miércoles, 28 de junio de 2017

Geoturismo por la Isla de La Palma



ANTECEDENTES:

Si hay un sitio donde hacer geoturismo ese es sin duda el Archipiélago de Las Canarias. En este Archipiélago se pueden realizar distintos tipos de actividades turísticas pero tres de sus islas están mas orientadas al turismo de naturaleza y dentro de este tipo de turismo, y debido a su condición de archipiélago volcánico, el turismo geológico es la principal atracción con lugares tan impactantes como el que ilustra la fotografía que ilustra el titulo de este articulo.

Las tres islas mas geoturísticas son Lanzarote, La Palma y El Hierro (sin olvidar el imponente Volcán del Teide en Tenerife), en este articulo describiré e ilustrare la geología de la Isla de La Palma también conocida como la Isla Bonita.

En la isla veremos la caldera volcánica subaérea mas grande del mundo, algunos de los escasos volcanes activos de Europa, una gran variedad de rocas y estructuras volcánicas magníficamente expuestas. También podremos ver un autentico fósil viviente el bosque de laurisilva, una reliquia de la Era Terciaria.


Figura nº 1: Bosque de Laurisilva

Desde el punto de vista geológico podremos ver una amplia gama de estructuras y rocas volcánicas sobre todo conos volcánicos, coladas de basalto y depósitos de caída y avalancha. En la siguiente fotografía se puede ver un enclave de olivino, muy abundantes en la Isla de Lanzarote y un componente esencial de los basaltos de las islas:

Figura nº 2: Enclave de olivino
ORIGENES DEL ARCHIPIELAGO:

Las Islas  Canarias son un archipiélago intraplaca situado en pleno Océano Atlántico, a 100 kilómetros de las costas de África (Cabo Juby). En el Océano Atlántico, al Oeste de la Península Ibérica y de África, se diferencian dos Provincias Volcánicas: la Provincia Volcánica de Madeira y la Provincia Volcánica Canaria, ambas situadas en medio de una corteza oceánica gruesa y antigua (180 Ma).

No hay un criterio unánimemente aceptado sobre el origen geológico del archipiélago, aceptándose 4 teorías:

1.- Punto Caliente (Morgan 1971): una acumulación de magma o “hot spot” en un lugar fijo del manto, por debajo de las placas litosféricas, ocasiona una serie de emisiones volcánicas que como consecuencia del desplazamiento de la placa forman una cadena de islas. En la actualidad este punto caliente estaría debajo de las islas de La Palma y El Hierro.

2.- Fractura Progradante (Anguita y Hernán 1975): según esta teoría el origen Archipiélago Canario estaría ocasionado por una prolongación de la Falla del Atlas Meridional una fractura ocasionada por la colisión de las placas Euroasiatica y Africana que facilitaría el ascenso del magma a la superficie oceánica.

3.- Bloques Levantados (Araña y Ortiz 1991): según esta teoría el archipiélago se formaría hace 40 millones de años, durante la Orogenia Alpina, como consecuencia del choque  entre las placas africana y euroasiática y la fracturación de la corteza oceánica levantándose una serie de bloques que servirían de base a cada una de las islas. El magma ascendería por las fracturas entre los bloques formándose primero un complejo basal submarino (40 Ma) y posteriormente (20 Ma) las islas.

Figura nº 3: Modelo Unificador
4.- Modelo Unificador (Anguita y Hernán 2000): según esta teoría el magma de un punto caliente o “penacho térmico residual” activo desde hace 200 Ma, sale al exterior aprovechando las fracturas entre los bloques ocasionadas por los movimientos de compresión y distensión de la Orogenia Alpina. Las islas del archipiélago, y el volcanismo en las mismas, se organizan según ejes o directrices estructurales que las relacionan entre si.

La historia del Archipiélago comenzó hace 70 millones de años en el fondo oceánico de la Isla de Fuerteventura con las Series Volcánicas Submarinas que formaron el Complejo basal mediante una acumulación de sedimentos, rocas plutónicas, lavas volcánicas (pillow lavas) y densos enjambres de diques en un proceso que duro 45 Ma y que comprenden el 80 o 90 % del volumen total de los materiales que lo constituyen. Hace 25 millones de años y como consecuencia de un abombamiento del terreno afloraron a la superficie algunas islas como Fuerteventura y La Gomera. En la mas moderna Isla de La Palma este complejo basal tiene una edad de solo 4 Ma.

Durante el Mioceno (20-15 Ma.) y inicio del Plioceno y sobre el Complejo Basal se produjo un vulcanismo aéreo (en escudo) que dio origen a las Series Volcánicas Miocenas caracterizadas por erupciones tranquilas de lavas basálticas muy fluidas que originaron los Macizos antiguos. En la Isla de La Palma esta unidad estratovolcánica se formo hace 2 millones de años.

Tras este periodo hubo una etapa de inactividad volcánica que produjo el desmantelamiento de parte del relieve insular.

Figura nº 4: Basaltos con disyunción columna
Con las Series Volcánicas Plio-Pleistocenas se recupero la actividad volcánica subaérea con nuevos aportes de materiales volcánicos que dieron forma al actual relieve de las Islas.

En la siguiente figura (Carracedo 2008) se puede ver como las islas situadas al Oeste son más jóvenes que las situadas al Este, siendo la más antigua Lanzarote formada hace 20-25 Ma y la más joven El Hierro que aun esta en proceso de formación. 

Figura nº 5: Edad de las Islas del Archipiélago.
Para dentro de unos años se espera nazca, cerca de El Hierro, la ultima isla del Archipiélago Canario: Las Hijas.

GEOLOGIA DE LA ISLA DE LA PALMA:

Figura nº 6: Ortofoto de satélite de la Isla.
La Isla de La Palma, una de las mas occidentales del Archipiélago, situada en pleno Océano Atlántico la isla tiene una extensión de 708,32 Km2 con una longitud máxima de 45 kilómetros con altura máxima de 2.426 metros en el Roque de Los Muchachos, aunque contando desde la plataforma abisal atlántica la altura total del edificio volcánico es de 6.500 metros.

En la siguiente figura se puede ver una ortofoto de la Isla con la Caldera Taburiente y las principales poblaciones. La Isla tiene una forma de corazón  alargado en dirección Norte – Sur siendo su principal elemento geomorfológico la Caldera de Taburiente, el mayor cráter emergido del mundo, con 9 kilómetros de diámetro y 1500 metros de profundidad.


Figura nº 7: Etapas de formación de la isla.
A modo de resumen en la Isla de La Palma se diferencian tres conjuntos de edificios volcánicos: un Complejo Basal formado hace 4 o 3 Ma, sobre el que se desarrollaron los Edificios Taburiente I (1,7 Ma) y II  (0,7 Ma), el Conjunto de Cumbre Nueva (Edificios Cumbre Nueva y Bejenado) formados hace 0,6 Ma y el edificio más reciente el de Cumbre Vieja construido hace solo 0,1 Ma. Cabe indicar que hace 0,5 Ma hubo en la isla un gran periodo destructivo con el desplome al mar de parte del Edificio de Cumbre Nueva dejando una gran cicatriz en forma de arco al oeste de la isla.

En la figura de la derecha se puede ver la evolución geológica de la Isla de La Palma.  


En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico simplificado de la Isla donde se puede ver la situación de todos estos edificios volcánicos:

Figura nº8: Mapa geológico de la Isla de La Palma (web turistica). 


EL ESCUDO SEPTENTRIONAL:

Ocupa toda la parte septentrional de la Isla y constituye la zona más antigua en la que se formo el original volcán en escudo que sirve de base a la actual estructura de la Isla. En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica de esta parte septentrional de la Isla, según viene en el MAGNA:



Figura nº 9: Caldera de Taburiente.
En este escudo septentrional se encuentra el elemento más distintivo de la isla La Caldera de Taburiente, como ya hemos mencionado es el cráter emergido mas grande del mundo con 28  kilómetros de circunferencia y una sola salida natural por el Barranco de Las Angustias. 

En 1954 fue declarado Parque Nacional y en el 2002 Reserva Mundial de la Biosfera.

La parte mas profunda de la Caldera de Taburiente forma parte del Complejo Basal de la Isla de La Palma y se formo por medio de emisiones volcánicas submarinas e intrusión de rocas plutónicas que dieron lugar al Edificio Volcánico Submarino formado por materiales volcánicos emitidos debajo del mar (lavas y brechas submarinas) y a rocas intrusivas (diques y plutones) que se encuentran en la parte mas honda de la Caldera y en las laderas de la misma hasta los 1500 metros de altura. En la siguiente fotografía se pueden apreciar estas lavas almohadilladas que afloran en el interior de la Caldera de Taburiente:
Figura nº 10: Pillow lavas en la Caldera de Taburiente (Fotografia de E. Gil)
Los materiales mas antiguos de la Isla están formados por lavas submarinas basálticas (basaltos y traquibasaltos) de color oscuro que constituyen el “seamount” previo a la emersión de la Isla. Se les ha asignado una edad pliocena (entre 3 y 4 Ma) en base a la presencia de fósiles de foraminíferos. Estos materiales están afectados por un metamorfismo hidrotermal progrado con un gradiente de 200-300º/km con circulación profunda de fluidos.

Figura nº 11: Basalto olivínico tipico de La Palma.
En la parte interior de la Caldera de Taburiente (ver mapa geológico de la figura) aparecen cuerpos plutónicos que son las raíces de las erupciones submarinas y subaéreas del entorno, se trata de gabros (el equivalente plutónico del basalto) que están atravesados por una densa red de diques que pueden llegar a constituir el 75% del total de la roca aflorante. Los gabros están afectados por un metamorfismo que va de la facies de los esquistos verdes a los de las zeolitas. Además de las lavas almahodilladas y de los gabros también aparecen domos y domos-colada traquíticos y fonolíticos y depósitos de aglomerados y brechas  de avalancha generados durante la pausa eruptiva y periodo de levantamiento, basculamiento y erosión  que se produjo entre 3 y 1,7 Ma.

Todo el edificio submarino esta atravesado por una red de diques basálticos con formas tabulares de 0,5 a 2 metros de espesor y longitudes de centenares a miles de metros, el conjunto fue generado en varias fases. En la siguiente imagen se puede ver un dique de dacita atravesando depósitos piroclásticos en la Caldera de Taburiente.

Figura nº 12: dique dacítico atravesando depósitos piroclásticos 
El Complejo Basal y los Complejos Subaéreos están separados por una discordancia que representa un periodo de 1 millón de años de inactividad volcánica. Tras este periodo de inactividad las primeras emisiones volcánicas subaéreas arrojaron grandes cantidades de lavas basálticas en todas direcciones, formando potentes apilamientos de lavas con piroclastos intercalados, apilamientos que formaron una montaña, el Edificio Volcánico Garafía o Taburiente I,  de más de 4.000 metros de altura y 23 kilómetros de diámetro. Este Edificio construido entre 1,7 y 1,2 Ma, se apoya discordantemente sobre el edificio submarino plioceno, al que recubrió totalmente, y a la vez esta recubierto por el Edifico Volcánico Taburiente, aflorando únicamente en los barrancos más profundos.

El Edificio Volcánico Garafía esta formado por  brechas, aglomerados y sedimentos aluviales y coluviales procedentes del desmantelamiento del edificio submarino subyacente y lavas procedentes de las primeras emisiones volcánicas subaéreas.


A este edificio también pertenecen coladas de basaltos plagioclásicos con morfología “pahoehoe” con una densa red de diques radiales e intercalaciones de piroclastos basálticos. En la siguiente fotografía se puede ver una red de diques atravesando rocas volcánicas en el Mirador de La Cumbrecita.
Figura nº 13: Enjambre de diques

Los famosos manantiales de Marcos y Cordero, los mas importantes de la Isla se localizan en el aglomerado brechoide rojizo que constituye el contacto discordante entre los edificios volcánicos Garafía y Taburiente.

Figura nº 14: Bomba volcánica
Hace 1,2 Ma un deslizamiento gravitacional destruyo el flanco Sur del Volcán de Garafía originado una depresión que fue rellenada de nuevo por la actividad eruptiva que levanto un nuevo edificio volcánico apoyado sobre los dos anteriores: el Edificio Volcánico Taburiente I o Inferior con una edad de 1,1 a 0,8 Ma. Este edificio tiene una base esencialmente piroclástica compuesta por aglomerados y brechas así como piroclastos basálticos y una parte alta mas lávica formada por basaltos.



Hace 0,8 Ma se produjo una reorganización de los centros eruptivos que pasaron a concentrarse en las diferentes dorsales o rifts que convergen en el centro geométrico de la Isla. Las nuevas emisiones recubrieron el Edificio Volcánico Taburiente I y formaron un enorme volcán de mas de 3.000 metros de altura formado por acumulaciones de piroclastos y lavas basálticas con episodios freatomagmáticos y al final emisiones de tefritas y fonolitas.

El Edificio Volcánico Taburiente esta muy bien expuesto en la pared norte y oeste de la Caldera con casi 1000 metros de espesor. Se formo rápidamente entre 0,8 y 0,6 Ma alcanzado los 300 metros de altitud con la formación de valles glaciales. El Edificio esta formado por un tramo de aglomerados piroclásticos originados por explosiones estrobolianas, seguido de de piroclastos basálticos sobre los que se sitúan coladas basálticas con unos 400 metros de espesor. En la siguiente imagen se puede ver el escarpe de la pared de la Caldera de Taburiente en la zona de Fuente Nueva con coladas basálticas, depósitos piroclásticos y una densa red de diques.

Figura nº 15: Escarpe de la Caldera de Taburiente

Sobre este tramo inferior se sitúan coladas basálticas con abundantes niveles de piroclastos intercalados. En la siguiente imagen (Acantilados de Garafía) se puede ver las coladas de lavas basálticas con los niveles de piroclastos intercalados.


Figura nº 16: Acantilados de Garafia.
El Edificio Volcánico Bejenado se formo en la depresión dejada en el flanco sur del Edificio Taburiente por el Deslizamiento de Aridane instalándose el volcán en las laderas descubiertas del Complejo Basal. El Edificio Bejenado es un estratovolcán de reducidas dimensiones (150 Km2) que se formo en unos pocos miles de años por emisiones de lavas que evolucionaron de basanitas a tefritas y fonolitas cuya base esta constituida por aglomerados volcánicos y depósitos de deslizamiento.

En la siguiente fotografía se puede ver en primer termino el Pico Bejenado (1.844 msnm) y detrás la Dorsal de Cumbre Vieja (1.435 msnm)
Figura nº 17: Panoramica desde el Roque de Los Muchachos.
En la siguiente figura se puede ver el perfil geológico de la Caldera de Taburiente:

Figura nº 18: Perfil geologico de la Caldera de Taburiente (MAGNA)
DORSAL DE CUMBRE VIEJA:

La mitad meridional de la isla esta formada por el Edificio Dorsal o Dominio de Cumbre Vieja un campo volcánico poligénico de 220 Km2 y una altura máxima de 1.949 metros en el Volcán Cumbre Vieja. Toma el nombre del Dorsal por estar formada por una cresta de montañas, alineadas norte-sur de 21,5 kilómetros de longitud donde se concentra la mayoría de los centros y fisuras eruptivas (tipo “rift zone”). El volcanismo de esta zona es del tipo estromboliano con episodios vulcanianos y freatomagmáticos. La actividad volcánica de este edifico se extiende hasta el presente en el extremo sur de la Isla (Teneguia) y en una serie de volcanes submarinos activos.

El Instituto Vulcanológico de Canarias estima que actualmente el Edificio Volcánico de Cumbre Vieja emite 911 toneladas diarias de dióxido de carbono (CO2) a la atmosfera.

En la siguiente fotografía se puede apreciar coladas basálticas escoriaceas descendiendo desde la Dorsal de Cumbre Vieja en la zona de Monte de Luna.
Figura nº 19: Coladas de basaltos
Los conos de cínder presentan un excelente grado de conservación y reflejan claramente su morfología en la topografía. Los materiales que los constituyen son fundamentalmente coladas básicas alcalinas (basaltos alcalinos, basanitas, traquibasaltos y tefritas) y depósitos piroclásticos de naturaleza estromboliana.

Figura nº 20: Volcan de Hoyo Negro
En la fotografía de la derecha  tomada de Google Earth, se pueden ver depósitos debidos a un volcanismo de tipo freatomagmático en el cráter del Volcán del Hoyo Negro:

En la siguiente fotografía se puede ver el cono de cínder del Volcán de San Antonio y en primer plano una pequeña colada de lavas basálticas oscuras con vesículas originadas por un alto contenido en gases. 


Figura nº 21: Volcan de San Antonio
VOLCANISMO HISTORICO:

A lo largo del Edificio Dorsal una zona considerada de alto a muy alto riesgo de erupciones con mas de 100 erupciones en los últimos 20.000 años, se ha concentrado el volcanismo acaecido en épocas históricas, en total 6 erupciones desde el siglo XVI, todas ellas de tipo stromboliano con la formación de típicos conos volcánicos de tefra y formación de numerosas coladas de lavas de las que algunas alcanzaron el mar. En la siguiente figura se puede ver la situación de las principales erupciones:
Figura nº 22: Mapa de las erupciones históricas.
Figura nº 23: Estrias de falla.
Erupción de Jedey: ocurrida en el año 1586 con una duración de tres meses ocurrió cerca de la localidad de Jedey en Cumbre Vieja sobre un domo fonolitico más antiguo situado a cota 800 msnm, sus coladas basálticas llegaron al mar en la zona de Puerto Naos. 

En la fotografía de la derecha, tomada del IGME, se observan estrías de falla sobre uno de los pitones volcánicos conocidos como los Roque de Jedey:




Erupción del Volcán Martín: erupción localizada en el extremo Sur de la Dorsal de Cumbre Vieja a 1.808 msnm en Fuencaliente, acaeció en el año 1646 y duro tres meses y se formaron varias lenguas de lava (basaltos de estructura porfídica) que fluyeron hacia el Este llegando al mar. La lluvia piroclástica llego hasta Tenerife.

En la siguiente imagen se puede ver una colada de lava basáltica que baja del extremo meridional de la dorsal hacia el mar y da lugar a una plataforma costera sobre la que se han asentado cultivos de plátanos:
Figura nº 24: Cultivo de plata sobre una colada basáltica reciente
Erupción del Volcán Fuencaliente: ocurrió cerca del volcán de San Antonio y del domo fonolítico del Roque de Teneguía, acaeció en 1677 duro dos meses y se llegaron a abrir hasta 18 bocas las corrientes de lava llegaron al mar y formaron la actual plataforma costera.
Figura nº 25: Colada basaltica
Figura nº 26: dique de fonolita
En la siguiente fotografía se puede ver la fonolita del Roque de Teneguía:


Erupción del Volcán del Charco; ocurrió en el año 1712 y se abrieron 14 cráteres que emitieron coladas de lava que llegaron al mar en la cota sudoccidental de la isla. 

El volcán esta constituido por un cono de tefra y varias bocas alineadas según una fisura NO-SE de 2,5 kilómetros de longitud.

En la siguiente imagen se puede ver una colada de lava cordada del Volcán Teneguía:


Figura nº 27: Lavas cordadas




Erupción del Volcán San Juan: la erupción, muy reciente, acaeció en 1949 y duro un más con tres focos eruptivos, dos de ellos en el eje de la Dorsal. La erupción genero un cono de tefra y una colada de lava basáltica que bajando por el Barranco de la Lava quedo muy cerca del mar. 

En la siguiente fotografía se puede ver la tefra (lapilli) que forma la mayoría de los conos volcánicos que forman la Dorsal de Cumbre Vieja:  




Figura nº 28: Lapilli
Erupción del Volcán Teneguía: la última ocurrida en la punta meridional e la Isla, acaeció en 1971 duro un mes y se inicio como una fisura eruptiva que termino formando un conjunto de conos volcánicos que emitieron varias lenguas de lava basáltica que llegaron al mar formando una amplia plataforma costera superpuesta a las anteriores del volcán Fuencaliente.

En la siguiente fotografia se puede ver una vista del Volcán Teneguía, al fondo la Isla de La Gomera.  

Figura nº 29: El Volcan Teneguía desde el Volcan San Antonio
En la siguiente imagen se puede ver un resumen de las principales características de la erupción:


En la siguiente fotografía se pueden ver depósitos de aglomerados volcánicos en la cumbre del Teneguía, abunda el azufre, el olor a CO2 y en los huecos entre la lava todavía se nota el calor residual de la erupción de 1971

Figura nº 31: Lavas del Teneguía.


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