Estudios Geológicos, Vol 57, No 5-6 (2001)

Geology and volcanology of La Palma and El Hierro, Western Canaries


https://doi.org/10.3989/egeol.01575-6134

J. C. Carracedo
Estación Volcanológica de Canarias, IPNA-CSIC, Tenerife, España

E. R. Badiola
Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC, Madrid, España

H. Guillou
Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement, CEA-CNRS, Francia

J. de la Nuez
University of La Laguna, Tenerife, España

F. J. Pérez Torrado
University of Las Palmas de Gran Canaria, España

Resumen


Las Canarias occidentales, relativamente poco estudiadas hasta hace unos años desde el punto de vista geológico, han aportado sin embargo datos decisivos para la comprensión de muchos de los problemas geológicos más importantes del archipiélago, que posiblemente se hubieran dilucidado más prontamente si su estudio se hubiese comenzado, como en la mayoría de las cadenas de islas volcánicas oceánicas, por su extremo más reciente. Como resumen de sus principales rasgos geológicos evolutivos de ambas islas destacamos las siguientes etapas de desarrollo: Durante el Plioceno se levanta en el extremo occidental del Archipiélago, en la isla de La Palma, un edificio o monte submarino constituido por pillow lavas, pillow brechas e hialoclastitas de composición basáltica, intruido por domos traquíticos, plutones de gabros y una densísima red de diques. Por el efecto de la intensa intrusión magmática y filoniana el edificio submarino sufrió un levantamiento hasta cotas de 1.500 m y basculamiento de 45-50" al SO, seguido de un período de quiescencia y erosión del edificio submarino emergido. La consolidación definitiva y progresión de la construcción de la isla se hace en discordancia angular y erosiva sobre el basamento submarino a partir de al menos unos 1,77 millones de años. La reactivación volcánica subaérea, con predominio de volcanismo explosivo en las fases iniciales con producción de abundantes materiales volcanoclásticos y freatomagmáticos en la base del edificio subaéreo, persistió de forma muy continua hasta al menos 0,41 millones de años. Esta fase subaérea inicial configura el Escudo Volcánico Norte, formado por la superposición de varios edificios volcánicos superpuestos y aproximadamente concéntricos entre sí y con el basamento submarino. El Escudo Volcánico Norte tiene una primera etapa, desde 1,77 a 1,20 ma, en la que se construye el edificio volcánico Garafía, formado por lavas predominantemente basálticas alcalinas poco diferenciadas y abundancia de lavas «pahoe-hoe», que alcanza una altura de 2.500-3.000 m, con flancos de acusadas pendientes. El rápido crecimiento y progresiva inestabilidad del edificio Garafía culminó hace unos 1,20 millones de años en un deslizamiento gravitatorio del flanco meridional del edificio. La actividad eruptiva que siguió al colapso comienza rellenando la depresión de deslizamiento, levantando un nuevo edificio volcánico -el edificio volcánico Taburiente-, que se apoya sobre una clara discordancia angular producto del deslizamiento. La depresión se rellenó completamente hace unos 0,89 ma, edad de las primeras lavas en desbordarla. El relleno de la depresión por las lavas del Taburiente acaba conformando un apilamiento de coladas horizontales -predominantemente basaltos alcalinos- que se remansan contra la cabecera del escarpe de deslizamiento formando una meseta colgada en el centro del escudo volcánico. Coincidiendo aproximadamente con el límite Matuyama/Brunhes (0,78 ma) se produce una importante reorganización del edificio volcánico Taburiente, cuyos centros de emisión se concentran progresivamente en tres rifts (NO, NE y N-S) cada vez más definidos, y posteriormente en un aparato central situado en el centro geométrico del escudo volcánico. Las abundantes emisiones de esta etapa final recubren las formaciones anteriores, excepto parte de las alineaciones de conos de los rifts. Las lavas se diferencian hacia términos fonolíticos y traquíticos. El rift meridional (Cumbre Nueva) se desarrolla más que los otros, posiblemente por el comienzo de la migración hacia el sur del volcanismo, formando una dorsal con más de 2.500 m de altura y con el eje mayor en dirección N-S. La progresiva inestabilidad del rift de Cumbre Nueva, por un crecimiento excesivo, provoca el deslizamiento gravitatorio del flanco occidental, proceso que ocurrió hace unos 560 ka y supuso el desgarro de unos 180-200 km3 y la formación de una amplia depresión (el Valle de Aridane) y el inicio de la formación -por encajamiento y erosión remontante- de la Caldera de Tabu riente. La actividad posterior al colapso en el escudo norte se concentra preferentemente en el interior de la cuenca de deslizamiento, construyendo rápidamente el estratovolcán Bejenado. Esta actividad es coetánea con la de otros centros residuales y dispersos en los flancos del escudo. Las lavas inicialmente basaníticas del edificio Bejenado evolucionaron hacia tefritas máficas en centros laterales y terminales diferenciados. La actividad del escudo volcánico terminó definitivamente hace unos 0,4 millones de años. Tras un periodo de transición en que hay cierta actividad asociada a centros periféricos del Bejenado, el volcanismo se localiza de forma definitiva y hasta el presente en un nuevo edificio -Cumbre Vieja-, que prolonga la isla hacia el sur. Las lavas más antiguas han sido datadas en 123 Ka, aunque las primeras erupciones del edificio volcánico Cumbre Vieja deben ser bastante más antiguas. En esta última fase del volcanismo de La Palma se ha configurado un rift progresivamente estructurado en la dirección N-S, con lavas predominantemente basaníticas, tefritas y tefri-fonolitas, e intrusiones en forma de domos y coladas de tefri-fonolitas y fonolitas, asociados a episodios eruptivos que se continúan hasta la actualidad. Recientemente se han observado y muestreado numerosos centros eruptivos submarinos que prolongan el rift de Cumbre Vieja hacia el sur en el océano, algunos de éstos aparentemente muy recientes. La previsible evolución geológica de este rift es similar a la de su antecesor de Cumbre Nueva, hacia un progresivo desarrollo y creciente inestabilidad, aunque pueden originarse cambios que la modifiquen hacia configuraciones más estables, fundamentalmente la progresión submarina del extremo sur del rift, que podría redistribuir el volumen de productos emitidos, rebajar la relación de aspecto del edificio volcánico y, en consecuencia, su inestabilidad. Las fallas escalonadas generadas en la erupción de 1949 han sido interpretadas como un posible desgarre del flanco occidental del edificio volcánico, aunque una hipótesis más favorable sería la de que tales fallas son superficiales y contribuyen a acomodar el edificio volcánico reduciendo su inestabilidad. Un aspecto a destacar es el importante papel que ha jugado la movilidad del sistema general de alimentación del volcanismo en la forma y estructura de la isla. De no haberse producido una emigración continua del volcanismo desde las fases finales de construcción del escudo norte, la isla de La Palma posiblemente hubiera adquirido una configuración similar a la de las islas de El Hierro o Tenerife, con forma de pirámide triangular, dorsales tnples y lóbulos de deslizamiento entre las dorsales. La emigración del volcanismo hacia el sur en La Palma dejó el escudo norte extinguido, los rifts inacabados y configuró finalmente una isla alargada en dirección N-S. Otro interesante aspecto es que las islas de La Palma y El Hierro son las primeras de las Canarias que se están formando de forma simultánea, con una posible alternancia de la actividad eruptiva entre ambas islas, al menos en el período más reciente. Esta «doble» alineación de islas y la mayor profundidad de su asentamiento explican el largo tiempo que han necesitado para emerger desde la emersión de La Gomera, la anterior isla en formarse. La Isla de El Hierro es geológicamente algo más joven que La Palma y, por haberse formado sobre una fuente magmática estacionaria, ofrece en comparación un perfecto desarrollo concéntrico, con edificios superpuestos y un sistema regular de dorsales triples. La actividad del volcanismo subaéreo se inicia en El Hierro con el desarrollo del edificio Tiñor en la zona NE de la isla desde aproximadamente 1,12 a 0,88 Ma, con emisión de típicos basaltos masivos poco diferenciados. El edificio se desarrolla rápidamente con diferentes estadios de crecimiento, siendo la erupción del centro eruptivo del Ventejís del estadio explosivo terminal, probablemente precursor del colapso del flanco NO del edificio volcánico hace unos 0,88 Ma. Las emisiones del nuevo edificio volcánico -El Golfo, aproximadamente 545 a 176 Ka- rellenan totalmente la depresión originada por el colapso lateral del edificio Tiñor, con coladas que acaban vertiendo por los flancos del edificio anterior. El comienzo de la construcción del edificio volcánico de El Golfo parece haberse producido tras un periodo relativamente largo de inactividad, probablemente coincidente con el máximo desarrollo del rift de Cumbre Nueva en la isla de La Palma. La actividad subaérea inicial de El Golfo se caracteriza por la emisión de lavas basálticas, que evolucionan hacia traquibasaltos y traquitas hacia la parte alta del edificio, y finalmente hacia episodios eruptivos más diferenciados e indicativos del estadio terminal de la actividad volcánica del edificio El Golfo. El excesivo crecimiento de este edificio volcánico provocó el deslizamiento de su flanco norte, generando el espectacular escarpe y depresión actual de El Golfo, proceso que tuvo lugar entre 21 y 133 Ka. El volcanismo posterior, a partir de centros agrupados formando un rift triple (volcanismo de Rift, con edades comprendidas entre los 145 Ka y 2.500 años, con probables erupciones prehistóricas), supone la continuación, mucho más moderada, de la actividad volcánica, predominantemente de basanitas y tefritas. Este periodo de menor actividad eruptiva relativa podría corresponderse con el máximo desarrollo del rift de Cumbre Vieja, en la isla de La Palma.

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