PILLOW LAVAS - LAVAS ALMOHADILLAS
Lugares descritos en las Islas Canarias:
Isla de Tenerife ; Sta. Cruz de Tenerife
Isla de La Palma, Bco. Las Angustias y Caldera de Taburiente.
Isla de Fuerteventura, Ajui,
Isla de Gran Canaria ; Las Palmas de Gran Canaria : Barranco de Tamaraceite (A), Barranquillo del Cardón (B), Salto del Negro (C).
Google maps.
Barranco de Tamaraceite:
Este es uno de los puntos geológicos que la naturaleza concede y el hombre debe preservar desde ayer. Un simple talud de una carretera que solo viene en las guías de geólogos "frikis"según Miguel Calvo en FMF y que no solo nos enseña lo que ocurrió cuando las lavas se enfriaron rápidamente al entrar en contacto con el mar. Mar que en 4 m.a. ha descendido, mejor dicho la Isla "ascendió" 90m aprox. como podemos ver a continuación del reportaje fotográfico los trabajos de Torrado sobre dichas formaciones adaptados a formato blog.
Este es uno de los puntos geológicos que la naturaleza concede y el hombre debe preservar desde ayer. Un simple talud de una carretera que solo viene en las guías de geólogos "frikis"según Miguel Calvo en FMF y que no solo nos enseña lo que ocurrió cuando las lavas se enfriaron rápidamente al entrar en contacto con el mar. Mar que en 4 m.a. ha descendido, mejor dicho la Isla "ascendió" 90m aprox. como podemos ver a continuación del reportaje fotográfico los trabajos de Torrado sobre dichas formaciones adaptados a formato blog.
Vista del Barranco de Tamaraceite, cerca de la desembocadura, desde la carretera de Chile. SE-NO
Entrada la zona de las Pillow Lavas. Actualmente el Cuartel Manuel Lois está en desuso, aunque con vigilancia para la evitar que volvieran a convertirse las instalaciones en refugio de ocupas e indigentes.
Durante el invierno del 2010-2011 se tiene constancia de derrumbes de consideración en la zona . En la fotografía, detalle de las labores de limpieza efectuada del desprendimiento y donde centenares de muestras se empiezan a mezclar con la basura que han tirado desaprensivos.
La zona pese a los esfuerzos del Servicio Municipal de Limpieza y Policia Local se convierte periódicamente en vertederos ilegales y zona de botellón.
Detalle de la formación de colada basanítica de las pillow lavas.
En las Pillow aparecen diversas mineralizaciones ( Jose Mangas):
Inosilicatos: Piroxenos (Augitas (Ca(Mg,Fe,Al)Si2O6))
Nesosilicatos: Olivinos oxidados a Iddingsita
Tectosilicatos: Ceolitas entre otras:
Philipsita ((K,Na,Ca)1-2(Si,Al)8O16.6H2O ),
Chabasita (CaAl2Si4O12.6H2O)...
Carbonatos: Aragonitos aciculares.
De forma masiva Calcitas, recubriendo o soldando mineralizaciones.
Oxidos: Calcedonia ( Miguel Calvo)
Detalle de unión entre pillow lavas, con ceolitas y carbonatos
Detalles de diversas formaciones de la zona.
Fotos de las zonas de contacto:
En la parte inferior de las imagenes los tenique de fonolitas.
En la zona alta de las imagenes las pillow lavas.
Entra medio de ambas areniscas, arcillas, cenizas...
Detalles del corte geológico de la zona de enfrente del Barranco de Tamaraceite (NO)
Barranquillo del Cardón:
( dedicado a mi compañero de trabajo Orlando Mateo " Landi " que cuando me dio las dos muestras, me llevo a donde las había cogido y me explico como era el barranquillo cuando era niño y jugaba en el.)
Vista desde la Avda. Juan Carlos I con el barranquillo , el Hospital Doctor Negrín y La Isleta al fondo.
Vista del barranquillo con la trasera de las casas del Camino Viejo del Cardón.
Escombreras con mineralizaciones características de las Pillow lavas.
La casualidad hizo que me pasara por la zona a recoger más muestras en el momento que estaban realizando catas y que amablemente el encargado me explicó como estaban realizando las catas para la construcción de un centro comercial.
Los desmontes que se habían hecho anteriormente han hecho un cambio en la fisonomía de la zona, quedando reflejado por vía oral por los recuerdos de Landi que en dicha zona había este tipo de formaciones en ambos lados del barranquillo del Cardón , tanto donde nos encontramos como al fondo que es la carretera del Cardón, estando detrás el corte de la carretera del Cuartel Manuel Lois.
Detalle de las cajas.
El Salto del Negro:
Vista desde el promontorio de la calle Guantanamo (N) con el cruce del Vertedero
Detalle del corte a pie de carretera.
Dos imágenes de ejemplos de pillow lavas rodadas.
Detalles de las Pillow donde destacan las Augitas, negras, entre 2 y 8 mm sobre la patina naranja de ceolitas y carbonatos submilimetricos.
Fonolitas con piroxenos ¿? y mineralizaciones con carbonatos,
A continuación algunas fotos de una muestra al azar
Augitas
Phillipsitas
Vista desde el promontorio de la calle Guantanamo (S)
Evolución Geomorfológica de la Isla de Gran Canaria: Isostasia, vulcanismo y disección fluvial (Islas Canarias, España)
Geomorphologic development of the Gran Canaria Island: Isostasy, Volcanism and fluvial dissection (Canary Islands Spain)
AUTORES:
AUTORES:
P.G. Silva 1, F.J. Pérez-Torrado2 y M. Martín-Betancor 3
1- Dpto. Geología, USAL, Escuela Politécnica Superior de Ávila, Hornos Caleros, 50. 05003 Ávila, España. pgsilva@usal.es
2- Dpto. Física (Geología), Facultad de Ciencias del Mar, ULPGC. 35017 Las Palmas de Gran Canaria, España. fperez@dfis.ulpgc.es
3- Dpto. Cartografía y Expresión Gráfica en Ingeniería, Edificio Ingenierías, ULPGC. 35017 Las Palmas de Gran Canaria, España
Resumen:
El análisis del volumen de material vaciado por la erosión fluvial en Gran Canaria permite calcular la respuesta isostática mediante la aplicación de sencillas ecuaciones de relieve geofísico. El volumen total de material erosionado (223,95 km3) en Gran Canaria tan solo representa el 0,5% del volumen total del edificio volcánico, pero cerca del 26% de su sector emergido (859,77 km3). Aún este pequeño volumen de descarga es capaz de explicar hasta el 83% (+71,1 m) de la elevación máxima (+143 m) de la isla registrada por horizontes de pillow-lavas (ca. 4 Ma) en el Sector NE de la isla. El análisis de las relaciones evolutivas entre erosión y vulcanismo en el contexto de los procesos de disección y elevación diferencial (SW-NE) de la isla aquí se interpretan como un proceso de flexura isostática generado por la masiva isla de Tenerife desde hace 3,5-3,8 Ma. Una retroalimentación entre descarga erosiva, elevación diferencial, efecto orográfico, flexura de la litosfera y underplating, controla la evolución de islas volcánicas de punto caliente durante su etapa de rejuvenecimiento.
Palabras clave: Erosión Fluvial, Isostasia, Relieve Geofísico, Islas Volcánicas, Gran Canaria.
Abstract:
The analysis of the volume of material wasted by fluvial erosion in Gran Canaria allows to evaluate the subsequent isostatic response (uplift) by means of the application of simple equations of Geophysical relief. The total removed volume (223.95 km3) in Gran Canaria only represents about 0.5% of the bulk volcanic edifice, but about 26% of its emerged sector (859.77 km3). Even this small amount of erosional unloading can explain the 83% (+71.1 m) of the maximum uplift (+143 m) recorded by pliocene (ca. 4 Ma) pillow-lava horizons in the NE slope of the island. The study of the evolutionary relationships between erosion and volcanism within the context of the differential dissection and uplift (SW-NE) are interpreted here as linked to the isostatic flexure generated by the neighbour and massive Tenerife Island since 3.5-3.8 Ma ago. Complex feedback between fluvial unloading, differential uplift, orographic effect, lithospheric flexure, and volcanic underplating, seems to control the geomorphological development of hot-spot volcanic islands during their rejuvenation stage.
Key words: Fluvial erosion, isostatic uplift, Geophysical relief, volcanic islands, Canary Islands.
INTRODUCCION:
La erosión de islas volcánicas básicamente produce una descarga del material subaéreo que genera a su vez su elevación isostática, reactivación de la red fluvial y un consiguiente rejuvenecimiento del paisaje (Watts, 2000).
Las islas de punto caliente, como es el caso de estudio (Carracedo et al., 2002), además se encuentran sometidas a movimientos de elevación diferencial progresivos producidos por la propagación de la flexura litosférica que acompaña la generación de islas adyacentes más jóvenes.
Estudios geofísicos en las Islas Canarias (Watts, 2000; Collier y Watts, 2001) revelan que la Isla de Tenerife ha ejercido un importante proceso de flexura Litosférica sobre las islas más antiguas y, en particular, sobre Gran Canaria. El crecimiento de la Isla de Tenerife (ca. 12 Ma) ha generado una flexura litosférica de unos 2-3 km de amplitud rellena por sedimentos procedentes de la erosión fluvial y gravitatoria de las zonas emergidas del archipiélago. Esta depresión litosférica se extiende unos 200-250 km. desde el centro de Tenerife (Fig. 1) y, en la actualidad, el suelo oceánico se encuentra hundido un máximo de hasta 500 m en la flexura (Collier y Watts, 2001).
La Isla de Gran Canaria, más antigua (ca. 14,5 Ma), se encuentra en la actualidad situada en el interior de la flexura isostática (moat) generada por Tenerife y ha estado sometida a movimientos de elevación diferenciales durante su desarrollo como consecuencia del proceso de ampliación y propagación de la mencionada flexura. Por tanto, asumiendo que los cambios climáticos y del nivel del mar han afectado de forma homogénea a todo el archipiélago, las variaciones en la disección fluvial de una isla en particular han de estar relacionadas con la edad del sector erosionado y con procesos de elevación y basculamiento diferencial de cada isla en particular.
FIGURA 1. Localización y batimetría del Archipiélago Canario, mostrando los sectores emergidos en blanco con la edad de los materiales subaéreos más antiguos en cada una de las islas, así como la posición actual de la depresión y abombamiento isostático provocado fundamentalmente por la Isla de Tenerife. Batimetría (curvas de nivel a 500m) tomada de Collier y Watts (2001).
Datos procedentes de la distribución altimétrica de horizontes pliocenos de pillow-lavas (ca. 4 Ma) en la Isla de Gran Canaria indican la existencia de una elevación diferencial NE-SW de aproximadamente 100 metros (Pérez-Torrado et al., 2002). En el sector W de la isla estos marcadores de antiguas posiciones del nivel del mar se encuentran a +46 m sobre el nivel del mar actual, mientras que en el NE se encuentran por encima de los 100 m con un máximo a +143 m. Este dato revela la existencia de un basculamiento general hacia el W o WSW de edad post-pliocena consistente con la flexura litosférica ejercida por la Isla de Tenerife, cuyo centro se sitúa a una distancia de unos 110-120 km de la costa Oeste de Gran Canaria.
EVOLUCIÓN VOLCÁNICA DE LA ISLA DE GRAN CANARIA.
El crecimiento subaéreo de islas volcánicas intraplacas sigue, en líneas generales, un mismo modelo evolutivo caracterizado por la sucesión de dos grandes fases magmáticas (fase juvenil y de rejuvenecimiento) separadas por un periodo de inactividad volcánica- erosión (Carracedo et al., 2002). La inclusión en uno u otro estadio evolutivo de una isla hace referencia a su posición respecto al punto caliente mantélico, fuente de alimentación magmática. Así, las islas de El Hierro (1,12 Ma) y La Palma (1,77 Ma), a unos 250 km al Oeste de Gran Canaria, se encuentran en la fase juvenil acorde con su localización en la vertical del punto caliente. La Gomera (9,5 Ma) está inmersa en el periodo de inactividad volcánica, mientras que Tenerife (12 Ma) se encuentra en el inicio de la fase de rejuvenecimiento con el crecimiento sucesivo de los estratovolcanes Cañadas-Teide-Pico Viejo. Por el contrario, Gran Canaria (14,5 Ma), Lanzarote (15,6 Ma) y Fuerteventura (20,6 Ma), en el extremo oriental del archipiélago, presentan un estadio de rejuvenecimiento bastante avanzado.
En Gran Canaria, la fase juvenil comprende el desarrollo de un volcán en escudo basáltico (14,5–14Ma), formación de una caldera de colapso (14 Ma: Caldera de Tejeda) y resurgencia post-caldera (14-8,3 Ma) con el emplazamiento masivo de materiales ignimbíticos sálicos que rellenaron la caldera, pero también mantearon las laderas del edificio en escudo (Carracedo et al., 2002).
Finalizada la fase juvenil, sobrevino un periodo de inactividad volcánica en la isla que se prolongó durante más de 3 Ma (8,8-5,5 Ma). La actividad erosiva reinante en este periodo generó la primera red de barrancos radiales antecesores de los actuales, cuya topografía condicionó la distribución de la subsecuente actividad volcánica y erosiva. De hecho, la geomorfología del Sector S-SW de la isla (Los Tableros, Macizo de Amurga) data de este primer episodio erosivo, ya que la actividad volcánica posterior se ha concentrado fundamentalmente en su sector N- NE.
Tras este episodio de inactividad tiene lugar la fase de rejuvenecimiento volcánico que se ha prolongado durante los últimos 5,5 Ma. Inicialmente presenta un carácter puntual con el desarrollo de un estratovolcán en el centro de la isla, el Roque Nublo (5,5-2,7 Ma). Los materiales resultantes de su actividad van a fluir y rellenar parcialmente la red fluvial previamente excavada, fundamentalmente en los sectores septentrionales de la isla. Eventualmente alcanzaron el mar, donde dieron lugar a unos extensos deltas de pillow-lavas en los sectores costeros del N-NE, y puntualmente en el W, de la isla, datados en unos 4 Ma (Pérez-Torrado et al., 2002).
El volcanismo post Roque Nublo (3,5 Ma a la actualidad), al contrario que su predecesor, es de carácter fisural y está caracterizado por la alineación de conos estrombolianos en una estructura de rift que atraviesa la isla de NE a SW. Las lavas surgidas de estos conos terminarán por rellenar la mayoría de los barrancos excavados en el escudo mioceno en el N-NE de la isla, dando lugar a suaves plataformas (Guillou et al., 2004) en las que posteriormente reincidirá la red de drenaje cuaternaria. De este modo, mientras la mitad NE de la isla registra el proceso erosivo cuaternario con la reactivación de la red fluvial, su mitad S-SW es un paisaje fundamentalmente relicto que data desde al menos las últimas fases de actividad del volcán Roque Nublo (3-2,7 Ma), aunque en su mayoría corresponde a la fase erosiva terminal del Mioceno que finalizó hace unos 5,5 Ma.
MATERIAL EROSIONADO, RESPUESTA ISOSTÁTICA Y DISECCION DIFERENCIAL DE LA ISLA.
A partir del MDT elaborado en base a la cartografía digital 1:5000 de la isla (Menéndez et al., 2008) y de la implementación de la cartografía geológica 1:25.000 sobre el mismo, se ha procedido a la identificación de las superficies pre-incisión y posteriormente al cálculo del volumen erosionado para cada una de las 58 cuencas de drenaje principales de Gran Canaria. Este análisis se ha zonificado siguiendo los diferentes sectores geomorfológicos identificados en la isla (Tabla I)
TABLA I. Promedios de los parámetros evaluados en los diferentes sectores geomorfológicos de la isla. (a): Laderas antiguas volcán mioceno; (j): Laderas jóvenes sobre plataformas basálticas; (h) vertiente húmeda; (s) Vertiente seca
A partir de estos datos morfométricos se ha calculado el “relieve geofísico”. Este responde a la división del volumen vaciado por la erosión (m3) por el área de la cuenca de drenaje (m2), resultando un valor en metros asimilable a la altura de la lámina teórica desmantelada por la erosión en cada cuenca analizada (Gilchrist et al., 1994). Si a esta lámina se le aplica una sencilla función de respuesta isostática, se obtiene el valor de la respuesta isostática de elevación a la descarga erosiva. Los mayores valores de volumen de material erosionado, relieve geofísico y elevación corresponden, lógicamente, a los sectores occidentales de la isla (NW y SW), donde el relieve es más antiguo (Escudo Mioceno) y se superponen los dos ciclos erosivos que ha sufrido la isla (ver tabla I). Estos valores se disparan en el sector NW donde además el efecto orográfico aumenta la disección fluvial en la vertiente Norte (húmeda) de la isla, focalizada fundamentalmente en la cabecera de erosión de Tejeda.
En cuanto a las tasas de incisión, se observa como las tasas promedio de la isla, independientemente de la edad, son mayores en la vertiente húmeda (Norte). Sin embargo, considerando la elevación total producida en cada sector en respuesta a la descarga isostática erosiva, se observa que en el sector NE los valores son máximos y en el SW son mínimos, pudiéndose interpretar esto en términos de un basculamiento NE-SW tal y como registran también los horizontes de pillow-lavas pliocenos (Pérez-Torrado et al., 2002).
El volumen total de material erosionado (223,95 km3) en Gran Canaria tan solo representa el 0,5% del volumen total del edificio volcánico, pero cerca del 26% de su sector emergido (859,77 km3). Aún este pequeño volumen de descarga es capaz de explicar hasta el 83% (+71,1 m) de la elevación máxima (+143 m) de la isla registrada en esos horizontes de pillow-lavas en el sector NE de la isla. El restante 17% de elevación, puede ser explicada por un conjunto de factores que involucran la flexura litosférica generada por Tenerife desde el desarrollo del edificio de Las Cañadas hace unos 3,8 Ma (Fig. 2). No obstante, no hay que descartar una contribución importante de la bajada del nivel del mar plioceno tras el comienzo del desarrollo de la Antártica hace unos 3,5 Ma.
FIGURA 2. Evolución esquemática de la disección diferencial de la isla de Gran Canaria en función de la expansión de la flexura isostática generada por Tenerife desde el Plioceno Superior y su retroalimentación por basculamiento, efecto orográfico y posible underplating bajo el bulge isostático externo de la flexura (ver figura 1). En negro se resaltan los edificios volcánicos activos en cada una de las fases.
La Isla de Tenerife comenzó su desarrollo subaéreo hace unos 12 Ma coincidiendo con las últimas fases de la construcción del Escudo Mioceno de Gran Canaria (Carracedo et al., 2002).
De acuerdo con el espesor elástico teórico (20 km) de la litosfera en Gran Canaria y las pequeñas velocidades de desplazamiento tectónico (2 mm/año) del archipiélago (Watts, 2000), la flexuración isostática de la corteza oceánica es difícil que se produjera con anterioridad al desarrollo del estratovolcán Cañadas (3,8-3,5 Ma). Este periodo coincide con eventos relevantes en la configuración del relieve de la Isla de Gran Canaria, tal y como: (1) Primeros colapsos del estratovolcán Roque Nublo; (2) Comienzo de la erupciones volcánicas del rift NW-SE que constituyen las plataformas volcánicas en el sector joven de la isla; y (3) Inicio de la disección actual en el sector antiguo de la isla, fundamentalmente centrado en el re-vaciado de los valles miocenos rellenos por los materiales de la fase Roque Nublo.
La situación de Gran Canaria en la parte interior del bulge isostático generado por Tenerife entre los 3,8 y 2,5 Ma, provocaría un basculamiento hacia el Este que habría facilitado la erosión fluvial y gravitacional de toda su fachada Oeste sometida a elevación durante el comienzo del presente periodo erosivo. Este hecho explicaría los mayores valores de elevación y descarga isostática que en conjunto registra el sector Oeste de la isla (fundamentalmente antiguo y húmedo).
Con posterioridad, la expansión de la flexura isostática de Tenerife, situó a Gran Canaria en el interior del surco isostático a comienzos del Cuaternario (2,5- 2,0 Ma.), dando lugar al presente fenómeno de basculamiento hacia el Oeste, el cual facilitaría la aceleración de la erosión fluvial en toda la fachada Este de la isla que se encontraría en elevación (ver figura 2).
Los valores de las tasas de incisión, y especialmente elevación, se disparan en el cuadrante NE de la isla (ver tabla I), donde esta elevación es retroalimentada por el efecto orográfico (vertiente Norte húmeda) en el sector más joven (vertiente Este). Además es en este sector NE de la isla donde se focaliza mayoritariamente la actividad volcánica reciente (<1 Ma) con erupciones pleistocenas e incluso holocenas.
Este vulcanismo mayoritariamente responde a erupciones freatomagmáticas y estrombolianas, que han generado conos volcánicos de diferente entidad, como es el caso de los volcanes de Arucas, La Isleta, Bandama, etc... en el entorno de la Ciudad de Las Palmas. Por lo general, las coladas volcánicas asociadas a estos edificios recientes se canalizan por la red de barrancos cuaternarios. Este vulcanismo podría estar alimentado por un proceso de Underplating (Krastel y Schmicncke, 2002) que según el esquema propuesto podría estar facilitado por la posición reciente del abombamiento isostático (bulging) al NE de Gran Canaria.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto PI2002/148 del Gobierno de Canarias y por el Proyecto GRANCA de la CICYT, Ministerio de Educación y Ciencia (Ref. CGL2004-04039/BTE).
REFERENCIAS
Carracedo, J.C., Pérez-Torrado, F.J., Ancochea, E., Meco, J., Hernán, F., Cubas, C.R., Casillas, R., Rodríguez-Badiola E. y Ahijado, A. (2002): Cenozoic volcanism II: the Canary Islands. En: The Geology of Spain (W . Gibbons y T . Moreno, eds.). Geological Society of London, Londres, 439-472.
Collier, J.S. y Watts, A.B. (2001): Lithospheric response to volcanic loading by the Canary Islands: Constrains from seismic reflection data in their flexural moat. Geophysical Journal International, 147: 660-676.
Gilchrist, A.R., Summerfield, M.A. y Cockburn, H.A.P. (1994): Landscape dissection, isostatic uplift, and the morphologic development of orogens. Geology, 22: 963-966.
Guillou, H., Pérez-Torrado, F.J., Hansen, A.R., Carracedo, J.C. y Gimeno, D. (2004): The Plio- Quaternary volcanic evolution of Gran Canaria based on new K-Ar ages and magnetostratigraphy. Journal of V olcanology and Geothermal Research, 135: 221-246.
Krastel, S. y Schmincke, H.U. (2002): Crustal structure of northern Gran Canaria, Canary Islands, deduced from active seismic tomography. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 115: 153- 177.
Menéndez, I., Silva, P.G., Martín-Betancur, M., Pérez- Torrado, F.J., Guillou, H., Scaillet, S. (2008): Fluvial dissection, isostatic uplift, and geomor- phological evolution of volcanic islands (Gran Canaria, Spain). Geomorphology, en prensa.
Pérez-Torrado, J.F., Santana, F., Rodríguez-Santana, A., Melián, A.M., Lomostchitz, A., Gimeno, D., Cabrera, M.C. y Baez, M.C. (2002): Reconstrucción paleogeográfica de los depósitos volcano-sedimentarios Pliocenos en el litoral NE de Gran Canaria (Islas Canarias) mediante métodos topográficos. Geogaceta, 32: 43-46.
Watts, A.B. (2000): The growth and decay of oceanic islands. En: Geomorphology and global tectonics (M.A. Summerfield, ed.). John Wiley & Sons, Chichester, 338-360.
Geo-Temas 10, 2008 (ISSN: 1567-5172)
Reconstrucción paleografica de depositos volcano sedimentarios pliocenos en el litoral NE de gran canaria (Islas Canarias) mediante métodos topográficos.
Palaeogeographical reconstruction of Pliocene volcano sedimentary deposits at coastal sectors of Gran Canaria ( Canary Islands) by means of topographic methods.
Autores: F.J. Torrado (1), F. Santana (2) A. Rodriguez-Santana (3) A.M. Melián (4) A. Lomostchitz (5) D.. Gimeno (6) M.C. Cabrera (7) y M.C. Baez .
Dpto.de Física (Geología). Edificio de Ciencias Básicas. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-
Las Palmas de Gran Canaria. Dpto. de Cartografia y Expresión Gráfica en la lngenieria. Escuela Universitaria Politécnica. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-Las Palmas de Gran Canaria. Dpto.de Ingeniería Civil. Escuela Universitaria Politecnica. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-Las Palmas de Gran Canaria.
Dpto. de Petrología, Geoquímicay Prospección Geológica. Facultad de Ciencias Geologicas. Universidad de Barcelona. Zona Universitaria de Pedralbes. 0807 1-Barcelona.
Autores: F.J. Torrado (1), F. Santana (2) A. Rodriguez-Santana (3) A.M. Melián (4) A. Lomostchitz (5) D.. Gimeno (6) M.C. Cabrera (7) y M.C. Baez .
Dpto.de Física (Geología). Edificio de Ciencias Básicas. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-
Las Palmas de Gran Canaria. Dpto. de Cartografia y Expresión Gráfica en la lngenieria. Escuela Universitaria Politécnica. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-Las Palmas de Gran Canaria. Dpto.de Ingeniería Civil. Escuela Universitaria Politecnica. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-Las Palmas de Gran Canaria.
Dpto. de Petrología, Geoquímicay Prospección Geológica. Facultad de Ciencias Geologicas. Universidad de Barcelona. Zona Universitaria de Pedralbes. 0807 1-Barcelona.
ABSTRACT
Palaegeographical reconstruclions of rnarine deposits in volcanic islands represent powerful geological tool to identify eustatic vs. isostatic relative movernents. NE coastal areas of Gran Canaria offer excellent outcrops of Pliocene rnarine deposits. 7hey have allowed not only the reconstruction of marine ground
surfaces at that time, but also the marine level registration that is shown in lava flows at the transition of subrnarineto subaerialstructures. Based on both geological and topographicrneihods, this workpresents the palaeogeographical reconstruction of the two aforernentioned levels, with centrimetre accuracy for three-dimensional coordinates.
Key Words: Topographic rnethods, pillow-lavas, marine level, Pliocene, Cran Canaria
Geogaceta, 32 (2002), 43-46 /SSN:0273683X
Introducción :
Los depósitos sedimentanos marinos pliocenos, así como la secuencia de lavas básicas asociadas a ellos, aflorantes en los sectores costeros del NE de Gran Canaria, han sido reconocidos y estudiados desde hace tiempo ( E.G Vuaagnat, 1960; Navarro et al. 1969; Lietz y Schmincke, 1975; Schmincke y Staudigel, 1976; Gabaldón et al. 1989; Pérez Torrado , 2000; Gimeno et al. 2000)
Los depósitos sedimentanos marinos pliocenos, así como la secuencia de lavas básicas asociadas a ellos, aflorantes en los sectores costeros del NE de Gran Canaria, han sido reconocidos y estudiados desde hace tiempo ( E.G Vuaagnat, 1960; Navarro et al. 1969; Lietz y Schmincke, 1975; Schmincke y Staudigel, 1976; Gabaldón et al. 1989; Pérez Torrado , 2000; Gimeno et al. 2000)
Todos estos trabajos destacan la importancia de este conjunto de materiales volcano sedimentarios para la identificación y cuantificación de movimientos isostáticos y/o eustáticos sufridos por la isla en este periodo. Este hecho queda de relieve en los mapas geológicos de Gran Canaria (ITGE, 1990, 1992), donde el nivel sedimenta'o marino guía presenta cotas que oscilan entre unos 50 a 140 m.a.
Figura 1- Mapa geológico de la Formación Detrítica de Las Palmas (modificado de ITGE 1992) con indicación del área de estudio.
Fig-1 Geological map of Las Palmas detritic formation (modified from ITGE 1992)
Fig 2 a) Panorámica de la secuencia volcanosedimentaria objeto de este trabajo.
- P1 es el plano de contacto entre los depósitos marinos del Miembro Medio y las pillow-lavas superiores.
- P2 es el plano formado por la transición de estructuras subacuáticas a sub-aéreas en las lavas.
- b) Detalle del contacto formado por el plano Pl. Se observan los conglomerados del Miembro Inferior (MI) con el típico " nivel rubefactado" a techo, los depósitos marinos (formados aquí por cenizas volcánicas retrabajadas por el mar con intercalaciones de niveles limosos) del Miembro Medio (MM) y las pillow-lavas (PL) superiores.
c) Detalle del plano P2 representado por tubos alimentadores con anillo vítreo y rellenos de hialo- clastitas formadas in situ.
- P1 es el plano de contacto entre los depósitos marinos del Miembro Medio y las pillow-lavas superiores.
- P2 es el plano formado por la transición de estructuras subacuáticas a sub-aéreas en las lavas.
- b) Detalle del contacto formado por el plano Pl. Se observan los conglomerados del Miembro Inferior (MI) con el típico " nivel rubefactado" a techo, los depósitos marinos (formados aquí por cenizas volcánicas retrabajadas por el mar con intercalaciones de niveles limosos) del Miembro Medio (MM) y las pillow-lavas (PL) superiores.
c) Detalle del plano P2 representado por tubos alimentadores con anillo vítreo y rellenos de hialo- clastitas formadas in situ.
Fig. 2 a) General view of the volcanosedimentary sequence studied in this work.
- P1 indicate the geological contact between marine deposits of Middle Member and upper pillow-lavas.
-P2 marks out the geological contact between submarine and subaerial structures of lava flows sequence.
- b) Detailed of P1 geological contact. Sequence formed by alluvial conglomerate of Lower Member (MI), With rubefacted layer at top; marine deposit detailed ( as layer reworked by sea with intercalations of times) of Middle Member (MM) and pillow lavas (PL).
- c) detailed of P2 geological contact, represented by feeder tubes filled with hyaloclastites sin situ.
- P1 indicate the geological contact between marine deposits of Middle Member and upper pillow-lavas.
-P2 marks out the geological contact between submarine and subaerial structures of lava flows sequence.
- b) Detailed of P1 geological contact. Sequence formed by alluvial conglomerate of Lower Member (MI), With rubefacted layer at top; marine deposit detailed ( as layer reworked by sea with intercalations of times) of Middle Member (MM) and pillow lavas (PL).
- c) detailed of P2 geological contact, represented by feeder tubes filled with hyaloclastites sin situ.
Apesar de estos antecedentes, nunca se ha llegado a realizar una reconstrucción paleogeográfica detallada que permita caracterizar con precisión los movimientos antes mencionados. El presente trabajo representa un primer paso en esta reconstrución, utilizando técnicas topográficas que permiten determinar coordenadas tridimensionales con una precisión planimétrica de 0.05 m. y una precisión altimétrica de 0.03 m.
Contexto geológico:
Contexto geológico:
Los materiales objeto de este trabajo (Fig.1) pertenecen a los denominados Miembros Inferior y Medio de la Formación Dentrítica de Las Palmas (Gabaldón et al 1989; ITGE 1990. 1992). El Miembro Inferior compuesto por depositos aluviales ( arenas y conglomerados de cantos fonolíticos) con potencias de hasta 120 m, formado a finales del Mioceno ( 8 a 5 m.a. aproximadamente) En el contacto con el Miembro Medio, los cantos fonolíticos presentan una característica patina de alteración de tonalidades rojizas ("nivel rubefactado") y abundantes huellas erosivas producidas por la actividad biológica marina (litófagos). El Miembro Medio comprende depósitos marinos litorales ( arenas, limos, y cenizas volcánicas retrabajadas), con potencias variables (desde centímetros a 5 metros). Sobre él se localizan una serie de depósitos volcanicos ( lavas y coladas piroclásticas) ligados a la actividad del volcán Roque Nublo activo en el plioceno ( Pérez Torrado, 2000)Entre estos materiales volcánicos se encuentran las lavas objeto de este estudio, las cuales muestran una amplia gama de estructuras de transformación de flujos subaéreos (principalmente pahoe) a submarinos (pillow lavas e hialoclástitas) y han sido datadas en unos 4.5- 4 m.a ( Lietz y Schmincke, 1975; ITGE, 1992)
Para la reconstrucción paleogeográfica se estimó, por un lado, el contacto entre los depósitos marinos del Miembro Medio y las pillow lavas superiores, y por otro lado, el tránsito de las estructuras submarinas a subaéreas dentro de la secuencias de lavas (fig. 2). Las primeras medidas permiten la reconstrucción paleogeográfica del suelo marino en la zona litoral, mientras que las segundas fijan la cota del nivel del mar en esa época.
Metodología topográfica:
El área seleccionada para el inicio de los trabajos topográficos fue el Barranco de Tamaraceite, desde su desembocadura hasta la unión del Barranco de Las Majadillas ( fig.1). Esta área presenta excelentes afloramientos de los planos geológicos a delimitar en ambas laderas del barranco y una continuidad lateral de unos 2 km. Sin embargo, , la fuerte orografía y la extensión del área requirió el desarrollo de redes topográficas que permitieran relacionar geográficamente todas las zonas de trabajo.
El sistema de referencia planimétrico establecido es el UTM (Universal Transversal Mercator) sobre el elipsoide W:GS:84 (World Geodetic System 1984). En cuantoa la altimetría se tomo el Nivel Medio del Mar referido al Puerto de La Luz ( Las Palmas de Gran Canaria) registrado en el mareógrafo del Instituto Español de Oceanografía.
La red de apoyo para las observaciones de los planos se realizó en dos fases:
- Una red de aproximación de cinco vértices desde los vértices geodésicos a la zona de trabajo mediante GPS.
- Otra red, a partir de la anterior, que distribuye estaciones topográficas cercanas a los afloramientos y permiten la observación directa de los mismos. Estaciones en estos últimos puntos y dependiendo de las características de los planos geológicos, se emplearon dos metodologías que solucionaban el problema de su inaccesibilidad:
- Radiación con medición de distancia con láser y sin prisma.
- Intersección directa simple.
Fig.3 a) Mapa de cotas obtenido para el plano P1 referenciado en el sistema de coordenadas UTM. Con trazo discontinuo se indica la falla supuesta a partir de las diferencias de cotas sistemáticamente observadas a ambos lados del Barranco de Tamaraceite.
b)Modelo tridimensional del mapa de cotas anterior.
b)Modelo tridimensional del mapa de cotas anterior.
Fig 3 a) UTM map with indication of topographic height obtained for P1 geologica1 contac Dashed lines represent fault trace deduced by the systematic differences of elevation of P1 in both sides of Barranco de Tamaraceite.
b) 3D model for the formed topographic map.
b) 3D model for the formed topographic map.
Fig 4.- Corte topográfico idealizado NO-SE ( marcado como I-I' en el mapa de la figura 3a) de los planos P1 y P2. Se indica la situación de la falla cuyo salto vertical es de unos 17 m, asi como la pendiente media estimada para el plano P1.
Fig. 4.- Idealized NW- SE topographic cross section ( I-I' in the figure 3a) of P1 and P2 geological contacts. It is indicated locaion of fault with vertical slip about 17 m. and medial slope for P1 geological contact.
Resultados y discusión:
Los datos topográficos obtenidos se trataron gráficamente obteniendo mapas de isolíneas, modelos tridimensionales y graficas de pendiente ( fig. 3 y 4). De esta forma, el plano geológico definido por el contacto entre los depósitos marinos y las pillow lavas superiores ( P1 en la fig 2a) se sitúa a cotas que oscilan entre 75 y 105 m obsevandose un salto de 17 m entre los afolramientos de la ladera NO del Barranco de Tamaraceite respecto a los de la ladera SE (fig. 3a). Asimismo , este plano presenta una pendiente media con valores comprendidos entre 1% a 5% (fig. 3 y4). Por lo que respecta al plano definido por la transición de las lavas submarinas a subaéreas ( P2 en la fig. 2a) sus cotas oscilan entre 118 y 125 m a lo largo del barranco, con un promedio de 121 m Para la ladera NO. las cotasbajan hasta valores comprendidos entre los 105 y 110 m (fig. 4).
La reconstrucción paleográfica de los depósitos marinos muestra una cuenca submareal somera, relativamente extensa y de suave pendiente ( fig.3b). Esto concuerda con la interpretación dada por algunos autores, tanto por el estudio de las estructuras sedimentarias como volcánicas (e.g. Gabaldón et al. 1989 ITGE, 1991,1992; Gimeno et al, 2000), de generación de amplias rasas costeras sobre los conglomerados aluviales del Miembro Inferior, Asimismo, la progresiva disminución de la diferencias de cotas entre este plano y el superior ( considerado el nivel del mar de la época) hacia el interior de la Isla (fig.4) , resulta compatible con un cambio lateral de subambiente litoral desde offshore hasta shoreface.
Respecto al plano marcado por la transición de estructuras submarinas a subaéreas en las lavas, efectivamente define la posición del nivel del mar en esa época y puede cifrarse en 121 m con un margen de +- 3 m. Este rango de error viene dado por la imposibilidad de definir puntos concretos en estas transiciones, ya que las mismas presentan siempre un carácter muy gradual, causado por la propia dinámica mareas ( mareas, oleaje, etc...). Por otro lado, según curvas de oscilaciones eustáticas a escala mundial (e.g. Haq et al, 1987), el nivel pudo alcanzar cotas de hasta + 100 m. para el periodo comprendido entre 5 a 4 m.a.. Por tanto, para explicar la altura del nivel del mar calculada en este trabajo resulta necesario el concurso tanto de movimientos eustáticos como isostáticos.
En cuanto a las diferencias de cotas observadas entre las laderas NO y SE del barranco para los dos planos estudiados ( fig. 3 y 4), deben ser causadas por la actuación de una falla, nunca antes caracterizada, cuyo salto vertical se estima en 17 m.
Como conclusión finas, cabe decir que la metodología aquí propuesta ha demostrado su eficacia de cara a la reconstrucción paleogeográfica pretendida. Por ello, en la actualidad se continua trabajando en el resto de áreas ocupadas por estos materiales en Gran Canaria.
Agradecimientos:
Este trabajo se ha realizado en el marco de los proyectos de la DGES PB96-0243 y de la Fundación Universitaria de Las Palmas AC-16/2001
Los autores desean agradecer a la Comandancia de Marina de Las Palmas de Gran Canaria las facilidades dadas para el acceso al Cuartel Manuel Lois donde existen espectaculares afloramientos de los materiales objeto de este trabajo. Asimismo, al personal de este cuartel por la hospitalidad dispensada en todo momento en las diferentes campañas que se realizaron allí.
Referencias:
ITGE(1990): mapas y memorias explicativas de las hojas 1001,I-II ( Las Palmas der Gran Canaria) y 1101-III-IV (Arucas) del Mapa Geológico Nacional 1:25.000
ITGE (1992): Mapa y memoria explicativa de la Hoja 21-21/21-22 (Gran Canaria) del Mapa Geológico Nacional a escala 1:100.000
Gabaldón, V; Cabrera, M.C y Cueto, L.A (1989): ESF Meeting on Canarian Volcanism, Lanzarote, 210-215. Gimeno, D.; Pérez Torrado, F.J.; Schneider, J.L. y Wassmer, P. (2000): Geotemas 1, (3), 325-328.
Haq, B.U., Hardenbol,J. y Vail, P.R. ( 1987): Science, 235, 1156-1167.
Lietz, J. y Schmincke, H.U. ( 1975): Paleogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 18, 213-239.
Navarro, J.m.; Aparicio, A y García Cacho,L (1969): Estudios Geol. 25, 235-248.
Pérez Torrado, F.J. (2000) Volcanoestratigrafía de Grupo Roque Nublo, Gran Canaria. Ed. del Cabildo de Gran Canaria y ULPGC, 459p.
Schmincke, H.U. y Staudigel des Sciences, Physiques el Natureles, Genéve 13, 153-157.
La reconstrucción paleográfica de los depósitos marinos muestra una cuenca submareal somera, relativamente extensa y de suave pendiente ( fig.3b). Esto concuerda con la interpretación dada por algunos autores, tanto por el estudio de las estructuras sedimentarias como volcánicas (e.g. Gabaldón et al. 1989 ITGE, 1991,1992; Gimeno et al, 2000), de generación de amplias rasas costeras sobre los conglomerados aluviales del Miembro Inferior, Asimismo, la progresiva disminución de la diferencias de cotas entre este plano y el superior ( considerado el nivel del mar de la época) hacia el interior de la Isla (fig.4) , resulta compatible con un cambio lateral de subambiente litoral desde offshore hasta shoreface.
Respecto al plano marcado por la transición de estructuras submarinas a subaéreas en las lavas, efectivamente define la posición del nivel del mar en esa época y puede cifrarse en 121 m con un margen de +- 3 m. Este rango de error viene dado por la imposibilidad de definir puntos concretos en estas transiciones, ya que las mismas presentan siempre un carácter muy gradual, causado por la propia dinámica mareas ( mareas, oleaje, etc...). Por otro lado, según curvas de oscilaciones eustáticas a escala mundial (e.g. Haq et al, 1987), el nivel pudo alcanzar cotas de hasta + 100 m. para el periodo comprendido entre 5 a 4 m.a.. Por tanto, para explicar la altura del nivel del mar calculada en este trabajo resulta necesario el concurso tanto de movimientos eustáticos como isostáticos.
En cuanto a las diferencias de cotas observadas entre las laderas NO y SE del barranco para los dos planos estudiados ( fig. 3 y 4), deben ser causadas por la actuación de una falla, nunca antes caracterizada, cuyo salto vertical se estima en 17 m.
Como conclusión finas, cabe decir que la metodología aquí propuesta ha demostrado su eficacia de cara a la reconstrucción paleogeográfica pretendida. Por ello, en la actualidad se continua trabajando en el resto de áreas ocupadas por estos materiales en Gran Canaria.
Agradecimientos:
Este trabajo se ha realizado en el marco de los proyectos de la DGES PB96-0243 y de la Fundación Universitaria de Las Palmas AC-16/2001
Los autores desean agradecer a la Comandancia de Marina de Las Palmas de Gran Canaria las facilidades dadas para el acceso al Cuartel Manuel Lois donde existen espectaculares afloramientos de los materiales objeto de este trabajo. Asimismo, al personal de este cuartel por la hospitalidad dispensada en todo momento en las diferentes campañas que se realizaron allí.
Referencias:
ITGE(1990): mapas y memorias explicativas de las hojas 1001,I-II ( Las Palmas der Gran Canaria) y 1101-III-IV (Arucas) del Mapa Geológico Nacional 1:25.000
ITGE (1992): Mapa y memoria explicativa de la Hoja 21-21/21-22 (Gran Canaria) del Mapa Geológico Nacional a escala 1:100.000
Gabaldón, V; Cabrera, M.C y Cueto, L.A (1989): ESF Meeting on Canarian Volcanism, Lanzarote, 210-215. Gimeno, D.; Pérez Torrado, F.J.; Schneider, J.L. y Wassmer, P. (2000): Geotemas 1, (3), 325-328.
Haq, B.U., Hardenbol,J. y Vail, P.R. ( 1987): Science, 235, 1156-1167.
Lietz, J. y Schmincke, H.U. ( 1975): Paleogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 18, 213-239.
Navarro, J.m.; Aparicio, A y García Cacho,L (1969): Estudios Geol. 25, 235-248.
Pérez Torrado, F.J. (2000) Volcanoestratigrafía de Grupo Roque Nublo, Gran Canaria. Ed. del Cabildo de Gran Canaria y ULPGC, 459p.
Schmincke, H.U. y Staudigel des Sciences, Physiques el Natureles, Genéve 13, 153-157.
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