El relieve Palmero

El relieve

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  Fig. 1La Palma

La Palma es una isla de geometría sencilla: tiene la forma de una punta de lanza (Fig. 1) dirigida hacia el Sur, y en las imágenes espaciales destacan, por una parte, la gran hendidura diagonal (15 x 6 km) de la Caldera de Taburiente y su desembocadura el Barranco de las Angustias; por otra, la dorsal de Cumbre Vieja (paradójico nombre dado a la parte más reciente de la isla), de dirección Norte-Sur, que divide en dos mitades la punta de la lanza. Estos dos rasgos, caldera y dorsal, son también los más elevados: con 2.426 m de cota, el Roque de los Muchachos, en el borde Norte de la Caldera, es el punto más alto de La Palma, y la sede de un importante complejo astronómico; y Cumbre Vieja alcanza 1.949 m, la misma altura que la cumbre de Gran Canaria, una isla mucho mayor, lo que nos da idea de lo escarpado del relieve.

La parte Norte de la isla está marcada por barrancos radiales a la Caldera, mientras que en la costa Suroeste la erosión marina ha tallado un acantilado de hasta 700 m. Éste, sin embargo, ha quedado lejos del mar debido a las lavas recientes, que han hecho avanzar la línea de costa al crear deltas de lava.

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  Fig. 2El fondo marino

Una imagen del fondo marino (Fig. 2) permite varias observaciones de interés: una, que el edificio Cumbre Vieja continúa hacia el Sur otros 20 km bajo el mar, aunque con una forma más complicada; y otra, que casi todo el entorno de la isla está tapizado por depósitos de avalanchas submarinas parecidos a los que rodean Tenerife. La gran elevación de La Palma permite entender la frecuencia de las avalanchas catastróficas, un ejemplo excelente del efecto Sísifo; como veremos, hay un importante debate abierto sobre el cómo y especialmente sobre el cuándo de estos desplomes gravitacionales.

Las unidades geológicas

En el mapa geológico de La Palma (Fig. 3) se distinguen hasta seis edificios volcánicos:

1. el citado volcán submarino, que forma un complejo basal;
2. el Edificio Taburiente 1, cubierto casi por completo por el gran Volcán en escudo Taburiente II, que forma las paredes de la caldera y todo el Norte de la isla;
3. el Estratovolcán de Cumbre Nueva, mutilado por los deslizamientos (y que, a pesar de su nombre, no es el más reciente);
4. el Estratovolcán Bejenado, un edificio mediano parcialmente destruido;
5. y, por último, el gran edificio activo de Cumbre Vieja.

El complejo basal palmero se distingue de los de Fuerteventura y La Gomera por:

• a) la abundancia de lavas submarinas;
• b) la rareza de sedimentos y la relativa escasez de rocas plutónicas;
• c) el menor tamaño de la malla de diques;
• d) la menor influencia tectónica.

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  Fig. 3Mapa geológico de La Palma

Esto último no es sorprendente: en la época de su construcción (entre 4 y 3 Ma) las grandes etapas de deformación de la corteza en el área de Canarias ya habían tenido lugar, aunque la sismicidad actual prueba que las hostilidades no han cesado totalmente.

Los otros puntos se explican porque en el complejo basal de La Palma vemos, debido a la menor erosión sufrida, un nivel menos profundo que en las otras dos islas. En Fuerteventura y La Gomera, la mayoría de los sedimentos representa el fondo oceánico del Atlántico previo a la construcción de las islas, y buena parte del edificio submarino ha sido erosionada.

En cambio, en el complejo basal de La Palma los únicos sedimentos son pequeños lentejones contemporáneos a las lavas submarinas y atrapados entre ellas, y las raíces plutónicas están menos expuestas.

Desde el punto de vista de la estructura, la característica más destacable del complejo basal de La Palma es que está fuertemente inclinado, por lo que una caminata horizontal se convierte en un excelente corte en profundidad. Esto es lo que sucede en el Barranco de las Angustias, donde en 3,5 km se recorre un apilamiento de 1.800 metros de lavas almohadilladas. Estas rocas tienen diferentes texturas (aspectos) según la profundidad a la que fueron emitidas: en concreto, a profundidades mayores de 1 .200 m la presión es demasiado grande para que los gases puedan separarse del magma.

Por ello, si en una pillow-lava encontramos vacuolas (antiguas burbujas de gas), podremos deducir que se formó por encima de esa profundidad. Pero la individualización masiva de los gases sólo se produce en general a menos de 700 m, lo que vendrá indicado por la presencia de brechas, que indican una erupción explosiva, o sea con una fase gaseosa que rompe la lava al separarse.

La serie submarina fue emitida por pequeños volcanes monogenéticos basálticos (alguno, traquítico) que crecieron sobre un fondo casi plano; como los de las dorsales oceánicas actuales, estos edificios tienen vida corta y elevadas tasas de emisión, por lo que las lavas que emiten pueden recorrer varios kilómetros antes de solidificarse. Al crecer, los volcanes submarinos experimentan avalanchas, también representadas en la serie submarina.

Las lavas más profundas fueron emitidas a unos 1.800 m, y afloran en la zona de Dos Aguas, en el extremo Nordeste del Barranco de las Angustias, mientras que las más someras fueron emitidas a nivel del mar, y afloran en el extremo Suroeste.

Las lavas almohadilladas están atravesadas por tres familias de diques: unos se inyectaron en la vertical (por lo que ahora están inclinados, como toda la serie), otros son sills (diques que intruyen como capas horizontales, y que ahora están también inclinados), y los terceros se inyectaron cuando el complejo basal ya se había inclinado, y por tanto siguen siendo verticales: son los conductos de las lavas que formaron el Edificio Taburiente.

Las rocas plutónicas son gabros, y afloran en el fondo de la caldera. Sus contactos con las lavas submarinas están cubiertos por la malla de diques; además, ni siquiera todos los gabros de la Caldera de Taburiente pertenecen al complejo basal, ya que la intensa erosión ha descubierto también las raíces del Volcán Taburiente II (que sucedió al edificio submarino), formadas por gabros más ricos en álcalis.

Como las rocas del complejo basal de Fuerteventura, las lavas submarinas más profundas están metamorfizadas por la intensa circulación de agua cerca de la cámara magmática. El agua marina se infiltra, se calienta a alta temperatura y circula a través de las grietas provocando un metamorfismo llamado hidrotermal. En él se forman minerales de color verde (como clorita, un tipo de mica) que son la causa de que todas las rocas de la parte superior del Barranco de las Angustias tengan un tono gris verdoso.

Sobre el complejo basal se apoyan varios niveles de brechas caóticas; los inferiores, que están metamorfizados, deben de ser parte del mismo complejo. Los superiores, en cambio, están formados por restos de un estratovolcán basáltico, y probablemente son la huella de un colapso del Volcán Taburiente 1.

A continuación vienen las lavas y diques del Taburiente II, que forman la pared de la caldera, y que están separados por otra brecha de un tercer estratovolcán, el Cumbre Nueva, del que sólo queda un residuo relativamente pequeño, al Sur de la caldera. El Edificio Bejenado, un estratovolcán esencialmente basáltico como los anteriores, constituye el actual cierre Sur de la caldera, que comenzó a erosionarse durante la construcción de aquél.

Parte de los sedimentos del abanico aluvial de El Time, en la desembocadura del Barranco de Las Angustias, se formaron entonces. Otra parte de ellos, que comprende depósitos de playa, es posterior, igual que lo son las brechas procedentes de la excavación erosiva, en general enérgica, de la caldera. Estas brechas existen tanto en la desembocadura como en el interior del anfiteatro, donde se conocen como Serie de Los Roques por presentarse en pináculos, restos erosivos de un nivel continuo de brechas hoy destruido por la erosión.

El último edificio volcánico construido en La Palma es el de Cumbre Vieja, que forma la dorsal del sur de la isla. Se trata de un volcán poligenético en tejado, (comparable por lo tanto al edificio del dorsal en Tenerife) que cubre 220 km2 y presenta pendientes muy escarpadas en las que se acumulan conos basálticos estrombolianos, freáticos y freatomagmáticos, además de algunos domos monolíticos.

La estructura

Inicialmente se pensó que el basculamiento del volcán submarino era consecuencia de la tectónica, pero en este momento la hipótesis más apoyada es que la inclinación tiene por causa la intrusión de los sills, lo que explica el hecho de que la parte central esté más elevada que los bordes. Sin embargo, la posible influencia de una fractura en la génesis de la Caldera de Taburiente sigue siendo objeto de discusión. Algunos autores han propuesto que esta posible fractura condicionaría una gran avalancha que originaría la caldera, pero veremos que los datos de campo no apoyan esta supuesta catástrofe.

La construcción del Edificio Cumbre Vieja sí está claramente marcada por la tectónica. Cuando la actividad volcánica comienza a trasladarse desde el Norte hacia el Sur de la isla, se definen, igual que en Tenerife, tres ejes estructurales (señalados en la figura 1), orientados hacia el Sur, el Noroeste y el Nordeste.

También como en Tenerife, uno de los tres es el predominante, mientras que el tercero está poco definido: si allí el eje Nordeste estaba perfectamente marcado por el edificio de la dorsal, aquí es el Norte-Sur el que concentra la mayor parte de la actividad; y si en Tenerife el eje Sur estaba mal expresado, en La Palma ese papel corresponde al eje Noroeste. A pesar de ello, este eje ha condicionado buena parte de las erupciones históricas en la isla.

El control estructural Norte-Sur está definido no sólo por las alineaciones de volcanes, sino también por fallas en relevo (figuras 3 y 5). Estas fracturas, fácilmente localizables, parecen reactivarse en las erupciones y constituyen uno de los motivos de preocupación para los científicos que estudian el riesgo volcánico en Canarias.

La evolución de La Palma

De todas las del archipiélago, sin duda es esta isla la que presenta una partida de nacimiento más precisa. La Palma nació hace 4 millones de años, cuando en un fondo oceánico de unos 4.000 m de profundidad comenzaron a abrirse grietas; pronto estaban en marcha erupciones submarinas que en un millón de años iban a construir un gran edificio volcánico por encima del nivel del mar.

A lo largo de ese periodo, el carácter de las emisiones cambió de tranquilo a violento, a medida que las lavas iban siendo emitidas a menor presión. El monte submarino sufrió repetidos desplomes gravitacionales, pero se recuperó a base de etapas de intensa actividad: en una de ellas creció 300 m en un solo episodio magmático.

Hace 3 Ma, el volcán submarino se iba aproximando a la superficie, un hecho delatado por la abundancia de hialoclastitas (depósitos fragmentarios de lava y vidrio, rotos al entrar en contacto con el agua) y piroclastos. Cuando finalmente la alcanzó, su estructura era la de un gran cono inestable, y por ello rápidamente erosionado, en parte por procesos catastróficos (brechas apoyadas en el complejo basal), y por ello hasta dejar al descubierto su misma cámara magmática (gabros de la caldera).

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  Fig. 4Crecimento del Volcán de Taburiente

Este periodo destructivo duró más de un millón de años, ya que la actividad volcánica emergida más antigua se produjo hace 1,7 Ma: es el Volcán Taburiente 1 (Fig. 4), que creció sobre la parte Norte del volcán submarino.

Parte de las brechas apoyadas en el complejo basal (y que también forman los debris-avalanches submarinos de la figura 2) deben de ser sus restos. A continuación comienza a elevarse el Taburiente II, un edificio en escudo circular cuya chimenea principal coincide casi exactamente con la del volcán submarino.

La pared de la caldera es el interior, descarnado por la erosión, de este edificio; que fue, por cierto, construido a toda prisa, entre 0,8 y 0,6 Ma. Pero la caldera aún no existía: antes de que sea excavada deben pasar todavía muchas cosas.

La primera de ellas es que, por causas que se desconocen, la actividad volcánica se convierte en trashumante: sin que el ritmo decaiga, Taburiente II pasa la antorcha a un nuevo edificio situado más al Sur: el Volcán Cumbre Nueva, que crece (y crece, hasta superar los 3.000 m) sobre el flanco Sur del Taburiente.

Este castillo de naipes formado por tantos volcanes gigantes apilados sobre otro, (el edificio submarino), cuyo techo estaba formado sobre todo por material fragmentario (las hialoclastitas y piroclastos finales) no podía terminar bien: hace unos 500.000 años, cuando estaba en plena actividad, un tercio del Volcán Cumbre Nueva se derrumbó hacia el Suroeste, en un espectacular colapso de flanco que terminó en el fondo del Atlántico (avalancha de Cumbre Nueva, figura 2).

Además, el descabezamiento del edificio provocó la descompresión de la cámara magmática, y por tanto una reactivación del vulcanismo (efecto St. Helens) en la zona descubierta: así comenzó la construcción del Estratovolcán Bejenado.

Y también, por fin, la excavación de la Caldera de Taburiente. Aunque se ha dicho que esta espectacular depresión se formó en una avalancha catastrófica, hay demasiados datos en contra de esta hipótesis:

1. Su forma (un óvalo muy cerrado) no se parece en nada a las cicatrices de los colapsos auténticos, como los valles de Tenerife.
2. Las paredes verticales no sugieren una fractura en forma de cuchara (lo típico de las avalanchas), sino que recuerdan a los acantilados, que se forman por retroceso erosivo.
3. El vulcanismo debido a la descompresión de la cámara magmática brilla por su ausencia en el fondo de la caldera.
4. En los bien estudiados sedimentos de El Time no hay nada semejante al dúo mortalón-brecha explosiva que es la marca de las avalanchas reconocidas.

En suma, la Caldera de Taburiente parece una depresión erosiva generada como consecuencia de la avalancha de Cumbre Nueva: los bordes de la cicatriz de este deslizamiento eran inestables, y la erosión se encargó (sin duda secundada por avalanchas secundarias, que formaron la Serie de los Roques) de agrandarlos.

Los sedimentos de El Time son los residuos de este proceso destructivo, que se acumularon en la salida entre el Bejenado y la Caldera. Pero, ¿por qué tanta erosión, precisamente en la Caldera? La hipótesis de que el Barranco de las Angustias sigue una fractura tiene varios puntos de apoyo: es innegable que la dirección Nordeste es la mejor definida de la isla, y el Barranco de las Angustias tiene una traza rectilínea precisamente en esa dirección. Además, el Barranco de los Sauces (ver la figura 2) constituye la prolongación geométrica de Las Angustias hacia el Nordeste. Todavía más: la reconstrucción del relieve del fondo oceánico permite localizar una continuación submarina de esta zona de fractura.

El último capitulo de esta evolución contempla cómo el foco de magmatismo sigue derivando hacia el Sur, lo que tiene dos efectos: el más visible es la construcción del volcán de Cumbre Vieja, centrado en un punto triple donde convergen tres ejes estructurales; pero al mismo tiempo, al cesar bruscamente la emisión de lavas en el entorno de la caldera, la erosión ha podido proseguir sin obstáculos su ataque a un relieve tan importante, dando lugar a la depresión cuya fama atrajo a Von Buch hasta el archipiélago.

Por la Ruta de los Volcanes

Observaciones en los cráteres y las lavas
de la erupción de 1949

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  Fig. 5La erupción de 1949

Recorrido a pie (10 km ida y vuelta) por el sendero marcado GR131, que forma parte de la llamada Ruta de los Volcanes. Se puede añadir un recorrido en coche (unos 25 km) para ver la colada de lava entre Todoque y San Nicolás.

La erupción de 1949 (Fig. 5) comenzó el 24 de Junio en una grieta del Volcán Duraznero con una erupción freatomagmática que duró hasta el 8 de Julio. Este día una fisura en Llano del Banco, a 3 km en dirección Noroeste, tomó el relevo, emitiendo una colada que llegó a la costa Oeste en Puerto Naos, creando un delta de lava.

El 12 de Julio, el Hoyo Negro, 700 m al Norte del Duraznero, inició una violenta erupción freatomagmática que duró hasta el 27, momento en el que cesó toda actividad por tres días. El 30 de Julio, la erupción acabó con 12 horas de intensa actividad en los dos picos: el Duraznero emitió un gran flujo de lava (con una enorme cantidad de enclaves, evidencia del colapso del techo de la cámara magmática) que rellenó una depresión al pie del cráter y después se desbordó hacia el Este, formando una colada que casi alcanzó la costa. Fue evidente que los tres centros estaban conectados en profundidad por un sistema de fallas, ya que repetidamente iniciaron o cesaron su actividad al unísono.

Hay varias preguntas sin resolver sobre esta erupción. Por una parte, la sismicidad de 1936, que comenzó en la Caldera de Taburiente y luego se extendió al Sur de la isla, se ha considerado un indicio de que el magma que alimenta los volcanes de Cumbre Vieja se puede originar bajo los volcanes antiguos.

Por otra parte, las fallas asociadas a la erupción de 1949 han sido objeto recientemente de una gran polémica, cuando un grupo internacional de vulcanólogos ha emitido opiniones discordantes sobre si estas fracturas implican que existe riesgo de un deslizamiento catastrófico de la mitad Oeste del edificio en el curso de alguna erupción futura en Cumbre Vieja.

Desde Santa Cruz, el recorrido en coche es de 20 km. Se toma la carretera de Los Llanos, y poco después de pasar el Túnel de la Cumbre (que, por cierto, atraviesa lo que queda del Volcán Cumbre Nueva) se sigue una desviación a la izquierda hasta el Refugio del Pilar. El sendero GR131, que recorre casi toda la isla, pasa por el refugio y sigue hacia el Sur.

El ascenso inicial nos lleva al Mirador de Birigoyo, desde donde hay una buena vista de los volcanes del Norte: Taburiente II, Cumbre Nueva y Bejenado. Siguiendo el sendero, muy bien cuidado, atravesamos una de las fallas que se abrieron entre los tres centros eruptivos, poco antes de llegar al cráter del Hoyo Negro. La actividad freatomagmática ha dejado dos tipos bien diferenciados de depósitos: unos con grandes bloques en el interior del cráter, y otros finos y muy bien estratificados en el borde. Los primeros se formaron cuando las explosiones lanzaron al aire bloques arrancados de la chimenea y los dejaron caer de nuevo en el cráter, mientras que la ceniza se derramaba desde el borde (donde se acumuló) hacia el exterior.

El Duraznero es uno de los conos volcánicos más interesantes de la isla. Las bocas activas en 1949 se encadenan a lo largo de una fisura Norte-Sur en torno a la cual se han formado tres conos de escorias soldadas (spatter). Bajo ellos está el lago de lava que se desbordó el último día de la erupción.

En varios lugares hay evidencia de que la tectónica sigue activa hoy: las fallas directas no sólo tienen aspecto de ser muy recientes, sino que además están cruzadas por otras fallas menores. La controversia gira en torno a la continuación en profundidad de estas fallas: ¿se trata de simples fisuras volcánicas, o por el contrario son la expresión en superficie de importantes fracturas en cuchara como las que dan lugar a los grandes derrumbamientos gravitacionales?

Hay indicios a favor de la segunda opción: por ejemplo, la mayor parte de las grietas no parecen relacionadas con la cámara magmática, ya que no han actuado como vía de evacuación de gases. Por otra parte, la existencia de depósitos de repetidos deslizamientos al Oeste de la isla y la muy marcada pendiente actual de Cumbre Vieja hacen a este edificio un candidato de primera a experimentar de nuevo el efecto Sísifo.

Lo que es imposible es predecir cuándo; ni siquiera es seguro, aunque sí probable, que el suceso tenga lugar durante una erupción volcánica, ya que la inyección de diques y la sismicidad que rodean a éstas incrementan la inestabilidad.

Para completar el itinerario con una visita a las coladas de 1949 hay que volver a tomar el coche, llegar hasta El Paso, y allí dirigirse a Fuencaliente. En San Nicolás nos desviaremos a la izquierda, hacia Todoque, pero antes de llegar a este pueblo, la carretera cruza las coladas de Llano del Banco, que tienen estructuras pahoehoe muy vistosas.

El último volcán

Una visita nostálgica al Volcán Teneguía

Desde Fuencaliente se llega en unos 10 minutos de carretera hasta las inmediaciones del volcán que hizo erupción durante 24 días en Octubre y Noviembre de 1971. El Teneguía es un cono de escorias que experimentó una erupción estromboliana típica, con fuentes de piroclastos durante la mayor parte del periodo eruptivo y varias coladas de lava al final.

Un aspecto no aclarado de esta erupción es su posible relación con la de 1949. En la crisis sísmica que precedió a ésta, los seísmos más intensos se produjeron al Sur de Fuencaliente, muy lejos de los puntos que después entraron en actividad. Se ha sugerido que quizás el magma rellenó una fractura (es decir, se inyectó un dique), sin llegar a la superficie, en el lugar donde el Teneguía surgió 22 años después.

En el camino al Teneguía se pasa por el Volcán de San Antonio, un enorme cono de escorias de 200 m de altura junto al que hubo una erupción en 1677. Desgraciadamente, algún funcionario avispado del Ayuntamiento de Fuencaliente ha tenido la idea de cobrar la entrada al cono, en el que han montado unos lamentables camello-tours; pero afortunadamente visitar el Teneguía sigue siendo gratis.

Desde la carretera, la vista general del volcán hoy contrasta con la de 1971. Igual sucede con sus coladas y con las grietas por las que estuvo emitiendo fumarolas durante meses después de la erupción. El Teneguía, la única erupción histórica canaria que ha sido fotografiada exhaustivamente, nos ofrece la oportunidad de imaginar activos también los otros volcanes.