reconocimiento de deslizamientos volcánicos y no volcánicos en la

VI Simposio Nacional sobre Taludes y Laderas Inestables
Valencia, 21-24 Junio de 2005
E. Alonso, J. Corominas, L. Jordá, M. Romana, J.B. Serón (Eds.)
Vol. II, pp. 843-853
RECONOCIMIENTO DE DESLIZAMIENTOS VOLCÁNICOS Y
NO VOLCÁNICOS EN LA ISLA DE GRAN CANARIA
LOMOSCHITZ MORA-FIGUEROA, Alejandro. Dpto. de Ingeniería Civil. Universidad de Las
Palmas de Gran Canaria. Campus de Tafira. 35017 Las Palmas de Gran Canaria.
alomoschitz@dic.ulpgc.es
FERRER GIJÓN, Mercedes. IGME (Instituto Geológico y Minero de España).
C/ Rios Rosas, 23. 28003 Madrid.
CILLEROS CONDE, Antonio. Dpto. de Ingeniería Civil. Universidad de Las Palmas de Gran
Canaria. Campus de Tafira. 35017 Las Palmas de Gran Canaria.
Resumen
En el estudio de grandes deslizamientos producidos en terrenos volcánicos, con relativa
frecuencia se plantea si su ocurrencia ha sido provocada por la actividad volcánica o si, por
el contrario, su génesis fue de otro tipo, es decir, no directamente relacionada con los
procesos volcánicos.
En este artículo se muestran las características principales de tres grandes conjuntos
deslizados de Gran Canaria. Por un lado, los debris avalanche del estratovolcán Roque
Nublo y de la cuenca de Tenteniguada son ejemplos de deslizamientos volcánicos. El
primero se atribuye a una fase volcánica explosiva y es considerado de tipo Bezymianny, y
el segundo se atribuye a las sacudidas sísmicas de erupciones próximas y es de tipo
Unzen. Por otro lado, los numerosos deslizamientos de la Depresión de Tirajana tienen una
génesis erosiva y son, por lo tanto, no volcánicos.
La descripción de estos tres ejemplos se acompaña de los criterios principales que han
permitido su reconocimiento geológico.
1. INTRODUCCIÓN
En las islas volcánicas, los grandes deslizamientos no sólo afectan a los flancos de las
mismas – con los llamados deslizamientos de flanco insular, que suelen tener dos partes:
una subaérea y otra submarina, más extensa – sino que también llegan a ser importantes
los movimientos producidos “tierra adentro”, debido a la accidentada orografía de algunas
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844
islas. Pertenecientes a este grupo, se han escogido tres ejemplos significativos de la isla de
Gran Canaria, donde existen amplios depósitos de deslizamiento, bastante bien expuestos.
En las regiones volcánicas existen muy diversos tipos de deslizamientos, que en una
primera aproximación pueden dividirse en volcánicos y no volcánicos, en función de su
génesis. A grandes rasgos, los deslizamientos no volcánicos resultan similares en sus
características a las de otras muchas regiones. Esto hace que resulte adecuada para ellos la
clasificación de deslizamientos de Cruden y Varnes (1996).
Por otro lado, los movimientos de terreno más frecuentes en áreas de volcanismo activo son
de los siguientes tipos: debris avalanche, slump, lahar y debris flow.
El término volcanic dry avalanche (Nakamura, 1978; Ui, 1983) fue propuesto para designar
grandes deslizamientos de carácter volcánico, en los que el fluido intersticial era vapor, gas
o aire, más que agua líquida. En estos fenómenos el agua está situada en los poros y es
transportada junto con los sólidos como si de otro componente de la masa deslizada se
tratase, mas que contribuir como un fluido a soportar y transportar los clastos. En la
actualidad, a los depósitos resultantes de este fenómeno de este tipo se les denomina
debris avalanche.
Los debris avalanches pueden producirse de formas diferentes. Así, se distinguen tres tipos
de mecanismos generadores: Bezymianny, Bandai y Unzen. En el primero el componente
principal es magmático y en el segundo es de tipo freático; mientras que el tipo Unzen no
está relacionado con erupciones explosivas sino con actividad sísmica.
2. DESLIZAMIENTOS VOLCÁNICOS
2.1 El debris avalanche plioceno del estratovolcán Roque Nublo
La descripción e interpretación de este debris avalanche puede encontrarse en García
Cacho et al. (1994) y Mehl y Schmincke (1999). Por su parte, el estratovolcán Roque Nublo
y sus facies han sido estudiadas, entre otros, por Pérez Torrado et al. (1995), y la
prolongación sumergida del depósito por Funck y Schmincke (1998). A continuación se
expone un resumen de las características principales del mismo.
1. En Gran Canaria se formó, entre los 5.5 y 2.7 millones de años, un gran estratovolcán
central, que alcanzó los 2500 m de altura (1950 es la cota máxima actual) con una
disposición asimétrica definida por extensas y suaves laderas en el Norte y cortas y
pronunciadas laderas hacia el sur. Varios colapsos devastaron el estratovolcán Roque
Nublo, generando depósitos de debris avalanche que excedieron los 25 km de
envergadura y que ocuparon el sector S-SO de la isla. También se adentraron en el
mar, al menos otros 25-30 km, como depósito sumergido, pues han sido identificados
sobre el basamento insular hasta los 1800 m de profundidad.
2. En los estadios finales de crecimiento del edificio Roque Nublo, hace unos 3 m.a.,
sobrevienen una serie de colapsos laterales que afectan principalmente a la porción
meridional del estratovolcán. La importante sucesión de coladas, de varios cientos de
metros, y su mayor inclinación hacia el Sur, proporcionaron unas condiciones previas de
mayor acumulación de tensiones, con tendencia a la inestabilidad en esa vertiente.
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3. García Cacho et al. (1994) describen el debris avalanche de Roque Nublo como un
depósito caótico y masivo, formado principalmente por facies de megaboques y facies de
matriz. Los megabloques conservan las estructuras volcánicas originales, como son la
estratificación y los diques truncados (sin raíz). Son también responsables del relieve
ondulado tipo hummocky, propio de las grandes masas deslizadas, y predominan en las
zonas proximal y media del depósito; mientras que los conjuntos más desagregados y
rotos (facies de matriz) prevalecen en la zona distal. El recorrido de la avalancha fue
controlado por los amplios paleovalles pre-existentes, por donde se canalizó el depósito
(Figuras 1 y 2).
4. Tras aplicar el modelo dinámico de Ui et al. (1986) se atribuye a este debris avalanche
un mecanismo de transporte y emplazamiento de tipo gravitacional. Ciertamente, las
características del depósito, con estructuras volcánicas bien preservadas, sugieren un
transporte en masa con flujo laminar, sin turbulencias o giros significativos. Para una
altura pre-colapso H= 2600 m y una distancia de transporte L= 28 km, se obtiene un
coeficiente de fricción aparente (Hsü, 1975) µ= H/L= 0,09. Este valor resulta acorde con
los de otros debris avalanche, recopilados por Siebert (1984) que varían entre 0.05 y 0.2.
No obstante, este bajo valor relativo sugiere una elevada movilidad, en cuanto a
distancia recorrida, y un transporte extremadamente rápido. García Cacho et al. (1994)
estiman una velocidad máxima de 90 m/s y un tiempo de desplazamiento de unos 5
minutos.
5. Mehl y Schmincke (1999) consideran que el mecanismo desencadenante de la rotura es
incierto. Se plantea que quizás no fuese una erupción, sino tal vez un terremoto, o
incluso que la erosión jugase un papel fundamental en la inestabilidad. En este sentido,
resulta consistente afirmar que alguna de las emisiones volcánicas, altamente
explosivas, del estratovolcán Roque Nublo pudo servir de mecanismo desencadenante
del colapso.
2.2 Criterios de reconocimiento
Entre los elementos que han permitido el reconocimiento del debris avalanche Roque Nublo,
se destacan los siguientes:
-
Relación con el contexto geológico. Las rocas involucradas en el depósito deslizado
se reconocen fácilmente por provenir, principalmente, de los paquetes de la “brecha
volcánica Roque Nublo” (ignimbritas ricas en líticos y matriz tefrítica, de las emisiones
volcánicas del Ciclo magmático II de Gran Canaria).
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Figura 1. Mapa geológico simplificado de los depósitos del estratovolcán Roque Nublo.
La caldera central se representa por una elipse; las zonas punteadas son
afloramientos in situ, mientras que las zonas con cuadros son los restos del depósito
deslizado del sector S-SW (según García Cacho et al., 1994).
Figura 2. Perfil W-E a unos 12 km de la costa suroeste de Gran Canaria (según Mehl y
Schmincke, 1999). El debris avalanche, en gris, rellenó amplios valles con espesores
variables, de hasta 300 m.
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-
Trabajos geológicos previos. En la cartografía geológica de la serie MAGNA (Balcells
et al., 1990) se emplea la denominación “facies deslizadas de la brecha Roque Nublo”.
En efecto, en el campo se reconocen bien los típicos paquetes masivos y potentes
originales, si bien estos están más o menos fracturados y algo o bastante
desorganizados. Por un lado, García Cacho et al. (1994) destacan que en la zona
proximal se reconocen grandes porciones rocosas con fracturas subvertícales, apoyadas
unas sobre otras, como piezas de dominó. Estas vienen a corresponder a la parte de
cabecera del colapso (facies proximal) e incluyen abundantes estrías de fallamiento. Por
otro lado, Mehl y Schmincke (1999) han distinguido 5 componentes y facies:
megabloques (<100 m), bloques de debris avalanche (grandes= 10-100 m; y pequeños=
0,25-10 m), facies homogéneas, facies cizalladas y facies mezcladas.
-
Facies predominantes. Son principales los megabloques y bloques, y la desintegración
incompleta y su buena preservación son propiedades muy destacables. Por el contrario,
las rocas atrapadas entre estos, o entre ellos y el basamento, fueron intensamente
reducidos por cataclasis y abrasión.
-
Formas externas y preservación. La meteorización ha actuado sobre estos materiales,
debido a su carácter brechoide, produciendo cuevas y oquedades, a veces muy vistosas.
Sin embargo, en general, resulta notorio el buen grado de preservación que han tenido.
Esta ha sido facilitada por minerales secundarios que rellenan las grietas, cementando el
conjunto.
Un elemento limitante, del reconocimiento de este debris avalanche, es su gran extensión
(más de 25 km) y a esto se suma la utilidad limitada de la fotointerpretación.
2.3 El debris avalanche cuaternario de Tenteniguada
La descripción e interpretación de este depósito puede encontrarse en los artículos de
Quintana y Lomoschitz (2001-a y 2001-b). A partir de estos, se pueden sacar las siguientes
conclusiones:
1.
Estos depósitos son el resultado de un fenómeno de debris avalanche que ocurrió
dentro del intervalo de hace 0.3 a 2 millones de años, y que consistió en un evento
único, violento y extremadamente rápido, según las categorías de Cruden y Varnes
(1996). Esta horquilla de edades geológicas se ha obtenido gracias a la datación
radiométrica K/Ar de coladas volcánicas infra y suprayacentes (Guillou et al., 2004).
Ocupan una extensión de unos 8.8 km2 y alcanzan un volumen de 0.35 km3, con un
espesor medio de depósito de 40 m.
2.
La distancia L recorrida por la masa deslizada alcanzó los 7,1 km., se ha considerado
una altura H= 1,4 km (desde la coronación del escarpe a la base del depósito), de los
cuales se obtiene un valor del coeficiente de fricción aparente (Hsü, 1975) µ= H/L=
0,1971. Este valor resulta acorde con los de otros debris avalanche, recopilados por
Siebert (1984) que varían entre 0.05 y 0.2.
3.
Se ha tomado una velocidad de desplazamiento de la masa deslizada de 35 m/s, valor
promedio obtenido por otros autores para deslizamientos similares (Voight et al., 1983).
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Esto nos permite pensar que los derrubios tardaron tan sólo unos 3.4 minutos en cubrir
los 7.1 km de recorrido hasta depositarse.
4.
Este gran deslizamiento fue producido por inestabilidad de una ladera situada en el
sector E-NE de la isla de Gran Canaria, a unos 5 km del centro actual de la misma. La
particularidad del depósito resultante reside en que dentro se pueden encontrar
múltiples estructuras que reflejan los mecanismos actuantes durante el transporte y
depósito de un debris avalanche: estructuras en dominó, sandwich, sombras de
acumulación, colas de clastos fragmentados, micro-fallas, inyecciones clásticas; así
como las grietas en rompecabezas (jigsaw cracks), que afectan a clastos y bloques, y
las superficies de relieve alomado (hummocky), que son muy frecuentes en este tipo de
depósitos.
5.
La desestabilización de las laderas debió ser favorecida por la presencia de numerosos
domos y diques volcánicos, que se observan aun en la actual cabecera de la cuenca.
Estos provocaron esfuerzos distensivos y favorecieron la alteración de los materiales
infrayacentes. También procuraron un contorno estructural, con forma de arco,
favorable a la separación del cuerpo rocoso que deslizó (Figura 3).
Figura 3. Evolución geológica de la Cuenca de Tenteniguada. 1: Aspecto de la
Cuenca de Tenteniguada previa al deslizamiento, la intrusión de domos fonolíticos
favoreció la inestabilidad de la ladera. 2: Colapso de la ladera a modo de debris
avalanche. 3: El depósito es canalizado por el paleo-barranco y llega a sobrepasar sus
límites; por encima deja una superficie alomada (hummocky). 4: (a) Los diques
volcánicos del Ciclo III atraviesan el depósito, y las lavas (de basanitas) recubren la
superficie y se acumulan formando conos. (b) El conjunto es disectado por nuevos
barrancos, que dejan visible el debris avalanche (según Quintana, 2003).
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6.
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Por el mecanismo generador, este debris avalanche se asimila al tipo Unzen, pues el
factor desencadenante del deslizamiento fue la actividad sísmica. La sismicidad estaría
asociada con las explosiones freatomagmáticas de los volcanes vecinos, pertenecientes
al Ciclo III de Gran Canaria. La existencia de paleo-barrancos previos (por donde se
canalizó el depósito) y la incorporación de cantos aluviales (en su masa), hacen pensar
que la erosión fluvial dejó libre la base y contribuyó también a la inestabilidad del
conjunto.
2.4 Criterios de reconocimiento
Entre los elementos que han permitido el reconocimiento del debris avalanche de
Tenteniguada, se destacan los siguientes:
-
Trabajos geológicos previos (por ej. Balcells et al, 1992) habían incluido este depósito
dentro de un amplio conjunto, presente en Gran Canaria, que denominaron: “depósitos
de deslizamientos gravitacionales”. No obstante, no llegaron a precisar sus
características y origen particulares.
-
Elementos geomorfológicos destacados en el relieve, y que aún perduran, son ya
señal inequívoca de un proceso “anómalo” que afectó a las laderas. Primero, la marcada
cabecera en anfiteatro de la cuenca de Tenteniguada; que aparece, además, flanqueada
por enormes “roques” que, con forma de protuberancias cilíndricas, son el resto erosivo
de domos fonolíticos. Segundo, los extensos abanicos de derrubios dirigidos desde los
cantiles, en semicírculo, hacia el interior de la cuenca. Y otros rasgos, como las coladas
lávicas subhorizontales sobre el depósito de debris avalanche, o el promontorio que
constituye el pie, debido a un ascenso “en rampa” de la parte frontal.
-
La presencia de facies típicas, reconocibles en el interior del depósito (facies de
megabloques y de matriz), a pesar del aspecto general caótico de los materiales. No
obstante, la observación del interior del depósito ha sido posible por la incisión fluvial
realizada por los barrancos. Si no fuera así, el debris avalanche como tal habría sido
difícilmente identificable.
-
La tendencia estratiforme del depósito. Gracias a los extensos afloramientos de las
paredes de los barrancos, a grandes rasgos el debris avalanche se ha podido asemejar
a un amplio depósito estratificado, de unos 40 m de espesor medio. Este se encuentra
“atrapado” entre el substrato rocoso (del Plioceno superior) y extensas coladas de
basanitas, que lo recubren (del Pleistoceno Medio). Todo ello, a pesar de que la masa
deslizada se encuentra cubierta en la zona de cabecera por potentes coluviones y
hallarse su pie al descubierto.
En contra de los criterios citados, conviene advertir que, si tan sólo se contara con
afloramientos reducidos, los materiales de un debris avalanche pueden pasar
desapercibidos y confundirse con materiales volcánicos originales. Esto ocurre
principalmente en el caso de las facies de megabloques (> 100 m) y, en menor medida, al
confundirse las facies de matriz con coladas piroclásticas o depósitos laháricos, que pueden
asemejarse bastante y cuya variabilidad de facies es amplísima.
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3. DESLIZAMIENTOS NO VOLCÁNICOS
3.1 Los deslizamientos cuaternarios de la depresión de Tirajana
La cuenca superior del barranco de Tirajana contiene la mayor concentración de
deslizamientos de Gran Canaria y, probablemente, de todo el archipiélago canario. En las
publicaciones de Lomoschitz y Corominas (1992), Lomoschitz (1999) y Lomoschitz et al.
(2002) puede encontrarse una descripción de los mismos y una explicación del origen y
evolución de la depresión de Tirajana. Se resumen a continuación:
1. La depresión de Tirajana, con una extensión de 35 km2 y desniveles de 900 m, alberga
en su interior un entramado de 28 cuerpos deslizados. Estos han sido clasificados,
según el tipo de material y el movimiento dominante, según Cruden y Varnes (1996). En
su mayoría fueron deslizamientos traslacionales de roca, derrubios y de tierras (rock-,
debris-, and earth-slides), que suman el 89% del total; mientras que el 11 % restante
fueron movimientos rotacionales (slumps) y de flujo (debris slide). Todos ellos son
considerados deslizamientos no volcánicos.
2. En una primera etapa se movilizaron porciones rocosas de más de 500 m de espesor y
entre 1 y 3 km de longitud, mediante desplazamientos traslacionales (rock slides). Cada
uno de los siete sectores (en los que se ha dividido la depresión) fue primeramente
afectado por este tipo de movimientos, aunque no de manera simultanea. Además de la
geometría y estructura previas, la causa principal de los movimientos se debió a una
profunda incisión de los barrancos por erosión fluvial.
3. En una segunda etapa (o periodo de actividad), y tras el desalojo de los materiales del
pie, se mueven porciones, más o menos completas, de los cuerpos deslizados
anteriores. A partir de aquí la evolución de cada sector es diferente, aunque no
independiente, de los demás. Mientras que algunos cuerpos deslizados son continuos y
están bien preservados en varios kilómetros (por ej. 3.5 km en el deslizamiento de
Agualatente); en otros sectores se desgajan varios cuerpos, con dimensiones cada vez
menores hacia el barranco. Un buen ejemplo es la sucesión Pajonales 1, 2, 3 y Rosiana,
con 2.3 km a 850 m de longitud, en ese orden. Por las características que presentan
estos deslizamientos, a cada uno no se le ha atribuido un único movimiento, sino una
generación de movimientos, pues con seguridad fueron reactivados en varias ocasiones.
4. En la tercera etapa se han producido los deslizamientos actuales (históricos) y recientes
(subhistóricos), cuya morfología general está bien preservada, y en clara dependencia
con la red de drenaje actual.
3.2 Criterios de reconocimiento
Una de los aspectos que más llama la atención de este conjunto de 28 cuerpos deslizados
es su buen estado de conservación. Los deslizamientos se sucedieron en el tiempo, y se
afectaron unos a otros; y en esta sucesión de eventos, la erosión hídrica tuvo un papel muy
importante. En este sentido, son destacables los siguientes criterios de reconocimiento:
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-
851
Creciente grado de descomposición textural. Junto a la identificación de las litologías,
el establecimiento del grado de descomposición de cada porción deslizada, han sido
básicos en el reconocimiento (Figura 4). Se ha comprobado que, en cada sector, los
paquetes de roca aparecen cada vez más descompuestos internamente (roca intacta Æ
roca fragmentada Æ roca rota Æ roca desorganizada Æ material con estructura interna
caótica), indicando la influencia de cada generación de movimientos.
Figura 4. Clasificación del grado de descomposición textural de las masas deslizadas.
Se han establecido 5 categorías, que comprenden desde la roca intacta (1), hasta un
material con estructura interna caótica (5).
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-
La sucesión de formas. Según se indicaba antes, la sucesión temporal de los
deslizamientos, dentro de la misma cuenca, hizo que se afectaran unos a otros, parcial o
totalmente. En general, las formas más recientes son las mejor preservadas, de manera
que son las más fácilmente identificables. No obstante, existen cuerpos principales de
deslizamiento que aún mantienen gran parte de su estructura interna original.
-
Condicionamiento de la red hídrica. El trazado irregular del barranco de Tirajana es
muestra de los desplazamientos laterales que ha sufrido la red hídrica, por el avance de
los distintos pies de deslizamiento. Así mismo, la red hídrica secundaria en muchos
casos aprovecha los contornos de los cuerpos deslizados para incidir en el terreno.
Sumados a los anteriores, han resultado útiles otros criterios, que fueron descritos por
Lomoschitz y Corominas (1992) y Lomoschitz et al. (2002). No obstante, se ha comprobado
que, en su mayoría, se trata de criterios comúnmente empleados, en muy diversas zonas
del mundo, para reconocer deslizamientos.
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