La investigación del sistema de aguas subterráneas en Masaya Caldera, Nicaragua, utilizando electromagnetismo transitorios y simulación numérica

La investigación del sistema de aguas subterráneas en Masaya Caldera, Nicaragua, utilizando electromagnetismo transitorios y simulación numérica

Abstracto

La distribución de las aguas subterráneas por debajo de Volcán Masaya, en Nicaragua, y su caldera que rodea se caracterizó utilizando el método electromagnético transitorio (TEM). Varios sondeos se realizaron en 30 sitios. Modelos de los datos de TEM indican consistentemente una capa resistiva que está sustentada por una o más capas conductoras. Estas dos capas representan las zonas insaturados y saturados, respectivamente, con el límite entre ellos que indica la elevación de la tabla de agua. Un mapa de los datos TEM muestra que el nivel freático en la caldera es una réplica moderada de la topografía, con las elevaciones más altas bajo el edificio de la caldera el centro-sur y las elevaciones más bajas en el este de la caldera, coincidiendo con la elevación de la Laguna de Masaya . Estos datos TEM, combinados con datos hidrológicos regionales, indican que la caldera en hidrológicamente aislados de la región circundante, con tanto como 60 metros de diferencia de altura del nivel freático a través de fallas caldera delimitadores. La información de la tabla de agua y las estimaciones de los flujos de agua a través del sistema se utilizan para restringir una simulación numérica de flujo de agua subterránea. Los resultados de la simulación indican que los flujos de basalto en las partes exteriores de la caldera tener una relativamente alta transmisividad, mientras que el edificio central tiene una transmisividad sustancialmente menor. Una capa de relativamente alta transmisividad debe estar presente en profundidad dentro del edificio con el fin de entregar el flujo observado de agua y vapor de la rejilla de ventilación activa. Esta información hidrológica de la caldera ofrece una línea de base para evaluar la respuesta de este sistema de agua subterránea aislada para futuros cambios en la actividad magmática.

1. Introducción

Las erupciones volcánicas se producen cuando el magma exsolves volátiles suficientes para acelerar flujo por la expansión de volumen rápida, típicamente en los pocos kilómetros superiores de la corteza. Como el magma asciende a través de la corteza que puede interactuar con aguas subterráneas poco profundas de varias maneras. En primer lugar, la desgasificación de las sustancias volátiles del magma puede crear un gradiente de presión que en realidad puede conducir las aguas subterráneas a la superficie (Delaney, 1982 y Newhall et al., 2001). Inicios repentinos de descarga de la primavera han sido observadas durante las etapas iniciales de varias erupciones volcánicas, como la erupción del Monte. Pinatubo, Filipinas; Volcán Usu, Japón; y el volcán Soufriere Hills, Montserrat (Newhall et al, 2001;. Shibata y Akita, 2001; Sparks, 2003). En segundo lugar, el magma puede calentar directamente el agua subterránea, a veces resulta en erupciones freáticas. Dichas erupciones freáticas menudo anuncian el inicio de episodios de erupción volcánica antes de magma llega a la superficie, como fue el caso en volcán Cerro Negro, Nicaragua, en 1995 (Connor et al., 1996). Ebullición transitoria de las aguas subterráneas puede continuar durante milenios cuando existe magma en equilibrio dinámico en la corteza superficial, la creación de sistemas hidrotermales someros (por ejemplo, Hayba y Ingebritsen, 1997, Goff y Janik, 2000 y Ingebritsen et al., 2006). Por último, la interacción directa entre el agua subterránea y el magma, en particular en los acuíferos confinados, puede iniciar una reacción de combustible líquido refrigerante que da lugar a erupciones freatomagmáticas extremadamente violentos (Morrissey et al., 2000). Por lo tanto, el conocimiento de la interacción entre las aguas subterráneas y los sistemas magmáticos poco profundas puede ser crucial para comprender las erupciones y la naturaleza de la transferencia de calor y masa en sistemas volcánicos.

Sin embargo, la distribución y el flujo de las aguas subterráneas es poco conocida para la gran mayoría de los volcanes activos (Hurwitz et al., 2003), y las propiedades hidrológicas de los volcanes activos son raramente caracterizan. Esta situación persiste debido a que tales sistemas volcánicos no se desarrollan normalmente por sus recursos hídricos subterráneos. El hecho de que estos sistemas necesitan ser caracterizado con acceso pozo escasa o inexistente sugiere la necesidad de la teledetección a través de métodos geofísicos como la electromagnética (TEM) sondeos transitorios, junto con técnicas de inversión innovadores. La interpretación de la resistividad en los sistemas volcánicos es complicado porque las soluciones son comúnmente no único (Kauahikaua, 1993 y Lenat et al., 2000). Resistividad en los sistemas volcánicos es afectada por grandes gradientes de temperatura, flujo de múltiples fases, salmueras hipersalinas y ocurrencias de minerales de alteración ricas en arcilla. Separar el efecto de estas variables con el fin de determinar la profundidad a la mesa de agua puede ser problemático.

Aquí, utilizamos TEM para limitar la profundidad de la capa freática en Masaya Caldera, Nicaragua, una de las mayores calderas basálticas activas de la Tierra (Fig. 1). En Masaya caldera, las condiciones para la interpretación de los sondeos de resistividad son menos problemáticos que en algunos sistemas volcánicas, ya que no es generalmente una ausencia de agua salina y la alteración de arcilla en la sección estratigráfica Holoceno, excepto por su probable existencia en la zona hidrotermal activo situado cerca de la ventilación activa.

Presentamos las estimaciones de profundidad al nivel freático dentro de la caldera sobre la base de la interpretación de los 29 sondeos TEM de 30 sitios de TEM. Estos datos se comparan con los niveles de agua medidos en los pozos fuera de la caldera. La incertidumbre en las estimaciones de profundidad se ve limitada por el uso de métodos de inversión de una dimensión alternativa. Nuestros resultados sugieren que Masaya caldera está aislado hidrológicamente desde el sistema de flujo de agua subterránea regional que rodea por sus defectos caldera-saltando y que la tabla de agua de la caldera es un reflejo tenue de la topografía, excepto cerca del Santiago activo de ventilación, donde se producen gradientes dramáticos.
. 2 Masaya Caldera: un sistema volcánico e hidrológica

Volcán Masaya, Nicaragua (11.98 ° N, 86.15 ° W) forma parte del gran complejo de volcanes Pleistoceno-Holoceno escudo, calderas anidadas, pequeños conos compuestos, conos de ceniza y cráteres que se conocen colectivamente como Masaya caldera (Fig. 1). Este complejo forma parte del arco volcánico de Centroamérica, que se caracteriza en el Cuaternario por los sistemas volcánicos predominantemente basálticas formadas dentro ya lo largo de la Depresión de Nicaragua, una zona de fallas NW-tendencia que se adapte a deslizamiento dextral resultado de la subducción oblicua (DeMets, 2001 y La Femina et al., 2002). Los volcanes y fallas asociadas con el arco y la Depresión de Nicaragua son las estructuras dominantes cerca de Masaya caldera.

Este complejo volcán ha sido el escenario de enormes erupciones basálticas plinianas durante el último ~ 6 ka (Williams, 1983a, van Wyk de Vries, 1993, Walker et al., 1993, Wehrmann y cols., 2006 y Kutterolf et al., 2007 ). Kutterolf et al. (2007) sugirieron que el Antonio Tephra San, con un volumen de 14 km3> puede haber dado lugar a la formación de un niño de 6 km en 11 km, al noroeste de tendencias caldera (Fig. 1). Varias erupciones explosivas están documentados desde la formación de la Caldera que podrían haber contribuido a su hundimiento, incluidos los de gran volumen de depósitos freatomagmáticas del Masaya Tuff, estallaron <2 ka (Pérez y Freundt, 2006 y Kutterolf et al., 2007). Estas erupciones fueron de gran capacidad (12 a 18 km3 densa equivalente rock) y dio lugar a la lluvia de tefra generalizada y flujos piroclásticos (Williams, 1983a).

Un borde de la caldera prominente fue formado durante estos eventos. La llanta es de hasta 400 m de altura en el oeste y noroeste de la caldera. Es ~ 200 m por encima de la Laguna de Masaya (Fig. 1) en el lado este de la caldera. En el lado sur, el borde de la caldera tiene menos alivio y está parcialmente enterrado por flujos de lava posteriores a la caldera y tefra de respiraderos posteriores a la caldera al SW. El borde de la caldera es tenue, o enterrado, en el lado norte de la caldera y de su posición exacta se infiere. Las paredes de la caldera, donde se exponga, consisten en flujos finas aa-pahoehoe lava y caída piroclástica y depósitos de flujos (Williams, 1983b). La amplitud total de desplazamiento vertical a través de estas fallas caldera delimitadores no se desprende de los afloramientos geológicos u otros datos. Slip puede haber sido muy grande si la caldera formada predominantemente por naufragio durante la evacuación de una cámara magmática grande (Williams, 1983a). Actividad posterior a la caldera incluye la erupción de lava fluye de fallas caldera delimitadores mapeados por Williams (1983b) en el sur y flancos norte de la caldera (Walker et al., 1993). Así propiedades litológicas e hidrológicas pueden cambiar abruptamente a través del límite de la caldera.

La actividad volcánica se mantuvo después de estas erupciones de la caldera de formación. El suelo de las laderas de la caldera suavemente hacia el este (Fig. 2) y está blindado por los flujos aa-pahoehoe lava basáltica delgadas, estalló en gran parte de un grupo de orificios de ventilación dentro de la caldera. Estos respiraderos forman un ~ 5 km de longitud-W al NW-tendencia, grupo, semi-circular de conos volcánicos de baja altitud. Cráteres de la cumbre de estos conos, incluyendo Masaya, Santiago, Nindirí y cráteres de San Pedro, eran el lugar de erupciones históricas en 1670 y 1772 que se formó 10-15 flujos de lava-km de largo (Rymer et al., 1998) . La elevación de los bordes de los cráteres a lo largo de esta cadena de cráteres varía desde 500 hasta 635 msnm, y las alturas de estos bordes de los cráteres son ~ 140 a 275 m por encima del suelo de la caldera que rodea (Fig. 1). Cada uno de estos cráteres es 400-1000 m de diámetro y tiene paredes muy empinadas, con la profundidad del cráter que varía entre 200 a 300 m.

Hoy en día, la desgasificación activa es casi totalmente limitada a Santiago pit cráter y un lago de lava de vez en cuando es visible en los respiraderos a través del piso del cráter. Sobre la base de las series temporales de observaciones de gravedad en y alrededor de este complejo cono, Rymer et al. (1998) y Williams-Jones et al. (2003) llegaron a la conclusión de que gran parte de la alineación de pit-cráter está sustentada por una red de gas rico magma vesiculadas se extiende desde aproximadamente 200 msnm (la elevación del piso de la boca del cráter Santiago) a ~ 200 mbnm. Esta cristalización del magma superficial es la fuente de la desgasificación permanente del cráter Santiago desde 1852 (Rymer et al., 1998) y poco frecuentes pequeñas explosiones. Rymer et al. (1998) y Williams-Jones et al. (2003) atribuyen estas pequeñas explosiones a procesos puramente magmáticos. Ellos sugieren que las explosiones son el resultado de bloqueos en el respiradero de desgasificación justo debajo de la superficie. La presión se acumula hasta una pequeña explosión despeja la rejilla de ventilación. También hay informes anecdóticos de que estas explosiones se producen preferentemente en época de lluvias y se puede relacionar con la recarga del sistema de aguas subterráneas. Sin embargo, las explosiones no se han producido en respuesta a los eventos de recarga excepcionales, como la asociada con el huracán Mitch en 1998.

Aunque las explosiones ocasionales en Santiago pit cráter concebiblemente puede verse influida por la interacción con el agua meteórica, este sistema magmático grande y complejo por lo demás parece estar en equilibrio con el sistema de aguas subterráneas. En el flanco NE del volcán Masaya, dentro de la caldera, una zona de fallas y fracturas acoge la salida de vapor de agua y CO2 a temperaturas moderadas (40-70 º C), lo que indica que el agua subterránea interactúa con calor magmático, y los gases volcánicos quizá, bien fuera el sistema cráter del hoyo (Lewicki et al., 2003 y Lewicki et al., 2004). Sin embargo, que no sea a lo largo de esta zona de una fractura, no hay pruebas de que un extenso sistema hidrotermal está presente dentro de la caldera fuera del complejo de ventilación activa.

Los datos de un modelo de flujo de agua subterránea regional desarrollado en 1993 por el Instituto Nicarguense de Acueductos y Alcantarillados (ENECAL) y la Agencia de Cooperación Internacional de Japón (JICA) indican que los niveles de aguas subterráneas regionales varían de ~ 190 msnm al sur de la caldera a ~ 130 norte msnm de la caldera (Fig. 1) (ENACAL y JICA, 1993). La precipitación es alta en la caldera (~ 1,600 mm / año), sin embargo, no hay flujo de agua superficial persistente ocurre en o alrededor de él. Tasas de evapotranspiración regionales son elevadas (~ 1,100 mm / año). No existen datos de perforación dentro de la propia caldera y antes de este estudio, la única indicación de niveles de agua en la caldera fue el nivel del Lago de Masaya (Fig. 1), el cual es monitoreado mensualmente por ENACAL. Nivel de los lagos durante esta investigación fueron ~ 119 msnm. Este nivel del lago está por debajo del nivel freático regional (Fig. 1), lo que sugiere que el lago no se alza, sino que representa el nivel de la capa freática en la caldera.
3. Subterránea Mapping con el método electromagnéticos transitorios

El método electromagnético transitorio (McNeill, 1982, Kaufmann y Keller, 1983 y Fitterman y Stewart, 1986) se ha utilizado ampliamente en la exploración geofísica y de las aguas subterráneas, junto con otros métodos de resistividad eléctrica, se ha utilizado para investigar los sistemas hidrotermales poco profundas en edificios volcánicos ( Sakkas et al., 2002). En los últimos estudios geoeléctricos de sistemas volcánicos, TEM ha proporcionado datos de alta resolución de la superficie cerca (<1 km), y se ha utilizado para identificar la circulación de fluidos hidrotermales y sistemas acuíferos. La correlación de los datos de las perforaciones y TEM profundidades de sondeo para las regiones de baja resistividad en el volcán Kilauea, Hawaii, el monte. Somma-Vesubio, Italia, Piton de la Fournaise volcán, la isla de Reunión, y el volcán Newberry, Oregon, han demostrado la eficacia de este método (Fitterman et al., 1988, Kauahikaua, 1993, Lenat et al., 2000 y Manzella et al. , 2004). No obstante, hay que tener cuidado para asegurar que las estimaciones de la profundidad del nivel freático no se ven afectados por la alteración de arcilla en la sección estratigráfica o zonas de agua encaramados. En Masaya caldera, la geología volcánica y las condiciones hidrológicas crean una situación en la que los depósitos con altas resistividades eléctricas anfitrión de una mesa de agua a profundidades> 100 m. , Flujos de lava y escorias porosas saturadas del suelo de la caldera ofrecen un excelente contraste eléctrico con la suprayacente, rocas basálticas secos. Profundamente paredes expuestas en la rejilla de ventilación activa muestran poca evidencia de alteración de arcilla en el edificio. Además, la mayor parte de la caldera que está cerca de la superficie de la tierra es a temperatura ambiente, y el lago Masaya proporciona un nivel de agua excelente para la calibración de los sondeos TEM cercanas.
4. Sondeos TEM

Varios sondeos de diferentes frecuencias se realizaron en 30 sitios a lo largo de la caldera (tabla 1, fig. 2). Datos de TEM fueron obtenidos mediante un sistema Geonics Limited Protem 47 de tiempo digital de dominio EM y de alta frecuencia bobina receptora (McNeill, 1980). Se utilizó la configuración en modo de sondeo-bucle central, ya que se ha utilizado ampliamente y eficazmente en otros estudios de aguas subterráneas (Kaufmann y Keller, 1983 y Fitterman y Stewart, 1986). Los datos fueron recolectados en 20 portales de tiempo logarítmicamente espaciados siguientes desvío del transmisor. Bucles transmisor eran cuadrados, 40 metros en un lado cerca de la Laguna de Masaya y de 100 m en el resto de la caldera, donde la profundidad prevista para el nivel freático es mayor. Los datos se recogieron en tres frecuencias diferentes de base: 30, 75, y 285 Hz, con la ganancia del receptor establecido para minimizar el ruido ambiental, sin embargo, generar una señal de encuesta apropiada para el terreno geológico dado sin la distorsión de la medición. La corriente de salida del transmisor Protem 47 se estableció a partir de 1 Amperio (A) a 3 A cuando se utilizan los más pequeños 40 m bucles ya las 3 A durante 100 m bucles. Múltiples sondeos y apilamiento de la señal se realizaron en cada sitio para maximizar la relación señal-ruido y para evaluar la reproducibilidad de la sonda.

Los sitios de TEM se sitúan a lo largo de la caldera, con énfasis en la región del cráter históricamente activa y sus flancos. Varios sitios eran adyacentes a la Laguna de Masaya para la verificación de las estimaciones de profundidad a la capa freática. Los sitios de TEM restantes se encuentran en las secciones del norte y noreste de la caldera donde hay poco cambio en relieve vertical. No se hicieron sondeos en las partes occidentales del sureste y extremas de la caldera debido a la dificultad del terreno y la falta de acceso, pero estas regiones son similares en la elevación y la pendiente de las zonas del norte y del este.
5. Procesamiento de datos

Todos los datos de TEM fueron transformados a la resistividad aparente para la interpretación preliminar, la evaluación de calidad de los datos, y para ayudar a los parámetros iniciales para los modelos inversos capas de tierra (Fig. 3a yb). Los datos se transformaron utilizando la técnica de Sandberg (1988), que representa la rampa de desvío del transmisor-finito. Para los grandes tiempos de la muestra (t), y / o altas resistividades (ρ), esta aparente asíntotas definición resistividad a la denominada aproximación de la última etapa calculan por:

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