COMPLEJO VOLCÁNICO CARRÁN-LOS VENADOS

Fotografía: Claudio Gallegos

Ubicación y Morfología

El Grupo Volcánico Carrán-Los Venados (GVCLV) se ubica en la comuna del lago Ranco, Provincia Ranco, Región de Los Ríos, al sureste del Lago homónimo y al sur del Lago Maihue, entre los 40°15’ y 40°24’ latitud sur y los 72°00’y 72°15’ longitud oeste. Las localidades más cercanas son Riñihue al oeste y Rupumeica por el noreste. Forma parte de la denominada Zona Volcánica Sur (ZVS), específicamente en la Zona Volcánica Sur Central (ZVSC), según rasgos petrográficos, geoquímicos y tectónicos (López-Escobar et al., 1995a).

Este grupo volcánico constituye una franja de alrededor 70 centros eruptivos, dentro de los cuales la mayor parte corresponden a centros eruptivos menores (CEM; constituyen al mayor conjunto de CEM de la ZVS) como conos de piroclastos, maares (anillos volcánicos producidos por interacciones agua magma) y flujos de lava, todos ellos de composición basáltica a andesítico-basáltico, incluso en algunos casos, andesítica (Moreno, 1980; López-Escobar y Moreno, 1981; Hickey et al., 1986; Hickey-Vargas et al., 1989; Tormey et al., 1991; Rodriguez, 1999; Murong, 2001; Bucchi, 2013). El tipo de conos volcánicos que constituyen, es asociado en general a volcanismo tipo monogenético (de una sola erupción), a pesar de que algunos rasgos morfológicos, evidencia más de una manifestación volcánica, dentro de los cuales se incluye el maar Riñinahue (347 m s.n.m.), maar Carrán (276 m s.n.m.) y volcán Mirador (700 m s.n.m.), los que corresponden a los tres centros eruptivos que han presentado actividad histórica (Rodriguez, 1999). El GVCLV conforman una franja volcánica de orientación NE-SW de aproximadamente 16 km de largo y 4 km de ancho, abarcando un área de 160 km2 (Moreno, 1977). Este lineamiento correspondería a una serie de fallas transversales de dirección N60-70°E que intersectan a la rama principal de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), de orientación NNE-SSW (Moreno, 1977; Moreno, 1980), lo cual sugiere una estrecha relación entre los procesos tectónicos regionales y la distribución del volcanismo (Lara y Moreno, 2009; Cembrano y Lara, 2009; Bucchi, 2013). Si bien el movimiento de este sistema de fallas aún no está bien definido, su orientación acomoda extensión en la corteza bajo el campo de stress regional actual (Bucchi et al., 2015), concordando con diversos autores que señalan que los campos de volcanes monogenéticos están directamente relacionados a ambientes tectónicos extensivos (Nakamura, 1977; Fedotov, 1981; Takada, 1994a) y locales, cuya distribución estaría controlada más bien por el estado de stress cortical (Lara et al., 2006; Cembrano y Lara, 2009). Bucchi et al. (2015) define una tendencia principal de orientación N67°E, dentro del cual se reconocen dos agrupamientos principales, uno ubicado en el extremo suroeste, dado por lo centros eruptivos Los Venados y otro, en el extremo noreste, constituido por los centros eruptivos Carrán (Moreno, 1977), ambos grupos, separados por la traza principal de la ZFLO (Bucchi, 2013). El GVCLV, en particular los maares Carrán, Riñinahue y el volcán Mirador se ubicarían sobre la intersección de la tendencia N67°E con la falla Futrono de orientación N50°O y la ZFLO, estructuras que en conjunto formarían el sistema de alimentación que origina el volcanismo del GVCLV (Bucchi, 2013). Es importante destacar que es aquí donde ocurren las tres erupciones históricas correspondientes a las reactivaciones de centros eruptivos del GVCLV (maar Carrán en el año 1907, maar Riñinahue en 1955 y volcán Mirador en 1979 (Moreno, 1977; Moreno, 1980)).

En cambio, los centros periféricos, el estratovolcán Los Guindos y el volcán Media Luna (Moreno, 1977; Rodriguez, 1999), no pertenecen al dicha tendencia principal, ya que se ubican en una orientación secundaria de orientación N10°E, sobre la ZFLO, por lo que el sistema alimentador de estos centros eruptivos estaría controlado por este sistema de fallas (Bucchi, 2013).

Las morfologías resultantes de la actividad volcánica en el GVCLV corresponden a conos de piroclastos, los que pueden tener o no flujos de lava, anillos de toba o maares y conos de tobas, estos dos últimos poseen paredes de piroclastos, lo que sumado a las condiciones hidrológicas del sector, están rellenados con agua subterránea, formando lagunas en el interior del maar. Además, el GVCLV posee un estratovolcán compuesto (Moreno 1977; Moreno 1980)

Cabe destacar que los anillos de toba y conos de toba, son morfologías típicas de erupciones hidrovolcánicas, como consecuencia de la interacción entre el magma y aguas subterráneas cerca de la superficie (aumento de la razón agua/magma), generando explosiones de vapor de agua y por consiguiente la formación de estas morfologías (Wohletz, 1983; Wohletz, 1992; Wohletz and Heiken, 1992; Lorenz, 1986).

Geología

Las unidades del CVCLV fueron identificadas y definidas en primera instancia por Moreno (1977 y 1980), y posteriormente incluida en los trabajos de Rodriguez (1999) y Bucchi (2013).  Las principales unidades se resumen a continuación:

-Centros eruptivos Los Venados (Holoceno)

Conjunto de numerosos conos piroclásticos, maares, cráteres y flujos de lava de composición basáltica alineados en un franja de dirección N60-70°E hacia los centros volcánicos Carrán. Abarcan un área de aproximadamente 30 km2, en el extremo suroeste del GVCLV, donde destaca el volcán Negro (1.055 m s.n.m.) por sobre el resto de los centros volcánicos. Se diferencian 2 unidades morfológicas que representan las 2 etapas eruptivas de este grupo.

Los Venados I: compuestas por coladas de lavas que fluyen hacia los rios Riñinahue y Los Venados, rellenado además, cuencas glaciares.

Los Venados II: constituido por maares, flujos de lava y conos piroclasticos parcialmente erosionados, que sobreyacen a los flujos de la etapa anterior. Algunos cráteres todavía se encuentran bien conservados.

-Volcán Pichi (Holoceno)

Pequeño cono de piroclastos, visiblemente erosionado, ubicado en los 40°22’30’’S y 72°12’00’ W sobre un punto de emisión de una colada “aa” que rellena el curso inferior del valle glacial del rio Pichi-Riñinahue, y que además embalsa al lago Pichi.

-Centros eruptivos Carrán (Holoceno)

Conos piroclásticos y maares distribuidos en una franja de dirección N60-70°E, abarcando un área de 25 km 2. Se reconocen 4 unidades morfologicas:

Carran I: primer evento constituido por extensos coladas de lava tipo “aa” que escurrieron principalmente hacia el oeste y noroeste, rellenando las artesas glaciares de los rios  Riñiñahue y Nilahue, y alcanzando distancias de hasta 15 km.

Carran II: compuesto por maares y coladas de lava que recubren parcialmente a la unidad anterior, rellenando valles glaciares.

Carran III: formado por 25 conos piroclásticos y maares ubicados sobre las unidades anteriores y distribuidos en una franja de 6 km de longitud  con dirección N60-70°E. Algunos conos se encuentran bien preservados, reflejando lo reciente de la actividad eruptiva. En el extremo suroeste se encuentra el maar Carrán, el cual correspondia antes de su formación, a la laguna negra.

Carran IV: último evento, compuesto por los depósitos volcánicos asociados a las últimas 2 erupciones históricas del GVCLV, la del maar Carrán (1955) y volcán Mirador (1979). Los depósitos piroclásticos de la erupción del maar Carrán, se distribuyeron alrededor de este, formando posteriormente un maar. Se reconocen entre los productos, fragmentos juveniles que incluyen basaltos y escorias basalticas rojizas, cuyos tamaño varian desde bloques a cenizas. Así como también, se reconocen fragmentos accidentales tales como basaltos, y rocas pertenecientes al basamento (granitos, gneises y milonitas).  Por otra parte el volcán Mirador, que registra la última erupcíon del GVCLV, esta constituida por un cono de piroclastos, flujos de lava y una estructura compuesta que cubren parte de los depósitos del maar Carrán.

-Volcán Riñiñahue (Holoceno)

Estructura volcánica tipo maar ubicada en el fondo del valle del rio Nilahue, a los 40°22’15’’ S y 72°04’45’’W. Cubre un área de 3 km2 y presenta 3 unidades según la etapa eruptiva de este volcán.

Riñiñahue I: constituido por los restos de un estatrovolcán que se reconoce en el flanco occidental de la estructura actual. Está formado por flujos de lava y piroclastos.

Riñiñahue II: estructura volcánica tipo maar formada en el flanco noreste del estratovolcán Riñinahue I, y al cual aloja en su interior. La morfología era relativamente circular con un diámetro de 1,5 km.

Riñiñahue III: compuesta por los depósitos piroclásticos y flujos de lava de la erupción del 9 de abril de 1907. El maar generado se encuentra al interior del maar pre-existente y por tanto posee una menor dimensión (1.2 km de diámetro)

-Volcán Media Luna (Holoceno)

Cono de piroclastos de 759 m s.n.m. ubicado a los 40°23’20’’S y 72°01’00’W en el extremo suroriental del GVCLV, el cual se habría formado producto de un evento eruptivo que incluye dos fases.

Media Luna I: constituida por un flujo de lava que embalsa al lago Huishue, rellenando parte de una artesa glacial.

Media Luna II: cono de piroclastos construido sobre la unidad anterior. Se encuentra emplazado en la intersección de un escarpe de falla de direccion N10E (paralelo a ZFLO, falla Huishue) y un lineamiento transversal de orientación N50-60°O (falla Futrono).

-Volcán Los Guindos (Pleistoceno-Holoceno)

Estratovolcán compuesto, ubicado en la ribera sur del lago Maihue, a los 40°18’30’’ y 72°04’00’’, definiendo la parte norte del GVCLV. Cubre un área de 33km2 y está constituido por tres edificios volcánicos que se traslapan entre sí. Además se emplaza justo al este de la traza principal de la ZFLO. Se distinguen cuatro unidades principales:

Los Guindos I: unidad más antigua del GVCLV, deducido a partir de la acción glacial en las rocas. Se reconoce en la ribera suroeste del lago Maihue y esta compuesta por una alternancia de lavas, tobas y aglomerados, con algunos lentes de areniscas en los agloramerados de probable origen lahárico.

Los Guindos II: lavas y depósitos piroclásticos que recubren la unidad anterior y que constituyen los restos de un centro emisor reconocido en el lado sureste de la actual cumbre del volcán Los Guindos.

Los Guindos III: lavas y depósitos piroclásticos depositados en el flanco oriental del volcán, en donde se reconoce el borde de un cráter abierto hacia el oeste. La ausencia de erosión glacial permite asignarla, al igual que la unidad siguiente, al holoceno.

Los Guindos IV: última etapa volcánica del centro eruptivo. Esta formado por un cono de piroclastos bien conservada, el cual constituye la estructura principal del volcán Los Guindos. Ademas se reconocen lavas y piroclastos que han descendido hacia el oeste y noroeste del macizo, cubriendo parcialmente a las unidades anteriores.

Otros centros eruptivos monogenéticos que forman parte del GVCLV, definidos por Moreno (1977):

Volcán Yolye (40°20’10’’S 72°04’W, 515 m s.n.m.), volcán Providencia (40°20’20’’S 72°00’30’’W, 296 m s.n.m.), maar Pocura (40°20’45’’S 72°05’45’’W=, 486 m s.n.m.), volcán La Taza (40°20’ 45’’S 72°00’30’’W, 402 m s.n.m.), volcán Chascon Norte (40°20’49’’S 72°01’50’’W, 723 m s.n.m), volcán Lumanto (40°20’50’’S 72°02’45’’W, 675 m s.n.m), volcán Quirrasco (40°21’S 72°09’’W, 478 m s.n.m.), volcán Chascon Sur (40°21’05’’S 72°01’30’’W, 646 m s.n.m), volcán Puchura (40°21’30’’S 72°07’ 30’’W, 713 m s.n.m.), volcán Chanco (40°21’30’’S 72°02’30’’W, 672 m s.n.m.), maar Santo Domingo (40°23’S 72°11’W, 300 m s.n.m.)

Actividad histórica

El GVCLV posee un registro de 3 erupciones históricas, ocurridas en 1907, 1955 y 1979, por el maar Riñiñahue, maar Carrán y volcán Mirador, respectivamente. En cuanto al estilo eruptivo, es principalmente freatomagmático y Estromboliano (Moreno, 1977). Los productos emitidos varían composicionalmente desde basaltos a andesita-basaltica, incluso se ha reconocido andesitas (Moreno, 1980; López-Escobar y Moreno, 1981; Hickey et al., 1986; Hickey-Vargas et al., 1989; Tormey et al., 1991; Rodriguez, 1999; Murong, 2001; Bucchi, 2013)

-Erupción maar Riñiñahue (1907): precedida por sismos locales y ruidos subterráneos desde el 4 de abril de 1907,  la erupción se inicia el 9 de abril de ese mismo año con un episodio explosivo freatomagmático en el cráter pre-existente (unidad Riñinahue II), seguido de un evento estromboliano y finalmente otro evento freatomagmático (Vega, 2010), la cual termina a comienzos de junio de ese mismo año, para luego dar paso a una segunda  etapa magmática con la efusión de lava que rellenó el interior del cráter, formándose sobre esta, un cono de piroclastos, que se mantuvo con actividad fumarólica y solfatárica hasta al menos el año 1914 (Rimbach, 1930).

-Erupción maar Carrán (1955): después de un año de actividad sísmica previa (desde el sismo del 27 de Julio de 1954), comienza un episodio freatomagmático que se inicia en la denominada laguna negra a partir de dos cráteres adyacentes alineados en dirección NNW-SSW, el 27 de Julio de 1955, finalizando el 12 de noviembre del mismo año. Esta erupción se caracterizó por la alternancia columnas de vapor de agua y material particulado, junto con movimientos sísmicos de baja intensidad y eyección de material piroclástico. Debido a la gran acumulación de material piroclástico en el borde occidental del cráter, se formó una laguna en su interior de 1,5 km de diámetro aproximadamente N-S, y 0,9 km de diámetro E-W (Muller and Veyl, 1957).

-Erupción volcán Mirador (1979): erupción estromboliana que se registró entre el 12 de abril y el 20 de mayo de 1979. Se inicia en uno de los conos pre-existentes, ubicado en el borde nororiental del sistema del volcán Mirador, arrojando material piroclástico y flujos de lava tipo “aa”, inicialmente desde 2 cráteres para luego formar uno solo. Entre el 12 y 20 de mayo, se inicia un nuevo pulso eruptivo tipo estromboliano, formando un nuevo cráter en el borde occidental del cráter principal, y desde el cual se genera un flujo de lava. A su vez desde el cráter principal, se genera una nueva emisión de lava viscosa, rellenándolo por completo (Moreno, 1980).

Erupciones Hidrovolcánicas: maar Riñinahue y maar Carrán

A partir del análisis granulométrico (mayor mediana registrada, es decir, mayor fragmentación alcanzada), análisis textural (existencia de cristales libres) y del análisis de constituyentes (abundancia de componenetes juveniles y de líticos) , Vega (2010), concluye que hubo una mayor razón de agua/magma para el ciclo eruptivo del maar Carrán (1955), en comparación con la etapa explosiva del maar Riñinahue (1907), prevaleciendo la presencia de agua durante todo el ciclo del año 1955, a diferencia de la erupción de 1907, en la cual la participación del agua externa decrece en las etapas finales del ciclo. Esto, también se corrobora con la mayor dimensión del maar Carrán, en comparación al maar Riñinahue, lo que podria deberse al mayor tiempo de duración de la etapa explosiva en el primero de ellos.

La mayor disponibilidad de agua para la erupción de 1955, podría deberse a la infiltración de agua en un basamento que se encontraría pre-fracturado por la actividad tectónica regional, siendo la actividad sísmica precursora a la erupción, la que habría favorecido la infiltración a través de las fracturas, aumentando el espesor del acuífero y por ende la transmisividad. Considerando la actividad sísmica previa, la que se prolongó durante un año, desde el sismo del 27 de Julio de 1954, y la fractura por donde habría ascendido el magma, la que tiene una orientación NNW, sería lógico según Cembrano y Lara (2009), quienes dicen que una fractura de orientación NW seria menos favorable para el ascenso directo de un magma hacia la superficie, debido a que se orienta casi perpendicular al esfuerzo máximo horizontal regional (NE), pensar que podría explicar la mayor razón de agua/magma inferida para este ciclo eruptivo. La continua interacción agua-magma generaría la profundización del diatrema, además de sucesisvos colapsos gravitaciones de las paredes de la roca caja y el crecimiento del maar en la dirección de la fractura alimentadora (NNW-SSE).

En cambio, en el maar Riñinahue la interacción agua-magma habría ocurrido a niveles someros y posiblemente con menor disponibilidad de agua (actividad sismica precursora iniciada solo 5 días antes de la erupción). Esto, sumado a un alto flujo de magma, favorecido por la existencia de una fractura alimentadora de orientación NE, podrían explicar tanto la menor duración de la actividad freatomagmática como el cese de esta, transcurridos 2 meses del inicio del ciclo eruptivo (Vega, 2010).

Peligros Volcánicos

Lo más probable que en el futuro ocurra una nueva erupción en torno al volcán Mirador, el cual presentó la última erupción del GVCLV. Cabe destacar que si llegara a existir un reservorio magmático somero bajo el área Carrán-Los Venados, los productos emitidos en una futura erupcíon podrían ser similares a los generados por volcanes compuestos, con eventos probablemente más peligrosos que los registrados en 1979, con erupciones de altos volúmenes y con comportamiento más energético (McKnight and Williams, 1977)

Discusión científica

Un volcán es definido como  ¨monogenético¨ cuando ha hecho erupción solo una vez (o en un periodo de tiempo muy acotado), su actividad eruptiva es relativamente breve y además sus características volcanológicas, petrológicas y geoquimicas son bastantes simples, es decir, sus productos son generalmente de composición basaltica y el volumen eruptivo es relativamente bajo (Valentine and Gregg, 2008). Es más, el modelo planteado para estos sistemas volcánicos consiste en pequeños pulsos de magma que ascienden desde el manto superior o base de la corteza a través de diques, sin formar rutas de ascenso estables ni cámaras magmáticas en la corteza superior (Takada, 1994; Cañon-Tapia y Walker, 2004).

En estudios recientes en campos de volcanes monogenéticos, se ha encontrado que si bien, muchos volcanes son simples en términos volcanológicos, muchos de ellos presentan características más complejas en cuanto a su quimica y petrología. El GVCLV no es la excepción, si bien varios autores afirman que este sistema magmático corresponde a un volcanismo de tipo monogenético, actualmente se evidencia un volcanismo de tipo poligenético, con la probable existencia de una cámara magmática en la corteza superior (Bucchi et al. 2015). Aunque se han postulados modelos donde volcanes de este tipo, se desarrollan a partir de cámaras magmáticas ubicadas en la corteza superior, asociadas a un estratovolcán central (Cañon-Tapia y Walker, 2004; Pinel y Jaupart, 2004), en el caso del GVCLV, esto no podría ocurrir debido a que el único estratovolcán presente en este grupo volcánico corresponde al volcán Los Guindos, el cual no se encuentra en una posición central, si no mas bien posee una posición periférica. Bucchi et al. (2015) estimó la tasa de suministro de magma a partir de la tasa de producción volcánica para todo el GVCLV, obteniendo un valor que se encuentra en el rango de 1,2 a 2,7 km3 cada mil años, valor que corresponde al mínimo requerido para producir y mantener un reservorio magmático de 10 km de diámetro en la corteza superior (Gelman et al., 2013).

Evidencias geoquimicas y petrográficas presentadas en diversos estudios (Rodriguez (1999), Bucchi (2013), Castro (2015), Bucchi et al. (2015), Morgado et al. (2015)), indican que los magmas de los CEM pertenecientes al GVCLV, sobre todo del volcán Mirador, evidencian una mayor evolución y diferenciación magmática que otros centros menores de la ZVS. Además poseen una mayor evolución que los magmas generados por los  volcanes Los Guindos y Media Luna, los cuales son más primitivos, debido a que estos magmas ascienden directamente hasta la superficie por las trazas de la ZFLO, en cambio para los magmas de Carran-Los Venados, los magmas tambien ascenderían por la rama principal de la ZFLO a través de diques desde un reservorio en el límite  manto - corteza inferior donde se iniciarian los primeros procesos de diferenciación, hasta que son capturados por las estructuras de orientacion N67°E en la corteza superior, las que actuarián como una “trampa magmática”, y en donde se desarrollaría una cámara magmática somera en la corteza superior, en la cual se produciria la diferenciación magmática y los procesos de cristalización fraccionada (principalmente de olivino y clinopiroxeno) hasta alcanzar composiciones andesiticos-basalticas (Castro, 2015).

Otro factor importante es la morfología del volcan Mirador, el cual se construyó a partir de 5 conos de piroclástos, lo que podria indicar el inicio de una estructura volcánica de mayor tamaño, más del tipo estratovolcán, típica de un volcanismo poligenético. En este caso, se podria inferir la presencia de una ruta de ascenso estable, formada a partir de la varios conductos de ascenso inestables por donde habrían ascendido los magmas eruptados en las erupciones históricas del maar Riñinahue y maar Carrán (Castro, 2015).

Bucchi et al. (2015) propone que el sistema Carrán-Los Venados podría evolucionar a un volcanismo poligenético si la tasa de suministro de magma aumentara o fuera mayor a la estimada, asumiendo que el régimen tectónico se mantendrá constante (López-Escobar et al.,1995b; Bucchi et al., 2015).

Ubicación 

Región de los Ríos, Sur de Chile. 

Coordenadas: 40°15’ y 40°24’ S - 72°00’y 72°15’ W (Ver en Google Maps)

Altura s.n.m: 1000 aprox.

Información Técnica.

Tipo volcán: Complejo volcánico, conos piroclásticos monogenéticos, maares y estratovolcanes. 

Tipos de lavas:  Principalmente basaltos y andesitas basálticas

Centros eruptivos adventicios: No, inscritos en el Complejo Volcánico.

Historial Eruptivo

Erupciones: 1907, 1955 y 1979.

Riesgo Volcánico

Ranking Peligrosidad Volcanes Activos de Chile: 30° Lugar. 

Mapa de Peligros Volcánicos: Si (Ver en Sernageomin)

Mayor peligro volcánico: caída de piroclastos, oleadas piroclásticas, lahares, flujos de lava.

Referencias

 

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Resumen:

©  Nicolás Luengo