Megadeslizamientos en las Islas Canarias

INTRODUCCIÓN Es relativamente habitual la presencia de estructuras geológicas que, por diversas causas, sobrepasan el límite de estabilidad y colapsan. Los deslizamientos ocurren tanto en tierra como en el mar, y tanto en la Tierra como en los demás planetas terrestres. La mayoría de estos deslizamientos son exclusivamente gravitatorios y suelen implicar volúmenes relativamente reducidos (millones de m3). Son muy abundantes en valles encajados, laderas escarpadas, cortes de carreteras, etc., especialmente cuando las rocas están alteradas y empapadas de agua en épocas de lluvias intensas y prolongadas. Por su elevada frecuencia este tipo de deslizamiento origina víctimas, incluso en desplomes de escaso volumen. Son también abundantes los deslizamientos de mayor entidad, especialmente catastróficos cuando afectan a cursos de ríos o grandes embalses. Como ejemplo de este último tipo podemos citar el deslizamiento ocurrido en octubre de 1963 en la región de los Alpes italianos, donde se había construido poco antes en una angosta garganta la presa más alta del mundo de la época (presa de Vajont, 257 m de altura, 150 Hm3embalsados). El deslizamiento de la pared del valle movilizó 260 millones de m3de rocas que desplazaron agua y lodo de la presa, inundando el cauce y originando 2000 víctimas y cuantiosos daños económicos, en el peor desastre por deslizamiento de la historia reciente de Europa. En Canarias son frecuentes los desplomes en los cortes de las carreteras, paredes de barranco y en los cantiles costeros (Fig. 1). Los desplomes costeros abundan en todas las islas, particularmente en las más recientes (las Occidentales), y se forman al socavar el oleaje la base de los cantiles (efecto cornisa), proceso que contribuye al rápido retroceso de la costa (Carracedo et al., 2001). En las islas occidentales se suelen generar por desplomes costeros plataformas litorales bastante extensas, en las que se asientan cultivos y casas y se conocen localmente como “fajanas”. 44 MEGADESLIZAMIENTOS EN LAS ISLAS CANARIAS Megalandslides in the Canary Islands (*) Estación Volcanológica de Canarias, CSIC, La Laguna, Tenerife, Spain ([email protected]) (**) Dpto. FísicaGeología, Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, Spain (***) Géolab UMR 6042 CNRS, Clermont-Ferrand, France (****) Museo Nal. de Ciencias Naturales, CSIC, Madrid J. C. Carracedo (*), F. J. Pérez Torrado (**), R. Paris (***) y E. Rodríguez Badiola (****) RESUMEN Los deslizamientos gravitatorios implicando volúmenes relativamente reducidos (millones de m3) son muy frecuentes, no así los que afectan a decenas, centenares e incluso miles de km3. Estos deslizamientos gigantes o megadeslizamientos son especialmente importantes y frecuentes en las islas oceánicas, particularmente en sus primeras etapas de desarrollo en escudo. Fueron descubiertos en las Islas Hawaii, donde alcanzan volúmenes “prodigiosos” de miles de km3, pero es en las Canarias donde, a pesar de su menor volumen, son particularmente espectaculares y donde han sido mejor estudiados, tanto en sus etapas prey post-colapso en tierra, como las características y extensión de sus depósitos de avalancha en los fondos marinos. Los megadeslizamientos no sólo son procesos muy importantes en el desarrollo de las islas oceánicas y en sus riesgos naturales, sino que influyen en su variabilidad petrológica y aportan importantes recursos paisajísticos en forma de espectaculares valles y calderas. ABSTRACT Relatively small gravitational landslides (millions of m3) are frequent geological features, but giant landslides or megalandslides (up to thousands km3) are rare and largely related to the development of oceanic islands, principally in the initial shield stages. They were first documented in the Hawaiian Islands, but are extraordinarily well represented in the Canary Islands where they have been comprehensively studied onshore –the preand post-collapse stages and processes and the evolution of nested volcanism– and offshore –their characteristics and extension of the debris avalanche deposits. Megalandslides are important features in oceanic-island development and associated natural hazards. Their valleys and calderas form spectacular landscapes and add to the natural and economical resources of the islands. Palabras clave: Deslizamientos gigantes (megadeslizamientos), tsunamis, islas oceánicas, Islas Canarias Keywords: Megalandslides, tsunamis, oceanic islands, Canary Islands. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009. (17.1) 44-56 I.S.S.N.: 1132-9157 Particularmente importantes fueron los deslizamientos de Rosiana, en el centro de Gran Canaria, reactivados en varias ocasiones en fechas históricas (1879, 1921, 1923 y 1956). El último movimiento, en febrero de 1956, vino precedido por unas precipitaciones excepcionales (hasta más de 270 mm en 24 h) que movilizaron unos 3 millones de m3de materiales, ocupando una superficie de unos 330.000 m2y provocando la destrucción de numerosas construcciones (casas, carretera y un puente), así como la evacuación de unas 250 personas (Linares et al., 2001). En este artículo sólo vamos a ocuparnos con mayor detalle de aquellos deslizamientos de tan enorme volumen que, hasta hace pocos años, se habían buscado explicaciones para su origen más fácilmente asumibles que el colapso gravitatorio, como procesos explosivos o de hundimiento asociados a calderas volcánicas, largos periodos de intensa erosión, etc. En los deslizamientos gigantes o megadeslizamientos (giant landslides o megalandslides) no hablamos de millones de m3, sino de decenas, centenares e incluso miles de km3. Estos deslizamientos gigantescos requieren generalmente el concurso de otros procesos además de los puramente gravitatorios, por lo que se asocian fundamentalmente a ambientes volcánicos y sub-oceánicos. Se había venido observando en algunos edificios volcánicos la presencia de cuencas que se prolongaban desde los flancos del volcán en extensos abanicos de materiales fragmentarios, formando el conjunto una estructura típica en colinas redondeadas (hummocks). Hoy parece obvia la explicación de esta disposición por el colapso lateral del volcán y la dispersión de los productos removidos formando una avalancha con la típica morfología colinar (Fig. 2A). Sin embargo, sólo fue al observarse directamente el deslizamiento del flanco norte del 45 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1) Fig. 1.- Típico desplome costero (slump) en la costa oeste del volcán Taburiente (La Palma). Estos deslizamientos casi verticales son muy numerosos y frecuentes y aceleran considerablemente el retroceso erosivo de la costa. Fig. 2.- Deslizamientos gravitatorios: A. Colapso lateral del flanco de un volcán. El material movilizado se dispersa en una avalancha caótica formada por grandes bloques englobados en una matriz, dando morfologías características en forma de colinas (hummocks). B. Cuando el deslizamiento afecta a una isla oceánica suele implicar mayor volumen (a veces centenares e incluso miles de km3) y extensión. La avalancha se extiende generando en el frente un alud rocoso y flujos de materiales finos en régimen turbulento (turbiditas) . volcán St. Helens (EE UU, mayo de 1980) que se reconocieron estas estructuras como producto del colapso lateral de los edificios volcánicos. Los efectos del deslizamiento gravitatorio de una parte del cono del volcán St. Helens fueron devastadores, a pesar de que el volumen movilizado fue sólo de 2.9 km3y la superficie afectada de unos 60 km2. Podemos hacernos idea de lo que pueden implicar megadeslizamientos cuyas avalanchas se extienden a lo largo de miles de km2, implicando volúmenes de miles de km3 (Fig. 2B). Por ejemplo, la avalancha del deslizamiento de Nuuanu, al NE de la isla de Oahu, movilizó unos 3.000 km3de materiales, que se extendieron por una superficie de unos 23.000 km2(Fig. 3). En islas oceánicas como las Hawaii, donde estos procesos de gigantescos deslizamientos parecían más evidentes, la evaluación del tamaño de las cicatrices y los productos que se habrían removido para formarlas indicaban volúmenes tan enormes que llevó mucho tiempo aceptar su origen por deslizamiento a pesar de las evidencias en este sentido. Los primeros deslizamientos gigantes fueron identificados en la década de los 60 del siglo pasado en el norte de la isla de Molokai a partir de mapas batimétricos de baja resolución (Moore, 1964). Sin embargo, no fue hasta la década de los 80 cuando se realizaron prospecciones sistemáticas mediante imágenes de sonar de barrido lateral (GLORIA, acrónimo de Geological Long Range Inclined Asdic), lográndose identificar y cartografiar los principales deslizamientos de las Islas Hawaii. Es muy indicativo que el título escogido por sus autores para el primer artículo en que se describen fuera “Prodigious submarine landslides on the Hawaiian Ridge” (Moore et al., 1989). En definitiva, los megadeslizamientos en Canarias tienen un gran interés para la comunidad científica internacional. Pero también son un magnífico recurso docente que puede ser utilizado en diferentes niveles educativos por varias razones: 1. la enorme magnitud del proceso, no sólo del megadeslizamiento en sí, sino también de los tsunamis que puede generar (ver ejemplo de Agaete), lo convierte en un tema muy atractivo para el alumnado, 2. el riesgo real que supone para las personas, con periodos de recurrencia de decenas a centenares de miles de años, puede ser un buen ejemplo para tratar el concepto de tiempo geológico, o 3. las noticias sensacionalistas y la necesidad por parte de los medios de comunicación de un tratamiento informativo riguroso. Además, la proximidad local del fenómeno es un valor añadido en los centros educativos de Canarias. MEGADESLIZAMIENTOS EN CANARIAS En realidad la existencia de megadeslizamientos en las islas oceánicas, entre ellas las Canarias, no debía haber sido tan sorprendente, sino bastante evidente. Bravo (1962) estuvo muy cerca de lograr evidencia de la existencia de estos deslizamientos en las Canarias, aprovechando la excepcional circunstancia de la existencia de numerosas galerías excavadas para la explotación del agua subterránea, muchas de ellas penetrando en la estructura profunda de las islas y alcanzando las brechas de diversos deslizamientos. Sin embargo, interpretó erróneamente estos depósitos como materiales explosivos que, alterados y transformados en capas plásticas (fanglomerados según este autor), funcionarían como lubricante para propiciar desplomes que acelerarían la erosión. En realidad estos depósitos no facilitan sino que son generados en el propio deslizamiento (debris avalanche) y no pueden influir en los colapsos al ser originados por ellos. La generación de megadeslizamientos no está constreñida a la existencia de depósitos explosivos alterados y plásticos, sino que pueden darse en cualquier escenario de edificios volcánicos inestables (Carracedo, 1994). Los volcanes, y particularmente las islas generadas por la acción de un punto caliente, mantienen una actividad eruptiva extraordinariamente intensa, especialmente en sus fases juveniles de desarrollo. En este estadio las islas crecen muy rápidamente, superando con frecuencia el límite de estabilidad del edificio insular o de parte de él. En consecuencia, las zonas inestables se desploman, gracias a lo cual se recupera el equilibrio y el edificio volcánico puede seguir su desarrollo. Sin embargo, el proceso es más complejo que el simple juego de crecimiento-inestabilidad-deslizamiento, interviniendo otros agentes dinámicos derivados del propio volcanismo que construye las islas, muy especialmente en las zonas de máxima concentración de centros eruptivos e intrusiones (diques) que se han definido como zonas de rift. El sistema dependiente rifts-deslizamientos gravitatorios fue modelizado por Carracedo (1994). Recientemente se ha propuesto asimismo un modelo del papel que los deslizamientos masivos y su posterior relleno puede tener en aportar a estas islas diversidad petrológica, favoreciendo procesos de diferenciación que dan lugar a abundante magmatismo félsico post-colapso. 46 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1) Fig.3.- Principales megadeslizamientos en las Islas Hawaii (Modificado de Moore et al., 1989). Las cifras expresan la extensión en km2de las avalanchas. Los rifts, el motor de los deslizamientos En un artículo anterior de esta revista dedicado al relieve de las Canarias se describieron los rifts como elementos relevantes del relieve de este tipo de islas, sus verdaderas “montañas” o “cordilleras” (Carracedo et al., 2007a). En esta ocasión vamos a detenernos en su papel crucial en el desencadenamiento de deslizamientos gigantes. Es presumible que los deslizamientos gigantes acabarían produciéndose igualmente en las islas oceánicas incluso si no estuvieran estructuradas por sistemas de rifts múltiples, a causa de la tendencia de éstas a crecer por encima de su perfil de equilibrio, lo que tiene que conducir necesariamente a los colapsos laterales. Sin embargo, la existencia de los rifts condiciona decisivamente su desencadenamiento y disposición. En general puede decirse que la existencia de rifts vigorosos, como ocurre principalmente en las fases de desarrollo juvenil de las islas, favorece la generación de deslizamientos masivos y su reiteración. Como podemos ver en el esquema de la figura 4 del mencionado trabajo es posible que el empuje ascendente de la pluma mantélica abombe y acabe por 47 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1) Fig. 4.- Megadeslizamientos definidos en las Islas Canarias a partir de imágenes de sonar de barrido lateral. A: En las Canarias se han identificado al menos una docena de estos deslizamientos gigantes tanto por estudios oceanográficos (Urgelés et al., 1998), como en tierra (Carracedo, 1999). Sin embargo deben haberse producido muchos más, particularmente en las fases juveniles de desarrollo de las islas. 1. Deslizamiento de El Golfo (El Hierro), 2. El Julan (El Hierro), 3. Las Playas (El Hierro), 4. Tiñor (El Hierro); 5. Cumbre Nueva (La Palma), 6. Teno (Tenerife), 7. Las Cañadas (Tenerife), 8. La Orotava (Tenerife), 9. Anaga (Tenerife), 10. Güímar (Tenerife) (Imagen cedida por R. Urgelés). B: Las imágenes de sónar “fotografían” con precisión los depósitos de avalancha asociados a las cicatrices de deslizamiento (Imagen cedida por D. G. Masson). romper la corteza frágil, generando un sistema de fracturas triples (la disposición de mínimo esfuerzo). En este modelo, el magma penetra a través de esas fracturas por medio de conductos en forma de planos (diques), generando el típico volcanismo fisural, con alineaciones de centros eruptivos paralelos al eje de las fracturas. La acumulación del volcanismo con esta disposición da lugar a los rifts, estructuras volcánicas alargadas, dispuestas en tejado a dos aguas. La concentración de centros eruptivos en la cima del rift tiene su correspondencia en el subsuelo en un enjambre de diques que forma el sistema de alimentación de la estructura (Carracedo, 1994). En una zona de rift, como las típicas de Canarias, se conjugan una serie de factores que actúan de forma coherente incrementando la inestabilidad del conjunto. El primero y más lógico es el propio peso de la estructura y su relación altura/base (relación de aspecto). El progresivo crecimiento del rift manteniendo una alta relación de aspecto disminuye continuamente su estabilidad. La relación de aspecto de los rifts de Canarias es mucho mayor que en los rifts de las Islas Hawaii por lo que son mucho más inestables. Esto se explica porque en Canarias las tasas eruptivas son muy inferiores, así como el recorrido de las coladas, por lo que los rifts son de base reducida y gran altura, alcanzando frecuentemente altos niveles de inestabilidad. Sin embargo, puede que los esfuerzos gravitatorios no sean por si mismos decisivos para la generación de muchos de estos deslizamientos masivos, siendo más relevante el papel jugado por las intrusiones. En efecto, en un estudio reciente del Rift Noreste de Tenerife (Carracedo et al., 2009) se ha podido comprobar que las tasas de crecimiento y de intrusión en estas estructuras pueden ser extraordinariamente elevadas en fases concretas de su desarrollo. En periodos de tiempo muy cortos, apenas unos miles de años, no sólo crece la estructura incluso por encima de 1,5 cm/año, sino que este crecimiento está lógicamente acompañado de tasas de intrusión igualmente elevadas, inyectándose centenares de diques en una franja de extensión reducida. Ahora bien, la intrusión continuada de diques sólo puede realizarse si parte del conjunto se mueve libremente y expande, acomodando las sucesivas intrusiones. En caso contrario la continuidad del proceso intrusivo transformaría el rift en un sistema compresivo, que inhibiría progresivamente la inyección de diques, cerrando el proceso. Es precisamente ese desplazamiento lateral forzado de uno de los flancos del rift por el efecto de cuña de las sucesivas intrusiones el elemento decisivo en la generación de los deslizamientos laterales. El volumen implicado dependerá de la zona del rift afectada, siendo máximo cuando el bloque movilizado es el comprendido entre dos rifts. La isla de El Hierro, la más joven de las Canarias y en un estadio aún incipiente de desarrollo (las lavas emergidas más antiguas datadas tienen 1.12 Ma), es un excelente ejemplo de la interrelación rifts-megadeslizamientos (Fig. 5). A pesar de su extrema juventud esta isla presenta rasgos geomorfológicos aparentemente propios de ambientes que han experimentado una fuerte erosión (cantiles verticales de hasta 1.400 m en formaciones de apenas unos cientos de miles de años). Sin embargo, es imposible una tasa erosiva tan elevada, que además tendría que compensar una actividad eruptiva reciente muy intensa y continuada. La existencia de al menos cuatro megadeslizamientos en el corto intervalo de 1 millón de años explica adecuadamente la morfología de El Hierro, imposible mediante una erosión normal (marina, lluvia, viento, etc.). La explicación lógica de la morfología de El Hierro implica la presencia de rifts y megadeslizamientos y tiene su lógico correlato en la estratigrafía volcánica de la isla. Si observamos el corte geo48 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1) Fig. 5.- A. Imagen 3-D de la batimetría y topografía de El Hierro mostrando un edificio en forma de tetraedro con agudas aristas y flancos de acusadas pendientes, y los lados arqueados formando ensenadas tapizadas con productos de avalancha (Masson et al., 2002). B. Esquema estructural de El Hierro, que asocia las aristas a rifts y las ensenadas a megadeslizamientos. Obsérvese la concentración de centros eruptivos en los ejes de los rifts (también en el esquema del recuadro superior). lógico de la Fig. 6 podemos ver que la isla se va configurando por la agregación de sucesivos edificios volcánicos que siguen una pauta común: 1. Crecimiento hasta superar el nivel de estabilidad, 2. Deslizamiento masivo, 3. Relleno de la cuenca de colapso anterior y crecimiento de un nuevo edificio volcánico anidado en la cuenca del deslizamiento anterior, 4. Repetición del mismo ciclo. En el caso de El Hierro se formó inicialmente el edificio volcánico Tiñor, entre 1.12 y 0.88 Ma. A su colapso siguió una nueva fase de actividad que rellenó completamente la depresión originada formando el edificio volcánico El Golfo (545.000-134.000 años), que a su vez tuvo un deslizamiento hace unos 130.000 años que formó la actual depresión de El Golfo, cuyo relleno está actualmente en progreso. Lógicamente, cuanto más antiguos son los deslizamientos más difícil resulta su identificación. El megadeslizamiento de Tiñor, ocurrido en el intervalo entre 0.88 y 0.54 Ma, sólo ha podido reconocerse y reconstruirse por estudios geocronológicos y estratigráficos (Carracedo et al., 2001), ya que la identificación de los correspondientes depósitos de avalancha en el fondo oceánico no pudo realizarse al quedar enterrados por avalanchas sucesivas (El Golfo) y por la sedimentación marina. Áreas y volúmenes de los megadeslizamientos de las Islas Canarias Como se ha comentado con anterioridad, la combinación de estudios geológicos en las islas y en sus fondos marinos ha sido crucial para la interpretación correcta de estos procesos de megadeslizamiento. No obstante, en ocasiones surgen discrepancias, tanto en la asignación de edades para un deslizamiento concreto (como por ejemplo para el de El Golfo en El Hierro que los estudios marinos lo datan en 15.000 años, mientras que las dataciones radioisotópicas en la isla lo posponen al menos a más de 20.000 años, tal vez 130.000 años) como, sobre todo, en los cálculos volumétricos. Hay que precisar que el cálculo de los volúmenes de la cicatriz dejada en tierra por el deslizamiento (caldera de deslizamiento) y de sus depósitos de debris avalanche submarinos resulta muy difícil y, en ocasiones, poco preciso, sobre todo cuanto más antiguo sea el evento. Paris (2002) propuso unas relaciones para estos cálculos volumétricos que se sintetizan en la figura 7. Como puede observarse, el volumen vaciado en la caldera de deslizamiento original (Vo) se ve afectado a lo largo del tiempo por la actividad erosiva de retroceso de sus escarpes (Ve), así como por la actividad 49 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1) Fig. 6. Crecimiento de la isla de El Hierro por sucesivos ciclos de crecimiento y colapso (Carracedo et al., 2001). Fig. 7. Relaciones utilizadas para los cálculos volumétricos en los megadeslizamientos (Paris, 2002). sedimentaria y volcánica de relleno (Vr), especialmente esta última que tiende a anidarse en su interior con posterioridad al colapso. Asimismo, el volumen original de los depósitos de debris sufre un aumento significativo a lo largo del transporte de estos materiales, mediante la incorporación de sedimentos de los fondos marinos (Vi) por los que se distribuye y, en menor medida, pérdidas por erosión y/o desplomes parciales en sus frentes de avances (Vp) que suelen alimentar a depósitos turbidíticos más distales. La tabla I recoge los valores comparados de las superficies y volúmenes en los escarpes originados por los deslizamientos y los dejados por sus depósitos en los fondos marinos colindantes. Se observa que los volúmenes asignados a los depósitos de debris suelen ser superiores en varios órdenes de magnitud a los calculados en las cicatrices terrestres, lo que pone de manifiesto la importancia de la incorporación de sedimentos abisales en los debris durante su flujo. Por otro lado, si comparamos los volumenes observados en Canarias con los calculados para las islas Hawaii (ver figura 3), se pone de manifiesto la mayor envergadura de los deslizamientos hawaiianos, que obedecen a la mayor fertilidad del punto caliente de estas islas, que se traduce en una actividad volcánica mucho más abundante. Algunos ejemplos de megadeslizamientos de las Islas Canarias La situación de las Canarias en el interior de una placa litosférica explica la ausencia de fenómenos tectónicos de envergadura (grandes terremotos, plegamientos y fallas), que mayoritariamente se dan en los bordes de las placas, particularmente en los de colisión. A falta de la enorme energía que aporta el encuentro de placas, los únicos procesos que pueden generar en Canarias fenómenos parecidos, aunque de mucha menor magnitud, son el empuje generado por la intrusión de magma –levantamientos y basculamientos, como en la serie submarina de la Caldera de Taburiente o en Gran Canaria– y el propio peso de las islas y de sus formaciones volcánicas, que puede dar lugar a fallas de asentamiento, deslizamientos gravitatorios y basculamientos. Entre los megadeslizamientos mejor conocidos y documentados de las Islas Canarias podemos citar el que produjo la falla de San Andrés, en el El Hierro, un raro ejemplo de deslizamiento abortado. Tal vez sea éste el mejor ejemplo en Canarias de formación de una gran falla, la falla de San Andrés, similar a muchas en ambientes más genuinamente tectónicos (Guillou et al., 1996; Day et al., 1997; Carracedo et al., 2001; Carracedo, 2008). En realidad se trata del único ejemplo en Canarias de un deslizamiento gigante parcialmente abortado, donde excepcionalmente puede verse parte del bloque colapsado que ha quedado anclado sin completar su recorrido. Esta excepcional circunstancia nos permite obtener información muy valiosa sobre las características mecánicas de estos deslizamientos (velocidad de deslizamiento, temperatura de fricción, etc.). Otro destacable megadeslizamiento es el que generó la Caldera de Taburiente. Esta explicación motivó un cambio en la interpretación de esta espectacular depresión que, de considerarse una caldera erosiva prototípica a partir de su estudio por Lyell en 1854, se ve ahora como un megadeslizamiento (Carracedo et al., 1999a; 2001). 50 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1) Tabla 1. Principales megadeslizamientos de las Islas Canarias. Sin embargo el megadeslizamiento más emblemático de las Canarias es la Caldera de Las Cañadas, en la isla de Tenerife, ocurrido hace unos 200.000 años. Particularmente interesante es la reconstrucción del proceso de relleno de esta cuenca de deslizamiento, que culminó con la formación del Teide, un gran estratovolcán félsico (Carracedo et al., 2007b). Recientemente se ha reconstruido la historia geológica de la Dorsal Noreste de Tenerife, un rift posterosivo muy activo y con múltiples megadeslizamientos. El colapso lateral inicial de este rift (Micheque), ocurrido hace unos 830.000 años, había pasado desapercibido por estar completamente rellenado y fosilizado por la actividad eruptiva posterior (Carracedo et al., 2009). Después de este deslizamiento inicial ocurrieron otros dos en el Rift NE: el de Güímar, casi inmediatamente después y posiblemente como respuesta al primero, y el de La Orotava, más tardío (unos 560.000 años). Estos dos últimos ya habían sido correctamente interpretados como originados por colapsos laterales (Navarro y Coello, 1989; Carracedo, 1994; Watts y Masson, 1995). La reconstrucción de la historia volcánica y estructural del Rift NE ha aportado la sorprendente evidencia de que estos rifts pueden ser tan activos en los estadios de rejuvenecimiento post-erosivo como en los periodos juveniles de desarrollo en escudo de las islas. Los megadeslizamientos como generadores de recursos Los megadeslizamientos no sólo tienen un interés científico, al explicar adecuadamente la generación de estructuras calderiformes relevantes en las islas oceánicas, así como aportar variedad volcánica y petrológica, sino que constituyen por sí o por las condiciones que favorecen, recursos muy importantes. Como recurso natural los valles de deslizamiento son estructuras paisajísticas de enorme espectacularidad y valor ambiental. Dos de los Parques Nacionales de Canarias, las calderas de Taburiente y Las Cañadas, son precisamente cuencas originadas por deslizamiento. Esta última y el estratovolcán félsico anidado del Teide han sido recientemente declarados Patrimonio Mundial por sus características únicas, principalmente la evolución y variedad de los magmas de relleno post-colapso (Socorro y Pérez Torrado, 2008). Tal vez menos conocido sea el relevante papel que las estructuras de deslizamiento y su posterior relleno juegan en la acumulación de reservas de agua subterránea, recurso esencial al aportar casi la totalidad del agua de consumo humano y para la agricultura y la industria de estas islas, carentes de aguas superficiales. Las cuencas de deslizamiento y su relleno constituyen excelentes reservorios para la acumulación del agua. Las brechas de deslizamiento que tapizan la cuenca generada por colapso se alteran y transforman rápidamente en un sustrato impermeable. Esta capa basal frena el flujo vertical del agua que, en consecuencia, se acumula en la formación de relleno, más reciente que la formación colapsada y por ello más porosa y permeable. Las reservas acumuladas (generalmente multianuales) se explotan mediante la perforación de galerías, túneles de 2 x 2 m y varios kilómetros de longitud. Las calderas de Taburiente y Las Cañadas y los valles de deslizamiento de La Orotava y Güímar son las zonas principales de acumulación de reservas de agua subterránea en las Canarias. Tal vez el caso más ilustrativo sea el importante acuífero descubierto hace unos años en la isla de El Hierro, tradicionalmente con una gran escasez de recursos hídricos a causa de la juventud y porosidad de sus formaciones volcánicas. Esta situación cambió radicalmente al perforarse un pozo-galería en la base del escarpe de El Golfo. En realidad el acuífero fue detectado casualmente, ya que está relacionado con el megadeslizamiento de Tiñor, de al menos 600.000 años, descubierto con posterioridad (Guillou et al., 1996; Carracedo et al., 1999b; Carracedo, 2008). Su cuenca, totalmente colmatada por el Volcán El Golfo, fue descubierta mediante estudios geocronológicos y paleomagnéticos (Guillou et al., 1996; Carracedo et al., 2001). Esta cuenca alberga el único acuífero importante de El Hierro que, explotado mediante un pozo-galería (Fig. 8 A), aporta suficientes recursos para la isla. La explicación geológica de este importante acuífero ilustra perfectamente la asociación de estas reservas de agua subterránea con las estructuras de megadeslizamiento. Como se indica en la Fig. 8 B, el colapso del flanco oeste del Volcán Tiñor, hace al menos 600.000 años, fue seguido de su relleno por la actividad post-colapso, que configuró un nuevo edificio volcánico anidado, el Volcán El Golfo, formado entre 550.000 y 158.000 años. Las forma51 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1) Fig. 8. Acuífero de El Golfo, en la isla de El Hierro (A) y explicación geológica de su origen (B). ciones subhorizontales de relleno acumulan las aguas de lluvia de la zona de cumbres, al apoyarse sobre el sustrato impermeable formado por el propio edificio Tiñor, más antiguo e impermeable, y la brecha de deslizamiento (Fig. 8 B), que actúan retardando el flujo vertical del agua. Los diques asociados a las formaciones de relleno, que las atraviesan, favorecen asimismo la acumulación al ralentizar el flujo horizontal del agua. Riesgos asociados a los megadeslizamientos: Los megatsunamis Los megadeslizamientos y su lógica inmediata secuela, los tsunamis de gran magnitud, tienen una probabilidad de ocurrencia a escala humana prácticamente insignificante. De hecho el hombre nunca ha presenciado un fenómeno de estas características hasta el colapso del flanco del Volcán St. Helens (USA, 1980), que apenas implicó el deslizamiento de 2.9 km3. La frecuencia de ocurrencia de los verdaderos megadeslizamientos, implicando decenas o centenares de km3, se cifra en decenas o centenares de miles de años, trascendiendo en mucho la escala incluso de la civilización humana, de apenas unos miles de años. Sin embargo, el fenómeno es de tal espectacularidad que permite fácilmente alcanzar los medios de difusión, incluso a escala mundial, si se especula con su ocurrencia y no se explica claramente el significado de las diferencias existentes entre el tiempo humano y el tiempo geológico. El mayor riesgo en Canarias relacionado con deslizamientos es, con mucha diferencia, el de desplomes de escasa entidad en paredes de barrancos y cortes de carretera. Son éstos los que han producido víctimas en el archipiélago, como los de Rosiana en Gran Canaria o el más reciente en la carretera de la costa norte de Tenerife, cerca de Garachico, en el que murieron varios turistas en un pequeño desplome del escarpe, que obligó legalmente a construir un túnel de varios kilómetros. No obstante, en los últimos años ha habido una tendencia bastante generalizada a exagerar los peligros asociados al volcanismo en las Canarias (Carracedo et al., 2005). Unas veces anunciando, sin pruebas científicas serias, la erupción de un volcán en Tenerife en octubre de 2004, el conocido como “Volcán de Octubre (Carracedo y Pérez Torrado, 2004), y otras, extendiendo en los medios de comunicación, particularmente ingleses y norteamericanos, las ideas sin mayor fundamentación de científicos ingleses que especularon en programas de televisión de la BBC y publicaciones científicas sobre un “inminente” desplome del flanco occidental del Volcán Cumbre Vieja (La Palma), asociándolo a la próxima erupción en este rift (Ward y Day, 2001). Como una erupción en esta zona, una de las más activas de Canarias, puede ocurrir en cualquier momento sin poderse anticipar la fecha, se deducía de las especulaciones de estos científicos que un megadeslizamiento y el subsiguiente megatsunami era asimismo potencialmente inminente, con efectos devastadores a escala planetaria. Son estas especulaciones sensacionalistas un claro ejemplo de lo que la Ciencia no debe hacer, tanto por la ausencia de evidencias científicas, más bien al contrario como veremos a continuación, como por el daño que se causa tanto a la calidad de vida y los intereses económicos de una región, como a la propia credibilidad de la Ciencia. Por otra parte, la población en general e incluso los medios de difusión tienen serios problemas para diferenciar la Ciencia seria de las especulaciones más o menos fantásticas, y menos en un debate en los medios entre científicos de ideas contrapuestas. Un megatsunami especulativo: El colapso de Cumbre Vieja, La Palma. La dorsal o rift de Cumbre Vieja, que forma la mitad sur de la isla de La Palma, es una estructura reciente (formada en los últimos 125.000 años) y muy activa, en la que se han concentrado la mitad de las erupciones volcánicas ocurridas en Canarias en el periodo histórico (últimos 500 años). No obstante, no existe la posibilidad de aplicar consideraciones estadísticas para siquiera aproximar una anticipación de la próxima erupción, ya que aunque parece existir un periodo medio de recurrencia del orden de unas decenas de años, esta pauta no es cierta, como demuestra el hecho de que entre la erupción de El Charco (1712) y la siguiente de San Juan (1949) transcurrieron 237 años (varias generaciones) sin actividad alguna en la isla. Mucho menos factible es la predicción de un megadeslizamiento, teniendo en cuenta que sólo se han documentado dos en La Palma, el de Garafía, hace 1.2 millones de años, y el de Cumbre Nueva, que dio lugar a la Caldera de Taburiente hace 560.000 años (Carracedo et al., 1999a, 2001; Carracedo, 2008). El último de Canarias, el de El Golfo en la isla de El Hierro, ocurrió hace al menos 20.000 años, posiblemente incluso hace 130.000 años (Carracedo et al., 1999b, 2001). El detallado estudio del Rift NE de Tenerife, que como hemos visto ha permitido la reconstrucción precisa de las fases previas a la generación de varios megadeslizamientos, indica claramente que el rift mantuvo niveles de estabilidad críticos durante centenares o miles de años, incluso con fases de reptación (creeping) evidenciadas por el cambio en la dirección de los diques, que pasaron en la fase crítica de direcciones paralelas al eje del rift a direcciones paralelas a la cabecera de la futura cuenca de colapso (Carracedo et al., 2009). Es evidente que aunque a escala geológica este lapso de tiempo de centenares o miles de años puede considerarse casi instantáneo, no lo es a escala humana. Los fenómenos que lógicamente acompañarían este periodo crítico, como frecuente e intensa sismicidad, deformaciones del terreno, desplomes, etc., se prolongarían durante muchos años y, de ocurrir ahora, anunciarían la inminente posibilidad de un proceso de deslizamiento sin ambigüedad posible. Esto no ocurre ni en La Palma ni en ninguna otra isla de las Canarias. En realidad todo el proceso especulativo sobre el pretendido megadesliza52 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2009 (17. 1)