origen de canarias: teorías basadas en la...

Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente Magmatismo y Volcanismo. Geología del Archipiélago Canario

1. MAGMATISMO Y VOLCANISMO

A) Nociones de magmatismo y volcanismo:

A-1. Los magmas

Un MAGMA es un fundido de rocas en el que coexisten una parte fundida, minerales cristalizados, fragmentos de rocas sin fundir y cierta cantidad de gases. Los silicatos son los principales componentes que se encuentran en las rocas ígneas.

Los Factores que determinan la existencia de los magmas son:

Presión (P) y Temperatura (T), estos factores influyen de manera diferente según la composición de la roca originaria (tipo y proporción de minerales).

La TEMPERATURA a la que se funden las rocas y que por tanto dan origen a magmas depende del punto de fusión de los minerales que la forman. Así en los magmas GRANÍTICOS O ÁCIDOS Tª de fusión = 650ºC, mientras que en los magmas BASÁLTICOS O BÁSICOS Tª de fusión = 1200 a 1500ªC.

La PRESIÓN eleva el punto de fusión de los minerales que forman las rocas, con lo que si la presión es elevada las rocas no se funden. Si por la aparición de fracturas en la corteza terrestre se produjera un descenso de la presión la roca se fundirá originándose un magma.

Fases integrantes de los magmas:

En un magma coexisten tres fases:

a) Fase sólida: formada por cristales cuyo punto de fusión es superior a laTª del magma. Pueden flotar o separarse por gravedad. Una alta concentración de cristales aumenta la viscosidad de los magmas.b) Fase líquida: constituye la mayor parte del magma, resulta al

producirse la fusión de rocas. Está compuesto de sílice (SiO4) y cationes metálicos: Al+++, Fe++, Mg++, Ca++, Na+, K+.

c) Fase gaseosa o volátil: gases que están disueltos en el magma y que escapan de este al contacto con la atmósfera: (H2O)v, CO2, HCl, H2S, H2, N2.

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Origen de los magmas

Los magmas se originan por fusión de materiales terrestres a profundidades en que las temperaturas oscilan entre los 700ºC a 1000ºC para la corteza y los 1600ºC a 1800ºC para el manto.

La génesis de magmas se relaciona con aumentos de Tª debidos a:* Desintegración de sustancias radioactivas.* Calor generado por las fricciones en zonas de choques de placas. * Descensos de presión, originados por la formación de fracturas a favor de las cuales el magma aprovecha para salir al exterior.* Procesos de ascenso de materiales del manto que ocurren en las dorsales oceánicas. * La acción de los gases puede rebajar el punto de fusión de ciertos minerales.

Zonas de generación de los magmas (el magmatismo en el marco de la tectónica de placas):

Cuando se sobrepasa el punto de fusión de las rocas en una determinada zona interior de la litosfera se origina un magma ; estas bolsas de rocas fundidas se denominan Cámaras Magmáticas. Sabemos que la Tª aumenta con la profundidad (gradiente geotérmico), pero como también aumenta la presión, el punto de fusión de los minerales que forman las rocas se incrementa y por tanto dichos minerales permanecerán en estado sólido.

Se hace imprescindible acudir a las zonas activas del planeta, zonas de bordes de placa, para a la luz de la teoría de la tectónica global encontrar, las causas que dan lugar a la formación de los magmas.

A) En los bordes constructivos (dorsales oceánicas), en zonas internas de Rift, las rocas se encuentran en estado sólido pero muy próximas al punto de fusión. Debajo de estas rocas, los movimientos de ascenso de las corrientes de convección presentes en la astenosfera, provocan un descenso en los valores de presión, esto reduce el punto de fusión de las rocas, que se funden originando magmas de tipo Toleítico.

B) En los bordes destructivos (zonas de subducción), hemos visto que son frecuentes los fenómenos magmáticos en arcos insulares, orógenos... La presión ejercida por las placas que colisionan a lo largo de todo el plano de Benioff es colosal; ese rozamiento entre la placas se traduce en una enorme liberación de calor, consiguiéndose una Tª suficiente para fundir las rocas y generar magmas. Las cámaras magmáticas estarán situadas a profundidades crecientes según contengan magmas toleíticos, calcoalcalinos y potásicos (también llamados Shoshoníticos).

C) Existen zonas activas que no coinciden con los bordes de placa: son las zonas intraplaca en las que se aprecia gran actividad volcánica: islas Hawai, islas Canarias, etc. Tuzo Wilson propone la teoría del punto caliente para explicar

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la producción de magmas en estas zonas, debido a corrientes convectivas ascendentes existen zonas intraplaca térmicamente inestables donde se alcanzarían temperaturas superiores al punto de fusión de las rocas pudiéndose formar magmas de tipo toleíticos y alcalinos.

Clasificación de los magmas según emplazamiento:

1) Magmas TOLEÍTICOS: Se trata de magmas básicos basálticos con [SiO2] ~ 50%. Cámara magmática poco profunda 15 a 30 km. Se localizan bajo los Rift en las dorsales oceánicas, en zonas intraplaca Hawai) y en zonas orogénicas. Las rocas que originan se llaman peridotitas, gabros y basaltos.

2) Magmas ALCALINOS: magmas básicos ~45% [SiO2]. La cámara magmática se sitúa a unos 50-70 km. de profundidad. Se localizan en zonas intraplaca y bordes destructivos (arcos insulares). Tipo de rocas: basaltos, traquitas y fonolitas. Son los característicos de nuestro archipiélago.

3) Magmas CALCOALCALINOS: Magmas ácidos con alta concentración de SiO2. Se localizan en las zonas de subducción a unos 100-150 km. de profundidad. Tipo de rocas: andesitas.

4) Magmas POTÁSICOS: Se generan a gran profundidad (hasta 300 km.). En ellos abunda el potasio.

Los magmas potásicos o Shoshoníticos tiene una concentración de SiO2 que oscila entre el 50 y 60 % .

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A-2. volcanismo:

El volcán se forma en cualquier lugar de la superficie terrestre por el cual emergen al exterior materiales fundidos a altas temperaturas, como: gases, materiales fluidos y, sólidos, procedentes de magmas situados en el interior de la corteza o en el manto superior.

El volcanismo por tanto es un fenómeno geológico que comprende todos los procesos mediante los cuales los materiales fundidos generados en el interior de la Tierra (magmas) ascienden hasta la superficie, constituyendo su salida una ERUPCIÓN VOLCÁNICA.

El proceso de erupción volcánica suele ser intermitente e irregular, cada episodio de la erupción contribuye al desarrollo del volcán, mientras que en los períodos de tranquilidad entre dos erupciones, la erosión actúa, y a veces, se originan formas de relieve muy típicas.

PRODUCTOS VOLCÁNICOS: GASES, COLADAS Y PIROCLASTOS Y SUS ESTRUCTURAS:

A) EMANACIONES GASEOSAS:

Son los principales productos de las etapas iniciales. Mientras que el vapor de agua predomina en las emanaciones de bocas no eruptivas, hasta un 90%, en las bocas eruptivas el agua no alcanza el 50%, variando el resto de los componentes según la Temperatura. Los gases disueltos en el magma se liberan cuando alcanzan la superficie por el efecto de descompresión, al igual que ocurre cuando descorchamos una botella de agua mineral. Podemos ver que la solubilidad de los gases aumenta cuando también lo hace la presión.

Los gases emitidos son principalmente: HCl, H2, SO2, SH2, CO2, N2 y (H2O)v.

Las emanaciones que no tienen una proporción elevada de gases sulfurosos se denominan FUMAROLAS; si la concentración es alta se habla de SOLFATARAS.

En los magmas básicos los gases escapan con facilidad durante la erupción (debido a su baja viscosidad), mientras que en los ácidos los gases se acumulan elevando la presión y provocando violentas explosiones.

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B) MATERIALES FRAGMENTARIOS: Cuando los gases escapan violentamente, arrastran en su salida, materiales fundidos y sólidos, que se fragmentan y caen posteriormente en forma de lluvia.

Distinguimos:PIROCLASTOSPIROCLASTOS: (Piro: fuego, Clastos: rocas). Miden entre:

3 a 30 mm..................LAPILLIS.3 a 30 cm..................BOMBAS VOLCÁNICAS, ESCORIAS...< de 3 mm..................CENIZAS O ARENAS.

La forma redondeada de las "bombas" (en huso) la adquieren al girar en su trayectoria, aplastándose un poco al caer. La superficie se enfría antes que el núcleo, al contraerse éste se forman en la superficie grietas que recuerdan a la corteza del pan: PANES VOLCÁNICOS.

EscoriasEscorias: (Son como las bombas pero sin forma) son fragmentos que se proyectan en estado sólido, si proceden de ser arrancados de ser arrancados del conducto volcánico y tienen grandes dimensiones se emplea el término deBLOQUES.

LapillisLapillis: Denominados también PICÓN. TEPHRA, JABLE. Hay piroclastos finos de composición basáltica: "Cabellos de Pelê" (Pelê: divinidad hawaiana). Los piroclástos ácidos forman la PÓMEZ.

Cenizas y ArenasCenizas y Arenas: Fragmentos pulverizados, especialmente vítreos.

CínderCínder: Depósitos en que predominan escorias y lapillis, suelen constituir conos volcánicos (erupciones MONOGÉNICAS). La forma puede ser asimétrica según la dirección dominantes del viento.

Placas de TephraPlacas de Tephra: se suelen encontrar estratos de lapillis, a veces, con distintas coloraciones, que nos dan idea de las distintas fases explosivas acaecidas durante un mismos episodio eruptivo, tienen también interés cronológico.

TobasTobas: Son depósitos soldados por la gran temperatura o al circular fluidos entre ellos. Si predominan los cantos angulosos se llaman: BRECHAS. Si son acúmulos de bombas y lapillis soldados: AGLOMERADO VOLCÁNICO.

Nubes ardientesNubes ardientes: nube incandescente de gases y piroclastos que se derrama en avalancha y desciende a gran velocidad por las pendientes arrasándolo todo. Al depositarse y enfriarse los piroclastos se compactan dando capas de tobas ácidas de gran potencia. Ejs.:Mont Pelê en isla Martinica, Bandas del Sur en Tenerife.

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C) MATERIALES LÁVICOS:

Son los fundidos que fluyen por las bocas eruptivas y se derraman formando COLADAS.

Las lavas fundidas pueden alcanzar velocidades superiores a los 100 km/h y tener un recorrido de cientos de kms. Sin embargo las lavas viscosas producen coladas potentes o se acumulan formando TORTAS O SOMBREROS.

Las distintas coladas de un depósito pueden estar intercaladas por los ALMAGRES , que son capas de tonalidades rojizas, se trata de antiguos suelos rubefactados por lavas calientes que discurren sobre ellos.

Tipos y caracteres de las coladas: Las PAHOEHOELas PAHOEHOE (Término hawaiano que significa caminar descalzo) son coladas fluidas con costra lisa y zonas donde se forman rugosidades superficiales, ya que la masa fundida continua fluyendo bajo la superficie. Hablamos entonces de Lavas cordadasLavas cordadas o en tripas.o en tripas.

Las AALas AA son coladas de superficie áspera y rota, difícilmente transitables. Constituyen los Malpaises ó coladas escoriaceas.Malpaises ó coladas escoriaceas. Hay coladas de régimen más turbulento que rompen la costra superficial enfriada englobando sus fragmentos. Si estos fragmentos son grandes y numerosos se habla de lavas enlavas en bloquesbloques de aspecto caótico. En zonas costeros las coladas lávicas forman deltas y la unión de varios deltas origina las denominadas ISLAS BAJAS muy frecuentes en las canarias y utilizadas para el cultivo del plátano.

El enfriamiento desigual de las coladas ( la parte superficial y la que está en contacto con el suelo se enfrían más rápido que su interior ) dan lugar a la formación de cinturones de retracción y a diaclasas:

Disyunción columnar o prismática:Disyunción columnar o prismática: Fracturas provocadas por la pérdida de volumen de la lava delimitan unidades con formas prismáticas. Ejs.: Los Órganos (Gomera), Calzada de Gigantes (Irlanda), etc.

Disyunción lajeada:Disyunción lajeada: las fracturas se producen a favor de planos y como resultado se originan laminas de rocas o lajas.

Disyunción esferoidal:Disyunción esferoidal: La formación de bolas se debe a una lenta infiltración de la humedad, que progresa al alternarse las capas más externas de las columnas formadas como consecuencia del enfriamiento.

Disyunción en grano de millo ó "pineapple":Disyunción en grano de millo ó "pineapple": Se desarrolla cuando la meteorización actúa a favor de microfracturas generadas por el enfriamiento de la lava. La roca se disgrega como una mazorca.

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Tubos volcánicos:Tubos volcánicos: Cuando las coladas basálticas, muy fluidas, continúan circulando bajo la costra superficial ya enfriada y sólida, queda hueca y se forma un túnel volcánico. Existe relación entre estos y los "CANALES LÁVICOS" cauces por los que discurre la colada y que pueden evolucionar formando tubos volcánicos. La existencia de estos tubos se manifiesta cuando se producen hundimientos en sus techos y se forman JAMEOSJAMEOS (conductos de comunicación con la superficie).

. Cueva de los Verdes: 6 km. Lanzarote.

. Cueva de Don Justo: 4-5 Km. El Hierro.

. Cueva del Viento: 6 km. Icod (Tenerife).Estafilitos:Estafilitos: En los techos de algunos tubos volcánicos se observan

estructuras que recuerdan a las estalactitas o chorreras. Son goteos de lava que se solidifican en el techo de los tubos.

TIPOS DE ERUPCIONES Y EDIFICIOS VOLCÁNICOS

Clasificación de GEZE:

Existe una clasificación basada en la viscosidad y concentración de volátiles debida a GEZE:

Explosivo: Vulcaniano

Mixto: Estromboliano(Teneguía)

Extrusivo: Domático

Efusivo: Hawaiano

Existen otras clasificaciones (Dana, Lacroix, Sapper, Newhall y Self, Walker, Sheridan y Wohlletz, Ritman...Consultar página 68. Tomo 1. Geografía de canarias.

Nosotros consideraremos los siguientes tipos de volcanismo:

1. HAWAIANO: Se trata de un tipo de volcanismo con alta tasa eruptiva, es decir, emisión de gran volumen de lavas por unidad de tiempo. Las lavas suelen ser muy fluidas y con pocos gases; por tanto las erupciones son poco explosivas (tranquilas). Se originan estructuras típicas en "escudo". En Canarias prevaleció este tipo de volcanismo que conformó el grueso de los edificios insulares durante el primer ciclo eruptivo.

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2. ESTROMBOLIANO: El volcán Teneguía (1971, sur de La Palma) sirve de ejemplo para explicar

los mecanismos eruptivos en magmas poco viscosos. El magma era relativamente poco viscoso y pobre en volátiles. La baja viscosidad del magma permitía la formación de burbujas (vesiculación) y, por su gran velocidad de ascenso, el escape de los gases a la atmósfera. La tendencia a la obturación de la boca de salida del cráter por enfriamiento de la lava, provocaba explosiones rítmicas con fragmentación de ésta. En determinadas fases, la viscosidad descendía aún más, por lo que la lava fluía por la boca eruptiva derramándose sobre la superficie y formando una colada lávica

Las erupciones históricas de Canarias pertenecen todas a éste tipo; emitiéndose piroclastos en las fases explosivas y coladas en las fases efusivas.

3. PLINIANO: Mecanismos eruptivos de magmas muy viscosos. La composición del magma es muy ácida, la viscosidad y concentración de gases muy elevadas. La formación de burbujas de gases ocurre con mucha dificultad y con gran retraso respecto al nivel de saturación, originándose una gran sobrepresión interna. Al acercarse el magma a la superficie, esta sobrepresión acaba venciendo la resistencia de las paredes de las burbujas que estallan, produciéndose una fragmentación explosiva del magma. En este proceso de fragmentación se pasa de un magma con gas ocluido a un gas con magma fragmentado, de densidad mucho menor; el consiguiente brusco descenso de presión en el conducto de salida y la enorme expansión del conjunto disparan un proceso en cadena que genera un chorro eruptivo de alta velocidad (hasta 600 m/s.), constituido por gases y fragmentos de lava, pómez y trozos arrancados de las paredes del conducto, se elevan en la atmósfera decenas de km.. Asimismo en las erupciones plinianas se desprenden grandes volúmenes de materiales fragmentarios que fluyen por el terreno a gran velocidad arrasándolo todo. Isla Martinica: Mont Pelê, 1902.

En Canarias, las islas centrales: G. Canaria y Tenerife, presentan materiales y estructuras características de este tipo de volcanismo:- Bandas del Sur en Tenerife, son grandes depósitos de piroclastos ácidos soldados (tobas de pómez) que cubren una gran superficie en la zona sur de la isla. Proceden del edificio sálico central de la isla.- En la zona central se encuentra el estratotovolcán del Teide, edificio poligénico formado por repetidas erupciones tipo central.- En Gran Canaria, las grandes planchas de conglomerados sálicos formadas en el ciclo Roque Nublo son un buen ejemplo de volcanismo pliniano.

4. HIDROVOLCÁNICO: Este término hace referencia a los procesos volcánicos en que existe interacción entre el magma y un aporte externo de agua. Las erupciones con interacción de agua abarcan desde pequeñas erupciones freáticas hasta las erupciones más devastadoras que se han producido en la Tierra. La abundancia de agua en la superficie terrestre, en especial en las zonas costeras de nuestras islas y zonas de contacto magma-acuíferos. El hidrovolcanismo explosivo (erupciones freatoplinianas) requiere de una gran superficie de contacto agua-magma elevada (los magmas viscosos sufren un proceso de fragmentación previo a la salida) por tanto la superficie de contacto magma-aguas puede ser considerablemente superior a la que ofrece una colada

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que entra en contacto con el agua de mar (por ejemplo!). Enorme abundancia de este tipo de fenómenos en nuestras islas.

* Volcanismo Submarino:En las erupciones submarinas se emiten lavas con características

diferentes a las emitidas en las erupciones subaéreas. Las diferencias son de tipo morfológico, estructural y químicas (cuando el magma reacciona con el agua).

Las características del volcanismo submarino vienen determinadas por la profundidad; así cuando la profundidad es escasa se producen episodios de paroxismo explosivo, mientras que si la presión hidrostática es superior a la de volátiles (a más de 2100 m. de prof.) no se forma vapor al entrar la lava en contacto con el agua.

Cuando la lava entra en contacto con el agua se forma una delgada capa vítrea, todavía plástica, que encierra el material fundido, al continuar fluyendo magma se individualizan en el frente y superficie de la colada unas protuberancias o bolsas que se separan y ruedan por las pendientes o laderas de los edificios volcánicos submarinos. Estas bolsas o "almohadillas" -Pillow_ se acumulan al pie de la pendiente formando los depósitos característicos de las Pillow-LavasPillow-Lavas. Cada Pillow tiene la parte superior convexa, mientras que la base es puntiaguda o en forma de quilla de barco, para encajarse sobre el empedrado de pillows previamente depositadas.La costra vítrea de las pillows se solidifica progresivamente hacia el interior en capas concéntricas, quedando un núcleo que se enfría más lentamente y que es, por tanto, más cristalino. La última etapa de solidificación hace que aparezcan las FRACTURAS RADIALES DE RETRACCIÓN típicas de las pillows.

Erupciones fisurales y puntuales: Edificios volcánicos.

A) Erupciones fisurales: Este tipo de erupción está asociado a fallas y grietas relacionadas con zonas de la corteza de mayor debilidad. Las fracturas permiten la salida de magma al exterior.

Las dorsales o cordilleras volcánicasLas dorsales o cordilleras volcánicas se originan cuando emisiones continuadas de lavas basálticas a través de fracturas rectilíneas de gran longitud, levantan edificios como los de la dorsal de la Esperanza (Tenerife), Cumbre Vieja (La Palma), etc.

Las mesetas basálticas:Las mesetas basálticas: se forman en erupciones fisurales tranquilas, con predominio de lavas muy fluidas que se apilan formando paquetes de, a veces, más de 3.000 m. de espesor y llegando a cubrir áreas de miles de km2. Ej.: Meseta del Dekán en la india. Son estructuras que se encuentran situadas en el interior de las placas litosféricas y que pueden ser explicadas por la hipótesis del "punto caliente".

B) Erupciones puntuales o centrales: La imagen más popular de una erupción es un cono o volcán humeante. Estos edificios aislados se forman al acumularse los productos piroclásticos en torno a la boca eruptiva, dejando en la cúspide una depresión o cráter.

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Es frecuente que los fundidos rellenen el cráter formando lagos de lavalagos de lava que pueden mantenerse incandescentes y con fluctuaciones de su nivel en los períodos de tranquilidad efusiva. (Ejs.: Kilahuea, Hawai).

Campo de volcanes:Campo de volcanes: conjunto de conos dispersos en una zona más o menos amplia y señala un período de actividad unitario, dada la semejanza entre los diferentes edificios y su frecuente distribución geométrica.

Los hornitos:Los hornitos: son pequeños conos o torres de escorias que forman bocas eruptivas incipientes, o sobre los conductos de resalida de lava, cuando esta fluye bajo una costra solidificada. El mismo origen tienen los túmulos o abombamientos, a veces de gran tamaño, que se forman en la superficie de las coladas.

Los estratovolcanes:Los estratovolcanes: son grandes edificios cónicos en los que se acumulan lavas y piroclastos, para su formación se requiere un largo período de actividad eruptiva, o la repetición de numerosas erupciones en un área restringida. Ejs.: Vesubio, Strómboli, Teide, Fujiyama, Taal, Irazú, Merapi...Las lavas salen por un conducto principal, pero con el tiempo buscan salidas más rápidas siendo frecuente la existencia de conos adventicios o parásitos en las faldas o proximidades del estratovolcán (Ej.: narices del Teide).

Los volcanes en escudo:Los volcanes en escudo: se forman en emisiones muy fluidas que originan edificios cónicos de baja altura y cráteres de gran diámetro ocupados por lagos de lava. Son característicos los volcanes de las Hawai.

Los domos:Los domos: son estructuras cupuliformes, originados por erupciones centrales de magmas muy viscosos y empobrecidos en gases, no forman edificios cónicos y sus lavas se acumulan sobre la misma boca eruptiva con poca dispersión lateral. Ej. Sombrero de Chasna (Tenerife), Fortaleza de Chipude (La Gomera).

Agujas, Roques o Pitones:Agujas, Roques o Pitones: en erupciones muy viscosas, el magma extruye casi completamente solidificado y da lugar a edificios de aspecto monolítico de escaso o nulo derrame lateral y en cuyas paredes se pueden apreciar estrías debido a la extrusión en estado casi sólido. Roque Agando (La Gomera).

C) Diques y Domos (estructuras subvolcánicas): En una erupción volcánica no todos los materiales magmáticos alcanzan la superficie, ya que parte de ellos se enfrían y solidifican en los conductos de salida. Estos materiales se ponen de manifiesto cuando la erosión desmonta la cobertera de rocas encajantes menos resistentes y suelen aparecer verticalmente cortando las estructuras que atraviesan.

Las chimeneas o necksLas chimeneas o necks: Rellenan los conductos de salida del magma, suelen tener forma cilíndrica.

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Los diques:Los diques: son estructuras planares formadas al solidificarse el magma, rellenan las numerosas fracturas que acompañan a la erupción. Los diques suelen agruparse en familias determinadas por accidentes tectovolcánicos. Según la disposición geométrica se habla de cone sheet, malla de diques, etc.

Los domos:Los domos: ya comentados en el apartado anterior. Cuando la erosión desmantela el material escoriaceo que los rodea y recubre, queda al descubierto el cuerpo central de lava masiva configurando roques y pitones.

Domos INTRUSIVOS:Domos INTRUSIVOS: Son inyecciones subvolcánicas (no hacen erupción) y aparecen total o parcialmente desmanteladas por la erosión. Tindaya (Fuerteventura), Risco Blanco (G. Canaria), Ojila (La Gomera).

Domos EXTRUSIVOS:Domos EXTRUSIVOS: se desarrollan sobre la superficie topográfica. Son Formas eruptivas. Mña. Blanca en Las Cañadas. (Sombreros y tortas: Chasna, Chipude)

Las calderas

Las grandes depresiones volcánicas en forma circular o elípticas reciben el nombre de CALDERAS. Se pueden distinguir tres tipos:

A) CALDERAS DE HUNDIMIENTO:

Son las más características. Potentes fases explosivas ensanchan y limpian el cráter inicial, resquebrajando el edificio que posteriormente sufre un colapso, más tarde la erosión actúa a favor de las fracturas periféricas, ampliando la depresión que queda total o parcialmente encerrada por elevadas paredes casi verticales. Ejs.: Krakatoa: explosión seguida de hundimiento. Las Cañadas del Teide...

La salida masiva y rápida del magma vacía la cámara magmática. El peso de la lava depositada encima provoca el colapso de la cámara.

B) CALDERAS EROSIVAS: se originan por la acción continuada de los agentes geológicos erosivos, que al actuar sobre la estructura inicial van provocando grandes desplazamientos de materiales, que posteriormente son evacuados por los torrentes. Ejs.: caldera de Taburiente (La Palma), Caldera de Tirajana (G. Canaria)...

C) CALDERAS DE EXPLOSIÓN: se dan cuando el carácter de la lava es muy ácido y esta no fluye con facilidad por lo que esta se acumula, además el alto contenido en gases, y la toma de contacto del magma con masas de agua, produce erupciones de tipo freático de gran violencia. En el interior de estas calderas suelen depositarse materiales procedentes de las explosiones que forman depósitos estratificados que rellenan la cubeta erosiva, constituyen los denominados MAARES. Ej.: Caldera del Rey (Adeje, Tenerife). Un ejemplo de caldera explosiva característica es la de Vandama en Gran Canaria.

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Rocas volcánicas

Las rocas volcánicas pueden clasificarse utilizando los mismos criterios mineralógicos que se utilizan en las rocas plutónicas, cuando presentan en su textura cristales diferenciados:

CUADRO DE CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS

COMPOSICIÓN Ortosa>Plagiocl. Ortosa=Plagiocl. Plagiocl.>Ortosa

CON CUARZO Riolitas Riodacitas Dacitas

SIN CUARZO NIFELDESPATOIDES

Traquitas Latitas AndesitasBasaltos

CONFELDESPATOIDES

Fonolitas TefritasBasalt. nefelinic

Los BASALTOS son rocas oscuras formadas por olivino, un piroxeno (augita) y plagioclasas (feldespatos), en general los magmas basálticos son muy fluidos, y por esta causa estas rocas son holocristalinas o contienen poco vidrio. Los basaltos suelen tener textura porfídica en la que destacan a simple vista, los fenocristales de olivino (de color amarillo-verdoso) y los de augita (de color negro) sobre la pasta general oscura de la roca.

Las TRAQUITAS Y FONOLITAS son rocas de colores claros, formados en su mayor parte por feldespatos alcalinos, con sanidina (feldespato potásico), en las fonolitas además de la sanidina existe un feldespatoide (nefelina o leucita); en ambas rocas la proporción de minerales ferromagnesianos es reducida, inferior al 20%.

Las traquitas y fonolitas aparecen siempre asociadas a los basaltos, y se supone que se han formado por diferenciación magmática de los mismos. Las lavas traquíticas y fonolíticas son muy viscosas y suelen producir con frecuencia erupciones con carácter explosivo. En los terrenos volcánicos forman "pitones" o "agujas" que, por ser más resistentes a la erosión que las rocas circundantes, dan lugar a relieves acusados.

Las ANDESITAS Y RIOLITAS son rocas de textura porfídica, y colores no muy oscuros, que están formadas fundamentalmente por plagioclasas, piroxenos y anfiboles. Las ANDESITAS reciben este nombre por se las rocas más abundantes en los volcanes de la cordillera de los Andes; se encuentran también en todas las regiones circumpacíficas (Japón, Filipinas, Aleutianas...). Las RIOLITAS y las DACITAS (que pueden considerarse como andesitas con cuarzo) son rocas volcánicas que se suelen encontrar asociadas a las andesitas.

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2. ORIGEN DE CANARIAS: Teorías basadas en la Tectónica de Placas.

Distinguiremos dos grupos; en el primero se incluyen aquellas concepciones que suponen que el núcleo originario del Archipiélago como un fragmento del continente africano producido por el desgarramiento del bloque continental mayor, como consecuencia de su desplazamiento. El segundo grupo, es el más moderno y científicamente aceptable, y defiende el origen completamente magmático de las Islas.

El Archipiélago Canario está situado en una zona de margen continental. El margen continental africano se incluye en los "bordes pasivos" por tratarse de zonas de actividad sísmica y volcánica atenuadas. Sin embargo el borde NW del Atlántico es "atípico", ya que en él se dan intensos fenómenos tectónicos y magmáticos; prueba de ello son los Archipiélagos de Cabo Verde, Madeira y Canarias.

En el Terciario dominan los esfuerzos de compresión y empujes de levantamiento, debido a la colisión de las placas Africana y Eurasiática.

A continuación se exponen las principales teorías que se incluyen en el segundo grupo.

TEORÍA DEL PUNTO CALIENTE:

Esta hipótesis ubica el origen de las islas en un ambiente estrictamente intraplaca. Esta teoría que asocia la génesis de Canarias con una zona de gradiente anómalo en el manto o "punto caliente" fue muy tempranamente propuesta por Morgan (1971), que sitúa ya el archipiélago sobre uno de los numerosos puntos calientes. Posteriormente Burke y Wilson insisten en la existencia de un punto caliente activo y estacionario en los últimos 22 m.a.

Las islas que se van formando sucesivamente en la vertical de este foco se van separando de él por efecto del desplazamiento de la placa, generándose un rosario de islas tanto más antigua cuanto más alejadas están de su punto de origen.

La edades de las islas y el movimiento de la placa africana en sentido Oeste-Este parecen apoyar la hipótesis; sin embargo, una observación más detenida

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pone en duda la validez de este modelo. Así la existencia de actividad volcánica reciente (incluso histórica) en ambos extremos del archipiélago, requiere una extensión del foco fijo poco compatible con el carácter puntual de este modelo. Últimamente se piensa que la placa africana ha permanecido estable los últimos 25 m.a.

TEORÍA DE LA FRACTURA PROPAGANTE:

Tratando de solucionar las dificultades de la hipótesis anterior, Anguita y Hernán propusieron en 1975 una solución alternativa, que no requiere movimiento alguno de la placa africana. Según estos autores, coincidiendo con las fases de compresión y distensión de la tectónica del Atlas, se produciría una fractura de la litosfera (continuación de la falla del Atlas meridional) que se propagaría desde el continente hacia el Atlántico, generando magmas a su paso, como consecuencia del descenso de presión en la astenosfera, y permitiendo al mismo tiempo su salida a la superficie, y la formación escalonada de las diferentes islas.

Esta teoría asocia los ciclos eruptivos canarios a las principales fases dinámicas del vecino Atlas.

Estudios recientes realizados en esta zona no han encontrado indicios de la propagación de esta falla del Atlas hacia las Canarias, y en todo caso su trazado bordearía por el Sur del archipiélago.

TEORÍA DE LOS BLOQUES LEVANTADOS:

La existencia de bruscos e importantes saltos en las velocidades de propagación obtenidas en perfiles sísmicos hace suponer como núcleos insulares a unos bloques levantados del fondo oceánico.

Este levantamiento sería la respuesta, en una zona cortical débil (corteza de transición oceánico-continental), al giro o detención del continente africano, sin que se interrumpiese la distensión mesoatlántica. La misma dinámica de estos levantamientos, todavía activa, aunque atenuada, provoca una descompresión que facilita la formación de magmas debajo de cada una de las islas. Obsérvese que los bloques se elevan preferentemente como cuñas a favor de fallas

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inversas, lo que equivale a un acortamiento de la corteza en esta zona. (Araña y otros, 1976).

3. Directrices estructurales de las Islas Canarias:

Las Islas Canarias se encuentran desde el punto de vista geodinámico, en el interior de una placa litosférica. Sin embargo, ya que el emplazamiento de las Canarias corresponde asimismo a un ambiente de tránsito de corteza oceánica a continental, a lo que hemos definido como un borde pasivo, es preferible dejar la situación intraplaca estrictamente para las islas oceánicas, tal como ocurre de forma ejemplar con las Islas Hawai.

Es evidente por otra parte, que la aparición de las grandes directrices estructurales que van a condicionar la génesis y formación del Archipiélago, está íntimamente relacionada con la evolución tectónica del propio Atlántico y al desplazamiento de la placa Africana, desde las primeras fases del despegue continental hasta su posición estacionaria actual.

Estas direcciones estructurales de primer orden son responsables de los diversos alineamientos observables en las islas, bancos y crestas submarinas en el área de Canarias, así como de la existencia de fracturas tectovolcánicas activas en las Islas a lo largo de su historia volcánica.

Para la explicación de su génesis podemos separar estas directrices estructurales en 4 grupos:

Primer grupo: Corresponde a la alineación Fuerteventura-Lanzarote-Banco de la Concepción, también llamada alineación Africana, por su trazado paralelo al borde del continente. La dirección de esta directriz es NNE-SSW (35º). Su aparición puede estar relacionada con los

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ejes de debilidad estructural originados en los procesos de desgarre continental ocurridos en el momento de la apertura del océano Atlántico. Esta dirección se corresponde en tierra con la zona de intensa penetración filoniana existente en el Complejo Basal de Fuerteventura.

Segundo grupo: Estaría formado por la dirección NW-SE (110º). La alineación Atlántica alinea las islas de La Palma-Tenerife-Gran Canaria. En tierra coincide con fracturas importantes: eje estructural de Teno, en Tenerife. Alineaciones volcánicas recientes en Gran Canaria, etc. Por otra parte esta directriz configura a su vez el eje de máxima alcalinidad en las emanaciones volcánicas.

Su origen podría estar relacionado con las fallas transformantes del Atlántico con las que comparte el trazado paralelo, y cuya influencia en el ámbito de Canarias parece deducirse del desplazamiento observable en las bandas de anomalías magnéticas.

Tercer grupo: De directrices NE-SW (60-65º). Es responsable del alineamiento de las islas: Hierro-Gomera-Tenerife, así como el eje tectovolcánico más activo de Tenerife en época reciente (Dorsal de La Esperanza). A ésta directriz se le denomina alineación Atlásica por ser una prolongación en la zona de Canarias de la gran falla del Sur del Atlas.

Cuarto grupo: Esta directriz coincide aproximadamente con la dorsal atlántica y habría quedado impresa en la capa puramente oceánica de la corteza, posiblemente como un reflejo de los planos de intrusión de la malla de diques o de las fallas normales paralelas a la dorsal. A esta dirección estructural de directriz N-S (180º), correspondería el eje estructural muy activo en el último millón de años, de las dorsales Sur de La Palma, El Hierro y Tenerife.

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4. LOS EDIFICIOS INSULARES

El Archipiélago Canario se encuentra en una zona de transición entre corteza oceánica y corteza continental, dado que la transición entre ambos tipos de corteza está poco estudiada, ello despierta el interés en algunos investigadores.

Cada edificio insular consta de varias unidades VOLCANO-ESTRATIGRÁFICAS o formaciones geológicas denominadas: «complejos basales» y «series volcánicas». Las primeras corresponden a la parte sumergida de las islas (volcanismo submarino) y las segundas a las tierras emergidas (volcanismo subaéreo). (El sustrato de las Islas aflora en Fuerteventura, La Palma y La Gomera debido a los movimientos epirogénicos y eustáticos).

Antes de iniciarse las primeras erupciones submarinas, el lecho oceánico estaba recubierto por los sedimentos procedentes del vecino continente africano, que se han venido depositando ininterrumpidamente desde que se formó esta cuenca, hace más de un centenar de m.a. Más abajo se encuentra el manto superior, cuyo límite con la corteza no ha podido ser establecido con precisión, dado el transito anómalo corteza-manto característico de bordes continentales pasivos y los fenómenos de fusión y magmatismo poco conocidos del manto superior.

EL COMPLEJO BASAL: corresponde a la parte del edificio insular sumergida, aunque como se ha comentado ya, el complejo basal puede aflorar en algunas islas. Los complejos basales presentan características comunes para las distintas Islas, estas unidades se formaron en un periodo de tiempo comprendido entre los -65 m.a. a los -18 m.a.1 ; cada unidad está compuesta a su vez por los siguientes materiales:

Sedimentos prevolcánicos: se trata de una serie de sedimentos de 1.400 m. de espesor en la que se encuentran rocas sedimentarias como: turbiditas, lutitas, limolitas y areniscas. En Fuerteventura (Ajuí, Bco. La Peña) se encuentran presentes estos materiales aflorados en superficie.

Formación volcánica submarina: es una serie formada por brechas, hialoclastitas y pillow lavas de composición basáltica y traquibasáltica. Intercalados en esta formación pueden aparecer niveles sedimentarios o volcano-sedimentarios. Los de la base no tienen fósiles, pero a niveles más altos aparecen sedimentos bioclásticos con una abundante fauna de macro y microforaminíferos, corales, equinodermos, etc.

Complejo filoniano: está atravesando los materiales anteriores constituyendo una red de diques de extraordinaria densidad. Las edades

1 La estructura de los edificios insulares ha podido esclarecerse gracias a los sondeos realizados en el entorno de Canarias dentro del programa Deep Sea Drilling Project (DSDP, 1979).

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de los diques llegan a los 46 m.a., pero la máxima actividad de intrusión de diques ocurre entre -35 y los -15 m.a. Este complejo es especialmente visible en Fuerteventura, donde miles y miles de diques apenas dejan entrever la roca encajante.

Intrusiones plutónicas: forman una serie de pequeños plutones independientes donde el tipo de roca es la característica de magmas alcalinos solidificados en el interior: gabros, piroxenitas, sienitas nefelínicas...

LOS EDIFICIOS VOLCÁNICOS SUBAÉREOS: Constituyen la materiales emitidos en erupciones subaéreas y forman por tanto las tierras emergidas de cada isla. Estos materiales se agrupan en las denominadas «Series»2 de forma que cada serie representa un periodo continuado de actividad volcánica, separada de la anterior o posterior por periodos de calma en los que la erosión ha marcado un relieve más o menos pronunciado. Por esto, entre dos series volcánicas contiguas debe existir una discordancia erosiva

Las denominaciones dadas a las series volcánicas pueden ser comunes para varias Islas, aunque ello no implique un mismo periodo de formación (Series I, II, III y IV), pueden recibir nombres locales («Serie Cañadas», «Serie Roque Nublo»), pueden recibir adjetivos para señalar su antigüedad (Serie Antigua, Serie Intermedia, Serie Subreciente, Reciente, etc.), por último se pueden emplear términos petrológicos (Serie Fonolítica, Serie Traquítica,...)

La construcción subaérea de los edificios insulares ha tenido lugar en los últimos 20 m.a. en los que las erupciones volcánicas que los configuran han seguido en su distribución tanto espacial como temporal, (especialmente la construcción de las Islas está controlada por la concentración de la actividad efusiva en bandas relativamente estrechas), las denominadas directrices o ejes estructurales, fracturas que conectan los focos profundos de generación de magmas con la superficie.

La Serie I ó Serie Antigua: se originan por erupciones basáltico-alcalinas que formaron una sucesión tabular de coladas lávicas intercaladas con mantos de materiales piroclásticos. El volumen y la altura, de estos materiales que dieron estructuras en escudo, fue considerable (miles de km3 y varios cientos de m., respectivamente).

La antigüedad de la Serie I es variable según las islas, en las centrales y orientales ocurrió en el periodo -16 y -5 m.a.; en La Gomera entre los -12 y los -5 m.a., de La Palma se carece de datos y en El Hierro es bastante más reciente (-3 m.a.).

Tras la emisión de estos materiales que originan rocas volcánicas de la serie alcalina (basaltos olivínicos, traquitas y fonolitas) hubo un periodo de inactividad volcánica, aunque no sincrónica, en la mayoría de las Islas.

2 Al no existir acuerdo entre los distintos autores es fácil comprobar la abundante terminología diferente que se emplea para hablar de una misma cosa (la estructura de los edificios insulares). Hay autores que en vez de utilizar los términos de Series hablan de Ciclos; así un edificio insular consta de materiales del 1erCiclo (complejo basal), materiales del 2º Ciclo (Series antiguas) y materiales del 3er Ciclo (Series recientes).

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Las Series II, III y IV: tanto en las Canarias orientales (Lanzarote y Fuerteventura) como en las occidentales (La Palma, La Gomera y El Hierro) los materiales emitidos con posterioridad son de naturaleza basáltica y muy similares a los de la Serie I (primer periodo subaéreo). El grupo central (Tenerife y Gran Canaria) se caracteriza por una mayor diversificación encontrándose intercaladas, o no, entre los basaltos alcalinos, materiales originados en episodios sálicos que conforman las Series Roque Nublo, Cañadas.

En este segundo ciclo (series III, IV ...) se incluyen el volcanismo reciente (pocos miles de años) y el volcanismo histórico (con fechas).

5. GEOLOGÍA DE LANZAROTE.

Las islas Canarias se edifican sobre suelo oceánico situado a unos 3000 metros de profundidad. La parte del edificio insular sumergido se le denomina complejo basal y una vez se alcanza el nivel del mar se inicia la andadura del edificio subaéreo. Hace unos 16 millones de años se suceden las etapas eruptivas, de distinta duración, que nos llevan hasta el paisaje actual que conforma la isla.

En cada erupción salieron a la superficie los materiales que se fueron depositando y acumulando sobre los cimientos previamente existentes. La manera en que se encajan y amoldan estos materiales va creando formas que la erosión se encarga de rebajar y suavizar, modelando el paisaje.

PRIMERA ETAPA: Los Macizos Antiguos

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Las erupciones más antiguas, y de más larga duración, construyen dos grandes estructuras, los macizos de Famara al norte y el de los Ajaches en el sur, ambos formados por extensas coladas apiladas de basaltos. Estas formaciones al ser las más antiguas serán también las más erosionadas, apreciándose en sus laderas, valles y barrancos que las surcan y lomas redondeadas entre ellos.

Ambas estructuras sufrieron grandes ataques, a lo largo de millones de años, del mar originándose los grandes acantilados (riscos) de Famara.

Entre ambos macizos se irán formando en los periodos eruptivos posteriores numerosos conos volcánicos que al ser afectados por la acción erosiva van a presentar bordes de conos más o menos desgastados y laderas con mayor o menor cantidad de caliches (carbonato cálcico).

Esta fase es responsable de la formación del punto más alto de la isla, Las Peñas del Chache)

SEGUNDA ETAPA: La Llanura Central

Tras un periodo de calma se inicia un segundo periodo eruptivo y actualmente la mayor acumulación de materiales de esa fase se encuentra en la zona central de la isla. Volcanes como Montaña Tenaza, Pico de Cuchillo y Montaña Guanapay.

TERCERA ETAPA: Grandes Alineaciones Centrales

La zona central de la isla se cubrió de volcanes, algunos alineados entre la Atalaya de Femés y las Calderas de Guatiza y otros, dispersos en el centro de la isla, quedaron posteriormente atrapados entre coladas y rodeados por lavas de erupciones más recientes (se les denomina Islotes). La Caldera Blanca es el mejor ejemplo.

CUARTA ETAPA: Grupo Corona

Sobre la llanura de Guatifay hace unos 5000 años fueron expulsados al exterior materiales que originaron una pequeña alineación de volcanes y varios malpaises lávicos. El malpaís de La Corona (50 km2) hacia el este y, dos coladas lávicas se derramaron por los riscos de Famara hacia el oeste.

Sobre el malpaís de La Corona se asienta posteriormente una importante formación vegetal, el tabaibal. Además, el malpaís es recorrido, desde la base del volcán hasta adentrarse en el mar, por un tubo volcánico de más de 7 km. Los jameos delatan la trayectoria del tubo volcánico, siendo el acceso acondicionado, para visitantes turísticos y lugareños, el de los jameos del agua.

QUINTA ETAPA: Timanfaya

A lo largo de seis años se producen la erupciones que conformaron el actual Parque Nacional de Timanfaya. Desde 1 de septiembre de 1730 hasta el 16 de abril de 1736 el sector centro occidental de la isla (200 km2) se cubrió de lavas y conos de extraordinaria belleza y posteriormente sobre la cenizas se desarrolló un singular sistema de cultivo: La Geria.

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Múltiples fracturas se abrieron en Timanfaya sobre las que surgieron más de 100 bocas eruptivas. Desde montaña rajada se puede ver una impresionante alineación de conos volcánicos: Las Montañas del Fuego; hacia el oeste extensos malpaises (mar de lavas) alcanzan la costa. Los líquenes son los vegetales idóneos para, como pioneros, colonizar estas nuevas superficies.

SEXTA ETAPA: Los últimos volcanes

Del 31 de julio al 24 de octubre de 1824 se abrieron a traves de una fractura de 13 km tres bocas eruptivas que originaron los volcanes de Clérigo Duarte o Volcán de Tao, Volcán Nuevo del Fuego o Montaña del Chinero y Volcán Nuevo o Volcán de Tinguatón. Dentro de este último se encuentran las Simas del Diablo, conductos a través de los cuales salieron las lavas y que posteriormente fueron limpiados por emisiones finales de agua.

6. VOLCANISMO HISTÓRICO DE CANARIAS

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origen de canarias: teorías basadas en la...

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