Geoturismo por la Isla de La Palma. Erupción de 2021

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: Columna litoestratigráfica.

Figura nº 10: 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 11: 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 12: Basalto olivínico típico 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 13: 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 14: Enjambre de diques maficos.

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 15: Bomba volcánica (Columnbretes)

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.

Figura nº 16: La Caldera de Taburiente vista desde la Dorsal de Cumbre Vieja.

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 17: 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 18: 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 19: Panorámica desde el Roque de Los Muchachos.

En la siguiente figura se puede ver el perfil geológico de la Caldera de Taburiente:

Figura nº 20: 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 21: Coladas de basaltos en la Dorsal de Cumbre Vieja.

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 22: 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 23: Volcan de San Antonio

VOLCANISMO CANARIO:

 

El volcanismo que construyo el Archipiélago Canario es diferente del volcanismo que genera  islas y archipiélagos en otras zonas del mundo. Para empezar en ninguna isla del Archipiélago Canario hay un hay un aparato volcánico central con una chimenea dominante, sino que por el contrario las erupciones canarias han ocurrido a través de cráteres relativamente pequeños, frecuentemente agrupados en alineaciones de pocos kilómetros de longitud y con erupciones de corta duración. Los cráteres son mas abundantes hacia el interior de las islas y menos en la costa.    

 

Los conos volcánicos actuales están formados por numerosas coladas, capas de tobas, escorias y cenizas con conos de lapilli superpuestos. En Canarias no hay dos erupciones consecutivas por el mismo cráter, una vez que cesa una erupción las siguientes se producirán en cualquier punto a lo largo de una línea paralela a la alineación de cráteres anterior sin ninguna relación aparente entre ellos y los nuevos cráteres se formarán donde aun no había conos volcánicos.

Las erupciones son intermitentes, separadas por algunas decenas de años entre ellas y produciéndose a lo largo de milenios con largos periodos de no actividad. Es decir, son ciclos efusivos de erupciones intermitentes con periodos de inactividad total.       

 

Al no haber chimeneas volcánicas principales las lavas han salido por los conductos representados por los numerosos diques tan característicos del volcanismo canario. Las erupciones tienen lugar a lo largo de la línea que representa un dique y mas concretamente en aquellas zonas de debilidad donde el dique alcanza la superficie. Los diques pueden tener una gran continuidad lateral y prolongarse en profundidad, pero cuando la erosión los deja al descubierto pueden aparecer como murallas de gran longitud. Como en el caso de los cráteres los diques son mas abundantes hacia el centro de las islas.

 

Cuando a lo largo de un dique se producen varias erupciones simultaneas se producen varios conos volcánicos y el cono situado a menor cota es el que arroja una mayor cantidad de lava, mientras que el cono situado a mayor altura solo expulsa gases y cenizas y esporádicamente algo de lava. Esto es debido a que la presión hidrodinámica en la cámara magmática no es lo suficientemente fuerte como para alcanzar una cota muy elevada sobre todo cuando existe una salida a cota mas baja. En el siguiente bloque diagrama se puede ver este proceso eruptivo.       

Figura nº 24: Erupción fisural a través de un dique volcánico.

Las erupciones canarias son del tipo estrombolianas o vulcanianas dándose el caso de que cuando dos cráteres de la misma alineación eruptiva están a cota diferentes por el inferior podemos tener una emisión de lavas muy líquidas junto con piroclastos y gases mientras que por la superior pueden emitirse gases y piroclastos de forma explosiva. Se dan algunos casos de emisiones de lava de forma tranquila a ambos lados del dique de emisión de forma hawaiana (islándica). En la siguiente figura se puede ver un gráfico con los diferentes tipos de erupciones volcánicas y la altura que pueden alcanzar sus emisiones: 

 

Figura nº 25: Principales tipos de erupciones.

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 26: Mapa de las erupciones históricas.

Figura nº 27: 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 28: Cultivo de plata sobre una colada basáltica reciente (fajana).

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 o fajana.

Figura nº 29: Colada basaltica

Figura nº 30: 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 situado en la Dorsal de Cumbre  Vieja esta constituido por un cono de tefra y coladas de lava con 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 31: Lavas cordadas

Erupción del Volcán San Juan: la erupción, muy reciente, acaeció en 1949 y duro un mes produciéndose en tres focos eruptivos, dos de ellos situados en el eje de la Dorsal de Cumbre Vieja. 

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 32: Lapilli de Cumbre Vieja.

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

Figura nº 33: El Volcan Teneguía desde el Volcan San Antonio

En la siguiente imagen se puede ver un resumen de las principales características de la erupción:

Figura nº 34: Panel explicativo. 

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 35: Lavas del Teneguía.

Las erupciones de la Isla de La Palma dan origen a paisajes desérticos, lunares, dominados por la presencia de piroclastos (cenizas y lapillis) y coladas de lavas escoriaceas tal como se puede ver en la siguiente fotografía. 

Figura nº 36: Mal país volcánico en la Isla de La Palma (Dorsal de Cumbre Vieja).

Pero la vegetación de la isla esta adaptada a estos eventos eruptivos y reacciona de una manera muy rápida a los mismos iniciando, nada mas que el terreno se enfría, un proceso de colonización, tal como se puede ver en la siguiente fotografía en la que los pinos canarios colonizan una ladera de un cono de piroclastos: 

Figura nº 37: Pinos canarios colonizando la ladera de un cono de piroclastos
de una erupción reciente en la Isla de La Palma.

Por otra parte los habitantes de la Isla también son capaces de aprovechar los espacios ganados al mar para colocar sus cultivos como se puede apreciar en la siguiente imagen:

Figura nº 38: Cultivos de plátanos sobre terrenos ganados al mar (fajanas) por las coladas de una
erupción volcánica reciente (histórica) en la Isla de La Palma.

ERUPCION DE 2.021 EN CUMBRE VIEJA

Figura nº 39: Municipios afectados

Entre Septiembre y Diciembre de 2.201 esta ocurriendo en la Isla de La Palma un importante proceso eruptivo que se localiza en el municipio de El Paso, dentro del Parque Natural de Cumbre Vieja, y que ya es el de mayor duración de los registrados en época histórica (+85 días) aunque a finales de diciembre parece estar dando indicios de agotamiento. En la figura de la derecha se puede ver un esquema con la situacion del nuevo volcán y de los municipios afectados todos ellos situados a lo largo de la Dorsal de Cumbre Vieja en la parte septentrional de la Isla.

En el siguiente mapa se puede ver la zona afectada por las coladas del nuevo volcán que incluye a las pedanías de El Paraíso, Todoque, Tajuya, La Laguna y otras de los municipios de El Paso, Los Llanos y Tazacorte.

Figura nº 40: Mapa de la zona afectada por la coladas de lava del nuevo volcán.

El nuevo volcán se sitúa en el punto de coordenadas: 28º 36´46”N – 17º 51´58”W (UTM; X=219895; Y= 3168390) a una cota de +-1.000 m.s.n.m. en el paraje de Cabeza de Vaca, tal como se puede ver en la siguiente figura.

Figura nº 41: Ortofoto con la situación de las bocas del nuevo volcán.

El nuevo Volcán entro en erupción el día 19 de septiembre (San Jenaro) de 2.021 a las 14,10 UTC. La erupción se localizas en la cadena montañosa conocida como Dorsal de Cumbre Vieja, una alineación de volcanes (volcanismo de fisura) algunos de los cuales han tenido erupciones recientes. A continuación, se puede ver una relación de estas erupciones y la situación de las coladas de las mismas en el esquema geológico de La Palma: 

Figura nº 42: Esquema

-Entre 6.000-5.000 años: volcanes Deseada I y II.

- +- 4.000 años: volcán Birigoyo.

-Entre 2.000-1.200 años: Volcán Fuego.

-Año 1.667 y +-1.200 años: Volcán San Antonio

- Año 910: Volcán Nambroque.

-Año 1.646: Volcán San Martín (y otras prehistóricas). 

-Entre 1.440 y 1.430: Volcán Montaña Quemada o Tacande.

-Año 1.585: Volcán Jedey o Tehuya. Duración 84 días.

-Año 1.646: Volcán Tigalate. Duración 82 días

-Año 1.677: Volcán San Antonio con una duración 66 días debió de ser muy destructivo si vemos el siguiente dibujo de la epoca realizado por un testigo ocular. En el dibujo de observa como varias coladas salen del cráter y se dirigen al mar causando una gran destrucción y una intensa lluvia de piroclastos que destruyen casas y matan a gente y ganado.

Figura nº 43: Erupción volcánica 

- Año 1.712: Volcán El Charco. Duración 56 días.

-Año 1.949: Volcán San Juan. Comenzó el 24/06/1.949 y duro 47 días.

Figura nº 44: Erupción del Volcan San Juan en una fotografía de la época. 

-Año 1.949: Volcán Hoyo Negro.

-Año 1.949: Volcán Duraznero.

-Año 1.971: Volcán Teneguía. Duración 24 días.

-Año 2.021: Volcán de Cabeza de Vaca o San Jenaro. 

Figura nº 45: Geologos observan la erupción del Volcán Teneguía.

Figura nº 46: Dorsal de Cumbre Vieja

Todos estos volcanes se encuentran alineados de Norte a Sur a lo largo de los 20 kilómetros de la Dorsal de Cumbre Vieja siendo el más alto el Volcán Deseada I con 1.949 msnm y el más bajo el Teneguía situado en el extremo septentrional de la alineación, muy cerca de la costa, a 427 msnm. 

La edad de las erupciones disminuye de Norte a Sur, tendencia que se ha roto en esta última erupción, y corresponden a erupciones freatomagmáticas que emiten coladas de rocas basálticas y piroclastos.

La actual erupción de la Palma se produce por causa de la irrupción de un magma procedente del manto superior que ascendió y rompió la corteza en un punto de la Dorsal de Cumbre Vieja, un volcán poligénico de 220 km² de extensión subaérea. Como en el resto de las erupciones en las Islas Canarias el ascenso del magma se produjo a través de un dique de cientos de metros de longitud y unos pocos de ancho que cuando alcanzo la superficie formo una fisura a favor de la cual surgieron una serie de bocas eruptivas alineadas. El dique se alimenta del magma acumulado a más de 10 kilómetros de profundidad y en la siguiente figura se puede ver una representación esquemática del dique y de las bocas del volcán.

Figura nº 47: Representación esquemática del dique volcánico que alimentaria las distintas bocas del volcán. Es posible que, debido a la disposición de las bocas y al tipo de erupción
no exista un solo dique sino que el magma ascienda por al menos dos diques.

Figura nº 48: Dique máfico atravesando
rocas volcánicas mas antiguas y a otros
diques mas antiguos. Complejo Basal de
la Isla de La Gomera (Canarias) 

Durante al menos los últimos 50 años (1971 a 2021), debajo de la Isla de Palma, se produjo una acumulación, de un magma procedente del manto, en un reservorio situado debajo de la isla probablemente no como una cámara magmática sino, más bien, como material semifundido acumulado en las discontinuidades y grietas de la corteza. Poco a poco el magma se fue abriendo paso a través de las fisuras del terreno y inicio su ascenso provocando muchos terremotos (hasta 8 series o enjambres sísmicos) durante los años comprendidos entre 2.009, y especialmente a partir de 2.017, y 2.021, hasta que en Septiembre de 2.021 alcanzo niveles los suficientemente altos, con los sismos localizados a solo 1.000 metros de profundidad, para permitir que un dique o conducto  volcánico se abriera paso hasta la superficie y el magma pudiera alcanzar la Dorsal de Cumbre Vieja, en el paraje de Cabeza de Vaca (Municipio de El Paso), provocando la erupción del domingo día 19 de septiembre. La erupción comenzó con la emisión, en primer lugar, de una lava espesa procedente de niveles más superficiales (10 km) y posteriormente una lava a mayor temperatura y por lo tanto más liquida procedente de niveles más profundos (30 km). La salida del magma a la superficie provoca cambios de presión en la zona de emisión y la por tanto la concentración de seísmos en esas zonas como se vera posteriormente. 

NOMBRE DEL NUEVO VOLCAN.

En todos los medios se esta denominando a este nuevo volcán como "Cumbre Vieja" pero este es un nombre que ya está asociado a una dorsal volcánica por lo que este nuevo volcán debe de llamarse de otra manera para individualizarlo. Propuestas de denominaciones las hay muchas, y algunas muy estrambóticas, pero debemos de tener en cuenta que los volcanes de la Dorsal de Cumbre Vieja reciben nombres asociados a fechas o a parajes. Algunos llevan el nombre del santo del día que entraron en erupción (San Juan, San Antonio,…), en este caso el nuevo volcán entro en erupción el día 19 de Septiembre, día de San Jenaro y este sería uno de los nombres que propongo: SAN JENARO.  Otra forma de denominar a los volcanes es por el nombre del paraje en el que se localizan (por ejemplo Hoyo Negro, Montaña Quemada,….) en el caso del nuevo volcán el paraje donde se encuentra se conoce como CABEZA DE VACA. 

Figura nº 49: Mapa de relieve de la zona de El Paso donde se ha producido la nueva
erupción. El nombre de Cumbre Vieja esta asociado a un conjunto de volcanes dentro
de un Paraje Natural no a un punto concreto.   

El nombre del nuevo volcán podría ser el de VOLCAN DE CABEZA DE VACA o de SAN JENARO.

SITUACION GEOLOGICA.

El Volcán de Cabeza de Vaca se localiza en la vertiente occidental de la Dorsal de Cumbre Vieja. Segun la cartografia geologica oficial (IGME) la zona donde ocurrió la nueva erupción esta cubierta por anteriores coladas volcánicas . Las mas antiguas corresponden al Pleistoceno y se localizan mas cercanas al mar, mientras que las mas próximas a las elevaciones de la Dorsal de Cumbre Vieja son mas recientes, del Holoceno. Segun la cartografia el nuevo volcán se abrió en un antiguo cono de piroclastos pleistoceno que esta rodeado de coladas basálticas correspondientes a una emisión procedente del Volcán Birigoyo.

Mapa geológico de la zona de la nueva erupción (Fuente: IGME)

SISMICIDAD.

Antes de la erupción se registraron gran cantidad de sismos indicadores de una gran actividad magmática tanto profunda como superficial. En el siguiente grafico (IGN) se puede ver la representación de la sismicidad en la Palma en los últimos 90 días (desde el 10/09/2021 hasta el 8 /12/2021).

Figura nº 50: Situación de los sismos registrados en 90 días (10/09 a 08/12) con los de mayor intensidad localizados en la Dorsal de Cumbre Vieja. Por su distribución en profundidad  se puede apreciar que hay al menos tres focos principales: a 35, 15-10 y -5 kilómetros de profundidad (Fuente IGME).

En el siguiente grafico se puede apreciar la magnitud de los sismos desde el inicio de la erupción hasta el día 12 de diciembre. El mayor de todos se produjo el día 19 de noviembre y alcanzo los 5,1 grados en la escala de Richter. 

Figura nº 51: Gráfico con la distribución de los sismos en el tiempo (septiembre-diciembre)
y su intensidad 

TREMOR.

Un tremor es un tipo de terremotos característicos de los volcanes, son vibraciones debidas a la circulación de fluidos dentro del edificio volcánico, fluidos que pueden ser magma, gases, combinaciones de gases y agua, gases con cenizas y también debidos al arrastre de materiales semisólidos. Cuando estos fluidos pasan por una fisura o grieta o suben por el dique sus paredes vibran y transmiten energía al medio en forma de ondas sísmicas de muy baja energía.  La poca energía que se emplea en producir estas vibraciones, comparada con la de un sismo de naturaleza tectónica, hace que los temblores sean imperceptibles para las personas, por lo que su caracterización se hace mediante el registro mediante sismómetros. Cuando se registra un tremor suele corresponder a un movimiento de magma cercano a la superficie, y por tanto puede ser precursor del comienzo de una erupción volcánica y de la salida de un magma al exterior.

Según el IGN el tremor es una señal sísmica caracterizada por mantener una amplitud relativamente constante durante un período de tiempo que puede ir desde minutos a meses. Hay gran variedad de tremores, pudiendo diferenciarse por su contenido espectral con rangos de frecuencia menor de 1 Hz, de 1 a 6 Hz o mayores de 6 Hz. Se distinguen tremores monocromáticos (vibrando a una frecuencia única), armónicos (vibrando en varias bandas estrechas de frecuencia) y los de amplio espectro (vibrando en un amplio rango de frecuencias). El tremor puede tener muy distintos orígenes debido a la variedad de sus manifestaciones, en ocasiones es considerado una suma continua de eventos LP y se explicarían como la resonancia en un determinado conducto relleno de magma. También se ha asociado a la salida del magma a superficie, siendo su origen la interacción del magma con la roca circundante. 

Figura nº 52: Gráfico del tremor volcánico de La Palma registrado por INVOLCAN
reflejando un marcado incremento por causa de una intensa actividad explosiva
del tipo estromboliano.

Durante la erupción de la Isla de El Hierro se observó una señal continua de tremor vibrando en un rango amplio de frecuencias, pero dominada por una señal en torno a 1 Hz. Acompañando a la señal de tremor y como consecuencia de un aumento brusco en la amplitud de la señal y un incremento de las frecuencias de vibración se registran las llamadas “explosiones” que pueden distinguirse por una primera llegada asociada a ondas internas (sísmicas) y otra a la onda de choque por el aire (acústica). Como su nombre indica, estas señales están asociadas a la actividad explosiva durante una erupción en la que se emiten a la atmósfera una mezcla de gases y piroclastos de muy diversos tamaños. Para medir el tremor el IGN utiliza sismómetros, arrays sísmicos y acelerómetros.

DEFORMACION DEL TERRENO.

Además de los sismos el empuje del magma produce, justo encima de la intrusión magmática, un abombamiento de la superficie del terreno abombamiento que en la Isla de La Palma se empezó a detectar mediante satélites en el año 2.009, así el día 15 de septiembre de 2021 la superficie de Cumbre Vieja se había elevado 10 centímetros y justo antes de la erupción más de 15 cms. 

Figura nº 53: Esquema de las deformaciones producida en un terreno por la intrusión de
un dique volcánico.

Estas deformaciones de la superficie terrestre se producen cuando hay cambios debidos a la presión interna ejercida por el magma, por lo que son el reflejo de un cambio de la actividad volcánica. De esta forma la detección de deformaciones y su cuantificación puede dar una información muy útil sobre qué es lo que está ocurriendo en el interior. En este contexto el principal objetivo de la geodesia aplicada al volcanismo es el control de posibles deformaciones en un edificio volcánico y sus inmediaciones, en diferentes escalas de espacio y tiempo. El control de deformaciones para la vigilancia volcánica puede realizarse mediante un gran número de técnicas geodésicas, entre las que se encuentran el GPS, inclinómetros o InSAR.

EMANACIONES GASEOSAS.

De la misma manera el Volcán de Cabezo de Vaca también emite grandes cantidades de gases, principalmente CO₂, SO₂ y vapor de agua formando una columna que en ocasiones ha llegado a los 5.000 metros de altura. El dióxido de azufre SO₂ es uno de los indicadores de la fuerza de la erupción y sus emisiones se consideran extremadamente altas si son de 50.000 toneladas diarias o superiores; muy altas si están entre 30.000 y 49.999 toneladas diarias; altas entre 1.000 y 29.999 toneladas diarias; medias entre 100 y 999 toneladas diarias; bajas 50 y 99 toneladas diarias; muy bajas entre 5 y 49 toneladas diarias y extremadamente bajas si son de menos de 5 toneladas diarias. El volcán de Cumbre Vieja ha llegado a emitir casi 50.000 toneladas de este gas el día 23/09/2012 experimentando a partir de esta fecha un continuado descenso (especialmente a partir de principios de noviembre) hasta emisiones de 10.000 toneladas diarias a mediados de diciembre tal como se puede ver en el siguiente gráfico: 

Figura nº 55: Emisiones de dióxido de azufre a la atmósfera desde el Volcán Cabeza de Vaca

Durante las erupciones volcánicas se emiten cantidades importantes de gases a la atmósfera parte de ellas a través de sus manifestaciones visibles como son los penachos, las fumarolas y los hervideros. Por otra parte, ademas de las llamativas emisiones por el cráter, niveles significativos de emisión de gases ocurren también a través del suelo, de forma difusa o dispersa, fenómeno conocido como manifestaciones volcánicas no visibles o difusas. La mayor parte de las investigaciones sobre la emisión difusa de gases en volcanes activos se han centrado en el CO₂ por ser uno de los componentes mayoritarios de los gases disueltos en los magmas, así como por su baja solubilidad lo que favorece este gas se escape con suma facilidad hacia la superficie. En el caso de los sistemas volcánicos activos de Canarias (Salazar et al) las emanaciones difusas de CO₂ a la atmósfera alcanzan las 1.250-2.500 toneladas diarias para el sistema volcánico Cumbre Vieja (220 Km²), de 704-1.250 toneladas diarias, para el complejo volcánico Isla de El Hierro (278 Km²) y alrededor de 400 toneladas diarias para el Pico del Teide (0,5 Km²).

En el siguiente gráfico (Salazar et al) se puede ver la distribución de las emisiones de CO₂ que como se puede ver se concentran al Sur de la Dorsal en la zona donde ocurrió la erupción del Teneguía en 1.971. 

Figura nº 56: Emisiones de dióxido de carbono

Emanaciones difusas de CO2.

Las emanaciones no visibles de gases volcánicos, principalmente la emisión difusa de dióxido de carbono (CO₂), que ocurre en los 220 kilómetros cuadrados del sistema volcánico de Cumbre Vieja, está reflejando de una manera continua una emisión superior al valor promedio de los niveles de fondo (B) que se evalúan en 530 toneladas diarias con valores situados entre 176 y 1271 toneladas diarias (800 toneladas diarias en 2.017) y que han llegado durante la erupción actual a 7 veces el promedio de los niveles de fondo. En algunas zonas concretas de Cumbre Vieja estas emanaciones difusas de CO₂ pueden representar un peligro para las personas siempre y cuando ocurran en zonas no muy bien ventiladas y con alturas por debajo de un metro del suelo como consecuencia de la posible acumulación de CO₂ y del descenso del oxígeno (O₂) en el aire que la presencia de este gas ocasiona. Concretamente, en zonas donde recientemente se han registrado valores relativamente altos de flujo difuso de CO₂ se ha observado la presencia de pájaros muertos.

Los resultados de estudios geoquímicos sobre desgasificación difusa de CO₂ demuestran que la combinación de métodos de medida en directo (realización de campañas de campo) con los métodos de medidas continuas mediante estaciones de medida automáticas, aportan información relacionada con los cambios en la actividad volcánica de un sistema volcánico activo. Por ejemplo, los resultados de los trabajos de campo sobre la desgasificación difusa de CO₂ realizados durante el período 1998-2012 en la Isla de El Hierro, mostraron también señales precursoras de la crisis sismo-volcánica de 2011-2012, la cual culminó con una erupción submarina localizada aproximadamente a 2 km al sur del edificio subaéreo de la isla. 

Estudios de emanaciones difusas de otras especies volátiles como podrían ser el H₂S y Helio (Salazar et al) han dado los siguientes resultados; 2 y 1,2 Kg·día de H₂S para el Pico del Teide y Cumbre Vieja respectivamente. En el caso de las emisiones de helio, las estimaciones para el Cumbre Vieja se encuentran entre 57 y 176 Kg·día (Padrón et al., 2001).

DESCRIPCION DEL NUEVO VOLCAN.

El nuevo volcán que se ha formado en el paraje de Cabeza de Vaca (El Paso) el día de San Jenaro (19 de septiembre) es un volcán del tipo fisural que presenta una serie de bocas alineadas cada una con un tipo de erupción estromboliana con pulsos de actividad freatomagmática y emisión de lavas, piroclastos, cenizas y gases. En la siguiente imagen se puede ver el momento de la explosión inicial del proceso volcánico:

Figura nº 57: Momento inicial de la erupción del Volcan de Cabeza de Vaca, observase
que todavía no ha empezado la construcción del cráter.  

Un mes después de este momento inicial el volcán ya ha levantado un cráter compuesto de varias bocas las más bajas emiten lavas, más o menos fluidas según la profundidad de la que procedan, las intermedias de tipo más explosivo emiten piroclastos gruesos (bombas y lapilli) y las más altas gases (azufre y vapor de agua). 

Figura nº 58: Erupción fisural con varias bocas emitiendo lavas y piroclastos (Fuente IGME).

De septiembre a diciembre la erupción ha levantado una nueva montaña formada por la acumulación de coladas de lava y mantos de proclastos. En esta montaña es en la que se sitúa un cráter principal y una serie de cráteres o bocas secundarias. 

Figura nº 59: El Volcán de Cabeza de Vaca el día 29 de noviembre.

A finales de noviembre el Volcán de Cabeza de Vaca es una montaña imponente de la que descienden varias coladas de lava. El día de mi visita el 29 de noviembre, se podrían apreciar dos grandes coladas que surgían de una boca secundaria situada detrás del cráter principal y descendían rápidamente por las laderas septentrionales del volcán arrastrando grandes bloques semiincandescentes. Además de las coladas son fáciles de ver, incluso a simple vista, las emisiones de piroclastos de gran tamaño (bloques y bombas volcánicas) provocadas por las explosiones. El día 29 no había mucha emisión de cenizas que solo eran visibles acompañando a los piroclastos, lo que si se observaban eran numerosas fumarolas y penachos de gases y los depósitos de azufre del cráter principal.          

Figura nº 60: Detalle de la fotografía de la figura anterior.

Desplazando la vista hacia el mar se podían observar las coladas subaéreas que cubren toda la zona de El Paraíso y Todoque con un aspecto de malpaís negro en el que de vez en cuando se podían observar los tonos rojizos de las lavas incandescentes en los derrumbamientos de los frentes de las coladas y numerosas fumarolas blancas (vapor de agua):

Figura nº 61: Coladas de lava descendiendo por la ladera.

Desde el mirador se puede ver como las coladas se dirigen hacia el mar entre las montañas de Todoque y La Laguna sin llegar a apreciar el contacto de las lavas con el agua debido a la gran distancia.

Figura nº 62: Coladas llegando al mar en la zona de las Montañas de Todoque
 y La Laguna. 

En la siguiente fotografía de puede ver la vista que hay del Volcán de Cabeza de Vaca desde el Mirador de la Iglesia de Tajuya, el punto mas próximo a la zona de exclusión. A simple vista se aprecia la actividad volcánica y con unos buenos prismáticos se puede ver casi todo el proceso, salvo la llegada de las coladas al mar.

Figura nº 63: Vista de la erupción desde el Mirador de la Iglesia de Tajuya. 

TIPO DE LAVA.

Las lavas que emiten los volcanes de las Islas Canarias son de carácter alcalino, ricas en Na₂O y K₂O, siendo las de la Isla de La Palma las más alcalinas de todas, tal como se detalla en la siguiente figura. 

Los materiales que se emitieron en los volcanes de la Isla de La Palma son fundamentalmente coladas básicas alcalinas (basaltos alcalinos, basanitas, tefritas, traquibasaltos y tefritas fonolíticas, fonolitas tefríticas y fonolitas) y depósitos piroclásticos de carácter estromboliano

Las erupciones históricas en la Isla de La Palma se han caracterizado por la emisión de lavas básicas, principalmente tefritas y basanitas, junto cantidades menores de basaltos y traquibasaltos:  

En la ultima erupción histórica la erupción comenzó con la emisión de tefritas que evoluciono a una emisión de basanitas.

En la  figura de la derecha se puede ver la situación de los distintos tipos de rocas volcánicas que aparecen en la Dorsal en el diagrama QAFP de las rocas volcánicas:  La lava que emite el volcán, similar a la de otras erupciones históricas en la Dorsal, es una lava ultrabásica con un bajo contenido en SiO₂ (42 a 45%) y un alto contenido en alcalis de 3 a 5,5% en Na₂O y K₂O.

Recientes estudios han (E. Acoechea) determinado que la lava que emite el volcán es una basanita. Se trata de una roca oscura (negra a gris) que esta formada por una masa de vidrio volcánico (+50%) con cristales de piroxenos, olivinos , anfiboles y óxidos de Fe y Ti con una matriz de microlitos de plagioclasas.

También existe un número importante de domos fonolíticos dispersos sobre el rift, como el de Teneguía. En el siguiente gráfico se ha marcado en  rojo el campo que corresponde a las basanitas y tefritas.

Las basanitas se encuentran junto a los basaltos y son típicas del volcanismo debido a puntos calientes como el caso del Archipiélago Canario. Segun estudios realizados por INVOLCAN esta lava procede de un magma mantelico que llego a la superficie en un corto periodo de tiempo (+-5 años). 

En la siguiente figura corresponde a una vista al microscopio de polarización de una lamina delgada realizada a una muestra de la lava del volcán correspondiente a la colada que arraso la Iglesia de Todoque.

Figura nº 70: Lamina delgada de una roca de las coladas del Volcán de Cabeza de Vaca. Se 
indican los cristales de clinopiroxenos (Cpx), los de anfiboles (Anf) y los de plagioclasas (Plag)

Otros estudios petrológicos han detectado, en estas mismas lavas, gran cantidad de tefrita con titanoaugita, feldespatoides y plagioclasas ricas en calcio por lo que estas emisiones se parecerían a otras ocurridas en la Isla. Algunos geólogos (J.Mangas) creen que el magma lleva miles de años acumulándose en una cámara magmática situada entre la parte superior del manto y la inferior de la corteza y que se trata de un magma tefrítico derivado de un magma basáltico.    

Pese a la aparente discrepancia en el tipo de roca volcánica que esta emitiendo el volcán hay que tener en cuenta que a las basanitas que no contienen olivino se las denomina tefritas y que hay todo una serie de rocas entre ambos términos.

RECORRIDO DE LA LAVA:

La lava emitida por las bocas del volcán desciende hacia el mar por medio de coladas de las que, a mediados de diciembre, se contabilizaban un total de 12 de las que algunas (1, 2, 7 y 9) han llegado al mar formando deltas lávicos o fajanas en la terminología local. La superficie cubierta por estas nuevas coladas ascendía a 1.628 Ha el día 8/12/2021.  

Tras un periodo en el que el flujo de lavas se realizo principalmente por medio de coladas superficiales, una parte importante del flujo de lava comenzó a fluir subterráneamente a través de tubos volcánicos que son cuevas con forma de túneles que pueden ser lineales o formar una compleja red de túneles interconectados. Los túneles volcánicos se forman cuando la superficie de una colada de lava fluida y muy caliente (800-1.000ºC) al contacto con el aire más frio se enfría rápidamente formándose una costra solida mientras que por debajo la lava sigue fluyendo por debajo hasta canalizarse por un túnel. La lava solidificada que recubre los túneles es un excelente aislante térmico lo que permite que la lava fundida mantenga su temperatura y pueda circular a gran velocidad por su interior durante mucho tiempo. Una vez que termina la emisión de lava el conducto queda vacío y en algunos casos adquieren una gran importancia hidrogeológica. Los túneles pueden tener longitudes y diámetros muy variados pudiendo llegar a alcanzar centenares de metros y varios metros de altura y disponer de salidas al exterior, los jameos por las que puede salir lava o gases.

Figura nº 71: agujero o james que comunica un tubo volcánico por el que circula la lava
con el exterior (Fuente: IGME).

Las coladas superficiales pueden alcanzar una gran altura (hasta 30 mts) dependiendo de su viscosidad, cuanto más viscosas más altas. Cuando salen de la boca del cráter del volcán están a una alta temperatura (1.000-1.100ºc) y son muy fluidas por lo que discurren ladera abajo muy rápidamente como un rio que puede transportar grandes bloques de lavas más o menos solidificadas o pedazos del cráter. Según se van alejando del cráter la temperatura de la lava y la pendiente del terreno disminuyen y se hace mas viscosa fluyendo más lentamente y alcanzando mas grosor y con el aspecto de una masa de roca semifundida cubierta por una costra de escorias. Las coladas que circulan por los túneles lávicos mantienen su temperatura, y por lo tanto su fluidez, alcanzando fácilmente la costa y llegando al mar.  

Figura nº 72: superposición de las coladas sobre una ortofoto de satélite. (Fuente: IGME)

EMISIONES PIROCLASTICAS:

Como en toda erupción estromboliana con episodios freatomagmaticos, además de lavas el Volcán de Cabeza de Vaca emite una gran cantidad de piroclastos: bombas volcánicas, lapilli y cenizas que son los principales responsables de la construcción del cono volcánico. La emisión de los piroclastos más gruesos (bloques y bombas) se produce mediante grandes explosiones que producen una lluvia de material que cuando cae al suelo rueda ladera abajo.

También son muy importantes las emisiones de cenizas que son fragmentos de rocas y minerales volcánicos con tamaños inferiores a los 2 mm, que forman gruesas acumulaciones en las proximidades del volcán pero que también llegan a alcanzar lugares muy alejados del cráter como el Aeropuerto de La Palma. 

Figura nº 73; Aspecto de la ceniza del volcán Cabeza de Vaca de color intensamente
negro y tamaño de grano inferior a 1 mm. 

Las emisiones de cenizas del volcán de Cumbre Vieja forman densas nubes de color negro que pueden alcanzar varios kilómetros de altura y están constituidas por fragmentos irregulares muy finos, tamaño limo y de color negro. A primera vista la composición de estas cenizas son mayoritariamente de vidrio volcánico con abundantes cristales de olivino.  

Figura nº 74: Cenizas del volcán aumentadas 30 veces. Se puede ver su tamaño
inferior al milímetro y el color negro de los clastos formados la mayoria por vidrios
volcánicos. 

En las cenizas de este volcán he encontrado gran cantidad de fragmentos muy irregulares y porosos de vidrio volcánico que se producen cuando las burbujas de gas que están dentro del magma estallan en la superficie. Cuando hace mucho viento éste puede estirar la lava de los piroclastos y formando filamentos del tamaño de un cabello con un diámetro inferior a los 0,5 milímetros. En las cenizas del Volcán de Cabeza de Vaca es fácil encontrar este tipo de filamentos, pero debido a su extrema fragilidad es muy difícil conservar una muestra de los mismos.

Figura nº 75 Fragmentos de vidrio volcánico de un color negro brillante y aspecto
muy poroso. 

Las erupciones volcánicas híbridas de larga duración pueden resultar de descripción y clasificación complejas, especialmente cuando dan lugar a múltiples estilos eruptivos y a múltiples productos volcánicos. La erupción de San Lorenzo de 2021 de la Isla de La Palma (Islas Canarias), se produjo en un sistema de magma-gas que dio lugar a la emisión simultánea de flujos de lava y penachos de tefra emitidos desde varios cráteres o respiraderos. Aunque el volumen del manto de tefra (∼2 × 10⁷metros³) solo representa del 7% al 16% del volumen total de la erupción, nos proporciona información fundamental sobre la dinámica eruptiva general. La tefra se dispersó principalmente de NE a SO debido a patrones de viento locales y regionales complejos y se subdividió en 3 unidades y 11 capas que se correlacionan bien a diferentes distancias del respiradero y con los datos sobre las erupciones y la tasa de emisión de lava.

En un reciente estudio (C. Bonadonna et al., 2.022) se identificaron tres unidades de tefra y 11 capas con base en el análisis de los depósitos y se correlacionaron entre varias las secciones estratigráficas. Esta estratigrafía es asimilable a la de un detallado estudio realizado durante la primera parte de la erupción (Romero et al., 2022a) y de esta de acuardo con la reconstrucción propuesta por INVOLCAN.

Una Unidad Inferior (LU): en la que predomina el tamaño de lapilli con intercalaciones de capas de cenizas finas a gruesas e incluye tres capas principales (LU1–3); la Unidad Media (MU) está dominada por cenizas finas a gruesas, con intercalación de capas de lapilli, e incluye seis capas principales (MU1–6)

Una Unidad Superior (UU): que está dominada por clastos de tamaño lapilli y consta de dos capas principales (UU1–2). También se han identificado hasta seis subcapas dentro de algunas de las capas más gruesas (LU1.1–6, LU2.1–4, MU3.1–3, MU6.1–5).

Dentro de un radio de 5 km desde los respiraderos, la secuencia de tefra está dominada por múltiples capas de caída que contienen lapilli alternadas con subcapas caída ricas en cenizas de un centímetro a milímetro de espesor, con todas las capas y subcapas claramente reconocibles.

Toda la secuencia de tefra tiende a diluirse muy rápidamente. Como resultado, mientras que en las áreas proximales (<5 km de los respiraderos) se pueden identificar y correlacionar la mayoría de las capas y subcapas, en las áreas mediales y distales (>5 km de los respiraderos) solo es posible la separación de las diferentes unidades principales. De hecho, las marcadas diferencias sedimentológicas (a saber, color, tamaño de grano y componentes) permitieron una separación de primer orden entre las tres unidades principales que se pueden rastrear con seguridad hasta los límites distales del depósito de caída (12 km).

Hay que tener en cuenta que el término proximal (<5 km de los respiraderos), medio (5–10 km de los respiraderos) y distal (>10 km) se basan en el análisis del manto de tefra en tierra que podría llevarse a cabo solo hasta 12 km de los respiraderos. En general, toda la secuencia de tefra se caracteriza por una apariencia sorprendentemente fresca con proporciones insignificantes de clastos líticos alterados. Los clastos juveniles frescos se pueden subdividir en función de su color, vesicularidad y morfología, con proporciones relativas que varían entre unidades, capas y subcapas individuales, particularmente en ubicaciones proximales.

Figura nº 76: Estratigrafía de un deposito de tefra de la ultima erupción de La Palma.  

RESUMEN:

Después de tres meses de erupción el volcán da signos de haberse apagado: pues lleva tres días sin actividad, habiendo cesado los sismos, el tremor, las emisiones de lavas y piroclastos y con emanaciones de SO2 extremadamente bajas (-5 toneladas diarias) tal como se puede ver en el siguiente gráfico: 

En estos tres meses ha dejado un nuevo volcán de 190 metros con una cota máxima de 1.170 msnm formado por varios cráteres y un campo de coladas de lava (mal país) de 1200 ha con una longitud máxima de 7 kilómetros y una anchura máxima de 3,5 kilómetros. En el siguiente gráfico (IGME) se puede ver la extension final de las coladas:

El volcán, además de los ingentes daños ocasionados, ha dejado un conjunto de datos que llevara años estudiarlos y elaborarlos y que sin duda permitirán un avance muy importante en la vulcanología y en la prevención de este tipo de desastres naturales.