Mapa de Amenaza Volcánica Volcán Masaya. Dr. Hugo Delgado Granados Ing. Martha Navarro Collado Ing. Isaac A. Farraz Montes

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1 Mapa de Amenaza Volcánica Volcán Masaya Dr. Hugo Delgado Granados Ing. Martha Navarro Collado Ing. Isaac A. Farraz Montes Managua, Nicaragua 23 de diciembre, 2002

2 Mapa de Amenaza Volcánica del Volcán Masaya CONTENIDO Presentación Introducción Marco Geológico General o Estratigrafía General o Evolución Tectónica o Perfil Regional o Estructura Geología del Volcán Masaya o Introducción o Breve reseña de los estudios en el área de Managua o Morfología y Estructura o Estratigrafía o Estratigrafía detallada de los productos explosivos o Petrología o Mecanismos Eruptivos o Evolución Historia Eruptiva Reciente o Eventos Históricos o Reportes del GVN o Reportes Recientes del INETER Amenaza Volcánica o Procesos efusivos o Procesos explosivos Balísticos Caída de tefras Nubes volcánicas Flujos piroclásticos Oleadas piroclásticas o Lahares 1

3 Mapa de Amenaza Volcánica del Volcán Masaya Presentación La cultura moderna de protección o defensa civil implica la prevención y mitigación eficiente de los peligros o amenazas naturales. La prevención implica, como premisa fundamental, que se conozca a fondo la naturaleza del fenómeno en cuestión. Sólo de esa manera se puede anticipar la mejor manera de mitigar los fenómenos, cuando éstos ocurren. Los desastres naturales se presentan cuando la capacidad de respuesta de la sociedad es rebasada al desconocer los fenómenos naturales que tienen lugar en una región. En el caso de los fenómenos volcánicos, éstos pueden prevenirse y mitigarse, si se reconocen a tiempo. La evaluación de la amenaza volcánica debe hacerse de acuerdo a los conocimientos científicos más recientes sobre sus mecanismos, productos, formas de emplazamiento, movimiento, etc. También se hace necesario el conocimiento, lo más profundo posible, de los antecedentes geológicos regionales y locales de los volcanes. La anticipación de las erupciones volcánicas implica el estudio detallado de los procesos, historia eruptiva, comprensión del funcionamiento de un volcán, seguimiento de su comportamiento y reconocimiento de los alcances de sus productos, todo ello sintetizado y plasmado en forma que permita a no especialistas, entender el potencial de las erupciones volcánicas. Un mapa de amenazas muestra en forma gráfica diversos escenarios eruptivos, para que autoridades y población conozcan objetivamente los posibles alcances de los productos volcánicos. En este trabajo aplicamos los conocimientos volcanológicos y las herramientas de cómputo accesibles en la actualidad, concientes de las limitaciones de las herramientas y lo fragmentario de los conocimientos geológicos. No obstante, la construcción de mapas de amenaza es una labor de alta prioridad que debe realizarse con oportunidad. 2

4 Introducción El volcán o caldera Masaya, está ubicada a 25 km al Sur de la ciudad de Managua, en las coordenadas norte, oeste, con una altura de 635 m. El volcán Masaya forma parte del Cinturón Volcánico Cuaternario de Centro América (Figura 1). Se trata de un volcán cuya composición química es de carácter basáltico a basáltico-andesítico con datos sobre erupciones históricas desde el tiempo de la conquista; posiblemente es el volcán con mayores descripciones de sus erupciones mas violentas; desde 1670 a Figura 1. Localización del volcán Masaya (en verde). Se muestra la Cadena Volcánica de Centroamérica, en el sector nicaragüense (modificado de L. Topinka, 1998). 3

5 El volcán es considerado Parque Nacional desde Alrededor de este volcán, vive la mayor parte de la población de Nicaragua (Figura 2). No obstante, en una circunferencia de 25 km de diámetro (tomando como centro el volcán) viven millón y medio de habitantes. Adicionalmente, la región aledaña a este volcán es la que posee el mayor desarrollo de infraestructura y por tanto es la zona de mayor desarrollo económico. Por ello, se hace necesaria la evaluación de las amenazas asociadas con eventuales eventos eruptivos en este volcán. Figura 2. Mapa que muestra algunas de las poblaciones más importantes, cercanas al volcán Masaya (tomado del archivo del INETER para las fallas de Managua). 4

6 Existen los antecedentes geológicos e históricos para esperar la ocurrencia de erupciones volcánicas. El volcán Masaya ha tenido actividad eruptiva pliniana durante los últimos 7 mil años y actividad eruptiva de diferentes magnitudes en 21 ocasiones desde 1524 al El último evento en particular, fue de carácter vulcaniano y mostró la vulnerabilidad de los visitantes al Parque Nacional Volcán Masaya (PNVM). Algunos de los depósitos del volcán Masaya se pueden reconocer en los cortes de carretera y en excavaciones hechas en Managua, lo que indica que la capital del país puede ser afectada por una erupción o alcanzada por derrames de lava provenientes del volcán o sus fisuras asociadas, como sucedió en el pasado. El posible impacto de una erupción mayor en la infraestructura, en la población de Managua y en los visitantes del PNVM puede ser prevenido mediante el análisis de las amenazas volcánicas, mientras que la mitigación de fenómenos eruptivos puede hacerse mediante la vigilancia cercana del volcán y establecimiento de planes de emergencia basados en el análisis de las amenazas. Para la construcción del mapa de amenaza volcánica se ha hecho necesario llevar a cabo una extensa labor de recopilación bibliográfica y cartográfica, para posteriormente integrarla, procesarla y extraer la información útil para conformarlo. La primera parte de este trabajo muestra esta compilación. 5

7 Marco Geológico Regional El volcán Masaya está ubicado en la porción occidental de la Depresión de Nicaragua, en la esquina suroeste del graben de Managua (McBirney y Williams, 1965). Al suroeste de la depresión, se encuentra el Anticlinal Plioceno de San Cayetano, al sur de Masaya (Weinberg, 1992) (Figura3). Figura 3. Marco tectónico regional que muestra las macroestructuras. El sentido de movimiento a lo largo de la cadena de volcanes es inferido y corresponde la etapa de deformación que prevalece desde el Pleistoceno Tardío (Weinberg, 1992). En amarillo se muestra la localización aproximada del volcán Masaya. La estratigrafía refleja una serie de eventos y procesos geológicos que abarcan una larga historia desde el Cretácico Tardío, como resultado de cambios en la configuración de las placas tectónicas en la vecindad de la región y que pueden tener una influencia en el comportamiento de los volcanes. Por 6

8 ello, se presenta una revisión de los aspectos geológicos, con el fin de reconocer a este volcán desde el basamento mismo donde se encuentra. ESTRATIGRAFIA GENERAL La estratigrafía regional en la Planicie Costera del Pacífico (PCP), es factible que se encuentre subyaciendo al edificio volcánico, lo mismo que las secuencias correspondientes a la Depresión de Nicaragua (Elming et al., 1998; Hodgson, 1998; Ehrenborg, 1996). Un resumen de esta estratigrafía se presenta a continuación: Planicie Costera del Pacífico. Comprende cinco formaciones sedimentarias que abarcan desde el Cretácico Tardío al Plioceno y sobreyacen a rocas del Jurásico-Cretácico Medio (Hodgson, 1998). Las rocas más antiguas que se encontrarían en la base de la columna estratigráfica serían materiales volcánicos correlacionables con el Complejo Nicoya Superior (Cretácico Medio) del occidente de Costa Rica encontradas en pozos perforados en Rivas y El Ostional. La Formación Rivas (Cretácico Superior) es una secuencia de 2850 m de espesor con interestratificaciones de lutitas tobáceas, limolitas, grauvacas, conglomerados y calcarenitas. La Formación Brito (Eoceno) está compuesta de 2570 m de sedimentos detríticos, tobáceos fosilíferos, conglomerados y dos unidades de calizas intercalados con varias rocas intrusivas y extrusivas. La Formación Masachapa (Oligoceno) comprende 1683 m de limolitas y areniscas en la parte inferior, lutitas tobáceas y calcáreas, sobreyacidas por aglomerados y conglomerados, con intercalaciones de maderas silicificadas y capas de lava andesítica a basáltica. 7

9 Conjuntamente, las secuencias de las Formaciones Rivas, Brito y Masachapa son consideradas como una secuencia tipo flysch (Weyl, 1980; Seyfried et al., 1991). Formación El Fraile (Mioceno). Son 2700 m de areniscas interestratificadas con lutitas, calizas, conglomerados y madera silicificada. La parte inferior incluye conglomerados y la parte superior contiene piroclastos, así como lutitas y limolitas tobáceas. Esta formación se interdigita con partes de la Formación Tamarindo, una unidad caracterizada por depósitos volcánicos. La Formación El Salto (Plioceno) comprende m de conglomerados y margas ricas en fósiles de moluscos (parte inferior), calizas recristalizadas (parte media) y lutitas con areniscas fosilíferas, arenas, arcillas y conglomerados (parte superior). Depresión de Nicaragua. Comprende en general, dos grupos de rocas cuaternarias. El Grupo La Sierra (Pleistoceno) y el Grupo Managua (Pleistoceno- Holoceno) (Hodgson, 1998). El Grupo La Sierra (1Ma a 100 ka) comprende 3 miembros que incluyen depósitos de flujos de lodo y de flujos de cenizas con pómez con un espesor promedio de 640 m, pero que puede llegar hasta 2000 m en el centro del graben. Estos depósitos pueden observarse descansando sobre la Formación El Salto (Plioceno). El Grupo Managua (21 ka a 4 ka) comprende 3 miembros: el miembro inferior incluye la pómez Apoyo, el Lapilli Fontana y la tefra Masaya; el miembro medio está constituido de lavas y otros productos volcánicos provenientes de los volcanes del lineamiento Nejapa-Miraflores; el miembro superior comprende a la Formación Toba Retiro, las formaciones de pómez de Jiloá y Apoyeque, así 8

10 como la Formación San Judas con interestratificaciones de lapilli y toba. La estratigrafía se describe con mayor detalle en la sección de geología de la caldera que, debido a su complejidad y falta de acuerdo consensuado acerca de las denominaciones de las unidades y a la luz de nuevos estudios, requiere un tratamiento aparte. EVOLUCION TECTÓNICA El reconocimiento de la evolución tectónica de la región circunvecina al volcán Masaya puede permitir que se reconozcan los rasgos más importantes que esta evolución ha heredado al terreno ya sea como sistemas de fracturamiento fósil o activo, los cuales eventualmente pueden estar siendo utilizados para canalizar las inyecciones magmáticas. A continuación se muestra el resumen de tal evolución, recopilada por Cruden (1989, 1998) y Weinberg (1992). Cretácico Medio (85-80 Ma). Yuxtaposición de los bloques de Chortis y Chorotega a lo largo de la sutura sinistral de Santa Elena, establecimiento de la subducción de Mesoamérica y formación de las toleítas primitivas de arco del Complejo Nicoya Superior. Cretácico Tardío Eoceno (70-40 Ma). Sedimentación antearco de turbiditas de abanico submarino (Formaciones Rivas y Brito). Alrededor de los 50 Ma la fuente que alimenta al Complejo Nicoya Superior cambia hacia la provincia andesítica extensiva que da lugar al Grupo Matagalpa en el noreste. Oligoceno Mioceno Temprano (29 15 Ma). Levantamiento y erosión, como respuesta a la partición de la Placa Farallón en la Placa Gorda y la de Cocos, para posteriormente resurgir, continuando con la sedimentación antearco y el volcanismo. Depósito de materiales subaéreos en la zona de antearco, como aglomerados y conglomerados intercalados con maderas silicificadas y lavas (Formación Masachapa). Más al noreste, se depositan secuencias 9

11 tobáceas y sedimentos lacustres cubriendo a lavas andesíticas, tobas y brechas intrusionadas por rocas hipabisales (Grupo Matagalpa Superior). Mioceno Temprano Plioceno (10 5 Ma). Reordenamiento mayor de las zonas de esparcimiento en los límites de la Placa de Cocos, acompañado de levantamiento, plegamiento y cabalgamiento de los sedimentos de la cuenca antearco en el suroeste de Nicaragua (Formaciones El Fraile y El Salto). Esto pudo deberse a una disminución del ángulo de subducción de la Placa de Cocos que causó también un cambio en el volcanismo (Grupo Coyol). Esta es una etapa de compresión NE-SW que genera pliegues con orientación NW-SE, fallas de cabalgadura con vergencia hacia el SW, fracturas conjugadas E-W y NNE, así como fallas de transferencia con orientación NE (Figura 4a, Tabla 1). En el Plioceno, los anticlinales desan Cayetano y Rivas (asociado a fallas de cabalgadura) y un sinclinal asociado se formaron al plegarse las formaciones tipo flysch (Borgia y van Wyk de Vries, 2001) y las equivalentes formaciones volcánicas terciarias 100 km al noreste, pertenecientes al Grupo Matagalpa (Figura 5 y 6) dando lugar a la Depresión de Nicaragua. (a) (b) (c) Figura 4. Evolución del elipsoide de esfuerzos y las estructuras relacionadas con el transcurrir del tiempo en el suroeste de Nicaragua. (a) Compresión Mioceno Tardío-Plioceno; (b) Compresión Plioceno-Pleistoceno; (c) Transtensión diestra Holoceno-Reciente (Cruden, 1998). 10

12 Figura 5. (a) Mioceno Tardío-Plioceno Temprano. Diagrama idealizado de la colisión entre las placas del Caribe y de Cocos durante la primera fase de deformación con un ángulo de subducción θ. Se nota la presencia del volcanismo de la Formación Coyol. El inserto muestra el fracturamiento asociado con el plegamiento. (b) Plioceno Tardío Pleistoceno. Segunda fase de deformación, el ángulo θ se incrementa resultando en la migración del arco volcánico hacia la trinchera y se forma la Depresión de Nicaragua. La tasa de convergencia disminuye (V 1 >V 2 ) también como consecuencia del aumento en el ángulo de subducción o de una disminución en el movimiento hacia el occidente de la Placa del Caribe (modificada de Weinberg, 1992). 11

13 Plioceno Tardío Pleistoceno ( 3 1 Ma). El volcanismo migra hacia el oeste, para establecerse en su posición actual (Cadena Volcánica de Nicaragua), debido a un nuevo incremento en la inclinación del ángulo de subducción (Figura 5). El escape noreste del Bloque de Chortis entre la Cuenca del Caimán y el Escarpe Hess es acomodado por extensión en el oeste de Nicaragua y el resultado es la formación de la Depresión de Nicaragua. En esta etapa se presenta una extensión en dirección NE-SW que genera fallas normales NW, fracturas N-S y ENE, con reactivación de las fallas de transferencia NE (Figura 4b, Tabla 1). A partir del Plioceno, la erosión de las formaciones flysch en el creciente Anticlinal de Rivas y los productos volcaniclásticos de las Tierras Altas son sedimentados en la Depresión de Nicaragua (Figura 6). Tabla 1. Evolución tectónica del occidente de Nicaragua (según Weinberg, 1992). 12

14 Pleistoceno Tardío Reciente (1 0 Ma). Rotación contra las manecillas del reloj del Bloque de Chortis resulta en un componente de cizallamiento derecho a lo largo de la Depresión de Nicaragua y estructuras relacionadas. El volcanismo permanece en su posición (Grupos La Sierra y Managua) y nacimiento de la mayoría de los volcanes activos de Nicaragua, en la Depresión de Nicaragua surgen los volcanes Concepción y Madera (Borgia y van Wyk de Vries, 2001). Del Holoceno al Reciente se presenta una transtensión derecha que reactiva las fracturas N-S como fallas normales y desgarres de tensión, continúa el deslizamiento extensional oblicuo sobre las fallas NW y las NNE-SSW en el graben de Managua (Figura 4c, Tabla 1). Figura 6. (A) Mapa geológico general simplificado del occidente de Nicaragua, indicando la localización del volcán Masaya (modificado de Elming et al., 1998). 13

15 PERFIL REGIONAL En la región, la corteza continental y la corteza oceánica litosféricas encuentran su límite a menos de 18 km de profundidad, mientras que el Moho podría encontrarse a una profundidad de 40 km, aunque la cuña del manto entre las cortezas oceánicas involucradas (subducente y subducida) puede llegar hasta una profundidad de 10 km (Walter et al., 1999) (Figura 7). Figura 7. Estructura profunda del arco volcánico nicaragüense. Modelo cortical de un transecto a través de la margen Pacífico de Nicaragua. Se muestran las velocidades en una escala de tonos de gris (tomado de Walter et al., 1999) Los estudios de geofísica, tanto sismológicos (Walter et al., 1999) como gravimétricos (Elming, 1998), indican que debajo de la Depresión de Nicaragua, la corteza sufre un adelgazamiento (Figura 7, 8 y 9). ESTRUCTURA La Caldera de Masaya se encuentra en el borde de la Depresión de Nicaragua, en el punto donde el escarpe de la Falla Mateare pierde la claridad de su expresión. 14

16 Figura 8. Mapa geológico de Nicaragua mostrando el trazo del transecto gravimétrico de la Figura 9 (tomado de Elming, 1998) Figura 9. Modelo gravimétrico del oeste de Nicaragua tomando en cuenta datos magnetotelúricos, sísmicos y de densidad. La anomalía de gravedad de Bouguer medida se observa señalada en cruces y la línea sólida representa la anomalía calculada (tomado de Elming, 1998) 15

17 La Falla Mateare forma parte de un escarpe espectacular que se extiende por 30 km, desde las Sierras de Managua hasta Nagarote (van Wyk de Vries, 1993) (Figura 10). Aunque Brown y otros (1973) han sugerido el estado activo de esta falla, no parece haber habido eventos sísmicos importantes a lo largo de su trazo durante los últimos 20 años. El salto de la falla tiene un máximo de 300 m cerca de la población de La Palanca y se conserva cercano a estas dimensiones de salto estructural hasta El Crucero. Hacia Nagarote el salto puede ser de 100 m y hasta 200 m. Figura 10. Mapa del sistema de falla Mateare (van Wyk de Vries, 1993) 16

18 Según Weinberg (1992), la historia de la deformación del occidente nicaragüense comprende 3 etapas de deformación (Tabla 1). La tercera tiene lugar entre el Pleistoceno y el Holoceno y es activa en el presente, causando sismicidad a lo largo de fallas someras. El terremoto de Managua de 1972 se caracterizó por un movimiento sinistral a lo largo de la Falla Tiscapa (Figura 11), con rumbo N30 E, formando abultamientos con orientación este-oeste y fracturas de tensión con rumbo norte-sur. Estas estructuras definen un eje de acortamiento con máximo norte-sur y un eje de máxima extensión este-oeste. Figura 11. Fotografía que muestra el trazo de la Falla de Tiscapa, una semana después del sismo de 1972 (colección Steinbrugge). Un rasgo adicional, asociado con esta fase de deformación es el alineamiento norte-sur de los conos cineríticos holocénicos de Nejapa-Miraflores (Figura 12), así como las estructuras asociadas al volcán Mombacho y al cerro Negro. El alineamiento norte-sur de pequeña escala en echelón, a lo largo de la cadena volcánica, alineada noroeste-sureste sugiere un movimiento potencial de tipo lateral derecho. Los esfuerzos asociados con este movimiento lateral derecho se expresan también en la formación del Graben de Managua, que 17

19 resultaría ser una cuenca de desgarre, rotacional, debida a transtensión derecha, en la zona donde la cadena volcánica activa es interrumpida y desplazada 13 km hacia el sur (Figura 3 y 13). Figura 12 (arriba). Rasgos estructurales locales en los alrededores de la caldera de Masaya. El modelo digital de elevación muestra los rasgos principales y permite percibir las formas del relieve asociadas. La figura en color permite reconocer las estructuras y definir mejor su ubicación (tomado de la página web de INETER). Figura 13 (derecha). Modelo cinemático reciente del graben de Managua, el cual concuerda con aquél publicado por Weinberg en 1992 (tomado de la página web de INETER) 18

20 El graben de Managua, una estructura de 25 km de largo y 13 km de ancho, está limitada por dos sistemas de fallamiento normal, símicamente activos: la falla Nejapa-Miraflores en el oeste y el Sistema Cofradías en el este, ambas con rumbo general norte-sur (Figura 14). Eventos volcánicos se han asociados a ambos sistemas de fallamiento. En el caso del fallamiento de Nejapa-Miraflores, no existe una falla claramente definida, se infiere su existencia a partir de la presencia de más de 20 cráteres y conos, así como de un desnivel de oeste a este de la estructura de 150 m. Las rocas volcánicas emitidas a partir del trazo de esta falla, son los productos más primitivos reportados en Nicaragua, aunque otros productos más evolucionados, también han sido extruídos a partir de este sistema. Figura 14. Mapa estructural del graben de Managua donde se muestran los rasgos estructurales y volcánicos, así como el sentido de movimiento del sismo de 1972 (tomado de van Wyk de Vries, 1993). 19

21 A lo largo de la Falla Cofradía se han llevado a cabo erupciones fisurales con producción de flujos de lava, conos de material soldado y dos anillos de toba de composición basáltica similar a los productos de Masaya (Williams, 1983). Sólo en las cercanías de La Cofradía, se observa un desnivel de 20 m asociado con la falla y el trazo puede seguirse muy bien en los modernos modelos digitales de elevación (Figura 11). Adicionalmente, la ribera del Lago de Managua sigue el trazo de la falla hacia el norte y varios manantiales termales son evidencia de su presencia desde Tipitapa, hasta El Playón a 25 km de distancia. 20

22 Geología del Volcán Masaya INTRODUCCION Para poder evaluar los peligros volcánicos del Masaya, es necesario contar con información geológica que permita reconocer los diferentes procesos eruptivos desarrollados en el pasado geológico e histórico del volcán y analizar la posibilidad de que vuelvan a presentarse. Entre la información más importante se encuentra la estratigráfica. Increíblemente, a pesar de los 42 artículos y trabajos publicados en revistas, memorias y libros, de 9 tesis de posgrado (3 de maestría y 6 de doctorado) hechas por extranjeros (aparte las que se hayan llevado a cabo en la UNAN), no existe mayor información estratigráfica de este volcán desde 1983 (tesis doctoral de S. N. Williams, 1983) o 1993 en términos de la estratigrafía de productos efusivos (Walker et al., 1993). La tesis doctoral de Bice (1980) se refiere al estudio de la estratigrafía de la zona de Managua. Los trabajos recientes de los geólogos de la República Checa y de diversas compañías privadas se han enfocado a estudiar el registro estratigráfico de la cuenca de Managua, con el fin de evaluar las amenazas naturales asociadas o directamente para obtener información relevante para la construcción de obras de infraestructura. Existe una vasta literatura científica acerca del volcán Masaya, sin embargo, la mayor parte de los trabajos publicados hacen referencia a la naturaleza de sus gases volcánicos y procesos de desgasificación. Más recientemente, un grupo de investigadores británicos han conjuntado esfuerzos para observar de manera más cercana la estructura de la caldera (Rymer et al., 2002). Las discusiones y descripciones que se presentan a continuación son compilaciones e integración de resultados de los trabajos mencionados. Se presenta primero, una reseña importante de trabajos en el área de Managua. 21

23 BREVE RESEÑA DE LOS ESTUDIOS GEOLÓGICOS EN EL AREA DE MANAGUA McBirney y Williams (1965). Trabajo clásico sobre la estructura geológica, tectónica y volcanismo de Nicaragua. Centran el área de Managua dentro de la problemática de la Depresión de Nicaragua y muestran en un perfil la fosa tectónica o graben. Describen una secuencia de rocas en un corte de la carretera cerca de Mateare (El Esfuerzo), que incluye capas de pómez dacítica (provenientes de Apoyeque), cenizas (de grano fino) y escorias de colores gris y negro. Otras exposiciones de pómez fueron descritas por estos autores como un horizonte importante en varias localidades dentro de Managua. Kuang (1971). Define formaciones volcano-sedimentarias de edad Cretácico - Pleistoceno. Se describen los centros volcánicos del Sistema Miraflores Nejapa y formaciones como el Grupo Las Sierras. Este grupo es descrito con 650 m de espesor e interdigitado con la Formación El Salto, en cuya sucesión predominan rocas máficas, sobre todo ignimbríticas. Se correlaciona con las Formaciones Bagaces y Liberia en Costa Rica. Parsons Corporation (1972). Mencionan que sismos catastróficos como los de 1931 y 1968 podrían volver a ocurrir. También describen al Grupo Las Sierras. Schmoll y colaboradores (1975). Llevan a cabo estudios estratigráficos, cartografían fallas y centros volcánicos desde la Cresta de Mateare en el E hasta Tipitapa en el O y, desde el Lago de Managua hasta la Cordillera del Pacífico (la Cresta de Las Nubes) en el sur y, asimismo, hasta la Caldera de Masaya. Mencionan que los materiales piroclásticos que se hallan en Managua tienen influencia de los volcanes Masaya y Apoyeque. Denominan Proto Masaya a un aparato volcánico anterior a la creación de la actual caldera y que emitió los productos de la Formación Fontana. 22

24 Woodward y Lungren (1975). Se propone la primer columna estratigráfica general del área de Managua. Se mantiene el Grupo Las Sierras sobreyacido por los productos piroclásticos del Grupo Managua. El horizonte inferior del Grupo Managua es el Lapilli Fontana (proveniente de Masaya). Además, notan la presencia de tres capas de pómez provenientes de la caldera de Apoyo. En la parte superior de la secuencia reportan tres capas de escoria (San Judas) del Holoceno. Menciona la presencia de cenizas consolidadas El Retiro cuya edad se establece en mil años. Woodward y Clyde (1976). Establece parámetros de correlación de las capas en Managua. Llaman la atención hacia depósitos emplazados por subsidencia, derrumbes y temblores. Mencionan la pómez de Apoyeque, y estiman una edad de 1-5 mil años. Bice (1980). Trabajo fundamental de la estratigrafía de Managua. Describe al Grupo Managua incluyendo rocas volcaniclásticas, epiclásticas y sedimentarias aflorando en Managua y sus alrededores. Incluye la capa de lapilli Masaya, las pómez Apoyeque Inferior, Apoyo, Apoyeque Superior, el horizonte de las Tres Capas, la pómez Jiloá y la Toba Masaya, separadas por sedimentos y suelos fósiles (Figura 15). Una contribución muy importante de Bice (1980), es la determinación de los centros eruptivos que emitieron la columna propuesta, a través de la reconstrucción de las fuentes de emisión usando mapas de isopacas. Williams (1983). Este es el trabajo más importante de la caldera de Masaya desde el punto de vista volcanológico. Describe diversos depósitos piroclásticos de caída (plinianos) del Grupo Masaya cuya fuente de emisión fue el volcán Masaya (depósitos Fontana y San Judas). Adicionalmente, describe depósitos de oleadas piroclásticas excepcionalmente voluminosas y potentes, que establecen un precedente importante sobre erupciones explosivas de gran magnitud en volcanes de composición basáltica. Aporta una estratigrafía básica 23

25 de los productos explosivos y efusivos, útiles en el entendimiento de la evolución del sistema volcánico. Se estiman las edades de numerosas unidades estratigráficas descritas en este trabajo. Figura 15. Columna estratigráfica de Bice (1980). Hradecký y Taleno (1988). Estudian el volcán Apoyeque y sus productos, modificando parcialmente la estratigrafía establecida por Bice (1980). Walker y colaboradores (1993). Estudian las características geoquímicas de las secuencias efusivas establecidas por Williams (1983) utilizando diversos análisis químicos de elementos mayores, tierras raras e isotópicos. 24

26 Van Wyk de Vries (1993). Estudio petrológico regional de lavas y productos piroclásticos de volcanes de Nicaragua. Su enfoque es sumamente importante al aportar una visión tectonovolcánica de los rasgos geológicos regionales y en particular del Graben de Managua. Define la Caldera Las Sierras, previa al complejo volcánico de Masaya. Frischbutter (1997). Trabajo sobre tectónica, incluyendo el Graben de Managua. Describe su naturaleza de cuenca transtensional o de desgarre (pull-apart bsin), naturaleza establecida por Weinberg (1992). No obstante, enfatiza la naturaleza activa de las fallas que conforman este sistema transtensional. Fujiwara y colaboradores (1993). Establecen una columna litoestratigráfica de Managua, enfocada a su uso en trabajos de ingeniería. Hradecky y colaboradores (1997). Estudios geológicos integrados para el reconocimiento de amenazas geológicas en el área de Managua. Se realizan numerosos mapas (geológicos, geomorfológicos, de isopacas, etc.) y nuevos trabajos de estratigrafía que establecen nuevos y numerosos nombres informales. MORFOLOGÍA Y ESTRUCTURA Los estudios desarrollados por los investigadores Checos, acerca de las amenazas naturales de la zona de Managua, incluyeron la conformación de un mapa geomorfológico (Figura 16). En este mapa se nota la relación íntima entre tectónica y volcanismo en el graben de Managua. Se señalan las zonas de inestabilidad de taludes por la cercanía a zonas de falla o colapso de estructuras volcánicas, se hacen evidentes los trazos de zonas de fracturamiento y la posición de centros eruptivos, asociados a tales rasgos estructurales. 25

27 El volcán Masaya es un gran volcán escudo basáltico compuesto de una serie de calderas y cráteres anidados, el más grande de los cuales es el escudo y caldera Las Sierras (Rymer et al., 1998; van Wyk de Vries, 1993) (Figura 17). Figura 16. Mapa morfoestructural de la zona vecina a la caldera de Masaya. 1. Centros volcánicos recientes, 2. Remanentes de las pendientes estructurales de las Sierras de Mateare y Managua, 3. Depresiones tectónicas con rellenos, 4. Relieve tectónico, 5. Planicies de depositación de los materiales de Masaya y Apoyeque, 6. Planicie volcanosedimentaria de Tipitapa (Hradeky, 1997). Dentro de la caldera Las Sierras se encuentra el volcán Masaya sensu stricto, que es un escudo bajo compuesto de lavas y tefras basálticas. Dentro de la caldera Masaya, ha crecido un complejo basáltico a través de una serie de fuentes eruptivas principalmente semicircular que incluye a los conos Masaya y Nindirí, que albergan los cráteres Masaya, Santiago, Nindirí y San Pedro. Las 26

28 paredes de los cráteres indican que ha habido varios episodios de formación de conos y cráteres (Figura 18). Figura 17. Mapa de localización regional del volcán Masaya. Se muestra la caldera Las Sierra (b) que engloba la caldera Masaya, que a su vez contiene bocas más recientes (círculos negros). El mapa (c) muestra la zona activa actual y los rasgos estructurales como fisuras eruptivas (punteadas), límite de los cráteres (dentados) y bordes de los cráteres de explosión, algunas lavas y fisuras indican la fecha de su erupción (Rymer et al., 1998). 27

29 El piso de la caldera de Masaya está cubierta pobremente por vegetación, indicando quizá su origen en menos de 1000 años. No obstante, sólo dos flujos de lava han surgido desde el siglo XVII (en 1670 desde el cráter Nindirí y en 1772 desde un flanco del cono Masaya). Figura 18. Estructura de los cráteres. a) Esquema del cráter Santiago, L indica lavas, línea punteada indica tefras y el moteado brechas, se muestran también cavernas y bocas que se han abierto de 1986 a b) Mapas que muestran la evolución del cráter desde 1986 a 1997 (Rymer et al., 1998). 28

30 La actividad histórica se ha restringido a los conos Masaya y Nindirí, con pendientes muy pronunciadas en sus flancos occidental y sur. Las paredes internas de los cráteres revelan la predominancia de material piroclástico (escoria gruesa o capas de material soldado). Las laderas norte y oriental son más suaves y están cubiertas por materiales lávicos, los cráteres en su interior confirman la predominancia de material efusivo en esos flancos. Rymer y colaboradores (1998) explican que la construcción asimétrica de del volcán se debe a que los vientos son principalmente del oriente. El cráter Masaya (en el cono Masaya) posiblemente se formó después del siglo XVI y es un cráter relleno de lava. El cráter Nindirí está relleno de lavas que constituyeron varios lagos de lava, notablemente en 1570, 1670 y en 1852, aunque luego de la emisión de lavas de 1670, el piso del cráter se hundió a través de un sistema de fracturas circulares, visibles en la actualidad debido a que las cortan los cráteres San Pedro y Santiago. El cráter San pedro es un cilindro de paredes verticales de 400 m de diámetro y 200 m de profundidad, su piso pudo haber sido otro lago de lava. El cráter Santiago se formó entre 1858 y 1959 y ha sido el principal sitio de actividad en el Masaya, particularmente de los eventos de desgasificación. Consiste de un cráter principal de 150 m de profundidad y un cráter interno también de 150 m de profundidad, donde la boca actual se encuentra localizada. En las paredes este y norte quedan expuestas capas de lava que cubren un cono cinerítico hacia el sureste. Las paredes viejas del cráter (suroeste y noreste) están compuestas de capas de ceniza fina y escoria. Su pared occidental muestra el relleno del cráter Nindirí, exponiendo fallas concéntricas con inclinaciones de en forma radial y se extienden hacia zonas altamente fracturadas y en varias áreas roca masiva representa el relleno de cavidades con magma, hacia la parte inferior del cráter (Figura 19). 29

31 Figura 19. Fotografía y esquema estructural de la pared Nindirí del cráter Santiago (Rymer et al., 1998). Prácticamente todos los cráteres del volcán Masaya son cilindros de paredes casi verticales o cercanamente extra plomadas, cortan todo tipo de litologías, los 30

32 pisos de sus cráteres tienen forma de embudo excepto cuando están cubiertos por lagos de laga y sus colapsos se llevaron a cabo a través de sistemas de fallas con inclinaciones radiales hacia afuera. Según Rymer y colaboradores (1998), tales paredes verticales se formaron por colapso por encima de los juegos de fracturas. El cráter interno del Santiago, sin embargo, pudo formarse de una manera distinta, al quedar sin techo cámaras pequeñas primero dejando un agujero y luego colapsándose hasta dejar al descubierto cavernas de 5 a 30 m de diámetro. ESTRATIGRAFÍA Williams (1983) definió la estratigrafía general de la caldera de Masaya y Walker et al. (1993) particularizó en la estratigrafía de productos efusivos (Figura 20). Figura 20. Mapa geológico de la caldera Masaya (Walker et al., 1993). 31

33 Formación Las Sierras (TQ v ) Es un complejo grupo de flujos de lava, ignimbritas, depósitos de caída y sedimentos volcanogénicos que afloran en un área amplia. En la caldera, la Formación Las Sierras ocurre como un flujo de lodo rico en líticos o, posiblemente, como un depósito ignimbrítico de composición andesítica. Esta unidad puede llegar a tener un espesor de hasta 680 m. Aunque la edad se ha considerado Plio-Pleistoceno debido a que se interdigita con la parte superior de la Formación Brito, una muestra de carbón hallada en la unidad ignimbrítica arrojó una edad de 29,200 años AP. Pared de la Caldera y Ceniza Escoriácea (Q aw1 ) Depósitos de caída estratificados que se observan muy bien en la parte occidental de la caldera. Esta unidad incluye el Lapilli Fontana (Bice, 1980, estimó su edad en 30,000 años AP) (Figura 21) y la Formación San Judas (Figura 22). Figura 21. Mapa de isopacas del Lapilli Fontana, las unidades están dadas en cm (Williams, 1983). 32

34 Figura 22. Mapa de isopacas de la Formación San Judas, las unidades están dadas en cm (Williams, 1983). Lavas de la Pared de la Caldera (Q aw2 ) Flujos de lava basáltica con estructura pahoehoe (notablemente sin brechas de flujo) y posibles unidades ignimbríticas en la parte NW de la caldera. Cubren a la secuencia piroclástica en la parte oeste de la caldera, cerca de donde aflora el Lapilli Fontana. La edad de estas lavas se ha determinado por análisis K/Ar de roca total entre 95,000 y 360,000 años AP. Depósitos de Flujo Piroclástico (Q f3 ) Una brecha tobácea aflora cerca de la cima de la pared de la caldera. Se trata de una ignimbrita o depósito de flujo piroclástico basáltico (Figura 23). Depósito de oleada piroclástica (Q s4 ) Son los depósitos pre-caldera más jóvenes. Contienen bloques líticos subangulares en capas masivas o en series de estratificación cruzada con gradación normal con escorias y cenizas de caída en la parte superior del 33

35 depósito. Su composición es basáltica (Figura 24). Su distribución es muy amplia y en la ciudad de Managua puede ser en promedio de 15 a 100 cm (Figura 25). Figura 23. Distribución de la ignimbrita Q f3 dentro y alrededor de la caldera Masaya. El espesor está dado en m. La línea sólida muestra la distribución del escenario de volumen mínimo (1.1 km 3 ) y la línea punteada el caso de volumen máximo (1.7 km 3 ). Si se toman en cuenta productos coignimbr ticos los volúmenes totales podrían ser de 2.2 a 3.4 km 3 (Williams, 1983). Productos de la Caldera (Q v5 )Flujos de lava y depósitos de caída asociados basálticos, producidos después del colapso de la caldera a partir de una serie de centros eruptivos en o cerca de las fallas que limitan la caldera. Los flujos de lava son tipo aa y su distribución no es muy extensa. 34

36 (Q l6 )Flujo de lava Vía del Tren. Flujo masivo extruído posiblemente a partir de una boca en la falla que limita la caldera por el norte. Figura 24. Sección esquemática de la oleada piroclástica Q s4. Se muestran los parámetros de tamaño de grano y clasificación en las unidades masivas basales (Williams, 1983). (Q v7 )Estos son los depósitos más viejos en el piso de la caldera. (Q v8 )El Complejo del Cráter Santiago consiste sólo de un cono cinerítico y flujos de lava expuesto en la pared sur del cráter. Las paredes este y norte están 35

37 compuestas de material derivado del cráter Masaya y en el lado oeste del cráter Nindirí. Figura 25. Mapa de isopacas de la oleada piroclástica Qs4 en metros. Se muestran espesores acumulados de estratos masivos y unidades de oleada piroclástica con estratificación cruzada y los depósitos de caída asociados (Williams, 1983). (Q v9 )El Complejo del Cráter Masaya es un grupo de flujos de lava, lagos de lava y depósitos de escoria y material soldado de caída que afloran en las paredes del cráter. 36

38 (Q a10 )Depósito de cenizas y escoria de caída que cubren las faldas bajas del cráter Masaya. (Q l11 Q a11 )Flujo de lava en bloques con cenizas y escorias asociadas, aglutinadas y fisuradas provenientes del Comalito. (Q l12 )Flujo de lava Casa Vieja caracterizado por sus cristales de plagioclasa de hasta 1 cm de largo. (Q l13 )Flujo de lava pahoehoe que aflora en una amplia zona baja en la ladera NW del cráter Masaya. (Q l14 )Es el flujo de lava más extenso y con el mayor volumen de todos. Su fuente fue probablemente el cráter San Juan y se caracteriza por sus vesículas alineadas con cristales brillosos provenientes de fases de vapor y por su bajo contenido de cristales. (Q a15 )Depósito de escoria (aglutinada) de caída proveniente del cráter San Juan producida posiblemente por explosiones estrombolianas. (Q a16 )Depósito de escoria con una distribución mayor proveniente del cráter Masaya con espesores de 1 a 2 m. Un suelo lo separa de Q a14. Ocasionalmente contiene grandes bloques líticos angulares de gabro (Q l17 )Lava potente en bloques proveniente de un lago de lava del cráter Masaya, parecido al de 1670 (Q l27 ). (Q l18 )Flujo de lava aa ampliamente distribuido, cubriendo completamente el sector noreste del piso del cráter. Proviene de una colina pequeña cubierta por cenizas al oeste de Montoso. 37

39 (Q l19 )Flujo de lava aa muy ampliamente distribuido cubriendo la parte norte del piso de la caldera. (Q v20 )El Complejo Nindirí consiste de flujos de lava, conos de ceniza y lagos de lava desarrollados en etapas diferentes durante la evolución del cráter Nindirí. Uno de sus lagos de lava estuvo activo en 1524 a la llegada de los conquistadores (Q l21 )Flujo de lava inusualmente potente, expuesto abajo del Ventarrón en la pared oeste de la caldera. (Q l22 )Flujo de lava de pequeño volumen que aparentemente hizo erupción a partir de un sitio donde actualmente se encuentra el cráter San Pedro. (Q l23 )Brechas de flujo en bloques provenientes de una fisura de orientación noroeste en los flancos del cráter San Pedro. (Q a24 )Depósito de cenizas y escoria que cubre el Complejo Nindirí y se extiende a corta distancia de su origen. (Q l25 )Flujo de lava pahoehoe con abundantes y grandes tubos de lava, tal vez formado en 1835, justo antes de la formación del cráter Santiago. Se caracteriza por la abundancia de fenocristales de plagioclasa y pequeñas vesículas de 3 mm de diámetro. Este flujo también está presente en el fondo del cráter Masaya, desde donde alimentó un pequeño cono y un flujo subsidiario. (Q l26 )Flujo de lava Oviedo, lava pahoehoe con abundantes fenocristales de plagioclasa justo debajo de la Plaza Oviedo en la orilla norte del cráter Santiago. (Q l27 )Flujo de lava aa de Rellenó el cráter Nindirí con una serie de lagos de lava y finalmente se derramó por el flanco norte del cono Nindirí. 38

40 (Q l28 Q a28 )Flujo de lava de 1772 con sus cenizas y escorias asociadas, provenientes de una boca de 3 m de ancho por 5 m de alto sobre una fisura a mitad de un flanco del cráter Masaya y simultáneamente a lo largo de una fisura con tendencia N-S, que probablemente es una extensión de la Falla Cofradía. Estas lavas fluyeron a casi 3 km al norte de la orilla sumergida de la caldera, siguió al este hacia la ribera del Lago de Masaya y posiblemente ingresó al lago. (Q l29 )El lago de lava de 1965 del cráter Santiago subió hasta cubrir los escombros que habían rellenado el fondo el fondo del mismo desde la anterior etapa eruptiva en (Q al )Aluvión erosionado de las paredes de la caldera y que cubre actualmente el piso de la caldera. ESTRATIGRAFIA DETALLADA DE LOS PRODUCTOS EXPLOSIVOS Adicionalmente a los trabajos de Bice (1980) y Williams (1983), que son los trabajos que establecen la estratigrafía básica para la caldera de Masaya, recientemente Hradecky y colaboradores (1997) han revisado tal estratigrafía (Figura 26). Esta nueva estratigrafía sigue siendo informal (y de hecho no se recomienda el uso de estas denominaciones hasta que no sean formalmente publicadas), pero se anexan sus descripciones con el fin de contar con información abundante sobre los depósitos y así, entender mejor los procesos que ocurren en el volcán. Grupo La Estrella. Formado predominantemente por tobas vítreas y líticas soldadas con intercalaciones de depósitos de oleadas piroclásticas y escorias. La parte inferior está formada por depósitos de flujos piroclásticos y de caída de cenizas coignimbríticas, de composición toleítica a calcialcalina. Sus rocas fueron formadas por las explosiones del volcán La Estrella, la fase más vieja de Masaya 39

41 (Caldera La Estrella). Su edad se estima de 0.6 a 1.6 Ma. Su espesor máximo es de alrededor de 50 m. Figura 26. Columna estratigráfica reportada por Hradecky y colaboradores (1997). 40

42 Grupo Planetario. Constituido por toba arenosa de grano grueso con intercalaciones de pómez y horizontes de escoria. En su parte superior se observan depósitos de oleadas piroclásticas y rocas depositadas en ambientes subacuáticos. Sus fuentes probablemente son: un centro volcánico en el área del pueblo El Planetario, para los productos félsicos, la caldera Las Nubes (fase vieja de Masaya) y un centro volcánico del lineamento Miraflores Nejapa (rocas andesíticas, las más predominantes). Su espesor máximo es de 35 m. Se le encuentra cerca de la carretera vieja a León. Su edad es correlacionable con la del Grupo Las Nubes (200 a 600 mil años), con la que tiene contacto transicional. Grupo Las Nubes. Formado por la erupción de la caldera Las Nubes (Proto Masaya de Schmoll y colaboradores, 1975, Caldera Las Sierras de van Wyk de Vries, 1993). La roca típica es una toba arenosa de grano grueso con intercalaciones de escoria. Los materiales corresponden a depósitos de flujos piroclásticos, brechas volcánicas y pómez, con composiciones de basaltos toleíticos a calcialcalinos y son ricos en Ti y Ni. También se incluyen depósitos provenientes de otros centros volcánicos (lineamento Miraflores Nejapa y el volcán La Mina). El espesor máximo es de alrededor de 34 m. Subyace a las Escorias Fontana y sobreyace a los depósitos del Grupo Estrella. Se estima una edad de 200 a 600 mil años. Escorias Fontana. Escorias negras relativamente homogéneas de composición basáltica de afinidad toleítica. Trabajos anteriores las reconocen como Capas de Lapilli Masaya (Bice, 1980) o Lapilli Fontana (Williams, 1983). Son depósitos piroclásticos de caída que muestran estratificación o laminación. Se distribuyen ampliamente en la cresta y en el sur de Las Sierras de Managua, en la zona sur de Managua y en las cercanías de la carretera vieja a León. El espesor máximo es de 6-7 m u 8 9 m si se toma en cuenta un depósito de caída adicional. Sobreyace al Grupo Las Nubes y están cubiertas por los depósitos de El Crucero y del volcán Ticuantepe. Se estima su edad en mil años. 41

43 Subgrupo El Crucero. El subgrupo pertenece al Grupo Managua y yace sobre las Escorias Fontana. Formado por bancos de tobas arenosas basálticas de afinidad toelítica, contiene intercalaciones de escorias negras y es típica la presencia de horizontes de meteorización y suelos fósiles. Su espesor máximo es de 10 m. Los centros volcánicos fuentes de los productos piroclásticos son Masaya y centros volcánicos de Miraflores - Nejapa. Se le encuentra en Las Sierras de Managua y en las cercanías de la población El Crucero. El Crucero yace debajo de la pómez Apoyeque y sobre Las Escorias Fontana. Su edad se estima en mil años. Escorias San Judas (Masaya Triple Layer). Nombrada así por Woodwardt y Lundgren en 1975 y reconocida como la Capa Triple por Bice (1980). Tiene una estructura estratificada de intercalaciones de cenizas y escoria negra (contiene lapilli acrecional) de caída y en su base depósitos de oleada piroclástica. En su base se observan abundantes hojas y tallos de plantas. Esporádicamente se encuentran espesores de hasta 2.5 m. Las Escorias San Judas representan el producto de una erupción pliniana del volcán Masaya (altura de columna de más de 18 km) que produjo 1.7 km 3 de materiales volcánicos fragmentados hace 6,500 a 7,500 años. La altura de la columna de la erupción fue calculada por el método de Wilson a 18,4 km presuponiendo la rapidez del viento 30 km/hora. Se supone, que la cobertura de la masa arrojada puede representar 1.74 (Bice, 1972). Escoria Superior. Cubre a la Escoria San Judas y se distribuye entre La Sierra de Managua y la ciudad de Managua, excepto en sus barrios meridionales, en las pendientes de la Sierra de Managua y en las partes culminantes de ésta sierra (Figura 27). Su espesor disminuye al Oeste, donde su extensión está limitada aproximadamente por la línea Santa Ana - Laguna de Asososca. Es una escoria de color negro con ocasionales fragmentos de rocas volcánicas: el centro volcánico de Masaya y un centro del sistema Miraflores - Nejapa. El 42

44 espesor actual de la Escoria Superior oscila alrededor de unos decímetros. Figura 27. Mapa de isopletas de la Escoria Superior (Hradecky y colaboradores, 1997). Tobas Ticuantepe. En la vecindad Oeste y Noroeste de la caldera Masaya se conocen lugares con notable acumulación de deposiciones de escorias de color gris oscuro a negro, descritas por Williams (1983). Representan productos de las 43

45 oleadas piroclásticas de una erupción pliniana del Volcán Masaya. Afloran en muchos lugares cerca del volcán y también en la parte occidental de la ciudad. Están acompañadas por los depósitos denominados Talpetate. Woodward y Clyde (1975) las llamaron Formación El Retiro. Su espesor alcanza los 10 m y 3 m el depósito de caída. Las escorias negras (de composición basáltica y afinidad toleítica) del depósito de oleada piroclástica se intercalan con tefras de caída amarillas que contienen una gran cantidad de lapilli acrecional de hasta 2 cm de diámetro. Escoria Última (EU). Escoria que aflora en las periferias meridionales, suroccidentales y en el norte de Managua. La capa de Escoria Última alcanza 0.5 m, excepcionalmente hasta 1 m de espesor (El Crucero). En la columna estratigráfica del Grupo Managua, representa el producto explosivo más joven de todos. Yace sobre las tobas de Ticuantepe, cuya edad se estima en 3 mil años. Por su posición y distribución, la Escoria Última es muy importante para la evaluación de amenaza volcánica de una erupción moderada del Volcán Masaya (Figura 28). PETROLOGÍA DE LOS PRODUCTOS ERUPTIVOS Las lavas y material piroclástico (basáltico a basáltico-andesítico) del Complejo de la Caldera de Masaya posee numerosas características geoquímicas distintivas: una relativa homogeneidad composicional, contenidos bajos de Al 2 O 3 y altos de FeO, un patrón de diferenciación toleítica (baja presión) y elevadas concentraciones de elementos litófilos de radio iónico grande (por ejemplo: el contenido de Ba de 800 ppm aproximadamente). En diagramas de fase CMAS, sus composiciones siempre caen en o cerca de bajas presiones cotécticas. Adicionalmente, los basaltos de Masaya tienen inusualmente altas relaciones 87 Sr/ 86 Sr y 10 Be. 44

46 El Masaya ha exhibido ciclos composicionales de mediano plazo, que se refleja en los patrones con cambios bruscos en el contenido de TiO 2 y de FeO*/MgO. También numerosos cambios composicionales abruptos de largo plazo coinciden generalmente con la formación de la caldera. Figura 28. Mapa de isopletas para la Escoria Ultima (Hradecky y colaboradores, 1997). 45

47 Los diversos rasgos geoquímicos de Masaya, conjuntamente con las observaciones volcanológicas, indican que este volcán es subyacido por una cámara magmática grande (de 10km 3 ) y somera que constituye un sistema abierto. Aunque la cristalización fraccionada es un proceso significativo en la cámara de sistema abierto de Masaya, la mezcla de magmas y contaminación magmática también son importantes. La mezcla de magmas es importante para explicar los cambios estratigráficos discontinuos en composición de magmas observados en el Masaya. También, la contaminación cortical es necesaria para explicar las concentraciones generalmente elevadas de 87 Sr/ 86 Sr y elementos litófilos de radio iónico grande. Walker et al. (1993) han concluido que dos componentes se hayan mezclados en la cámara magmática de Masaya: un componente basáltico pobre en elementos litófilos de radio iónico grande (como el emitido en los conos cineríticos de Nejapa y Granada) y un componente félsico rico en dichos elementos (como el emitido en las vecinas calderas de Apoyo y Apoyeque). Las primeras, sin embargo han dominado, su mezcla con las segundas, terminan con formación caldérica. Irónicamente, el sistema abierto ha ejercido un control fundamental en el mantenimiento de una relativa homogeneidad de composición. El volcán Masaya es un volcán muy interesante desde el punto de vista petrogenético al poseer las relaciones de 10 Be/ 9 Be más altas dentro de los volcanes asociados a márgenes activas. En función de las gráficas U/La-Ba/Th (Patiño y otros, 2000), se piensa que este volcán recibió una dosis completa de componentes de subducción MORB alterado, carbonatos y lodos hemipelágicos. Desde los puntos de vista volcanológicos y geoquímicos, se piensa que una fuente rica en volátiles alimenta al Masaya, haciendo de éste un volcán sumamente peligroso (Carr, 2001). 46

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