Con el objeto de obtener las temperaturas superficiales asociadas al campo de flujo calórico provenientes desde el interior de la tierra, se ha aplicado un modelo u algoritmo que extrae la contribución geotermal a partir de la temperatura superficial neta. Dicho proceso se basa en la identificación y modelamiento de los factores o componentes significativos que aporten una señal termal en el balance térmico superficial para luego extraerlos, exceptuando, claro está, la contribución geotermal. Para tener una perspectiva regional del campo de temperaturas superficial, se han utilizado como datos de entrada del modelo imágenes satelitales ASTER, que poseen características idóneas para el cumplimiento del objetivo propuesto. La zona de estudio se encuentra en la Cordillera Principal de los Andes entre los 35º y 35,5º de latitud sur, en la Región del Maule de Chile. En ella se encuentran los Complejos Volcánicos Planchón-Peteroa y Descabezado Grande-Quizapu, principales fuentes de calor para los fenómenos hidrotermales documentados en la zona. Los factores que afectan la temperatura superficial son la exposición a la radiación solar, la humedad, cubierta vegetacional y la temperatura de otros materiales en contacto con la superficie tales como la atmósfera, agua o nieve. La forma en que estos factores afectan el balance termal depende de las propiedades intrínsecas de los materiales expuestos, tales como la inercia termal, albedo y emisividad. Se han modelado los factores que afectan en 1º orden el balance térmico mediante modelos calibrados con datos de terreno y otros que basados en supuestos, no requieren dicha información. Los factores considerados son: la radiación solar y la variación termal de la superficie con la elevación. Una vez obtenidas las expresiones respectivas, son substraídas de la temperatura superficial neta. El residuo puede ser considerado en gran parte explicado por la contribución geotermal. En la imagen final se han reducido considerablemente los “ruidos” de la imagen termal neta sin atenuar la componente geotermal; lo cual permite distinguir de manera directa las anomalías termales asociadas a los sistemas volcánicos e hidrotermales, haciendo del método propuesto una herramienta atractiva y efectiva en la prospección Geotermal y un aporte en la comprensión de las dinámicas de los sistemas hidrotermales.

Los volcanes Aroma y Quimsachata son dos complejos volcánicos andesíticos a dacíticos (60-67% de SiO2) de alto-K, que se edifican por sobre 4.200-4.500 m s.n.m. en el Altiplano de Iquique, al extremo norte de Pampa Lirima. Ambos conforman el Complejo Volcánico Quimsachata Sur – Aroma (CVQS-CVA), el que define una historia evolutiva de ca. 1,6 Ma entre el Plioceno superior y el Pleistoceno inferior, con una actividad registrada de naturaleza predominantemente efusiva y litología relativamente monótona, caracterizada principalmente por: (1) abundancia de inclusiones máficas ovaladas (52-56% de SiO2); (2) la presencia de ‘megacristales’ de sanidina; (3) altos grados de oxidación en anfíbolas y biotitas; y (4) gran diversidad de texturas de desequilibrio. La actividad eruptiva del CVQS-CVA fue separada en dos períodos principales: 3,6-2,6 Ma, donde la actividad volcánica fue contemporánea en ambos complejos y registró una migración de ca. 3,5 km en sentido SE-NW en el CVQS; y hace 1,6 Ma, concentrándose en el CVA. El fin de la actividad en el CVQS-CVA estuvo marcado por el inicio de la actividad volcánica en el C.V. Quimsachata Norte, con características similares a la del CVQS-CVA. La migración del volcanismo en sentido SE-NW contrasta con las observaciones regionales que indican una migración del volcanismo en sentido W-E, lo que representa un rasgo particular del CVQS-CVA en el contexto magmático de Pampa Lirima. El lineamiento NW-SE que localmente conforman sus centros de emisión indica un fuerte control estructural en el ascenso magmático, el que habría estado controlado por fallas profundas, subverticales, de carácter inverso y transcurrente, que representan una zona de transferencia en el estilo estructural del basamento al sur y al norte de Pampa Lirima. La actividad reciente reportada hace 1,1 Ma en el C.V. Quimsachata Norte, y la existencia de fallas profundas que permean el basamento, indican condiciones favorables para la existencia de un sistema geotermal activo, como el que hoy existe en el sector de Pampa Lirima. Los magmas que dieron origen al CVQS-CVA son de naturaleza mantélica y se generaron a partir de bajas tasas de fusión parcial en una fuente con presencia de granate. Estos magmas primitivos de composición basáltica ascendieron hacia un reservorio profundo ubicado a 15-19 km de profundidad, en el límite de la corteza inferior-superior, donde se llevaron a cabo procesos MASH a temperaturas de 860-980° C. Durante su ascenso y estadía en esta cámara profunda, los magmas adquirieron signaturas geoquímicas corticales típicas de los Andes Centrales, debido principalmente a asimilación cortical. Posteriormente, estos magmas ascendieron hasta una cámara superficial ubicada a 6-9 km de profundidad, donde fueron estancados bajo un magma diferenciado riodacítico más frío, viscoso y cristalino, a una temperatura de 640-720° C. El rápido ascenso produjo descompresión adiabática y exsolución de volátiles en los magmas máficos, lo que a su vez indujo gran vesicularidad en ellos. Esto, sumado a cristalización fraccionada del magma máfico en la interfaz y procesos de convección interna por calentamiento de la base de la cámara por parte del magma máfico, dieron pie a intensos mecanismos de automezcla, hibridación (mixing) y mezcla inmiscible (mingling) de magmas. El alto contraste termal entre las fases magmáticas favoreció el desarrollo de enclaves, y el estado subliquidus de estos permitió a su vez el intercambio de masas entre ambas fases magmáticas, lo que definió por una parte un magma híbrido hospedante de composición andesítica a dacítica, y por otra, la presencia enclaves también híbridos de composición andesítica basáltica. Estos procesos explican en gran parte la diversidad de texturas de desequilibrio observadas en los productos del CVQS-CVA y la coexistencia de anfíbolas de distintos tipos. La temperatura de interacción y reequilibrio entre ambas fases magmáticas fue de 720-820° C. La intrusión de magmas máficos en esta cámara superficial se dio a lo largo de la evolución del complejo en diferentes proporciones. Se ha observado además que los procesos de mezcla de magmas han continuado llevándose a cabo en los centros volcánicos recientes del ‘Gap de Pica’, como el C.V. quimsachata Norte y los Domos de Porquesa.

Geóloga / El volcán Mirador es un cono de piroclastos que se encuentra ubicado en la Zona Volcánica Sur de los Andes (ZVS) a los 40°21 30 S y a los 72°03 30 O, dentro del Grupo Volcánico Carrán-Los Venados (GVCLV). Este grupo volcánico constituye una franja de alrededor de 70 centros eruptivos, correspondiendo al mayor conjunto de centros eruptivos menores (CEM) de la ZVS. Posee una orientación N60-70°E y la mayoría de los centros eruptivos corresponden a conos de piroclastos y maares. Estos centros generalmente son de tipo monogenético, aunque tres de ellos presentan reactivaciones históricas, y por ende, han dejado de ser monogenéticos. Estos corresponden al maar Riñinahue (1907), maar Carrán (1955) y volcán Mirador (1979), cuya ubicación preferencial dentro del GVCLV (justo en la intersección de la franja de orientación N60-70°E y la ZFLO), sugiere que forman parte un caso particular dentro de todo el GVCLV. Los productos de la erupción de 1979 del volcán Mirador son de composición basáltica y andesítico-basáltica, encontrándose en el límite del campo toleítico y calco-alcalino. Los análisis petrográficos indican un gran desequilibrio en los magmas que generaron estas rocas (zonación y texturas de reabsorción en microfenocristales), mientras que los análisis químicos indican bajos contenidos de Ni, Cr y Co, que sugieren fraccionamiento de olivino, clinopiroxeno y magnetita, como proceso principal de diferenciación del magma. Este se habría originado por fusión parcial del manto astenosférico a partir de una lherzolita de espinela, debido a la influencia de fluidos provenientes de la deshidratación de la placa oceánica subductada. Diferencias petrográficas y geoquímicas con otros conos monogenéticos del GVCLV y la ZVS, muestran que los magmas del volcán Mirador poseen una mayor evolución y diferenciación. Por otro lado, la presencia de una zona altamente fracturada (intersección de dos sistemas de fallas), en vez de generar una mayor cantidad de rutas estables, podría estar generando una trampa que acumule magma en la corteza superior, generando de esta manera, un reservorio magmático somero. En este caso, la evolución magmática estaría dada por un ascenso inicial hasta el límite corteza manto, donde comienza la diferenciación en un primer reservorio magmático profundo, para posteriormente ascender a través de diques que utilizan como ruta estable la ZFLO (hasta que son capturados por las fracturas de la franja N60-70°E), donde se encuentran con un reservorio somero cortical que permitiría una mayor diferenciación magmática. La generación de un reservorio magmático en la corteza superior estaría alimentando un volcanismo de tipo poligenético en el GVCLV, el cual se estaría desarrollando, actualmente, en la zona de intersección de la ZFLO y la franja de orientación N60-70°E.

Geólogo / El objetivo de este trabajo es caracterizar y determinar el origen petrogenético de la Unidad Guanaco, que corresponde al primer registro de actividad volcánica de edad Cretácico Tardío en la Cordillera Principal de Chile central. Los afloramientos de esta unidad se encuentran expuestos en el curso superior del valle del río Tinguiririca (~34°55 S). Para el estudio de la Unidad Guanaco se realizó una campaña de 10 días de terreno, donde se levantó una columna estratigráfica esquemática y se recolectaron muestras representativas de esta unidad. Además se realizaron descripciones petrográficas y análisis químicos de elementos mayores, menores y traza en roca total, junto con 2 análisis isotópicos de Sr-Nd en rocas volcánicas. Los resultados de este estudio entregan nuevos antecedentes acerca de la evolución magmática y tectónica de los Andes durante este período. La Unidad Guanaco presenta una estratigrafía predominantemente volcánica, descrita por al menos 2.200 m de espesor compuestos por flujos de lava, tobas y brechas volcánicas, con escasas intercalaciones de depósitos sedimentarios. De acuerdo al trabajo de campo y a observaciones petrográficas, el volcanismo de la Unidad Guanaco muestra un carácter bimodal, reflejado en la ocurrencia común de lavas basalto-andesíticas de olivino, clinopiroxeno y plagioclasa, intercaladas con rocas piroclásticas de carácter ácido. Esto es consistente con los resultados geoquímicos, que muestran contenidos de SiO2 (valores anhidros) que varían entre 51 y 58% para las lavas y de 71% para la única toba analizada. También, de acuerdo a los resultados geoquímicos, todas las muestras analizadas presentan características típicas de magmas de arco, representadas por un enriquecimiento en elementos LILE sobre HFSE y una fosa Nb-Ta en los diagramas multielemento normalizados al N-MORB. Similar afinidad se observa en los diagramas de discriminación tectónica basados en elementos traza inmóviles. En términos de la composición isotópica, las muestras presentan una signatura poco radiogénica, con razones de 87Sr/86Sri entre 0,7038-0,7039 y valores de Ndi +4, lo que indica un aporte mayoritariamente juvenil con escasa contaminación cortical. Las características mencionadas sugieren que la acumulación de los depósitos de la Unidad Guanaco habría ocurrido en una cuenca de intra-arco, cuyos magmas habrían evolucionado sobre una corteza continental con un espesor no superior al actual en la región (~35-40 km). En base a su naturaleza esencialmente volcánica, la Unidad Guanaco se correlaciona en este trabajo con unidades similares de edad Cretácico Tardío-Paleoceno Temprano (Formación Lo Valle y Fm. Plan de los Yeuques) que afloran ~50-100 km al NO y SSE, respectivamente. Esta correlación implica una distribución oblicua del arco volcánico de este período respecto al margen continental actual. En conjunto con las unidades sedimentarias ubicadas al este del arco mencionado (Formación Colimapu, Grupo Malargüe), ambas franjas conformarían una configuración paleogeográfica arco-tras-arco de dirección NNO-SSE con respecto al margen continental actual. Dicha configuración podría estar ligada a una somerización del slab oceánico durante este período, provocando un corrimiento hacia el sureste del arco volcánico entre los ~34° y ~38°S. De manera alternativa, la distribución actual de los afloramientos del arco mencionado podría estar también condicionada por procesos posteriores. Durante el Oligoceno, con el desarrollo de la cuenca de Abanico, una mayor extensión hacia el sur de los 34-35°S podría explicar la distribución oblicua actual que describen estos depósitos. / Este trabajo fue financiado con el proyecto Fondecyt N° 11140012

Geólogo / El Volcán Callaqui o Complejo Fisural Callaqui (CFC) corresponde a una serie de cráteres y centros eruptivos alineados con dirección N60°E. Este se encuentra ubicado en la comuna de Alto Biobío, de la Región del Biobío y está cercano al límite argentino en la cordillera. Tanto el volcán como la zona de estudio del presente trabajo se encuentran altamente controlados por la zona de transferencia Callaqui-Copahue-Mandolegüe (CCM). Adicionalmente, se reconoce un sistema geotermal activo asociado al volcán Callaqui. El presente trabajo consiste en un estudio de las rocas en la zona cercana al CFC utilizando técnicas como DRX, SEM y microscopio óptico. También se estudiaron las manifestaciones termales cercanas a este a partir de análisis de la química e isótopos estables. En el caso de las rocas, se tomaron muestras de las quebradas cercanas al volcán Callaqui, las cuales presentan una orientación muy similar a él (N60°E). Los resultados obtenidos a partir de los fluidos termales indican que ambas manifestaciones corresponden a aguas cloruradas, con la de El Avellano clasificando como un agua volcánica y la de Trapa-Trapa como un agua madura. En el caso de los geotermómetros aplicados, la mayoría de estos indican temperaturas entre los 150-200°C para el reservorio en el caso de El Avellano y entre 60-110°C para Trapa-Trapa. Los resultados también señalan una posible mezcla de aguas. La litología primaria indica que las rocas estudiadas corresponden en su mayoría a la Formación Cura-Mallín. Por su parte, la mineralogía secundaria refleja temperaturas altas, con minerales como la epidota, la wairakita, la prehnita y la illita formándose sobre los 200°C. Esto se ve respaldado por la escasez y relativamente baja concentración de esmectita, la cual se encuentra principalmente interestratificada con illita o clorita. También son comunes minerales como la laumontita (120-220°C), la clorita (>120°C) y el cuarzo (>100°C). Esto indicaría que las rocas estudiadas formaron parte paleo-sistema hidrotermal el cual se ve beneficiado por la presencia de estructuras asociadas al CCM que facilitan la circulación de los fluidos. Finalmente, se propone una continuidad entre el sistema geotermal actual y el paleo-sistema que desarrolló la alteración observada en la Formación Cura-Mallín de la zona. De esta forma, la alteración habría comenzado cercana al Pleistoceno inferior a medio y se habría mantenido activa de manera relativamente continua durante 1-2 Ma hasta el presente.

Geólogo / Las erupciones ocurridas en el Complejo Volcánico Lonquimay de 1988-90 y en el volcán Calbuco de 2015 presentaron estilos eruptivos muy diferentes, a pesar de que emitieron magmas de similar composición (andesítica y andesitico basáltica respectivamente). La erupción del Complejo Volcánico Lonquimay fue del tipo estromboliana, con explosiones intermitentes de mediana a baja intensidad y que perduraron por más de un año, concentrando su actividad en el cono monogenético más cercano al volcán, denominado cono Navidad. La erupción del volcán Calbuco, por su parte, exhibió características de actividad subpliniana, con una columna que alcanzo alturas sobre los 15 km. Su actividad principal fue durante los dos primeros días, pero se considera terminada a las 2 semanas. En este trabajo se caracterizan los productos de ambas erupciones, por medio de un análisis petrográfico, composicional y textural, para identificar las distintas fases minerales, su abundancia, su composición y su distribución de tamaño. Los resultados obtenidos indican que los distintos comportamientos eruptivos responden principalmente a diferencias en la viscosidad y en los contenidos de volátiles de los magmas. Los magmas del volcán Calbuco son de mayor viscosidad porque su temperatura es menor y tiene un mayor contenido cristalino. Esto facilita a que el magma se comporte de manera frágil al ser deformado en el conducto por un aumento de la velocidad de ascenso y/o al alcanzar un volumen crítico de burbujas que producen que el magma sea fragmentado. La saturación de burbujas pudo haberse producido por la exsolución de un gran contenido de volátiles, ya que los magmas del volcán Calbuco tienen la capacidad de disolver un gran contenido de volátiles. Con respecto al comportamiento eruptivo del CVL, su menor explosividad se debe a la baja viscosidad de sus magmas, que permitieron que los volátiles pudiesen segregarse del magma, resultando en una erupción menos explosiva en relación a la del volcán Calbuco. Otra característica importante es que los magmas del CVL tienen una menor solubilidad y pueden arrastrar un menor porcentaje de volátiles en relación al volcán Calbuco. A pesar de esto, durante la fase inicial se produjo la fragmentación del magma y se formo una pluma eruptiva con alturas de hasta 9 km. Esta fase más explosiva de la erupción puede relacionarse a un sistema cerrado en el que los volatiles se matuvieron junto al magma hasta alcanzar un volumen crítico de burbujas y colapsar.

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Magíster en Ciencias, Mención Geofísica / Las calderas son estructuras volcánicas de radios kilométricos a deca-kilométricos, que se forman debido a erupciones cuyas magnitudes están entre de las mayores en el registro geológico. Algunas de ellas a un presentan actividad. La reactivación de estas calderas resurgentes genera uno de los peligros volcánicos más relevantes a nivel global, por lo que su estudio es fundamental para comprender su dinámica interna. La deformación de la superficie y los cambios en las mediciones de microgravedad, son algunos de los efectos típicos de esta actividad. Como esta deformación ocurre en ambientes tectono-volcánicos complejos resulta interesante poder caracterizar la posible naturaleza de dicha deformación: volcánica (movimientos de magmas), tectónica (desplazamientos de fallas) o una compleja combinación de ambas. A su vez, modelar la deformación en zonas volcánicas permitir a inferir la profundidad de los reservorios magmáticos asociados a dicha deformacióon de superficie y su relación con los sistemas de fallas que controlan las calderas. El propósito de este estudio es caracterizar la zona de deformación de la caldera Laguna del Maule que actualmente se encuentra en un proceso de alzamiento. Trabajos anteriores (2007-2008) han determinado una velocidad de deformación de 18.5 cm/año. Este trabajo permitió corroborar la continuidad de esta actividad. Se levantaron per les de gravimetr a y observaciones geod esicas de precisi on en tres campañas de terreno (2011-2012) en cuatro sectores del campo de deformaci on. A estas ultimas se agregaron observaciones geodesicas de una estacin GPS permanente del Observatorio Volcanológico de los Andes del Sur, OVDAS del SERNAGEOMIN. La máxima deformación medida fue de: 28.67 cm/año en la coordenada vertical, 11.5 cm/año en la coordenada Este y 6.1 cm/año en la coordenada Norte, con respecto a Sudamérica. Con estos resultados se realizaron dos modelos: el primero con la intención de determinar la geometría del cuerpo responsable y el segundo, un modelo de densidad con la ayuda de la gravimetría, para acotar la naturaleza de este mismo cuerpo. El modelo de la geometría de la fuente de deformación se basa en el algoritmo de McTigue (1987) y asume un semi-espacio in nito homogéneo e isótropo y obedece la ley de Hooke y consiste en tres esferas de diferentes tamaños y a diferentes profundidades. La Mayor de las esferas corresponde a la más supercial (radio de 2893 m y a una profundidad de 1344 m, desde el borde superior al nivel medio de la laguna). Con respecto al modelo de densidad, los cuerpos fueron modelados en secciones de 2.5D, definiendo una densidad de 1.71 g/cm3, para el modelo de la geometría de la fuente de la deformación. Se interpretaron los modelos como el camino del flujo de calor desde una profundidad mayor a 10 km hasta una zona de baja densidad que se expande bajo la superficie (1300 m bajo la superficie), acumulándose principalmente en el centro de la deformación.

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Geóloga / El Objetivo principal de este trabajo consiste en determinar y analizar los factores que dominan el comportamiento del penacho volcánico, asociados a columnas eruptivas débiles. Este análisis permitirá una mejor comprensión de impactos a erupciones volcánicas cuya emisión es prolongada por meses, aunque con reducida acumulación en superficie. En este estudio se trabajó con la erupción del Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle, que inició su actividad el día 4 de Junio 2011 continuando hasta fines de Marzo del 2012. La erupción se caracterizó por una fase inicial explosiva de dos a tres días, generando la mayor cantidad de depósitos piroclásticos. El resto de la erupción correspondió a un período de emisión menor, pero persistente, coetáneo con la erupción de lava de bloques. Esta erupción generó diversos daños en las zonas aledañas al volcán, desde evacuación de población, en su etapa inicial hasta interrupción de vuelos comerciales, daños en la propiedad privada y ambiental. Se trabajó con un total de 450 imágenes Satelitales MODIS a lo largo del período eruptivo, en los cuales se implementó el método BTD, con el fin de determinar zonas afectadas por la caída de ceniza, además se determinó direcciones de dispersión del penacho y se caracterizó las diferentes fases de la erupción. Adicionalmente con el método CTOP se estimaron distintas alturas de la columna a lo largo de todo el período. Finalmente, basándose en expresiones teóricas y observaciones tanto eruptivas como meteorológicas, fue posible estimar el flujo de masa a lo largo de la erupción.