Vulcanismo y sedimentación: interrelación en ambientes costeros

– 73 – EXCURSIÓN INTRA-CONGRESO Nº 3 Vulcanismo y sedimentación: interrelación en ambientes costeros M. C. Cabrera1, D. Gimeno2 y F. J. Pérez Torrado1 1 Departamento de Física (Geología), Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-Las Palmas de Gran Canaria. [email protected]; [email protected],es 2 Departamento de Petrología, Geoquímica y Prospección Geológica, Universidad de Barcelona. 08071-Barcelona. [email protected] ÍNDICE Introducción ......................................................................................... 74 La Formación Detrítica de Las Palmas............................................... 75 Itinerario ............................................................................................... 79 Parada 1. Pillow-lavas en el Barranco de Tamaraceite ...... 80 Parada 2. Brechas volcánicas en sedimentos de shoreface en las Cuevas del Guincho ................................... 84 Parada 3. Depósitos de Tsunami en el Barranco de Agaete 86 Agradecimientos ................................................................................... 88 Geo-Guías, 5 – 74 – Introducción Gran Canaria, como isla volcánica intraplaca, presenta rasgos que evidencian la competición dinámica que se produce entre los procesos constructivos (actividad magmática) y los destructivos (erosión y deslizamientos gravitacionales). Aún cuando la mayor parte de las huellas de esta competición se conservan normalmente en las faldas del edificio volcánico insular (apron), las especiales características de la corteza oceánica sobre la que se asientan las Islas Canarias (vieja y rígida) hacen que las islas más antiguas no sufran una rápida subsidencia, dando lugar a que se conserven en superficie sedimentos formados en ambientes diferentes, desde continentales a costeros. La interrelación entre el volcanismo y la sedimentación da lugar a depósitos con un amplio abanico de características híbridas. Cuando la interacción ocurre entre depósitos piroclásticos y detríticos se forman facies intermedias y es difícil a veces definir claramente su origen si no se conoce bien el contexto geológico de la zona. En el caso de que la interacción se produzca entre materiales lávicos y sedimentos en un medio acuoso, se forman lavas almohadilladas (pillow-lavas), que constituyen una litofacies típica de interacción agua-magma, o más raramente hielo-magma o sedimento inconsolidado-magma (Assorgia y Gimeno 1994; Castañares et al. 2000). En la mayoría de los casos son el producto del emplazamiento de magmas efusivos básicos sobre el fondo marino (en dorsales y montes submarinos). Las islas oceánicas, en la etapa madura o final de su crecimiento, también pueden proporcionar un ejemplo de generación de litofacies de pillow-lava, en relación con la entrada de coladas subaéreas más o menos desgasificadas en el medio submarino somero. En la mayor parte de los casos, los depósitos resultantes quedan recogidos en la parte sumergida de la isla (y por lo tanto son difícilmente accesibles para su estudio) e igualmente presentan un marcado predominio de las facies vítreas clásticas (hialoclastitas) sobre las coladas de pillows. Otros fenómenos ligados a las islas oceánicas intraplaca proceden del desmantelamiento rápido de las mismas por derrumbes parciales del edificio volcánico (Keating y McGuire, 2000). Esto da lugar a la formación de deslizamientos que pueden tener proporciones gigantescas, cuyo origen está ligado al apilamiento rápido de materiales volcánicos que se desestabilizan por gravedad unido a la existencia de empujes tensionales producidos por el volcanismo activo (una nueva intrusión, una erupción, un fuerte terremoto, etc.). Los depósitos de estos deslizamientos gigantes, conocidos como debris avalanche, han sido reconocidos en los fondos submarinos alrededor de las Islas Canarias y constituyen una forma acelerada de erosión que originan pérdidas de masa muy importantes, especialmente en las etapas juveniles de desarrollo de las islas (Carracedo et al., 2002). – 75 – La existencia de un relleno rápido de sedimentos en los fondos submarinos debido a estos deslizamientos es uno de los desencadenantes posibles de olas gigantes (tsunamis), que han debido producirse en Canarias cuando estos deslizamientos han tenido lugar. El choque de un tsunami con otra isla ya existente da lugar a unos depósitos sedimentarios muy característicos, volumétricamente reducidos y de difícil interpretación por causas no catastróficas. Estos sedimentos, relacionados directamente con la formación de las islas oceánicas, permiten la identificación de la existencia de deslizamientos gigantes en las islas vecinas (e.g. Moore y Moore, 1984). La Formación Detrítica de Las Palmas La sedimentación detrítica en las zonas costeras de Gran Canaria se produjo fundamentalmente durante el periodo de inactividad volcánica (entre 8,3 y 5,5 Ma) y a principios de la etapa de rejuvenecimiento, con el desarrollo del estratovolcán Roque Nublo (ver capítulo de Geología de Gran Canaria en este mismo volumen). A pesar de ello, es en este periodo donde se alcanzan los mínimos valores de acumulación de materiales en las faldas submarinas de Gran Canaria, en torno a los 22 m/Ma (Schneider et al., 1998), lo que indica que estas faldas submarinas crecen fundamentalmente en las épocas de mayor actividad volcánica. Los mejores afloramientos de estos depósitos sedimentarios se localizan en los sectores N-NE de Gran Canaria y constituyen la Formación Detrítica de Las Palmas (FDLP en adelante). La FDLP se definió en 1990 durante la elaboración de la cartografía geológica de Gran Canaria (síntesis en Balcells et al., 1992). Hasta ese momento, estos materiales se denominaban Terraza Sedimentaria de Las Palmas y como tal habían sido conocidos desde que Lyell recogiera algunos cortes de la misma y fauna fósil de diversos afloramientos en su visita a la isla. Posteriormente, estos materiales fueron objeto de varios estudios específicos dirigidos al contenido faunístico de los sedimentos marinos que afloran (Rothpletz y Simonelli, 1890; Meco y Stearns, 1981). La estratigrafía de estos depósitos se describió en Navarro et al. (1969), que los dividieron en Piedemonte Inferior, Nivel Marino y Piedemonte Superior. En este estudio se hace especial referencia a la importancia de dichos sedimentos para la determinación de las edades de los materiales volcánicos con que se relacionan. La sedimentología detallada de estos materiales en algunos sectores se abordó en Cabrera (1985), Cabrera y Pérez Torrado (1988) y en los trabajos realizados para la cartografía geológica de la isla (Gabaldón et al., 1989; Balcells et al., 1992). – 76 – En la FDLP se han diferenciado tres miembros, cuya cartografía y esquema estratigráfico se recogen en las figuras 1 y 2. Figura 1. Esquema geológico de la Formación Detrítica de Las Palmas. Las secciones marcadas como A, B, C y D se corresponden con las columnas estratigráficas tipo de la figura 2. – 77 – Figura 2. Columnas estratigráficas tipo de la FDLP. La situación espacial se indica en la Figura1. A: Jinámar; B: Barranco Seco; C: Tinoca y D: Cuevas del Guincho. – 78 – De muro a techo, sus características son las siguientes: - Miembro Inferior (hasta 120 m de potencia): conformado por una alternancia irregular de conglomerados, areniscas y limos, pero con marcado dominio de los conglomerados. Se encuentra en discordancia erosiva sobre lavas e ignimbritas fonolíticas, materiales que constituyen por tanto la inmensa mayoría de los cantos de los conglomerados. Ocasionalmente se observan intercalaciones de depósitos piroclásticos fonolíticos que representan los últimos signos de la actividad volcánica miocena. La serie comienza con depósitos de debris flow que evolucionan hacia secuencias estrato y granodecrecientes con bases erosivas, con una difusa estratificación cruzada en los conglomerados y laminación paralela en los finos. En general, constituye una megasecuencia positiva, que responde a un medio sedimentario de abanico aluvial que rellena una paleogeografía irregular generada por el desarrollo de grandes barrancos. Puntualmente, en las zonas bajas afloran arenas muy bien clasificadas con ripples de oleaje, que representan un incipiente cambio de facies a medios de transición. A techo de la secuencia y en contacto con el Miembro Medio, los cantos fonolíticos adquieren una pátina rojizo-anaranjada y huellas de erosión alveolar costera (nivel rubefactado), poniendo de manifiesto el inicio de una transgresión marina. - Miembro Medio (potencia variable hasta los 30 m): se encuentra en concordancia con el Miembro Inferior y su base está marcada por un nivel fosilífero de organismos marinos. Se trata de sedimentos terrígenos de granulometría variable (de arcillas a conglomerados) que intercalan localmente materiales volcánicos del Grupo Roque Nublo (pillow-lavas y brechas volcánicas). Los detríticos representan una transición entre medios marinos someros y continentales, con facies representativas de ambientes de shoreface, playas, dunas eólicas y facies distales de abanico aluvial, constituyendo fan deltas en algunos puntos. Estos ambientes aparecen representados mediante cambios laterales de facies y también en la vertical de un mismo afloramiento, evidenciando las variaciones temporales del nivel del mar. El Miembro Medio representa un evento transgresivo generalizado (Cabrera, 1985), cuya edad puede establecerse a partir de la datación de las pillow-lavas en unos 4 Ma (Guillou et al., 2004) - Miembro Superior (70-130 m de potencia): se encuentra en discordancia erosiva sobre el Miembro Medio y está – 79 – formado por alternancias de conglomerados, areniscas y materiales volcanoclásticos del Grupo Roque Nublo. Al contrario que en el Miembro Inferior, la naturaleza de los cantos es muy variable, desde fonolitas miocenas hasta lavas y brechas del volcanismo Roque Nublo. Los materiales sedimentarios se ordenan en secuencias granodecrecientes de conglomerados-areniscas separadas por superficies erosivas, apuntando a ambientes aluviales. Se observa un cambio lateral de facies entre los sedimentos y la Brecha Roque Nublo, dando lugar a un amplio abanico de depósitos con características intermedias entre los puramente aluviales y los piroclásticos, denominadas “Facies Santidad” en la cartografía geológica (Balcells et al., 1992). Este hecho pone de manifiesto la contemporaneidad entre este miembro y la actividad final del estratovolcán Roque Nublo. Itinerario Esta excursión, cuya duración prevista es de unas 9 horas, se desarrollará por la cornisa norte de Gran Canaria. En ella se visitarán tres afloramientos en los que se podrán observar diversos fenómenos sedimentarios condicionados por el vulcanismo (Fig. 3). Figura 3. Itinerario de la excursión por el Norte de Gran Canaria. – 80 – Parada 1 Pillow-lavas en el Barranco de Tamaraceite En esta parada se visita un afloramiento con una calidad excepcional en la carretera que lleva a la antigua base de la Marina “Manuel Lois”, cerca de la ciudad de Las Palmas de Gran Canaria. La mejor hora para realizar fotografías generales es por la mañana en la ladera Oeste del Barranco y por la tarde para fotos de detalle en la ladera Este. El norte de la isla de Gran Canaria presenta dos singularidades notables que permiten el estudio detallado de pillow-lavas: en primer lugar, la cuenca sedimentaria de acogida de las lavas subaéreas presentaba una superficie plana relativamente extensa y con un suave declive hacia el océano Atlántico (factor que permitió la formación y amplio predominio de las lavas sobre las hialoclastitas); por otra parte, estos depósitos se encuentran actualmente a cotas ubicadas entre los 50 a 140 m sobre el nivel del mar actual. Estos depósitos han sido objeto de algunos estudios referidos a su tipología y disposición paleotopográfica (Gimeno et al. 2000, Pérez Torrado et al. 2002). El afloramiento visitado permite reconocer la secuencia litológica completa que representa la obliteración total de la lámina de agua presente en una paleobahía de baja profundidad en el momento del emplazamiento de un conjunto de coladas. En este contexto, las coladas de lava procedentes de varios barrancos llegaron a esta cuenca marina somera, tras recorridos desde el centro de la isla del orden de unos 20 km, adentrándose en la plataforma somera en condiciones subacuáticas unos 3 km, perpendicularmente medidos a la paleolínea de costa. En un afloramiento tipo completo se observa, de muro a techo (Fig. 4a): – 81 – Figura 4. Afloramiento de pillow-lavas del Barranco de Tamaraceite. a) Panorámica de la secuencia volcanosedimentaria del Barranco de Tamaraceite. b) Detalle de los conglomerados del Miembro Inferior (MI) y el contacto entre los sedimentos marinos (MM) y las pillow-lavas (PL). c) Detalle de las estructuras originadas en el tránsito entre las pillow-lavas y las pahoehoe. – 88 – Todas estas características apuntan hacia un origen de tsunami (Pérez Torrado et al., 2000 y 2006). Por un lado, las cotas, pendientes y orientaciones son fruto exclusivo de su adaptación a un relieve previo de origen aluvial sin que se hayan encontrado fallas que pudieran sugerir un origen tectónico para esta compartimentación. Por otro lado, las características sedimentológicas son incompatibles con procesos marinos litorales comunes y las cotas a que aparecen las terrazas marinas de esta edad en Fuerteventura y Lanzarote llegan a los 70 m como máximo, estando en debate además la participación de movimientos isostáticos. En la horquilla temporal en que se formaron estos depósitos, se produjo en el Valle de Güimar (Tenerife) un deslizamiento gigante que apunta hacia el Oeste de Gran Canaria, cuyo volumen alcanzó los 30 km3 (ver referencias en Carracedo et al., 2002). Este deslizamiento, al entrar en el mar, pudo desencadenar un tsunami que alcanzara la costa oeste de Gran Canaria. Esta costa, al estar dotada con una plataforma insular amplia favoreció el desarrollo de las olas de tsunami que se encauzarían a través de los valles en los que pudo penetrar grandes distancias y alcanzar cotas elevadas. Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado parcialmente por los proyectos PI2002/148 del Gobierno de Canarias y GRANCA (Ref. CGL2004-04039/BTE) de la CICYT.