RUTAS GEOLOGICAS ARAUCANIA

TURISMO EN LA ARAUCANIA

GEOLOGIA GENERAL

PARQUES NACIONALES

GEOPARQUES

MARCO GEOLÓGICO
Zona volcánica de los Andes del Sur
El volcanismo andino es el resultado de la subducción de la placa oceánica de Nazca bajo la placa continental Sudamericana (Figura 3.1). La cadena volcánica está compuesta por cuatro segmentos, cada uno de 600 a 1.200 km de longitud, con volcanismo activo (Thorpe, 1984). Entre estos segmentos, las zonas sin actividad volcánica ha sido asociada a variaciones en el ángulo de subducción de la placa de Nazca (Barazangi y Isacks, 1976). Las cuatro zonas de volcanismo activo en los andes son:
1.- Zona Volcánica Norte (NVZ), que comprende los volcanes de Colombia y Ecuador, entre las latitudes 5°N y 2°S.
2.- Zona Volcánica Central (CVZ), que incluye los Andes del sur del Perú, Bolivia y Norte de Chile, desde los 16°S hasta los 28°S.
3.- Zona Volcánica Sur (SVZ), que corresponde a los volcanes de Chile central y sur, entre los 33°S y los 46°S.

4.- Zona Volcánica Austral (AVZ), se extiende entre los 48°S y 54°S. Está relacionada con la subducción de la placa Antártica bajo la placa Sudamericana.

La zona de estudio está inmersa dentro de la Zona Volcánica Sur, la cual incluye, por lo menos, 60 edificios volcánicos con actividad histórica y potencialmente activos en Chile y Argentina (Stern, 2004). Su límite norte coincide con la subducción de la dorsal asismica de Juan Fernández y su extremo sur con la dorsal activa de Chile. La tasa de convergencia entre las placas ha sido estimada en 7-9 cm/año (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza, 1998; Norambuena et al, 1998; Angerman et al, 1999) con una dirección de convergencia levemente oblicua (Jarrad, 1986; Dewey y Lamb, 1992). El ángulo de subducción aumenta desde el norte (~20°) hacia el sur (>25°).

El volcán Llaima se encuentra en la parte central de la CSVZ, la cual se extiende por 550 km, tiene un ancho promedio de 80 km y cuyo eje se encuentra a 270 km de la fosa (Figura 3.1). El espesor de la corteza continental en esta zona es de unos 35 km (López-Escobar et al., 1995).

La parte norte de la CSVZ corresponde a un arco ancho (hasta 120km), con cuencas intra-arco y volcanes de arco tanto en Chile como Argentina, formando dos lineamientos volcánicos. Sin embargo, al sur de los 39ºS el arco se estrecha formando una sola cadena (de 80 km de ancho y sin cuencas de intraarco).

Esa latitud coincide con la proyección hacia el este de la zona de fractura Valdivia (que intersecta el arco en la zona del volcán Villarrica) y con el cambio en la edad de la placa de Nazca que subduce (menos de 18 Ma al norte y 26 Ma al sur de ella). El frente volcánico en la CSVZ ocurre en Chile al oeste de la divisoria del continente. En la parte sur de la CSVZ, los volcanes se ubican en el límite entre la Depresión Intermedia y el borde occidental de la Cordillera Principal (Stern, 2004).

Durante el Plioceno y Pleistoceno temprano, hubo actividad volcánica en la parte oriental del arco (Muñoz y Stern, 1988, 1989; Mella et al., 2005). Por lo tanto, o la actividad volcánica de la CSVZ migró hacia el oeste en el Pleistoceno tardío (Stern, 1989) o fue de mayor importancia en ese tiempo,
ocupando un mayor ancho (Lara et al., 2001).

Al sur de los 37ºS (CSVZ y SSVZ), la tectónica está controlada por el lineamiento de rumbo NNESSW de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (LOFZ; Hervé et al., 1979; Cembrano et al., 1996) de régimen dextral transpresivo durante el Cuaternario (Lavenu y Cembrano, 1999).

La LOFZ, junto con lineamientos oblicuos a ella, de rumbo NW-SE y NE-SW, controla la localización de algunos de los principales estratovolcanes y de cientos de centros eruptivos menores monogenéticos de edad holocena. Así, los estratovolcanes Tolhuaca-Lonquimay, Villarrica-Quetrupillán-
Lanín y Puyehue-Cordón Caulle, forman lineamientos de dirección N50- 60°W; en cambio, los estratovolcanes Antuco-Sierra Velluda, Llaima-Sierra Nevada y Osorno- Puntiagudo-Cordón Cenizos constituyen lineamientos N50-70°E, mientras que la distribución de los centros eruptivos menores puede ser paralela al rumbo NNE del arco volcánico en general o formar grupos cuyos ejes están orientados en dirección N50-70°E (López-Escobar et al., 1995).
Los lineamientos de rumbo NW corresponderían a fracturas mayores, heredadas de la evolución preandina, expuestas en el antearco e interpretadas como el límite paleogeográfico del margen austral de Gondwana (Dalla Salda et al., 1991; Franzese, 1995; Martin et al., 1999).

Figura 3.1. Contexto tectónico de los Andes del Sur.
Ubicación de los volcanes Llaima y Villarrica en la Zona Volcánica Sur de los Andes (SVZ). Las imágenes de origen son modelos sombreados de elevación digital (SRTM) y Etopo 2 (batimetría). En el cuadro superior izquierdo se muestra la posición de la SVZ con respecto a las zonas volcánicas Norte
(NVZ), Central (CVZ) y Austral (AVZ) de los Andes.


Historia Geológica entre las latitudes 38° y 39°S, y entre los 72°15’ W y el límite con Argentina (Extraído de Suárez & Emparan, 1997)
Figura 3.2.
Ubicación geográfica del área comprendida por la Hoja Curacautín (Suárez & Emparan, 1997).

Durante el Triásico tardío a Jurasico temprano, la parte occidental de Argentina central y, oriental de Chile central, experimentaron procesos tectónicos extensionales, asociados a la existencia de un sistema de arco/fosa a lo largo del margen oeste de la Placa de América del Sur (Gulisano y Gutiérrez, 1994).
La evolución geológica de esta región estuvo dominada, durante el Jurásico, por el desarrollo de una cuenca marina de trasarco, correspondiente a la parte occidental-sur de la cuenca de Neuquén, ampliamente extendida en Argentina y, por el desarrollo de acontecimientos volcánicos de carácter
calcoalcalino. La cuenca de Neuquén se desarrolló, la mayor parte de su historia, entre un arco magmático situado al oeste, principalmente en Chile y el lado occidental de Argentina, y el antepaís constituido en el flanco oriental por el sistema de Sierra Pintada y sobre el margen austral por el Macizo
Nordpatagónico, ambos en Argentina (Legarreta y Gulisano, 1989). Esta Cuenca corresponde a una provincia geológica desarrollada, principalmente, en el sector extra andino argentino de Neuquén y sur de Mendoza, noroeste de Río Negro y suroeste de la Pampa, cuya estratigrafía se caracteriza por el desarrollo de una espesa secuencia sedimentaria del Triásico Superior, Jurásico, Cretácico y Terciario Inferior (Legarreta y Gulisano, 1989).

El desarrollo de un arco volcánico (Jurásico) asociado a procesos de subducción, generó basaltos submarinos (Miembro Icalma de la Formación Nacientes del Biobío), que se acumularon en parte de la zona occidental del fondo marino de la cuenca de Neuquén, durante el Pliensbachiano superior-Toarciano inferior, asociados probablemente a ‘rifting’. En este episodio de ‘rifting’ se habrían generado una serie de depresiones limitadas por fallas y con geometría de semigraben (Gulisano y Gutiérrez, 1994). Contemporáneamente, en esta parte de la cuenca se acumulaba un abanico submarino que progradaba sobre depósitos de fondo abisal (Asociación de facies del Miembro Lolén-Pacunto). Los depocentros, ubicados al este del sistema arco/fosa, progresivamente se interconectaron, para integrarse durante el Pliensbachiano, formando una amplia región con sedimentación marina, estando ubicado el arco volcánico al oeste y el antepaís sudamericano al este (Digregorio et al., 1984; Gulisano y Gutiérrez, 1994).

Durante el Batoniano-Caloviano inferior, en partes de la cuenca, se acumularon depósitos de plataforma calcárea, que fueron profundamente erosionados por canales (Miembro Lonquimay de la Formación Nacientes del Biobío). Finalmente, estos depósitos fueron cubiertos por secuencias volcánicas que representarían parte de los productos del arco volcánico del Jurásico Superior. Toda la depositación de las capas jurásicas refleja un gran ciclo marino regresivo, con varios cambios relativos del nivel de base, reflejados, ya sea, con cambios en el tipo de depósito o por la presencia de discontinuidades estratigráficas.

Durante el Jurásico Inferior y parte del Jurásico Medio, la depositación estuvo fuertemente controlada por procesos tectónicos, fenómeno que gradualmente disminuyó en el tiempo, dando paso a una etapa de subsidencia regional que duró desde el Jurásico Medio hasta el Terciario temprano
(Digregorio et al., 1984; Gulisano y Gutiérrez, 1994). Si bien, la mayor parte de la cuenca mantuvo una subsidencia casi continua, se han registrado episodios locales de elevación, plegamiento, erosión y de tectonismo sinsedimentario (Gulisano y Gutiérrez, 1994).

A finales del Jurásico y durante el Cretácico Inferior hubo actividad plutónica calcoalcalina. Este plutonismo se manifiesta en el emplazamiento de los plutones más antiguos del Grupo Plutónico Gualletué, que corresponden al Titoniano-Berriasiano y Barremiano. Este tipo de magmatismo continuó
durante el Cretácico Superior y comienzos del Terciario.

En algún momento entre fines del Jurásico y el Mioceno, la parte occidental, al menos, de la cuenca de Neuquén se cerró, y los depósitos acumulados, representados por la Formación Nacientes del Biobío, se plegaron y fallaron, poniéndose en contacto depósitos originalmente acumulados en distintos
lugares de la cuenca.

Figura 3.3. Esquema de evolución paleogeográfica durante el Jurásico en el área de la Hoja de Curacautín. (De la Cruz y Suárez, 1997)
No se han determinado con precisión unidades de roca de edad paleocena. Sin embargo, se han realizado dataciones K-Ar, en plutones, que dan una edad que correspondería al límite Cretácico-Terciario y al Paleoceno. Esto permite inferir que hubo plutonismo a fines del Cretácico-comienzos del
Terciario, que representaría la continuación o el reinicio de los procesos magmáticos del Jurásico-Cretácico.

Durante el Mioceno inferior a medio, la región fue un área con volcanes activos (estratovolcanes y calderas). Los productos volcánicos y los depósitos sedimentarios, que se acumularon en los lagos y ríos de la región, constituyen los Miembros Guapitrío y Río Pedregoso de la Formación Cura Mallín
(Suárez y Emparan, 1995). La raíz profunda de esa cadena volcánica está representada por granitoides del Mioceno Medio a Superior (Grupo Plutónico Melipeuco). Esta cadena volcánica formaba una franja norte-sur que separaba una cuenca marina de antearco (Cuenca de Temuco) al oeste, de los depósitos sedimentarios acumulados en un gran lago o sistema de lagos de intra-arco y en ríos (Miembro Río Pedregoso de la Formación Cura-Mallín; Suárez y Emparan, 1995), hacia el este. La cuenca marina occidental, probablemente constituía una cuenca de antearco o de intra-arco durante el Mioceno. La depositación lacustre del Miembro Río Pedregoso terminó durante la progradación de deltas y el relleno de material volcánico. Este lago o sistema de lagos pudo haberse formado por extensión (o transtensión de intra-arco), ríos embalsados por productos volcánicos y/o inundación de calderas.
Estudios climáticos (González y Nullo, 1980) parecieran sugerir la existencia de un cordón montañoso en la actual zona cordillerana; es decir la Cordillera Andina ya en el Mioceno Inferior-Medio habría tenido una expresión topográfica.

Durante el Mioceno Superior, la zona fue cubierta por abanicos aluviales y ríos gravosos que fluían hacia el este, sobre coladas de lavas andesíticas y andesítico-basálticas e ignimbritas dacíticas calcoalcalinas (Muñoz, 1988), Formación Mitrauquén. Estos abanicos aluviales y ríos gravosos, que
atravesaron la región previamente ocupada por el gran lago del Mioceno Inferior-Medio (Miembro Río Pedregoso de la Formación Cura-Mallín), están señalando un descenso relativo del nivel base. Este último pudo haberse debido a procesos eustáticos o tectónicos.

En la zona habría habido tectonismo aproximadamente durante el Mioceno. Se ha sugerido la posibilidad de que la cuenca lacustre del Mioceno Inferior-Medio representaría una, o más cuencas, de tipo ‘pull-apart’ asociada a un sistema de fallas de rumbo (Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui; Suárez y
Emparan, 1995).
Durante el Plioceno-Pleistoceno Inferior se desarrollaron ‘cadenas’ volcánicas principales. Una en dirección norte-sur, donde hubo volcanismo principalmente calcoalcalino. Y otra al este de la anterior, donde hubo volcanismo subalcalino y alcalino, que representa un volcanismo de transición intra-trasarco (Muñoz y Stern, 1985, 1988, 1989).

La historia glacial de la región, probablemente, incluyó la existencia de un casquete glacial durante algún periodo y de glaciares de valle, en algunos otros momentos. Además, en ella se desarrollaron cinco estratovolcanes durante el Cuaternario-Pleistoceno Superior, de los cuales cuatro
están activos y uno extinto (Sierra Nevada). Durante este período hubo lagos, ríos e importantes deslizamientos de tierra, probablemente desarrollados al retirarse los hielos. Hay en la zona antecedentes que podrían interpretarse como probable evidencia de movimientos tectónicos durante el Cuaternario. En los volcanes Sierra Nevada y Sollipulli se reconocieron áreas de alteración hidrotermal y,
en el caso de Sierra Nevada, con mineralización metálica.

Resumen Estratigráfico (Extraído de Suárez & Emparan, 1997)

(Mapa 1)
En esta región afloran rocas cuyas edades varían entre el Liásico y el reciente. Estas incluyen rocas sedimentarias, volcánicas, hipabisales y plutónicas, así como volcanes activos, formados por procesos relacionados a una zona de convergencia de placas (Suárez & Emparan, 1997).
Tabla 3.1. Cuadro estratigráfico general de la Hoja de Curacautín.

Estratos de Huinucal Ivante (Pre-Jurásico?)
Pequeño afloramiento de metasedimentitas foliadas, que forman una inclusión en el Grupo Plutónico Gualletué. Afloran únicamente en los lomajes adyacentes a la ribera sureste de la laguna Gualletué.

Formación Nacientes del Biobío (Pliensbachiano superior-Caloviano medio) Secuencia sedimentaria marina y volcánica marina y continental, constituida, por rocas sedimentarias clásticas y carbonatadas, y rocas volcánicas basálticas submarinas, en los niveles inferiores, y andesíticas-dacíticas, probablemente subaéreas en gran parte en los niveles superiores (De la Cruz y Suárez, 1997). Se acumularon en la parte occidental de la Cuenca Neuquina, probablemente en una subcuenca de intra-arco.

Esta subdividida en tres miembros, de más antiguo a más reciente, son:
- Miembro Icalma, basaltos submarinos con afinidad de arco de islas y turbiditas.
- Miembro Lolén-Pacunto, sedimentitas clásticas marinas, y depósitos piroclásticos y tufíticos.
- Miembro Lonquimay, calizas de plataforma, areniscas canalizadas en la plataforma carbonatada, y en la parte superior, depósitos de lavas y rocas piroclásticas.


Complejo Vizcacha-Cumilao (Cretácico-Paleógeno?)

Andesitas macizas y rocas piroclásticas andesíticas, generalmente alteradas y fracturadas. Infrayace discordantemente a las formaciones Cura-Mallín y Malleco y representaría a los productos de un volcanismo intermedio, aparentemente subaéreo, y de la acumulación de sedimentos en lagos.
Formación Cura-Mallín (Mioceno inferior a medio) Rocas volcánicas y sedimentarias lacustres y fluviales. Se divide en dos miembros:
- Miembro Guapitrío: principalmente rocas volcánicas intermedias, con intercalaciones sedimentarias lacustres y fluviales.
- Miembro Río Pedregoso, compuesto principalmente por depósitos lacustres de lago abierto y deltaicos. Incluye fauna fósil de mamíferos, peces y aves.

Durante la depositación de esta formación, la paleogrografía de la región estuvo dominada por volcanes, lagos y ríos (Suárez y Emparan, 1988). Es por esto, que los depósitos resultantes exhiban una compleja asociación vertical y lateral de facies subaéreas y lacustres, con un aporte volcánico predominantemente de carácter intermedio a ácido.

Estratos de Huichahue (Mioceno inferior a medio)
Comprende sedimentitas marinas con intercalaciones piroclásticas. Se acumularon en la parte oriental de la cuenca de Temuco. Representarían depósitos acumulados en una cuenca marina de antearco con respecto al cordón volcánico del Miembro Guapitrío.

Formación Mitrauquén (Mioceno superior)
Unidad de conglomerados (depósitos de abanicos aluviales y ríos gravosos que fluían hacia el sureste), ignimbritas y lavas andesíticas, expuesta a lo largo de una franja ubicada al este del río Biobío.

Formación Malleco (Plioceno a Pleistoceno inferior)
Secuencia volcánica continental, que incluye un conjunto volcánico compuesto por rocas volcánicas con intercalaciones sedimentarias continentales ocasionales. Esta formación se habría acumulado en un ambiente subaéreo, a partir de centro volcánicos ubicados a lo largo de la parte oriental de la franja de afloramientos de esta unidad.

Asociación Volcánica de la Precordillera Oriental (Plioceno inferior a Pleistoceno superior) Comprende un conjunto de estructuras volcánicas basálticas y andesíticas. Las rocas que la forman tienen afinidades químicas subalcalinas y alcalinas, y representarían un volcanismo de transición intra-tras-arco (Muñoz y Stern, 1985, 1988, 1989).

Conjunto de Volcanes de la Cordillera Principal (Cuaternario)
Comprende cuatro volcanes activos (Llaima, Lonquimay, Tolguaca, Sollipulli) y un volcán inactivo (Sierra Nevada). De sur a norte los volcanes son: Volcán Sollipulli (Naranjo et al., 1993) Corresponde a un estratovolcán-caldera activo que aloja un glaciar un glaciar de más de 2 km3 de volumen Abarca un área de casi 250 km2 y tiene un volumen de aproximadamente 85 km3.

Es una estructura compuesta por una caldera de colapso más antigua, profundamente erosionada por glaciares (<0,5 Ma) y un segundo volcán-caldera, con alturas entre 2.000 y 2.240 m s.n.m., anidado en el extremo noreste de la anterior. A lo largo del margen sur y oriental de la caldera
más joven, de 4 km de diámetro promedio, se han observado, a lo menos, ocho lavas-domos dacíticas, la más elevada de las cuales alcanza una altura de 2.282 m s.n.m. En los alrededores del volcán se han reconocido cuatro cráteres de explosión en el flanco oriental y aproximadamente ocho conos de piroclastos con diversos estados de conservación, algunos de los cuales están asociados a flujos de lavas andesítico-basálticas. Los más recientes, cono Redondo y Chufquén, están ligados a coladas de lava con 53,5% de SiO2, y se localizan en el flanco norte del volcán. Las lavas extruidas incluyen andesitas basálticas y dacitas, con un contenido de sílice que varía entre 53,5 y 67,5%.

Entre las erupciones prehistóricas se habría datado una erupción pliniana hace aproximadamente 2.900 años, denominada erupción Alpehué, y cuyos productos habrían cubierto una superficie mayor a 5.100km2. Al parecer, la última erupción de este volcán, hace sólo 710±60 años, generó el cono de piroclastos de Chufquén y su colada de lava asociada (Naranjo et al., 1993)

El volcán Sollipulli constituye un volcán de alto riesgo, capaz de generar voluminosos lahares, flujos piroclásticos y elevadas columnas densamente cargadas de pómez, y podría causar un gran desastre, no solo en territorio chileno, sino también argentino. Volcán Llaima (Naranjo y Moreno, 2005; Lohmar, 2008) (Mapa 2)
Ubicado en la Cordillera de los Andes, IX Región de la Araucanía, abarca un área de alrededor de 500 km2 y alcanza un volumen aproximado de 400 km3, siendo uno de los volcanes más voluminosos de la zona volcánica de los Andes del Sur. Con una altitud del cono sobre los 2.400 m sobre el basamento, corresponde a un estratovolcán compuesto, constituido por un edificio volcánico mixto y de escudo. El cono volcánico tiene una forma semieliptica - elíptica, cuyo eje mayor de sentido norte-sur alcanza 30 km y su eje menor este-oeste, alrededor de 25 km.
Posee dos cráteres activos históricamente y cerca de 40 conos adventicios de escoria distribuidos sobre sus flancos en el cambio de pendiente externo, entre la estructura de escudo y el edificio volcánico principal de mayor pendiente. El edificio volcánico principal consta de dos cimas, la más alta es la norte con una altura de 3.179 m s.n.m., y está separada por un portezuelo de 1 km de longitud de la cima sur de 2.920 m s.n.m.
La actividad del volcán Llaima se ha desarrollado principalmente durante el Pleistoceno Superior y Holoceno. Los productos emitidos descansan, en discordancia, esencialmente sobre granitoides miocenos del Grupo Plutónico Melipeuco, volcanitas pliocenas-pleistocenas de la Formación Malleco y
lavas del Complejo Volcánico Sierra Nevada. No se conoce con certeza el momento del inicio de la actividad volcánica. Sin embargo, las secuencias más antiguas exhiben efectos erosivos de la última glaciación, esto hace suponer que se habrían generado con posterioridad a la penúltima glaciación.,
estimando una edad máxima de unos 250.000 años (Pleistoceno Medio a Tardío) para este centro volcánico.

La unidad más antigua de este volcán se denomina Llaima Ancestral, y corresponde a los restos de un primer edificio volcánico formado mediante erupciones esencialmente efusivas, y cuyos afloramientos se pueden observar, principalmente, en las laderas este y sur del volcán. Se pueden
distinguir dos unidades morfológicas, Llaima Ancestral 1 y 2. La primera es más elevada y potente, con un espesor máximo de unos 600 m, y la segunda, más joven, de hasta 300 m de espesor. El término de esta primera etapa ocurrió hace cerca de 13.200 años, cuando una erupción explosiva de gran magnitud produjo el colapso del edificio volcánico y la formación de una caldera. Esta explosión dio origen a la Ignimbrita Curacautín.

La Ignimbrita Curacautín corresponde a un depósito de flujo piroclástico, tipo escoria y ceniza. Marca el inicio de una etapa explosiva muy continua. El depósito se presenta sobre el fondo de los valles radialmente distribuidos alrededor del volcán Llaima y cubre un área que sobrepasa los 2.200 km2 y su volumen se estima del orden de 24 km3 no-DRE. A partir de muestras de madera carbonizada dentro de la Ignimbrita se han obtenido cuatro edades de radiocarbono, las que varían entre 13.460 ± 400 AP y 12.760 ±130 AP. Durante el periodo dominado por la actividad explosiva, se generó una erupción pliniana de gran magnitud, que dio lugar a un extenso depósito de caída de pómez, cuya dispersión sobrepasó los 2.000 km2. A esta erupción le sucedieron depósitos de oleadas piroclásticas hacia el este, sureste y sur del volcán. Esta secuencia de depósitos piroclásticos se conoce como Secuencia Trufultruful y abarca el período de tiempo desde unos 10.500 años A.P. hasta la actualidad.

Posteriormente, en un nuevo periodo efusivo, comenzó la construcción del edificio volcánico actual, y la generación de numerosos centros eruptivos adventicios escoriáceos ubicados en los flancos occidental y norte del antiguo volcán (Llaima fisural). La composición de los productos emitidos es
andesítico-basáltica a andesítica.

Volcán Sierra Nevada (Suárez y Emparan, 1997)
Corresponde a un estrato volcán extinto, ubicado a 30 km al sureste de la ciudad de Curacautín y que se eleva hasta 2.554 m s.n.m. El volcán, de cerca de 30 km de diámetro, esta coronado por una caldera erosionada de 3 km de diámetro, abierta hacia el oeste. Si bien sus estratos son de composición fundamentalmente basáltica, muestras obtenidas en una caldera en su flanco occidental corresponden a basaltos que forman coladas de 3 a 15 m de espesor, intercaladas con brechas volcánicas.

El volcán cubre en discordancia a rocas estratificadas del Mioceno y a rocas graníticas. Los flancos y cimas del volcán han sido intensamente afectados por, a lo menos, dos glaciaciones pleistocénicas, las cuales dieron origen a circos, filos y valles en “u”. Su flanco oriental se presenta cubierto por un glaciar en retroceso, de casi 8 km2 de superficie. (Thiele et al., 1987) Actualmente, el volcán Sierra Nevada, presenta una amplia zona de alteración hidrotermal con fuentes termales aun activas.

Volcán Lonquimay (Suárez y Emparan, 1997)
Está compuesto por un estratovolcán mixto en forma de cono truncado, Lonquimay, y una cadena de centros adventicios de menor tamaño ubicados hacia el oriente, a lo largo de una fisura noreste-suroeste denominada “Cordón Fisural Oriental” (Moreno y Gardeweg, 1989). Fue formado,
principalmente, durante el periodo postglacial y aún se encuentra en proceso de edificación. El cono principal, de perfil regular, se eleva a 2.865 m s.n.m., alzándose unos 1.300 m sobre su base. El Cordón Fisural Oriental, con 8 km de longitud, está formado por una docena de cráteres, fisuras pequeñas, conos piroclásticos y domos (Thiele et al, 1987; Moreno, 1992).

La erupción de 1988-1990, en el pie este-noreste del cono principal y comienzo del ‘Cordón Fisural Oriental’, generó el cono de escorias Navidad de aproximadamente 190 m de alto, y una colada andesítica de 10,2 km de largo, que descendió por el valle del río Lolco. Esta erupción registró las
mayores concentraciones de flúor registradas en Sudamérica hasta ese entonces.

Los productos emitidos por el volcán Lonquimay corresponden a lavas y piroclastos de composición basáltica a andesítica (54-59% SiO2).

Las erupciones registradas históricamente han sido: 1853, probablemente estromboliana; 1887, estromboliana o vulcaniana; 1889-1890, estromboliana o vulcaniana; 1933, estromboliana; 1940, actividad fumarólica y/o eventualmente una erupción de piroclastos; 1988-1990, estromboliana y
vulcaniana, con alto contenido de flúor.

Volcán Tolguaca (Suárez y Emparan, 1997)
Corresponde a un estratovolcán mixto, parcialmente erosionado y con una base aproximadamente elíptica con diámetros de 20 km(noreste-SW) y 13 km (Thiele et al., 1987)(NW-SE), cubriendo una superficie de casi 200 km2. La cima alcanza 900 m sobre el nivel medio de su basamento, y en ella se aprecian cráteres alineados en dirección noroeste-sureste, evidenciando una migración de la actividad volcánica desde el extremo sureste hacia el noroeste. En este sector nor-occidental hay dos pequeñas estructuras volcánicas que representan las últimas fases eruptivas del volcán: una fisura de
km de largo, de dirección noroeste-sureste y un cono de piroclastos ligado a una colada de lava que desciende hacia las cabeceras del rio Villucura.
El edificio volcánico esta intensamente erosionado por glaciares principalmente. En particular, los flancos oriental y sur presentan circos y valles que han dejado al descubierto gran parte de la secuencia estratificada compuesta esencialmente por lavas macizas de 5-20m de espesor.

No existen antecedentes que permitan comprobar eventos eruptivos históricos. En la actualidad la única manifestación térmica observable en el volcán, corresponde a un área de solfataras con fuerte olor a azufre. El sector se caracteriza por emanaciones gaseosas y de aguas termales que escapan desde pequeños cráteres y grietas, rodeados de precipitados de azufre y otras sales, en una extensión de casi
300 m2.

Depósitos Cuaternarios
Depósitos no consolidados indiferenciados, que incluyen depósitos glaciales, fluviales, lacustres, glacilacustres, de remoción en masa y coluviales, conos de deyección, tefra, depósitos de fuentes termales y lahares, y depósitos de avalanchas volcánicas.
Rocas Intrusivas

Se distinguen dos unidades principales de rocas plutónicas, dos ‘stocks’ y una agrupación de cuerpos hipabisales:
- Grupo Plutónico Gualletué (Jurásico Superior-Cretácico): Comprende monzogranitos, dioritas cuarcíferas y tonalitas; localmente cataclásticas. Los afloramientos más extensos se ubican al nor-noroeste de la laguna Gualletué.

- ‘Stock’ Lolco (Cretácico Superior-Paleoceno): Monzogranitos y sienogranitos, localmente cataclásticos. Aflora en un tramo del río Biobío, inmediatamente al este de la desembocadura del río Lolco.


- ´Stock’ Pemehue (Cretácico Superior- Paleoceno): Principalmente granodiorítico

- Grupo Plutónico Melipeuco (Mioceno): Comprende principalmente, monzogranitos, granodioritas y tonalitas, y subordinadamente, monzodioritas cuarcíferas y dioritas cuarcíferas; localmente rocas de falla.

- Intrusivos Hipabisales de Río Renaico y Cerro Mocho (Mioceno tardío-Plioceno): Cuerpos hipabisales y diques andesiticos y localmente basálticos y gábricos.

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