Geólogo / Los análisis geoquímicos, petrológicos y morfológicos realizados a lavas y depósitos de caída eruptados por centros volcánicos basálticos menores pueden darnos información sobre el sistema magmático que los generó, desde la fuente de la que provino hasta los procesos que llevaron a su diferenciación durante su ascenso. El Complejo Volcánico Villarrica (CVV) ubicado en la zona volcánica sur (ZVS) ha generado principalmente basaltos a andesita-basáltica y cantidades menores de andesitas, dacitas y riolitas. Está formado por tres volcanes poligenéticos principales que forman un lineamiento NW, Villarrica Quetrupillán Lanín, y por una serie de centro eruptivos monogenéticos menores, en su mayoría de composición basáltica. El CVV ha sido bien muestreado por lo que puede entregarnos importante información en el estudio de sistemas monogenéticos de volúmenes menores. Nuevos análisis a centros eruptivos menores se están llevando a cabo y sumándose a los datos geoquímicos ya existentes del CVV. Se dará a conocer el caso del volcán San Jorge, que presenta un depósito de caída muy bien expuesto y una colada de lava asociada. Datos en roca total de elementos mayores y traza son usados para modelar la evolución del magma de San Jorge. Con esto se tendrá información de la fuente de San Jorge, se podrán reconocer procesos que pueden haberlo diferenciado, así como también, las razones en la variabilidad composicional entre los distintos conos menores. Los análisis realizados señalan que San Jorge es el miembro más primitivo del CVV. El desacoplamiento cinemático del CVV provoca que algunas estructuras heredadas estén sometidas a extensión, por lo que habrían servido como un puente casi directo entre la fuente del magma y la superficie. La baja tasa de suministro magmático propicio que solo un pequeño volumen ascendiera y no fuera capaz de generar una cámara magmática. Estas características produjeron una velocidad de ascenso tan rápida del magma que prácticamente no se diferenció. San Jorge habría sido generado por un único flujo magmático teniendo solo un pequeño episodio de estancamiento en su superficie que generó algunas diferencias encontradas entre sus productos (lava y depósito de caída). Esto confirma la viabilidad del concepto de volcanismo monogenético y se propone que su existencia depende de la conjugación de la tasa de suministro magmático y su interacción con el régimen de stress.

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 / El Cráter Morada del Diablo consiste en conos piroclásticos coalescentes múltiples con flujos de lava basáltica asociados (45-47.30% SiO2). Se edifica hasta los 240 m.s.n.m., abarca cerca de 17.877 km2 y está ubicado a unos 150 km de la ciudad de Punta Arenas, Chile. El Cráter Morada del Diablo está inmerso en el Campo Volcánico Pali Aike, que se divide en tres unidades principales que corresponden a una unidad basal de lavas de plateau, una unidad intermedia con conos piroclásticos, maares y flujos de lava asociados afectados por erosión y una unidad más joven de conos piroclásticos y flujos de lava carente de erosión y sedimentación eólica conservando los rasgos primarios. Dentro de esta última unidad se encuentra al Cráter Morada del Diablo, que a su vez tiene a la unidad Lavas del Diablo II que es el episodio volcánico más reciente del Campo Volcánico Pali Aike (<10000 años). Los conos piroclásticos de Cráter Morada del Diablo tienen una tendencia de elongación y alineamiento preferente al NW-SE, obedeciendo a uno de los controles estructurales predominantes del Campo Volcánico Pali Aike, que corresponderían a fallas reactivadas del rift Patagónico Austral del Mesozoico. La evolución eruptiva del Cráter Morada del Diablo ha sido divida en cuatros episodios, donde los dos primeros corresponden a la formación de los conos piroclásticos, Morada del Diablo I y Morada del Diablo II, y luego dos flujos de lava asociados al cono más reciente, Lavas del Diablo I y Lavas del Diablo II, todos los estadios de edad Pleistoceno - Holoceno. La unidad Lavas del Diablo II es la fase eruptiva final del Campo Volcánico Pali Aike. Las rocas pertenecientes al Cráter Morada del Diablo son basaltos alcalinos de clinopiroxeno, caracterizados por tener composiciones primitivas con valores de Mg# en promedio de 59.3 y una signatura de elementos traza similar a basaltos de islas oceánicas. El estilo de erupción de Cráter Morada del Diablo, basado en sus productos, es principalmente Hawaiiano. Sin embargo, también presenta características distintivas de erupciones tipo Estrombolianas, por lo que se relaciona de forma más precisa a un estilo de erupción transicional. La conservación de los rasgos primarios, las posibilidades de acceso, protección y difusión al pertenecer al Parque Nacional Pali Aike, hacen del Cráter Morada del Diablo una oportunidad invaluable para el desarrollo del Geoturismo y la correspondiente identificación, evaluación y cuantificación de Geositios.

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.