Estudio espectroscópico y DRX de afloramientos terrestres volcánicos en la isla de Tenerife como posibles análogos de la geología marciana
Spectroscopic analysis and XRD of terrestrial volcanic outcrops on the Tenerife Island as possible Martian analogue

E.A. Lalla^1,2, G. López-Reyes², A. Sansano², A. Sanz-Arranz², D. Schmanke³, G. Klingelhöfer³, J. Medina-García², J. Martínez-Frías⁴, y F. Rull-Pérez²

¹ Departamento de Física, Facultad de Ciencias, Universidad de La Laguna, Tenerife, España. Email: lallaea@cab.inta-csic.es

² Unidad Asociada UVa-CSIC al Centro de Astrobiología, Parque Tecnológico de Boecillo, Valladolid, España

³ Universidad de Johannes Gutenberg, Mainz, Alemania

⁴ Departamento de Dinámica Terrestre y Observación de la Tierra, Instituto de Geociencias (CSIC, UCM), Madrid, España

IntroducciónTOP

El éxito de las misiones planetarias depende del desarrollo de la ciencia asociada a los instrumentos a bordo de los orbitadores, “landers” o “rovers”. Mejoras relacionadas con la calibración de los instrumentos, el análisis de materiales en condiciones marcianas simuladas y el estudio de las limitaciones y virtudes de las técnicas para estudiar minerales a distintas escalas son algunas de las líneas de investigación que se están llevando a cabo (Rull & Frías, 2006; Vago, 2006). El estudio preliminar de minerales en afloramientos terrestres considerados “análogos terrestres de Marte” supone un paso más a la hora de explorar las capacidades analíticas de las técnicas implicadas en misiones planetarias. (Lalla et al., 2010). Se define un análogo terrestre como un afloramiento que presenta condiciones geológicas o medioambientales similares a las halladas en otro cuerpo extraterrestre (West et al., 2010). En el caso concreto de Marte es de especial relevancia el estudio de zonas con características geomorfológicas y procesos similares a los desarrollados en Marte, fundamentalmente de carácter volcánico. Entre estos procesos geológicos cabe destacar: (1) Los desarrollados en ambientes áridos y zonas polares con gran actividad de procesos eólicos, periglaciares, evaporíticos o de alteración; (2) los procesos volcánico-glaciares con erupciones efusivas y procesos hidrotermales; y (3) los procesos magmáticos relacionados con la formación de rocas (Osinski et al., 2006; West et al., 2010).

Las islas volcánicas jóvenes, como las islas Canarias, conforman un entorno apropiado para abordar este objetivo ya que se ha propuesto que, en determinados aspectos, podrían servir de análogos para comprender algunos procesos geológicos desarrollados en el pasado de Marte (Carracedo, 1999; Lalla et al., 2011). Uno de los sitios idóneos para llevar a cabo este tipo de estudios comparativos es la isla de Tenerife (Figura 1), en la que se pueden observar afloramientos basálticos correspondientes a las primeras etapas de formación de la isla (Bustillo & Martínez-Frías, 2003; Rodríguez-Losada et al., 2000). Existe mucha y variada información sobre el origen del archipiélago de las Canarias y sus diferentes hipótesis genéticas (véase, entre otros, Araña & Ortiz, 1986; Anguita & Hernán, 1975; Carracedo, 1999, Anguita & Hernán, 2000). El magmatismo de Canarias en general, y el de Tenerife en particular, se caracteriza fundamentalmente por su naturaleza alcalina y la presencia de materiales como las traquitas y fonolitas y ocasionalmente por la aparición de rocas con tendencias toleíticas (Carracedo, 1975; Thirlwall et al., 2000). Con respecto a los procesos de alteración, aparecen una gran variedad de entornos geológicos que albergan o albergaron procesos de alteración submarina, meteorización e interacción hidrotermal. Los distintos procesos mencionados han transformado la mineralogía primaria (olivinos, piroxenos y feldespatos) en materiales secundarios como óxidos, oxihidróxidos, arcillas, sulfatos o carbonatos dependiendo del contexto petrológico y geoquímico de cada zona (Araña, 1979).

Por otro lado, las distintas técnicas implicadas en misiones de exploración marciana como la difracción de rayos X, la espectroscopia IR y la espectroscopia Mössbauer han sido (y son) capaces de obtener información sobre los diferentes entornos geológicos en Marte (Klingelhofer et al., 2003; Ellery et al., 2003). Además, la espectroscopia Raman ha ganado gran aceptación en distintos campos de trabajo como las ciencias forenses, Biología o Arqueología. Del mismo modo, su desarrollo en el campo de la exploración planetaria ha crecido exponencialmente en los últimos años (Rull & Martínez-Frías, 2006; Wang et al., 2003; Sharma et al., 2003). El uso de esta técnica en futuras misiones, como la misión ESA-ExoMars, requiere la caracterización previa de zonas y materiales en nuestro planeta, que puedan servir de análogos a las zonas que serán analizadas en Marte; de esta manera se conseguirá un mejor desarrollo y consolidación de los métodos de trabajo automatizado del instrumento Raman que irá a bordo de esta misión (Barnes et al., 2006; Rull et al., 2011).

En el presente trabajo se han estudiado algunos afloramientos de la isla de Tenerife especialmente interesantes por su potencial como posible análogo de Marte mediante el uso de instrumentación basada en la espectroscopia Raman, difracción de rayos X y espectroscopia Mössbauer. Esta selección incluye la Caldera de las Cañadas, las erupciones históricas (Lavas Negras y el Volcán del Chinyero) y la zona del Malpaís de Güimar.

Descripción geológica de los afloramientosTOP

La Caldera de Las Cañadas presenta una geomorfología (Figuras 1 y 2) compleja, en la que se observan colapsos y depresiones, sobre cuya génesis se han planteado varias hipótesis (Martí et al., 1997; Martí & Gudmundsson, 2000). En el Monte Olimpo de Marte se observa un colapso de 2,5 km en el interior de una caldera mayor, con un diámetro de 85×60 km y con una elevación de al menos 2 km (Carr & Greeley, 1980; Mouginis-Mark & Robinson, 1992). Desde el punto de vista mineralógico-petrológico, la estructura tinerfeña presenta lavas fonolíticas, depósitos piroclásticos, ignimbritas o tefrifonolitas con una gran diversidad textural de plagioclasa intermedia, augita sódica, olivinos, clinopiroxenos y anfíbol entre otros (Rodríguez-Badiola & Carracedo, 2008; Carr, 2007). Por otro lado, la zona de la Caldera de Las Cañadas es muy activa teniendo en consideración las emisiones volcánicas difusas debido a las anomalías en la distribución de la permeabilidad del material volcánico. Este hecho dio lugar a la aparición de una gran variedad de materiales secundarios de origen hidrotermal y relacionados con la emisión de gases, y con procesos de alteración subaéreos (Chevrier, 2007; Donoghue & Troll, 2008; Rodríguez-Badiola & Carracedo, 2008).

Las erupciones históricas (Lavas Negras y el volcán del Chinyero) datan de hace aproximadamente 500 años, estando perfectamente registradas en los libros históricos de la isla de Tenerife (Romero et al., 1986). Lavas Negras o Narices del Teide es una de las últimas erupciones ocurridas en la isla y se encuentra ubicada en el edificio central de la Caldera las Cañadas (gran estructura volcánica que conforma el sector central de Tenerife) que limita en un lateral con el sistema Teide-Pico Viejo (Figura 2). El volcán entró en erupción en 1798 creando 9 bocas que dieron lugar a varias coladas que se extienden por el sector sur de la caldera (Romero et al., 1986). Las bocas más elevadas emitieron fundamentalmente gases, las intermedias piroclastos, y las más bajas coladas de lava. Este tipo de comportamiento es muy común en los volcanes que tienen más de una boca eruptiva. La matriz de las lavas es de carácter vítreo con feldespatos alcalinos, además de contener numerosos fenocristales de clinopiroxenos y óxidos (Rodríguez-Badiola & Carracedo, 2008). Por otro lado, el volcán del Chinyero se encuentra en una zona denominada dorsal Noroeste, en conjunto con otros volcanes como el Volcán de las Cuevitas o el Volcán de Boca Cangrejo, entró en erupción en 1909 dentro del municipio de Santiago del Teide. Los materiales de este entorno volcánico son íntegramente basálticos constituidos por conos, lavas y malpaís que se establecen a modo de islotes (Rodríguez-Badiola & Carracedo, 2008). Desde el punto de vista petrológico se trata de un basalto constituido por fenocristales de augita diopsídica, cristales de olivino, cristales de feldespatos y plagioclasas idiomorfas (Rodríguez-Badiola & Carracedo, 2008).

El afloramiento de Malpaís de Güimar es un conjunto volcánico reciente con una edad global menor a los diez mil años, constituido por un gran cono y un campo lávico asociado que se extiende hasta la costa (Figura 2). Los materiales de la zona son de naturaleza basáltica, aunque hay pequeños enclaves basálticos más antiguos, a modo de islote, que presentan una edad de diez mil años y no fueron cubiertos por la erupción más temprana de Montaña Grande (Risueño-Díaz, 2005; Romero et al., 1986). Geomorfológicamente, las coladas y los enclaves están agrupados en distintas unidades estratigráficas que se han sucedido a lo largo del tiempo. Los materiales que más abundan son una gran acumulación de piroclastos de diferente tamaño, desde finas cenizas pasando por lapillis, escorias y bombas volcánicas. Las coladas son lava tipo “aa” formando el denominado “malpaís”, con zonas de lava pahoehoe, de aspecto más uniforme y donde se aprecian las evidencias de una actividad efusiva debido a los episodios de carácter explosivo (Risueño-Díaz, 2005; Romero et al., 1986). Lo más destacable de la zona son los procesos de alteración hidrotermal, subaérea, submarina y la interacción de materiales antiguos con los fluidos volcánicos más recientes.

El interés de Tenerife en relación con Marte puede sugerirse tanto en relación con similitudes de tipo geomorfológico como en relación con la diversidad petrológica y geoquímica de los conjuntos volcánicos en sus distintas zonas y episodios de formación y posterior alteración (Bish et al., 2013). En Marte, las rocas identificadas hasta la fecha son fundamentalmente, aunque no solo, de tipo basáltico (Christensen et al., 2003; McSween et al., 2009; Agee et al., 2013; Stolper et al., 2013). Por otro lado, aunque en el pasado no se habían encontrado evidencias de reciclamiento del manto marciano para producir materiales ígneos más evolucionados como el granito (Carr, 2007), estudios recientes sugieren una mayor complejidad, con evidencias que sí apuntan a la posible existencia de granitos (Wray et al., 2013). De esta manera, la evolución de los materiales ígneos marcianos y los procesos ocurridos en la geología marciana primitiva se podría entender si se adquiere un mejor conocimiento de las proporciones minerales, composiciones y texturas en los materiales de erupciones jóvenes de entornos volcánicos en la Tierra (Bish et al., 2013; Chevrier, 2007; Christensen et al., 2003; Horgan, 2013). De igual modo, los procesos de alteración hidrotermal como consecuencia de la interacción de los fluidos con los materiales volcánicos son de gran relevancia, ya que son capaces de generar minerales secundarios como óxidos y oxihidróxidos (Bustillo & Martínez-Frías, 2003; Rodríguez-Losada et al., 2000). Un ejemplo de estos procesos en el ámbito de la geología marciana es el caso del cráter Gusev, donde se ha detectado abundancia de olivino, y también de materiales de alteración (Schmidt et al., 2009; Mustard et al., 2008).

Muestreo y metodologíaTOP

El muestreo se llevó a cabo en varias campañas durante 2010 y 2011. Para ello, se contó con el apoyo de las autoridades del Parque y del personal del Museo de la Naturaleza y El Hombre y se siguieron en todo momento los protocolos establecidos, intentando integrar un conjunto de materiales frescos y alterados que fueran representativos para la realización de los análisis (Tabla 1).

Tabla 1.—Resumen de muestreos, ubicación geográfica (GPS), catalogación y análisis de espectroscopia Raman, DRX y Mössbauer por muestra. La mayoría de las muestras fueron analizadas en la Unidad Asociada, solo las muestras de mayor interés fueron examinadas mediante espectroscopia Mössbauer en la Universidad de Mainz

Muestra	Fotografías	Análisis Raman	Análisis DRX	Análisis Mössbauer
Las Caldera de las Cañadas
TNFC1 (28°18′02″N;16°33′58″O)		Magnetita Hematite Goethita Anatasa Rutilo Cuarzo Augita Diópsido Ortoclasa Anortoclasa	Cuarzo Feldespatos Illita Moscovita	Olivino Silicato-Fe (Fase de Piroxeno)
TNFC2 (28°18′06″N;16°33′56”O)		Ilmenita Hidrotalcita Albita	Diópsido Piroxeno Plagioclasa	–
TNFC3 (28°18′16″W;16°33′55″O)		Magnetita Hematite Goethita Anatasa Cuarzo Plagioclasas	Cuarzo Piroxeno Diópsido Feldespatos Albita	–
TNFC4 (28°18′16″N;16°33′55″O)		Hematite Anatasa Cuarzo Calcita Apatito Anortoclasa Albita	Arcillas Piroxeno Feldespato Zeolita	Magnetita Hematite Goethita Fe-OH
TNFC5 (28°18′02″N;16°33′33′O)		Goethita Hematite Anatasa Rutilo Cuarzo Hidrotalcita Augita Diópsido Actinolita Forsterita Oligoclasa	Cuarzo Diópsido Forsterita Moscovita	–
TNFC6 (28°18′06″N;16°33′48″O)		Magnetita, Hematite Ilmenita Apatito Oligoclasa Ortoclasa	Hematite Basanita Diópsido Feldespato Albita	Hematite Fase Fe2O3
TNFC7 (28°18′10″N;16°39′42″E)		Augita Diópsido Forsterita Feldespato	Piroxeno Diópsido Feldespato Forsterita	Fase Fe2O3 Magnetita Olivino Piroxeno
TNFC8 (28°18′10″N;16°39′42″E)		Magnetita Hematite Augita Diópsido Actinolita Forsterita	Óxido-Fe Piroxeno Olivino Plagioclasas	–
TNFC9 (28°18′06″N;16°33′28″E)		Magnetita Hematite Augita Diópsido Actinolita Forsterita Monticellita Albita	Magnetita Piroxeno Forsterita Plagioclasas	–
TNFC10 (28°17′15″N;16°39′37″E)		Hematite Magnetita Augita Forsterita Oligoclasa	Piroxeno Diópsido Plagioclasas	–
TNFC11 (28°18′14″N;16°33′30″E)		Hematite Magnetita Augita Forsterita Anortoclasa Labradorita	–	–
Erupciones Históricas (volcán de Lavas Negras)
TNFLV (+ 28°13′50.57″N;16°41′28″O)		Ilmenita Diópsido Augita Plagioclasas	Cuarzo Piroxeno Diópsido Plagioclasas	Magnetita Olivino Piroxeno
Erupciones Históricas (volcán del Chinyero)
TNFCh		Magnetita Hematite Rutilo Ilmenita Fosfato Apatito Piroxeno Olivino Plagioclasas	Piroxeno Plagioclasas	–
Afloramiento del Malpaís de Güimar
TNFGu		Magnetita Hematite Goethita Anatasa Rutilo Cuarzo Calcita Fosfato Olivino Piroxeno Actinolita Feldespatos Plagioclasas Anortita	Cuarzo Olivino Piroxeno Plagioclasas	–

Los análisis geoquímicos y mineralógicos mediante espectroscopia Raman se llevaron a cabo en la Unidad Asociada al Centro de Astrobiología de la Universidad de Valladolid mediante equipos comerciales. Los espectros obtenidos se compararon con los de la propia base de datos y muestras estándares. La instrumentación micro-Raman usada está compuesta por: un Láser He-Ne de 632.8 nm, de 35 mW de potencia modelo LSRP-3501 Research Electro-Optics; un espectrógrafo Kaiser modelo HoloSpec f/1.8i con una red de difracción fijada para 633 nm, trabajando en la zona espectral de 200–3800 cm⁻¹ con una resolución máxima de 4 cm⁻¹; un detector Andor CCD modelo Idus DV420A-OE-130 con una resolución 1024×128 de pixel con un tamaño de pixel de 26×26 μm; una pletina motorizada en 3D: Prior Proscan II modelo H3V04 con posibilidad de programación automática; un microscopio Nikon modelo Eclipse E600 con posibilidad de magnificación de 10×, 20×, 50× y 100×; Cabezal Raman Jobin-Yvon 633 nm, UMS type; y una cámara CCD de control: cámara CCD para microscopio JVC modelo TK-C1381EG PAL con una resolución de 768×576.

Los sistemas de difracción de rayos X para el análisis de las muestras se encuentran disponibles en la Universidad de Valladolid y en la Unidad Asociada al Centro de Astrobiología de la Universidad de Valladolid. Se ha utilizado un sistema PANalytical Philips PW1710 equipado con un ánodo de Cu, rendija automática divergente y monocromador de grafito. Las condiciones experimentales fueron las siguientes: radiación CuKα, λ=0,154 nm, filtro de Ni, porta muestras de Al, tensión del generador 40 KV, corriente del generador 30 mA, relación de intensidades (α₂/α₁) de 0.500 y análisis (2θ) de 5° a 70°. La asignación de los máximos de difracción se realizó mediante comparación con los ficheros JCPDS. Por otro, se recurrió también a un sistema de difracción portátil basado en el CheMin TERRA-MSL actualmente a bordo en la Misión NASA-MSL-Curiosity. El instrumento fue diseñado para DRX-FRX y está compuesto por un detector 1024×256, una cámara CCD para DRX en 2D refrigerada mediante una celda peltier y un detector (Mn Ka) de 230 eV para FRX. Además cuenta con una fuente de cobalto para rayos X de 30Kv-300uA (Bish, et al., 2006; Stalport, et al., 2012).

Los análisis mineralógicos mediante espectroscopia Mössbauer se realizaron en la Universidad de Johannes Gutenberg (Mainz, Alemania) mediante un sistema gemelo al usado en la mission NASA-MER Spirit y Opportunity. El sistema MIMOS II (Miniaturized Mössbauer Spectrometer) es un sistema de Mössbauer con arquitectura retro-dispersada desarrollado para exploración espacial para evitar la preparación de muestras. El diseño es el gemelo al modelo del laboratorio Athenas, de 400 gramos, con un consumo de 1W y dimensiones de 50×50×90 mm. Con respecto a la fuente, se utilizó una fuente de Co₅₇/Rh con una intensidad de 50 mCi. Las medidas se realizaron a temperatura ambiente (Klingelhofer et al., 2010).

Resultado y discusiónTOP

En la Tabla 2 y Figuras 3–8 se resume la mineralogía detectada en las tres zonas a partir de los análisis realizados. Los materiales se han clasificado según las especies minerales y además de manera comparativa para las tres zonas.

Espectroscopia RamanTOP

Mediante espectroscopia Raman se han detectado la gran mayoría de las especies minerales de carácter primario y también las de carácter secundario identificadas en trabajos previos (Rodriguez-Badiola & Carracedo, 2008; Carracedo, 1975; Thirlwall et al., 2000; Carr, 2007; Romero et al., 1986; Risueño-Diaz, 2005).

Los olivinos en las tres zonas se corresponden a forsterita (Mg₂SiO₄), los cuales son fácilmente identificables mediante las vibraciones principales a 820 y 850 cm⁻¹ (Kuebler et al., 2006). Aunque de forma puntual, en algunas muestras de las Cañadas se han podido encontrar otras especies olivínicas como monticellita (CaMgSiO₄). Kuebler et al. desarrollaron un método de análisis para diferenciar el tipo de olivino mediante las concentraciones relativas de los cationes (Fe, Mg) en función de las distancias relativas entre vibraciones Raman del doblete a 820 y 850 cm⁻¹ (Tabla 3). Los métodos se aplicaron en las muestras de las distintas zonas obteniéndose forsterita (Kuebler et al., 2006; Mourí & Enami, 2008).

En el caso de los piroxenos ((Ca, Mg, Fe, Mn, Na)(Al, Mg, Fe, Mn)(Si, Al)₂O₆), se han aplicado los métodos de análisis cuantitativos mediante espectroscopia Raman desarrollados por Huang et al. (2000) y Wang et al. (2001) para lograr una correcta identificación de los mismos (Figura 6 y Tabla 4). Las especies minerales son diópsido (CaMgSi₂O₆) y augita ((Ca,Mg,Fe)₂(Si,Al)₂O₆) en la mayoría de las zonas y de los casos, fácilmente identificables mediante las vibraciones típicas a 660 y 1010 cm⁻¹ debidas al modo stretching Si-O_br y Si-O_nbr, aunque también hay otras vibraciones más intensas que han sido estudiadas (Wang et al., 2001).

La caracterización Raman de los feldespatos se realizó mediante los métodos realizados por Freeman et al. (2008) a través de las vibraciones principales doblete/triplete a 460/470, 480 y 505/510 cm⁻¹ (Zoltai & Scout, 1984). Las muestras presentaban especies muy variadas de feldespatos y plagioclasas, las cuales cambian dependiendo de las muestras.

Los óxidos dependiendo del elemento (Fe, Ti, Si) tendrán una estructura, y por lo tanto, unas vibraciones Raman diferentes. Las identificaciones de las especies de óxidos/hidróxidos de Fe se han realizado en base a las vibraciones de los grupos activos en Raman para cada mineral. La hematite (α-Fe₂O₃) posee las vibraciones principales a 220 295, 607 y el magnón a 1315 cm⁻¹ (Rull et al., 2007); en cambio la magnetita (Fe²⁺(Fe³⁺)₂O₄) presenta sus vibraciones más intensas en la zona de 670 y 550 cm⁻¹ (Jubb & Allen, 2010; Rull et al., 2007). Por último la goethita (α-FeO(OH)) presenta sus vibraciones a 248, 296, 386, 550 y 682 cm⁻¹. En el caso de los óxidos de titanio, la anatasa (TiO₂) tiene vibraciones Raman a 393, 512 y 635 cm⁻¹ (Sekiya et al., 2001) y el rutilo (TiO₂) presenta vibraciones muy intensas a 235, 448 y 810 cm⁻¹ (Krisshnamurti, 1962).

El cuarzo (SiO₂) posee una vibración muy intensa a 463 cm⁻¹, y otras vibraciones menos intensas a 355 y 205 cm⁻¹ que en algunos casos no fueron detectadas debido al solapamiento de otras especies minerales (Dong Zu et al., 2011; Zotov & Ebbsjo, 1999). El último de los óxidos encontrado en las zonas es la ilmenita ((Fe,Ti)O₃) donde sus bandas principales están ubicadas a 681, 368 y 225 cm⁻¹ (Chopelas, 1999; Okada et al., 2008).

El único carbonato detectado es calcita y podría deberse a procesos de alteración superficial, aunque también podría corresponderse a los de tipo volcánico debido a la interacción con fluidos hidrotermales. En el caso de la calcita (CaCO₃), considerando las vibraciones principales a 1086, 712 y 280 cm⁻¹ y realizando una comparativa entre distancias relativas de bandas e intensidades relativas, se confirma el origen volcánico de los mismos (Rull & Martínez-Frías, 2003). También se ha detectado hidrotalcita ((Mg₆Al₂(CO₃)(OH)₁₆·4(H₂O)); posee las vibraciones más intensas a 1060 y 1113 cm⁻¹, y otras más débiles debidas a vibraciones Al-OH a 992 y 540 cm⁻¹ (Kloprogge et al., 2002).

Entre los materiales accesorios, destacan los fosfatos de tipo apatito, identificados mediante las bandas ubicadas a 1017, 960 y 563 cm⁻¹ (Zattina et al., 2007).

El anfíbol detectado con más frecuencia en las zonas propuestas como análogos terrestres es la actinolita (Ca₂(Mg,Fe²⁺)₅Si₈O₂₂(OH)₂), especialmente en las Caldera de las Cañadas y en los afloramientos del Malpaís de Güimar. Las bandas de esta especie mineral se encuentran ubicadas a 229, 391, 670 y 1050 cm⁻¹ (Apopei & Buzgar, 2010), aunque en la mayoría de los casos, se detectó en conjunto con otras bandas Raman solapadas correspondientes a otras especies minerales.

Entre los materiales de alteración se han encontrado tanto arcillas como zeolitas, que podrían tener distintos orígenes, tanto de carácter hidrotermal, como meteorización. La analcima (Na(Si₂Al)O₆·H₂O) presenta sus vibraciones principales a 384, 480 y 1100 cm⁻¹ (Hofmeister et al., 1999), claramente diferenciable de la moscovita (KAl₂(AlSi₃O₁₀)(OH)₂) con bandas intensas a 290, 406, 700 y 1100 cm⁻¹ (Mckeown et al., 1999; Haley et al., 1982) y la caolinita a 640, 510, 333 y 258 cm⁻¹ (Frost & Kloprogge, 2001). Los materiales zeolíticos (phillipsitas) de la Caldera de Las Cañadas se han detectado en zonas de circulación de fluidos o micro-fisuras.

Difracción de rayos XTOP

Los resultados de DRX mostrados en la Tabla 1 y 2 revelan que en su mayoría las matrices primarias están constituidas por piroxenos, olivinos y feldespatos coincidiendo con la literatura (Rodríguez-Badiola & Carracedo, 2008; Marti et al., 1997; Marti & Gudmundsson, 2000). En algunos casos se han podido identificar las especies secundarias mayoritarias, pero al trabajar con el método del polvo policristalino, algunas especies que se detectaron mediante Raman en zonas puntuales de las muestras se encuentran solapadas con las fases principales mayoritarias (Figura 7). Los análisis realizados entre los diferentes equipos no presentaron diferencias, esto indica las altas capacidades del instrumental In-situ-Terra en términos de identificación mineral.

Espectroscopia MössbauerTOP

Considerando los parámetros más importantes en la espectroscopia Mössbauer: los desplazamientos espectrales (Centershift), los desdoblamientos del cuadrupolo eléctrico (electric quadrupole splitting), la estructura hiperfina magnética (magnetic hyperfine field) y la anchura de las bandas (isomeric pattern) se pueden detectar las especies minerales con un alto contenido en Fe (Klingelhofer et al., 1992), aunque también se puede interpretar la estructura electrónica que poseen, la simetría molecular y los estados de oxidación (Fleischer, 2010). Tanto en la Tabla 5 como en la Figura 8 se muestran los análisis realizados en las muestras de mayor interés.

En el caso de las erupciones históricas, los afloramientos presentan una alta proporción de materiales basálticos incluyendo minerales olivínicos y piroxénicos. También se han observado especies minerales correspondientes a óxidos (magnetita, hematite y goethita), aunque algunas fases de óxidos de hierro presentan una gran anchura en las bandas (Lalla, 2014).

En el caso de la Caldera de las Cañadas, además de los olivinos y piroxenos, se han detectado más variedades de fases amorfas de óxidos que en las zonas de erupciones históricas. En las Cañadas el óxido principal es la magnetita, aunque se han detectado también de manera abundante hematite y goethita (Lalla, 2014). En los análisis Raman y Mössbauer se pueden apreciar las variaciones en los valores de los óxidos y silicatos. Los estados de oxidación Fe³⁺ y Fe²⁺ están estrechamente relacionados con los desplazamientos isoméricos (Stevens et al., 2005). De esta manera, las variaciones de posición y anchura de las bandas están directamente relacionadas con la energía de resonancia, la desviación isomérica y los estados de oxidación (Fleischer, 2010). En el caso de los estados de oxidación no definidos presentan una gran anchura espectral (Stevens et al., 2005).

DiscusiónTOP

En las distintas zonas de estudio se han detectado especies minerales de carácter primario y secundario, así como también materiales accesorios. Los olivinos detectados son mayoritariamente forsterita en todas las zonas, lo cual confirma lo señalado por otros autores en la bibliografía especializada y por las diferentes técnicas empleadas. Los piroxenos se corresponden a fases de augita y diópsido, donde la discriminación espectral y desplazamientos en los espectros Raman es mínima (Wang et al. 2001), confirmándose que no hay gran variación de cationes (Ca²⁺, Mg²⁺, Fe²⁺) presentes en la estequiometría. Los feldespatos detectados podrían ser de carácter primario, aunque algunos como es el caso de la albita, podrían haber sido generados por procesos de alteración hidrotermal a temperaturas inferiores a 300°C (Bustillo & Martínez-Frías, 2003; Rodríguez-Losada et al., 2000).

Los óxidos en las tres zonas estudiadas presentan una gran cantidad de similitudes desde el punto de vista espectral. Pero, mediante espectroscopia Mössbauer se han podido establecer diferencias que podrían esclarecer su origen (Klingelhofer et al., 1992).

En la Tabla 6 se presenta una recopilación de la mineralogía marciana en comparación con las especies minerales encontrada en los afloramientos de Tenerife estudiados (Chevrier, 2007; Schmidt et al., 2009, Bish et al., 2013). Los minerales detallados en la Tabla 6 han sido identificados tanto por los Rovers como a través de estudios realizados sobre meteoritos marcianos como los SNC (Shergotitas-Nakhalitas-Chassignitas) (Bridges et al., 2001; Mittlefehldt, 1999). En el caso de los materiales marcianos de alteración se barajan tres hipótesis sobre su origen: alteración hídrica y procesos evaporíticos; hidrotermalismo; y procesos de meteorización (Chevrier, 2007). Los depósitos de materiales sedimentarios y alterados en el Meridianni Planum de Marte podrían compararse con la zona de Las Cañadas o el Malpaís (Carr, 2007; Lalla, 2014). Esta caldera representa sin duda una zona de interés como análogo, tanto desde el punto de vista de su geomorfología como en cuanto a su petrología, geoquímica y procesos de alteración (Horgan, 2013).

La técnica Raman, tanto en el ámbito microscópico como su futura aplicación in situ-espacial, ha permitido identificar la mayor parte de las especies minerales primarias, secundarias y minerales accesorios (Rull & Martínez-Frías, 2006; Rull et al., 2011). Los análisis realizados sobre las muestras, mediante DRX y Mössbauer, fueron comparados con los obtenidos en Marte a través de la instrumentación espacial gemela funcionando en los Rovers marcianos, por ejemplo en caso de DRX mediante el sistema CheMin en MSL (Mar Science Laboratory) y en el caso de espectroscopia Mössbauer mediante los resultados obtenidos en el sistema MIMOS-II del Laboratorio Athenas de las misiones MER (Mars Exploration Rover) (Fleischer, 2010). Los resultados apuntan a una gran similitud con la mineralogía marciana (Bish, et al., 2013).

ConclusiónTOP

Se ha realizado un estudio de muestras de los tres afloramientos mediante dos técnicas aplicadas en la exploración espacial (difracción de rayos X y espectroscopia Mössbauer) en los instrumentos gemelos usados en las misiones MER y MSL. Además, se recurrió a la espectroscopia Raman, que ha demostrado ser una herramienta muy potente para la identificación mineralógica y para el estudio de los distintos procesos de alteración dependiendo del entorno geológico. Por otro lado, la espectroscopia Raman presenta otras ventajas al ser una técnica no-destructiva a escala del nano-grano mineral y destacándose su capacidad de detección de compuestos orgánicos (material carbonáceo). De esta manera, se puede indicar que el uso de técnicas espectroscópicas de carácter vibracional, en especial la técnica Raman, será de fundamental importancia en el cumplimiento de los objetivos de la misión ESA-ExoMars.

Los resultados mineralógicos muestran la presencia de olivinos, piroxenos, plagioclasas y materiales de carácter secundario, que también han sido detectados en Marte, meteoritos marcianos y otros análogos. La zona de las Cañadas posee una variedad mineralógica mayor debido a que es una de las zonas más antiguas, habiendo sufrido mayor cantidad de procesos de alteración sobre sus afloramientos. Por otro lado, las erupciones históricas podrían servir de análogo marciano para el volcanismo más primitivo de Marte, ya que no presenta apenas alteraciones. Por otro, las fases de oxidación, mediante espectroscopia Mössbauer, se han podido diferenciar pudiéndose establecer su estado de oxidación.

Dada la gran cantidad de muestras analizadas, variedad de especies y variedad de procesos en los afloramientos es necesario realizar estudios pormenorizados sobre cada muestra mediante un mapeo Raman. De esta manera, se puede obtener información punto a punto del grano-mineral y de su entorno mineral más próximo brindando pistas e indicios de los orígenes alteracionales de los materiales secundarios. En futuros análisis mediante mapeos con sistemas Raman se podrá establecer el tipo de alteración (serpentinización, etc.).

AGRADECIMIENTOSTOP

Los autores agradecen al MINECO por el apoyo económico prestado mediante los proyectos de investigación AYA2008-04529-ES y AYA2011-30291-C02-01. El primer autor desea agradecer al Ministerio de Innovación la beca FPI-2009 y la ayuda económica recibida para el desarrollo de la estancia de investigación en la Universidad de Mainz. Los autores agradecen al Dr. José Antonio Rodríguez Losada de la Universidad de la Laguna por su apoyo y organización en las distintas campañas realizadas, como así también a Francisco García-Talavera Casañas del Museo de Ciencias Naturales de Tenerife. Además, también desean agradecer a los revisores anónimos por las revisiones y sugerencias hechas correspondientes al manuscrito.

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