRACT

The Nevados de Chillán Volcanic Complex is formed by 13 stratocones following a northwest orientation in the

Andes of the Biobío Region of Chile. It is one of the highest-risk volcanoes in southern Chile due to high levels of

historic activity in addition to a rapid development of the tourist industry. The eruption of extended subglacial andesiticlava ows since at least 650 ka represents the early activity of the complex. Both subaerial and subglacial remarkable

effusive pulses were emitted mainly to the west, during Middle Pleistocene times. Different emission centres were the

source of vastly distributed lavas during the Upper Pleistocene (~100-60 ka), when the volcano complex was probably

capped by a thick ice sheet. Ignimbrites were erupted at around 40 ka and may have been associated with caldera col-

lapses in the north and south parts. Two eruptive subcomplexes 6 km apart, dened as Cerro Blanco and Las Termas,

have evolved separately since 40 ka, erupting andesite-dacite and mainly dacite magmas, respectively. Since at least

9 ka, both subcomplexes have sourced vulcanian to subplinian eruptions and pyroclastic ows could also occur. Lahar

d i l h ll i l i h h h C Bl b l h k bl i


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La actividad eruptiva más moderna del complejo se ha concentrado en dos subcomplejos, situados a 6 km

uno del otro, sobre la dorsal principal. Al NO, destaca el edicio principalmente andesítico del Subcomplejo Cerro

Blanco (CB) y, al SE, el Subcomplejo, andesítico-dacítico, denominado Las Termas (LT).

Las alturas más elevadas del complejo sobrepasan los 3.100 m s.n.m. y sobresalen en casi 1.000 m la línea

media de cumbres. Este estudio ha tenido como objetivo general conocer la evolución del CVNCh mediante la

realización de un mapa geológico escala 1:50.000, acompañado de este texto explicativo. En lo particular, se

intenta determinar su estratigrafía, las características petrográcas y geoquímicas básicas de sus productos, así

como conocer su historia eruptiva. Asimismo, este estudio comprende la distribución de los productos eruptivos

antiguos e históricos.

Son varios los valles cuyas nacientes corresponden al CVNCh. La quebrada del río Santa Gertrudis es laprincipal y desagua hacia el norte. Hacia el este, se ubican las quebradas del río Gato y su tributario el estero

Cajón Nuevo; más al sur, se sitúa el río Las Minas. Hacia el oeste, las quebradas se desarrollan en esa dirección

y subparalelas entre sí, y destacan las quebradas del estero San José, del río Chillán y del Estero Renegado,

que corresponde al valle más poblado del entorno del CVNCh. Paralelamente, hacia el SO se desarrolla el valle

del río Diguillín, cuyas cabeceras se ubican en los cerros al sur del complejo.

Los accesos principales al CVNCh se realizan por los valles del río Chillán (acceso sin pavimento hasta

aproximadamente 9 km al oeste del volcán) y del Estero Renegado. Esta ruta está pavimentada hasta el sector

denominado Las Trancas, aproximadamente 10 km al oeste de las instalaciones del Complejo Termas de Chi-

llán, al que se accede por un camino sin pavimentar, pero en excelentes condiciones. Desde este lugar existen

diversas huellas de ascenso para caballo y de a pie. Sin embargo, las instalaciones de canchas de ski cuentan

con buenos andariveles que permiten acceder a los ancos medios del sector sur del CVNCh.

MÉTODO DE TRABAJO Y LIMITACIONES

Debido a las mejores condiciones de acceso, el mapeo del sector sur (Subcomplejo Las Termas) ha sido sig-

nicativamente más detallado que el mapeo del sector norte (Subcomplejo Cerro Blanco), el cual muestra serias

dicultades de acceso. Por otra parte, las unidades más jóvenes tienen una mejor resolución de sus aoramientos,tanto en las fotografías aéreas como en terreno, lo que ha inuido en un mayor detalle de mapeo de estas. Las

unidades han sido descritas en orden estratigráco, como unidades mapeables, pudiendo existir, ocasionalmente,

algún grado de ambigüedad respecto de sus edades relativas, en especial en ausencia de relaciones de contacto

visibles. Algunas observaciones y muestreos pudieron realizarse solo mediante el uso de helicóptero.

La metodología empleada comprendió la compilación de antecedentes geológicos, geoquímicos y de activi-

dad histórica del complejo. Se efectuaron estudios fotogeológicos, campañas en terreno, revisión de columnas


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de antecedentes eruptivos. Posteriormente, Déruelle y Déruelle (1974, 1975) entregan algunos antecedentesestructurales y sugieren que los volcanes alineados en la dorsal estarían anidados en una caldera elíptica de lacual se preservan algunos escarpes. Asimismo, proponen la división del complejo en dos centros volcánicos. Mástarde, Déruelle (1977) describe antecedentes sobre las etapas iniciales de la actividad eruptiva que nalmente

dieron origen al actualmente llamado volcán Arrau.Datos más recientes sobre la evolución pleistocena-holocena del complejo fueron entregados por Naranjo

et al. (1994), quienes destacan que, a partir de una etapa inicial de caldera, la actividad eruptiva del complejo hatenido erupciones efusivas de gran magnitud las que, sin embargo, muestran una clara tendencia decreciente entérminos de volumen y tasa de emisión para cada nuevo episodio. Dixon et al . (1999) efectúan el primer mapeo

detallado del complejo y dividen sus unidades principales en el Subcomplejo Cerro Blanco al NO (predominan-temente andesítico) y el Subcomplejo Las Termas (predominantemente dacítico y riolítico), al SE. Sobre la basede dataciones 40Ar/ 39Ar, dan cuenta de que el complejo habría comenzado como un sistema volcánico a partirde los 640 ka y que desarrolló desde entonces una profusa actividad efusiva, principalmente en un ambientesubglacial. Aunque estos autores no denen cuándo los subcomplejos se desarrollaron en forma separada

después del colapso de la caldera, concluyen que los sistemas magmáticos independientes, separados por unadistancia de 6 km, evolucionaron en forma contemporánea y autónoma con anterioridad a los 30 ka, con magmasde diferentes rasgos químicos. Mee (2004) y Mee et al. (en edición), junto con nuevos datos geocronológicos40Ar/ 39Ar, aportan descripciones de facies subglaciales de lavas del Pleistoceno Superior que han permitido

reconstruir con detalle las condiciones paleoambientales del sector noroccidental del complejo (lavas Lanalhue,Dixon et al ., 1999). Por otra parte, Naranjo y Lara (2004) dan cuenta de las características de la última erupciónvulcaniana ocurrida entre los dos volcanes más recientes del complejo. Finalmente, Mee et al. (2006) efectuaronuna detallada descripción de las condiciones de emplazamiento de las lavas del volcán Santa Gertrudis, en elextremo noroccidental del complejo, y sugirieron analogías con lavas del interglacial MOIS 5 (Estado Isotópicode Oxígeno Marino) de este complejo.

CRONOLOGÍA ERUPTIVA DOCUMENTADA

Aunque la actividad eruptiva histórica del CVNCh ha sido relativamente menor en comparación con otrosvolcanes del sur de Chile, como el Llaima (Naranjo y Moreno, 2005) o el Villarrica (Moreno y Clavero, 2006),esta se ha caracterizado por manifestaciones en diversos centros de emisión y, además, por prolongados cicloseruptivos de meses y hasta varios años de duración. Según las investigaciones de cronistas documentadas porBrüggen (1948), la erupción más antigua conocida ocurrió en 1751, tuvo un carácter explosivo y se produjo en elactualmente denominado volcán Chillán. En forma intermitente, la erupción habría durado hasta 1752. Posterior-

t i d t d 1861 i i ió l i l ti di i l l á S t G t di b


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alcanzado en 1980 y se registraron explosiones intermitentes hasta 1987. En mayo de 1986, uno de los autores(J.A.N.) pudo observar una de estas explosiones, con desarrollo de pequeños ujos de bloques y cenizas.

En la actualidad, la cima del volcán Arrau no presenta fumarolas, lo que contrasta con el cráter del volcán

Nuevo. Un explosión vulcaniana menor, ocurrida en septiembre de 2003 (Naranjo y Lara, 2004), dio origen al

denominado cráter Chudcún, ubicado entre ambos volcanes. Testimonios locales (T. Navarrete, comunicación

oral, 2006) dan cuenta de una nueva explosión en el cráter Chudcún en marzo de 2004.

BASAMENTO DEL COMPLEJO VOLCÁNICO

GENERALIDADES

La geología de las rocas que constituyen el basamento del área donde se ha desarrollado el CVNCh ha sido

estudiada previamente por autores como Gajardo (1981) y, posteriormente, Muñoz y Niemeyer (1984). Encima

de estas rocas volcánicas, volcanoclásticas, sedimentarias y plutónicas cenozoicas del basamento, se ha labrado

un profundo paisaje glacial, sobre el cual ha evolucionado el CVNCh.

FORMACIÓN CURA-MALLÍN Miocm (Mioceno inferior-medio)

(González y Vergara, 1962)

En la zona aledaña al CVNCh, la Formación Cura-Mallín está constituida por una sucesión subhorizontal con

suave inclinación al oeste, de rocas piroclásticas, sedimentitas clásticas y coladas de lava subordinadas de com-

posición intermedia (Muñoz y Niemeyer, 1984). Aunque su distribución es más extendida al oeste del complejo,

también aora al oriente. Esta unidad subyace discordantemente a volcanitas de la Formación Cola de Zorro y

es intruida por rocas plutónicas de la unidad Batolito Santa Gertrudis-Bullileo. Los autores antes citados atribuyen

a esta unidad una edad eocena-oligocena; sin embargo, en la Hoja Curacautín, al sur de los 38°S, Suárez yEmparán (1997) le asignan una edad miocena inferior a media.

BATOLITO SANTA GERTRUDIS-BULLILEO Msgb (Mioceno)

(Muñoz y Niemeyer, 1984)

Según Muñoz y Niemeyer (1984) las rocas de esta unidad incluyen diversas facies que en las cercanías


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ESTRUCTURA Y ESTRATIGRAFÍA VOLCÁNICA DEL CVNCh

El Nevados de Chillán es un complejo volcánico de forma elíptica, con 17 km de largo máximo en dirección

N30°O y aproximadamente 11 km de ancho. Abarca un área de alrededor de 150 km 2 y alcanza un volumen

aproximado de 65 km3. Su base se encuentra a una altura variable, con 2.200 m s.n.m. en el norte, 2.100 m en

el este y en el sur, y 1.500 m en el oeste. En consecuencia, la altura absoluta de las cimas más altas varía entre

1.000 y 1.250 m.

En su estado actual, el complejo volcánico está formado por dos estructuras seudocónicas que se han denido

como el Subcomplejo Cerro Blanco al norte y el Subcomplejo Las Termas al sur, separados por un conspicuoportezuelo. Cada una de estas estructuras constituye verdaderos volcanes compuestos por varias cimas y diver-

sos centros de emisión, aproximadamente alineados en dirección N35°O, a lo largo de una dorsal de casi 10 km

de largo. El Subcomplejo Cerro Blanco incluye los centros de emisión o volcanes Santa Gertrudis, Gato, Cerro

Blanco (la cima más alta con 3.212 m s.n.m.), Calfú, Pichicalfú y Baños; estos dos últimos, ubicados sobre el sector

del portezuelo. Por su parte, el Subcomplejo Las Termas está formado por los volcanes, de sur a norte, Pata de

Perro, Viejo, Chillán (la cima más alta con 3.172 m s.n.m.), Arrau y Nuevo. Por anidades composicionales con el

volcán Chillán, se asigna a este subcomplejo el volcán Shangri-La, ubicado en la zona del portezuelo. Asimismo,

cubierto por los volcanes Nuevo a partir de 1906 y, posteriormente, por el volcán Arrau en 1973, en las fotografías

aéreas anteriores a 1973, es posible distinguir claramente el cráter del denominado volcán Democrático (Dixon

et al., 1999), de aproximadamente 400 m de diámetro. Fuera de las estructuras Cerro Blanco y Las Termas, se

reconocen dos conos adventicios, llamados volcanes Las Lagunillas y Parador, ubicados 4 km al este y oeste

del alineamiento de centros de emisión, respectivamente.

En los sectores noroeste, este y sur del CVNCh, se distinguen escarpes arqueados e inclinados hacia el interior

del complejo de entre 150 a 200 m de alto, que han sido interpretados como secciones remanentes de una o más

calderas (Déruelle y Déruelle, 1974, 1975). También, al oeste-suroeste del volcán Cerro Blanco se distinguen

estructuras remanentes de un estratovolcán (volcán Colcura) que posiblemente sobrellevó un colapso. El sector

occidental de ese volcán presenta abruptos escarpes de cara al edicio activo más joven, que son interpretadoscomo un ‘somma’ del cráter original.

Considerando criterios morfoestructurales, estratigrácos, geocronológicos, geoquímicos y litológicos, en el

CVNCh se denen cinco unidades que comprenden el desarrollo del complejo ancestral, con anterioridad a la

actividad de los subcomplejos en forma independiente. Estas unidades forman extensas lavas y depósitos de

ignimbritas, acumuladas tras su encauzamiento a lo largo de los profundos valles glaciales. Con diversos grados

de desarrollo, la mayoría de las lavas ancestrales muestran notables estructuras de diaclasamiento columnar,


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estero Las Cabras, de los ríos Gato y Las Minas. En relación a su litología, corresponden a lavas andesíticas

principalmente afaníticas de textura muy na y a menudo de matriz vítrea. Químicamente, estas rocas son

andesitas (58-60,6% SiO2) de piroxeno y olivino.

Presentan espesores de 100 a 200 m y las secciones expuestas están caracterizadas por niveles basales

con desarrollo de disyunción columnar arqueada de 50 a 100 m de espesor, cubiertos por niveles de espesor

similar y con diaclasamiento irregular caótico de tipo ‘hackly’ (fragmentario).

Los grandes espesores de estas coladas son interpretados como producto de haber sido emplazadas y

acumuladas bajo hielo, en circunstancias que su avance progresivo fue impedido por la necesidad de fundir el

hielo glacial (Lescinsky y Fink, 2000; Lescinsky y Sisson, 1998). El agua fundida formada durante el emplaza -

miento pudo causar el desarrollo del diaclasamiento penetrativo, con desarrollo de estructuras incluso menoresque 1 cm en la capa respectiva, así como el enfriamiento de la masa fundamental. Sin embargo, aguas abajo

del pueblo de Recinto, por el valle del estero Renegado, las lavas Los Pincheira rellenaron por completo el

valle y muestran un incremento de su espesor, posiblemente como consecuencia de su salida desde abajo

del frente glacial a un emplazamiento subaéreo.

Se obtuvieron 4 edades 40Ar/ 39Ar concordantes de 630±50, 641±40, 660±40 y 690±40 ka (Tabla 1). Estas

edades ubican la erupción durante el estadio isotópico 16 del registro global del δO18 (Broecker y Denton, 1990;

Lowe y Walter, 1997), período de gran acumulación de hielo, que apoya la interpretación de un emplazamiento

subglacial para estas lavas. En aoramientos de estas lavas en el río Chillán, Gajardo (1981) obtuvo una edad

K-Ar de baja precisión de 490±260 ka. Otra edad 40Ar/ 39Ar de baja precisión de 883±566 ka fue obtenida en un

potente banco lateral aterrazado de estas lavas, en el curso superior del río Chillán (Tabla 1).

LAVAS DIGUILLÍN Pld (Pleistoceno medio)

Esta unidad corresponde a una secuencia de hasta 100-150 m de espesor, formada predominantemente

por lavas andesíticas y brechas que, en las facies distales, cubren de forma lateral a la unidad lavas Los Pin-

cheira y subyacen a lavas e ignimbritas de las unidades Atacalco y El Castillo, respectivamente. En sectores

proximales, subyace a lavas de la unidad Lanalhue.Estas lavas fueron emplazadas a lo largo del valle del estero Renegado, desde el sector SO del CVNCh.

Se distribuyen en las nacientes del estero Renegado, al norte de las instalaciones del complejo Termas de

Chillán. Allí aora una sucesión alternante de lavas macizas de 8-10 m de espesor y brechas (autobrechas),

ligeramente más potentes (10 m). Las lavas corresponden a andesitas porfíricas (~58% SiO2) de piroxeno con

escaso olivino y anfíbola. Los niveles de lavas clásticas corresponden a autobrechas de las mismas lavas e

incluyen bloques vesiculares angulosos y subredondeados. Estas brechas están 'cementadas' por un material


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anteriormente, es en ese sector donde se había producido una mayor acumulación y elevación del relleno del

valle por parte de las lavas precedentes a la unidad Los Pincheira.

LAVAS ATACALCO Pla (Pleistoceno medio-Superior)

La unidad lavas Atacalco corresponde a uno o más ujos de lava andesítica de entre los tipos bloques y aa que

aoran a lo largo del valle del estero Renegado, que cubren lateralmente a lavas de las unidades Los Pincheira

y Diguillín y que están cubiertas por lavas del volcán Democrático y depósitos laháricos.

Estas lavas solo se han reconocido como bancos laterales canalizados a lo largo del valle del estero Renegado,

aguas abajo del sector Las Trancas (conuencia con el valle del Shangri-La). A partir del sector de la laguna LaVeguilla y como consecuencia de la presencia de altos topográcos de las lavas previas, fueron desviadas hacia

el valle del río Diguillín, para acumularse en el sector de Atacalco, donde alcanzan una potencia de aproxima -

damente 30 a 50 m. Corresponden a andesitas (~57-59% SiO2) porríticas gruesas de plagioclasa, piroxeno y

olivino. Generalmente, en supercie muestran textura vesicular, sin rasgos evidentes de erosión.

Se realizaron 3 análisis radiométricos 40Ar/ 39Ar con resultados concordantes de 157±90, 120±60 y 110±60

ka (Tabla 1). Los aoramientos como bancos laterales a lo largo del valle del estero Renegado podrían ser con-

secuencia del emplazamiento bajo una lengua glacial o, alternativamente, del desarrollo prominente de levées

formados en un ambiente subaéreo.

LAVAS LANALHUE Pll (Pleistoceno Superior)

Corresponde a una sucesión alternante caracterizada por una supercie plana de lavas gruesas, que exhiben

diversidad de diaclasamiento fragmentario e incluyen hialoclastitas, así como niveles y centros de emisión de

escorias. Presentan una amplia variación composicional desde andesitas basálticas hasta riolitas. Cubren lavas

de la Formación Cola de Zorro y de la unidad Los Pincheira. En las nacientes del estero Renegado, al norte de

las instalaciones de Termas de Chillán, cubren las lavas Diguillín. En el sector norte, las Lavas Lanalhue están

lateralmente cortadas o cubiertas por lavas de las unidades más antiguas del Subcomplejo Cerro Blanco (lavasOrientales y del volcán Colcura). Al sur, en cambio, los aoramientos de la unidad Lanalhue están rodeados por

lavas del volcán Democrático.

Sobre la base de nuevos datos de terreno y geocronológicos, se ha podido ampliar la extensión de las lavas

Lanalhue, que constituye una unidad diacrónica de vasta distribución al norte y sur del CVNCh y que incluye las

unidades NEV1a Andesite, NEV1b Dacite y CB1 Lanalhue Unit de Dixon et al. (1999). Efectivamente, las lavas

Lanalhue se reconocen al noreste, noroeste y oeste del Subcomplejo Cerro Blanco, donde están cortadas por


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ka, 85,3±11,6 ka, 82±4 ka, 81,5±8 ka, 81±8 ka, 79,9±1,2 ka, 68,1±2 ka, 60±30 ka, 60±10 ka y 51,5±3,4 ka).Todas estas edades se ubican en el período correspondiente al estadio isotópico marino 5 (Broecker y Denton,

1990; Lowe y Walter, 1997), período más frío que el presente, posiblemente perteneciente a una glaciación

con acumulación de hielo en los valles actuales, lo cual concuerda con la interpretación de un emplazamiento

principalmente subglacial para las Lavas Lanalhue.

IGNIMBRITA EL CASTILLO Piec (Pleistoceno Superior?)

Corresponde a depósitos ignimbríticos de ujos piroclásticos densos, de cenizas, pómez y escorias, no

soldados, en ocasiones con carbón ligeramente antracítico. Sobreyacen a las lavas Los Pincheira y Diguillín yno han sido reconocidos en facies proximales.

Se reconocen buenas exposiciones de ujos de ceniza y escoria en los alrededores de Recinto y en el

sector El Castillo, aguas abajo del valle del estero Renegado y río Diguillín. También se observan depósitos

de ujos de cenizas y pómez al norte del área del mapa, en San Fabián, los cuales incluyen pequeños troncos

carbonizados, antracíticos no datables por la técnica de 14C. Estos depósitos han sido correlacionados con

extensas ignimbritas de la Depresión Central, reconocidos hasta 100 km hacia el oeste-noroeste del CVNCh, y

cuyo volumen total sobrepasaría los 150 km3, distribuidos en un área de aproximadamente 5.500 km2 (Naranjo

et al., 1994; Varela y Moreno, 1982).

Aproximadamente 4-5 km al oeste de Recinto, se expone una secuencia de niveles pumíceos de 1,5 y 2 mde espesor. El nivel inferior corresponde a un horizonte basal de pómez, líticos y carbón sobre el cual existe

una capa de 25 cm de pómez, con fragmentos de ~3 cm en una matriz de ceniza y lapilli no. Se sobrepone un

nivel de ceniza na amarillenta, posiblemente asociada a la coignimbrita, seguida de un estrato rico en carbón

con lapilli grueso de pómez, en ceniza na. Encima se acumuló una unidad rica en líticos que grada hacia un

horizonte de 20 cm de lapilli no, de pómez amarillo-anaranjada, esquirlas líticas y carbón. La unidad más

alta corresponde a un depósito rico en líticos, con algunas pómez y carbón (bombas y bloques


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Por dicultades de acceso, no ha sido posible determinar si existe una equivalencia cronoestratigráca con

lavas del volcán Colcura.

Se distribuyen sobre el anco este del Subcomplejo Cerro Blanco y corresponden a andesitas y dacitas

(~59 a 65,5% SiO2), de plagioclasa, clino- y ortopiroxeno. Se obtuvo una edad de 23,9±5,4 ka para una lava

de esta unidad (Dixon et al., 1999), por lo que su origen se asigna al Pleistoceno Superior tardío.

VOLCÁN COLCURA CBc (Pleistoceno Superior alto-Holoceno)

Está constituido por los remanentes de un estratocono de lavas y escorias oxidadas. Lo conforman lavas

de bloques y aa, y brechas y depósitos de avalancha de detritos, que cubren discordantemente a la unidad delavas Lanalhue y subyacen a depósitos piroclásticos del volcán Gato y a lavas de los volcanes Calfú, Pichicalfú

y Blanco, así como a depósitos morrénicos y piroclásticos de caída.

Se distribuyen sobre el anco norte, este y, principalmente, al suroeste del Subcomplejo Cerro Blanco.

Aunque parcialmente cubiertas por depósitos laháricos, extensas lavas de esta unidad (~22 km) se emplazaron

desde las cabeceras, por el valle del río Chillán. Son lavas con estructuras de bloques y aa, de composición

andesítica y dacítica (56-66% SiO2, Dixon et al., 1999) de plagioclasa, dos piroxenos, titanomagnetita y trazas

de olivino e ilmenita.

Sobre una muestra obtenida en el valle del río Chillán a una altura de aproximadamente 1.200 m s.n.m. y

sin evidencias de erosión glacial, se obtuvo una edad 40Ar/ 39Ar de 14,2±2,2 ka (Tabla 1). Por otra parte, en el

anco norte se obtuvo una muestra que arrojó una edad 40Ar/ 39Ar de 8,2±7,2 ka. En consecuencia, la edad del

volcán Colcura sería pleistocena superior-holocena.

VOLCANES GATO CBg Y BLANCO CBb (Holoceno)

Corresponden a las estructuras de la parte alta del edicio del Subcomplejo Cerro Blanco. Consisten en

dos estratoconos dacíticos de bajo contenido de sílice, sobrepuestos y formados por intercalaciones de lavas

y abundante material piroclástico eyectado. El volcán Gato alcanza una altura cercana a los 500 m, con uncráter de 650 m de diámetro y cubre las lavas Orientales y las del volcán Colcura. Está cubierto por el cono

del volcán Blanco y un centro de emisión sin cráter, con una pequeña coulée, asignado al primero. El volcán

Blanco consiste en un cono de 100 m de alto, con una base de 750 m de diámetro y un cráter de 250 m de

diámetro. Hacia el NO emitió lavas que fueron parcialmente cubiertas por el volcán Santa Gertrudis.

Los volcanes Gato y Blanco tienen una composición dacítica de bajo contenido de sílice (65,3-66,4% SiO2)

que los distingue del resto de los volcanes del Subcomplejo Cerro Blanco. De acuerdo con las crónicas de


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14

así como acumulaciones de tefra distribuidas hacia el oeste, sur y este. Cabe destacar que los depósitosde tefra holocena incluyen importantes acumulaciones de piroclastos originados en estos volcanes y quese disponen en niveles muy jóvenes de la secuencia.

Hacia el sur, el volcán Pichicalfú aparece como un estratocono de piroclastos de poco más de 500 mde diámetro, con un cráter de 300 m y una altura de alrededor de 50 m. Más al SE, se ubica el cono LosBaños, una estructura cónica de piroclastos, con tan solo 400 m de diámetro basal, un cráter de 100 m ymenos que 50 m de altura.

Los volcanes Calfú, Pichicalfú y Los Baños forman un grupo geoquímicamente distintivo de andesitasporfíricas, al cual se le otorgó la denominación de ‘tipo Calfú’ (Dixon et al., 1999), con una mineralogía

similar a las lavas del Volcán Colcura, pero composiciones más máfcas (~56-58,5% SiO2). Aunque losconos Pichicalfú y Los Baños se ubican en la zona del portezuelo homónimo que separa los dos subcom-plejos, presentan afnidades geoquímicas con el Subcomplejo Cerro Blanco.

VOLCÁN SANTA GERTRUDIS CBsg (1861-1865 d.C.)

Sobre el anco NO del Subcomplejo Cerro Blanco comenzó, en agosto de 1861, la erupción que dio

origen al volcán Santa Gertrudis. Esta unidad consiste en un cono de escorias y un campo de lava an-desítica porfírica de bloques. Cubre lavas emitidas por el volcán Blanco y corresponde a la actividad más

reciente del Subcomplejo Cerro Blanco.El cono se ubica 500 m bajo la cumbre del Blanco. Tiene un diámetro basal de 600 por 400 m, alargado

en dirección este-oeste, y alcanza una altura de aproximadamente 150 m. Su cráter, también alargadoen la misma dirección, es de 100 por 200 m. La lava fue emitida en su mayoría durante el período 1861-1862, no obstante mantuvo su actividad probablemente hasta 1865 con la formación del cono de escorias(Philippi, 1863; Cuadra, 1868). Según las evidencias, la emisión de lava fue acompañada de explosionesstrombolianas y generó lahares causados por la fusión de hielo y nieve.

La composición geoquímica de las lavas del volcán Santa Gertrudis (~57% SiO2) cae en el grupo de lasdel ‘tipo del volcán Calfú’. Estudios recientes de Mee et al. (2006) muestran evidencias de emplazamientosubglacial en las lavas de este volcán, que han permitido concluir que estas se emplazaron en un valleglacial cubierto de nieve, lo que fue una contribución primordial a la formación del lahar emplazado haciael río Ñuble (Philippi, 1863).

SUBCOMPLEJO LAS TERMAS

LAVAS DEL SUR LTl (Pl i t S i lt )


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LAVAS LARQUI LTll (Pleistoceno Superior alto)

Corresponde a una secuencia de lavas con algún grado débil de arcillización, niveles de soldados de salpica-

duras y tefras, depositadas sobre diferentes unidades del basamento (también alteradas) y lateralmente cortadas

por lavas de los volcanes Viejo y Democrático. Aoran al este del Subcomplejo Las Termas y forman escarpes

fuertemente erosionados por acción glacial.

Esta unidad comprende una sucesión de 150 a 200 m que incluye capas de lavas con espesores típicos de 5

a 10 m y niveles de tobas y ‘spatters’ escoriáceos, con potencias de 2 a 5 m. Sobre un escarpe de orientación NO

se destaca un nivel de toba de caída con fuerte meteorización y una inclinación de aproximadamente 20° hacia el

norte-noreste, lo que sugiere que la unidad es un remanente de un antiguo estratovolcán con un centro localizadoen las inmediaciones. La erosión glacial ha destruido la morfología original del edicio o estructura volcánica. Una

muestra de lava tiene una composición andesítico-basáltica de aproximadamente 55,2% SiO2.

Su morfología y relaciones estratigrácas permiten inferir que las lavas Larqui son más antiguas que la

estructura del volcán Viejo, pero se desconoce su relación con las lavas Aguas Calientes. Posiblemente la se-

cuencia es equivalente a las lavas del Sur y forman parte de una misma estructura mayor de las etapas iniciales

del Subcomplejo Las Termas.

LAVAS AGUAS CALIENTES LTlac (Pleistoceno Superior alto)

La unidad está conformada por lavas dacíticas vítreas desvitricadas con diaclasamiento columnar radial y

brechas. Se expone anqueada y rodeada de los taludes de escarpes de cara al sur del valle de Aguas Calientes,

en la parte meriodional del CVNCh, sobre el anco sur del volcán Chillán y consiste en cuerpos irregulares de

dacitas vítreas negruzcas, con diámetros métricos a decamétricos de metros, rodeados de brecha hialoclástica

y gruesas tobas de lapilli. La composición de estas lavas corresponde a dacitas silíceas (~67,7-69,3% SiO2) de

plagioclasa, piroxenos, titanomagnetita e ilmenita.

Secciones de estos cuerpos muestran notables disyunciones columnares comúnmente en forma de aba-

nicos radiales a partir de un núcleo central. Esta morfología y estructura interna son indicativas de volcanismosilíceo subacuoso y subglacial y han sido descritas en hialoclastitas ácidas subglaciales en Islandia (Furnes et

al., 1980). Estas diaclasas columnares gradan a disyunciones fragmentarias en ujos prominentes y márgenes

de los cuerpos de lava.

Los rasgos mencionados no se maniestan en las exposiciones altas de los escarpes del valle de Aguas

Calientes, lo que implica un emplazamiento subaéreo en las partes elevadas del respectivo volcán. La concomi-

tancia entre estructuras columnares de abanico y fragmentarias, sería indicativa de erupciones subglaciales, en


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estraticación cruzada en gran escala, en conjuntos de varios metros, que corresponderían a hialoclastitas

subglaciales. Estos depósitos están cubiertos por una sucesión piroclástica de algunos cientos de metros que

incluyen niveles de salpicaduras (‘spatters’) soldadas (‘ammes’), depósitos de caída de pómez dacíticas y

gruesos depósitos vulcanianos, con bloques juveniles dacíticos y líticos accidentales.

Los rasgos geoquímicos y físicos de estos depósitos demuestran que la mayoría de las tefras holocenas

acumuladas al este del volcán Viejo, fueron emitidas de este cono (Dixon et al., 1999). Conforme a dataciones

radiométricas 14C de muestras obtenidas de los depósitos distribuidos al este del complejo (Tabla 3), este volcán

tendría una edad holocena amplia, y se habría mantenido activo hasta poco antes de los 2 ka.

VOLCÁN DEMOCRÁTICO LTd (Holoceno)

Corresponde a una estructura volcánica fundamentalmente efusiva, de lavas de bloques, andesíticas a

dacíticas silíceas, cuyo edicio ha sido nalmente cubierto por la estructura del volcán Arrau. Hacia el oeste,

sus lavas de hasta 14 km de largo cubren las unidades Diguillín, Atacalco y Lanalhue, mientras que al este

se adosan a escarpes labrados en las lavas Larqui. Por otra parte, están cubiertas por lavas de los volcanes

Chillán y Shangri-La. La parte sur del volcán Democrático es parcialmente visible en las fotografías aéreas

tomadas con anterioridad a 1973, año en que comenzó la erupción del volcán Arrau, estructura que terminó

por cubrirlo completamente. La parte norte del estratocono Democrático ya había sido cubierta por el volcán

Nuevo (1906-1948).En la zona del portezuelo que separa los subcomplejos, las lavas del volcán Democrático están fuertemente

erosionadas y cubiertas por morrenas. En alturas bajo la acción de glaciares, estas lavas de bloques muestran

estructuras superciales bien conservadas e incluyen diversas coladas y variaciones composicionales entre

andesitas de bajo contenido de sílice y riolitas de bajo contenido de sílice (~56-70,4% SiO2), generalmente

pobres en fenocristales, con plagioclasa, dos piroxenos, titanomagnetita e ilmenita.

VOLCANES CHILLÁN LTc Y SHANGRI-LA LTsl (Holoceno)

El volcán Chillán corresponde a un estratovolcán menor adosado al oeste del volcán Viejo al cual cubre de

forma parcial. Está constituido principalmente por lavas dacíticas, con intercalaciones de piroclastos, se emplazó

sobre el anco sur del Volcán Democrático y subyace a productos del volcán Arrau. El cono del volcán Chillán

alcanza 1,5 km de diámetro basal, una altura de aproximadamente 400 m y un cráter de 250 m de diámetro,

el cual muestra una corona en la parte sur, tras sufrir un deslizamiento sobre ese anco.

Sus lavas se exponen sobre el anco SO del estratocono. Consisten en lavas típicamente dacíticas de

bl d h t 1 f t t i t t ti d i t b j d d ó it d ó d


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17

del volcán Shangri-La fueron emitidas de una fuente (domo de 250 m de diámetro) ubicada en el portezuelo entre

los subcomplejos y fluyeron hacia el oeste-suroeste, por el valle homónimo. Por su parte, las lavas

superiores del volcán Chillán forman la principal estructura de éste. Estas lavas se caracterizan por

la presencia de abundantes inclusiones, predominantemente elipsoidales y con tamaños de entre

menos de 1 mm y ~50 cm de diámetro, y racimos de xenocristlales máficos.

Se ha obtenido una edad radiométrica 40Ar/ 39Ar de 7,7±2,8 ka en una dacita del volcán Shangri-

La (Mee, 2004; Mee et al., en edición, Tabla 1). Por otra parte, no existen antecedentes históricos

de actividad eruptiva en el volcán Chillán. Sin embargo, Brüggen (1948, p. 19) hace alusión a una

crónica que indicaría algún tipo de actividad en la parte sur del CVNCh, en febrero de 1883. A la luz

de los antecedentes allí expuestos, principalmente en relación con las estructuras volcánicas enton-ces reconocidas, es posible inferir que tal actividad pudo estar asociada al colapso ocurrido sobre el

flanco sur del volcán Chillán.

VOLCÁN PATA DE PERRO LTpp (Holoceno)

El volcán Pata de Perro está formado por un cono piroclástico de pómez soldadas y una colada de

lava dacítica de bloques. Esta cubre las lavas Aguas Calientes y la unidad de Depósitos Piroclásticos

de Caída Indiferenciados y está cubierta, a su vez, por depósitos de deslizamiento ocurridos en la

parte sur del volcán Viejo.El volcán Pata de Perro se ubica sobre el flanco sur del volcán Viejo y su lava se extiende hacia

las cabeceras del valle del río Las Minas. Del estratocono de pómez soldadas, solo se conserva la

mitad occidental que tiene una orientación NO (~1 km), ya que su mitad oriental fue destruida por el

deslizamiento del volcán Viejo. La altura original del cono sobrepasó los 200 m. Las pómez y lava

tienen una composición dacítica de alto contenido de sílice (~68,75-69,4% SiO2) y los bloques de lava

muestran una textura vítrea típica, con desarrollo mixto de fracturas concoidales (rompimiento frágil)

y ásperas (rompimiento dúctil).

Aunque no existen evidencias que permitan deducir la edad absoluta del volcán Pata de Perro,

el aspecto juvenil de su lava y sus relaciones estratigráficas respecto de los niveles piroclásticos de

caída, indican una actividad prehistórica reciente.

VOLCÁN NUEVO LTn (1906-1948 d.C.)

Consiste en una estructura cónica de 180 m de alto, construida sobre el flanco norte del volcán

D áti f d ti d l ió i i i d l 16 d t d 1906 D t l i


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18

en 1973 (Déruelle, 1977) y 10 años después había alcanzado su máxima altura, aunque la actividad

culminaría definitivamente en 1986.

Al igual que el volcán Nuevo, su desarrollo se produjo a través de pulsos de lava ‘coulées’ (


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19

Deslizamientos claramente más recientes afectaron los ancos sur de los volcanes Viejo y Chillán.

Las cicatrices dejadas por estos, así como el aspecto de los depósitos deslizados, revelan un origen

muy joven. Las masas rocosas pudieron quedar predispuestas al colapso por el debilitamiento de los

ancos sur de ambos volcanes y del retiro de glaciares modernos del sector, los cuales generaron los

depósitos morrénicos. Sismos volcánicos ligados a eventos eruptivos recientes pudieron desencadenar

el proceso de deslizamiento.

DEPÓSITOS PIROCLÁSTICOS INDIFERENCIADOS Hpi (Holoceno)

La distribución de los depósitos de piroclastos, principalmente de caída, originados en diversos centrosdel CVNCh ha estado controlada por los vientos predominantes de la zona. En consecuencia, la mayoría

de estas acumulaciones se encuentra al este y este-sur-este del complejo. La secuencia piroclástica

incluye 4 niveles de pómez, sobre los cuales se reconocen niveles de cenizas ricas en fragmentos líticos

juveniles y accidentales (vulcanianos). Hacia el NE, sin embargo, se reconoció otra secuencia que no

es directamente correlacionable con los niveles de pómez antes mencionados, aunque muestran rasgos

composicionales que permiten inferir un origen en el volcán Viejo, según Dixon et al. (1999).

La revisión de depósitos 70 km al este del complejo, en territorio argentino, reveló que no existirían

acumulaciones pertenecientes al CVNCh. Por otra parte, los espesores y variaciones del tamaño de

fragmentos piroclásticos de los depósitos de caída de pómez estudiados, decrecen muy rápido con elaumento de la distancia desde la fuente. Efectivamente, a 10 km al este del volcán Viejo, se midieron

niveles de solo 5 cm de espesor y ~15 mm de diámetro máximo de pómez.

Según el esquema de clasicación de Walker (1973) y basados sobre su limitada dispersión, sus

constituyentes y el aspecto en terreno, estos depósitos han sido interpretados como subplinianos y

vulcanianos (Dixon et al., 1999). Sobre la base de determinaciones radiométricas 14C en materiales or-

gánicos intercalados (turba en suelos), fue posible precisar la edad de la secuencia de pómez entre los

9 y los 5,5 ka (Tabla 2). El distintivo nivel escoriáceo originado en el volcán Calfú, ocupa una posición

intermedia en dicho intervalo (Dixon et al., 1999).

Se reconocen, además, aoramientos aislados de depósitos de ujo piroclástico con diferentes estados

de preservación, los que se ubican en valles al oeste o como cubiertas de suelo sobre terrenos bosco-

sos, sin que se hayan identicado facies proximales. Constituyen depósitos de cenizas meteorizadas

con fragmentos de lapilli de escoria o pómez parcialmente redondeadas, escasos líticos y carbón. Los

más recientes han sido datados en 2.270±70 y 3.460±60 a A.P. (Tabla 2).

Ó Ó


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abanicos, formados principalmente a partir de la remoción de depósitos piroclásticos, ocasionalmente

mezclados con depósitos de taludes de rocas del basamento rocoso.

SÍNTESIS ACERCA DE RASGOS GEOQUÍMICOS Y PETROGRÁFICOS

Según antecedentes de detalle aportados por Dixon et al. (1999), el CVNCh ha generado magmas con

una amplia variación composicional entre andesitas basálticas y riolitas de bajo contenido de sílice (53-

71%SiO2). Los magmas del Subcomplejo Cerro Blanco muestran un intervalo continuo del contenido deSiO

2, desde andesitas basálticas a andesitas silíceas, con escasas dacitas. Los magmas del Subcomplejo

Las Termas, en cambio, han mostrado un comportamiento bimodal, con predominio de dacitas silíceas

a riolitas de bajo contenido de sílice, además de andesitas basálticas y andesitas de bajo contenido de

sílice, en proporción subordinada. Solo en el caso de los magmas con evidencias de mezcla del volcán

Chillán, se han emitido lavas de entre 58 y 66% SiO2, en el Subcomplejo Las Termas.

Las mineralogías exhibidas por las lavas del CVNCh son anhidras. En los magmas básicos, se pre-

sentan comúnmente plagioclasa, olivino y clinopiroxeno. Las rocas intermedias presentan plagioclasa

y clinopiroxeno±ortopiroxeno±titanomagnetita y raras veces olivino. Las rocas silíceas, en cambio,

contienen plagioclasa, dos piroxenos, titanomagnetita, ilmenita y apatita. Generalmente, las lavasbásicas a intermedias son porfíricas, de textura media a gruesa, con matriz holocristalina o intersertal,

exceptuando algunas andesitas subglaciales, especialmente las lavas Los Pincheira, que son de grano

no y pobres en fenocristales. Las dacitas muestran texturas típicamente nas y pobres en cristales,

con masa fundamental intersertal.

Además de las correlaciones sobre la base de los rasgos geoquímicos, se ha usado la petrografía

para efectuar discriminaciones, especialmente entre unidades de composición intermedia. En general,

las andesitas jóvenes tienden a ser de grano más grueso y altamente porríticas. Existen notorias

diferencias en la mineralogía de estas andesitas con similar contenido de SiO2. Es el caso de la titano-

magnetita que está ausente o es muy rara en la mayoría de las muestras (con menos de ~58% SiO2)

con la sola excepción de las lavas del Sur. Asimismo, el ortopiroxeno es raro o ausente, excepto en las

unidades lavas del Sur, en el Subcomplejo Las Termas, lavas Orientales, y en el Subcomplejo Cerro

Blanco, en las cuales abunda.

ACTIVIDAD GEOTERMAL


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PELIGROS VOLCÁNICOS

Los más importantes peligros volcánicos que podrían afectar el entorno del CVNCh son lahares,

ujos de detritos y de lava. Se han encontrado extensas coladas de lava prehistóricas y varias coladas

históricas asociadas a depósitos laháricos, especialmente hacia el oeste del volcán, donde se ubican

diversos asentamientos humanos. En un largo plazo, habría posibilidades de generar lahares con

erupciones de anco con tasas efusivas relativamente elevadas. Las evidencias de depósitos laháricos

producidos por la fusión de hielo y nieve en el pasado histórico, son indicadores elocuentes del peligro

latente de futuras erupciones, especialmente si ocurren durante el invierno y/o primavera.En el corto plazo, podrían ocurrir explosiones esporádicas capaces de generar ujos calientes de

bloques y cenizas, aunque de poco alcance. No obstante, este tipo de actividad, sumado a explosiones

aisladas como las ocurridas entre 2003 y 2004 y que formaron el volcán Chudcún (Naranjo y Lara, 2004),

constituyen un riesgo principalmente para los esquiadores y quienes visitan sus distintas cimas. Hasta

el momento, no se han encontrado depósitos de ujos piroclásticos de mayor alcance en el área, más

jóvenes que 2.500 años (Dixon et al., 1999).

Se destaca, sin embargo, que uno de los principales peligros geológicos del área se genera en el

sector sur del complejo. Efectivamente, se maniesta como remociones en masa del tipo ujos de detri-

tos, que nacen a partir de la pequeña zona de alteración hidrotermal con profusa y maniesta actividadde aguas termales y un desarrollo turístico destacado en el ámbito popular.

SÍNTESIS EVOLUTIVA

El Complejo Volcánico Nevados de Chillán se desarrolla sobre un basamento que incluye centros

volcánicos del Pleistoceno Inferior. Las primeras manifestaciones del CVNCh como un sistema vol-

cánico tienen lugar alrededor de los 650 ka, con la erupción de extensas coladas de lava andesíticas

subglaciales (lavas Los Pincheira).

Posteriormente, durante Pleistoceno medio, el CVNCh continúa su actividad efusiva andesítica, aun-

que más reducida y concentrada hacia el sector occidental. Así, las lavas Diguillín fueron canalizadas

solo a lo largo del ancho (~5,5 km) y extenso valle glacial, que actualmente constituye las cabeceras

del valle del estero Renegado, incluido el tributario valle Shangri-La. Un nuevo ‘mega pulso’ efusivo


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posterior erosión de esta estructura antecedió la construcción de un complejo de conos sobrepuestos,

acumulados sobre los remanentes del Colcura. Los estratoconos más jóvenes incluyen importantesacumulaciones de piroclastos y lavas de composición dacítica rica en sílice o andesítica.

Depósitos de caída de pómez y escoria detectados al este indican la ocurrencia de erupciones ex-

plosivas holocenas en el Subcomplejo Cerro Blanco. La más reciente ocurrió en el período 1861-1865

desde el cono adventicio Santa Gertrudis sobre el anco NO del Subcomplejo Cerro Blanco. La fusión

de glaciares y acumulaciones de nieve del sector por el emplazamiento de una lava andesítica, causó

importantes ujos de detritos laháricos hacia el río Santa Gertrudis (Brüggen, 1948; Mee et al., 2006).

En el Subcomplejo Las Termas, a la secuencia de lavas subaéreas y posible formación de una

caldera de colapso (lavas del Sur y Larqui), sucedió el emplazamiento subglacial de lavas dacíticas

con conspicuas estructuras formadas en contacto con el hielo. Esta interpretación ha sido conrmada

por dataciones 40Ar/ 39Ar que permiten ubicar la erupción durante las etapas iniciales del último máximo

glacial a los 30 ka (Broecker y Denton, 1990; Lowe y Walter, 1997).

Durante el período postglacial, el Subcomplejo Las Termas habría evolucionado con el desarrollo

de diversos estratoconos sobrepuestos desde los cuales se han emitido extensas lavas andesíticas

silíceas y dacíticas. Uno de los más activos, particularmente explosivo, fue el volcán Viejo, el cual

ha sido la fuente de varias erupciones subplinianas y vulcanianas de moderada magnitud, durante el

Holoceno, entre los 9.000 y los 2.300 años A.P. Las mayores y largas erupciones históricas ocurrieron

en los períodos 1906-1948 y 1973-1986, y dieron origen a conos de lava de ancos de alta pendiente.La erupción más reciente del CVNCh, una explosión vulcaniana menor, ocurrió entre ambos cráteres

en septiembre de 2003. En síntesis, durante el último siglo, toda la actividad eruptiva del CVNCh ha

estado concentrada en el sector de los volcanes Nuevo y Arrau, y corresponde a la reactivación del

volcán Democrático ancestral.

Los Subcomplejos Cerro Blanco y Las Termas han evolucionado en forma independiente por algunas

decenas de miles de años, si bien sus centros principales están separados por solo 6 a 8 km. Aunque

los conos Pichicalfú y Los Baños están separados menos que 500 m del domo Shangri-La, reejan

distintivamente los rasgos geoquímicos para las unidades de uno y otro subcomplejo.

AGRADECIMIENTOS

Las dataciones 40Ar/ 39Ar presentadas en este trabajo fueron realizadas en el Laboratorio de Geocronología


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25

ANEXOS

I DATACIONES RADIOMÉTRICAS

Tabla 1. Edades radiométricas 40Ar/ 39Ar

Tabla 2. Datos analíticos de edades radiométricas 40Ar/ 39Ar

de este trabajo

Tabla 3. Edades radiométricas no calibradas 14C


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DATACIONES RADIOMÉTRICAS

PROCEDIMIENTO ANALÍTICO Y CONDICIONES INSTRUMENTALES

Las condiciones analíticas de las dataciones realizadas por el método 40Ar/ 39Ar en este trabajo son las

siguientes:

Las dataciones 40Ar/ 39Ar fueron efectuadas por Carlos Pérez de Arce R. en la sección de Geocronología del

Laboratorio del Servicio Nacional de Geología y Minería. Las muestras fueron irradiadas en un reactor de piscina

del tipo Herald de 5 MW de potencia, operado por la Comisión Chilena de Energía Nuclear, y se obtuvieron

valores variables para el factor J en torno a 1.3322 e-3. Para la determinación de este parámetro, en cada

oricio, además de la muestra para datar, se coloca un grano de monitor, sanidina de la toba ‘Fish Canyon’

(28,03±0,1 Ma, Renne et al., 1994). Posteriormente, las muestras fueron analizadas usando calentamientos

sucesivos con incrementos de temperatura (step heating) mediante variaciones de potencia en el láser. Los

gases nobles se separaron del resto de los gases mediante el uso de trampa de frío a -133°C (cool nger) y

getter ST101 operados a 2.2 A. Una vez puricados fueron introducidos y cuanticados en un espectrómetro

de masas de alta resolución MAP 215-50, utilizándose un multiplicador de electrones para su lectura nal. El

procedimiento completo de la metodología, está descrito en Arancibia et al. (2006).

TABLA 1. EDADES RADIOMÉTRICAS 40Ar/ 39Ar.

MuestraUTM

Litología MaterialEdad

(ka±2σ)Referencia

N E

Formación Cola de Zorro PlPcz

97-13 5.911.170 280.800 andesita roca total 1,820±640 Dixon et al., 1999

Lavas Los Pincheira Plp

C-156a 5.922.450 273.360 andesita roca total 883±566 Dixon et al., 1999

281106-6 5.920.525 262.609 andesita masa fundamental 690±40 este trabajo

251106-5B 5.916.666 265.925 andesita masa fundamental 660±40 este trabajo

97-01 5.914.150 272.700 andesita roca total 641±40 Dixon et al ., 1999

251106-3 5.916.461 266.229 andesita masa fundamental 630±50 este trabajo


28/31

27

continuación tabla 1.

MuestraUTM

Litología MaterialEdad

(ka±2σ) ReferenciaN E

CB14 5.921.387 282.037 andesita roca total 79,9±1,2 Mee, 2004; Mee et al., en edición

C-114 5.915.200 281.250 dacita roca total 68,1±2 Dixon et al., 1999

241106-4A 5.915.524 283.518 andesita masa fundamental 60±30 este trabajo

231106-1B 5.913.107 284.190 andesita masa fundamental 60±10 este trabajo

CB102 5.914.277 284.890 andesita basáltica masa fundamental 51,5±3,4 Mee, 2004; Mee et al., en edición

Lavas del Sur LTls

C-50 5.914.370 291.570 andesita basáltica roca total 40,9±13,4 Dixon et al., 1999

Lavas Aguas Calientes LTac

C-53 5.915.350 292.350 dacita roca total 30,2±2,2 Dixon et al., 1999

97-33 5.914.100 290.100 dacita roca total 26,2±6 Dixon et al., 1999


Lavas Orientales CBlo

C-27 5.924.000 286.350 andesita roca total 23,9±5,4 Dixon et al., 1999

Volcán Colcura CBc


C-25 5.924.250 284.550 andesita basáltica roca total 8,2±7,2 Dixon et al., 1999

Lavas Shangri-La LTsl

CB94 5.916.236 282.061 dacita masa fundamental 7,7±2,8 Mee, 2004; Mee et al., en edición

TABLA 2. DATOS ANALÍTICOS DE EDADES RADIOMÉTRICAS 40Ar/ 39Ar DE ESTE TRABAJO.

Muestra Unidad Material

Edad

integrada

(Ma±2σ)

Edad plateau(Ma±2σ)

np /N MSWDplateau

39Ar%

en el

plateau

Edad

isócronainversa

(Ma±2σ)

MSWDisócrona

40Ar/ 36Ar

281106-6 Plp masafundamental

689±16 690±40* 9/9 2,1 100,0 701±18 1,7 292±3

251106-5B Plp masafundamental

660±60 660±40* 9/9 0,28 100,0 640±80 0,29 297±3


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28

continuación tabla 2.

Muestra Unidad Material

Edad

integrada

(Ma±2σ)

Edad plateau

(Ma±2σ)n

p /N

MSWD

plateau

39Ar%

en el

plateau

Edad

isócrona

inversa

(Ma±2σ)

MSWD

isócrona40Ar/ 36Ar

241106-4A Pllmasa

fundamental60±30 60±30* 9/9 0,24 100,0 30±40 0,13 299±3

231106-1B Pllmasa

fundamental64±17 60±10* 9/9 0,25 100,0 58±12 0,2 298±3

np/N : Número de pasos en el plateau/ total número de pasos;

39Ar% : Porcentaje del total 39Ar liberado en el plateau;

MSWD : ‘Mean Square Weighted Deviation’;40Ar/ 36Ar : Valor del intercepto 40Ar/ 36Ar para la isócrona inversa;

* : Edad preferida sobre la base del comportamiento isotópico

** : Edad isócrona combinada de dos análisis donde se utilizaron 11 de los 18 pasos obtenidos.

TABLA 3. EDADES RADIOMÉTRICAS NO CALIBRADAS 14C.

MuestraUTM

Material MétodoEdad

(AP±1σ)ReferenciaN E

Ignimbrita El Castillo Piec

070394-1B* 5.956.880 263.529 madera carbonizada AMS 38.700±500 Dixon et al., 1999

L-44 5.918.550 263.475 madera carbonizada AMS 37.500±500 Dixon et al., 1999

Depósitos piroclásticos indiferenciados Hpi

C-65 5.917.200 292.950 madera carbonizada

14

C 9.300±70 Dixonet al.

, 1999C-62 5.917.200 292.950 madera carbonizada 14C 8.950±70 Dixon et al., 1999

C-155B 5.923.025 298.300 madera carbonizada 14C 8.920±160 Dixon et al., 1999

C66 5.917.200 292.950 turba en suelo 14C 8.200±70 Dixon et al., 1999

C77 5.912.950 289.800 turba en suelo 14C 5.790±70 Dixon et al., 1999

L-164 5.914.000 293.475 turba en suelo 14C 5.720±60 Dixon et al., 1999

TAPA NEVADOS DE CHILLAN.FH11 17/3/09 19:32 P gina 2


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