análisis de la deformación frágil en las islas de tenerife y lanzarote

XIV Reunión Nacional de Cuaternario, Granada 2015
ANÁLISIS DE LA DEFORMACIÓN FRÁGIL EN LAS ISLAS DE TENERIFE Y
LANZAROTE (ISLAS CANARIAS, ESPAÑA). RESULTADOS PRELIMINARES
M.A. Rodríguez-Pascua (1), N. Sánchez (2), R. Pérez-López (1), M.A. Perucha (1), I. Galindo (2), C. Romero (3)
(1) Instituto Geológico y Minero de España. Madrid. SPAIN. ma.rodriguez@igme.es, r.perez@igme.es, ma.perucha@igme.es
(2) Instituto Geológico y Minero de España. Unidad Territorial de Canarias. SPAIN. n.sanchez@igme.es, i.galindo@igme.es
(3) Facultad de Geografía. Universidad de la Laguna. La Laguna. SPAIN. mcromero@ull.es
Abstract (Brittle strain analysis in Tenerife and Lanzarote islands (Canary Islands, Spain). Preliminary results): One of the
parameters that control the dynamics of a zone is the strain field. The studies of brittle strain in Canary Islands are scarce, for this
reason this paper is focussed in the study of microfaults by means of fault population analysis in Tenerife and Lanzarote islands.
After the fault analysis it is possible to observe two perpendicular strain fields in both islands. The NW-SE field is associated to the
extension of the middle Atlantic dorsal, named Atlantic Field. The other strain field have a mean direction perpendicular to the
Atlantic Field, named Local Field.
Palabras clave: Análisis de la deformación frágil, análisis poblacional de fallas, campo de deformación, Islas Canarias.
Key words: Brittle strain analysis, fault population analysis, strain field, Canary Islands.
INTRODUCCIÓN
Uno de los parámetros que controla la geodinámica
de un área es la orientación del campo de esfuerzos
con respecto a las principales estructuras. Para
poder establecer la orientación de los campos de
deformación generados por los esfuerzos se pueden
utilizar técnicas de “análisis poblacional de fallas”
(APF) aplicadas al estudio de la microfracturación. El
conocimiento de los tensores de deformación en una
zona intraplaca es una herramienta necesaria para
establecer
qué
fallas
están
orientadas
preferentemente ante este campo de deformación y
por tanto son susceptibles de ser activas. En el caso
de las Islas Canarias tiene una aplicación directa al
tectovolcanismo y las erupciones recientes. En este
trabajo se presentan los resultados preliminares del
APF realizado en las islas de Tenerife y Lanzarote,
utilizando métodos geométrico-cinemáticos.
SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
Las islas de Tenerife y Lanzarote son islas
volcánicas intraplaca ubicadas a unos 100 km del
borde noroccidental africano (Fig. 1). Tras la fase
inicial de seamount submarino, la evolución
geológica de ambas islas está caracterizada por la
formación de escudos volcánicos miocenos. Durante
esta etapa, se construyen los edificios de Ajaches y
Famara en Lanzarote (15.5-3.8 Ma) y los de Roque
del Conde al sur, Teno al NW, y Anaga al NE, en
Tenerife (11.6-3.6 Ma) (Ancochea et al., 1990, 1996).
En el Plio-Pleistoceno y después de un periodo de
calma eruptiva, la actividad continúa, en Lanzarote,
con la formación de múltiples erupciones basálticas
fisurales, con un máximo en el Pleistoceno Inferior
(Ancochea et al., 1996). En Tenerife, el volcanismo
fonolítico central que dio lugar a la formación de los
conjuntos de Cañadas (profundamente afectado por
procesos de colapso) y del Teide (que prolonga su
actividad hasta tiempos históricos) coexiste con la
actividad de las dorsales NW y NE, y con la
formación de múltiples edificios monogenéticos
basálticos distribuidos por toda la isla.
Fig. 1: Situación geográfica de las islas Canarias y las
islas estudiadas en este trabajo: Tenerife y Lanzarote
(archipiélago de Canarias).
ANTECEDENTES
Los trabajos sobre deformación frágil en Canarias
quedan fundamentalmente ligados al estudio de
diques (p.e. Stillman, 1987, Fernández et al., 2006).
En general son escasos pudiendo citar, entre otros,
los estudios de Fernández et al. (2002) en La Palma,
Marinoni y Pasquarè (1994) en Lanzarote, y en
Tenerife los trabajos de Galindo (2005), Llanes et al.
(2003) en la parte sumergida del macizo de Anaga, o
Marinoni y Gudmundsson (2000) que realizan un
estudio de paleoesfuerzos en los Macizos antiguos
de Anaga y Teno en el que además de diques
utilizan fallas con estría. Estos autores ponen de
manifiesto la necesidad de realizar este tipo de
estudios en el archipiélago para tener una mejor
comprensión de la estructura de las islas.
METODOLOGÍA
Mediante el análisis mecánico de fallas con estría se
puede obtener el campo de deformación en un área
o región geográfica. Los métodos de análisis
poblacional de fallas utilizados en este trabajo son
los siguientes:
— Método de los Diedros Rectos (Pegoraro, 1972;
Angelier y Mechler, 1977) (geométrico-cinemático).
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— Modelo de Deslizamiento (De Vicente, 1988; a
partir del modelo de Reches y Dietrich, 1983).
El método base sobre el que se ha trabajado es el
Modelo de Deslizamiento (De Vicente, 1988), por su
clara representación gráfica y por tratarse de un
método directo. Esto permite separar subpoblaciones
de fallas compatibles con diferentes direcciones de
máximo acotamiento en la horizontal (Dey). Se
pueden deducir también los sentidos de movimiento
en las fallas en las que no se hayan podido observar
en el campo (De Vicente, 1988; Capote et al., 1991).
El Método de los Diedros Rectos (Pegoraro, 1972;
Angelier y Mechler, 1977), se ha utilizado en todas
las estaciones y, especialmente, para determinar la
orientación de direcciones de Dey en subpoblaciones.
Estas subpoblaciones se obtienen al dividir, por el
Modelo de Deslizamiento, poblaciones de estaciones
polifásicas. Según De Vicente y Simón Gómez
(1991), el Modelo de Diedros Rectos, como está
definido, no permite solucionar el problema de
eliminar fallas pertenecientes a diferentes etapas de
deformación. Por tanto, se ha utilizado en estaciones
monofásicas, y en polifásicas separadas en
subpoblaciones monofásicas.
Una vez realizado el análisis poblacional de fallas y
calculado el tensor de deformación para cada
estación de medida, se pasará a la elaboración de
mapas de trayectorias de deformación para cada
campo deducido. Para el cálculo de las trayectorias
de deformación se ha utilizado el método de
interpolación de tensores locales desarrollado por
Lee y Angelier (1994) en su programa TRAJECT.
Así, se ha podido determinar la evolución del campo
de deformación regional que ha estructurado la zona
durante el Mioceno superior-Cuaternario. De esta
manera, se obtienen las características locales
(estación a estación) y regionales del campo de
esfuerzos al realizar la interpolación de los tensores
locales. Estos métodos han sido ampliamente
utilizados en diferentes áreas del mundo para el
cálculo del tensor de deformación (González-Casado
et al., 2000, Herraiz et al. 2000, Giner-Robles et al.,
2003, 2009; Olaiz et al., 2009).
Para el APF es necesario contar con el par datos
plano de falla – estría (Fig. 2), en la actualidad se
Fig. 2: Falla con estrías normal direccionales en
materiales, en dique sienítico (San Miguel de Abona,
Tenerife).
han medido 444 fallas en Tenerife (en 38 estaciones)
y 188 en Lanzarote (en 20 estaciones) (Fig. 3).
Fig. 3: Estación de medida en fallas normal
direccionales en la Montaña de los Dolores
(Pleistoceno) (Mancha Blanca, Lanzarote).
DISCUSIÓN
Una vez analizados los datos mediante los métodos
de APF se han obtenido las direcciones de Dey para
cada estación, habiendo diferenciado para su
representación las que corresponden a una
componente principalmente inversa, normal y en
dirección. En la mayoría de las estaciones de medida
analizadas se observan dos campos de deformación
superpuestos, que muestran una dirección de Dey
perpendicular entre sí, uno de dirección media NOSE y otro NE-SO (Figs 4 y 5). Si se tiene en cuenta
la dirección de apertura de la Dorsal Centroatlántica
el campo NO-SE quedaría influenciado por esta
apertura, por lo que lo hemos denominado Campo
Atlántico, mientras que el NE-SO se ha denominado
Campo Local.
En el caso de Lanzarote el Campo Atlántico queda
peor definido que el Campo Local, con 7 estaciones
con esta orientación media. Sin embargo, el Campo
Local tiene más puntos repartidos en la superficie de
la isla, estando presente en 16 estaciones (Fig. 4).
Las trayectorias de deformación de este este Campo
Local muestran una traza sigmoidal, tendiendo a ser
N-S en los macizos antiguos, situados en los
extremos norte y sur de la isla, y NE-SO en las
zonas centrales, caracterizadas por un volcanismo
plio-pleistoceno e histórico. En esta zona central el
tensor
de
deformación
tiende
a
ser
fundamentalmente extensivo pasando a direccional
en la zona norte al llegar a los macizos antiguos.
Para Tenerife se obtiene un resultado muy similar
(Fig. 5), aunque en este caso ambos campos de
deformación quedan bien definidos por un número
significativo de estaciones. El trabajo de Marinoni y
Gudmundsson (2000) también indica la presencia de
estos dos campos de deformación, tanto para el
Macizo de Anaga como el de Teno. El Campo Local
también tiene una distribución sigmoidal, de
dirección NE-SO en la zona noreste, oeste y sur,
tendiendo a ser E-W en la zona central de la isla. Las
estaciones que se han medido en el material
deslizado de macrodeslizamiento de Abona (Dávila
Harris et al., 2014) aparecen en gris en la figura 4 y
no tienen peso en el cálculo de las trayectorias de
deformación. Se han incluido por presentar
coherencia con el resto de estaciones sin que se
haya podido discriminar por el momento si son
consecuencia del propio deslizamiento o son
fracturas posteriores a dicho evento.
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Fig. 4: Estaciones de medida de APF y resultados
preliminares para la isla de Lanzarote de las direcciones
de Dey y trayectorias de deformación obtenidas: A) Campo
Atlántico y B) Campo Local.
Estos son resultados preliminares de los datos
tomados hasta el momento. Con esta información
podemos inferir que ambos campos han coexistido
desde el inicio del volcanismo que generó el
archipiélago de Canarias, ya que las dos poblaciones
de
datos
se
observan
desde
materiales
pertenecientes a los macizos antiguos hasta en los
materiales más modernos. El Campo Atlántico
estaría ligado a la apertura de la dorsal y al arrastre
de la corteza oceánica, mientras que el local estaría
condicionado por las grandes líneas de debilidad de
dirección NE-SO generadas por la apertura de la
dorsal en la corteza oceánica. Su disposición
sigmoidal correspondería al giro sufrido por el
archipiélago desde su origen hasta la actualidad al
irse desplazando por la apertura del Atlántico y
girando con respecto al polo euleriano situado al N.
Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiado por el
proyecto VOLTEC-3T del Organismo Autónomo de Parques
Nacionales (Ref. 569/2012).
Fig. 5: Estaciones de medida de APF y resultados
preliminares para la isla de Tenerife de las direcciones de
Dey y trayectorias de deformación obtenidas: A) Campo
Atlántico y B) Campo Local.
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