ARTÍCULOS

Evolución sin y postglaciaria de la vertiente oriental del volcán Lanín, provincia de Neuquén

 

Lucas M. Fennell ¹, Miguel E. Ramos ¹ y Andrés Folguera ¹

¹ Laboratorio de Tectónica Andina del IDEAN (UBA-CONICET), Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, Pabellón II, 1er piso, C1428EGA - Ciudad Autónoma de Buenos Aires. República Argentina. E-mail: lucasfennell90@gmail.com

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Resumen

La evolución del volcán Lanín ha sido propuesta sobre la base del análisis de las secciones expuestas en la ladera chilena. La descripción de los depósitos de la ladera oriental, en territorio argentino, permite ampliar el conocimiento de la dinámica del volcán y así reconstruir la historia volcánica de la zona en tiempos recientes. Estas secciones aquí descriptas muestran depósitos sin- y post-glaciarios que no habían sido previamente identificados, desde grandes avalanchas de origen volcánico, lahares y flujos de lava hasta flujos piroclásticos. La interacción entre estos productos y las masas de hielo que cubrieron parcialmente al Lanín permite identificar dos eventos lávicos singlaciarios, uno interglaciario y dos postglaciarios. En estos últimos, avalanchas relacionadas al colapso gravitacional de la sección superior del cono y depósitos de surge piroclásticos no encauzados han sido identificados. Los representantes de la actividad volcánica más moderna registrada en la vertiente oriental del Lanín son flujos piroclásticos, lahares y conos adventicios. De esta manera se revela una actividad que describe un pasado reciente más convulsionado que lo pensado previamente.

Palabras clave: Volcanismo; Colapso de caldera apical; Andes Patagónicos; Volcán Lanín.

Abstract

Syn- and post- glacial processes at the eastern slope of the Lanín volcano, Neuquén Province.
The evolution of the Lanín volcano has been initially proposed from the basis of the study of its western slope. Field description of the deposits hosted in the eastern Argentinian slope has allowed improving the knowledge of this evolution. A reconstruction of the glacial and volcanic history of the area in recent times is carried out in this work which reveals the existence of large avalanches, lahars, lava flows and pyroclastic materials of syn- and post-glacial times. In particular, the interaction between these deposits and those deposited by the ice masses that covered the Lanín volcano allowed identifying two synglacial, one interglacial and two postglacial lava events. The postglacial history of this volcano involves voluminous avalanches related to a partial collapse of the cone summit part, and extensive surge-pyroclastic plains covering the surface of the volcanic edifice. Pyroclastic flows, lahars and pyroclastic monogenetic cones represent the most modern activity registered in the eastern slope of the Lanín volcano. Thus, since the study of the distribution of these sections, a more convulsed recent past than previously thought is revealed.

Keywords: Volcanism; Apical caldera collapse, Patagonian Andes, Lanín volcano.

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INTRODUCCIÓN

El presente estudio se encuentra enfocado en el sector oriental del volcán Lanín, un estratovolcán compuesto perteneciente a la Zona Volcánica Sur, el cual se sitúa a los 39°38′ latitud sur y 71°30′ longitud oeste. Su cumbre, con una altura de 3776 m s.n.m., constituye una divisoria de aguas a nivel regional, la cual marca el límite internacional entre la Región de la Araucanía en Chile y la Provincia de Neuquén, en Argentina (Fig. 1).

Figura 1: Mapa de ubicación de la zona de estudio, en donde se pueden apreciar los lineamientos que corresponden a la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO) y a la cadena volcánica Villarrica - Quetrupillán - Lanín (C.V. V-Q-L). Además, se observan los tres volcanes principales que dan nombre a dicha cadena, y algunos volcanes menores y conos asociados al mismo. El recuadro delimita el área que abarca la figura 2.

Dicho volcán forma parte de un alineamiento volcánico ONO conocido como la cadena volcánica Villarrica-Quetrupillán- Lanín, de aproximadamente 60 km de longitud (Fig. 1). Esta cadena comprende a estos 3 estratovolcanes mayores, más un volcán estromboliano holoceno, cinco volcanes pleistocenos altamente erosionados y una veintena de volcanes monogénicos incluyendo dos maares (Lara et al. 2004). Esta zona volcánica presenta edades que van desde el Plioceno superior hasta la actualidad (Lara et al. 2001). Sin embargo, si bien algunos centros de este lineamiento cuentan con una adecuada cobertura de edades radimétricas y mapeo (por ejemplo el volcán Villarica; véase Lara y Clavero, 2004), otros poseen un conocimiento parcial. En particular, hasta la fecha no existen mapeos que integren la geología de ambas vertientes del volcán Lanín, con la remarcable excepción del mapeo de Lara (2004) que sobre su ladecanismo activo presente a lo largo de la cadena volcánica chileno-argentina, así como una revisión sobre los mecanismos que la generan y la controlan. Más puntualmente, con el objetivo de lograr comprender la evolución del volcanismo en los Andes Patagónicos y su relación con el marco geodinámico propuesto para la región, Corbella y Lara (2008) realizaron una descripción de los centros eruptivos de edades pliocenas hasta la actualidad. El segmento de arco volcánico en el cual ra argentina se ha realizado básicamente a partir de una fotointerpretación (Lara, com. pers.).
Este volcán se ha asociado al emplazamiento de grandes cuerpos de hielo a lo largo de su historia, desde el Pleistoceno temprano hasta la actualidad, debido a su altitud anómala para estas latitudes (Flint y Fidalgo 1964, Rabassa et al. 1990). Estos casquetes han interactuado con las sucesivas erupciones que en conjunto modelaron su fisonomía actual (Lara et al. 2004). Todavía hay presentes unos pocos y pequeños glaciares en la cumbre del Lanín, que obliteran gran parte de la geología y agregan una dificultad logística a los estudios en la región por encima de la cota de 2.000 m.
El objetivo de este trabajo es tratar de comprender las complejas interacciones entre el proceso volcánico y el proceso glaciario en este volcán con miras a reconstruir su historia más reciente desde la perspectiva de la ladera argentina menos estudiada. La falta de una estratigrafía y de un mapeo confiable en la vertiente oriental del Lanín motivaron el reconocimiento de las unidades aflorantes, en particular en las altas cotas topográficas, con el fin de comprender la magnitud de los procesos que condicionaron su evolución. Se plantean tres objetivos para este trabajo: 1) La reconstrucción de la estratigrafía de la ladera oriental del volcán en tiempos modernos a partir de la descripción en el campo y utilizando además criterios geomorfológicos, con el fin de confeccionar una columna estratigráfica que refleje una sucesión relativa de las unidades reconocidas; 2) confección de un mapa geológico que refleje las relaciones descriptas en el campo entre las diferentes unidades volcánicas; 3) correlación con las unidades descriptas y eventualmente datadas por otros autores en la zona, en particular sobre la ladera sur y occidental chilena.

ANTECEDENTES

Volcanismo de la región
Stern et al. (2004) sintetizan el nivel de conocimiento en un marco regional, realizando una compilación sobre el se enmarca el volcán Lanín ha sido particularmente estudiado en los últimos años por Lara et al. (2001), quienes a partir de datos geocronológicos y geoquímicos, mostraron un cambio de fisonomía desde un arco extremadamente ancho en el Plioceno Superior-Pleistoceno Medio, a uno más reducido en la actualidad y esencialmente concentrado en la vertiente occidental de la cordillera principal. La propuesta de estos autores es que la disminución significativa de la velocidad de convergencia entre las placas de Nazca y la Sudamericana a partir del Plioceno habría sido la principal causa del angostamiento del arco volcánico al sur de los 39°S. Reforzando esta hipótesis, a partir de dataciones K/Ar y datos de campo, se ha demostrado que los volcanes cuaternarios que registran mayor actividad en la zona, están relacionados espacialmente con la Zona de Falla Liquiñe- Ofqui (ZFLO) sobre la vertiente andina chilena (Fig. 1) (Lara et al. 2001, Lara y Folguera 2006), la cual es producto de la partición de la deformación debido a la convergencia oblicua entre ambas placas (Lavenu et al. 1997, Lavenu y Cembrano 1999). Los materiales basales que componen estos edificios volcánicos se encuentran deformados por este sistema y, a su vez, se distribuyen según alineamientos con una dirección preferencial paralela a la ZFLO, y alineamientos menores oblicuos a esta dirección (Lavenu et al. 1997). La cadena volcánica Villarrica-Quetrupillán- Lanín corresponde a uno de estos alineamientos menores (Fig. 1) que nuclea a estos tres estratovolcanes mayores: Villarrica, Quetrupillán y Lanín (Moreno et al. 1994, Clavero 1996; Pavez 1997; Lara et al. 2004, Lara 2004). Adicionalmente, en territorio argentino la ZFLO controla el emplazamiento de otros centros menores como los volcanes Pino Santo (Rabassa et al. 1990), Huanquihue, El Arenal y La Angostura (Corbella y Alonso 1999) (Fig. 1).

Glaciaciones
Durante el Cenozoico, el sur del continente sudamericano ha experimentado una serie de glaciaciones que se han sucedido desde el Mioceno superior hasta aproximadamente inicios del Holoceno (ver Rabassa et al. 2005 para una síntesis). En estudios circunscriptos a los 39°10'S y los 41°20'S, área en donde se encuentra el volcán Lanín, se identificaron 3 drifts glaciarios, de diferente edad y extensión: Pichileufú, El Cóndor y Nahuel Huapi (posiblemente este último con dos miembros) (Flint y Fidalgo 1964, 1969). Así, ante la falta de materiales datables por 14C, estos autores decidieron correlacionar estos eventos con las distintas etapas propuestas por Caldenius (1932), en base a una serie de criterios, tales como el grado de meteorización de los depósitos. De esta forma asignan el drift Pichileufú al Daniglacial, el drift El Cóndor al Gotiglacial y el drift Nahuel Huapi al Finiglacial, interpretando que en su zona de estudio la etapa Initioglacial de Caldenius (1932) no se encuentra representada. Además, concuerdan con que la última glaciación ha ocurrido seguramente en los últimos 25.000 años, siendo entonces las dos anteriores más antiguas (Caldenius, 1932). En trabajos más recientes han sido abordadas revisiones sobre la historia de las glaciaciones en la Patagonia y Tierra del Fuego (Rabassa 2008, Rabassa et al. 2005, 2011). Más localmente, Rabassa et al. (1987, 1990), a partir de criterios geomorfológicos, estudios paleomagnéticos y palinológicos y fechados radimétricos, han propuesto una secuencia estratigráfica representativa del Cuaternario del valle del Río Malleo, ubicado inmediatamente al NE del volcán (figura 1). Estos autores proponen una serie de unidades aloestratigráficas para la estratigrafia glacial, entre las que distinguen una serie de drifts. Como primer evento, definen los drifts Paso Tromen y Puesto de Paja, integrados exclusivamente por bloques erráticos, y de edad Pleistoceno inferior a medio en base a su posición altitudinal en el valle y a su grado de meteorización. Un segundo evento lo constituye el drift San Huberto, compuesto por gravas glacifluviales, y al cual le asignan una edad tentativa Pleistocena media, ya que se encuentra topográficamente por debajo del drift Puesto de Paja. Un tercer evento, el drift Criadero de Zorros, se encuentra preservado en la forma de bloques erráticos aislados y till con restos de madera, los cuales fueron fechados por 14C con una edad infinita mayor a 56 ka. Sepultando estos depósitos y rellenando un antiguo valle glaciario, se encuentra la Andesita Pino Santo, cuya edad inicial por K/ Ar arrojó 207 ± 23 ka (Rabassa et al. 1990). Posteriormente, una nueva edad de 89 ± 4 ka (Ar/Ar) (B. Singer; Muestra PSA-01; comunicación personal; en Rabassa et al. 2005) permite establecer un marco de referencia más adecuado. En ambos casos, ésto confirmaría la edad pre-pleistoceno superior para el drift Criadero de Zorros, y serviría como edad máxima para los depósitos asociados al posterior avance glacial, agrupados en el drift Mamuil Malal. Estos últimos se presentan como morenas y terrazas glacifluviales, cubiertos por varios metros de tefras holocenas, las cuales han sido datadas en 3.000 ± 110 años (SI- 7036; Heusser et al. 1987). Debido a que éste es el último gran evento glacial reconocido en el valle, se le asigna una edad pleistocena tardía, coincidente con el Último Máximo Glaciario (UMG).
Al otro lado de la cordillera a estas latitudes, sobre la vertiente chilena, algunos estudios se han centrado sobre los arcos morénicos del Lago Villarica, ubicado al NO del volcán homónimo (Clayton et al. 1997). Estos identificaron un total de cinco eventos glaciarios ocurridos en el Pleistoceno, a partir de la morfología de los depósitos y de su grado de meteorización relativa. Las edades estimadas para los cuatro frentes morénicos más antiguos fueron realizadas a partir de las distintas etapas del isótopo de oxígeno marino, arrojando rangos de edades de entre >790-718 ka, 687-512 ka, 480-338 ka y 262-132 ka. El frente morénico más joven, conocido en Chile como la glaciación Llanquihue (Mercer, 1976; Porter, 1981), y a nivel mundial como el UMG, se encuentra representado por un grupo de morenas cuya particularidad es la ausencia de efectos de meteorización, reflejando así su juventud. Una edad mínima de 13,69 ka 14C para estos depósitos está dada por las fechas radiocarbono obtenidas en carbón encontrado dentro de la Ignimbrita Licán, suprayacente a las mismas (Clavero y Moreno 1994). Esta edad sugeriría que el lóbulo Villarrica ya había retrocedido para esa fecha, al igual que los lóbulos de los lagos Llanquihue, Reloncaví y Ancud, ubicados más al sur (Lowell et al. 1995). Es en estos tres lagos en donde se lograron determinar con mayor precisión los distintos avances de los glaciares durante el UMG, arrojando edades14C de entre 13,9 ka y ≥33,5 ka (Lowell et al. 1995).

Conocimiento geológico previo del volcán Lanín
El basamento cristalino sobre el cual se encuentra emplazado el volcán Lanín está constituido principalmente por plutones félsicos neopaleozoicos de la Fm. Huechulafquen (Turner 1965, Varela et al. 2005) y secuencias volcaniclásticas cretácicas y paleógenas pertenecientes a las formaciones Auca Pan y Rancahue (Turner 1965, Rapela et al. 1988, Franzese et al. 2011).
El mapeo y las propuestas volcanoestratigraficas más recientes realizados sobre el volcán Lanín son los de Lara et al. (2004). Utilizando relaciones de campo, criterios geomorfológicos y edades 14C realizadas sobre los depósitos piroclásticos holocenos, estos autores lograron construir una sucesión relativa de eventos con edades que van desde el Plioceno tardío? - Pleistoceno temprano? hasta el Holoceno.
La unidad más antigua corresponde a la unidad Lanín 1, conformada exclusivamente por lavas macizas dacíticas denominadas"Dacitas el Salto" (Lara et al. 2004). Estas exhiben un característico diaclasamiento prismático interrumpido por niveles de intenso fracturamiento horizontal, lo que indicaría un emplazamiento subglacial (Lescinsky y Fink 2000). Esta unidad se ha interpretado como los remanentes de un estratovolcán previo con una edad que debe considerarse mayor a ca. 200 ka (Pleistoceno medio), valor máximo propuesto para la unidad Lanín 2 (Lara et al. 2004). Sin embargo, estos autores plantean que su edad podría ser incluso un poco más antigua y ser equivalente a la de otros centros volcánicos erodados ubicados cerca de la zona de estudio, de edad Plioceno tardío - Pleistoceno temprano (Lara et al. 2001).
La siguiente unidad, Lanín 2, está formada por secuencias volcaniclásticas interdigitadas de niveles basálticos y andesíticos, las cuales conforman la sección basal del estratovolcán actual (Lara et al. 2004). La misma se ha dividido en 3 subunidades, de acuerdo a diferencias morfológicas y composicionales. La subunidad inferior son las"Andesitas Río Malleo", la cual se encuentra conformada por coladas lávicas macizas de composición andesítico-basáltica que presentan un intenso lajamiento horizontal y superficie aborregada surcada por profundas estrías glaciales (Lara 2004), evidenciando un emplazamiento subglacial de la misma y una intensa erosión glaciaria del material (Lescinsky y Fink 2000). La edad de esta subunidad no fue determinada por dataciones radimétricas, pero se la correlaciona con la Andesita Pino Santo (Rabassa et al. 1987, 1990) ubicada unos kilómetros más al este, en base a su posición topográfica y a su morfología superficial. Dispuesta en concordancia sobre esta subunidad, se encuentran los"Basaltos, andesitas y dacitas Correntoso", las cuales están compuestas por una sucesión de hasta 300 m de espesor de lavas basálticas, andesíticas y dacíticas con intercalaciones de depósitos piroclásticos y laháricos (Lara et al. 2004). Esta sección tendría una edad máxima acotada por su relación de contacto con las"Andesitas Río Malleo", y una edad mínima restringida al avance glaciario durante el UMG debido a que se encuentra afectada por una intensa erosión glaciaria (Lara 2004). La subunidad superior está formada por coladas lávicas de composición basáltica y andesito-basáltica, dispuestas como megacolumnas prismáticas con fracturas poligonales, rasgo típico de emplazamiento subglacial (Lescinsky y Fink 2000). A esta subunidad se la conoce como"Andesitas Lago Paimún", y su edad puede acotarse dentro del período comprendido en el intervalo aceptado para la última glaciación del Pleistoceno (90-14 ka según Clapperton 1993). Para Lara et al. (2004), la unidad Lanín 2 sería probablemente más joven que la edad de la penúltima glaciación en los Andes del sur (262 - 132 ka según Clayton et al. 1997), lo cual significa que la subunidad inferior habría sido emplazada durante el interglacial antes de la última glaciación, mientras que las subunidades media y superior habrían sido extruidas durante un intervalo posterior en donde el volcán se encontraba cubierto parcialmente por hielo (Lara et al., 2004). Para estos autores, la edad mínima de esta unidad quedaría acotada por el último reavance glaciario en la región (≥33,5 -13,9 ka según Lowell et al. 1995), que incidió fuertemente a esta secuencia volcánica, dejándole una fina cubierta de till y bloques erráticos en su superficie. Por lo tanto, la edad de esta unidad se estima en el lapso Pleistoceno medio - superior? (Lara et al. 2004).
La unidad suprayacente corresponde a la unidad Lanín 3, la cual se encuentra integrada por una secuencia de lavas andesíticas y basálticas que presentan erosión fluvial profunda y escarpas de colapso gravitacional. Este conjunto indiferenciado se agrupa bajo la denominación informal de"Basaltos y andesitas Lanín" y se encuentra distribuido radialmente respecto del edificio volcánico moderno. Como esta unidad no presenta evidencias de erosión glaciaria, su edad máxima se acota en menos de ca. 14-13 ka y su edad mínima queda determinada por la edad de la unidad Lanín 4 de ca. 9,81 ka para los niveles basales. De esta manera, la edad asignada a los"Basaltos y andesitas Lanín" es Pleistoceno superior - Holoceno? (Lara et al. 2004).
Por último, la sección superior del volcán Lanín está conformada enteramente por subunidades postglaciales, agrupadas bajo la unidad Lanín 4. Las mismas incluyen flujos lávicos basálticos y dacíticos, interdigitados con depósitos piroclásticos que cubren los flancos actuales del volcán. Los flancos sur y oeste se encuentran tapizados por un extenso campo basáltico, cuyo nombre informal son los"Basaltos Momolluco". Una particularidad de estas coladas es que en el faldeo occidental se encuentran suprayaciendo una"estructura en forma de hombro", la que se encuentra definiendo un contorno semi-elíptico que podría ser interpretado como un borde de colapso de caldera, una estructura volcánica probablemente desarrollada en la unidad Lanín 3 (Lara et al. 2004). En la ladera norte del volcán se exponen las"Dacitas Mamuil Malal", las cuales representan un domo lávico dacítico. El crecimiento de este domo y su colapso parcial podrían haberse asociado a la generación de un flujo piroclástico tipo block and ash flow, el cual fue datado por 14C en 2.170 ± 70 años (Lara et al. 2004). La última subunidad corresponde a los"Basaltos Quillehue", los cuales forman un extenso campo basáltico en el flanco norte del volcán. Intercaladas con estas subunidades se observan varios depósitos de flujos piroclásticos, cuyas dataciones arrojaron edades holocenas.
Es por ese motivo que Lara et al. (2004) asignan a la unidad Lanín 4 una edad holocena. La historia moderna del volcán está asociada al desarrollo de centros adventicios, centros eruptivos menores, depósitos de remoción en masa, laháricos, morénicos y fluviales (Lara et al. 2004).

GEOLOGÍA DE LA VERTIENTE ORIENTAL DEL VOLCÁN LANÍN

A partir de observaciones realizadas durante el trabajo de campo del presente estudio, se llevó a cabo un reconocimiento de cada una de las unidades que afloran en la vertiente oriental de este volcán. Utilizando la información recabada en el campo, y mediante el análisis de imágenes satelitales, se logró confeccionar un mapa geológico del área, el cual puede observarse en la Figura 2.

Figura 2: Mapa geológico de la vertiente oriental del volcán Lanín superpuesto a modelo digital de elevación.

Se construyó una columna estratigráfica representativa para la vertiente argentina del volcán (Fig. 3), utilizando criterios geomorfológicos comunes en áreas que han sufrido glaciaciones en tiempos modernos. Analizando la interacción entre los procesos glaciarios y los distintos eventos volcánicos, se logró establecer una sucesión relativa entre las unidades expuestas, compatible con los ordenamientos planteados por Rabassa et al. (1990) y Lara et al. (2004).

Figura 3: Columna estratigráfica de la vertiente oriental del volcán Lanín basada en este trabajo.

Las secciones descriptas a continuación están ubicadas morfológicamente en una depresión subcircular labrada en el basamento cristalino (Fig. 2) cuyo escarpe sudoriental marca un alto topográfico hacia el este. Si bien no se cuenta con elementos diagnósticos contundentes, se plantea a modo puramente hipotético que el mismo podría constituir el remanente de una morfología de caldera asociada o cuenca de origen tectónico labrada en materiales del basamento correspondiente a las secciones basales del volcán.
Así, la sección basal, denominada informalmente"Coladas singlaciarias 1", se encuentra apoyada en discordancia sobre el basamento cristalino (Fig. 4a). La misma está compuesta por coladas de textura botroidal (Fig. 4b), morfología típica adquirida por lo materiales lávicos en áreas englazadas (Lescinsky y Fink 2000). Esta unidad se encuentra modelada por la erosión glaciaria y conforma la sección inferior en los antiguos valles glaciarios, ubicados en el flanco noreste del volcán. Si bien la edad no está debidamente acotada, se decidió seguir el criterio de Lara et al. (2004) para su unidad Lanín 1, asignándole una edad entre Plioceno superior y Pleistoceno medio, coincidente con las edades de otros estratovolcanes erosionados en la zona (Lara et al. 2001). De cualquier manera, esta unidad es más antigua e incluso podría ser coetánea con la anteúltima glaciación en la zona (262-132 ka según Clayton et al. 1997) debido a su posición estratigráfica y a su aparente emplazamiento subglacial. En contacto erosivo e irregular sobre estas lavas, se encuentra una sucesión de aproximadamente 400 metros de espesor de flujos lávicos interdigitados con depósitos volcaniclásticos descriptos inicialmente por Lara et al. (2004), como una intercalación de depósitos piroclásticos y laháricos, denominada en este trabajo"Coladas interglaciarias" (Figs. 4c, d). Las mismas carecen de cualquier tipo de textura o estructura que sugiera emplazamiento sugblacial, encontrándose recortadas por la erosión glaciaria. Esta unidad constituye la sección superior de las artesas de los antiguos valles glaciarios (Fig. 5d), lo que indica que las mismas fueron excavadas durante la última glaciación que afectó a la zona. Es por ello que a esta unidad se le atribuye el carácter de interglaciaria, otorgándole una edad Pleistoceno medio a superior, ubicada en el lapso comprendido entre la anteúltima (262 - 132 ka según Clayton et al. 1997) y la última glaciación (≥33,5 -13,9 ka según Lowell et al. 1995).

Figura 4: Fotografías de las unidades que conforman los antiguos valles glaciarios al noreste del volcán. a) Contacto discordante entre el basamento y las"Coladas singlaciarias 1"; b) Afloramiento de"Coladas singlaciarias 1" en donde puede apreciarse su textura botroidal; c) Niveles volcaniclásticos de las"Coladas interglaciarias". Se puede notar como estos niveles de coladas se encontraban rodeando al basamento y luego fueron fuertemente incididos por el paso de los glaciares; d) Típica morfología de valle glaciario en forma de U, en el cual las"Coladas interglaciarias" forman parte de la sección superior de los mismos, y por donde se encauzan los lahares y las secuencias fluviales.

Figura 5: Flujos de lava que rellenan los a ntiguos valles glaciarios. a)"Coladas singlaciarias 2 " con sus típicas morfologías de emplazamiento subglacial (pillow lavas); b) Morfologías de ropy wrinkles asociadas a las pillow lavas; c) Canales alimentadores de las pillow lavas, con texturas de emplazamiento subglacial; d) Relaciones estratigráficas dentro de los antiguos valles glaciares.

Luego, dentro de los valles glaciarios, se expone una unidad conformada por pillow lavas (Fig. 5a), evidencia de emplazamiento subglacial y/o retiro de la masa glaciaria (Lescinsky y Fink 2000). La misma presenta estructuras de escape de gases en su superficie y muestra sus canales alimentadores (Fig. 5c) asociados a lavas con morfologías de ropy wrinkles (Fig. 5b). Debido a su carácter singlaciario o de su mera relación con procesos subácueos durante el retiro glacial y a su posición topográfica dentro de los valles, la edad de esta unidad queda determinada como pleistocena superior, dentro del último avance glaciario en la zona (≥33,5 -13,9 ka según Lowell et al. 1995). La Fig. 5d muestra las relaciones existentes entre las tres unidades que se exponen en estos antiguos valles glaciarios.
En ciertos valles fluviales actuales, la incisión ha llegado a exponer distintos espesores de till glaciario (Fig. 6a). Los mismos son típicos depósitos mal seleccionados, matriz sostén y que manifiestan, en algunos casos, evidencias de deformación durante el emplazamiento glacial (glacitectonismo) (Fig. 6b). Estos horizontes de till corresponden a morenas, producto de los glaciares durante el Último Máximo Glaciario (≥33,5 -13,9 ka según Lowell et al. 1995), asignándosele de esta forma una edad pleistocena superior.

Figura 6: Fotografías que ilustran la transición entre la etapa correspondiente al retiro de los glaciares y las primeras unidades postglaciales en el volcán. a) Afloramiento correspondiente a un depósito de till en un valle fluvial actual; b) Evidencias de glacitectonismo en los depósitos morénicos, cubiertos por una extensa planicie de surge; c)"Coladas postglaciarias 1" con sus características escarpas de arranque asociadas a procesos de remoción en masa y escarpas de erosión glaciaria, profundizadas por la acción fluvial.

Los eventos postglaciales comienzan con niveles de coladas expuestos en los flancos este y sureste del volcán, denominadas"Coladas postglaciarias 1" (Fig. 6c). Estas coladas presentan escarpas de erosión fluvial y profundas escarpas de arranque de procesos de remoción en masa. Debido a que no presentan signo de interacción con el proceso glaciario, la edad de esta unidad sería Pleistoceno superior - Holoceno (post 14-13 ka).
A continuación, se encuentran los depósitos de remoción en masa correspondientes a dos escarpas de arranque afectando los términos proximales de las"Coladas postglaciarias 1" (Fig. 7). Estas corresponden a los depósitos de"Avalancha 1" y"Avalancha 2" (Figs. 7a, b), los cuales se exponen ampliamente en los flancos sureste y este del volcán, respectivamente. Los depósitos de la Avalancha 1 tienen un volumen de aproximadamente 25x106 m³ y presentan una estructura típica de gradación inversa (Fig. 7c). Su superficie está formada por hummocks que predominan hacia sus sectores distales, con morfologías típicas de montículos suaves y regulares de decenas de metros de diámetro y facies de run-up sobre el área perivolcánica del basamento, que indican que la avalancha superó, aunque sea parcialmente, la barrera topográfica perimetral (Fig. 7d). En particular, los depósitos de la"Avalancha 2" representan un volumen sustancialmente menor al episodio previo, aunque todavía se pueden observar los hummocks y las facies de run-up sobre el basamento perimetral al volcán. Las escarpas de arranque de ambos eventos están espacialmente relacionadas al fenómeno de colapso de caldera apical (Fig. 7e) propuesto por Lara et al. (2004).

Figura 7: Depósitos de remoción en masa interpretados como el producto del colapso de la sección superior del volcán Lanín. a) Depósitos de la"Avalancha 1" en donde se puede observar la escarpa de arranque y el gran volumen de material removilizado; b) Depósitos de la"Avalancha 2" con su respectiva escarpa de arranque y fases de run-up sobre el basamento; c) Gradación inversa en el depósito de la"Avalancha 1"; d) Fases de run-up de los depósitos de la"Avalancha 1" sobre el basamento; e) Vista hacia el NO del volcán, en donde se aprecia el borde de la caldera apical y las escarpas de arranque de las dos avalanchas reconocidas.

Cubriendo a los depósitos de"Coladas postglaciarias 1" y de"Avalancha 1", se encuentra un segundo episodio eruptivo postglacial, denominado"Coladas postglaciarias 2" (Fig. 8a). Este conjunto es extruido de un pequeño centro volcánico ubicado en el flanco sureste del volcán, y se extiende por unos 2 km a favor de la pendiente, encauzándose en un pequeño valle glaciario. Debido a que se ha descripto volcanismo de estas características en los otros flancos del volcán (Lara et al. 2004), su edad queda definida en el Holoceno. Por encima de las"Coladas postglaciarias 1" y de los depósitos de avalanchas descriptos previamente, se encuentra una serie de conos adventicios de tonalidades más claras y rojizas. En el área de estudio se han identificado cuatro en total, dos localizados en el flanco noreste (Fig. 8b) y dos en el flanco este (Fig. 8c), relacionados a la actividad holocena del Lanín y generando acumulaciones de eyectos piroclásticos.

Figura 8: Centros efusivos y conos adventicios en los flancos del volcán; a)"Coladas postglaciarias 2" extruidas a partir de un centro de emisión en la ladera sureste del volcán; b) Cono adventicio en la ladera noreste del volcán; c) Conos adventicios de tonalidades claras y rojizas en el flanco este del volcán, cubriendo a las"Coladas postglaciarias 1" y a la"Avalancha 2", siendo luego estos tapizados por los depósitos de surge piroclásticos no encauzados.

Calcando la topografía del flanco noreste del volcán y cubriendo parcialmente las unidades allí expuestas, se desarrolla una extensa planicie conformada por depósitos de surge piroclásticos no encauzados de unos 3 km² (Fig. 9a, b y d), la que presenta tonalidades claras y típica estratificación entrecruzada de gran escala (Fig. 9e). La presencia de caras de avalancha con longitudes de 3-5 metros constituye evidencia clara de un origen volcánico, descartando la posibilidad de que se trate de materiales redepositados por la acción de aguas de deshielo (Fig. 9e). Además, se reconocen depósitos correspondientes a lahares, los cuales se encuentran encauzados en los valles fluviales actuales que nacen en la cima del volcán (Fig. 9c) que terminan fluyendo hacia los antiguos valles glaciarios (Fig. 4d).

Figura 9: Depósitos que se encuentran actualmente calcando la topografía del volcán y encauzados en los valles fluviales; a) Depósitos de surge piroclásticos no encauzados cubriendo depósitos morénicos; b) Depósitos de surge piroclásticos no encauzados sobre las"Coladas Interglaciarias" en el flanco noreste del volcán; c) Depósitos laháricos y fluviales que se encauzan en los valles fluviales que nacen de la cima del Lanín; d) Relaciones estratigráficas en donde se observa como los depósitos de surge piroclásticos no encauzados cubren parcialmente a los conos adventicios en la ladera este; e) Estratificación entrecruzada de gran escala en los depósitos de surge piroclásticos no encauzados.

CORRELACIÓN DE LAS UNIDADES DESCRIPTAS CON LAS DE SU VERTIENTE OCCIDENTAL Y ÁREAS ALEDAÑAS: EVOLUCIÓN RECIENTE DEL VOLCÁN LANÍN

Con el fin de establecer correlaciones entre el esquema estratigráfico de este trabajo y aquellos propuestos por otros autores en la zona, se realizó un cuadro comparativo (Cuadro 1) en donde se plantean equivalencias entre las distintas unidades aflorantes en la zona con los distintos estadios glaciales reconocidos como soporte de dichos ordenamientos.

Cuadro 1: Cuadro de correlaciones entre las principales unidades descriptas en este trabajo y las de otros autores que trabajaron en el área. La sucesión de edades relativas está dada por el período glaciario/interglaciario en el cual se depositaron y sus respectivos límites fueron obtenidos a partir de los trabajos de Lowell et al. (1995), Clayton et al. (1997) y Rabassa et al. (1990).

El ordenamiento estratigráfico aquí propuesto, se basa en las descripciones realizadas, que revelan una edad más joven para los productos que conforman la ladera argentina del volcán, respecto de propuestas previas. Por otra parte, esta propuesta es compatible con aquellos ordenamientos propuestos para el valle del río Malleo y la vertiente chilena del volcán Lanín. Los datos recabados en la vertiente argentina, permiten enriquecer las propuestas evolutivas previas (Fig. 10). De esta manera, el primer elemento que cabe destacar es que todos los productos de este volcán se hallan alojados dentro de una depresión labrada en el basamento. Faltan elementos diagnósticos tendientes a entender el origen de la misma, pero dada su geometría subcircular podría ser parte de la evolución de este centro volcánico, habiendo sido incidida por el paso de los glaciares y superada por los fenómenos de remoción en masa asociados al colapso parcial del edificio volcánico.

Figura 10: Esquema evolutivo del volcán Lanín en base a datos de este trabajo y su comparación con estudios previos. En el Pleistoceno medio, un aparato volcánico antiguo previo al volcán Lanín, desarrollado en una depresión labrada dentro del basamento presumiblemente asociada a la formación de una caldera, es arrasado por la intensa actividad glaciaria. Para el Pleistoceno superior, la UMG cubre completamente al volcán Lanín moderno, generando depósitos de pillow lavas y la morfología glaciaria presente en la zona. Un evento de colapso de la sección superior del volcán desarrolla una caldera apical a principios del Holoceno, dejando como evidencia depósitos de avalancha y grandes escarpas de arranque sobre la vertiente argentina. La última fase efusiva del volcán comprende el desarrollo de conos adventicios emplazados sobre la vertiente del volcán, flujos piroclásticos no encauzados y lahares.

El primer evento volcánico descripto lo constituyen las"Coladas singlaciarias 1", las cuales representarían los restos de un estratovolcán antiguo, emplazado en una época en la cual el área se encontraba bajo un extenso manto de hielo, probablemente entre el Plioceno superior y el Pleistoceno medio (Fig. 10). Este estratovolcán habría sido erosionado profundamente por la acción glaciaria, dejando una superficie irregular, sobre la cual se construyó el edificio volcánico actual. Entre el Pleistoceno medio y superior, durante el retroceso general de los glaciares, comienza la construcción del nuevo aparato volcánico, a partir de la extrusión de un gran volumen de material correspondiente a las"Coladas interglaciarias" (Fig. 10). Un nuevo avance glaciario en el Pleistoceno superior genera una profunda incisión en las áreas perivolcánicas donde se encauzan las"Coladas singlaciarias 2", que son extruidas subglacialmente (Fig. 10). En el Pleistoceno superior se produce la retirada de los glaciares hasta la cumbre del Lanín, quedando relíctica una espesa secuencia de depósitos morénicos en la base del volcán. Durante el límite Pleistoceno superior - Holoceno, ya en condiciones postglaciarias, se produce el derrame de las"Coladas postglaciarias 1", las cuales cubren completamente la vertiente oriental del Lanín. Luego, se produce el colapso superior del centro, asociado a la formación de una caldera apical, que genera amplios arranques en la ladera este del volcán, y cuyo volumen removido se asocia a los fenómenos de remoción en masa descriptos en este trabajo. Las escarpas de arranque se desarrollan a expensas de las"Coladas postglaciarias 1", lo que indica, conjuntamente con la ausencia de erosión glaciaria en los depósitos asociados, que este fenómeno ocurrió ya en el Holoceno. Un segundo conjunto de coladas,"Coladas postglaciarias 2", representaría una fase efusiva holocena, similar a las descriptas por Lara et al. (2004) en el volcán. Por último, la actividad volcánica más reciente consiste en los conos adventicios asociados a una actividad ya periférica del volcán, los extensos depósitos piroclásticos y los depósitos laháricos encauzados en los valles fluviales.

CONCLUSIONES

La sucesión de eventos singlaciarios, interglaciarios y postglaciarios descriptos en este trabajo para la ladera argentina del volcán Lanín se relaciona de forma aceptable con los esquemas propuestos por Lara et al. (2004) y Rabassa et al. (1987, 1990) (Cuadro 1). Sin embargo, es interesante destacar la presencia de coladas sincrónicas con la última glaciación, las cuales no habían sido identificadas en la zona y que permitirían datar este evento.
Cabe destacar la presencia de grandes volúmenes de material postglaciario que no habían sido descriptos anteriormente y que han reconstruido y destruido sustancialmente la vertiente oriental de este volcán. Entre los mismos, los voluminosos depósitos de avalancha descriptos van en dirección de la hipótesis de un colapso superior del volcán con la consecuente formación de una caldera apical en tiempos holocenos propuesto en estudios previos por Lara et al. (2004). La posterior reconstrucción del volcán, a causa de la emisión de un conjunto de emisiones lávicas y en menor medida productos piroclásticos, le confieren su distintiva fisonomía de cono perfecto con un moderado quiebre de inclinación de sus flancos, en donde se habría labrado esta caldera apical. Esta actividad reciente, y en particular su mecánica catastrófica, muestran un estadio último del volcán particularmente convulsionado que debiera tenerse en cuenta en los estudios futuros del riesgo asociado para la región.

AGRADECIMIENTOS

Se agradece especialmente las revisiones realizadas por los Dres Patricia Sruoga y Darío Trombotto. Este trabajo es parte de los Proyectos UBACYT 20020110100019 y PIP 11220110100506. Esta es la contribución R-114 del Instituto de Estudios Andinos Don Pablo Groeber.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 20 de abril, 2013
Aceptado: 23 de octubre, 2013