De la cadena de islas que constituye el Archipiélago de las Canarias, la Isla de la Gomera es de las mas pequeñas (380 km2), emergiendo del fondo del mar en una posición intermedia entre las islas de Tenerife, la Palma y El Hierro, tal como se puede ver en la siguiente imagen compuesta de ortofoto y mapa geográfico:
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| Figura nº 1: Composición de la ortofoto de las Canarias y del mapa geográfico. |
La Isla de La Gomera se encuentra al Oeste de la Isla de Tenerife de la que la separa un estrecho brazo de mar de 38 kilómetros de anchura.
La isla de La Gomera presenta una forma prácticamente circular (25 km de longitud por 22 km de anchura con una altura máxima de 1.487 msnm en el Centro de la isla (Garajonay), la isla constituye la cima de un escudo volcánico semidestruido con una meseta relativamente llana de unos 60 Km2, en la que se localiza el Parque Nacional de Garajonay, situada en su parte superior. Toda la isla está limitada por un acantilado o escarpe de centenares de metros de altura.
En la siguiente imagen se puede ver la forma de escudo circular de la Isla de La Gomera desde el mar:
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| Figura nº 2: La Isla de la Gomera desde el mar. |
En la siguiente fotografía se puede ver la Isla de Tenerife desde el Mirador de Abrante (Agulo) en la Isla de La Gomera, como en el caso anterior se puede comprobar su forma de escudo con sus máximas cotas (Teide) ocultas por las nubes.
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| Figura nº 3: La Isla de Tenerife desde el Mirador de Óbrate (La Gomera). |
Al Oeste de la Gomera, a una distancia de 62 kilómetros, se encuentra la Isla del Hierro la más joven de todo el Archipiélago. La Isla de La Palma, donde se ha localizado la última erupción (2.021) en el Archipiélago Canario, se localiza a 60 kilómetros al NW.
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| Figura nº 4. La Isla de El Hierro desde la Isla de La Gomera. |
La mayor parte del volumen de la Isla de La Gomera, entre un 90 o un 95%, lo constituye el edifico submarino por lo que parte emergida de la Isla es un exiguo 5 o 10% de su volumen total En la siguiente figura se pueden ver las plataformas marinas de varias de las islas mas occidentales y como la más extensa de todas ellas es la de La Gomera, separada de la de la Isla de Tenerife por un estrecho y profundo canal submarino.
Al llegar en el ferry al puerto de San Sebastián de La Gomera ya podemos observar los acantilados formados por acumulaciones de coladas de basaltos columnares separados por intervalos piroclásticos:
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| Figura nº 6: Acumulación de coladas volcánicas formadas por basaltos columnares (Basaltos Recientes) a la entrada al Puerto de San Sebastian de la Gomera. |
Estos acantilados pueden alcanzar alturas superiores al medio kilómetro en otros puntos de la costa (Gran Rey, Agulo, …).
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| Figura nº 7: Acumulación de mas de 600 metros de coladas volcánicas formando el impresionante acantilado de Las Vueltas (Valle Gran Rey; La Gomera) |
GEOLOGIA DEL ARCHIPIELAGO.
No hay publicada información sobre la estructura de la corteza en esta isla. Los datos más cercanos corresponden a una línea de sísmica de refracción realizada por Bosshard y MacFarlane (1970) y situada al sur de esta isla. En este punto se registraron aproximadamente 2 km de sedimentos con velocidades de 3 km/s y una corteza oceánica, subdividida en tres tramos, con velocidades de 9 km/s. El Moho se localiza a una profundidad de 13.9 km, profundidad a partir de la cual se registraron velocidades de 8.12 km/s, típicamente mantélicas.
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| Figura nº 8: Diagramas mostrando la apertura del Océano Atlántico desde su fase de rift en el Triásico a la actualidad. A partir del Cretácico se empiezan a individualizar los archipiélagos volcánicos de la Macaronesia (Azores, Cabo Verde y Canarias). |
Los sondeos oceánicos profundos con profundidades de +- 1.000 mts a partir del fondo marino, que se realizaron en las proximidades de la Isla de Gran Canaria, atravesaron una secuencia de depósitos vulcanoclásticos que formarían parte del escudo gran canario. Schmincke (1982) calculo para todas las islas del archipiélago un volumen total de rocas (intrusivas, volcánicas y sedimentarias) de 20x103 Km3 sin considerar el material involucrado en los grandes deslizamientos.
Todas las islas volcánicas comienzan su formación con una fase submarina, que es la más importante en cuanto al volumen de material emitido y sin embargo es la más desconocida por la dificultad que implica su estudio. En las Canarias esta primera fase submarina aflora en tres de sus islas: Fuerteventura, La Gomera y La Palma, siendo en la primera donde este Complejo Basal es más extenso.
Cuando se produce la emersión de la fase submarina se produce la fase de crecimiento subaéreo con la formación de volcanes en escudo, estratovolcanes y dorsales volcánicas. La Gomera está constituida por un único edificio volcánico de evolución compleja y dilatada en el tiempo (Mioceno medio- Plioceno inferior), en que además del Complejo Basal o Edificio Submarino se distinguen otros dos edificios volcánicos subaéreos: el Edificio Antiguo y Reciente.
Petrológicamente el archipiélago canario es una provincia alcalina, en que se da una gran variedad composicional, apareciendo tipos petrológicos muy variados: desde basaltos, riolitas bajas en sílice, fonolitas con haüina, rocas ultramáficas bandeadas y entre las rocas plutónicas gabros y sienitas. Existen diferencias en cuanto a la alcalinidad y la abundancia de tipos de rocas entre las distintas islas que componen el archipielago (Ancochea et al., 2004). La Gomera posee características composicionales similares a las de Tenerife. Su alcalinidad es intermedia y tiene importantes unidades sálicas.
La actividad volcánica en el Archipiélago comenzó en el Oligoceno con la formación del Complejo Basal de Fuerteventura que emergió durante el Mioceno Inferior. Durante el Mioceno medio se produjo la mayor actividad volcánica con erupciones en Fuerteventura, Lanzarote, Gran Canaria y La Gomera. Durante el Mioceno superior comienzan a formarse los grandes edificios basálticos de Tenerife y La Gomera y la actividad volcánica cesa o desaparece en Fuerteventura, Lanzarote y Gran Canaria.
En el Plioceno inferior se forma el estratovolcán del Roque Nublo en Gran Canaria y comienza la actividad volcánica basáltica en el Edificio Cañadas en Tenerife y la formación del Edificio Submarino de La Palma. En La Gomera se forma el Edificio Reciente y finaliza la actividad volcánica en esta isla.
Durante el Plioceno superior hay muy poca actividad volcánica en el Archipiélago, actividad que de recupera en el Pleistoceno inferior con la formación de la Dorsal Central de Lanzarote, del Edificio Norte en La Palma y del Edificio Antiguo en El Hierro. Ya en el Pleistoceno superior y Holoceno continúan las emisiones basálticas en Lanzarote, emisiones dispersas en Gran Canaria, emisiones explosivas en Tenerife (Edificio Teide), se forma la Dorsal de Cumbre Vieja en la Palma y en la Gomera continua la inactividad.
En los últimos 500 anos se han producido 17 erupciones (Lanzarote, Tenerife y La Palma y El Hierro) con una La duración que varió de ocho días a más de seis años, generalmente de uno a tres meses, y todas ellas fueron precedidas de sismicidad desde algunos meses hasta algunas horas antes de la erupción.
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| Figura nº 10: Espacio Temporal en el que se produce la actividad volcánica en las Islas Canarias. |
VOLCANISMO CANARIO:
El volcanismo que construyo el Archipiélago Canario es diferente del volcanismo que genera otras 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 más abundantes hacia el interior de las islas y menos en la costa.
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| Figura nº 10: Gráfico de la erupción del Volcán de San Jenaro (La Palma) en el que se pueden apreciar varios cráteres alineados. |
En Canarias los conos volcánicos actuales están formados por innumerables coladas, capas de tobas, escorias y cenizas con conos de lapilli superpuestos. 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. Los nuevos cráteres se formarán donde aún 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 más 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 (taparuchas). Como en el caso de los cráteres los diques son más abundantes hacia el centro de las islas.
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| Figura nº 11: Representación del dique de alimentación de la erupción del volcán de Cumbre Vieja (San Jenaro) en La Palma. |
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 más baja. En el siguiente bloque diagrama (BRAVO, 1964) se puede ver este proceso eruptivo.
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| Figura nº 12. |
Las erupciones canarias son del tipo estrombolianas o vulcanianas dándose algunos casos de emisiones de lava de forma tranquila a ambos lados del dique de emisión de forma hawaiana (islándica).
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| Figura nº 13: Tipos de erupciones volcánicas. |
CARACTERISTICAS GEOLOGICAS DE LA GOMERA
La Isla de La Gomera es un “edificio volcánico”, subdividido en varias fases de crecimiento, que se eleva desde el fondo oceánico a base de la acumulación de erupciones submarinas primigenias. Esta primera fase o “edificio submarino” es el resultado de la acumulación de rocas plutónicas, coladas y diques. Cuando este edificio alcanza la superficie de mar hay un cambio en el mecanismo eruptivo y el edificio pasa de submarino a subaéreo.
Al contrario que en algunas otras de las islas vecinas, en La Gomera no ha habido ninguna actividad efusiva desde el Plioceno Superior por lo que durante todo este tiempo (2,5 Ma) en la isla solo ha habido una intensa erosión, prueba de ello es la presencia de cauces de los barrancos colgados por causa de la velocidad de retroceso de la costa. Además, en La Gomera, tampoco se encuentran indicios de elevaciones del bloque insular que, si se localizan en otras islas, lo que es un indicio de que la isla esta más hundida de lo que lo estuvo en otros momentos de su historia geológica. La existencia de una plataforma litoral relativamente ancha es otro indicador de inactividad volcánica y retroceso de la costa.
Por ello, siendo una isla situada en la parte occidental del archipiélago, es mucho más antigua que las otras dos islas menores (La Palma y Hierro), muy próximas geográficamente, por lo que representa una excepción dentro del modelo de migración de la actividad volcánica de Este a Oeste pues pese a que La Gomera se sitúa al Oeste y en ella no hay descrita ninguna erupción en los últimos 2,5 millones de años.
La Isla de La Gomera se desarrolla un complejo sistema magmático, típico de sectores con magmatismo muy sostenido y caudaloso con numerosas cámaras de estancamiento que pasan por numerosos estadios. Las formas de yacimiento de las rocas magmáticas pueden ser de tres tipos:
A.- Conductos de transporte, generalmente subverticales, como diques, chimeneas y domos (los roques corresponderían a criptodomos).
B.- Formas intrusivas o plutónicas, generalmente de tendencia subhorizontal: plutones, diapiros, sills, lacolitos y lopolitos (fortalezas).
C.- Formas superficiales submarinas o atmosféricas, generalmente edificios volcánicos y los depósitos de lavas y piroclastos asociados.
En la siguiente figura se puede ver un esquema con los distintos tipos de formas, casi todas ellas se pueden ver en la Isla de La Gomera:
CARTOGRAFIAS GEOLOGICAS DE LA GOMERA.
A continuación, describiré algunos de los estudios geológicos más importantes realizados en La Gomera.
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| Figura nº 16: Corte completo de oeste a este de la Isla de La Gomera. |
La primera estratigrafía de la Isla de La Gomera fue realizada por T. Bravo en 1964, este autor estructuro la Isla de La Gomera, al igual que otras islas del archipiélago, en grupos litológicos que forman un gran edifico volcánico, de muro a techo se compone de:
I.- Complejo de rocas basales.
II.- Aglomerados volcánicos.
III.- Basaltos antiguos.
IV.- Basaltos horizontales.
V.- Basaltos recientes.
VI.- Pitones (Roques y Fortalezas) y coladas sálicas.
VII.- Sistemas de diques verticales.
En la siguiente figura se puede ver un esquema de esta estructura geológica:
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| Figura nº 17: Estructura geológica en profundidad de la Isla de La Gomera. |
El Complejo de rocas basales: se corresponde con el Edificio Submarino y/o Complejo basal de Cendrero, Rodríguez Losada y Ancochea, es un conjunto, de aspecto caótico, de rocas que forman el núcleo de la Isla y se trata de rocas hipoabisales holocristalinas, granudas y microgranudas junto con enjambres de diques de direcciones irregulares formando densas mallas e intrusiones.
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| Figura nº 18: Rocas platónicas granudas (garbos?) en contacto con un dique básico. Complejo Basal de La Gomera. |
El Complejo Basal del que forma parte el Edificio Submarino ocupa prácticamente todo el subsuelo de la Isla aflorando en unos 45 km2 aunque más profusamente en la parte septentrional de la Isla. Estas rocas proceden de zonas profundas de la corteza donde han sufrido fenómenos de anatexia. Son rocas básicas o ultrabásicas variando de gabros alcalinos a peridotitas atravesadas por los diques o filones.
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| Figura nº 18: Perfil del Complejo Básales de La Gomera. |
Cendrero (1971) dividió este Complejo Basal en una “Serie Submarina” con lavas almohadilladas, tobas basálticas y traquíticas, aglomerados y sedimentos submarinos muy deformadas tectónicamente, en “Rocas Plutónicas” con gabros, wehlitas y piroxenitas y en “Intrusiones alcalinas” sieníticas de ambiente intraplaca, además de gran cantidad de diques de dirección N70º-80ºE que llegan a constituir el 80% del material aflorante.
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| Figura nº 19: Afloramiento del Complejo Básal (Acantilados de Vallehermoso), se aprecia como en su mayor parte esta formado por una acumulación de diques que se entrecruzan en varias direcciones. |
La edad de este Complejo Basal abarca desde los 15,5 Ma a los 11,5 Ma es decir seria del Mioceno Medio (Langhiense- Serravaliense) y se correspondería con la parte más antigua de la Isla. Cendrero y Bravo diferencian a techo de este Complejo Basal una Serie Traquítico-Fonolítica.
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| Figura nº 20: Roca plutónica de grano muy grueso con fenocristales idiomorfos blancos de plagioclasas y masas irregulares de un mineral ferromagnesiano negro (piroxeno y olivino). |
El Complejo de Rocas Basales está separado de los materiales que lo recubren por una “laguna estratigráfica” como indica que el contacto entre estos materiales es brusco y que los diques del complejo basal quedan cortados en este contacto.
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| Figura nº 21: Diques del Complejo Basal cortados por coladas volcánicas posteriores. |
Aglomerados volcánicos: definidos por Bravo (1964) se apoyan directamente sobre el Complejo Basalenvolviéndolo casi en su totalidad.
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| Figura nº 22: Perfil Geologico (Bravo 1964) |
Los aglomerados volcánicos son rocas monolíticas de pasta basáltica vítrea con gran cantidad de xenolitos de muy variados tamaños y composiciones su origen seria explosiones volcánicas muy violentas con proyección de piroclastos y una pasta ardiente de composición basáltica. Están atravesados por numerosos diques tanto basálticos como sálicos y hacia arriba presentan intercalaciones de basaltos ultrabásicos hasta pasar gradualmente al grupo superior.
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| Figura nº 23: Dique félsico atravesando materiales de los Aglomerados volcánicos (AE). |
Esta unidad no ha sido identificada como tal en estudios posteriores, pero Ancochea los incluye en su Edificio Antiguo en forma de brechas intercaladas entre los basaltos y otros autores (Cendrero, Cubas y Rodríguez Losada) las definen como Brechas Poligénicas dentro de los Basaltos Antiguos.
Basaltos antiguos: forman la columna de la isla y se trata de basaltos escoriáceos con huecos o amígdalas rellenos de calcita, en coladas de poco espesor, con frecuentes lavas cordadas con disposición periclinal a partir de la difusa cúpula central de la isla. Estos basaltos plagioclasicos fueron emitidos por cadenas de pequeños cráteres alimentados por diques que atraviesan toda su masa. Aparecen rocas sálicas alcalinas en forma de ensanchamientos dentro de esta serie basáltica. Una densa red de diques que alimentaron efusiones posteriores corta esta serie basáltica.
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| Figura nº 23: Basalto escoriaceo de la Unidad de los Basaltos Horizontales (Valle Gran Rey; La Gomera) |
Basaltos horizontales (o azules): como su nombre indica presentan poco o nulo buzamiento y aparecen como coladas basálticas de gran espesor separadas por delgadas capas de tobas y/o cenizas. El contacto con la serie anterior es muy claro y presenta numerosas surgencias de aguas subterráneas. Las coladas están formadas por basaltos hipocristalinos de grano fino, dominando la plagioclasa y con muy poco olivino. No se han visto chimeneas que hayan podido alimentar a estas coladas.
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| Figura nº 24: Basaltos de Agulo |
En Agulo (R. Herrera et al, 2002) hay una sucesión de 600 metros de espesor de gruesas coladas (29) de basaltos a traquibasaltos que se presentan inclinadas hacia el NE rellenando un antiguo valle y se sitúan indistintamente sobre el Complejo Basal, los Aglomerados Poligénicos y los Basaltos Antiguos Inferiores (Bravo, 1964) estando situada su cota inferior a 150 msnm.
La secuencia volcánica está compuesta principalmente por basaltos olivínicos y traquibasaltos con un 28% cada tipo, por basaltos olivínico-piroxénicos y basaltos afaníticos con un 13% cada tipo y el resto por picritas (6%), basaltos picríticos u oceánitas (12%).
Los basaltos, salvo los afaníticos, presentan una textura porfídica con fenocristales de olivino y piroxeno en una matriz de plagioclasa, piroxeno y opacos. Los basaltos afaníticos y los traquibasaltos compuestos por plagioclasas y opacos, presentan dos tipos de texturas: hipocristalinas inequigranulares y holocristalinas equigranulares y fluidales. En el diagrama TAS estas rocas se encuentran en los campos de los basaltos picríticos, basaltos, basanitas, traquibasaltos y tefritas.
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| Figura nº 25: Basalto vacuolar con un gran cristal de Olivino (La Gomera) |
La principal causa de la gran variabilidad composicional de estas rocas has sido los procesos de cristalización fraccionada a partir de magmas homogéneos en, al menos, 6 ciclos evolutivos que comienzan con la acumulación de basaltos picríiticos y/o basaltos olivínicos u olivínico-piroxenicos y finalizan con la acumulación de traquibasaltos.
Basaltos recientes: Se trata de coladas basálticas similares a las anteriores (Basaltos antiguos y Horizontales) presentan una disposición periclinal desde la cúpula central de la isla y alcanzan el mar con buzamientos bastante acusados. Las emisiones se realizaron a través de cráteres alineados a lo largo de diques de emisión.
Posteriormente a la Tesis de T. Bravo (1.964), se publicó el trabajo realizado por Cendrero (1971) en el que se distingue de muro a techo, la siguiente disposición volcanoestratigráfica: 1) Complejo basal, 2) Basaltos Antiguos Inferiores, 3a) Basaltos Antiguos Superiores que incluyen a las Rocas Félsicas de Valhermoso (3b) y a las Rocas Félsicas Orientales (3c) y finalmente a 4a) Basaltos Recientes que incluyen a la Serie de los Roques (4b).
En la siguiente imagen se puede ver el mapa geológico simplificado de la Isla de La Gomera basado en las investigaciones de Cendrero:
Estudios más recientes (E. Ancochea, 2016) han diferenciado tres grandes edificios volcánicos: el Edificio Submarino (Complejo Basal), el Edificio Antiguo y el Edificio Reciente, los dos últimos subaéreos. En la siguiente figura se puede ver un resumen de las fases de crecimiento y vulcanoestratigrafía de estos edificios.
Investigaciones posteriores han determinado que estas dos últimas unidades no pueden separarse temporalmente y que en realidad serian sincrónicos, encontrándose coladas de basaltos horizontales que pasan gradualmente a basaltos subrecientes por lo que se han englobado en una sola unidad: el Edificio Reciente.
Estos autores describen la estructura de la Isla de la siguiente manera:
Un Edificio Submarino o Complejo Basal que corresponde con los escasos restos que quedan de la fase submarina de la formación de la Isla se trata de rocas plutónicas básicas (gabros, werhlitas y piroxenitas) muy metamorfizadas, metasomatizadas y deformadas, atravesadas por una densa red de diques basálticos, de edades (K/Ar) comprendidas entre los 11,4 y los 19,3 Ma (Mioceno medio-Superior).
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| Figura nº 28: Rocas con una fuerte deformación y aspecto caótico con numerosas vetas blancas (Complejo Basal de La Gomera). |
El Edificio Antiguo (EA) que se encuentra en casi toda la isla, se sitúa discordantemente sobre el anterior. Está formado por coladas con varios centenares de metros de grosor que se presentan inclinadas hacia el mar y atravesadas por numerosas familias de diques. En él se encuentran rocas félsicas del Complejo Traquítico-Fonolítico (CTF).
Este Edificio Antiguo se divide en dos partes; el Edificio Antiguo Inferior (EAI) que empezó a formarse en el fondo marino a modo de un escudo basáltico más o menos circular de 22 kilómetros de diámetro y hasta 1.900 metros de altura mediante la acumulación de lavas basálticas submarinas y coladas pahoehoe que están atravesadas por numerosas familias de diques tanto básicos como sálicos. Este edificio, al igual que en otras islas del archipiélago, sufrió varios episodios destructivos que dieron lugar a acumulaciones de brechas o aglomerados poligénicos. Dataciones radiométricas sitúan a este Edifico en un rango de edad entre los 10,5 y los 8,7 Ma.
Sobre este EAI se sitúa el Edificio Antiguo Superior (EAS), salvo en los casos en que el EAI está completamente destruido y entonces el EAS se apoya directamente sobre las brechas o sobre el Complejo Basal. En la costa oriental y occidental de la Isla este edificio presenta espesores de centenares de metros de coladas y piroclastos basálticos, por lo que su extensión debió de ser superior a la actual de la Isla con alturas de hasta 2.200 metros.
Este Edificio tubo dos periodos de crecimiento de 8,6 a 7,8 Ma y de 7,5 a 6,2 Ma caracterizados por una gran actividad félsica con la formación de enjambres de diques radiales (Rocas Sálicas de Vallehermoso y Rocas Sálicas del Este), domos y depósitos piroclásticos.
El Edificio Reciente (ER) está constituido por una acumulación de más de 1.000 metros de coladas y piroclastos basálticos, traquibasálticos y traquiandesitas con domos y coladas félsicos que se sitúan discordantes, con depósitos sedimentarios, sobre el CB o sobre el EAI.
Este Edificio se divide en dos partes el Edificio Reciente I (ER I) formado por los Basaltos Recientes I con edades entre los 5,9 y los 4,9 Ma y el Edificio Reciente II, (ER II) casi nunca travesado por diques y de edades geológicas más modernas: entre 4,7 y 3,4 Ma. Este ER II está formado por los Basaltos Recientes II o Basaltos Horizontales y la Unidad Traquítica (traquiandesitas), los Roques traquifonolíticos y los Basaltos tardíos formados por coladas aisladas y poco importantes de edades comprendidas entre los 2,35 y los 1,94 Ma.
CARTOGRAFIA DEL MAGNA (IGME)
Una isla volcánica, como es La Gomera, suele ser el resultado de la superposición de sucesivos edificios volcánicos que, acumulándose, erupción tras erupción, surgen de las profundidades marinas a veces desde varios miles de metros de profundidad. Cuando el edificio submarino emerge comienzan las erupciones subaéreas de carácter explosivo con emisiones de coladas lávicas y acumulaciones piroclásticas que constituyen la parte más conocida del edificio volcánico, aunque, como ya se ha mencionado solo representa el 10 o 20% del mismo. Por esta causa la cartografía geológica suele ser muy complicada con muchos tipos de rocas, a veces muy parecidas, en afloramientos de tamaños muy variados. Por esta causa el IGME ha elaborado una detallada cartografía geológica a escala 1/25.000 de la Isla de La Gomera. En esta cartografía dividió a la Isla en tres partes diferenciadas:
-Un Complejo Basal de edad Miocena media a superior.
-Un Primer Ciclo Volcánico, también Mioceno, subdividido en un Complejo Traquítico-Fonolítico y un Edificio basáltico.
-Un Segundo Ciclo Volcánico o Edificio Plioceno.
En la siguiente figura de puede ver el esquema geológico de la isla que figura en la cartografía geológica de este organismo.
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| Figura nº 32: Esquema Geológico del IGME. |
En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica levantada para la realización de la cartografía geológica donde se puede observar la complejidad litológica de la isla.
Estas tres grandes unidades han sido estudiadas con criterios de campo (estratigrafía, litología, discordancias, etc.) y con datos geocronológicos mediante dataciones de K-Ar:
-El Complejo Basal (CB): de edad miocena, está constituido por rocas plutónicas básicas y ultrabásicas (gabros-piroxenitas), junto un conjunto de lavas volcánicas y piroclastos subvolcánicos básicos de aspecto submarino, y pequeños afloramientos de rocas sedimentarias. Este conjunto constituye el sustrato (o zócalo) sobre el que se sitúa el primer ciclo volcánico.Todo este conjunto está intensamente afectado por un enjambre de diques, mayoritariamente basálticos y traquibasálticos, que llega a ocultar casi totalmente a la roca de caja. Las mallas filonianas del CB llevan una orientación preferente ENE-OSO.
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| Figura nº 34: Afloramiento del Complejo Basal de La Gomera. |
La roca encajante del CB es una Unidad de lavas, tobas submarinas y rocas sedimentarias indiferenciadas anterior a las intrusiones de rocas plutónicas y a las mallas filonianas. Esta primera Unidad aflora en pequeños "screen" que aparecen entre la malla filoniana en el sector costero septentrional comprendido entre la Playa de Santa Catalina y Los Órganos. Se ha constatado la existencia de materiales sedimentarios que aparecen en pequeños afloramientos entre los diques del CB en esta zona costera. Se presentan en capas subverticales con estratificación cruzada. En algunos casos estas rocas sedimentarias están brechificadas y fracturadas por la inyección filoniana y por fracturas posteriores de componente NNO-SSE.
También se ha observado la presencia de pequeños "screem" entre los diques que deben corresponder a coladas submarinas de composición basáltica. Son rocas afaníticas muy alteradas con tonos verdosos en las que se observan asociaciones minerales de clorita, carbonatos y epidota. Además, aparecen serpentina, albita, actinolita y biotita, debido al metamorfismo de contacto que provocan las intrusiones de rocas plutónicas básicas y ultrabásicas.
Las rocas fragmentarias son tobas y brechas volcánicas de composición basáltica y/o traquibasáltica. Están muy alteradas y presentan rellenos secundarios de ceolitas y carbonatos.
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| Figura nº 35: Basaltos con zeolitas (Complejo Basal de La Gomera) |
También se han observado venas de carbonatos entre los diques y la roca de caja del CB, estas venas son delgadas, de apenas unos centímetros de espesor y escaso recorrido.
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| Figura nº 36: Red de vetas blancas de carbonato (Complejo Basal de La Gomera). |
Dentro del dominio del Complejo Basal los materiales que ocupan una mayor extensión superficial son las rocas plutónicas básicas y ultrabásicas: gabros, werhlitas, piroxenitas, etc …. .
Pero en este mismo Complejo Basal, la unidad más característica es la densa red de diques que en ocasiones llega a ocultar casi totalmente a la roca de caja. Hay afloramientos en que los diques constituyen más del 90% del volumen y en muchas ocasiones superan ampliamente el 75%. Los diques de esta unidad son mayoritariamente de composición traquibasáltica y se empaquetan según redes o mallas filonianas. Las inyecciones filonianas de los complejos basales siguen un régimen estructural fisural de carácter regional, mientras que los edificios basálticos miocenos (postcomplejo basal) obedecen a un campo de esfuerzos de compresión puntual vertical con desarrollo de sistemas de diques radiales y "cone-sheets" que se debieron emplazar por un mecanismo de inyección múltiple, a través de fisuras subparalelas. El período de mayor penetración filoniana debió coincidir o ser ligeramente posterior a las emisiones volcánicas submarinas, ya que se han observado diques divagantes en las brechas submarinas.
Hay diques anteriores a las intrusiones de rocas plutónicas, como ejemplo puede señalarse el observado en el corte de la carretera de Vallehermoso a la Playa (km 2), que aparece recristalizado y corneanizado por estas intrusiones.
En general, los diques aparecen empaquetados en "sheets" con anchuras de afloramiento de decenas a centenas de metros. Los espesores individuales son variables, entre 0,5 y 2,5 metros, aunque localmente existen excepciones por defecto y por exceso.
-Primer ciclo volcánico: cuya emisión comienza en el Mioceno superior, está compuesto por tres tramos basálticos y un complejo sálico, mayoritariamente traquítico. El tramo inferior son coladas basálticas submarinas en la base. El tramo medio es de carácter brechoide básico ("Debris avalanche"). Por encima se emplaza el Complejo Traquítico-Fonolítico y, superpuesto a todos, se encuentra el tramo superior con coladas basálticas.
Tramo inferior: este tramo está constituido mayoritariamente por coladas basálticas alteradas con algunos niveles locales de brechas e intercalaciones piroclásticas. Una de las características propias de este tramo es la densa inyección filoniana que se presenta, manifestada por una red de diques básicos tendidos, tipo "sills" que se intercalan a modo de diques capa. Además, está afectado por la red de diques subverticales, que, grosso modo, definen una pauta radial. CUBAS et al. (1994) han datado las primeras coladas de este tramo (de carácter submarino) en 9,3 y 10,8 M.a. Estos autores consideran que el rango de coladas puede ser válido, con un margen de variación por encima de ±2 M.a. Además, existen otras dataciones que confirman estos datos; así, CANTAGREL et al. (1984) han datado un dique-capa en la base de este tramo, en la Playa de Alojera, en 10,2 M.a. FERAUD et al. (1985) también han datado un dique en 10,5 M.a. Durante la realización de la cartografía del IGME se han datado las coladas de este tramo en las proximidades de Taguluche en 9,53 M.a. Así mismo, se ha datado un dique traquítico que encaja en estas coladas en 9,3 M.a. Por último, CANTAGREL et al. (1984) dataron una colada del fondo del barranco de Erque (Hoja de Hermigua) en 9 M.a. Es decir, este Tramo Inferior se depositaria en el espacio temporal comprendido entre los 11 y los 9 M.a (Mioceno superior: Tortoniense).
Las coladas basálticas con niveles de brechas subordinadas están, en general, muy alteradas y ceolitizadas, predominando los tipos "pahoehoe" que presentan algunas estructuras de tipo pseudopillow. Suelen tener espesores individuales reducidos y están intensamente inyectadas por diques que mayoritariamente son de composición basáltica y pueden dividirse en dos familias: Diques-capa intercalados entre las coladas con buzamientos parecidos a los de las coladas y diques subverticales pertenecientes al cortejo radial.
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| Figura nº 37: Brechas basálticas. |
Las brechas basálticas presentan tonos oscuros (vinosos y marrón-caqui) y están constituidas por fragmentos angulosos de composición basáltica. Los tamaños son muy variables, desde 2-3 cm hasta bloques de 60-80 cm. más escasos. Localmente se ha observado algún fragmento de rocas granudas y de traquibasaltos (probablemente diques del CB). También hay facies de brechas con aspecto más "explosivo", con pequeños fragmentos sálicos y atravesados por diques traquíticos.
Tramo medio: está constituido fundamentalmente por una unidad brechoide entre la que se intercalan algunas coladas basálticas. Esta unidad brechoide ha sido designada tradicionalmente como aglomerado volcánico (BRAVO (1964) y autores posteriores). En este trabajo se ha considerado más conveniente utilizar el término brecha, ya que la palabra aglomerado se refiere (más bien) a materiales piroclásticos gruesos, próximos al centro de emisión. Sin embargo, estos materiales son fragmentarios y no contienen material juvenil y más parece que sean el producto de la destrucción parcial de las coladas del tramo inferior.
Estas brechas líticas polimícticas (“Debris-avalanche”) representan los episodios destructivos del tramo inferior del edificio basáltico mioceno y puede que esté relacionada con el inicio de otras emisiones básicas que inestabilizan las laderas del edificio, con el consiguiente desarrollo de grandes deslizamientos ("debris-avalanche"). En general, estas brechas muestran aspecto caótico, pero existen diversos tipos de facies de unos afloramientos a otros, o incluso dentro del mismo afloramiento. Así, en la base de montaña Beguira se observan pasadas con cierta orientación de cantos que parecen algo retrabajado con fragmentos subredondeados. Hacia el techo se continúan las brechas típicas polimícticas con fragmentos de diferente tamaño (desde 1-2 cm hasta bloques de más de 50 cm) pero mayoritariamente predominan los fragmentos con tamaños inferiores a 13 cm. Composicionalmente existen diversos tipos de fragmentos basálticos (plagioclásicos, olivínico-piroxénicos, afaníticos), traquibasálticos y algún canto aislado de rocas sálicas.
La Unidad de coladas basálticas aparece muy escasamente representada en este sector y está constituida por coladas basálticas olivínico-piroxénicas muy fisuradas y ceolitizadas. Estas coladas tienen poca continuidad lateral y presentan contactos mecanizados con las brechas de este mismo tramo (medio).
La Unidad del Complejo Traquítico-Fonolítico (CTF) es una de las más características de la isla de La Gomera. En esta cartografía (MAGNA) se ha efectuado un estudio detallado de los diques sálicos subverticales, observándose que también intruyen en las coladas basálticas miocenas. Además, en conjunto definen una pauta radial convergente hacia la zona central del CTF. Uno de estos diques ha sido datado en 9,3 M.a. (MAGNA), edad en parte concordante con la del tramo medio del primer ciclo volcánico (Mioceno). También se ha datado un dique traquítico que constituye el encajante del Intrusivo de Macayo (dentro del CTF), resultando una edad de 7,60 M.a., similar a las del Domo fonolítico de Buenavista (7,57 M.a.). Estas últimas edades podrían incluso llegar a ser similares a parte del tramo superior del edificio basáltico mioceno.
Dentro del CTF se han distinguido varias unidades cartográficas:
-Diques sálicos.
-Rocas piroclásticas indiferenciadas; tobas, brechas, aglutinados, ignimbritas poco soldadas con matriz cinerítica y pequeños fragmentos fonolíticos y de basaltos afaníticos, etc... en general parece tratarse de rocas piroclásticas ("flows") originadas en erupciones de alta explosividad.
-Sienitas. Son poco abundantes en la isla y están datadas en 9,1 Ma. En general son pequeñas venulaciones microsieníticas que se inyectan entre los gabros y la malla de diques del CB y que quedan al descubierto en el fondo de algunos barrancos.
-Intrusión masiva de diques sálicos y lavas subordinadas. En el mapa geológico se han representado los diques sálicos del cortejo radial de esta unidad. Los diques son mayoritariamente de composición traquítica con potencias variables, entre 1,2 y 3 m, y buzamientos entre 50 y 90º. En general los diques son afaníticos, aunque también se han observado tipos porfídicos. Los fenocristales más característicos son anortoclasa y sanidina en una matriz blanquecina o crema. Frecuentemente los diques aparecen afectados por una intensa fracturación. Rodríguez-Losada (1988) realizó un estudio estructural de los diques del CTF y puso de manifiesto la existencia de una estructura de tipo "cone-sheet".
-Intrusivos fonolíticos y traquíticos. Ambos parece que están íntimamente relacionados y están constituidos por paquetes de diques anchos que se engrosan a modo de diques-domo. Durante la realización de la cartografía del MAGNA se ha tomado una muestra para datación de uno de estos cuerpos en las proximidades del embalse de Vallehermoso. Se trata de una roca masiva, fresca y afanítica, de color gris-verdoso que se clasifica como fonolita. Su edad de 7,57 M.a. confirma su pertenencia a esta unidad miocena.
Según las observaciones realizadas en la isla de La Gomera, dentro del Tramo Medio, podrían señalarse las siguientes etapas.
1. Red de diques sálicos radiales subverticales (9,3 M.a).
2. Intrusión sienítica (9,1 M.a).
3. Intrusión masiva del cone-sheet traquítico (7,6 M.a).
4. Diques basálticos aislados.
5. Diques-domo fonolíticos (7,57 M.a).
6. Resurgencia posterior en épocas pliocenas con desarrollo de los domos fonolíticos de Macayo (4,6 M.a) y R. Cano (4,4 M.a). (Relacionados con el segundo ciclo volcánico).
Conviene señalar que no todos los episodios están datados y que además en muchas ocasiones las dataciones pueden ser dudosas y dar lugar a errores. Además, estos intrusivos no siempre presentan una relación espacial entre sí con lo cual resulta muy complicada su cronología relativa.
-Segundo ciclo volcánico: su emisión ocurrió durante el Plioceno. Está compuesto por una sucesión de coladas básicas e intermedias, con intercalaciones menores de intrusivas y lavas sálicas, cubriendo a los materiales del 1º Ciclo. De manera discordante, al final del ciclo, se emiten las coladas basálticas de los Episodios tardíos, que presentan un carácter "intracanyon" en muchos casos.
Además del IGME varios han sido los investigadores que han trabajado sobre la estructura geológica y vulcanoestratigrafía de la Isla de La Gomera. En el siguiente cuadro (IGME) se realiza una comparativa resumida de la disposición estratigráfica definida en estos trabajos:
GEOMORFOLOGIA.
La naturaleza volcánica de la Isla de La Gomera, de planta casi circular, hace que su geomorfología tenga una cierta simetría, ya que en toda su superficie se pueden encontrar valles y barracos que se inician a la orilla del mar y recorren la isla ascendiendo en dirección a las áreas de mayor cota y delimitando unas zonas planas denominadas lomas. En estas zonas elevadas los valles y barrancos procedentes de la costa se topan con una meseta de unos 60 km2 de extensión y de topografía más suave que el resto de la isla. Cabe resaltar que esta meseta coincide en su mayor parte con el Parque Nacional de Garajonay, cuyo nombre viene dado por el vértice topográfico de la isla, El Alto de Garajonay, con una cota de 1.487 msnm.
En la siguiente figura se puede ver el mapa de elevaciones de La Gomera con la mencionada meseta central situada por encima de los 900 msnm, rodeada de una zona de elevaciones intermedias (300-800 msnm) surcada por barrancos encajados con elevaciones inferiores a los 200 msnm.
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| Figura nº 39: Mapa de elevaciones de la Gomera. |
La Gomera presenta una orografía muy abrupta, donde el 93,42% de la superficie de la Isla presenta pendientes superiores al 15% lo que pone de manifiesto lo escarpado del territorio. Destaca un anillo alrededor de la meseta central donde las pendientes superiores al 60%. Las zonas con pendientes inferiores al 7% se sitúan principalmente dentro de la meseta central y en los tramos inferiores de los barrancos de mayor entidad, junto a las zonas costeras, coincidiendo en la mayor parte de los casos con las zonas pobladas.
Las litologías volcánicas de la isla, junto a los procesos erosivos originados por las lluvias torrenciales características en la zona y la gran cantidad de tiempo que ha pasado desde la última erupción, han modelado una densa y escarpada red de drenaje con gran cantidad de cauces, algunos bien desarrollados, que confluyen desde la meseta central hacia el mar, tal como se puede ver en la siguiente figura.
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| Figura nº 40: Ortofoto del escudo volcánico de La Gomera. |
La red de cuencas principales presenta una disposición radial debido a la forma cónica que presenta la isla. Estas cuencas presentan como rasgo característico una extensión reducida, no superando ninguna los 35 km2 de longitud, unas elevadas pendientes, que rondan el 15%, y una profunda excavación de los terrenos.
Los principales barrancos de la isla son:
- § Barranco de Vallehermoso: de 6,2 kilómetros de longitud, abarca una extensión de 30,5 km2 y se sitúa en la zona N-NO de la isla. En su tramo medio-bajo se ubica la población de Vallehermoso.
- § Barranco de Hermigua: Se encuentra situado al nordeste de la isla, con una extensión de 32,3 km.
- § Barranco de la Villa: de 5,2 kilómetros de longitud está situado al este de la isla, abarca una superficie de 29,8 km2, en su desembocadura se asienta la población de San Sebastián.
- § Barranco de Santiago; de 7,3 kilómetros de longitud esta situado al Sur de la isla, abarca una superficie de 24,2 km2.
- § Valle Gran Rey: de 9 kilómetros de longitud, abarca una superficie de 27,6 km2 y se encuentra situado al O – SO de la isla, presenta una orografía muy escarpada, encontrado paredes de hasta 800 m de desnivel, en el tramo medio presenta gran abundancia de viviendas diseminadas pertenecientes a la población de Valle Gran rey, cuyo núcleo principal se ubica en su desembocadura.
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| Figura nº41: El Valle Gran Rey (La Gomera) |
Hay otros muchos barrancos como los de Las Rosas de 5,9 km de longitud, Monforte de 5.6, Cabrito de 7,00, Ereses de 4,5, La Negra de 6,1 La Rajita de 5,4 y Arure de 4,5 kilómetros. La morfología de los barrancos es diferente según los materiales y la zona donde se ubican.
Con las características topográficas y las precipitaciones discontinuas y estacionales que presenta la isla, el régimen general de escorrentía es de tipo torrencial, con corrientes de agua que fluyen esporádicamente y la formación intermitente e irregular de avenidas. Algunos de estos barrancos presentan cauces de aguas superficiales permanentes con una longitud total de 36,60 Km, siendo el Barranco del Cedro, con 9,35 km, la corriente permanente de mayor extensión, seguido del Barranco de Valle de Gran Rey, con 4,37 Km y del Rejo con 4,07 km.
Los elementos geológicamente más significativos del paisaje gomero son de origen volcánico: las taparuchas, los roques y fortalezas, todos ellos bloques rocosos monolíticos de los que posteriormente hablaremos. También es significativa la inexistencia de los “malpaíses” volcánicos, tan frecuentes en las demás islas del archipiélago canario y llama la atención que solo exista un único como volcánico propiamente dicho: El Monumento Natural de La Caldera en el Término municipal de Alajeró en la costa meridional de la Isla (Punta Falcones). Se trata de un pequeño afloramiento, en forma de cono romo, que está constituido por una acumulación de tefras y piroclastos de edad Plioceno Inferior que se ubican sobre coladas de traquitas máficas de los Basaltos Recientes (Cendrero 1971).
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| Figura nº 42: Ortofoto con la situación del Monumento Natural de La Caldera (La Gomera) |
También destacan en el paisaje los apilamientos de coladas volcánicas, a veces de edades diferentes pero la mayoría del Mioceno-Plioceno en los que la acción erosiva del mar ha modelado un acantilado costero con alturas que pueden alcanzar los 800 metros y superar fácilmente el medio kilómetro.
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| Figura nº 43: Acantilado de la Playa del Inglés (Valle Gran Rey; La Gomera). |
FORMAS DEL RELIEVE GOMERO.
Pitones (roques y fortalezas) y coladas sálicas: en distintos puntos de la Isla se pueden encontrar una serie de pitones que, emergiendo del terreno que los rodea, se pueden elevar decenas de metros. Se trata de antiguas chimeneas volcánicas por donde se elevaron desde las profundidades del subsuelo lavas pastosas de composición más ácida que los terrenos que los rodean todo este conjunto de manifestaciones sálicas no fueron simultaneas y ocurrieron en distintos momentos de los ciclos basálticos manifestándose como capas de rocas blancas de textura fluidal ignimbrítica, intercaladas entre los macizos basálticos. Algunas de estas manifestaciones terminaron gruesas y cortas coladas conocidas como “fortalezas” pero la mayoría no llego a salir a la superficie y formaron pitones de punta aguda o gruesos diques que han quedado al descubierto por la erosión de los terrenos circulantes. A veces forman gruesas acumulaciones de centenares de metros (300 m) de rocas sálicas (fonolitas, traquifonolitas, latitas) en medio de los basaltos emanadas a través de diques de poca longitud (<1 km).
Algunas de las más conocidas de estas formas son los Órganos, localizados en la costa norte de la Isla, que están formados por grandes columnas de traquifonolitas, el Roque Cano en Vallehermoso de fonolitas, el Roque de Cherepegil de traquifonolita lo mismo que los roques de El Calvario, Imada, Chinguarime, El Guincho, San Juan, Ojila, Ajando y La Cantera, el Roque Blanco y los roques Grande, Aluce y Bartos que son de fonolitas.
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| Figura nº 44: Intercalaciones de fotolitos en los macizos basálticos de La Gomera. |
Hay tres eventos principales de actividad raquítico-fonolítica:
-1º Evento sálico (Rocas sálicas del Este): a él corresponden el conjunto de rocas (domos, coladas y piroclastos) que aparecen en la parte oriental de la Isla y en el enjambre radial de Vallehermoso. Su edad se sitúa entre los 8,6 y los 7,89 Ma y pertenece al Edificio Antiguo Superior I (EAS I).
-2º Evento sálico (Rocas sálicas de Vallehermoso): corresponde a la “Serie traquítico-Fonolítica” de Cendrero y a l “Complejo traquítico – fonolítico” de Rodríguez Posada. De edad comprendida entre los 7,6 y los 6,2 Ma pertenece al Edificio Antiguo Superior II (EAS II) y lo constituyen dos enjambres radiales de diques cónicos, brechas sálicas y las sienitas de Tamargada. El enjambre de “Diques Cónicos de Vallehermoso” perteneciente a este 2º evento (7,5-6,4 Ma) tiene unos 10 kilómetros de radio y sus diques convergen en un punto situado a 1.650 metros por debajo del nivel del mar actual, en la vertical de Vallehermoso cuya depresión topográfica ha sido interpretada como los restos de una gran caldera volcánica.
-3º Evento sálico (Rocas Sálicas Recientes): a este tercer evento datado entre 4,5 y 3,9 Ma pertenecen la mayor parte de los roques del Sur, Centro y Norte de la Isla y las unidades traquíticas del Sur.
DIQUES O TAPARUCHAS:
Los diques o sills corresponden a los antiguos conductos volcánicos que presentan una forma tabular y inclinaciones muy diversas (de subhorizontales a subverticales) que atraviesan la corteza y permiten el ascenso del magma desde las profundidades a la superficie. Los diques presentan longitudes muy variables, pudiendo ser kilométricas, y grosores que van de submétricos a decamétricos. Como las rocas de los diques son mas duras que las rocas en que se encajan es frecuente que destaquen en el paisaje donde aparecen como si se tratara de muros verticales: conocidos como “taparuchas” de La Gomera. En La Gomera abundan los diques lenticulares, gruesos (<100 m) y cortos (800 m) de rocas sálicas (rocas ígneas con más sílice y silicatos alumínicos que silicatos ferromagnésianos y cálcicos).
En la siguiente imagen se puede ver un dique félsico de grosor métrico y disposición vertical atravesando rocas volcánicas basálticas del Mioceno Superior (Basaltos Inferiores):
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| Figura nº 45: Dique félsico vertical encajado en una colada basáltica. Los contactos entre el dique y la roca encajante se presentan muy alterados (bordes de enfriamiento). Localidad: La Epina; La Gomera. |
En La Gomera se pueden encontrar diques de muy variados tamaños y formas. Algunos son muy gruesos con muchos metros de espesor y formados por rocas félsicas de colores claros:
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| Figura nº 46: Gran dique félsico intuyendo en coladas basálticas del Mioceno Inferior. Localidad: La Epina (La Gomera). |
Pero también pueden encontrarse diques gruesos de composición máfica como el de la siguiente imagen:
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| Figura nº : Grueso dique de composición mágica intuyendo en depósitos vulcanoclásticos casi horizontales en los que provoca un pequeño desplazamiento vertical. (La Gomera) |
Algunos diques son muy delgados, de grosor submétrico, y pueden presentar formas irregulares como el de la siguiente imagen que presenta una serie de ensanchamientos y estrechamientos a lo largo de su recorrido:
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| Figura nº 47: Dique félsico de poco grosor y trazado irregular intruyendo en coladas basálticas del Mioceno Superior. Fotografia realizada en La Epina (La Gemera). |
-Sills: son intrusiones laminares de disposición subhorizontal, que suelen ser concordantes con la estructura de la roca encajante. A diferencia de los diques, su extensión o propagación lateral puede ser muy grande mientras que su crecimiento en la vertical es muy inferior, dando lugar a cuerpos intrusivos sencillos. Se pueden considerar yacimientos laminares de estancamiento del magma tras su ascenso a través de diques desde otras cámaras magmáticas o de las propias áreas de fusión.
Los sills suelen presentar una forma tabular (laminar) continua, pero a veces presentan cambios de dirección que se realizan de la forma que se puede ver en la siguiente imagen:
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| Figura nº 48: Sill cambiando de dirección (Fotografia en La Alojera; La Gomera). |
Los diques máficos formados por rocas basálticas de grano muy fino muy duras, pueden presentarse muy fracturados con una intensa diaclasación transversal a su eje longitudinal, tal como se puede ver en la siguiente imagen que es un detalle del dique de la fotografía anterior:
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| Figura nº 48: Detalle del diaclasado en un sill. |
Muchas veces los diques o sills pueden llegar a unirse formando uno solo o al contrario, un dique puede dividirse en dos:
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| Figura nº 49: Unión de dos diques horizontales (sills). Alójela; La Gomera. |
Los diques pueden presentar una complejidad composicional como en el siguiente caso donde dentro de un grueso dique félsico se localiza un dique más oscuro (máfico) de diferente composición litológica. Esto seria debido a un cambio en la composición del magma intruido a través del mismo conducto.
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| Figura nº 50: Dique con una parte interna mágica y una externa félsica (Chipude). |
La zonalidad del borde al centro del conducto o dique que puede ser debida a variaciones en el tamaño de los cristales (incrementando hacia el interior del conducto o por su crecimiento en sucesivos pulsos o por la presenta de bordes de enfriamiento. Si las rocas que forman los diques presentan texturas porfídicas inequigranulares los fenocristales pueden definir una foliación de origen magmático dispuesta paralelamente a las paredes del conducto. Los diques magmáticos pueden emplazarse a diversos niveles. Por ejemplo, hay diques que atraviesan niveles piroclásticos recientes y su emplazamiento seria epizonal. En cambio, otros diques aparecen atravesando rocas de zonas más profundas de la corteza (como las rocas plutónicas básicas y ultrabásicas del Complejo Basal).
-Enjambres: Los diques se pueden presentar aislados o bien en grupos, formando enjambres, mostrando variadas disposiciones: PARALELOS, RADIALES, CONICOS, ANULARES O COMPLEJOS.
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| Figura nº 51: Tipos de enjambres de diques. |
-Diques paralelos; se presentan siguiendo una alineación controlada tectónicamente. En la Gomera son muy abundantes sobre todo en los depósitos más antiguos (Complejo Basal y Basaltos Inferiores).
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| Figura nº 52: Enjambre de diques félsicos subparalelos encajados en una roca basáltica (Alojera; La Gomera). |
-Diques radiales, son diques verticales o subverticales, que como su nombre indica, irradian de una intrusión central y posiblemente son la fuente de alimentación de erupciones fisurales. En La Gomera hay tres enjambres de diques félsicos radiales: en el Edifico Antiguo Superior I, el Enjambre Radial Oriental con una edad de 8 Ma y en el Edifico Antiguo Superior II, el Enjambre Radial Occidental algo más joven (7,5-6,4 Ma) y el enjambre cónico de Vallermoso de la misma edad que el anterior.
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| Figura nº 53: Diques del Complejo Radial (Vallehermoso; La Gomera). |
-Diques anulares: en superficie son circulares o elípticos alrededor de un centro intrusivo con buzamientos subverticales en este caso, al contrario que los cónicos, hacia el exterior. Se forman por colapso de una caldera volcánica a favor de fracturas cilíndricas.
-Enjambres complejos; en los afloramientos mas antiguos de la isla (Complejo Basal) aparecen formado una malla irregular, muy densa, aunque con una orientación preferente al N70º-80º. Los diques llegan a constituir el 60% del volumen de la roca aflorante y frecuentemente puede llegar al 90%. Se trata de diques basálticos como los que se muestran en las figuras nº 19 y 39.
Resumiendo: los diques son los conductos a través de los cuales se produjo el ascenso del magma desde las profundidades, por este motivo casi toda la Isla esta atravesada por una densa red de ellos con grosores que varían de algunos decímetros hasta la decena de metros y pueden ser:
-Diques radiales: son los que se forman alrededor (radialmente) del cono de erupción cuando la presión o empuje vertical ascendente del magma encuentra obstáculos en su salida y llega a levantar parcialmente la chimenea inyectando magma en las grietas. Según la inclinación hacia afuera o hacia adentro de estos diques radiales habrá habido levantamiento o hundimiento de la base del cono volcánico. Estos diques forman parte del aparato volcánico y pueden encontrarse inyectados en la masa de lapilli de los conos terminando en delgadas capas de lava.
-Diques de emisión: pueden tener longitudes de varios kilómetros en dirección constante, observándoseles como una muralla que sube o baja a lo largo de cualquier accidente geográfico (montañas, valles…). Estos largos diques aparecen en gran cantidad y tienen un marcado paralelismo presentando dos direcciones principales (enjambres): una de Este a Oeste y otra más joven de Noroeste a Sureste, cruzándose en ángulos de 45º.
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| Figura nº 52: Dique de gran longitud atravesando materiales del Edificio Antiguo Inferior (La Hermigua: La Gomera). |
Los diques casi siempre dan lugar a planos de falla y separan ambos lados para dar lugar al paso a los materiales fundidos que suben de las profundidades. La composición mineralógica de las rocas que constituyen los diques abarca casi toda la variedad de materiales volcánicos que hay en la Isla.
Las relaciones de corte entre diques permiten determinar la edad relativa de los mismos (el más joven siempre corta al más viejo) y su densidad nos da una idea de la edad de la roca encajante y de la distancia que hay al centro de emisión. Las rocas de los diques suelen ser más resistentes que las rocas en las que se encajan por eso cuando los edificios volcánicos se erosionan estos diques sobresalen en el terreno como si fueran muros verticales que localmente se conocen como “taparuchas”.
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| Figura nº 53: Aureola de contacto. |
Sin embargo, el otro contacto de este mismo dique con los mismos depósitos piroclásticos es mucho más neto y la aureola de contacto es mucho mas reducida de solo unos centímetros de grosor:
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| Figura nº 54: En el mismo dique de la figura anterior la aureola de contacto con el mismo material piroclástico es mucho mas neta. (Localidad: Alójela, La Gomera) |
El estudio de las direcciones que presentan los diques en La Gomera ha permitido comprobar que, dependiendo de su edad, los diques convergen hacía unos puntos (C1, C2, C3 y C4) que se corresponden con la posición del centro del edificio volcánico subaéreo en distintos momentos de su historia geológica y que indican que presenta una migración hacia el SSE a una velocidad de 0,16 cmts/año
Los mucho más antiguos (11,5 – 15 Ma) los diques del Complejo basal adoptan una disposición subparalela.
DOMOS O ROQUES:
Son las estructuras volcánicas muy abundantes y de las mas características de la Isla de La Gomera, apareciendo a modo de menhires salpicados por toda la Isla. Se trata de domos formados por lavas sálicas alcalinas y viscosas que corresponden al relleno de chimeneas volcánicas verticales que han atravesado la cobertera basáltica y que debido a estar formados por materiales mas duros que las rocas encajantes han sido descubiertos por la erosión quedando como testigos cilíndricos apuntados.
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| Figura nº 56: El emblemático Roque de Agando el mas conocido del conjunto que constituye el Monumento natural de los Roques (Agando, Ojila, La Zarcita y Carmona) con la tipica niebla que muchas veces impide ver el paisaje de esta zona. Este roque traquítico esta datado en 5,1+-0,3 Ma (según Anchochea et al) |
Los domos situados más al Este están constituidos por fonolitas y traquitas y son los más antiguos con una edad radiométrica de 8,6 a 7,8 Ma (Mioceno Superior) mientras que el resto de los domos de la Isla son mas modernos de 4,5 a 3,9 Ma (Plioceno Inferior) y de composición traquítica. Ancochea et al (2006) datan las Rocas Félsicas del Este entre los 8,6 y los 7,8 Ma, las Rocas Félsicas de Vallehermoso entre los 7,5 y los 6,4 Ma y los Domos Félsicos del Edificio Reciente 2 entre los 4,6 y los 2,8 Ma.
Figura nº 57: Aspecto de la roca traquifonolítica que compone los roques de Agando
Las relaciones de los roques con las rocas encajantes son difíciles de establecer por las condiciones de afloramiento. En la siguiente fotografía se puede ver como las rocas sálicas (traquifonolitas) que constituyen los roques en Agando, intruyen en un encajante formado por las coladas basálticas del Mioceno Superior constituidas por un aglomerado o brecha volcánica con basaltos escoriaceos fácilmente erosionables lo que facilita que hayan aflorado los domos constituidos por rocas mas compactas.
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| Figura nº 57b: Contacto neto entre las rocas félsicas traquifonolíticas y las coladas basálticas oscuras. Fotografia tomada en Agando (La Gomera). |
Los roques aparecen distribuidos por toda la Isla de La Gomera, principalmente en el interior y en la costa norte, tal como se puede apreciar en el siguiente mapa esquemático:
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| Figura nº 58: Mapa geológico esquemático con la situación de los principales domos félsicos (Tomado de Ancoechea at al, 2006). |
Los Roques mas famosos son el conjunto que forma el Monumento Natural de los Roques incluido dentro del Parque Nacional de Garagonay: roques de Agando, Ojila, La Zarcita y Carmona. Están constituidos por traquifonolitas porfídicas con fenocristales de anortosa y piroxenos en una pasta formada por un agregado microliítico fluidal de sanidina, augita, esfena y magnetita.
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| Figura nº 59: Moles traquifonolíticas que constituyen los roques de La Zacita y Ojila y que junto a los roques de Agando y Carmona formanel Monumento Natural de los Roques de Agando. Estos roques se localizan en la cabecera de los valles de La Laja y de Benchijigua cubiertos por bosques de pinos canarios. |
Además de este conjunto hay, dispersos por toda la Isla, otros roques como los situados en Vallehermoso: el Roque Cano está catalogado como Monumento Natural y se trata de un monolito de 200 metros de altura que destaca en el Paisaje del Valle.
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| Figura nº 60: El monolito que constituye el Roque Cano destaca sobremanera en el Paisaje de Vallehermoso (La Gomera). |
Geológicamente es un domo intrusivo fonolítico del Plioceno Inferior intruido dentro de los depósitos de debris-avalanche del Mioceno Superior de Vallehermoso. Litológicamente está formado por fonolitas que presentan una disyunción columnar.
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| Figura nº 61: El Roque Cano de Vallehermoso (La Gomera) constituido por fonolitas con datadas por Acochea en 4,5 +-0,2 Ma. |
Además del Roque Cano en Vallehermoso, también destacan los roques de San Pedro (Pedro y Petra) en el Valle de Hermigua, se trata de dos torres que se intruyen en aglomerados volcánicos más blandos.
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| Figura nº 62: Roques de San Pedro (Pedro y Petra) en el Valle de Hermigua (La Gomera) |
En la siguiente figura se puede ver un mapa esquemático de la Isla de La Gomera con la situación y edad de los diques, los roques y los domos miocenos y sus correspondientes edades geológicas:
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| Figura nº 63: Mapa esquemático de La Gomera con la situacion de los roques y domos con indicación de su edad determinada mediante el método del K/Ar. |
INTRUSIVOS TRAQUITICOS (FORTALEZA DE CHIPUDE):
Uno de los sitios míticos de La Gomera. Situado en una loma que discurre entre los barrancos de Iguala y Erque, loma compuesta por coladas basálticas y traquibasálticas del Plioceno Inferior del Segundo Ciclo Volcánico o Edificio Reciente, que se sitúan sobre las coladas basálticas del Mioceno Superior del Primer Ciclo Volcánico o Basaltos Inferiores que afloran en los barrancos adyacentes. En la parte más profunda del Barranco de Erque llegan a aflorar los Basaltos Antiguos Inferiores del Mioceno Superior Todo el conjunto se presenta buzando ligeramente (5-6º) hacia el mar.
Se trata de basaltos del EAI datados en 9,0 Ma (Cantagrel et al., 1984) que se presentan atravesados por numerosos diques también del EAI (8,2; 8,9 y 8,2 Ma; Féraud et al., 1985; Ancochea et al., 2006). Sobre las coladas del EAI se apoyan, en aparente concordancia, las del EAS. Algunos niveles de piroclastos, coincidentes en altura con la zona donde se produce una disminución del número de diques, pueden marcar el posible contacto entre ambos edificios.
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| Figura nº 64: Mapa geológico de la zona donde se sitúa la Fortaleza de Chipude y del Barranco de Erque en el fondo del cual afloran los basaltos de Edificio Antiguo inferior (EAI) datado en 9,0 Ma y atravesado por numerosos diques. Concordantemente sobre estos materiales se sitúan los del Edificio Antiguo Superior (EAS) y a techo constituyendo la loma sobre la que se asienta Chipude se sitúan las coladas de Edificio Reciente I (5,7 a 5,1 Ma). Cartografia tomada del IGME. |
Las coladas del Edificio Reciente (ER) se colocan, en aparente concordancia, sobre el EAS en la parte media y baja del barranco y discordantes sobre las coladas del EAI en la parte alta. Están atravesadas por diques de edades comprendidas entre los 5,2 y los 4,4 Ma. Determinaciones de edad en distintas coladas han dado algunas diferencias temporales. Por ejmeplo en la cabecera del barranco la edad es de 5,94 Ma (Cueto et al., 2004b), en la parte alta de la Loma de Arguayoda: 5,7 Ma (Ancochea et al., 2006) y en la parte baja del barranco entre 5,6 Ma (Ancochea et al., 2006) y 5,1 (Paris et al., 2005). Todas edades correspondientes al ER-I.
La erosión producida por el Barranco Erque ha dejado al descubierto la parte oriental de la montaña permitiendo ver la estructura interna de la misma. Se trata de un domo cupuliforme que intruye en las coladas basálticas miocenas y pliocenas adquiriendo una forma de colada cupular invertida (lopolito) con una morfología amesetada rodeada por un abrupto escarpe en todo su contorno que recuerdan las murallas de una fortaleza. Técnicamente se trata de un lopolito que se define como un cuerpo ígneo de forma lenticular con una región central deprimida. Un lopolito se origina en niveles corticales, donde hay de un bajo contraste entre la viscosidad del magma y la roca encajante y se forma cuando el suelo de la cámara magmática se hunde por el amalgamiento de sucesivos sills generados por varios pulsos volcánicos) dando una forma de domo invertido.
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| Figura nº 65: La Fortaleza de Chipude, un lopolito basaltico y traquibasáltico formado hace 4,4 Ma. |
En la siguiente figura se puede ver el perfil geológico que figura en el MAGNA (IGME) y que muestra como este domo atraviesa el Complejo traquifonolítico (BAI) y el Primer Ciclo Volcánico (BI), aunque la forma del lopolito no esta bien resuelta.
Su diámetro es de 300 metros y su estructura interna es en capas concéntricas y la roca que lo forma es una traquita verdosa, masiva con una disyunción columnar muy marcada. La edad de este afloramiento es de 4,4 M.a. Su litología dominante son las traquiandesitas con fenocristales de oligoclasa en una pasta traquítica con sanidina, anfíbol y magnetita.
En la siguiente figura se puede ver una fotografía interpretada de la Fortaleza de Chipude. Se observa las traquitas masivas que constituyen el lopolito y las coladas volcánicas en que se intruyen (la posición del contacto entre los miocenos Basaltos Inferiores (B.I) o Edificio Antiguo (E.A) y los pliocenos basaltos del Edificio Reciente (ER) es solo tentativa).
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| Figura nº 66: Interpretación de la estructura de la Fortaleza de Chipude (La Gomera). |
LOS ORGANOS. (Monumento natural de Los Órganos. Gobierno de Canarias)
Uno de los más famosos monumentos naturales de La Gomera son los conocidos como Los Órganos un afloramiento de rocas volcánicas con una espectacular disyunción columnar. Los órganos se localizan en los acantilados de la costa septentrional de la Isla, en el Termino de Valhermoso, cerca de Arguamul. El problema es que este yacimiento solo es accesible por mar por lo que su visita depende de las condiciones meteorológicas, que son muy cambiantes en esta parte septentrional de la Isla
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| Figura nº 67: Situación de Los Organos en la costa septentrional de la Isla de La Gomera. Cartografia del IGME. |
Los Órganos afloran en un acantilado de 700 metros de altura, constituyen un pequeño afloramiento de 500 metros de longitud por 400 de anchura y 200 metros de altura ocupando una superficie de 11 ha, que destaca sobre el resto del acantilado por su color claro y del que está separado por un contacto mecánico muy neto.
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| Figura nº 68: Contacto mecánico entre el domo raquítico de Los Organos y las rocas plutónicas básicas del Complejo Basal de La Gomera. |
Geológicamente los Órganos corresponden a intrusivos sálicos preferentemente fonolíticos del Mioceno superior que se localizan intruidos en las rocas plutónicas del Complejo Basal mioceno (gabros, gabros olivinicos, werhlitas y piroxenitas) con un importante enjambre de diques que llegan a constituir la mayor parte del volumen de la roca. Los órganos constituyen un cumulo-domo extrusivo generado durante un proceso en el que la viscosidad del magma es muy grande y la extrusión se produce en un estado casi solido a través de un conducto alargado formando la estructura de cumulo-domo endógeno mucho más alto que largo con un contorno irregular y características que indican un crecimiento interno por acumulación de lava sobre el conducto de alimentación. Destacan dos sistemas de fracturas el primero concéntricas formadas por procesos de enfriamiento-crecimiento y otro formado por fracturas distensivas radiales formadas al superarse el límite de plasticidad de las rocas. El afloramiento se caracteriza por una gran densidad de prismas o columnas de contracción.
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| Figura nº 68: Columnas basálticas hexagonales de disposición vertical. Los Organos. |
Se trata de una roca traquítica masiva, con una serie de fracturas verticales paralelas originadas por contracción durante el enfriamiento de la masa magmática extruida. En el borde oriental del domo las fracturas dejan de ser verticales para ser casi horizontales.
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| Figura nº 69: Columnas traquíticas con disposición horizontal ( Los Organos, La Gomera) |
Respecto a la edad de Los Órganos se tienen los datos proporcionados por Herrera et al 2008 que realizaron algunas dataciones del Complejo Basal entre ellas, la primera mediante la metodología 40Ar-39Ar. Estos autores han datado dos rocas del Edificio Submarino. En la primera se obtuvo una edad de 11,49 ± 0,66 Ma por el método 40Ar-39Ar, y en la segunda una edad de 11,4 ± 1,6 Ma por el método K-Ar.
Estas edades revelan que la actividad volcánica del Edificio Submarino que aflora al NW tiene aproximadamente 11,5 Ma de edad, cerca del comienzo de la actividad del Antiguo Edificio Inferior. La tercera muestra datada también por el método 40Ar-39Ar, procede del único afloramiento de rocas sieníticas de La Gomera (Tamargada); su edad, 7,59 ± 0,81 Ma, confirma que estas rocas representan las raíces de uno de los Edificios Antiguos episodios félsicos y que no pertenecen a una etapa félsica contemporánea al crecimiento submarino de la isla. Ancochea incluye a Los Órganos dentro del Edificio Reciente y por lo tanto su edad seria Plioceno.
DISCORDANCIA VALLE GRAN REY.
Desde el Mirador de Cesar Manrique se observa una magnifica exposición de la discordancia angular existente entre los materiales del Edificio Antiguo Inferior (EAI) compuestos por una alternancia de coladas pahoehoe aglomerados volcánicos con diques y sills y del Edificio Antiguo Superior (EAS) compuestas de coladas de basaltos escoriáceos negros y las más recientes coladas basálticas y traquibasálticas del Edificio Reciente (ER).
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| Figura nº 70: Discordancia angular entre las coladas del Edificio Antiguo Inferior (EAI) y las del Edificio Antiguo Superior (EAS) y las mas modernas coladas del Edificio Reciente. Fotografía tomada desde el Mirador de Cesar Manrique. |
ROCAS PIROCLÁSTICAS:
Las rocas piroclásticas son aquellas que se originan a partir de fragmentos de magma en erupciones explosivas para su clasificación se utiliza el tamaño de los piroclastos:
-Lapilli: constituido por piroclastos con tamaños comprendidos entre los 64 y los 2 mm.
-Cenizas: engloban a los piroclastos de tamaños inferiores a 2 mm.
En la siguiente figura (Atlas de rocas ígneas) se puede ver la clasificación triangular de este tipo de rocas:
En la Isla de La Gomera hay un variado muestrario de este tipo de rocas en la siguiente fotografía se puede ver una brecha piroclástica con bloques angulosos de muy distintos tamaños (+64 mm) de rocas de distintos procedencias (plutónicas básicas, volcánicas, filonianas,..) englobados en una matriz más fina de lapilli y cenizas:
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| Figura nº 72: Aglomerado volcánico (Brecha piroclastica) del Complejo Basal de La Gomera (Basaltos Antiguos Inferiores con brechas volcánicas de edad Mioceno Superior. |
TUFFS.
Tuffs o toba es una roca volcánica, blanda y porosa, formada por ceniza volcánica consolidada. Es producto de erupciones volcánicas explosivas. Por su granulometría se puede considerar que es un análogo volcánico de la arenisca, tanto los granos de arena como los de ceniza volcánica tienen un diámetro inferior a los 2 mm. Después de la expulsión y la deposición, la ceniza se litífica en una roca sólida. La roca que contiene más del 75 % de ceniza se considera toba, mientras que la roca que contiene entre un 25 % y un 75 % de ceniza se describe como tobácea (por ejemplo, arenisca tobácea).
"Tuff" o toba volcánica es un nombre que se utiliza para una amplia gama de materiales. El único requisito es que los materiales hayan sido eyectados por una erupción volcánica. La toba es una roca ígnea que se forma a partir de los productos de una erupción volcánica explosiva. En estas erupciones, el volcán expulsa rocas, cenizas, magma y otros materiales por su cráter. Esta eyección viaja por el aire y vuelve a caer a la Tierra en el área que rodea al volcán. Si el material expulsado se compacta y cementa en una roca, esa roca se llamará "tuff o toba".
La toba suele ser más espesa cerca de la chimenea volcánica y su grosor disminuye con la distancia al volcán. En lugar de formar una "capa", una toba suele ser un depósito "en forma lenticular".
Algunos depósitos de toba tienen cientos de metros de espesor y un volumen eruptivo total de muchos metros cúbicos. Ese enorme espesor puede deberse a una sola explosión eruptiva o, más comúnmente, a oleadas sucesivas de una sola erupción, o erupciones que estuvieron separadas por largos períodos de tiempo.
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| Figura nº 74: Depósitos pitoclásticos rojos (tuffs). Isla de La Gomera. |
A veces, la eyección está lo suficientemente caliente cuando aterriza que las partículas son blandas y pegajosas. Estos materiales se "sueldan" entre sí tras el impacto o tras la compactación. La roca formada a partir de esta eyección caliente se conoce como "toba soldada", porque las partículas expulsadas están soldadas entre sí. Algunos depósitos pueden contener toba soldada cerca del cráter y toba no soldada a una distancia donde las partículas más pequeñas y más frías caen al suelo.
La composición de los magmas dependerá del volcán. Muchos depósitos de tuff se forman a partir de magma con una composición riolítica, pero también pueden formarse a partir de magma andesítico, basáltico.
La granulometría del tuff (toba) varía según la distancia al cráter de emisión. Cerca del cráter, una toba podría consistir principalmente en grandes bloques de material en una matriz de ceniza volcánica. A mayor distancia del cráter, los clastos serán de menor tamaño y ya en los bordes de la zona afectada por el volcán, la toba puede estar compuesta principalmente de ceniza muy fina.
La Toba es un material muy usado en construcción (tosca) y en La Gomera hay buenos ejemplos como la Iglesia de la Asunción y la Torre de Colón:
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| Figura nº 75: Iglesia de San Sebastián construida con tufillas rojas. |
ABRANTE.
En la Gomera hay abundantes depósitos de tuff o tobas, pero el mas espectacular de ellos se localiza en Abrante donde hay una gran extensión de tierras rojizas que se sitúan sobre el acantilado a 600 msnm. El Mirador de Abrante es uno de los lugares más visitados de La Gomera, es un mirador acristalado que sobresale del acantilado y permite una vista espectacular sobre Agulo y la Isla de Tenerife.
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| Figura nº 76: El Mirador de Abrante con la Isla deTenerife al fondo. |
El mirador se ubica sobre una zona muy distinta a las que se pueden ver en el resto de la Isla, una superficie rojiza, desértica y topográficamente irregular con profundos abarrancamientos que genera un paisaje inhóspito, más marciano que de este planeta. La vegetación es muy pobre o prácticamente inexistente.
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| Figura nº 77: Acumulación de arcillas y tufitas rojas encima de las coladas de Agulo. |
En la Cartografía geológica del IGME esta zona esta cartografiada como “Depósitos piroclásticos basálticos de dispersión” otorgándole una edad Plioceno Inferior. La Loma en la que se sitúa el Mirador se extiende en dirección NE-SW desde el interior de la Isla hacia el mar, loma que está formada por un apilamiento de coladas basálticas y traquibasálticas de más 500 metros de espesor y edad Plioceno Inferior que se sitúan sobre las rocas plutónicas básicas y ultrabásicas del Mioceno Medio y Superior.
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| Figura nº 78: Suelo rojos con una vegetación muy pobre. Al fondo la Isla de Tenerife. |
El IGME considera estos terrenos rojos como depósitos piroclásticos (tuffs) pero la presencia de estructuras circulares y poligonales que corresponderían con la típica disyunción en bolas de los basaltos también parece indicar que el origen de esta zona tan peculiar podría ser la meteorizacion, alteración y rubefacción de las rocas volcánicas preexistentes.
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| Figura nº 79: Estructuras redondeadas y poligonales que indicarían procesos de meteorización, rubefacción y alteración de lavas con disyunción esférica. |
En otros lugares de la Isla se pueden observar, entre las coladas basálticas, niveles rojizos debidos a intensos procesos de rubefacción.
En otras zonas de la Isla (Igualero) también se encuentran otras facies rojizas similares formadas por tuffs del Mioceno Superior que se presentan intercalados entre coladas de basaltos.
ALMAGRES.
Otro elemento muy típico del volcanismo de La Gomera es la presencia de niveles de color rojo muy intenso conocidos como “Almagres”. Este término (y otros derivados del mismo, como almagra, almagrera, almagrés, almagría, etc.) es muy frecuente en la toponimia canaria y en la de otros lugares volcánicos. Significa 'tierra rojiza' y designa a aquellos lugares en los que hay vetas de este color que resultan siempre ser muy llamativos a la vista, destacando sobre el color predominantemente gris de los basaltos.
Se trata de niveles de alteración y meteorización (rubefacción) localizados a techo de niveles piroclásticos situados entre coladas basálticas y deben corresponde a paleosuelos (oxisoles) desarrollados entre erupciones volcánicas, aunque hay quien opina que su origen puede ser debido al recocimiento provocado en la capa de piroclasos por las altas temperaturas de la nueva colada.
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| Figura nº 80: Nivel de arcillas ferruginosas rojas con hematita, entre coladas basálticas. |
El almagre se compone de silicatos de aluminio (arcilla) y cuarzo, coloreados por un pigmento mineral: la hematita, que es un óxido de hierro deshidratado (Fe2O3) producto de la alteración de arcillas férricas se descomponen por acción de los elementos. Su uso principal, documentado desde tiempos prehistóricos, es la obtención de colorantes y pigmentos rojos naturales para la decoración de cerámicas y otros usos.
ANILLOS DE LIESEGANG EN UN DIQUE FÉLSICO.
Los anilllos de Liesegang son una estructura muy frecuente en rocas sedimentarias, preferentemente en areniscas más o menos ferruginosas, pero sin embargo en La Gomera de localizan como el resultado de la alteración de algún dique félsico.
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| Figura nº 81: Gran dique félsico con numerosos anillos de Liesegang (La Gomera). |
Localización.
Es precisamente en el entorno del Complejo Basal donde se encuentra una formación geológica en la que afloran distintas estructuras de Liesegang. Se localiza en la zona noroeste de la isla, en la Epina perteneciente al término municipal de Vallehermoso, a una altitud de 816 m sobre el nivel del mar, en la cerrada curva de la que sale el camino sin asfaltar que lleva a Arguamul.
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| Figura nº 82: Mapa geológico de la zona donde se encuentra el dique que contienen las estructuras (Localidad: Epina, La Gomera). |
Descripción.
El dique félsico se localiza entre las rocas plutónicas del Complejo Basal oscuras y muy deformadas y las coladas basálticas con brechas subordinadas de Mioceno Superior.
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| Figura nº 83: Contacto del dique felsico con anillos de Liesegang y la roca encajante mas oscura e intensamente deformada (Localidad La Epila, La Gomera). |
El dique se presenta muy erosionado y alterado, petrológicamente corresponde a una traquita muy alterada y meteorizada donde se han formado estructuras bandiformes y anulares de tamaño muy variable (mm a cm). Las bandas están compuestas por limonita terrosa, de coloración variable, entre amarillo pálido, naranja y diferentes tonalidades de marrón; también existe manganeso que se hace patente por la presencia de dendritas de pirolusita de color negro, bastante grandes, La limolita sería un derivado de la alteración de la goethita original de la que se aún observan ocasionalmente algunos núcleos. Los fenómenos de difusión–precipitación se han debido de producir en diversas fases, quizás no muy distanciadas en el tiempo, puesto que se observan en toda la formación distintos núcleos o focos a partir de los cuales se han desarrollado diferentes estructuras que en muchas ocasiones se solapan espacialmente, pero que no han tenido efecto unas sobre otras, ni se observan interferencias mutuas en relación con cada uno de los procesos particulares que las generaron.
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| Figura nº 84: Detalle de un de los anillos de Liesegang de La Epila (La Gomera). |
Explicación de su origen.
En Geología el fenómeno de la formación de los anillos de Liesegang se suele asociar a la interacción de óxidos/hidróxidos de hierro de la roca con el oxígeno arrastrado por las aguas subterráneas y, en el caso de La Gomera, con la alteración diagenética de materiales volcánicos. En el caso de Epila el dique en el que se encuentran estas estructuras se encuentra en una pequeña cresta sometida a la acción de los alisios que soplan del noreste y llegan cargados de humedad, lo que puede haber favorecido su formación, sobre todo si tenemos en cuenta que, en la vertieinte opuesta, protegida de los alisios y menos húmeda no se han observado estructuras bandeadas de ningún tipo.
PLAYAS:
Al tratarse de una isla en la Gomera hay numerosas playas, y dado lo escarpado de la costa se localizan escondidas entre acantilados y generalmente son de pequeño tamaño. La playa de mayor tamaño es la Playa del Inglés que se localiza en Las Orijamas (Valle Gran Rey) a los pies de un imponente acantilado de más de 500 de altura con una importante acumulación de derrubios de ladera y coluviones.
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| Figura nº 85: Playa del Ingles en Valle Gran Sol, una playa de arena negra de origen volcánico a los pies de un acantilados de centenares de metros de altura. |
Esta Playa desarrolla un pequeño sistema dunar integrado dentro de un espacio natural protegido y constituido por una acumulación de arena muy fina fijada por una vegetación resistente a las condiciones marinas:
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| Figura nº 86: Dunas de la Playa del Ingles formadas por una acumulación de arenas negras de origen basaltico. |
Las Playas de la Gomera están constituidas por arenas y cantos redondeados de origen volcánico (principalmente basaltos) y presentan fuertes pendientes y generalmente un fuerte oleaje:
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| Figura nº 87: Playa de Santiago (La Gomera) formada por arenas negras con cantos redondeados grises acumulados en una berma poco desarrollada. |
La arena está compuesta por grano redondeados y subesféricos de color gris (negros cuando están mojados). Destaca la presencia de pequeños granos de olivino que destacan por su color amarillo.
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| Figura nº 88: Microfotografia (x20 aumentos) de una muestra de arena de la Playa de Santiago (La Gomera). Destaca la presencia de cristales verdes de olivino dentro de un conjunto de granos de tonos grises mas o menos oscuros y de origen basaltico. |
GARAJONAY.
El Parque Nacional de Garajonay se extiende por toda la meseta que se desarrolla en la parte interior de la Isla. La mayor parte del subsuelo del Parque lo constituyen los Basaltos Recientes de Cendrero o el Edifico Reciente de Ancochea es decir los materiales más recientes de la Isla (basaltos y traquibasaltos pliocenos). El Monumento Natural más representativo del Parque Nacional son los Roques de Agando que ya han sido descritos y que corresponden a domos traquíticos intruidos en los Basaltos Antiguos superiores de Cendrero o Edifico Antiguo de Ancochea.
El Parque cuya altura máxima el Alto de Garajonay de 1.487 metros tiene una extensión de 40 Km2 ocupando la parte mas alta de la misma, a partir de los 650 msnm, por esta causa el Parque Nacional dispone de su propio clima, generado por los vientos alisios que al ascender, cargados de humedad, por las empinadas laderas de la isla hasta la altiplanicie central, dan lugar a una casi permanente niebla que produce un efecto de lluvia horizontal y permite el crecimiento de una densa vegetación que no hay en niveles de menor cota de la Isla.
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| Figura nº 89: Arco iris producido por la concentración de humedad en la cabecera del Valle del Gran Rey, La Gomera). |
La gran humedad ha permitido la supervivencia de un auténtico fósil viviente: el Bosque de Laurisilva. La Laurisilva es el nombre que reciben estos bosques húmedos, que constituyen los vestigios de selvas subtropicales que se extendían por el Mediterráneo durante el Terciario, y que, resistiendo los cambios climáticos del Cuaternario, han prevalecido en la región macaronésica. Estos bosques requieren de un gran aporte de humedad, que les llega en forma de continuas o frecuentes nieblas, y en ellos las especies vegetales dominantes son las lauráceas, principalmente el Laurel (Laurus novocanariensis), el Viñatigo (Persea indica), el Tilo (Ocotea foeteus) o el Barbusano (Apollonias barbujana).
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| Figura nº 90: Suelo permanente mojado por efecto de la llamada "lluvia horizontal" producida por la condensación de la humedad aportada por los vientos alisios. Carretera del Parque Nacional del Garajonay (La Gomera). |
En las partes más altas del Parque Nacional la vegetación no es tan exuberante (brezal de crestería) y en los valles más profundos aún se pueden encontrar algunos ejemplos de cultivos de palmeras para aprovechamiento agrícola.
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| Figura nº 91: Cultivo de palmeras datileras en el Valle del Gran Rey. |
PETROLOGIA.
Las rocas ígneas, del latín “ignis” (fuego) o magmáticas, son las que resultan de la solidificación de material rocoso fundido, el magma. Éstos se forman por la fusión de rocas en la base de la corteza terrestre, o en el manto, estos magmas que al tener una densidad menor que las rocas donde se emplazan tienden a ascender hacia zonas más superficiales de la corteza.
La clasificación genética de las rocas ígneas se fundamenta en la interpretación de las condiciones en las que se desarrolló el proceso de enfriamiento y cristalización del magma: las que cristalizan en el interior de la corteza se denominan intrusivas; si lo hacen en cámaras magmáticas las rocas resultantes se denominan plutónicas y forman los batolitos, mientras que, si se sitúan en conductos tabulares, formando diques, se denominan hipoabisales. Cuando los magmas alcanzan la superficie de la Tierra y se enfrían y cristalizan en condiciones subaéreas o subacuáticas, las rocas que resultan se denominan extrusivas o volcánicas.
Las rocas ígneas están constituidas por minerales del grupo de los silicatos. Las rocas plutónicas están formadas por cristales de tamaño regular, generalmente identificables a simple vista, es decir, tienen textura granular; o fanerítica ésta es indicativa del enfriamiento lento de los magmas, lo que da tiempo a los cristales minerales para crecer. Las rocas volcánicas y las hipoabisales suelen tener cristales relativamente grandes y aislados, que se destacan en una masa de cristales de medida muy pequeña, la matriz; esta textura, denominada porfídica o microgranular (afanítica), es indicativa de un enfriamiento muy rápido.
Serie de Bowen: El geólogo Bowen explico lo que sucede en un magma que se enfría, haciendo alusión al orden de separación de los silicatos en un proceso que sigue dos cursos independientes pero simultáneos, uno continuo, y otra discontinua (ver siguiente figura). Las reacciones continuas se inicial con el feldespato cálcico (anortita) y terminan con el sódico (albita), mientras las discontinuas empiezan con los olivinos, continúan con los clinopiroxenos y ortopiroxenos, luego con la hornblenda y finalmente con la biotita. Al final, cristalizan los feldespatos alcalinos, la moscovita y el cuarzo.
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| Figura nº 93: Serie discontinua y Serie continua de Bowen. |
Bowen plantea que con el enfriamiento del magma aparecen primero los ferromagnesianos y plagioclasas y por último el cuarzo; los ferromagnesianos lo harán en el siguiente orden con base en cambios estructurales: por formación de tetraedros individuales aparece el olivino; por formación de cadenas de tetraedros, la augita; por formación de cadenas dobles y a partir de las cadenas simples anteriores, la Hornblenda, y por la unión de láminas de cadenas dobles, la biotita. Al mismo tiempo, los iones de calcio van siendo sustituidos por iones de sodio, pues ambos elementos tienen radios compatibles, con lo que las plagioclasas evolucionarán en una serie continua, desde la anortita hasta la albita. Posteriormente se formarán el feldespato potásico, la moscovita y por último el cuarzo y las soluciones acuosas, a la menor temperatura. Según Bowen, los primeros minerales formados son los primeros que se meteorizan y los últimos en cristalizar (micas, ortoclasa y cuarzo) son los más resistentes a los elementos climáticos.
Las clasificaciones de las rocas ígneas se basan en la composición mineralógica, la composición química, el tipo de yacimiento y la textura. (La clasificación mineralógica más utilizada se basa en las proporciones de cuarzo, minerales del grupo de los feldespatos (plagioclasa y feldespato potásico) y feldespatoides, y también en el tipo de roca ígnea. Esta clasificación es muy útil para las rocas plutónicas, puesto que los minerales se identifican fácilmente a simple vista, pero para las rocas volcánicas, debido a su pequeño tamaño de grano, son necesarios los análisis geoquímicos).
Las clasificaciones de las rocas ígneas se basan en la composición mineralógica, la composición química, el tipo de yacimiento y la textura. Uno de los criterios de clasificación más sencillos es “el grado de acidez”, basado en la cantidad de cuarzo (SiO2): de mayor a menor proporción de cuarzo se clasifican como ácidas (>63%), intermedias (entre 63 y 52%) y cuando tienen poco o no tienen cuarzo como básicas (entre el 52 y el 45% de SiO2) o ultrabásicas (<45%). La clasificación mineralógica más utilizada se basa en las proporciones de cuarzo, minerales del grupo de los feldespatos (plagioclasa y feldespato potásico) y feldespatoides, y también en el tipo de roca ígnea. Esta clasificación es muy útil para las rocas plutónicas, puesto que los minerales se identifican fácilmente a simple vista, pero para las rocas volcánicas, debido a su pequeño tamaño de grano, son necesarios los análisis geoquímicos.
Clasificación de las rocas igneas por su grado de acidez:
· Acidas e intermedias. Las rocas ácidas contienen más de 63% de SiO2, mientras que las intermedias contienen entre el 63 y el 52%. Rocas compuestas por minerales de colores claros, ricos en silicio y/o sin Fe-Mg (denominados leucocráticos o félsicos), como cuarzo, feldespato potásico y plagioclasas más bien sódicas. Los tipos más comunes son el granito, la granodiorita, y la tonalita. Estas rocas se caracterizan pues por presentar colores claros, en general en tonos de grises, pudiendo distinguirse el cuarzo y los feldespatos como minerales fundamentales. Otros minerales presentes en cantidades variables, pero siempre subordinadas respecto de los anteriores, son moscovita, biotita, anfíbol, óxidos (magnetita, ilmenita), apatito, zircón...
· Básicas. Rocas con un contenido de SiO2 comprendido entre 52 y el 45%, estan compuestas por minerales de colores oscuros, en general pobres en silicio y ricos en Fe-Mg (denominados melanocratos, máficos o ferromagnesianos), como biotita, anfíboles, piroxenos, olivino y óxidos de Fe-Ti. El tipo más común es el gabro. Estas rocas se caracterizan por ser de colores oscuros, en general negras o en tonos de verde, no soliendo presentar cuarzo en abundancia (a veces ni siquiera existe) ni feldespato potásico. El único mineral de color claro que puede distinguirse es la plagioclasa, que será de composición cálcica.
· Ultrabásicas. Rocas compuestas exclusivamente por minerales ferromagnesianos (olivino y piroxenos esencialmente), muy oscuras. Son rocas ígneas con muy bajo contenido en sílice (menor al 45%) y con un alto contenido en minerales básicos de color oscuro con mucho Mg y Fe del 90%. Son rocas muy oscuras, negras o verdosas, no presentando minerales claros excepto pequeñas cantidades de plagioclasa cálcica. El tipo más común es la peridotita.
En el siguiente gráfico se puede ver esta clasificación y los rangos de formación de los distintos minerales que las componen:
ROCAS INTRUSIVAS.
ROCAS ULTRABÁSICAS DEL BASAMENTO DE LA GOMERA:
En la Isla de La Gomera se encuentran exclusivamente en el tercio septentrional formando parte del Complejo Basal mioceno. Se han descrito los siguientes tipos:
Sienita. Roca ígnea plutónica de color rosa con tonalidades negras cuyo componente principal (65 a 90%) son los feldespatos potásicos (plagioclasas y ortosa), la sílice está en proporción inferior al 5% y tiene cantidades subordinadas de plagioclasa sódica, biotita, piroxeno, anfíbol. Es el equivalente intrusivo de la traquita.
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| Figura nº 96: Sienita con su tipico color rosado debido a su alto contenido en ortosa. (Fotografia tomada de Wkipedia) |
Peridotitas: una roca ígnea plutónica ultramáfica formada principalmente por olivino (+40%) acompañado de clinopiroxenos y ortopiroxenos y anfíboles. Es muy densa y de coloración oscura. Se piensa que es la roca mayoritaria en la parte superior del manto terrestre.
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| Figura nº 97: Peridotita con su característico color verde debido a su alto contenido en olivino (verde pálido) y clinopiroxeno (verde intenso) y ortopiroxeno (verde oscuro ). Fotografía tomada del Atlas de las rocas ígneas. |
-Wehrlitas: la wehrlita es una roca ultramáfica y ultrabásica (-43% Si), de color verdoso, que está formada por una mezcla de olivino y clinopiroxeno y corresponde a una subdivisión de las peridotitas rocas ígneas intrusivas que son el constituyente principal de la parte superior del manto terrestre sobre la que se asienta la corteza continental y oceánica compuestas por más de 40% de olivino. Los minerales accesorios incluyen ilmenita, cromita, magnetita y un mineral que contiene aluminio. La werhlita pigeonítica tiene más del 50% de olivino en grandes cristales ideomorfos parcialmente serpentinizados y con un 30% de piroxenos monoclínicos (pigeonita), como accesorios tienen las plagioclasas intersticiales (15%), las biotitas y esporádicos anfíboles secundarios junto un mineral opaco (¿magnetita?). La composición química es la siguiente: 43% de SiO2, 32% de MgO y 9% de FeO.
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| Figura nº 98: Muestra de wehrlila de un marcado color verde. |
Gabro. Roca ígnea plutónica melanocrática, de grano grueso y color oscuro (negro-verde), constituida fundamentalmente por plagioclasa cálcica (labradorita-anortita) y piroxeno (máfica). Contienen menos de 5% de cuarzo. Es el equivalente plutónico del basalto y la roca más abundante de la corteza oceánica. Pueden presentar meteorización esferoidal.
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| Figura nº 99: Muestra de detalle de un gabro. |
-Gabros olivínicos: derivan de las wehrlitas por el aumento progresivo del contenido en plagioclasas. El olivino sigue siendo idiomorfo y parcialmente serpentinizado y el piroxeno es pigeonita formada a alta temperatura, siendo la plagioclasa intersticial y microlítica. Si aumenta la proporción de plagioclasa y disminuye la de olivino estas rocas pasan a ser gabros essexíticos de textura dolerítica con los piroxenos y las plagioclasas cristalizando simultáneamente.
-Essenitas: son un tipo de gabros alcalinos de textura dolerítica u ofítica formadas por plagioclasas, olivinos y piroxenos que pueden presentarse en grandes cristales alargados o con texturas microcristalinas como un agregado microdolerítico de cristales alargados de sanidina y nefelina. Las rocas más abundantes de todo el Complejo Basal son las essexitas anfibólicas y micáceas con olivino como mineral ferromagnesiano, pigeonita, piroxeno augítico, anfíbol, biotita y sanidina. Las rocas presentan una intensa alteración epigénica con formación de serpentina, clorita, epidota ferrífera y grandes cristales de calcita.
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| Figura nº 100: Muestra de una essenita. |
-Piroxenitas. La piroxenita es una roca ígnea plutónica ultramáfica de color oscuro compuesta principalmente por piroxenos y anfiboles con cantidades menores de olivino (-40%), biotita y anfíbol.
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| Figura 101: Piroxenita (Hornblendita). |
A continuación se puede ver un collaje realizado con las diferentes rocas plutónicas presentes en la Isla de La Gomera.
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| Figura nº 102: Collaje fotográfico con algunos de los tipos de rocas plutonicas que se pueden encontrar en la Isla de La Gomera. |
ROCAS VOLCÁNICAS.
Las rocas volcánicas se dividen en ultrabásicas, básicas, intermedias y ácidas y se agrupan en series: Fuertemente alcalinas, alcalinas y subalcalinas.
Rocas subvolcánicas o hipoabisales. Roca originada por la solidificación de un magma silicatado en el interior de la corteza terrestre a escasa profundidad (no superior a 3 km). Se encuentra asociada a las rocas plutónicas, formando salientes o apófisis, o bien a las eruptivas, en la parte profunda de complejos volcánicos, y presenta diferencias texturales, más que de composición, con ambas.
Tipos de rocas volcánicas:
Roca félsica. Roca cuyo contenido en cuarzo y minerales de color claro (feldespato y plagioclasa) es superior al 50% en volumen.
Roca máfica. Roca con un contenido de minerales oscuros comprendido entre el 50 y el 90% en volumen.
Roca sálica. Roca ígnea que tiene más sílice y silicatos alumínicos que silicatos ferromagnesianos y cálcicos
La traquita (traquifonolititas) de la Gomera es una roca formada casi exclusivamente por feldespato (+90%) con un 5% de piroxenos y otro 5% de minerales accesorios (magnetita, ilmenita y apatito).
En la Isla de La Gomera este tipo de rocas son muy abundantes y se encuentran a lo largo de toda la serie volcánica.
Basaltos:
El basalto es una de las rocas más abundantes en el planeta, se trata de una roca ígnea extrusiva de color oscuro, casi negro, de composición máfica (alcalina), es decir rica en silicatos de magnesio y hierro y con un bajo contenido en sílice. Los basaltos presentan texturas muy variadas generalmente de grano fino, afanítica (sin cristales visibles a simple vista) o fanerítica si los cristales son visibles y también textura porfídica con grandes cristales (fenocristales) de olivino, augita o plagioclasa en una pasta fina. También puede presentarse como vidrio (sideromelano).
El basalto ocupa el 70% de la superficie del planeta ya que constituye casi la totalidad de la corteza oceánica (MORB) y en la corteza continental ocupa vastas extensiones conocidas como “Traps”. También se encuentra en las superficies de la Luna y de Marte, así como en muchos meteoritos.
Los basaltos proceden de magmas que se encuentran en el interior de la Tierra y en los que durante su ascenso a la superficie terrestre se produce un proceso de diferenciación que da lugar a diferentes tipos de rocas, estableciéndose tres series ígneas principales:
-Serie toleítica: compuesta por basaltos toleíticos con poca diferenciación magmática. Son típicas de zonas poco profundas de las dorsales oceánicas y en los traps continentales.
-Serie alcalina: comprende a los basaltos alcálinos más diferenciados con más sílice, sodio y potasio: traquibasaltos, traquitas, fonolitas y riolitas. Típicas del volcánismo intraplaca.
-Serie calcoalcalina: comprende distintos tipos de basaltos: andesitas, dacitas o riolitas. Son típicas del volcanismo de zonas de subducción.
El magma basáltico llega a la superficie en forma de lava con temperaturas de 1.100 a 1.250ºC y esto unido a su bajo contenido de sílice hace que pueden fluir fácilmente y formar coladas de lavas masivas, lavas columnares, lavas almahodilladas, lavas Aa y lavas pahaehoe, también como cenizas, piroclastos, flujos ardientes, etc… que pueden emitirse en los volcanes también forman basaltos. Cuando el magma basáltico no llega a la superficie y cristaliza dentro de un dique forma una diabasa u ofita y si el magma basáltico cristaliza dentro de una cámara magmática se forma un gabro, el equivalente plutónico del basalto.
En la siguiente tabla se puede ver la composición media de un basalto (expresada en % de óxidos) realiza a partir de 3,594 muestras:
SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 |
49,97 | 1,87 | 15,99 | 3,85 | 7,24 | 0,20 | 6,84 | 9,62 | 2,96 | 1,12 | 0,35 |
Basalto. Roca volcánica básica, subalcalina o alcalina, generalmente de color negro (máfica), con textura microcristalina o porfídica, que contiene principalmente plagioclasa cálcica (que constituye más del 65% de los feldespatos) y piroxeno, normalmente augita, con o sin olivino; frecuentemente contiene magnetita o ilmenita como accesorios y, más raramente, cuarzo o feldespatoides. Se distingue de la andesita por la composición de la plagioclasa (labradorita o más cálcica), la ausencia de anfíbol y su carácter melanocrático.
En la siguiente imagen se puede ver un basalto con fenocristales de olivino (verdes) y piroxenos (negros).
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| Figura nº 104: Basalto con gran cantidad de cristales de olivino. |
Basalto alcalino. Basalto subsaturado rico en álcalis, caracterizado por la ausencia de ortopiroxeno y cuarzo, así como por la presencia de olivino, augita rica en titanio y nefelina normativa.
Basalto picrítico. Basalto rico en magnesio, con abundantes fenocristales de olivino y augita.
Basalto toleítico o toleíta. Roca magmática subalcalina (sobresaturada en sílice). Con los piroxenos augita y piogenitas con o sin olivino. Basalto pobre en álcalis, con enstatita, plagioclasa.
Andesita. Roca volcánica/subvolcánica intermedia, calcoalcalina, de color gris claro y generalmente porfídica, formada por plagioclasa acompañada por uno o más minerales ferromagnesianos (hornblenda, biotita, ortopiroxeno o clinopiroxeno). Pueden incluir cantidades menores de biotita, olivino o cuarzo. Se distingue del basalto por la composición de la plagioclasa (andesina o menos cálcica), la frecuente presencia de anfíbol y su composición básica-intermedia. Su equivalente plutónico es la diorita-cuarzodiorita-cuarzomonzodiorita.
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| Figura nº 105: Andesita formada por una matriz clara félsica con fenocristales prismáticos de anfiboles (Imagen del Atlas de las rocas ígneas). |
Andesita basáltica. Roca volcánica intermedia o básica, subalcalina o calcoalcalina, con plagioclasa de composición similar a la de la andesita y con minerales ferromagnesianos característicos de los basaltos.
Tefrita. Roca volcánica básica o ultrabásica, fuertemente alcalinas, perteneciente a la familia de las rocas tefríticas, de color grisáceo y textura generalmente porfídica, compuestas esencialmente por feldespatos con fenocristales de plagioclasa que constituyen más del 90%, los clinopiroxenos y feldespatoides, generalmente en una matriz microcristalina; puede contener olivino en proporción inferior al 10% (normativo). Su equivalente plutónico es la diorita foídica.
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| Figura nº 106: Tefrita (Basanita) |
Tefrita fonolítica. Roca volcánica básica, perteneciente a la familia de las rocas tefríticas, en la que la plagioclasa constituye menos del 90% de los feldespatos; puede contener olivino en proporción inferior al 10% (normativo). Su equivalente plutónico es la monzodiorita foídica.
Basanita. Roca volcánica básica o ultrabásica perteneciente a la familia de las rocas tefríticas, de color negro y textura afanítica o porfídica con fenocristales de plagioclasa que constituyen más del 90% de los feldespatos, con clinopiroxeno, feldespatoides y olivino en proporción superior al 10%, generalmente en una matriz microcristalina. Su equivalente plutónico es el gabro foídico.
Basanita fonolítica. Roca volcánica básica perteneciente a la familia de las rocas tefríticas, en la que la plagioclasa constituye menos del 90% de los feldespatos, con olivino en proporción superior al 10% (normativo). Su equivalente plutónico es el monzogabro foídico.
Traquita. Roca volcánica leucocrática, intermedia o ácida, alcalina, perteneciente al grupo de las rocas traquíticas, de color claro, blanquecina o gris verdosa, rugosa al tacto. Está formada esencialmente por feldespato alcalino y frecuentemente con textura traquítica (porfídica con grandes fenocristales en una matriz de grano fino); puede contener cuarzo, en proporción inferior al 5%. Su equivalente plutónico es la sienita.
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| Figura nº 107: Traquita de grano fino y aspecto claro con muy pocos minerales mágicos. (imagen del Atlas de las rocas ígneas) |
Traquibasalto. Roca volcánica mesocrática básica, alcalina, de composición media entre la traquita y el basalto formada esencialmente por plagioclasa y piroxeno, con contenidos menores de olivino. La variedad sódica recibe el nombre de hawaiita y la potásica, de traquibasalto potásico.
Traquiandesita. Roca volcánica de color gris, intermedia, alcalina, de composición intermedia entre la traquita y el traquibasalto que contiene habitualmente plagioclasa, feldespato alcalino y piroxeno. La traquiandesita resulta de la diferenciación de basaltos alcalinos por cristalización fraccionada o la mezcla del basalto y la traquita o riolita. La traquiandesita no debe ser confundida con la andesita, una roca también volcánica pero que pertenece a la serie calcoalcalina. La variedad sódica recibe el nombre de benmoreíta y la potásica, el de latita.
Fonolita. Roca volcánica básica o intermedia, fuertemente alcalinas compuestas esencialmente por feldespatos, de los que el feldespato alcalino constituye más del 90%. Contienen cantidades menores de minerales ferromagnesianos, como piroxeno y, en ocasiones, anfíbol. Su equivalente plutónico es la sienita foídica. La fonolita representa fundidos alcalinos y subsaturados en sílice.
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| Figura nº 108: Fonolita de textura porfídica con fenocritales de feldespato alcalino en una matruz más oscura (Imagen del Atlas de las rocas Igneas). |
Fonolita tefrítica. Roca volcánica perteneciente a la familia de las rocas fonolíticas, en la que el feldespato alcalino constituye menos del 90% de los feldespatos. Su equivalente plutónico es la monzosienita foídica.
Riolita. Roca volcánica leucocrática, subalcalina o alcalina, de textura fluidal y color claro (gris a rojizo), compuesta principalmente por cristales de cuarzo que puede constituir entre el 20 y el 60% de los minerales félsicos, y el feldespato alcalino, que constituye entre el 35 y el 90% de los feldespatos, con cantidades menores de biotita y plagioclasa, en una matriz vítrea o microcristalina; puede contener anfíbol y, en las variedades hiperalcalinas, piroxeno alcalino. Su equivalente plutónico es el granito.
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| Figura nº 109: Riolita formada por una matriz de color gris claro con algunos fenocristales de algún tipo de mineral máfico (anfibol o biotita). |
Riolita de feldespato alcalino. Roca volcánica leucocrática de la familia de las rocas riolíticas, en la que el feldespato alcalino constituye más del 90% del total de los feldespatos. Su equivalente plutónico es el granito de feldespato alcalino.
Dacita. Roca volcánica y subvolcánica, félsica de color gris, con alto contenido en hierro, ácida, subalcalina o alcalina, cuyos componentes principales son el cuarzo, que constituye entre el 20 y el 60% de los minerales félsicos, y la plagioclasa, que constituye más del 65% de los feldespatos. Textura afanítica o porfídica con grandes cristales de cuarzo, por lo que se parece a la riolita, contienen fenocristales máficos como la biotita, anfibol y piroxeno. Son rocas que provienen de un magma fundido de alta viscosidad que tienen a cristalizar en forma de domos. Su equivalente platónico es la granodiorita.
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| Figura nº 110: Dacita de textura porfídica con fenocristales de cuarzo, plagioclasa y biotita en una matriz afanítica (Imagen del Atlas de las rocas igneas). |
Dolerita o Diabasa (Ofita). Roca subvolcánica hipoabisal, generalmente masiva y compacta, de tamaño de grano intermedio entre basalto y gabro, compuesta por plagioclasa, piroxeno y minerales opacos, a veces con olivino; ocasionalmente presenta textura dolerítica y, más frecuentemente, ofítica.
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| Figura nº 111: Muestra de mano de una ofita (Localidad Altea, Alicante) |
En la siguiente imagen se puede ver un collage fotográfico con los principales tipos de rocas volcánicas que aparecen en la Isla de La Gomera:
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| Figura nº 112: Collage fotográfico con los principales tipos de rocas volcánicas que se pueden encontrar en la Isla de La Gomera: (1)- Basalto con olivino, (2)-Andesita, (3)-Fonolita, (4)- Traquita, (5)- Tefrita o basanita y (6)- Dacita. |
Formas de yacimiento de las rocas efusivas
Lava. Material fundido viscoso que es expulsado al exterior por un volcán, a elevada temperatura, en el curso de una erupción. Al enfriarse da lugar a la formación de rocas efusivas o a escorias volcánicas. Dependiendo de distintos factores: tipo de erupción, pendientes, contenido en gases de la lava, etc,…. Se generan tres tipos principales de coladas:
Lava aa o "lava áspera pedregosa": Este tipo de lava se caracteriza su superficie plana, irregular, resultante de la pérdida rápida de gases. Es un tipo de lava basáltica que tiene en su superficie de bloques ásperos y desiguales (Clinder), y rugosos y forma los conocidos como malpaíses volcánicos. Su lento avance (5 a 50 metros por hora), favorece a su aspecto caótico, pues: a tan poca velocidad, la superficie se enfría parcialmente y, al ser empujada por la lava aún candente que tiene debajo, se agrieta y deforma. Su superficie fría y fragmentada se debe a la salida de gases, que producen numerosos poros y vesículas.
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| Figura nº 113: Malpaís en la Dorsal de Cumbre Vieja (Isla de La Palma). |
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| Fig. 114; Lava cordada (La Palma) |
Lavas almohadilladas (pillow lavas). Son lavas basálticas solidificadas en un ambiente subacuático principalmente marino, pero también fluvial o lacustre. Tienen una sección casi esférica y una apariencia que se asemeja a almohadas apiladas. El proceso de formación es el siguiente: La lava viscosa al enfriarse en contacto con el agua genera una corteza sólida irregular que rápidamente se rompe permitiendo con la llegada de más lava la formación de más almohadas. Las lavas en almohada pueden presentar una gran variedad de formas: bulbosas, esféricas, achatadas, alargadas y tubulares. Su tamaño típico va de 0,5 a 1 metro pero puede variar de centímetros a varias decenas de metros. El interior de las lavas es más cristalino debido a que su enfriamiento es más lento que la cobertura exterior.
La mayor parte de la emisión de lavas en el Planeta se produce
por vulcanismo fisural en las dorsales oceánicas, el cual produce lavas almohadilladas,
que forman así la capa más superficial, basáltica, de la corteza oceánica.
Disyunción columnar: Es
una forma muy común de presentarse las rocas volcánicas efusivas (Basaltos, fonolitas,
andesitas, dacitas,…) es en forma de columnas prismáticas formadas por un
proceso de disyunción columnar que se origina por la disminución de volumen que
experimenta un magma cuando se enfría- El enfriamiento de la parte superficial
de la roca forma los prismas hexagonales que evoluciona a columnas cuando se
produce el enfriamiento de la parte interna de roca. El tamaño de las columnas depende de la
velocidad de enfriamiento siendo más grandes cuanto más lento es este. La forma
hexagonal es debida a que el hexágono ex la figura geométrica más eficiente que
presenta la mayor superficie en relación a su diámetro.
La forma de los prismas es
hexagonal, aunque también pueden presentar 4 u 8 lados y no solo aparecen en
coladas, también se forman en chimeneas y domos.
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| Figura nº 115: Colada de lava con disyunción columnar. Playa de Santiago (La Gomera). |
Disyunción esferoidal,
en bolas o en cebolla; Esta estructura aparece cuando hay un
ambiente húmedo y una lenta infiltración del agua que avanza según se van
alterando, de manera sucesiva, las capas más externas de las columnas
basálticas.
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| Figura nº 116: Disyunción en bolas o cebolla de una colada basáltica. (Chipude; L Gomera) |
RESUMEN Y CONCLUSIONES:
La parte geológica es la principal en una visita
a la Isla de La Gomera y durante la misma podemos observar estructuras geológicas
que no se pueden ver en casi ningún otro sitio. Los sitios de interés geológico
más importantes y que han sido descritos
en esta entrada son los siguientes; El Monumento Natural de los Roques en el
Parque Nacional del Garajonay, el Monumento Natural de los Órganos en la costa
septentrional de la Isla y solo accesible por mar, la Fortaleza de Chipude un
ejemplo único de lopolito volcánico, la discordancia del Valle de Gran Rey, el
mirador de Abrante con sus espectaculares vistas de la Isla de Tenerife y los
diques (taparuchas) de La Epila entre otros. Además, también tiene su interés geológico
el Parque Nacional de Garajonay con su bosque fósil de laurisilva y las
diferentes playas que se encuentran en los grandes valles (Playa del Inglés en
Gran Rey, Playa de Santiago, etc…) todas ellas de arena negra volcánica.
Desde el punto de vista geológico las Islas Canarias son relativamente jóvenes, la actividad volcánica en el Archipiélago Canario comenzó en el Oligoceno con la formación de los edificios submarinos de Fuerteventura y Lanzarote continuando en el Mioceno Medio cuando acaeció un volcanismo subaéreo tanto en estas islas como en la Isla de Gran Canaria. En el Mioceno Superior este volcanismo subaéreo tuvo lugar en Tenerife y la Gomera, al mismo tiempo que en Gran Canaria se formó un enorme estratovolcán. Durante el Plioceno Inferior y el Superior continuo el volcanismo subaéreo en las islas, levantándose un enorme estratovolcán en Tenerife y un volcán de fisura en Gran Canaria, a la vez que comenzó el volcanismo submarino de la Isla de La Palma. Ya en el Pleistoceno Inferior se produjo el volcanismo subaéreo de La Palma y del Hierro y un vulcanismo fisural en Gran Canaria Fuerteventura y Lanzarote continuando el levantamiento del Teide. En tiempos recientes durante, el Pleistoceno Superior-Holoceno, se ha producido un volcanismo fisural en todas las islas a excepción de La Gomera.
-A new chronostratigraphical and evolutionary model for La Gomera. Implications for the overall evolution of the Canarian Archipelago. E. Ancochea et al. (2.006).