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Geología y vulcanología de La Palma y El Hierro, Canarias Occidentales

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Author(s): Carracedo, J. C. | Badiola, E. R. | Guillou, H. | de la Nuez, J. | Pérez Torrado, F. J.

Journal: Estudios Geologicos
ISSN 0367-0449

Volume: 57;
Issue: 5-6;
Start page: 175;
Date: 2001;
Original page

ABSTRACT
The western Canaries, relatively little studied until a few years ago from the geological point of view, have however provided decisive data for understanding many of the most important geological problems of the Archipelago, which would probably have been dilucidated earlier, had the study begun with the most recent islands, as occurs in similar chains of oceanic volcanic islands in other parts of the world. To summarize the main geological features and evolutionary characteristics of both islands we emphasize the following stages of development: During the Pliocene, a submarine volcanic edifice or seamount formed in the island of La Palma, made up of pillow lavas, pillow breccias and hyaloclastites, intruded by trachytic domes, plugs of gabbros, and a highly dense dyke swarm. The intense magmatic and dyke intrusion uplifted the searnount up to 1,500 m, tilting it 45-50" to the SW. This intrusive phase was followed by a period of quiescence and erosion of the emerged submarine edifice. The definitive consolidation and progression of the construction of the island continued from at least 1.77 ma in angular and erosive discordance over the submarine basement. The subaerial volcanic reactivation, in which explosive volcanism predominated during the initial stages, producing abundant volcanoclastic and phreatomagmatic materials at the base of the subaerial edifice, persisted in a highly continuous manner until at least 0.41 ma. This initial subaerial stage shaped the northern volcanic shield, formed by the accumulation of several superimposed volcanoes, approximately concentric in relation to one another and the submarine basement. The initial stage of the northern volcanic shield lasted between 1.77 and 1.20 ma, during which period the Garafía volcano was built to a height of 2,500-3,000 m, with steeply sloping flanks, formed predominantly by alkaline basalts with abundant pahoehoe lavas. The rapid growth and progressive instability of the Garafía volcano culminated some 1.20 ma ago in a gravitational landslide of the south flank of the volcanic edifice. The eruptive activity that followed the collapse built the Taburiente volcano, that rests upon a clear angular discordance caused by the landslide. The landslide depression was filled completely some 0.89 ma ago, as shown by the age of the first lavas to overflow the collapse embayment. The filling-in of the depression by the Taburiente volcano lavas finally formed a sequence of horizontal lavas, predominantly alkaline basalts, that ponded against the headwall of the landslide scarp fonning a plateau in the centre of the volcanic shield. Coinciding approximately with the Matuyama-Brunhes boundary (0.78 ma) an important reorganisation of the Taburiente volcano took place, the dispersed emission centres of which progressively concentrated in three increasingly defined rifts (NW, NE and N-S) and subsequently in a central edifice situated at the geometrical centre of the volcanic shield. The abundant emissions of this final stage covered the earlier formations with sequences of lava flows up to 1,000 m thick in places, with the exception of a part of the alignments of cones of the rifts. The basaltic lavas evolved towards more differentiated phonolitic and trachytic terms at the terminal phases of construction of the volcano. One of these rifts, the southern or Cumbre Nueva rift, developed more than the others, possibly because the volcanism already began to migrate southwards, forming a N-S trending dorsal ridge over 2,500 m high. The progressive instability of the Cumbre Nueva rift, due to overgrowth, triggered the gravitational landslide of the western flank, in a process that took place about 560 ka ago, involving the detachment of some 180-200 km3 and the formation of a wide depression (the Valle de Aridane) and the beginning of the formation, by incision and retrogressive erosion, of the Caldera de Taburiente. The activity subsequent to the collapse in the northern shield was preferentially concentrated in the interior of the new collapse basin, quickly building the Bejenado stratovolcano. This activity was coetaneous with that of other residual centres dispersed over the flanks of the shield. The initially basanite lavas of Bejenado volcano evolved to mafic tephrites in differentiated lateral and terminal vents. The activity of the volcanic shield ceased definitively some 0.4 ma ago. After a transition period with a certain degree of activity associated with Bejenado late peripheral vents, volcanism was definitively located until the present in the new Cumbre Vieja volcano, at the south of the island. The oldest Cumbre Vieja lavas have been dated in 123 ka, although the first eruptions of the volcano may be considerably older. During this last stage of volcanism in La Palma a N-S trending rift has been formed, with predominantly basanitic, tephritic and tephri-phonolitic lavas, and intrusions of domes of tephri-phonolites and phonolites, frequently associated with eruptive vents. Numerous submarine eruptive vents, severa1 of which are apparently very recent, have recently been observed and sampled at the prolongation of the Cumbre Vieja rift southwards in the ocean. The foreseeable geological evolution of this rift is similar to that of its Cumbre Nueva predecesor, towards a progressive development and increasing instability, although changes may take place that may modify it towards more stable configurations, fundamentally the submarine progression of the southern tip of the rift, that could redistribute the volume of emitted materials, reduce the aspect ratio of the volcano and, consequently, its instability. The en echelon faults generated during the 1949 eruption have been interpreted as a possible detachment of the western flank of the volcano, although a more favourable hypothesis would be that such faults are surficial and contribute to accommodating the volcano by reducing its instability. A noteworthy aspect is the important role played by the mobility of the general feeding system of the volcanism in shaping the form and structure of the island. If the volcanism had not continually migrated southward since the final stages of construction of the northern shield, the island of La Palma would probably have taken on a similar configuration to that of the islands of El Hierro or Tenerife, in the shape of a triangular pyramid, with triple-armed rifts and landslide lobes between the rifts. The southward migration of volcanism in La Palma left the northern shield extinct, the rifts incomplete and finally configured an island lengthened in a N-S direction. Another point of interest is that the islands of La Palma and El Hierro are the first of the Canaries to form simultaneously, with possibly alternating eruptive activity, at least in the most recent period. This separation in a «dual line» of islands and the greater depth of its oceanic basement account for the long time they have required to emerge since the formation of the prior island of La Gomera. The island of El Hierro is geologically somewhat younger than La Palma and, because it formed over a stationary source of magma, it presents, in comparison, a perfect, concentric development, with superimposed volcanoes and a regular three-armed rift geometry. The activity of the subaerial volcanism began in El Hierro with the development of Tiñor volcano on the NE flank of the island (approximately from 1.12 to 0.88 ma), with the emission of massive typical basalts. The volcano developed quickly, with different stages of growth, the eruption of Ventejís volcano being the terminal explosive stage, and probably the precursor of the collapse of the NW flank of the edifice some 882 ka ago. The emissions of the new volcano -El Golfo, approximately 545 to 176.000 ka- totally filled the depression of the lateral collapse of Tiñor volcano, the lava flows of which then spilled over the flanks of the earlier volcano. The beginning of the construction of the El Golfo volcano seems to have taken place after a relatively long period of activity, probably coinciding with the maximum development of the Cumbre Nueva rift on La Palma. The initial subaerial activity at El Golfo was characterised by basaltic lavas that evolved to trachybasalts and trachytes, and finally towards more differentiated eruptive episodes indicative of the terminal state of the volcanic activity of the El Golfo volcano. The excessive growth of this volcano triggered the failure of its north flank, generating the spectacular scarp and present El Golfo depression. Subsequent volcanism, from emission vents arranged in a three-armed rift system (rift volcanism, with ages ranging from 145 ka to 2,500 years, with probably prehistoric eruptions), implies the much more moderate continuation of the earlier predominantly basanitic-tephritic volcanic activity. This period may correspond to that of maximum development of the Cumbre Vieja rift, in the island of La Palma.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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