Dissertations / Theses on the topic 'Geología – Chile – Volcán Villarrica'

La Ignimbrita Pucón (3.6 ka BP, 3.3 km3, 1.8 km3 DRE) es una secuencia complicada y bien preservada de depósitos de corrientes de densidad piroclástica en su mayoría, de composición juvenil basáltico-andesítica (54-56% SiO2), emitida por la mayor erupción Holocena del Volcán Villarrica (Chile). Trabajo de terreno, junto con la determinación de parámetros físicos y químicos (tamaño y conteo de granos, medidas de densidad, análisis textural, estimaciones de contenido de microlitos, dataciones 14C, análisis de elementos mayores y en trazas por roca total, y análisis de elementos mayores, S, Cl and F del vidrio de la matriz), nos permitieron reconstruir la arquitectura de facies del depósito y entender la dinámica de la erupción. Previo a la erupción Pucón, lavas y/o domos basáltico-andesíticos a riolíticos, subglaciales y de edad desconocida, estaban presentes cerca o en la cumbre. Fueron fragmentados al comienzo de la erupción Pucón, proporcionando abundantes clastos densos con disyunción prismática y esquirlas de ceniza densa a la Ignimbrita Pucón. Luego de un período de reposo máximo ~400 años, la erupción Pucón comenzó con una caída estromboliana o subpliniana violenta (0.1 km3 de magma, VEI=3-4) la cual evolucionó rápidamente hacia un peligroso mecanismo generador de ignimbrita (P1). Múltiples flujos piroclásticos (20% del volumen total) cubrieron ~180 km2 de los flancos oeste y norte del volcán hasta 15 km de la cima actual. Una pequeña oleada de base fue seguida por cerca de diez fuertes explosiones vulcanianas. Una profundización progresiva del nivel de fragmentación acompañó P1. Flujos piroclásticos ricos en líticos fueron principalmente confinados a los valles con oleadas subordinadas, y seguidos por la emisión en rápida sucesión (pipas de desgasificación atraviesan los contactos) de al menos ocho flujos piroclásticos altamente concentrados y en su mayoría ricos en material juvenil. Durante una pausa en la actividad eruptiva (¿varias semanas a meses?), los depósitos de P1 se enfriaron bajo la temperatura necesaria para la carbonización de la madera (~200°C) y el reservorio fue recargado por un nuevo pulso de magma más básico. Erosión y ensanchamiento del conducto en áreas diferentes y más extensas que durante la fase P1, proporcionaron a los flujos piroclásticos de P2, una nueva asociación de fragmentos de lava basálticoandesíticos a riolíticos. Durante la segunda fase P2 (¿unos pocos días?), voluminosos flujos piroclásticos y oleadas menores fueron depositados alrededor de todo el volcán (80% del volumen total), cubriendo ~530 km2 hasta 21 km de la cima actual. Este incremento en la intensidad eruptiva estuvo caracterizado por la abrupta aparición de abundantes granitoides del basamento como clastos libres y como inclusiones en las escorias (inclusiones de granitoides parcialmente fundidos con vesículas, pero también variedades angulosas de granitoides no fundidos). Esto sugiere que rápidamente después del comienzo de esta fase, una alta velocidad de descarga de magma hizo bajar el nivel de fragmentación dentro del basamento de granitoides, probablemente acompañado por la fase culminante de colapso caldérico y hundimiento del techo de granitoides dentro del reservorio de magma. La parte turbulenta frontal de estos flujos, de tipo onda expansiva, fue seguida por al menos tres flujos piroclásticos de alta energía emitidos en sucesión rápida, formando espesos rellenos en los valles y un registro completo en los interfluvios. Los flujos inestables de concentración alta a intermedia (estratificación difusa y enormes marcas de fondo), cizallaron y sobreescurrieron los estratos subyacentes, formando discordancias angulares. Entonces, flujos piroclásticos negros ricos en juveniles, emitidos al sureste del volcán, fueron rápidamente seguidos por al menos dos oleadas ricas en líticos (pipas de desgasificación atraviesan el contacto). Estas se distribuyeron alrededor de todo el volcán con una importante depositación en los interfluvios. Durante la fase final declinante, tres flujos piroclásticos fueron emitidos hacia el flanco norte e inmediatamente inundados por varias olas de lahares. Un nuevo ciclo de erupciones estrombolianas vigorosas a subplinianas y explosiones freáticas/freatomagmáticas, comenzó luego de pocas temporadas de lluvia después de la descarga del último flujo piroclástico de la erupción Pucón. El magma de Pucón fue probablemente lo suficientemente rico en volátiles en profundidad como para exsolver e impulsar fragmentación magmática. Desgasificación de baja presión y rápida cristalización de microlitos podrían explicar los clastos densos, más que enfriamiento instantáneo por agua externa, la cual a su vez pudo jugar un rol en pulverizar abundante roca de los márgenes del conducto progresivamente ensanchándolo. Este efecto pudo haber sido mayor al comienzo de P1 y P2, y luego decrecer, debido al derretimiento progresivo del glaciar. A pesar de ser poco frecuente a escala humana, de ocurrir hoy, una erupción del tamaño de Pucón (IEV=5) amenazaría ~15,000-40,000 personas directamente por corrientes de densidad piroclástica e incluso más por lahares y caídas de ceniza asociados. La evolución de la erupción Pucón muestra que un violento episodio de tipo ignimbrítico (P2), de corta duración pero gran magnitud, catastrófico a escala regional, puede ocurrir después de una pausa de varias semanas a meses, luego de un período de importante actividad piroclástica (P1). En el caso de la erupción Pucón, esta pausa marcó una fase de ajuste en los conductos en profundidad más que el fin de la erupción, lo cual debiera considerarse durante el monitoreo de un evento similar hoy.
The Pucón Ignimbrite (3.6 ka BP, 3.3 km3, 1.8 km3 DRE) is a well preserved and complicated sequence of mostly pyroclastic current deposits with basaltic andesitic juvenile composition (54-56% SiO2) emitted by the largest Holocene eruption of Villarrica Volcano (Chile). Fieldwork, together with the determination of physical and chemical parameters (grain-size, counting, density measurements, textural analysis, microlite content estimations, radiocarbon dating, whole-rock major and trace element analyses, and matrix glass composition of major elements and S, Cl and F), allowed to reconstruct the facies architecture of the deposit and to understand the dynamics of the eruption. Prior to the Pucón eruption, the volcano summit was covered by an extensive ice cap and subglacial basaltic-andesitic to rhyolitic lava domes and/or flows of unknown age were present near or at the summit. They were fragmented at the onset of the Pucón eruption generating abundant dense prismatically-jointed clasts and dense ash shards that were incorporated by the subsequent Pucón products. Following a maximum repose period of ~400 years, the Pucón eruption started with a violent strombolian or subplinian fallout (0.1 km3 of magma, VEI=3-4) which rapidly evolved towards a hazardous ignimbrite-forming mechanism (P1). Multiple pyroclastic flows (20% of the total volume) covered ~180 km2 of the western and northern flanks of the volcano up to 15 km from the present-day summit. A small base surge was then followed by about ten powerful vulcanian explosions. A progressive deepening of the fragmentation level accompanied P1. Lithic-rich pyroclastic flows were mostly valleyconfined with subordinate surges and followed by the emission in rapid succession (degassing pipes traverse the contacts) of at least eight highly-concentrated mostly juvenile-rich pyroclastic flows. During a pause in eruptive activity (several weeks to months?) the P1 deposits cooled below the temperature necessary for charcoalization of wood (~200°C) and reservoir replenishment by a more basic magma batch occurred. Vent erosion and widening in different and more extensive areas than during P1 phase, provided the P2 flows of a new assemblage of basaltic-andesitic to rhyolitic lava fragments. During the second phase (P2, less than a few days?) voluminous pyroclastic flows and minor surges were deposited all around the volcano (80% of the total volume), covering ~530 km2 up to 21 km from the present-day summit. This increase in the eruptive intensity is characterised by the abrupt appeareance of a significant proportion of basement granitoids as free clasts and inclusions in scoria (vesicle-bearing and partially-melted granitoid inclusions, but also angular, non-melted ones), suggesting that very rapidly after the start of this phase, a high magma discharge rate caused the fragmentation level to fall within the granitoid basement, probably accompanied by the climactic phase of caldera collapse and stoping of granitoid roof material into a magma reservoir. The turbulent, blast-like leading edge of these flows was followed by three or more high-energy pyroclastic flows followed in rapid succession, forming thick valley ponds and a complete interfluve record. The unsteady flows of high- to intermediate-concentration (diffuse stratification and huge bed forms) formed angular unconformities, shearing and thrusting the underlying strata. Then, black juvenile-rich pyroclastic flows to the southeast of the volcano were rapidly followed by at least two lithic-rich surges (degassing pipes traverse the contact) distributed all around the volcano with important slope deposition. During a final waning phase, three lithic-rich pyroclastic flows were emitted on the northern flank, immediately inundated by several lahar waves. A new cycle of vigorous strombolian to subplinian eruptions and phreatic/phreatomagmatic explosions started no more than a few rain seasons after the discharge of the final pyroclastic flow. Pucón magma was probably sufficiently rich in volatiles at depth to exsolve and drive magmatic fragmentation. Low-pressure degassing and rapid microlite crystallization could explain the dense clasts, rather than quenching by external water which may have played a role in pulverizing abundant rock from the conduit margins progressively widening the conduit. This effect could have been the greatest early on P1 and P2, and then decreased because most of the summit glacier and snow had then melted. Even infrequent on a human timescale, if a Pucón-sized eruption (VEI=5) occurred today, approximately 15,000-40,000 people would be directly threatened by pyroclastic currents and even more by associated lahars and ash falls. The evolution of the Pucón eruption shows that a violent ignimbritetype episode (P2), of short duration but large magnitude, catastrophic on a regional scale, can occur after a pause of several weeks to months following a period of already important pyroclastic activity (P1). This pause marked an adjustment phase of the plumbing system, rather than the end of the eruption, as could be assumed during monitoring of a similar event today.

Magíster en Ciencias, Mención Geofísica
La subducción entre la placa de Nazca y la placa Sudamericana ha presentado diversos cambios en la dirección de convergencia a lo largo de los años, generado diversas estructuras geológicas en la zona sur del país (33ºS - 46ºS), como por ejemplo, la extensa Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO) que corresponde a una zona de cizalle dextral activa que a lo largo de toda su extensión presenta diferentes estilos de deformación, además de la abundante presencia de edificios volcánicos que en su mayoría se encuentran activos. Uno de los volcanes más activos del país es el volcán Villarrica, centro eruptivo del Pleistoceno Medio a Holoceno, que en los últimos años ha presentado episodios de baja explosividad (hawaiiano a estromboliano), con un pequeño lago de lava casi permanente en el interior del cráter y actividad fumarólica continua. Para caracterizar el sistema de falla existente en zonas aledañas al volcán Villarrica, se realizó un estudio mediante Magnetotelúrica, método geofísico pasivo que utiliza como fuente un amplio espectro de variaciones geomagnéticas que ocurren de forma natural generando inducción electromagnética en la Tierra. La adquisición de los datos se efectuó en dos campañas, la primera en Noviembre-Diciembre de 2013 y la segunda en abril de 2014. Estos datos fueron analizados mediante un programa basado en el proceso robusto mostrado por Egbert y Booker (1986), calculándose resistividad aparente y fase, más análisis de dimensionalidad, junto con modelos de resistividad obtenidos por inversiones 2D, permitiendo un análisis de las principales estructuras existentes en profundidad. Los parámetros básicos como resistividad aparente y fase muestran una zona con estructuras resistivas (~1000 Ω m) en los primeros kilómetros y algo más conductoras en profundidad (~50 Ω m). Se calcularon flechas de inducción, strike geoeléctrico y tensor de fase, mostrando un comportamiento 3-D para los periodos asociados a menor profundidad. A mayores periodos, estos parámetros se ven influenciados por la presencia de sistemas magmáticos sobre todo cerca de la cadena volcánica Villarrica-Lanín. Mediante inversiones 2D, una correspondiente a un perfil orientado E-O, fue posible caracterizar parte de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui que pasa por los costados del lago Caburgua. Otra inversión 2D para un perfil norte-sur, apreciando varias estructuras en superficie alineadas en sentido E-O y un cuerpo conductor a una profundidad de 20 km que se extiende en superficie hasta los 4 km, situado en la parte sur del perfil.

Memoria para optar al título de Geógrafo
Se estudió la masa de hielo sobre el Volcán Villarrica, considerado uno de los más activos de Sudamérica, buscando caracterizar su condición actual y sus variaciones a lo largo de las últimas décadas. Para conocer los cambios temporales del glaciar, se identificó su extensión desde 1961 hasta el año 2011 por medio del uso de sensores remotos. Además, se midieron los cambios de elevación en la superficie glaciar, comparando distintos modelos de elevación desde 1961 hasta el año 2012. Los resultados se utilizaron para poder modelar lahares que pudieran causar daños a las poblaciones cercanas al volcán. El análisis de los resultados, mostró una disminución del área glaciar de 11,5 km2 y una tasa de cambio elevación superficial de 0,91 m a-1, desde la década de 1960 al presente; coincidente con los patrones globales de retroceso glaciar. Se estima un volumen total de la masa de hielo sobre el volcán de unos 1,17 km3 equivalentes en agua. Se modelaron lahares que establecieron áreas de inundación y sectores probables a ser inundados, que afectarían principalmente a las ciudades de Pucón y Coñaripe. Los lahares modelados cubren un área máxima de 700 km2, estimando que cerca de 7.000 personas se verían directamente afectadas.

Geóloga
El flujo de lava asociado al evento eruptivo de 1971 del volcán Villarrica es de composición basáltica y posee características de flujo transicional entre pahoehoe y a a . Su potencia fluctúa entre 13 m y 4 m y alcanza una extensión de 16,5 km la cual, de acuerdo a la literatura, fue alcanzada en apenas 48 horas. En la vereda opuesta se encuentra la colada de lava asociada al cono Navidad. Esta posee un amplio registro sobre su avance elaborado mediante observación durante el mismo evento eruptivo (Naranjo et al., 1992). Se caracteriza por su lento avance, recorriendo 10,2 km desde su fuente en 330 días. Este flujo presenta características transicional entre a a y bloques, y un espesor que aumenta hacia el frente alcanzando casi 50 m. A través de la caracterización petrográfica y morfológica de los depósitos antes mencionados, los cuales poseen grandes diferencias tanto en el estilo eruptivo como en su morfología, se obtuvieron los parámetros eruptivos que caracterizaron estas erupciones. Para ello, se utilizaron modelos basados en una dinámica del flujo de lava controlada por el frente del mismo, y el cual puede ser modelado de acuerdo a una reología de tipo Herschel-Bulkley. Se asume además que el levée más externo que presenta la colada es representativo tanto de la altura máxima que esta alcanzó así como de su reología. Los modelos utilizados son el de velocidad media para un flujo con reología Herschel-Bulkley para el flujo de lava del volcán Villarrica, mientras que para el caso de la colada del cono Navidad se usó el modelo basado en una fuerza de retardo debido al yield strength de la corteza como causante principal de la detención de la colada. Los resultados obtenidos tras la aplicación de estos modelos muestran una gran similitud con los registros históricos. Para el flujo del volcán Villarrica se determinó un tiempo total para su emplazamiento de 42 horas y una tasa eruptiva promedio de 140 m3∙s-1 en comparación a 173 m3∙s-1 de acuerdo a Moreno.,(1993). Para el caso del volcán Navidad, se determinó una duración de 288 días y una tasa eruptiva promedio de 8 m3∙s-1 bastante similar los 11 m3∙s-1 de acuerdo a Moreno y Gardeweg (1989). Del análisis realizado se desprende que flujos con altas tasas eruptivas, de corta existencia y extensos, su avance está dominado por la reología interna de la colada, vale decir, consistencia y yield strength, mientras que flujos con bajas tasas eruptivas, cuyo emplazamiento conlleva un lapso de tiempo considerable, forman una corteza lo suficientemente importante para ser la causante de la dinámica que sigue el flujo durante su avance y finalmente su detención.

En el presente trabajo se determinaron las características glaciológicas del volcán Villarrica en el Último Máximo Glacial (UMG), la Pequeña Edad del Hielo (PEH) y el presente. La estimación del volumen de hielo y de otras variables glaciológicas (altitud línea de equilibrio, área, longitud, espesores) se realizó a través de la confección de un modelo que tiene como principales indicadores de construcción a ciertas condiciones del flujo del hielo y la evidencia geomorfológica. Con las condiciones glaciológicas actuales se calibró dicho modelo y se proyectaron hacia el pasado las variables que integran el modelo.

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.

Geóloga
El principal objetivo de este trabajo es modelar los lahares que se generan en el flanco Norte del volcán Villarrica, por medio de los programas computacionales LAHARZ y RAMMS, los cuales están diseñados para reproducir los patrones de inundación de distintos tipos de flujo. Estos se calibraron con datos empíricos del volcán para el desarrollo de este estudio. Se eligió el Volcán Villarrica para este trabajo debido a que es uno de los volcanes más activos de Sudamérica, y se mantiene en constante monitoreo, por estar cerca de varias localidades, entre ellas Pucón, una ciudad turística de 33.000 habitantes. Esta ciudad se ubica sólo a 15 km del cráter del volcán y los principales cauces que se dirigen a las zonas aledañas son el río Turbio, el río Pedregoso y el estero Zanjón Seco. La metodología que se utilizó en este estudio fue el uso de varios escenarios de simulación, en los que se emplearon dos modelos de elevación de terreno topográficos, uno con curvas de nivel cada 30 m (baja resolución) y otro con curvas de nivel cada 10 (alta resolución). Los volúmenes que se consideraron para los lahares variaron entre 10x106 y 40x106 m3. Se utilizaron dos métodos de liberación del material de los lahares, uno consistente en la liberación del total del volumen en un único pulso, y el otro en la liberación de varios pulsos hasta alcanzar un volumen total determinado. Con este último método se va variando la topografía con cada nueva descarga. En las simulaciones realizadas en LAHARZ con varias oleadas por el estero Zanjón Seco, los flujos con volúmenes de más de 2.5x106 m3 alcanzan el flanco Este de la ciudad de Pucón. En contraste, en RAMMS los flujos con volúmenes superiores a 1.5 x106 m3 produjeron patrones similares. De este modo, en términos generales se observa que las simulaciones con pulsos en LAHARZ abarcan más áreas. En cambio, en las simulaciones realizadas en RAMMS no se ven diferencias entre las simulaciones con ambos métodos de descarga. Además, las áreas de inundación obtenidas con los mismos volúmenes en RAMMS son más extensas que las producidas con LAHARZ. Los resultados indican que los lahares de un volumen mayor o igual a 10x106 m3 presentan problemas (simulaciones incompletas o patrones segmentados) debido al gran volumen de información procesada, en especial dentro del DEM de alta resolución. Es por esto que para analizar lahares o flujos de volúmenes similares, no sería provechoso el uso de un DEM de mayor resolución. Finalmente, se obtiene del análisis de los modelos computacionales que las simulaciones que mejor aproximaron los patrones que han seguido los lahares históricamente, son las producidas en RAMMS. Si se comparan los resultados obtenidos con dicho programa y el mapa de peligros se puede notar que las áreas de peligro alto y muy alto son las mismas que determinan los resultados de las simulaciones con los volúmenes entre 10x106 y 20x106 m3. Además la ventaja que tiene este programa es que las ecuaciones de simulación involucran la física del flujo en estudio, por lo que se obtiene además información de las velocidades y alturas de ellos. Para el caso en estudio la máxima velocidad que alcanzarían los flujos es de 25 m/s, la altura de 25 m y el tiempo de llegada mínimo a la ciudad de Pucón sería de 43 minutos.

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
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.

La erupción del volcán Chaitén iniciada el 2008 fue una de las más explosivas erupciones en la Tierra dentro de las últimas dos décadas y es la primera erupción de composición riolítica desde Novarupta-Katmai, Alaska, en 1912. El 2 de Mayo del 2008 comenzó la actividad eruptiva con una erupción explosiva tipo sub-pliniana y cerca de diez días después comienza la emisión de lava en el flanco norte del domo ancestral, dando inicio a la formación progresiva de tres domos consecutivos a lo largo de un año. El rápido crecimiento del primer domo, en base a observaciones visuales, da indicios de una alta tasa de extrusión, mucho mayor que las documentadas para otras erupciones formadoras de domos contemporáneas, como Soufrière Hills, Montserrat o Monte Santa Helena, EE.UU. En general, la formación de los domos posteriores es más lenta que la inicial. Con el objetivo de estimar la tasa de crecimiento durante el periodo Mayo 2008 – Febrero 2009, se calculó el volumen del complejo de domos en base a dos métodos: fotogrametría digital y aproximación a figura geométrica, obteniéndose cinco valores entre ambos. Otro valor fue calculado a partir de un modelo de elevación digital de alta precisión para Diciembre del 2009. Sobre la base de los resultados, la erupción del volcán Chaitén se puede dividir en tres etapas: Etapa I, del 12 de Mayo del 2008 al 30 de Octubre del 2008, caracterizada por una alta tasa de crecimiento (26,6 m3/s) coincidente con el desarrollo del primer domo; Etapa II, del 30 de Octubre del 2008 al 27 de Febrero del 2009, caracterizada por una moderada tasa de crecimiento (16,2m3/s), durante la cual se formó el segundo domo y ocurrió el colapso del parcial del complejo de domos; Etapa III, del 27 de Febrero al 7 de Diciembre, caracterizada por una moderada tasa de crecimiento (9,2 m3/s), la generación del tercer domo y la tendencia a declinar la tasa. Estos valores indican una disminución de la actividad efusiva del volcán, que puede interpretarse como el inicio de un periodo de receso.

Geólogo
En la zona norte del volcán Villarrica las unidades más relevantes en términos de dimensiones y de poder albergar sistemas hidrotermales son: 1) El Batolito Norpatagónico compuesto principalmente por granitoides del Cretácico y Mioceno 2) Las unidades volcánicas y volcanoclásticas del Cenozoico tales como las que se encuentran en la cuenca de Curamallín (Oligoceno-Mioceno), las cuales prácticamente desaparecen al sur del volcán. Por otro lado hay distintos procesos que pueden afectar la composición de las aguas termales: mezcla, ebullición, interacción con vapores o fluidos de origen magmático, distintas fuentes del fluido que compone el reservorio, cambios de temperatura, entre otros, pero uno de los procesos más importantes que determina dicha composición es la interacción química con las unidades de roca que albergan al reservorio hidrotermal. En este trabajo se plantea que la composición de los fluidos hidrotermales está importantemente controlada por procesos de interacción calor-fluido-roca con las unidades volcánicas y volcanoclásticas anteriormente mencionadas, por esto, con el objetivo de determinar la relevancia de los procesos de interacción con dichas rocas, se han realizado experimentos de alteración en sistemas cerrados a temperatura constante en un reactor químico. Junto con esto, se realizaron modelos geoquímicos con el fin de predecir los resultados de la alteración geotermal en las muestras seleccionadas. Los resultados de los experimentos con reactor químico muestran similitudes con las aguas termales del área de estudio. Además, los modelos geoquímicos son consistentes con los resultados del reactor. De esta forma, la metodología experimental utilizada en este trabajo permite un mayor entendimiento de los procesos de alteración geotermal que actúan en la zona estudiada confirmando de alguna forma la relevancia de los procesos de interacción calor-fluido-roca y en particular de la interacción con las unidades volcánicas y volcanoclásticas al norte del volcán Villarrica.

Geólogo
El Volcán Huililco (39°25 S y 71°36'W) es un cono pequeño, de área basal ~3km2 y un volumen estimado <1 km3, ubicado aproximadamente a 25 km hacia el sur del complejo monogenético Caburgua-Huelemolle, y aproximadamente a 10 km al noreste del estratovolcán Quetrupillán, IX región de la Araucanía, Chile. Posee una composición andesita basáltica, de carácter calcoalcalino, asociadas a un margen tectónico de arco continental. Pese a ser clasificado como un cono monogenético, el volcán Huililco presenta evidencias de evolución magmática, principalmente causada por contaminación cortical (interacción con granitos terciarios circundantes) y variaciones composicionales (texturas de desequilibrio y zonaciones), por lo que es posible deducir que existen pequeños reservorios magmáticos, con breves tiempos de residencia, donde los fenocristales se reequilibran constantemente. La morfología, mineralogía y geoquímica observada permiten clasificar al volcán Huililco como un cono monogenético, de IEV 1 a 2, asociado a una erupción de estilo estromboliana, con depósitos de tefra, bombas y lavas. Finalmente cabe destacar que el volcán Huililco es clasificado como un cono monogenético que ha sufrido constantes episodios de contaminación cortical, por ende, es importante acotar la definición de monogenético solo a contextos volcanológicos y temporales (formado por un evento eruptivo), sin asociarlo a composiciones químicas primitivas o a procesos de emplazamiento simples .

Geólogo
El presente trabajo aborda el estudio estratigráfico y sedimentológico de la Formación Putani y su posible relación espacial con el basamento del volcán Tacora. La Formación Putani, de edad miocena, es de características continentales sedimentarias y aflora en una franja elongada con orientación NW-SE al este del volcán Tacora, en la decimoquinta región de Arica y Parinacota, Chile. Si bien en las versiones preliminares de las cartas geológicas Visviri y Villa Industrial se decide considerar los afloramientos cercanos al poblado de Ancolacane como parte de la Formación Putani, en este trabajo dadas las diferencias litológicoambientales y a la obtención de una edad radiométrica Ar-Ar en sanidina de ~10.4 Ma se prefirió considerarlos como parte de la Formación Huaylas. La descripción de litofacies permitió definir ambientes y subambientes de depositación para las formaciones Putani y Huaylas en el sector de estudio. La Formación Putani se asocia a ambientes de depositación lacustres, evaporíticos y principalmente fluviales trenzados mientras que la Formación Huaylas se asocia a facies de abanico aluvial. Los datos de terreno y bibliográficos parecen indicar que el volcán Tacora se emplazó sobre parte del bloque este del Sistema de Fallas Incapuquio, el cual corresponde al límite de las cuencas Moquegua o Azapa y Maure o Putani, y las respectivas unidades que se depositaron en ellas: Formación Oxaya y las formaciones Putani y Huaylas respectivamente. Sin embargo la gran cobertura cuaternario-volcánica hace difícil encontrar afloramientos que evidencien lo ya mencionado, haciendo necesaria la realización de sondajes para comprobar que las unidades ya mencionadas sean parte del basamento del volcán Tacora.

Geólogo
Las manifestaciones termales ubicadas en torno al volcán Villarrica fueron estudiadas con el fin de analizar los procesos que las afectan y establecer las condiciones de equilibrio en pro-fundidad de los mismos mediante el uso de técnicas estadísticas. Para el cálculo de las tem-peraturas se utilizó el software GeoT, el cual es capaz de determinar con mayor certidumbre las temperaturas subsuperficie de las manifestaciones termales que las herramientas de geo-termometría clásica. El análisis jerárquico permite establecer que la influencia volcánica ejerce un control mayor sobre la química de las manifestaciones termales, no así la litología dominante, que pasa a un segundo plano. Además, existe un grupo que guarda una gran relación con el agua meteóri-ca. Por otro lado, el análisis de componentes principales (ACP) revela los principales proce-sos que explican la varianza de la geoquímica de las aguas termales, como lo son la interac-ción agua-roca y una fuente profunda de HCO3, posiblemente un gas rico en CO2. Por otro lado, el ACP indica que existe otro proceso que aporta sílice al sistema distinto a la interac-ción agua-roca, representado por las variables de temperatura y pH. En cuanto a la geotermometría, el geotermómetro de sílice fue corregido por pH y dilución a modo de representar mejor las condiciones en profundidad. Estos resultados no concuerdan con los obtenidos a partir de geotermómetros de cationes, en donde Na/K tiende a sobrees-timar las temperaturas, y K/Mg y Na-K-Ca a subestimarla, pero presentan una buena corre-lación con los resultados de la geotermometría multicomponente obtenidos mediante GeoT, que se asumen como los más representativos. Así, las mayores temperaturas se encuentran en las manifestaciones termales en torno al volcán, con rangos entre 130 - 150°C, mientras que las manifestaciones ubicadas al norte de este presentan rangos de 90 - 110°C. Por otro lado, las manifestaciones termales de la zona sur tendrían temperaturas en profundidad de 105 - 115°C. Las áreas termales con mayor temperatura estimada presentan las mayores ra-zones de B/Cl del área de estudio y se encuentran vinculadas a las fallas transversales andi-nas. Los resultados obtenidos indican que estas herramientas pueden ser utilizadas de manera exitosa para interpretar procesos y condiciones de subsuperficie de las manifestaciones ter-males, aunque es recomendable ampliar el número de muestras para que los métodos esta-dísticos adquieran mayor robustez y constreñir los parámetros que requiere GeoT a modo de tener mayor fiabilidad en las temperaturas estimadas.

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.

Magíster en Ciencias, Mención Geología
Geólogo
El presente trabajo presenta un nuevo método para desarrollar Crystal Size Distributions (CSD), un tipo de análisis textural cuantitativo que compara la densidad de población de cristales respecto a su tamaño. Basado en la modelación de la curva de distribución acumulada del tamaño de cristales a través de una función error, se obtienen CSD los que permiten calcular tasas de crecimiento y nucleación de distribución gaussiana asimétrica con respecto al tiempo. Este procedimiento fue aplicado en una muestra de la erupción de 1971 del volcán Villarrica entregando el tamaño límite que distingue microlitos de fenocristales y mostrando un fuerte incremento de las tasas de crecimientos y nucleación de cristales en 2 y 8 órdenes de magnitud, respectivamente, producto del ascenso de magma y cristalización en superficie. Este procedimiento también fue aplicado en cuarzo-monzodioritas del Plutón La Gloria, entregando una distribución sigmoidal de la fracción volumétrica de cristales con respecto al tiempo la que puede ser dividida en 3 etapas diferentes: una primera que muestra un muy bajo incrementos de la fracción volumétrica, la cual coincide con el pico de la tasa de crecimiento, una segunda que muestra un alto incremento de la fracción volumétrica, la cual coincide con el pico de la tasa de nucleación y una tercera que muestra una segunda disminución debido al bajo volumen disponible para nuclear nuevos cristales y recrecer antiguos. A pesar de los aportes que genera este nuevo método, el CSD seguiría siendo insuficiente para identificar distintos procesos magmáticos tales como ascenso de magma respecto a cristalización en superficie o mezcla de magmas, calentamientos o sistemas multireservorios. Es por esto que se acoplan los parámetros cinéticos de cristalización calculados a partir de CSD con la composición de plagioclasas ya que ambos dependen tanto de la temperatura como de la presión de agua. El modelo de acoplamiento es aplicado a la erupción de 1915 del Volcán Lassen Peak. Se registran dos procesos de calentamiento previo a la erupción, el segundo producto de mezcla de magmas dacíticos y andesíticos. Se registran condiciones estables del reservorio dacítico a presión de agua de 200 MPa, 830 ºC generando plagioclasas de contenido de anortita alrededor de 0.37 con lo que se infiere una cota mínima de profundidad del reservorio de 7 km. Posterior al calentamiento se registra una etapa de devolatilización a una temperatura estable de 940 ºC y el ascenso de magma el cual ocurriría en 18 horas.

El área Villarrica-Chihuio situada entre las coordenadas 40°15’ y 39°15’ de latitud sur y los 72°10’ y 71°40’ de la longitud oeste, en las regiones de La Araucanía y de Los Ríos, tiene el ~6% de las fuentes termales en Chile. En este sector existe una estrecha relación espacial entre la distribución de los volcanes activos de la Zona Volcánica Sur y la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), los cuales determinan los principales controles de los sistemas geotermales en el área, la fuente de calor y la permeabilidad. El objetivo del trabajo es establecer el origen de las aguas termales e identificar el rol de las distintas fuentes de calor, mediante una caracterización geoquímica de las aguas termales y una caracterización estructural de las áreas de surgencia de las fuentes termales. Se seleccionaron once áreas termales y en función sus características se definieron dos dominios geotérmicos, a) Dominio Volcánico, asociado espacialmente al volcanismo reciente y b) Dominio Estructural, espacialmente asociado a la ZFLO. La caracterización estructural de las áreas termales, consistió en el mapeo y análisis de rasgos lineales superficiales –lineamientos-, mediante la utilización de imágenes satelitales y modelos digitales de elevación. Se calculó el parámetro Densidad de Fracturas y Fallas (DFF) a partir de la densidad de lineamientos y se obtuvo una correlación entre zonas con alta DFF y la existencia de fuentes termales. El análisis de orientación de lineamientos muestra una compatibilidad entre estos y el estado de estrés neógeno. Estos rasgos tectónicos controlarían la ubicación de las fuentes termales, la recarga y las direcciones de flujo en los sistemas geotérmicos. La caracterización geoquímica reveló que todas las aguas analizadas son sulfatadas-sódicas-(bicarbonatadas), con bajo contenido de sólidos disueltos y de cloro. El rango de temperatura superficial en el Dominio Estructural corresponde a 37-82°C, mientras que para el pH el rango es 8,9-9,7. En el Dominio Volcánico se tienen valores de temperatura entre 36°C y 70°C y de pH entre 7,8 y 8,7. Las aguas analizadas de ambos dominios corresponden a vapor calentadas. El rango de temperatura de reservorio en el Dominio Volcánico es de 125-150°C y en el Dominio Estructural es de 100-120°C. Los análisis de isótopos estables (D-18O) revelan que las aguas de ambos dominios tienen un origen puramente meteórico y no se ha producido intercambio isotópico de suficiente magnitud para ser apreciado en los diagramas isotópicos. Se presenta un modelo conceptual de los sistemas geotérmicos. El Dominio Volcánico tiene las características de un sistema geotérmico asociado fuente magmática, desde donde emergen aguas vapor calentadas. Las fuentes termales del Dominio Estructural serían el resultado de la circulación profunda (2-3 km) de aguas meteóricas en zonas de fracturas y fallas asociadas a la ZFLO y de alto flujo de calor. La química de las aguas termales de este dominio se explicaría por la interacción de los fluidos termales con rocas cristalinas. Los antecedentes proporcionados en este estudio indican que es posible el aprovechamiento del recurso geotérmico tanto para fines eléctricos como para usos directos.

Geóloga
En este trabajo de memoria de título se estudiaron dos flujos de masa generados en el flanco norte del volcán Llaima (38°42'S) durante el ciclo eruptivo 2007 - 2009. El flujo Este superior se generó en enero del año 2008, el cual recorrió alrededor de 4 km, cruzando la ruta R-925-S Curacautín - Conguillio. Los depósitos que afloran poseen un volumen estimado de 250.000 m3. Se caracterizan por ser matriz-soportados con una cubierta clasto-soportada, presentan hasta 1,25 m de espesor, escasas estructuras sedimentarias, distribución bimodal de tamaño de clastos de la matriz, alto contenido de material fino, clastos primarios, bloques con fracturamiento prismático sin rastros de retrabajo, bloques con textura tipo "coliflor" y "corteza de pan". El flujo Oeste se originó en abril del 2009, recorriendo cerca de 7 km. Los últimos 5 km bordean las coladas de 1957 por su flanco este. Los depósitos del flujo poseen un volumen de depósitos calculado en cerca de 800.000 m3. Se caracterizan por ser también matriz-soportados con una cubierta clasto-soportada, y presentan hasta 1,4 m de espesor. Posee escasas estructuras sedimentarias, distribución bimodal y unimodal de tamaño de clastos de la matriz en su facies proximal y distal respectivamente, alto contenido de material fino, clastos primarios, bloques con fracturamiento prismático sin rastros de retrabajo en facies proximal y transicional, bloques con textura tipo "coliflor" y "corteza de pan". Se concluye que los flujos fueron gatillados por una interacción lava hielo/nieve, se postula una explosión freatomagmática secundaria inducida por deslizamiento. El flujo Este tendría un caudal máximo del orden de 260 m3/s, mientras que el flujo Oeste del orden de 800 - 1.000 m3/s y una velocidad máxima de 1,00 - 1,38 m/s. Los flujos habrían sido inicialmente híbridos, sin embargo el flujo Oeste habría evolucionado a un lahar tipo flujo de detritos y luego hiperconcentrado. Los regímenes fueron principalmente laminares con turbulencias de pequeña escala. La deposición de los flujos fue acrecional, en el caso del flujo Este además fue a altas temperaturas, mientras que en el flujo Oeste lo fue al menos hasta los 10 km de distancia al cráter. En este estudio se estudia en detalle por primera vez en los Andes del Sur un flujo híbrido, el cual puede representar un tipo distinto de peligro volcánico, por lo que es necesario la prosecución de estudios de flujos de este tipo en la zona, para mejorar el entendimiento acerca de la dinámica de éstos, y así sentar bases sólidas para su modelamiento, de modo de adoptar las medidas de mitigación que correspondan.

Geólogo
En el extremo norte de Chile, a 100 km al Noreste de la ciudad de Arica, cerca del límite entre la Pre-Cordillera y la Cordillera Occidental, se encuentra el volcán Tacora. Este es un estratovolcán ubicado a la Zona Volcánica Central (ZVC) y los estudios geológicos existentes de la zona de estudio indican la presencia de unidades del Cenozoico Superior, correspondientes a secuencias volcánicas con edades miocenas a recientes, unidades sedimentarias continentales, depósitos glaciales y coluviales pleistocenos, depósitos palustres y aluviales cuaternarios. De manera adicional, se ha identificado una serie de zonas de alteración hidrotermal las cuales se distribuyen entre los depósitos glaciales y coluviales, y las lavas miocenas ubicadas al Oeste y Suroeste de la zona de estudio. El objetivo de este estudio es la caracterización de la mineralogía de alteración presente en el área de volcán Tacora, identificando su naturaleza y distribución, de manera de poder establecer un modelo conceptual de la distribución de los mismos. Para llevar a cabo este estudio se ha hecho un análisis mediante sensores remotos; estudios en terreno, petrografía y difracción de rayos X. Esto arrojó como resultado un mapa de alteración hidrotermal en el cual se identifican tipos de alteración hidrotermal desde propilítica hasta argílica avanzada. Estos tipos de alteración quedan definidos por distintas asociaciones minerales a partir de las cuales se pueden estimar las condiciones de ocurrencia de los eventos de alteración, en términos de temperatura y pH. Adicionalmente se infieren los posibles orígenes de estas zonas de alteración hidrotermal. En el caso de volcán Tacora se han identificado las asociaciones minerales: (1) cuarzo-cristobalita±tridimita±ópalo-A. (2) azufre, cristobalita-jarosita±anhidrita/yeso. (3) esmectita-jarosita-pirita. Todas estas alteraciones se relacionarían con la interacción de fluidos sulfatados con aguas meteóricas someras ubicadas en el sector superior de Volcán Tacora. En el caso de Formación Oxaya, las asociaciones minerales identificadas corresponderían a: (4) clorita-epidota±calcita±óxidos±pirita. (5) cuarzo-alunita±caolinita-jarosita y zunyita. (6) cuarzo-illita±sericita±muscovita. Estas asociaciones indican una evolución en las condiciones de formación de la alteración hidrotermal. Finalmente esta ocurrencia y distribución de la mineralogía de alteración permite generar un modelo conceptual de la alteración presente en la superficie de la zona de estudio.

El Complejo Volcánico Lonquimay (CVL) se encuentra emplazado en una zona que corresponde a parte de la expresión más septentrional de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO), la cual, en esas latitudes, se ha interpretado como una activa ‘cola de caballo’ (horsetail splay) de escala cortical, y dentro de la cual este complejo volcánico estaría relacionado a una estructura de tail crack orientada NE-SW. En el presente informe se estudia el CVL y el basamento que lo subyace con la intención de analizar las mesoestructuras frágiles, inferir una posible cronología tectónica y compararla con los modelos aceptados hasta la fecha, esto sumado a un completo análisis morfométrico de los conos piroclásticos pertenecientes a la zona para estimar la geometría de las fracturas alimentadoras de magma durante los ciclos eruptivos. Todo este trabajo es complementado con tres perfiles gravimétricos ortogonales a la traza mayor de la ZFLO y separados 25 km entre sí con la finalidad de caracterizar el estilo estructural existente y así comprender la relación entre tectónica y los episodios de volcanismo en la zona. Las mesoestructuras frágiles estudiadas correspondieron exclusivamente a diaclasas, las que fueron medidas en rocas de edades comprendidas entre el Mioceno Inferior alto a subactuales. Éstas fueron agrupadas en sets y se logró relacionar los sets más representativos a determinados periodos geológicos. En base a los pocos trabajos publicados relacionados con el estudio de la interacción diaclasas – tectónica, se concluyó que las diaclasas neógenas se habrían generado debido a un σHmax orientado N76E; por otra parte, las diaclasas cuaternarias se deberían a un σHmax de orientación N21E. Ambos valores no difieren en más de 25° con respecto a las orientaciones de los σHmax calculadas mediante inversión de datos de planos de falla estriados para esta misma zona por otros autores. Aunque tensores locales de strain calculados en este trabajo para fallas cuaternarias recientemente mapeadas en la zona indican una orientación del eje de acortamiento horizontal máximo según N60E. El análisis morfométrico de los conos piroclásticos pertenecientes tanto al Cordón Fisural Oriental (CFO) como a las zonas aledañas al CVL, todos de edad holocena (cuya expresión más actual corresponde al cono Navidad, edificado durante la erupción de 1988-1990), evidencian cráteres elongados en las direcciones NE y ENE, cráteres coetáneos orientados hacia el NE, alineamiento de las depresiones de los bordes de los cráteres variables entre NNE y ENE, y azimuts de cráteres abiertos según NE y ENE. Estas características sugieren una disposición de las fracturas alimentadoras orientadas según la dirección NE a ENE, restringen el σHmin a las direcciones NW a NNW y, al poseer la zona un régimen transcurrente, indican la dirección del σHmax en la zona. Finalmente, los tres perfiles gravimétricos diseñados evidencian, de norte a sur, una variación en el dominio de la traza principal de la ZFLO, desde 1180 m de ancho y 1510 m de espesor, hasta 20330 ± 1170 m de ancho y 1160 ± 310 m de espesor, donde este último, más al sur, aumenta hasta 2440 m (siempre suponiendo un relleno volcano-sedimentario de densidad 2.31 gcm-3). En los dos perfiles meridionales, sobre todo en el perfil central, se evidencia una configuración de horsts y grábenes; esta disposición de unidades, sumado al gran relleno propuesto, lo más probable es que sea reflejo de extensión local relacionada a una cuenca de rumbo, posiblemente de curvatura de falla o step-over. Otras posibilidades no excluyentes entre ellas ni con la anterior pueden indicar una cuenca de intra-arco, un menor ancho de la ZFLO (5910 m), o bien, erosión glacial por sobre un relieve tectónico. No se descarta que la traza principal de la ZFLO emplee anisotropías corticales de escala regional como puede ser el borde de la subcuenca Lonquimay, donde las fallas previas responsables de inversión tectónica habrían sido reactivadas en sentido transcurrente dextral. El volcanismo en la zona puede responder a un régimen de extensión local, a propagación mediante estructuras heredadas, o bien, a grietas de tensión que romperían la delgada cobertura cenozoica.

El depósito Aurífero Volcán se ubica en los faldeos del volcán Copiapó (6052m) y forma parte del Cinturón Metalogénico de Maricunga ubicado en la Región de Atacama, Chile. Este cinturón presenta diversos depósitos con mineralización en ambientes tipo pórfido y epitermales de alta sulfidización, constituyendo la mayor concentración de oro en Los Andes. El depósito Volcán cuenta con al menos 3 centros mineralizados: Dorado Este, Dorado Central y Dorado Oeste. Este estudio se refiere al Sector Dorado Oeste, que presenta la mayor concentración de oro. Este se hospeda en sotcks dacíticos y brechas ígneas de similar composición, que instruyen y se emplazan en domos y rocas volcánicas dacíticas ricas en anfíbolas de Mioceno superior, que pertenecen a la unidad temprana del edificio volcánico Copiapó y sus conos parásitos como el Volcán Azufre. En planta, el cuerpo mineralizado tiende a ser irregular, pero verticalmente las mayores zonas exceden los 500 m. y el emplazamiento de éste en el pórfido y en las brechas ígneas, está controlado por fallas de rumbo NW e inversas NE, y fallas normales. En el sector Dorado Oeste se reconocen 4 tipos de vetillas. Las vetillas de cuarzo (tipo A) están confinadas al pórfido dacítico y a profundidades mayores de 500 m, pero se observan a menores profundidades en clastos de las brechas. Estas vetillas están relacionadas a la alteración potásica y se distribuyen principalmente en erejados de vetillas (stockwork), mostrando formas irregulares y sin simetría interna, y conteniendo una cantidad variable de cuarzo granular translucido, magnetita, pirita, calcopirita y molibdenita, con un halo de feldespato potásico. Dominan en Dorado Oeste las vetillas de cuarzo bandeado, las cuales se sobreimponen a las vetillas de cuarzo y se disponen paralelamente (sheeted vein) con rumbo preferencial NS y manteo ~80°W. Estas vetillas están compuestas por cuarzo en bandas grises a oscuras que ocurren en pares simétricos, asociadas a la alteración cuarzo-sericita-pirita, y albergan la mayor mineralización de oro del depósito. Las vetillas de pirita (tipo D) son finas y están compuestas por pirita y cuarzo. Estas vetillas cortan a las vetillas de cuarzo bandeado y están relacionadas a la alteración cuarzo-sericita-pirita. Finalmente, ocurren las vetillas de cuarzo-alunita-anhidrita que cortan y reemplazan a todos los tipos de vetillas anteriores y son típicas de ambientes epitermales de intermedia de alta sulfidización. Estas vetillas están ligadas a un tipo de alteración argílica avanzada que es pervasiva y extensiva en todo el depósito. Estas vetillas son una características distintivas del Depósito Volcán por la alta cantidad de anhidrita, la que siempre está acompañada por alunita.

Geóloga
Al este de la cuenca de Santiago, en el valle del Río Volcán, quedan expuestas las estructuras de la Cordillera de los Andes, observándose una serie de corrimientos y pliegues en rocas volcánicas cenozoicas y sedimentarias mesozoicas que conforman la Faja Plegada y Corrida de Aconcagua (FPCA). Al oeste de estas secuencias, se ha interpretado que los Andes Centrales corresponderían a una cuenca extensional, representada por la Formación Abanico, de edad Eocena superior-Miocena. El alzamiento del sector occidental de la Cordillera Principal entre los 33°S y 34°S ha sido relacionado a la inversión tectónica de esta cuenca. A pesar de los antecedentes estratigráficos, estructurales y geoquímicos que sugieren este proceso, los modelos no especifican geométricamente si un modelo de inversión tectónica explica la construcción de este segmento del Orógeno Andino. Es así como el objetivo general del presente trabajo es establecer un modelo estructural evolutivo del sector occidental de la FPCA, con el fin de entender la arquitectura del Orógeno Andino en esta zona y compararlo con el reportado en otras latitudes. A partir de las observaciones superficiales y su interpretación en profundidad, es posible establecer un dominio estructural, con rumbo N-S a NNE-SSW, afectado por estructuras de piel fina y piel gruesa, que tendrían dos niveles de despegue, pertenecientes a la Formación Río Colina y a la Formación Lo Valdés. La deformación fue interpretada como pliegues asociados a una falla lístrica inversa de vergencia este. Por otro lado, la FPCA presenta un sinclinal vinculado a un sistema de dúplex, generado en los primeros corrimientos de la FPCA. De acuerdo al acortamiento calculado para la FPCA a esta latitud (22,7 km) se propone el siguiente modelo de trasferencia de deformación desde el borde occidental del área de estudio, al borde oriental: la falla Estero Las Minas, controla la ubicación de rampas en el basamento, a partir de las cuales, corrimientos con despegue relativamente profundos, trasferirían la deformación hacia la cobertura mesozoica sedimentaria. Los corrimientos en secuencia habrían ocurrido entre los 15-9 Ma (Etapa D1). Posteriormente entre los 8-4 Ma (Etapa D2) se generarían los corrimientos fuera de secuencia y el emplazamiento de los intrusivos Chacayes, El Diablo y Colina. Este evento representaría unos de los últimos pulsos de compresión en la zona. En base a las evidencias a mesoescala recolectadas en terreno, como la continuidad de las estructuras, la falta de discordancias angulares visibles en la ladera norte del Río Volcán, y los estratos sinorogénicos de la Formación Colimapu, que evidencian deformación cretácica-paleocena, se plantean serias dudas sobre el carácter de borde de cuenca de la falla El Diablo, donde no existiría inversión de la supuesta cuenca de Abanico y las secuencias cenozoicas y mesozoicas se comportarían como un conjunto, desarrollando la FPCA.
Este trabajo ha sido financiado por el Centro de Excelencia en Geotermia de Los Andes (CEGA). Proyecto FONDAP CONICYT 15090013

El sistema de centros eruptivos de flanco de la erupción de 1835 A.D. del volcán Osorno (SCEFVO-1835), se encuentra ubicado en el flanco SW del volcán, presenta una distribución espacial de orientación general NNE-SSW y está constituído por una veintena de conos piroclásticos y cráteres secos, además de cuatro fisuras eruptivas que se habrían originado en dicho episodio eruptivo. En el presente trabajo se estudian, a escala local, parámetros geológicos, geomorfológicos y estructurales de este sistema, con el objetivo de inferir las condiciones tectónicas imperantes durante el episodio que lo originó evaluando las hipótesis vigentes sobre el origen y significado de las erupciones de flanco en estratovolcanes, particularmente en la Zona Volcánica Sur (ZVS). La mayoría de las erupciones de flanco sobre estratovolcanes están relacionadas con un drenaje lateral de magma desde el conducto central a través de diques radiales, cuya propagación es producto de fracturamiento hidráulico. Con la premisa de que los diques alimentadores verticales se propagan ortogonalmente al mínimo esfuerzo tectónico horizontal, se analizan los conos de flanco en estratovolcanes como indicadores de paleo-esfuerzos tectónicos. Cuando el campo regional de esfuerzos es intenso en regímenes de rumbo, la orientación del alineamiento de centros eruptivos de flanco es relativamente lineal y paralela al esfuerzo máximo horizontal (SHmax), con un alto ángulo respecto de la tendencia general del frente volcánico principal. Con la finalidad de inferir la disposición de los diques alimentadores, además de los alineamientos de conos, se realizan mediciones directas de las fisuras eruptivas junto a otros parámetros morfológicos de los conos tales como las elongaciones del cráter y su base y la orientación de depresiones en el borde del cráter. Mientras que a escala regional el volcán Osorno forma parte de un cordón volcánico de orientación NE-SW, interpretado previamente como un dominio extensional del arco volcánico, controlado a su vez por un régimen transpresivo en el Cuaternario; a escala del edificio volcánico, los centros eruptivos de flanco se distribuyen de manera menos regular dando cuenta, probablemente, de otros procesos. En este sentido, se estudian fenómenos locales que pueden afectar la disposición de los diques, como la reorientación que sufrirían producto de la carga gravitacional del edificio principal. Se concluye que tanto el alineamiento de conos como la orientación de fisuras eruptivas, reflejan efectivamente la disposición de un sistema de fracturas alimentadoras, neoformadas en el sustrato volcánico. Estas fracturas, que dan origen al SCEFVO-1835, formarían parte de un sistema extensivo, de orientación NE-SW, relacionado con el régimen general transpresivo dextral, siendo éste el mecanismo de control predominante sobre el ascenso y extrusión de magmas durante este evento eruptivo. A escala local, en zonas elevadas y de pendiente más pronunciada, se sugiere la sobreimposición del esfuerzo gravitacional local en la propagación de las fracturas alimentadoras.