Memoria para optar al título de Geógrafo / El Volcán Llaima, por su pasado eruptivo, se perfila como uno de los volcanes más peligrosos a nivel nacional (SILVA, 2011), donde los efectos de sus erupciones recientes han dejado en evidencia el grado de preparación con el cual se actúa frente a estos eventos. Esta investigación estudia los avances que se han materializado respecto a la Gestión del Riesgo Volcánico (GRV), considerando lo acontecido en las erupciones de 1994 y 2007- 2009. Para ello, en primer lugar, se analiza los niveles de riesgo de la población, mediante el estudio de la Amenaza Volcánica, Vulnerabilidad y Exposición en cada evento. En segundo lugar, se examina la Gestión del Riesgo, mediante el análisis de actores y revisión de las medidas implementadas antes, durante y posterior a cada erupción. Los resultados obtenidos señalan que los niveles de riesgo se explican por el emplazamiento de la población en sectores de alta peligrosidad, condición que se acentúa con el aumento de la vulnerabilidad social, además de la falta de servicios, equipamiento y baja conectividad. Si bien el desarrollo de los estudios volcanológicos en el área de estudio muestra una clara evolución en la comprensión de esta amenaza, sigue primando el entendimiento del fenómeno físico por sobre la vulnerabilidad. Sobre la Gestión, el carácter centralista, reaccionario y poco inclusivo de ésta se hace evidente. Sin embargo, de los avances en la coordinación, las instituciones involucradas declaran avanzar por la senda de la Gestión del Riesgo”, realmente se han producido avances en la Gestión de la Emergencia.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / El volcán Melimoyu es un estratovolcán con actividad eruptiva histórica desconocida. Sin embargo, a lo largo de la Carretera Austral y rutas aledañas se observan depósitos de caída asociados a este centro, que evidencian al menos dos erupciones explosivas de importante magnitud ocurridas durante el Holoceno tardío. El depósito más antiguo, datado en ca. 2,8 cal ka AP y conocido en la literatura como MEL1, aparece zonado composicionalmente con piroclastos pumíceos de composición dacítica (64.3-65.4% SiO2) predominantemente en la porción inferior-media gradando abruptamente a piroclastos escoriáceos de composición basáltica (49.3-50.4% SiO2) en la porción superior. En contraste, el depósito más reciente, conocido como MEL2, y datado en ca. 1,6 cal ka AP, presenta una composición andesítica (59.5-61.3% SiO2). En este trabajo se analizaron depósitos en los alrededores del volcán a más de 20 km del origen. En su mayoría corresponden a la estratigrafía antes descrita, sin embargo, depósitos reconocidos en el sector oeste del volcán son macroscópica y texturalmente diferentes. Algunos fueron asignados al evento MEL2 sobre la base de análisis químicos en el material juvenil, o bien mediante dataciones radiocarbono en paleosuelos subyacentes. Para cada uno de los depósitos identificados se midió espesores y clastos mayores. La compilación de esta información permitió obtener volúmenes no-DRE de ~ 2,6 km3 para MEL1 y ~ 1,6 km3 para MEL2. Por otra parte, las alturas de columna obtenidas fueron aproximadamente 30-35 km para MEL1 y 25-30 km para MEL2. En cuanto a la dispersión atmosférica, esta sería E-SE para MEL1, mientras que MEL2 presenta una dispersión principalmente E. Producto del estudio químico y petrográfico de los piroclastos de MEL1 se reconoció que el reservorio dacítico se habría encontrado a profundidades moderadamente someras de ~ 2 kbar (7 km), donde los cristales, principalmente de plagioclasas y anfíbolas, se habrían formado sin perturbaciones importantes. En contraste, los productos escoriáceos sugieren una inyección de composición basáltica desde profundidades mayores, durante un período relativamente corto, que habría sido el gatillante de la erupción. La composición andesítica de MEL2 puede ser explicada mediante una mezcla de las composiciones dacíticas y basálticas respectivamente de MEL1, y posterior proceso de cristalización fraccionada. Los piroclastos andesíticos de MEL2 no muestran evidencia de recarga de magma, no obstante, se sugiere que procesos de cristalización y saturación de volátiles podrían ser los gatillantes de esta erupción.

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.

Memoria para optar al título de Geóloga / El siguiente trabajo se enfoca en el estudio de dos centros eruptivos freatomagmáticos, denominados con los nombres de Michacollo y Lliza, ubicados en los Andes Centrales de la XV Región de Arica y Parinacota. El objetivo principal es analizar los procesos asociados al volcanismo freatomagmático del Mioceno Superior que dieron origen a los centro eruptivos antes mencionados, permitiendo así determinar la evolución de sus ciclos eruptivos. Para cumplir con el objetivo se llevaron a cabo estudios estratigráficos, de componentes y petrográficos a depósitos pertenecientes a ambos centros. Así fue posible definir facies, unidades de flujo y unidades propiamente tal para cada maar. Del estudio se pudo concluir que los depósitos pertenecientes a Michacollo corresponden a facies inicialmente localizadas al interior del maar, donde el magma participante era de composición dacítica. Michacollo fue formado por cuatro etapas eruptivas, siendo estas de características netamente freatomagmáticas, donde la proporción de agua/magma varía a lo largo de la formación del depósito. Se pudo concluir además, que el agua participante sería netamente subterránea. Del estudio de Lliza, se pudo concluir que los depósitos corresponden a los anillos de tefra que rodean al cráter del maar y que el magma participante fue de características andesito-basálticas. Se definieron dos etapas de evolución, la primera de características netamente freatomagmáticas y la siguiente de características magmáticas, la cual dio origen a la formación de un cono de escorias. Al igual que en Michacollo, el agua participante en la erupción fue netamente subterránea.

Geólogo / Entre los 39° y 41,5°S, en la Zona Volcánica Sur, coexisten dos estilos de volcanismo: el poligenético, que da origen a estratovolcanes, y el monogenético, que configura campos volcánicos distribuidos. El objetivo de esta memoria es estudiar el volcanismo monogenético del Grupo Volcánico Carrán-Los Venados (GVCLV), evaluando los factores que controlarían el estilo del volcanismo, en contraste al volcanismo poligenético del contiguo Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle (CVPCC). Para hacer esto se utilizaron métodos estadísticos y un enfoque cuantitativo. El Grupo Volcánico Carrán-Los Venados (GVCLV) tiene las características típicas de un campo volcánico distribuido: está compuesto por alrededor de 70 pequeños conos de piroclastos y maares, alineados en una franja de rumbo N60-70°E, casi todos monogenéticos, emplazados en la intersección de la ZFLO (N10°E) y la falla Futrono (N130°E). Su composición química es basáltica y andesitica basáltica. Los factores que se evaluaron son (1) el estado de stress de la corteza, inferido a partir del estudio estadístico de la distribución de los centros eruptivos menores (CEM), (2) el origen y evolución de las magmas del GVCLV, y su relación con las estructuras presentes en la zona, a través del estudio de sus características químicas y de su distribución en la zona de estudio, y (3) la posible existencia de una cámara magmática somera, utilizando los resultados de un modelo de balance de entalpía. El estudio estadístico de la distribución de los CEM confirma que éstos se alinean en una franja N67°E. Se infiere que esta zona está sometida a extensión, y se sugiere que en la corteza superior el ascenso de los magmas está controlado por un sistema de fracturas tensionales de rumbo NE. El estudio geoquímico del GVCLV sugiere para sus magmas un origen de manto astenosférico sin granate, cuyos magmas evolucionan principalmente por cristalización fraccionada de olivino y clinopiroxeno. Además, los magmas más primitivos se encuentran en los CEM emplazados sobre la ZFLO. Por último, la tasa de suministro magmático se estimó insuficiente para que se genere una cámara magmática somera asociada al GVCLV, según un modelo de balance de entalpía. En conjunto, estos resultados permiten proponer un modelo del sistema magmático del GVCLV. Los basaltos primitivos ascenderían hasta el límite corteza-manto, en donde evolucionarían siguiendo trayectorias particulares de diferenciación. Luego, pequeños pulsos de magma ascenderían desde la corteza inferior a través de diques que aprovechan la ZFLO, y que en la corteza superior son capturados por un sistema de fracturas tensionales de rumbo N60-70°E, permitiendo el ascenso hasta la superficie. Según la 'Teoría de Interacción de Fracturas', los pequeños volúmenes de magma y el contexto extensional impiden que se forme un conducto estable de ascenso de magma, produciendo volcanismo monogenético. Por otro lado, el contexto compresivo y la existencia de una cámara magmática asociada generarían el volcanismo poligenético en el CVPCC. Se propone que la coexistencia de volcanismo monogenético y poligenético en la ZVS se explica por la conjugación de dos factores: la tasa de suministro de magma y la interacción de la arquitectura cortical con el campo de stress imperante.

Geólogo / El aumento anual entre un 6% y un 7% del consumo eléctrico del país, y la aprobación de la Ley 20.257- de fomento de las energías renovables- ha provocado en los últimos años, una importante búsqueda de fuentes energéticas para la generación eléctrica del país. Especialmente en el área de las energías renovables, donde la geotermia es una de las opciones más viables, debido a las características físicas de nuestro territorio, donde éste tipo de tecnología se caracteriza por tener energía limpia y confiable, la cual no depende de las fluctuaciones climáticas diarias o estacionales. La Formación Cura-Mallín y Trapa-Trapa de edad Oligocena-Miocena Media, es el relleno de la cuenca intra-arco extensional de Cura-Mallín. La inversión de la cuenca de Cura-Mallín del Mioceno-Medio, que alzo la Cordillera Principal en estas latitudes, ha generado falla inversa, pliegues sinclinales y anticlinales, los cuales son estructuras aptas para la recarga y acumulación del sistema geotermal. El volcán Sierra Velluda de 3.585 metros de altura, es inactivo y estable, el cual es la principal fuente de calor de las aguas termales entre este volcán y el río Queuco. Esta zona se compone de las termas de Aillín, Quillaquín, Ceniciento y Nitrao. Las termas de Aillin se ubican más cercanas al volcán Sierra Velluda, cuyas aguas son del tipo Na-Cl-Ca y se ubican en el outflow cercano al upflow del sistema geotermal. La temperatura estimada en sub-superficie de estas termas de 108-163°C. Las termas de Quillaquín son Na-Cl, y sus aguas emergen sobre granito de edad miocena. Las cuales se ubican en el outflow del sistema geotermal, con temperaturas en sub-superficie de 63-113°C. Para las aguas termales de Ceniciento de tipos Na-HCO3-Cl, ubicadas en la zona de transición del outflow y la periferia del sistema geotermal, se estimaron temperaturas en sub-superficie de 54-101°C. Las aguas termales de Nitrao son del tipo Na-HCO3, se encuentran localizadas en la zona más distal del sistema geotermal, en donde las temperaturas en sub-superficie fueron estimadas de 57-90°C. Los modelos de mezcla evidencian que las aguas termales de la zona exceptuando a las Termas de Nitrao, presentan mezcla con aguas superficiales.

Geólogo / El Complejo Volcánico Lonquimay (CVL; 38°22 S y 71°35 W), ubicado en los Andes del sur de Chile, Región de la Araucanía, es un complejo volcánico edificado principalmente durante el Holoceno. Sus productos eruptivos son de composición principalmente andesítico-basáltica y han sido generados tanto efusiva como explosivamente. En las unidad de depósitos piroclásticos del CVL existen tres depósitos de tefra que se formaron entre los 4.800 y 3.100 años AP y se han denominado, de más antiguo a más nuevo, depósito piroclástico de caída La Negra (DCLN), Pewenkura (DCPK) y Manto Amarillo (DCMA). El DCLN está formado principalmente por escorias negras de superficie rugosa y presenta hasta dos intercalaciones de ceniza fina de unos 3 cm en promedio en las facies proximales. El DCPK está formado por pómez de color rosado grisáceo de vesículas grandes, del orden de centímetros, y presenta un nivel basal discontinuo de grandes bombas pumíceas de hasta 20 cm de diámetro. El DCMA está formado por pómez de color amarillo crema y presenta un espesor típicamente entre los 16 - 20 cm. Los tres depósitos estudiados están depositados hacia el E del centro eruptivo donde hoy se encuentra el pueblo de Lonquimay, lo cual implica un riesgo para la comunidad ante futuras erupciones. La altura máxima de sus columnas eruptivas están entre los 19 y 23 km y sus volúmenes van desde los 0,1 a los 0,3 km3 como mínimo. Las erupciones asociadas a los depósitos estudiados han sido clasificadas como moderadas a grandes, de características subplinianas a plinianas y con IEV s de 4. Las erupciones fueron de origen magmático y evidencias de mezcla de magmas en el DCPK sugieren que éste podría haber sido un proceso desencadenados de las erupciones.

Geóloga / Los centros eruptivos Cerro Volcán, Cerro La Quebrada, Volcán Tatio y Cerro La Torta, presentan litologías correspondientes a andesitas de anfíbola, andesitas de piroxeno y riolítas de anfíbola y biotita, calcoalcalinas de alto K, y se edifican por sobre los 4000 m.s.n.m. al sureste del campo geotermal del Tatio, en la Zona Volcánica Central (ZVC), Andes. La evolución de ellos toma lugar en el Pleistoceno Inferior-Superior, con una actividad predominantemente efusiva y litología caracterizada por: (1) gran proporción de fenocristales (20-45%); (2) rango composicional amplio (58-70%SiO2); y (3) variadas texturas de desequilibrio. La actividad eruptiva comienza a los ca. 2,12 Ma con la emisión del domo riotítico que hoy constituye el Cerro La Torta. Posteriormente, a los ca, 1,33 Ma, se dio la erupción de flujos andesíticos que constituyen los centros Volcán Tatio, Cerros Del Tatio y Cerro La Quebrada, en una cadena orientada NE-SW. Finalmente, la emisión de flujos andesíticos a los ca. 0,47 Ma edifica lo que corresponde a Cerro Volcán. En los pies del flanco oeste de este centro, es donde hoy se desarrolla la actividad geotermal de los Géiseres del Tatio. El volcanismo en la zona de estudio se caracteriza, en este periodo, por su migración hacia el norte. Los diferentes lineamientos en los centros, NE-SW y NS, sugieren un fuerte control estructural, lo que favorece el ascenso de magma a través de debilidades preexistentes en la corteza superior. La actividad de las erupciones es efusiva, debido a la falta de depósitos piroclásticos y escarpes de colapso asociados, aunque no se descarta la posibilidad de eventos de baja explosividad con depósitos piroclásticos cubiertos por sucesivas erupciones efusivas, o depósitos erosionados por acción glaciar. Los magmas que originaron las rocas de los centros estudiados ocurren a partir de una fuente con presencia de plagioclasa, anfíbola y ± clinopiroxeno, en lo que se cree una fuente somera con respecto a lo observado por otros autores en rocas volcánicas recientes de la ZVC, en donde se infiere una fuente profunda de alta presión con granate residual presente. Esto difiere con la implicancia general de que los magmas generados en un arco continental con una corteza engrosada debieran poseer una fuerte signatura de granate. Se sugieren reservorios someros para Cerro La Torta y Cerro Volcán, en donde se dio la cristalización de anfíbolas a temperatura, presión, % de H2O y fO2 de 835°C, 135MPa, 4,6%H2O y -11,7logfO2; y, 840°C, 130MPa, 4,6%H2O, y -11,7logfO2, respectivamente. Además se plantea un reservorio más profundo con respecto a los anteriores para el Volcán Tatio, en donde se dio la cristalización de piroxenos (a temperaturas de 1006-1013°C). Se presume una evolución de los centros eruptivos caracterizada por la perturbación de inyecciones de magmas con mayor temperatura respecto a los reservorios someros que explican la composición mineralógica y texturas de desequilibrio observadas. Sin embargo, no se descartan procesos de cristalización fraccionada y asimilación cortical, que son característicos en la evolución de los magmas en la ZVC.

Geólogo / El Volcán Villarrica (39°25′12″S, 71°56′23″W, 2.847 msnm) es un estratovolcán del centro sur de Chile, desarrollado durante el Pleistoceno superior y el Holoceno, y que ha emitido productos principalmente de composición basáltica a andesítica basáltica. Sus más de 60 erupciones registradas desde 1558, lo convierten en uno de los volcanes más activos de Chile y Sudamérica, y su extensa cobertura glacial y nival, con un volumen equivalente en agua estimado en 2,7 km3, hacen que la generación de lahares o flujos de detritos volcánicos sea uno de los procesos más peligrosos para la zona aledaña al volcán. En este contexto se ubica la ciudad de Pucón, a cerca de 16 km del cráter, y que se encuentra rodeada por quebradas que drenan al Villarrica y que representan caminos para los flujos laháricos, como lo son la quebrada Zanjón Seco, el río Turbio y el Pedregoso. El presente trabajo realiza un análisis cuantitativo del riesgo de inundación por lahares para la comuna de Pucón; esto se logra por un lado, evaluando el peligro, mediante la utilización del modelo numérico Laharz, que simula las áreas inundadas en función del volumen inicial del flujo para distintos escenarios eruptivos, cada uno con una frecuencia esperada, y además incorporando criterios geológicos, hidrológicos y geomorfológicos; y por otro lado, evaluando la vulnerabilidad en base a 3 parámetros sociodemográficos como son (1) los grupos etarios y la proporción de discapacitados, (2) la densidad de población, y (3) el grado de escolaridad. Los resultados muestran que existen zonas bajo alto o muy alto riesgo, en los sectores de Quelhue, El Turbio, y el sector sureste del área urbana de Pucón. En cuanto a la metodología, dada las limitaciones del modelo numérico para evaluar el peligro, y a su alta sensibilidad frente al modelo de elevación digital (DEM), se propone una metodología combinada, basada en la cuantificación de las áreas de inundación entregadas por el modelo Laharz, y también en la interpretación geológica del lugar.

Geóloga / Los volcanes Nevados de Chillán y Copahue se ubican a los 36°50 y 38°S, respectivamente, y forman parte del arco volcánico de la zona volcánica sur (ZVS). Se ubican, además, dentro de una zona transicional morfo-tectónica de primer orden (36°-39°S) entre los Andes Centrales y los Andes Patagónicos. Esta zona posee una corteza moderadamente gruesa, teniendo una atenuación cortical de norte a sur (55 km a los 36°S a 45 km a los 38°S), y se caracteriza por la transición de una faja plegada y corrida Plio-Cuaternaria propagada hacia el antepaís, típica de los Andes de Chile Central, a una deformación Cuaternaria controlada por el Sistema de Falla de Liquiñe-Ofqui (SFLO), el cual constituye el rasgo estructural de primer orden en la ZVS. El objetivo principal de esta memoria es realizar una caracterización geoquímica de las manifestaciones termales superficiales asociadas a los volcanes Nevados de Chillán y Copahue, para determinar el origen de los fluidos termales Para esto se tomaron muestras de gases (fumarolas y pozos burbujeantes) y aguas termales en ambos lugares para luego determinar su composición química e isotópica (D y 18O). La caracterización geoquímica reveló que todas las aguas analizadas de Nevados de Chilllán corresponden a aguas vapor calentadas, con alto contenido de sulfatos. En Copahue no se pudo establecer esto mediante análisis de este estudio debido a que los resultados arrojaron altos errores en el balance iónico asociado a la manipulación posterior al muestreo. Sin embargo, según estudios anteriores, las aguas termales de este lugar también corresponden a aguas sulfatadas vapor calentadas. La temperatura superficial de ambos sistemas varía entre 63°-94°C, para las aguas, y entre 93°-94°C para los gases, con excepción de Pucón-Mahuida en Copahue que tiene una temperatura de 45°C. Las aguas de Nevados de Chillán presentan un pH variable entre ácido y neutro (3-7), en cambio, las aguas termales de Copahue presentan un pH ácido (3-4). Los análisis de isótopos estables (D-18O) muestran que la recarga del sistema hidrotermal, que alimenta las emisiones termales de ambos sistemas, es esencialmente meteórica, aunque en Copahue existiría un enriquecimiento en estos isótopos asociado a una participación de fluidos magmáticos. El geotermómetro de sílice indicó temperaturas entre 150°-200°C para ambos sistemas. Los geotermómetros de cationes indicaron que las muestras de Nevados de Chillán corresponden a aguas inmaduras, que no alcanzan el equilibrio en profundidad. La mayor diferencia entre estos dos sistemas se encuentra en la composición gaseosa. En Nevados de Chillán existe una importante participación atmosférica en la composición gaseosa, atribuible a infiltración de aire en niveles someros. Copahue presenta variaciones dependiendo del lugar. La mayoría tiene aportes desde los sedimentos subductados, mostrando composiciones que son típicas de las zonas de arco. Otras muestran aportes de aguas subterráneas saturadas en aire y otras tienen contaminación por aire relacionado a los sedimentos subductados. Otra diferencia se da en la concentración de CO2 siendo mucho mayor en Copahue que en Nevados de Chillán (hasta 40000 ppm de diferencia). Las temperaturas estimadas mediante geotermómetros gaseosos varían entre 120°-150°C para Nevados de Chillán y 200-250°C. En Copahue existe una marcada influencia volcánica y magmática en la composición de sus emisiones, pero también se encuentran controladas por las condiciones reductoras del sistema hidrotermal presente. En Nevados de Chillán esto no es tan notorio y la geoquímica de los fluidos termales en este lugar refleja procesos superficiales más que de un sistema profundo. Lo anterior tendría relación con las actividades de los volcanes y la profundidad de los sistemas geotermales, siendo más activo y con un sistema geotermal más profundo, el de Copahue. Se presentan dos modelos conceptuales, uno para cada sistema geotérmico. Ambos tienen características de sistemas geotérmicos asociados a fuentes magmáticas, sin embargo varían en profundidad y composición de las fuentes termales. Además que en Copahue existe una serie de fallas que favorecen el flujo de calor y fluidos. Finalmente, se cree que factores como el espesor cortical y la presencia de estructuras podrían ser factores que influyen en la geoquímica de las emisiones termales de estos sistemas geotérmicos, pero, no serían factores determinantes.