Memoria para optar al título de Geólogo / Entre los grandes desafíos de la volcanología moderna y la evaluación de peligros volcánicos existen preguntas que apuntan a responder por qué los volcanes cambian su estilo eruptivo y cómo lo hacen. Es sumamente importante conocer los diferentes estilos eruptivos que puede presentar un volcán y de esta forma constreñir su historia eruptiva para estar preparados ante posibles escenarios futuros. En este estudio se analizan los depósitos piroclásticos de la unidad Las Nieblas que corresponde a la erupción más reciente del Complejo Volcánico Laguna del Maule, ubicado a 140 km al SE de Talca. Mediante trabajo de terreno y análisis de laboratorio se determinaron relaciones estratigráficas y se estimó el volumen de los depósitos. También se estimaron las características físicas de los piroclastos, tales como distribuciones de tamaño de grano, densidad, porosidad, conectividad, permeabilidad y contenidos de cristales y vesículas, para poder estudiar los mecanismos de desgasificación. Además, se realizaron análisis de microscopía óptica y electrónico de barrido (SEM) para poder tener una petrografía detallada y constreñir las diferentes distribuciones de tamaño de vesículas mediante diagramas texturales a partir de segmentación de imágenes binarias. Se obtuvo un volumen estimado del flujo piroclástico de 0.06 km3, con una distribución de tamaño de grano principalmente unimodal. Los piroclastos presentan una densidad de 0.36 1.46 [g/cm3] (flujo piroclástico) y de 0.51 1.94 [g/cm3] (depósito de caída), una conectividad de 20 - 80% y una porosidad de 45 a 95 %, con una permeabilidad aparente (ka) de 10-12 10-11 [m2]. También se obtuvo una cristalinidad del 5 10 % y una vesicularidad de un 34 38 %. Los análisis de distribución de tamaño de burbujas arrojaron una tendencia tipo Power Law entre 10-3 105 [mm]. Se propone que el ciclo eruptivo de la erupción Las Nieblas ocurrió de una manera similar a la ocurrida en el volcán Chaitén y el complejo volcánico Puyehue Cordón Caulle, en que la erupción comienza con una etapa explosiva de corta duración, seguida por un cambio de estilo eruptivo a una etapa efusiva de mayor duración. Finalmente se propone que la que la transición explosiva-efusiva fue controlada por el colapso de las burbujas durante la erupción, dado que a porosidad constante ocurre un decrecimiento de la conectividad. Además, la coalescencia de burbujas y el aumento de permeabilidad pudieron ocurrir en pequeñas escalas de tiempo (minutos a horas) dependiendo de la viscosidad del magma, la que se ve fuertemente afectada por la temperatura una vez abierto el conducto. / Centro de excelencia en Geotermía de los Andes (CEGA), PROYECTO fondao N° 15090013, La Red Nacional de Vigilancia Volcánica (RNVV) del Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN) y la Universidad de Bristol

Memoria para optar al título de Geóloga / El presente trabajo tiene como objetivo la estimación de flujo de dióxido de azufre en penachos volcánicos mediante una cámara infrarroja. Nicair 1. Es posible medir el SO2 debido al alto contraste que tiene este gas en penachos volcánicos y la atmósfera circundante y la alta señal que posee el SO2 en el espectro centrado en los 8.6µm donde el vapor de agua es débil. La cámara infrarroja captó la señal recibida al fotografíar los penachos volcánicos y mediante el procesamiento de las imágenes según la metodología presentada en este trabajo, se obtuvieron las concentraciones lineales de SO2 (ppmm), las que junto a la estimación de la velocidad de desplazamiento, se integraron según transectas perpendiculares al desplazamiento del penacho para obtener las tasas de emisión (toneladas día-1). Se estimaron concentraciones lineales de SO2 en los volcanes Irruputuncu, Ollagüe y Láscar y solo en este último se calcularon las tasas de emisión en las cercanías al cráter (400 m de altura). Los resultados obtenidos indican emisiones inferiores a las 140 ton/día las que son coherentes con un estratovolcán en estado de quiescencia y la ausencia de cuerpo magmático superficial. Se propone profundizar en las aplicaciones de la cámara infrarroja, considerando que es un instrumento portable. Específicamente estimar tasas de emisión de SO2 en periodos más prolongados y estudiar las emisiones nocturnas. / Centro de Excelencia en Geotermia de Los Andes

Doctor en Ciencias, Mención Geología / La Dorsal de Juan Fernández (JFR) es una cadena volcánica (~ 800 km) de intraplaca emplazada sobre la Placa de Nazca en el Pacífico SE alejada de márgenes activos. Mediante datos de geoquímica (roca total y mineral), isotópicos (Sr-Nd-Pb) y geocronológicos (40Ar/39Ar) se busca comprender los procesos petrogenéticos implicados en la generación del volcanismo y en la evolución magmática de JFR. Se determina que los 4 edificios volcánicos más volumétricos de JFR: O Higgins (~ 9.26 8.41 Ma), Alpha (~ 4.63 4.58 Ma), Robinson Crusoe (~ 4.10 3.40 Ma) y Alejandro Selkirk (~ 0.94 0.83 Ma); satisfacen una progresión de edades más joven hacia el W coherente con la teoría de plumas mantélicas. La fase de construcción del escudo representa casi la totalidad del volumen de los edificios estudiados, se compone principalmente de basaltos con signatura geoquímica (e.g., alto contenido de TiO2, alto FC3MS y anomalía TITAN) e isotópica (FOZO-A con participación adicional de DM) que sugiere la presencia de piroxenita (formada a partir de corteza oceánica reciclada) como heterogeneidad en una fuente mantélica peridotítica. Dicha presencia es confirmada mediante un modelo petrogénetico para la pluma que indica una baja temperatura potencial (rango de 1290 1322 °C para Robinson Crusoe vs. 1312 1362 °C en Alejandro Selkirk), presión de término de fusión (2.34 2.54 vs. 2.24 2.52 GPa) probablemente relacionado al límite litósfera-astenosfera, y una similar participación en el melt final de fundidos provenientes de piroxenita (38.6 56.4 vs. 35.8 55.6 wt%) pese a su baja presencia en la pluma (4 8 vs. 6 12 wt%). Las variaciones composicionales internas se explican por fraccionamiento de olivino + clinopiroxeno ± plagioclasa, mezcla y/o recarga magmática y acumulación de cristales de olivino en una cámara magmática somera (~ 1 a 3 kbar) donde la temperatura de los magmas puede descender hasta 1156 1181 °C, y las variaciones entre volcanes se explica por variaciones temporales en la temperatura potencial y tasa de fusión parcial de la pluma mantélica. O Higgins y Robinson Crusoe también muestran una fase de volcanismo rejuvenecido formada por coladas de lava basanítica eruptadas tras un periodo de inactividad máximo de ~ 0.25 Ma en O Higgins, y ~ 1.73 Ma en Robinson Crusoe. Su mayor enriquecimiento geoquímico y signatura isotópica relativamente similar al escudo confirman que también se origina a partir de una pluma mantélica, pero posiblemente con sutiles variaciones en la proporción de sus constituyentes (peridotita y piroxenita), temperatura y grado de fusión parcial (ambas menores a la etapa de escudo). Estos magmas ascienden de manera directa (> 1300 °C), capturando xenocristales, con cristalización polibárica y poca diferenciación, ya que solo algunas son almacenadas por breves periodos en pequeños reservorios someros (a ~ 1256 1295 °C).

Geólogo / El Volcán Azufre es uno de los estratovolcanes que componen la Zona Volcánica Central de Los Andes, perteneciendo en particular al borde occidental del Altiplano Puna Volcanic Complex (APVC). Esta región ubicada en el Altiplano Puna Plateau (APP), alrededor del punto trifinio entre Chile, Argentina y Bolivia, se caracteriza por un volcanismo ácido que se alimenta desde el Altiplano Puna Magma Body (APMB). El Volcán Azufre se encuentra en una cadena volcánica de orientación NW-SE, compuesta además por el Volcán Aguilucho y el Volcán Apacheta. Dicha cadena, que también incluye los domos dacíticos Chanca, Chac Inca y Pabellón, se sitúa sobre una zona estructural extensiva denominada Graben de Inacaliri. El Volcán Azufre, que se compone de 61,98 km3 de lavas tipo bloque depositadas en un área de 161,9 km2, evolucionó sobre un basamento ignimbrítico por medio de cuatro etapas eruptivas, las cuales se desarrollan desde el Pleistoceno Medio (ca. 1,5 Ma) hasta el Pleistoceno Superior (ca. 80 ka). Petrográficamente las lavas del Azufre, que son portadoras de enclaves de coloración gris oscura y textura afanítica, corresponden a andesita de piroxeno, andesita de hornblenda y andesita de biotita. Geoquímicamente lavas del volcán poseen la signatura calcoalcalina de alto K propia de este sector del APVC; presentando una composición variable entre andesita y dacita, con una concentración de SiO2 entre el 61% y el 67,5%. Adicionalmente a partir de la geoquímica, se distinguen dos trends de evolución para las coladas del Volcán Azufre. Así las lavas de las etapas eruptivas I y III se encuentran concentradas en Ca, Al, Na y Sr, y empobrecidas en K, Fe, Mg y Ti; mientras que las lavas de las etapas eruptivas II y IV presentan un mayor porcentaje de K, Fe, Mg y Ti, y un empobrecimiento en Ca, Al, Na y Sr. Junto a lo anterior, la evolución del Volcán Azufre también incluye el emplazamiento de dos domos dacíticos (Chanka y Chac Inca), la génesis de depósitos morrénicos y la de una alteración hidrotermal. En el dominio de la alteración, que se generó por fluidos ácidos con pH≈ 2-3 tal como lo indica la presencia de alunita, se identificó la presencia de vents hidrotermales. Para estos vents se postula que su formación fue relativamente reciente (ca. 10 ka), y en particular posterior a los eventos de glaciación ocurridos en el APP hace ca. 20 ka.

Geólogo / Los centros eruptivos menores holocenos del sector de Cayutué (Centro Eruptivo Pichilaguna, Centro Eruptivo Cayutué y Centro Eruptivo Cabeza de Vaca) están ubicados entre el brazo sur del Lago Todos los Santos y la bahía de Ralún (41°10-20 S, 72°16 O). Sus productos son de composición basáltica a andesítico-basáltica y de afinidad calco-alcalina, exhibiendo significativas diferencias en términos de elementos mayores y traza, a pesar de su acotada distribución espacial. Lo anterior es expuesto, en el presente trabajo, gracias a un muestreo de alta resolución nunca antes realizado en el área. El análisis geoquímico, en roca total, de elementos mayores y traza, revela que la variabilidad geoquímica, a escala de estos centros eruptivos, se podría explicar por magmas generados desde una fuente variablemente metasomatizada, donde un mayor input de fluidos, aportados por la deshidratación del slab subductado, causaría mayores grados de fusión parcial y centros de mayor volumen en superficie. La fusión comenzaría en el manto, dentro del campo de estabilidad de la espinela (<80 km), donde una lherzolita, con un bajo contenido de anfíbola (1%), generaría distintos magmas debido a diferentes grados de fusión parcial (3,8-5,9%). Después de la generación de los fundidos, pequeños tiempos de residencia se producirían en la parte baja de la corteza, donde solo el olivino presentaría fraccionamiento. El ascenso posterior en la corteza sería más rápido y estaría asociado a la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui, la cual causaría un mínimo efecto en la asimilación cortical y la cristalización fraccionada de minerales de más baja temperatura. Dicho ascenso ocurriría mediante diques, los cuales permiten que los fundidos, provenientes de distintos sectores del manto, no tengan la posibilidad de homogeneizarse en una cámara magmática común, y así conserven las diferencias geoquímicas observadas en los elementos mayores y trazas. Los centros eruptivos menores, a diferencia de lo que se pensaba anteriormente, no fueron generados de manera simultánea, en breves periodos de tiempo dentro del Holoceno (años). En efecto, las evidencias morfológicas y cronológicas sugieren que algunos centros fueron gestados cerca del comienzo de dicho periodo (Pichilaguna), simultáneo al incipiente llenado del lago Todos los Santos, y otros, comenzaron su actividad eruptiva hace no más de 450 años atrás (Cabeza de Vaca). Para el Centro Eruptivo Cayutué, la actividad parece haber comenzado previo al último ascenso del lago Todos los Santos (11-4 ka) y cesó hace aproximadamente 1220 años, con anterioridad a esa edad, en la porción norte, y más tarde, por el sur. Evidencias, geoquímicas y vulcanológicas, muestran que las erupciones asociadas a la formación y desarrollo de los centros eruptivos menores serían composicionalmente poligenéticas; esto pone en tela de juicio el concepto de monogenético, que aparentemente, solo sería aplicable al considerar los centros eruptivos dentro de una larga escala de tiempo geológico.