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La dorsal NE de Tenerife: hacia un modelo del origen y evolución de los rifts de islas oceánicas 23
siderablermente de las correspondientes al macizo
de Anaga, que se caracterizan en esta zona por un
predominio de coladas subhorizontales, lo que
sugiere la acumulación contra una formación más
antigua. Tanto las edades obtenidas como la polaridad
geomagnética de las secuencias volcánicas
que afloran en la parte inferior de la Mesa de Tejina,
en el borde del macizo de Anaga, indican la
existencia de dos unidades separadas en el tiempo
(fig. 10). Estas formaciones volcánicas están, asimismo,
limitadas por una fuerte discordancia erosiva
con diques truncados, ya mencionada por
Carracedo (1975, 1979). Ancochea et al. (1990)
dataron un perfil en la Mesa de Tejina, obteniendo
edades en las lavas basálticas horizontales de la
parte media y alta de la secuencia de 3,59 y 3,28
Ma, y de 6,12 y 6,5 Ma en la parte inferior, por
debajo de la discordancia y en lavas de composición
fonolítica. Posteriormente, Thirlwall et al.
(2000) dataron con 40 Ar/ 39 Ar la parte inferior de
esa misma secuencia, obteniendo una edad de
8,05 ± 0,14 Ma para una benmoreita, que estos
autores correlacionan con las edades de 6,12 y
6,5 Ma de Ancochea et al. (1990). Finalmente,
Guillou et al. (2004), realizaron un perfil en la
misma secuencia, obteniendo edades de 4,20, 4,04
y 4,01, pero sólo en las lavas por encima de la discordancia,
considerando las inferiores muy alteradas
y no aptas para su datación.
Parece, pues, evidente la existencia en esta
secuencia de dos unidades, una inferior miocena y
una superior pliocena, separadas por una clara discordancia
erosiva de al menos 2 Ma (posiblemente
hasta 4 Ma). Estas características sugieren que la
unidad inferior puede ser, en realidad, el extremo
del Rift NE, sobre el que se apoyaría el macizo de
Anaga (véase fig. 1). Esta prolongación miocena
del rift correspondería a la fase 1 de su actividad
(figs. 6, 7 y 10), en la que el escudo mioceno central
de Tenerife se habría prolongado hacia el NE conformando
el rift inicial (véase corte de la fig. 1), de
actividad recurrente. En este contexto, se explicaría
el amplio y profundo Valle de Tegueste, que se
habría excavado en el contacto del rift con las lavas
horizontales de Anaga (ver fig. 10).
El Rift NE parece haber tenido otra fase de actividad
en el Plioceno, como indica la edad de
2,7 Ma obtenida en el frente de la galería Los Dornajos.
Aunque no hay más edades que permitan
reconstruir la historia volcánica del Rift NE en el
Mioceno y Plioceno, su comportamiento en la última
fase de actividad, en el Pleistoceno, parece
sugerir que la actividad eruptiva se produjo en pulsos
relativamente cortos (1,0-1,5 Ma) separados por
periodos mucho más extensos de menor actividad e
intensa erosión. En ese caso, las edades obtenidas
corresponderían a distinas fases eruptivas, como se
indica tentativamente en la figura 7. El núcleo antiguo
del rift (Mioceno-Plioceno) es el que se ha relacionado
con la formación basáltica alterada y con
una densa malla de diques que se corta en el fondo
de las galerías en ambos flancos del rift (fig. 3),
aunque en este trabajo sólo ha podido datarse el
correspondiente al Plioceno (véase fig. 5).
La última fase (pleistocena) del Rift NE
En este último periodo de actividad eruptiva del
Rift NE, que es el único que ha sido estudiado en
detalle en este trabajo, la sucesión de episodios
constructivos y colapsos laterales, que a su vez
vuelven a rellenarse con un volcanismo anidado en
las cuencas de deslizamiento, permite la separación
de diferentes fases que, en conjunto, delimitan con
gran precisión el desarrollo del rift en el último
millón de años.
Fase de desarrollo inicial
En esta fase se levantó un edificio volcánico que
pudo alcanzar 2.000 m de altitud —la altura actual
de Izaña, coherente con la inclinación de las coladas—
sobre un relieve anterior de una altura no
inferior a 800-1.000 m. De este aparato volcánico,
centrado en la zona entre los actuales Gaitero y
Mña. de Joco, sólo aflora actualmente una parte del
flanco NE, en forma de dos triángulos situados a
ambos lados del Valle de Güímar (fig. 11). El resto
del edificio ha sido desmantelado por sucesivos
colapsos laterales o aparece recubierto por erupciones
posteriores.
La polaridad de las lavas y diques de esta formación
(Unidades A 1 y B de la Pared de Güímar) y las
edades descritas evidencian que este edificio volcánico
se formó en el Matuyama superior, en el
periodo que comprende la base del Jaramillo hasta
unos 830 ka, época en que debió alcanzar una configuración
inestable y colapsó. La fase crítica de
construcción se desarrolló entre 1.100 ka y unos
900 ka, como puede apreciarse en la secuencia de
la Pared de Güímar, en que la tasa de crecimiento
pudo alcanzar hasta 10 m/ka, correlativa con una
intensa fase de intrusión y la progresiva inestabili-
Estudios Geol., 65(1), 5-47, enero-junio 2009. ISSN: 0367-0449. doi:10.3989/egeol.39755.056