El conte geològic de Gran Canària

Roque Bentayga, centre de de Gran Canaria. / Font: Flickr. Autor: Martin Wiesheu / Wikimedia: Andre Engels

Llicència Creative Commons

David Rabadà

Aquesta illa oceànica està dividida en dues grans seccions separades per una línia NO-SE que la travessa en diagonal. A la part SO d’aquesta divisió hi ha la part més antiga de Gran Canària amb erupcions del Miocè. En canvi, la porció NE està esquitxada de multitud d’erupcions locals del Pliocè i del Quaternari. Al mig de l’illa, com un immens donut, s’observa la gran caldera de Tejeda. Tot el conjunt enfonsa les seves arrels fins al fons oceànic fins a uns 3 km de profunditat Per descriure amb detall tot això cal comprendre els diferents tipus de processos que han controlat Gran Canària des de la seva etapa submarina amb el 90 % de massa de roques, fins a la seva floració per sobre del nivell de mar a partir del Miocè mitjà prop de fa 14 milions d’anys.

L’evolució d’una illa oceànica volcànica conté processos constructius (activitat magmàtica) i destructius (erosió i lliscaments gravitacionals), on les zones submergides ostenten la informació més gran, però la menor exposició per als estudis geològics. Per això la part visible del que és insular és la més estudiada, però la menys important en volum i interès en aquesta història, una punta de l’iceberg.

El volcanisme submarí de Gran Canària, anomenat complex basal, suposa més del 80% en volum de l’illa, però l’edat, l’estructura i el volum d’aquest complex basal no es coneix amb exactitud a causa de la inexistència d’afloraments aeris, per la qual cosa només es pot inferir a partir de dades batimètriques i geofísiques. El volum total d’aquesta etapa submarina és d’uns 6500 km3 i la seva edat pot oscil·lar al voltant dels 15 milions d’anys.

La forma circular de Gran Canària, de 46 km de diàmetre, descansa sobre un fons oceànic a 3.000 m de profunditat. La seva altitud màxima és el Pic de les Neus, amb 1.949 m, situat al centre de l’illa i des d’on parteix una xarxa de barrancs radials que discorren en dos dominis ben marcats. El domini oest i sud-oest, o més antic geològicament, on la xarxa hidrogràfica està més encaixada, i el domini nord-est, més recent, ocupat per les erupcions volcàniques estrombolianes més modernes i inferiors als 3 milions d’anys. Aquestes presenten un relleu més suavitzat atesa la seva formació recent.

Gran Canària és una illa geològicament madura on el relleu presenta més trets de modelatge erosiu que volcànic. Ha estat activa, almenys, durant els darrers 14 milions d’anys, però actualment sense cap tipus d’activitat volcànica. Magmes foscos i densos pels seus silicats fèrrics i magnèsics (màfics associats a efusions fluides), van evolucionar cap a magmes més clars i espessos (sàlics) pels seus silicats més sòdics i potàssics (efusions explosives).

Al principi Gran Canària va començar el seu creixement des del fons oceànic. Els estudis de l’entorn submarí calculen que el 90% del volum total correspon a aquesta fase. Després, les erupcions van començar a construir una illa per sobre del nivell del mar fa uns 15 milions d’anys. Hi podem diferenciar tres etapes.

La primera va consistir en el creixement d’un gran volcà en escut que podria estar format per la conjunció de diversos escuts basàltics. La segona va desenvolupar una caldera de col·lapse que, en finalitzar, i durant 3 milions d’anys, va haver-hi una escassa activitat volcànica on va treballar intensament l’erosió (Carracedo et al., 2002). I finalment la tercera amb una posterior reactivació volcànica que va rejovenir el relleu gràcies a noves efusions. Durant l’evolució de tot el conjunt hi va haver un augment progressiu de l’alcalinitat dels magmes coherent amb taxes de producció magmàtiques cada cop més reduïdes i explosives. Això confereix a Gran Canària de la major varietat litològica i quantitat de roques sàliques de tot l’arxipèlag. Entre aquestes cal destacar les riolites alcalines que només són presents a Gran Canària. És a dir, amb el temps, els magmes es van anar espessint i provocant erupcions cada cop més explosives.

Concretament, i pel que fa al creixement aeri de Gran Canària, hi ha més de cent datacions radiomètriques que ens situen cronològicament i detallen les tres etapes anteriors. Per això han estat definits tres cicles de vulcanisme més o menys continu: el Cicle I o Antic (d’edat Miocena), el Cicle II o Roque Nublo (Pliocè) i el Cicle III o Recent (Pli-Quaternari), separats entre si per períodes d’inactivitat volcànica i activitat erosiva. El Cicle I pertanyeria a la primera etapa dels escuts, i el Cicle II i III a la tercera de rejoveniment.

Cicle I (Miocè)

Aquest cicle va tenir lloc entre els 14,5 i els 8,5 milions d’anys (Miocè), i conté la Sèrie basàltica Antiga, el Complex Traqui-Sienític i la Sèrie fonolítica equivalent a les Formacions GüiGüi-Horgazales, Tejeda (Grup Mogán i Fataga), més les Formacions Basáltica fonolites. El mecanisme inicial d’emissió va ser hawaià, amb una erupció força contínua de laves, però escassa en piroclasts intercalats. Tot això es va alimentar des d’una xarxa de fractures prèvies on s’han definit tres àrees importants d’emissió. Una a prop d’Agaete al nord-oest de l’illa, una altra al sud de Sant Nicolau de Tolentino, i la tercera a prop d’Agüimes al sud-est.

Així doncs, la història geològica de Gran Canària, després de la seva emersió, va començar fa uns 14,5 milions d’anys (Miocè mitjà). La ràpida emissió de colades basàltiques va induir més de 1.000 km3 de magmes sobre el terreny. Això va construir un edifici volcànic de més de 2.000 metres d’alçada i un diàmetre semblant al de l’illa actual. La xarxa de dics intrusius hi dibuixa un patró radial i convergent que indica que el centre de l’edifici estava a l’oest de Tejeda.

Durant el creixement volcànic de Gran Canària, i entre els 14,5 i els 14,1 milions d’anys, es va produir un important gran lliscament gravitacional als flancs de l’edifici. Això ho testifica el contacte discordant existent entre les formacions de GüiGüi i Horgazales. Aquests grans lliscaments gravitacionals són freqüents a les illes volcàniques com a la Macaronèsia, Hawaii i Reunió. Aquests moviments gegants estan relacionats amb el ràpid ascens de les illes de manera que, a més alçada, més pendent inestable. Però a més el trencament de l’illa en sistemes de fractures que dibuixen, i des de vista d’ocell, a Y o estrella de Mercedes (rift volcànic), afavoreixen aquestes extenses superfícies de lliscament.

Mentre creixia l’escut i els flancs lliscaven, els magmes més viscosos que no aconseguien sortir encara es van anar acumulant a la base de Gran Canària a uns 5 km de profunditat. Així es va anar formant una càmera magmàtica alimentada per un reservori més profund a 14 km. A la llarga aquests materials més viscosos van desencadenar una sèrie d’erupcions molt explosives els dipòsits de les quals es van estendre per tota l’illa des de fa uns 14 milions d’anys. Aquestes explosions van dipositar uns 30 m de riolites, traquibasalts i d’ignimbrites en general que han estat anomenats el grup Mogan. Aquest està compost per 17 unitats d’ignimbrites dipositades entre els 14 i els 13.3 milions d’anys. L’origen d’aquestes explosions va ser degut al dèficit de la cambra magmàtica buidada durant erupcions antecedents que va conduir a un col·lapse de la cavitat i a la formació de la posterior Caldera de Tejeda. Aquesta gran estructura, d’uns 20 km en direcció est a oest, i de 17 km en direcció nord a sud, presenta unes arracades cap al seu interior de 40 a 45 graus a la zona central. Posteriorment els materials volcànics residuals de la cambra magmàtica (sàl·lics) van continuar omplint la depressió amb els seus magmes espessos i les seves erupcions altament explosives i violentes de tipus plinià (Grup Fataga, 13.3 a 8.3 milions d’anys). La pressió ascendent d’aquests magmes va produir la fracturació anul·lar de l’escorça superior que posteriorment entre els 11.7 i els 7.32 milions d’anys dins del grup Fataga, diferents dics sàlics cònics (cone-sheet) es van injectar a la base d’aquella caldera. Aquesta estructura es va instal·lar a la part central i profunda durant els últims polsos eruptius. Aquesta estructura cònica, avui dia exposada per erosió, va configurar un complex intrusiu de perfil el·lipsoïdal amb unes dimensions de 13 a 14 km d’eix major i uns de 10 a11 km de menor, amb el centre situat sota el Roque Bentaiga. Associades al cone sheet profund van derivar noves intrusions de roques de tipus granit (sienitas) creant afloraments discontinus al voltant del cone-sheet, però, i en molts casos, ocupant més del 90% de la roca visible avui dia. Com que són roques més resistents s’han erosionat menys que les del voltant quedant, aquestes sienites, aflorant en extenses superfícies.

Després de la formació de la caldera de Tejeda, es van succeir noves erupcions explosives que van produir potents dipòsits per fragmentació a alta temperatura (ignimbrites). Aquests magmes estan formats per una elevada proporció de silicats sòdics i potàssics donant roques com les traquetes i les riolites. Aquestes roques expulsades van cobrir l’exterior i l’interior de la caldera. Les externes van cobrir extenses superfícies de Gran Canària, mentre que les que van caure a dins van omplir la Caldera de Tejeda.

Mentrestant, la càmera magmàtica va tornar a acumular i concentrar residus més espessos que no aconseguien avançar. Així, aquesta diferenciació va generar un nou canvi en la composició química dels magmes profunds de Gran Canària. D’aquesta manera van sorgir els dipòsits entre els 13 i els 9,6 milions d’anys de naturalesa fonolítica, una roca clara amb gran quantitat de silicats sòdics i potàssics. Els seus centres eruptius es van situar més o menys prop de la Caldera de Tejeda, creant un edifici de grans dimensions al centre i sud-oest de la caldera (Estratovolcà de Cruz Grande). Aquests dipòsits de fonolita van cobrir gran part de la Caldera de Tejeda.

Així doncs, en resum, després d’una fase hawaiana inicial amb magmes fluids (14,5-14,1 milions d’anys), Gran Canària va evolucionar cap a termes més espessos (fèlsics), fins a emetre, i des del centre de l’illa, erupcions explosives formades per dipòsits d’ignimbrites més laves de traquetes,9, d’anys: Grup Mogán). A les etapes finals d’aquest Cicle I es va produir la consolidació de les laves i els seus productes explosius, i es van desenvolupar tres episodis de caràcter intrusiu. Un primer va ser protagonitzat per roques de tipus granit (sienita) a les zones centrals de la caldera (11,8 milions d’anys), i per tant contemporanis amb l’emissió de les fonolites. Un altre van ser els dics de traquetes i fonolites que en conjunt van donar lloc al con invertit (cone sheet). Aquests dics van travessar totes les roques anteriors, incloses les sienites, originant un bombament del terreny a la seva àrea d’influència. I finalment els doms de fonolites amb nefelina seguint més o menys els límits externs del cone sheet. Aquestes intrusions van representar els darrers fenòmens del cicle I datades en uns 8,5 milions d’anys. Cal recordar que els magmes fèlsics, molt més viscosos que els màfics, ascendeixen amb més dificultat i quan s’acosten a la superfície i disminueix la pressió, s’expandeixen fracturant la roca del voltant adoptant sovint formes cilíndriques o en forma de dom. Aquestes intrusions subterrànies profundes es van transformar en els roques quan l’erosió els exhuma.

Al seu torn, el flanc NE de l’edifici basàltic miocè de Gran Canària estava molt rebaixat en relació amb els afloraments de la costa oest. Els centres eruptius s’havien situat a la zona de Cruz Grande, i es va crear un edifici fonolític de grans dimensions al centre sud-oest d’aquesta. Després i durant l’emissió de totes aquestes erupcions viscoses (sàliques), un procés erosiu intens va anar rebaixant els relleus de Gran Canària creant una xarxa radial de grans barrancs amb alguna intrusió fonolítica residual. Aquesta erosió va produir una gran quantitat de sorres i conglomerats al·luvials que es va dipositar a les parts baixes a partir dels 8.3 milions d’anys fins als 5.3, l’anomenada Formació Detrítica de Las Palmas (FDLP). Aquesta aflora a les proximitats de la ciutat de Las Palmas i, amb menor extensió, a la part sud de l’illa. Amb ella es va acabar el Primer Cicle volcànic d’edat miocena. Un hiat eruptiu entre el primer i el segon cicle va produir un important període d’inactivitat eruptiva de 3,2 milions d’anys, però d’intensa erosió, com indiquen els detrítics de la FDLP i la gran xarxa de torrents radials de Gran Canària. Tot plegat va deixar moltes estructures anteriors al descobert donant molts relleus invertits.

La formació detrítica consta de tres membres (inferior, mitjà i superior), en què estan representats ambients marins de platja molt afectada per l’onatge (nearshore) o poc afectada (offshore), més altres ambients continentals amb ventalls al·luvials i mitjans eòlics. A això s’hi van sumar altres dipòsits de flux volcànic fangós o «mud flow». Al conjunt detrític estan intercalats també materials volcànics primaris, colades de lava i dipòsits piroclàstics, que indiquen una simultaneïtat entre els processos volcànics i erosius. Actualment, aquests materials volcànics i sedimentaris estan elevats a alçades properes o superiors als 100 m per sobre del nivell del mar. Els millors afloraments per estudiar conjuntament les seqüències sedimentaries i volcàniques associades es troben als barrancs Seco, Guiniguada, Tenoya, Tamaraceit, Cardó, Caidero, àrea de San Juan de Dios, etc., tots situats a l’àrea de Las Palmas. Al sud destaquen els afloraments de la platja de Las Meloneras i Patalavaca.

Cicle II o Roc Nuble (Pliocè)

El Cicle Roque Nublo es va produir entre els 5,5 i els 2,9 milions d’anys amb les Sèries Pre-Roque Nublo, Roque Nublo, El Tablero i Grupo Roque Nublo. Els primers signes d’activitat volcànica a prop dels 5,3 milions d’anys (Pliocè Inferior), es van caracteritzar per erupcions poc explosives (estrombolianes) localitzades preferentment als sectors meridionals i centrals de Gran Canària. Aquestes van donar petits cons piroclàstics amb algunes laves amb nefelina associada i alineades de NO a SE (5,3-4,6 milions d’anys).

Posteriorment, cap als 4,6 milions d’anys, l’activitat es va desplaçar cap als sectors centrals de l’illa fins a la fi d’aquest Cicle II. En aquest període es van emetre una gran quantitat de laves que van omplir la xarxa dels antics barrancs. Algunes van assolir la costa NE de l’illa, on van desenvolupar laves encoixinades (pillowlaves), en contacte amb les aigües més fragments rocosos d’explosió en contacte amb el mar (hialoclastites). La geometria i distribució geogràfica dels dipòsits anteriors, més els pendents de flux i la xarxa radial de dics, posen de manifest l’existència al centre de l’illa d’un gran edifici volcànic, l’estratovolcà Roque Nublo. L’edifici pliocè Roque Nublo va ser un estratovolcà de prop de 3.500 metres d’alçada construït al centre de Gran Canària sobre els antics relleus anteriors del miocè. Això va passar entre els 4,6 i els 3,4 milions d’anys sota una gran emissió d’erupcions al centre de l’illa, que, com s’ha esmentat, van ocupar una àmplia extensió per tota la superfície de l’illa baixant pels barrancs radials precedents. Les erupcions van venir protagonitzades primer per algunes laves basàltiques, i posteriorment per una sèrie contínua de basanites i tefretes. I cal afegir que l’estratovolcà Roque Nublo va treballar sota un període transgressiu on es van anar dipositant sediments marins que avui afloren a Gran Canària. Aquests sediments constitueixen un important nivell fossilífer de començaments del Pliocè, localitzat a les zones costaneres de l’N-NE de l’illa ia cotes que oscil·len entre els 50 i els 110 m d’alçada sobre el nivell actual del mar i segellats sovint per pillowlaves del Roque Nublo. També de forma simultània amb l’activitat d’aquest estratovolcà, es va establir una xarxa de barrancs que van drenar els vessants i van formar extensos dipòsits conglomeràtics a les desembocadures que es van intercalar entre nivells de bretxes volcàniques i laves. Aquest conjunt de materials ha estat denominat com a «Membre Superior de la Formació Detrítica de Las Palmas» i es troba àmpliament representat als sectors costaners de l’N-NE de Gran Canària, on es recolza sobre els dipòsits del Membre Inferior i Mitjà anteriors.

Mentrestant, i fa uns 3,9 milions d’anys les emissions anteriors es van alternar amb altres de caràcter explosiu que van originar potents dipòsits piroclàstics i ignimbrítics coneguts com a «Aglomerats o Bretxes Roque Nublo». Aquests configuren la unitat més característica del conjunt. Van ser fenòmens explosius violents que van dipositar bretxes no soldades (ignimbrites de la bretxa Roque Nublo) i grans fluxos de roques (debris avalanche). L’asimetria de l’edifici, unida al creixement de doms a l’interior del cràter ia episodis explosius tardans, van poder ser les causes desencadenants dels col·lapses gravitacionals que van destruir els flancs meridionals. En conseqüència, es van generar una sèrie d’allaus volcàniques dirigides cap als sectors S-SO de l’illa amb velocitats superiors als 100 metres per segon (més de 360 ​​km/h). Les bretxes de lliscament es van estendre principalment cap al S, N i NE, i representen els col·lapses laterals de l’edifici que van cobrir més de 180 km2. A més, part del membre superior de la formació de detrítica de Las Palmas és coincident amb l’emissió d’ignimbrites del Roque Nublo, és a dir, aquest estratovolcà en actiu estava sent erosionat per diferents barrancs.

A partir dels 3,2 milions d’anys (Cicle post Roque Nublo) es va produir una emissió pràcticament contínua de magmes basanítics – nefelinítics amb erupcions estrombolianes de mida mitjana. Només es va emetre a la meitat NE de l’illa segons una diagonal NO-SE des d’Agaete fins a prop de la desembocadura del barranc de Tirajana constituint el domini Nord-est o Neocanària. Els gruixos màxims observats d’aquests apilaments arriben als 500 m de potència.

Finalment, i abans dels 2,9 milions d’anys, va tenir lloc la intrusió de nombrosos doms de composició fonolítica amb una pauta perifèrica donat el pes de l’edifici central el pes del qual impedia l’ascens dels magmes fins al cim, un fenomen semblant a les erupcions fèlsiques perifèriques al Teide i a la Gomera. Exemples d’aquests doms fèlsics el tenim als Roques de Tentiniguada i al Risco Blanco d’uns 3.9 milions d’anys d’antiguitat. L’intens vulcanisme en la formació de la caldera potser va afavorir la formació d’una cambra magmàtica fèlsica somera que en ascendir va propiciar lliscaments laterals dels edificis superiors. Aquest procés va poder causar en part del col·lapse lateral que va formar també la caldera de les Canyades a Tenerife. A Gran Canària associem l’ascens d’aquests magmes al col·lapse lateral del volcà Roque Nublo al Pliocè fa uns 3,5 milions d’anys.

Al final de tot el Cicle II es va reduir el vulcanisme, sense arribar a la inactivitat total. Situat entre el final del cicle II i el començament del III, aquest interval d’inactivitat volcànica va perdent importància segons es van obtenint noves datacions. La durada inicial va ser estimada en més de 0,5 milions d’anys afectant tota l’illa. Actualment s’ha reduït la seva influència als sectors costaners i de mitjanies de l’illa, ja que als centrals es van solapar els últims episodis actius del Cicle II (intrusió de doms fonolítics) amb els primers del Cicle III. Durant aquest segon interval va tenir lloc el progressiu desmantellament erosiu de l’estratovolcà Roque Nublo, amb diferents lliscaments gravitacionals de vessant. No obstant això, els lliscaments gravitacionals més grans que han format les conques de Tirajana, Tenteniguada i Tejeda es van donar sense grans edificis volcànics en creixement fa uns 0,6 milions d’anys, durant aquest segon interval d’inactivitat volcànica. A la resta de l’arxipèlag, i per explicar-ne la gènesi, no es troben equivalents a aquests lliscaments interiors de Gran Canària. Per explicar aquests col·lapses s’estudien diferents hipòtesis. Un cop el basculament generalitzat cap a l’oest que possiblement es va deure al pes que exercia la veïna illa de Tenerife al substrat proper de Gran Canària. D’aquesta manera, aquest basculament va poder originar fractures i sismes tectònics capaços de generar aquests lliscaments. Una altra possibilitat que s’estudia és l’assentament diferencial de Gran Canària després del desmantellament de l’estratovolcà Roque Nublo.

Cicle III (Final del Pliocè fins a l’actualitat)

Aquest cicle equival a les Sèries Basàltiques de les Formacions Planes de la Peix, Els Pits, La Calderilla i els Cicles Post-Roque Nublo. Està caracteritzat per l’emissió de laves i piroclasts de basena amb nefelina. El volum d‟emissió d’aquest cicle és sensiblement inferior al dels cicles anteriors, la qual cosa suposa un esgotament de la font magmàtica de Gran Canària. A més, les erupcions es van polaritzar cap als sectors septentrionals de l’illa, cosa que indica una tendència migratòria dels conductes d’emissió cap al NE, tendència ja apuntada als cicles anteriors. Els edificis volcànics originats durant aquest darrer cicle es van alinear segons certes directrius estructurals en direcció NO-SE i NE-SO al flanc NE, cosa que es repeteix en altres illes de l’arxipèlag insinuant un rift incipient. El tipus d’activitat en tots ells va ser estromboliana i únicament es va veure alterada localment per fenòmens d’interacció aigua-magma que van donar lloc a petites calderes com la de Bandama, Los Marteles, La Calderilla, Hoya Brava y Pino Santo, entre d’altres.

La majoria d’aquests edificis estrombolians i freatomagmàtics es localitzen a la zona central de l’illa, al llarg d’una alineació NO-SE dominant al volcanisme insular des del començament del Quaternari. Entre els edificis cònics cal destacar el Muntanyó Negre, Les Muntanyetes, Berrazales, Muntanya de Santedat, Melosa, volcans de l’àrea de Jinámar, Pic de Bandama i altres d’edats entre els 2.000 i els 3.000 anys. També, a la zona nord-est, a La Isleta, hi ha un camp de volcans molt recents i relativament ben conservat, que resulta de gran interès volcanològic.

Vulcanisme holocè

Els darrers cicles eruptius s’han concentrat a la meitat nord-est de Gran Canària amb agrupacions de cons estrombolians. Són episodis de naturalesa bàsica (basanitas) amb colades canalitzades per barrancs preexistents. Un dels recents va ser a 5 km al nord de Tejeda, el volcà Montañón Negro datat en 3.075 anys. Cal destacar a la meitat SE de La Isleta una fissura eruptiva de 2,5 km de longitud com un incipient eix de rift. Amb una adreça N300E, penetra i continua sota el mar. Durant els darrers 11.000 anys s’han comptabilitzat unes 24 erupcions basàltiques monogèniques a la meitat NE de Gran Canària amb fluxos de lava relativament llargs de fins a 10 km.

En conjunt tot aquest vulcanisme holocè es pot agrupar en tres etapes (Rodríguez et al. 2009), una primera amb l’erupció d’El Draguillo fa uns 10.600 anys, una segona entre els 6000 i els 5700 anys (San Mateo, El Hoyo…), i la tercera 1900 anys (Aagete – Maipés, Muntanyó Negre, Bandama, Doramas, Pins de Gáldar…). Totes les tres etapes tenen llur origen en els col·lapses del Roque Nublo i el seu posterior rift durant el Cicle Post Roque Nublo.

Sismicitat i risc volcànic actualment

Avui dia, la sismicitat a l’illa de Gran Canària és molt escassa. No hi ha un focus concret d’epicentres i els pocs terratrèmols que s’han localitzat se situen de manera dispersa a la zona marina, més o menys a prop del litoral. Hi ha una zona sismogènica a l’Est de l’illa, tot i que amb prou feines una desena de terratrèmols localitzats a l’any. Cal destacar tres terratrèmols de major intensitat amb constància des de principis del segle XX, els dos primers a Agaete el 1909 i l’últim a Ingenio el 1913, tots dos amb una intensitat màxima de VI (EMS98).

En definitiva, l’illa de Gran Canària és la que té menys probabilitat d’activitat volcànica respecte de les altres illes amb erupcions històriques recents. Tot i això, no es pot considerar nul·la per a un futur, ja que les últimes erupcions es van donar fa uns 2000 anys i la zona nord-est ha estat la més activa durant els últims mil·lennis, en ella es podria donar el proper episodi eruptiu.

Font: educational EVIDENCE

Drets: Creative Commons