Memoria (geógrafo) / El nivel de riesgo asociado a un volcán no solo depende de las características geológicas que éste presente sino también del grado de vulnerabilidad de zona en la que se encuentra emplazado. En la caracterización de la vulnerabilidad intervienen muchos factores (demográficos, económicos, sociales, etc.) pero algunos de ellos tienen mayor incidencia en el impacto de una potencial explosión volcánica. Chile posee 95 volcanes geológicamente activos y un 16.6% de su territorio se encuentra bajo amenaza volcánica. Estas áreas de amenaza se encuentran distribuidas a lo largo del territorio nacional, en donde mayoritariamente en la Zona Volcánica Sur, más específicamente entre los volcanes Planchón – Peteroa y Chaitén, se encuentran los valores más altos del ranking. Esta amenaza se percibe distintamente, a lo largo del territorio, producto de las diferencias sociales, económicas y culturales, de quienes se encuentran dentro del área de influencia de sus manifestaciones. El desarrollo de este trabajo demuestra que tanto la amenaza (peligro intrínseco impuesto por cada volcán) y el riesgo (vulnerabilidad del territorio circundante) no está uniformemente distribuida en el país y, por lo tanto, es posible identificar objetivamente las regiones, provincias, comunas y asentamientos más sensibles.

Geólogo / A partir de la observación de imágenes satelitales y de la utilización de modelos de elevación digital (ASTER GDEM con resolución de 30 m) se determinan parámetros morfométricos de edificios volcánicos (altura absoluta, volumen, área basal y de la cima, diámetros basal y de cima, pendientes promedio y máxima) y razones entre estos parámetros (razón de aspecto y entre este valor versus diámetro cima/diámetro basal) para los 6 conjuntos de volcanes definidos entre los paralelos 25º y 26º S, el meridiano 69ºW, y la frontera entre Chile y Argentina, unidades que representan la evolución del arco volcánico en la zona, en el lapso Oligoceno Holoceno. Existen diferencias morfométricas en valores de altura absoluta y volumen de los conjuntos de volcanes 3 y 4 (Mioceno medio a superior y Mioceno superior Plioceno inferior, respectivamente): mientras el Conjunto Volcánico 3 exhibe una población importante de volcanes compuestos relativamente mayores en la zona, el Conjunto Volcánico 4 presenta una población considerable de conos simples y volcanes compuestos de menor tamaño. Estas diferencias podrían tener relación con la profundidad, duración y distribución de las cámaras magmáticas en cada conjunto. Por otro lado, es posible establecer una secuencia evolutiva para las morfologías volcánicas: a partir de conos simples de <0,1 km3, se desarrollan conos de mayor tamaño (por crecimiento a través de un solo centro de emisión), volcanes compuestos (por colapsos de conos simples y volcanes compuestos, y por migraciones en los centros de emisión). Cuando los procesos migratorios en una zona particular persisten en el tiempo, ocurren complejos volcánicos, que representan la máxima evolución de las morfologías volcánicas en la zona. Las tres morfologías se observan generalmente bien preservadas en todos los conjuntos volcánicos, lo que evidencia que los colapsos volcánicos son el principal proceso de degradación de volcanes en la zona desde hace 25 Ma. Se identifican 7 edificios volcánicos en la zona con depósitos de avalanchas asociados. El origen de estos colapsos es en general mixto (volcánico y tectónico) para los volcanes colapsados, lo que implica una posible latencia de las cámaras magmáticas durante el crecimiento y destrucción de estos volcanes.

Magíster en Ciencias, Mención Geología. Geólogo / 31/12/2019

Magíster en Ciencias, Mención Geología / Geólogo / La mayor parte de los centros eruptivos menores de los Andes del sur están ubicados sobre la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), una estructura mayor (>1000 km de extensión) de rumbo NS, y cercanos a volcanes mayores: los estratovolcanes. Sin embargo, las relaciones genéticas entre estos dos tipos de volcanismo es, todavía, pobremente conocido. Esta contribución compara parámetros composicionales y condiciones de presión y temperatura pre- y syn-eruptivas entre las lavas basálticas de los Centros Eruptivos Menores Caburgua-Huelemolle (CEMCH) y la lava andesita-basáltica de la erupción de 1971 del Volcán Villarrica, ubicado a 10 km de los CEMCH. Olivinos y clinopiroxenos se encuentran como fenocristales y formando parte de cúmulos cristalinos de las lavas estudiadas. No muestran marcadas diferencias composicionales, excepto por la composición más dispersa de los clinopiroxenos. Los fenocristales de olivino comúnmente tienen inclusiones de Cr-espinelas. Los fenocristales de plagioclasas se encuentran como fenocristales de 0.7 a 2.0 mm de largo o como microlitos en una matriz sin vidrio. Dos grupos de fenocristales de plagioclasa se identificaron en la lava de 1971 basados en el tamaño de los cristales, texturas de desequilibrio y patrones de zonación. Los microlitos de plagioclasa ocupan ~ 85 % del volumen de la masa fundamental. Las temperaturas pre-eruptivas del reservorio tipo CEMCH está entre 1162 y 1165 ± 6 °C y a presiones entre 7.7 y 14.4 kbar, lo que implica la existencia de un reservorio profundo, fueron obtenidas por geotermobarometría en olivino-clinopiroxeno. Probablemente el reservorio se ubica en el límite corteza manto (10 kbar). Además se obtuvieron escalas de tiempo a partir de los patrones de zonación de los cristales de olivino a partir de condiciones inferidas de un reservorio usando MELTS. Las mínimas escalas de tiempo van entre 11.3 y 78 días y solamente pueden ser explicadas por la presencia de al menos un reservorio en la corteza superior, de otro modo el magma en ascenso se solidificaría antes de llegar a la superficie. Los máximos intervalos de tiempo de la formación de la zonación de los cristales de olivino es de 121 días, lo que representaría el máximo tiempo de residencia en el reservorio de la corteza inferior. Por otro lado, los fenocristales de la lava de 1971 del Volcán Villarrica tienen registros de dos etapas o pausas en el ascenso de magma hasta la superficie: 1,208 ±6 °C y 4.6 - 9.8 kbar (reservorio profundo) y 1,168 - 1,175 ±6 °C y ≤ 0.54 kbar (reservorio de poca profundidad). En este último, un calentamiento previo a la erupción de 1971 del Villarrica es grabado en los bordes más anortítitcos de los fenocristales de plagioclasa. Los tiempos de residencia de los CEMCH, de máximo 121 días, son mucho más cortos que aquellos calculados para el Volcán Villarrica, que sería del orden de décadas. La presencia de la ZFLO bajo los centros eruptivos menores facilitaría el ascenso de magmas y disminuiría el tiempo de residencia de los magmas en la corteza.

Geólogo / La erupción de 1971 del volcán Villarrica tuvo una duración de dos días en los cuales se produjeron dos coladas de lava que fluyeron por el Valle pedregoso y por el valle del Chaillupén, con extensiones de 6 y 14 km, respectivamente. La actividad previa estuvo marcada por desgasificación aproximada de dos meses. El flujo de lava más extenso (valle del Chaillupén) constituyó una colada de tipo Aa. Esta colada fue muestreada con la intención de establecer una relación entre la cristalización sin-posteruptiva y la desgasificación. Para este estudio se extrajeron muestras de distintos horizontes verticales y de dos lugares distintos del flujo. Uno proximal en un levee y otro distal en un frente de lava. De estas muestras se obtuvieron imágenes de piroxenos, plagioclasas y óxidos de hierro-titanio mediante un microscopio electrónico de barrido FEIQuanta 200MK2 SEM. Para la caracterización de las vesículas se utilizaron imágenes fotográficas de las muestras. Las imágenes fueron modificadas mediante el software INCA y analizadas utilizando el software JMicroVision y CSD corrections. Se encontraron CSD convexos en las fases de plagioclasa y piroxenos, no así en la de óxidos de hierro. Los BSDs presentan convexidades más pronunciadas, con poblaciones de vesículas considerablemente menoress que los CSDs. Para analizar estos CSDs se utilizaron diagramas bilogarítmicos y de función de distribución acumulada. Los diagramas de distribución de cristales utilizados permiten señalar que la distribución de plagioclasas en ambos set es fractal mientras que la de piroxeno es lognormal. En el caso de plagioclasa, las dimensiones fractales encontradas se condicen con una fuerte correlación entre las variables involucradas (log tamaño-log población) y una baja complejidad. La tasa de crecimiento utilizada entrega tiempos que se adecúan al escenario geológico ocurrido en la erupción del volcán Villarrica. Por otro lado, los BSDs permiten comprender el principal mecanismo de crecimiento de burbujas en la colada de lava, siendo este la coalescencia. Si bien las poblaciones de plagioclasa y vesículas siguen distribuciones fractales dadas por una ley potencia, no es posible establecer ninguna relación temporal significativa entre ambas, para sortear este problema se proponen dos alternativas, aumentar el tamaño de las vesículas estudiadas y disminuir el tamaño de cristales a un valor significativo, cinéticamente hablando. / Este trabajo ha sido financiado por el Centro de excelencia en geotermia de los Andes, CEGA

Magíster en Ciencias, Mención Geología. Geólogo / El Complejo Volcánico Quetrupillán consiste en un estratovolcán construido sobre una caldera de colapso y una serie de centros adventicios distribuidos principalmente en su flanco sur. Está ubicado en el centro de una cadena volcánica, entre los volcanes Villarrica y Lanín., en la Zona Volcánica Sur de los Andes. Sus productos efusivos más jóvenes están dominados por traquitas (64.6-66.2 wt% SiO2) poco cristalinas (6-14 vol% fenocristales), con abundante presencia de cúmulos cristalinos, mientras que productos más primitivos han sido encontrados en unidades más antiguas de este estratovolcán. Tendencias geoquímicas de W a E en la cadena volcánica muestra un aumento en elementos incompatibles y razones LREE/HREE, y una disminución en radios isotópicos de 143Nd/144Nd, lo que ha sido atribuido a un cambio W-E gradual en los fluidos derivados del slab o a un aumento de la contaminación del magma por el manto litosférico. El Centro eruptivo menor de Huililco es el centro más cercano al volcán Quetrupillán, con similitudes geoquímicas con las traquitas que sugieren una fuente primitiva común. Modelos de cristalización con rhyolite-MELTS y con elementos traza indican que la generación de las traquitas se produjo principalmente por un ~60 wt% de cristalización fraccionada a profundidades someras (<1 kbar), cerca de los buffer de oxígeno NNO y QFM. La saturación de H2O se alcanzó en las últimas etapas de evolución de las traquitas con temperaturas pre-eruptivas de 901-966ºC (±56ºC), calculadas con termometría de dos piroxenos. A partir de las texturas, las traquitas son interpretadas como el líquido intersticial de un mush cristalino, el cual fue extraído y acumulado previo a la erupción. Una interacción localizado de los cristales del mush con una recarga de magma más caliente es interpretado a partir de la compleja zonación de una grupo de fenocristales de plagioclasa, con evidencia de reabsorción y recrecimiento de una plagioclasa más rica en Ca, seguido de un retorno abrupto a las condiciones previas. El estancamiento del nuevo magma en el mush cristalino, seguido de fusión y recristalización localizada en la zona de estancamiento, culmina con la migración del magma hibridizado a la zona de acumulación de líquido. Esta migración pudo haber ocurrido a través de diques debido a un comportamiento frágil de la red cristalina o a través de convección y removilización dúctil de esta red. Calentamiento críptico justo previo a la erupción fue grabado por el rápido reequilibrio de los óxidos de Fe-Ti, con temperaturas calculadas de 963 a 1114ºC (±22).

Geóloga / El Complejo Volcánico Lonquimay (CVL) se encuentra en la Zona Volcánica Sur (38°). Ha estado activo principalmente durante el Holoceno, y ha generado productos esencialmente andesíticos. El CVL está compuesto por un estratovolcán principal, de un volumen cercano a los 20 km3, que se encuentra dividido en cinco unidades, donde las lavas más antiguas presentan longitudes de hasta 15 km, con morfologías de tipo aa, mientras que las coladas más jóvenes, tienen longitudes de hasta solo 3 km, y morfologías de tipo bloques. El Cordón Fisural Oriental (CFO, 10 km de largo), corresponde un sistema de fisuras ubicado en sector este del CVL, compuesto por numerosos conos piroclásticos en orientación NE. Las coladas del CFO presentan longitudes de hasta 10 km de largo, con morfologías de tipo bloques. En esta zona es donde han ocurrido las erupciones históricas del complejo. La petrografía de todas las unidades del CVL, se mantiene muy uniforme en el tiempo. Los parámetros eruptivos que controlaron la formación de estas coladas de lava no históricas fueron determinados gracias a un estudio detallado de sus morfologías, dimensiones y petrografía, obteniendo variaciones de estos valores en el tiempo a partir de mediciones y muestreos a diferentes distancias de la fuente de emisión. Esto se realizó con análisis dimensional de las coladas de lava, basado en un flujo de tipo Herschel-Bulkley, Los resultados obtenidos indican que las coladas de lava más antiguas del cono principal presentaron altas tasas eruptivas (hasta 433 m3 s-1), lo que junto al alto volumen emitido (~0,1 km3), permitieron la formación de largas coladas; estos valores habrían ido disminuyendo, a medida que se formó el estratovolcán, hasta el punto en que las últimas coladas solo alcanzan un par de kilómetros de largo, con tasas eruptivas del orden de 2 m3 s-1, y volúmenes de solo 0,01 km3. De acuerdo a las variaciones observadas, las dimensiones de las coladas estarían estrictamente ligadas a la tasa eruptiva y a los volúmenes emitidos. Estos parámetros estarían, a su vez, determinados por la presión que ejerce la masa de material acumulado sobre la cámara magmática, debido a la formación del estratovolcán: cuando mayor es el volumen del volcán, menores serán las tasas eruptivas y volúmenes generados. Por lo que luego de la superposición de las últimas unidades en el estratovolcán, los magmas habrían perdido la capacidad de ascender por el conducto principal, por lo que la actividad volcánica reciente se estaría llevando a cabo en el CFO, por las facilidades que presenta el sistema de fallas.

Geóloga / El presente trabajo de título tiene por objetivo la estimación de la concentración y flujos de dióxido de azufre (SO2) en penachos volcánicos. En particular, se ha utilizado la cámara ultravioleta Envicam-2, la cual posee filtros que permiten el paso de radiación UV en las longitudes de onda de interés. Mediante la aplicación de la ley de Lambert-Beer, se determina si existe absorción de radiación asociada a la presencia de SO2 para posteriormente cuantificar la concentración mediante celdas de calibración apropiadas. Finalmente, utilizando la velocidad del viento como una aproximación al movimiento del penacho, se estima la emisión de SO2 a la atmósfera a través de flujos. En este trabajo se expone la creación y aplicación de una metodología para el uso de la cámara ultravioleta Envicam-2 y la posterior obtención de concentraciones y flujos de SO2 en volcanes que presentan desgasificación pasiva. En este caso, se realizaron mediciones en los volcanes Láscar, Ollagüe e Irruputuncu, ubicados en el norte de Chile, bajo condiciones meteorológicas óptimas. La cámara permite una adquisición de imágenes en forma relativamente simple y expedita. Utiliza como fuente la radiación solar y puede ser utilizada hasta distancias de unos 10 km del centro de emisión. Los resultados indican concentraciones dentro de los rangos esperados para los tres volcanes, en general entre los 400 a 1700 ppm m. En el caso del volcán Láscar, se obtuvo flujos de SO2 entre 250 a 500 ton/día aproximadamente para una misma imagen del penacho. En particular, la velocidad del viento se determinó a partir del escalamiento de las propias imágenes y son concordantes con datos extraídos de modelos numéricos regionales, así como con la información meteorológica del centro astronómico ALMA, ubicado a unos 40 km al norte del volcán. Este trabajo abre la puerta a futuros desafíos relacionados con la detección remota de gases volcánicos. En particular, la evolución en el tiempo de la emisión de SO2 en volcanes activos puede convertirse en una poderosa herramienta de monitoreo.

Geóloga / Se ha postulado desde hace varios años que la subducción de la Dorsal de Juan Fernández influye en los cambios magmáticos y tectónicos ocurridos durante el Neógeno en la región chilena de bajo ángulo de subducción (flat slab). Esta dorsal asísmica, definida por una cadena lineal de domos volcánicos desigualmente distribuidos, creados por actividad magmática relacionada a hot spot, subducta bajo el margen a latitud de ∼32-33°S, tras un período de migración desde la latitud del Codo de Arica, por lo menos desde el Mioceno temprano. La trayectoria pasada de la Dorsal de Juan Fernández ha sido reconstruida a partir de vectores de movimiento de placas, utilizando esta reconstrucción se puede estimar el intervalo de tiempo en que la dorsal en subducción estuvo localizada bajo el arco volcánico. La reconstrucción indica una rápida migración hacia el sur del punto de colisión a lo largo de 1400 km del margen, hasta alrededor de 30°S de latitud, a una tasa de ~20 cm/año. Desde allí hasta el presente el punto de colisión ha migrado a una tasa significativamente menor de 3,5 cm/año a lo largo de 275 km del margen. En este trabajo se hace un análisis de datos de geoquímica recopilados de la literatura, que abarcan el tramo del margen donde ocurre la migración de la Dorsal de Juan Fernández. Estos datos entregan concentraciones de elementos incompatibles, (Rb, Cs, Th, U), variaciones de razones de elementos traza: Ba/La (18-56), Th/La (0,25-0,9), Ba/Ta (650-2000), La/Ta (30-60); tierras raras: (La/Sm)N (3,5- 7,0); razones de 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, e isótopos de Pb que indicarían un aumento en la incorporación de materiales corticales a la cuña astenosférica, participación de fluidos acuosos, subducción de sedimentos y enriquecimiento de la fuente. De igual modo se evidencian trazas de una señal de tipo adakítico a lo largo del segmento de migración que aumenta en intensidad hacia el sur, donde la dorsal comienza su avance más lento. En varios casos a lo largo de la zona de estudio se evidencia un carácter transitorio en los efectos, que coincidiría con la migración del locus de subducción de la dorsal a lo largo del margen chileno. Estas variaciones se atribuyen a una tasa acelerada de erosión tectónica por subducción, asociada a la subducción de los montes submarinos que constituyen la dorsal, así como a un efecto de hidratación pervasiva de la losa oceánica en la vecindad de ésta, al aporte de los montes submarinos y posiblemente a un efecto de subhorizontalización de la losa, producido por la flotabilidad positiva de la dorsal y el ángulo formado por su rumbo con respecto a la dirección de convergencia de placas a lo largo de su migración.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / El volcán Isluga (19°09'S, 68°50'W) es un volcán compuesto que se localiza en el límite entre la Cordillera Occidental y el Altiplano de la Región de Tarapacá, Chile, cercano al límite fronterizo con Bolivia. El origen de este centro eruptivo está determinado por la subducción de la Placa Nazca bajo la Placa Sudamericana y pertenece al segmento volcánico conocido como Zona Volcánica Central (ZVC: 16-28°S), donde la signatura geoquímica es particular debida al espesor cortical anómalo. El objetivo de este estudio es determinar la evolución geológica y magmática del volcán Isluga, mediante análisis geológicos de terreno, geoquímicos y petrológicos de las muestras de colada de lava y de depósitos piroclásticos, además de dataciones radiométricas 40Ar/39Ar en muestras de rocas seleccionadas. La geología local consiste en cuatro fases que evolucionaron desde aproximadamente 1,7 Ma con una actividad predominantemente efusiva y relativamente monótona. La actividad eruptiva se inició con la etapa Isluga 1 que se destaca por generar las coladas de lava de mayor longitud, con flujos de tipo simple. Esta unidad se extiende hasta ca. 0,5 Ma. La unidad Isluga 2 se desarrolló en el período de 0,5 hasta 0,1 Ma. El volumen de esta unidad y la longitud de sus coladas de lava son inferiores en comparación con la unidad anterior. Seguidamente, la unidad Isluga 3 se desarrolló entre los 0,1-0,05 Ma, y contiene flujos de lava de aun menor longitud y morfología de tipo compuesto. Por último, la unidad Isluga 4 se desarrolló hasta el Holoceno, generando depósitos piroclásticos de caída en la cima del edificio y flujos piroclásticos y lahares en las quebradas que rodean al volcán. Las muestras de rocas de las distintas unidades corresponden a andesitas y dacitas con un contenido de SiO2 variable entre 57 -65% en peso y se caracterizan por presentar una asociación mineral de plagioclasa, clinopiroxeno, ortopiroxeno, anfíbola, óxidos de hierro y titanio y/o biotita. Asimismo, se destaca la presencia de texturas de desequilibrio en la mineralogía principal. Mediante el modelado geoquímico se determinó que el origen de los magmas del volcán Isluga corresponde a una fuente profunda con presencia de granate residual. Esta signatura se desarrolla en el límite de la corteza inferior, donde se llevan a cabo procesos de tipo MASH. Se realizó una modelación geoquímica para cristalización en equilibrio, con el fin de conocer su papel en la creación de la suite volcánica del Isluga, el cual coincide con las tendencias geoquímicas del volcán Isluga y genera una asociación mineral similar. Mediante el análisis SEM se realizaron las primeras estimaciones sobre las condiciones de presión y temperatura en la que los magmas del volcán Isluga evolucionaron, mediante geotermobarómetros en piroxeno-líquido, dos piroxenos y óxidos de Fe-Ti. Los resultados indican temperaturas de 912°C hasta 1228°C y presiones variables desde 1,5 kbar hasta 7,5 kbar. Se concluye que los magmas que generaron los depósitos del volcán Isluga son de origen polibárico provenientes desde la corteza inferior con magmas basálticos con granate residual y procesos tipo MASH hasta reservorios de nivel medio donde la mayoría de los minerales cristalizan y se equilibran entre los 15 y 10 km. Por ultimo a 5-4 km de profundidad se cristalizan las fases más someras como la anfíbola donde se producen procesos de auto-convección y/o mezcla de magmas. Este sistema magmático se caracteriza por ser de bajas tasas eruptivas y bajo aporte magmático de la fuente, estableciendo reservorios magmáticos de larga vida.