(Fragmento del texto de J.e. Carracedol, B. Singer, B. Jicha, H. Guillou, E. Rodríguez Badiola , J. Meco,F. J. Pérez Torrado, D. Gimeno, S. Socorro yA. Láinez, publicado en Estudios Geol., 59: 277-302 (2003).
Puede verse el documento en: http://estudiosgeol.revistas.csic.es/index.php/estudiosgeol/article/viewFile/104/100
RESUMEN
La isla de Lanzarote, situada en el extremo oriental de la alineación del punto caliente de las Canarias, ha tenido escasa actividad eruptiva de rejuvenecimiento en el Holoceno, posiblemente reducida a las erupciones de 1730 y IS24, hecho que concuerda con el avanzado estado post-erosivo de la isla. La datación de la erupción del Volcán Corona, aparentemente el evento volcánico anterior en Lanzarote a las erupciones históricas, ha dado una edad media ponderada 40Arp9Ar de 21 ± 6,5 ka. Esta edad concuerda con las observaciones geológicas, particularmente las circunstancias de formación del tubo volcánico de 7,6 km de longitud y hasta 25 m de diámetro que se formó en las primeras fases de la erupción. El último tramo de 1,6 km está sumergido, finalizando a una profundidad de > SO m. Nuestra interpretación es que el tubo volcánico activo no pudo alcanzar esa profundidad circulando por un medio subacuático, sino que fluyó por una plataforma costera al menos 1,6 km más extensa y al menos SO m más baja que la costa actual, circunstancia que sólo ha podido darse en coincidencia con un pronunciado descenso del nivel marino en un máximo glacial, con toda probabilidad el último, hace unos 20 ka. La subsiguiente transgresión inundó el tubo hasta el nivel actual. La edad de la erupción queda pues limitada por las edades radioisotópicas en 21 ± 6,5 ka y, concordantemente, por el máximo descenso del nivel marino, registrado entre unos IS y 21 ka. El estudio de la erupción del Corona establece hitos importantes en la historia volcánica de la isla de Lanzarote y aporta evidencia significativa de los cambios del nivel marino ocurridos en las Canarias en relación con las glaciaciones.
Introducción
La erupción del Corona se ha considerado generalmente muy reciente -de apenas unos miles de años- por el aparente buen estado de conservación de las coladas, aunque no había datos geocronológicos en sustento de esta estimación. Por otra parte, las observaciones de campo parecen indicar que la actividad del grupo La Quemada-Corona-Los Helechos podría ser la única actividad eruptiva ocurrida en Lanzarote antes de la de 1730. Si mediante la datación de este grupo volcánico se prueba que la actividad eruptiva de la isla en los últimos 90100 ka es, en efecto, tan escasa, supondría armonizar el comportamiento de Lanzarote con el propio de una isla oceánica de punto caliente en un avanzado estado de desarrollo post-erosivo -en cuyo escenario geológico la actividad eruptiva debería ser muy espaciada y prácticamente residual-, puesto en duda al considerarse esta isla muy activa en época reciente. Si la erupción del Corona es considerablemente más antigua de lo estimado -así como el grupo La Quemada-Los Helechos-, la
actividad eruptiva holocena de Lanzarote quedaría reducida a la erupción de 1730, peculiar en muchas de sus características (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991; Carracedo et al., 1992; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993), y la de 1824, que puede considerarse una secuela de la anterior, con una magnitud y volumen de productos emitidos poco importantes. Es, pues, de interés el estudio de esta última fase de actividad volcánica de Lanzarote, tanto por lo que significa para el mejor conocimiento de la historia geológica de la isla, como por lo que puede suponer de evidencia adicional en la comprensión de la evolución geológica de las Islas Canarias.
La determinación de la edad del Corona se ha podido contrastar con observaciones geológicas. Convenientemente, se dan circunstancias en el desarrollo de esta erupción que permiten contrastar la exactitud de estas dataciones con estructuras volcánicas cuya edad puede determinarse por su asociación a cambios climáticos de edad conocida: las glaciaciones y su consecuencia, los pronunciados descensos en el nivel del mar. En este trabajo se presenta evidencia que relaciona la ocurrencia de la erupción del Corona con uno de los máximos glaciales, con toda probabilidad el último, acaecido hace unos 20 ka. Correlativamente, se aporta evidencia de la presencia en Canarias de importantes descensos del nivel del mar (unos 100 m) en correspondencia con la última glaciación, aspecto que no quedó tan claramente evidenciado en los estudios realizados en las islas occidentales de La Palma y El Hierro (Carracedo et al., 1998, 1999; Calvet et al., 2000, 2003).
Marco geológico y trabajos previos
Las islas de Lanzarote y Fuerteventura -geológicamente una única isla, ya que el estrecho de La Bocaina que las separa apenas alcanza 40 m de profundidad- forman el extremo oriental de la alineación de islas formada por la actividad de un punto caliente . Son asimismo las más antiguas (Abdel Monem et al., 1971; Coello et al., 1992), en consonancia con el aumento progresivo de edad de las islas en sentido oeste-este, derivado de la actividad de este punto caliente en una placa -la Placa Africanade muy lenta velocidad de desplazamiento, como han enunciado diversos autores (Carracedo, 1979, 1999; Carracedo et al., 1998, 2002; Hoernle and Schmincke, 1993; Hoernle et al., 1991, 1995; Oyarzun et al., 1997). Este marco geodinámico explicaría la escasa actividad eruptiva reciente (por ej. en el Holoceno) en Lanzarote-Fuerteventura -en una fase post-erosiva muy avanzada- en comparación con las islas centrales y, particularmente, las de La Palma y El Hierro, en la fase juvenil de desarrollo en escudo (ver síntesis en Carracedo et al., 2002).
Lo que hoy es la isla de Lanzarote se ha formado por la yuxtaposición de dos grandes escudos volcánicos independientes -los escudos de Los Ajaches y Famara- levantados en el Mioceno Superior y el Plioceno: (Fúster et al., 1968; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993). Después de un largo período de reposo eruptivo, la etapa post-erosiva dio lugar a abundantes erupciones basálticas fisurales que conectaron ambos escudos para formar la isla de Lanzarote de forma parecida a como es actualmente. En la etapa más reciente de actividad volcánica (equivalente a la
Serie IV de Fúster el al., 1968) se producen las erupciones que dan lugar a la alineación La Quemada- Carona-Los Helechos en el escudo Mio-Plioceno de Famara, en la parte NE de la isla, y dos erupciones históricas -en 1730-36 y en 1824- que se sitúan en una alineación, Carracedo el al. (1992), en la parte central de la isla de Lanzarote. El fuerte contraste de color entre las coladas de estas erupciones recientes de intenso color negro y el sustrato (constituido por formaciones muy antiguas, recubiertas en gran parte por suelos, caliches y arenas eólicas), así como la presencia en superficie de elevadas temperaturas (> 600 oC) asociadas a anomalías térmicas residuales de la erupción de 1730 (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991) explican la consideración general de Lanzarote como una isla de gran actividad eruptiva reciente, aunque ésta sea en realidad, como se ha indicado, muy reducida.
Aunque las erupciones de 1730 y 1824 han sido estudiadas en detalle (Carracedo el al., 1990, 1992; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991; Thomas el al., 1999), no ha ocurrido lo mismo con las de la alineación volcánica La Quemada-Carona-Los Helechos. La erupción del Corona formó un tubo volcánico de hasta 25 m de diámetro y 7.600 m de longitud -con los últimos 1.600 m sumergidos-, lo que lo convierte en uno de los más interesantes y espectaculares tubos volcánicos que se conocen y una de las estructuras volcánicas más visitadas de Canarias. Este tubo volcánico ha sido descrito por Bravo (1964) y Macau Vilar (1965). Una precisa y detallada descripción morfométrica del tubo ha sido realizada por Montoriol-Pous y De Mier (1969), mientras que la parte sumergida ha sido explorada y descrita por Menda y Ortega (1988).
Las edades publicadas del Corona no corresponden a procesos directamente relacionados con la erupción, sino a sedimentos con fauna (Zazo el al., 1997,2002), que no están bajo las lavas del Corona sino claramente apoyados en ellas, o a suelos que engloban depósitos de lapilli supuestamente asociados a esta erupción (Zoller el al., 2003), pero que corresponden en realidad a materiales retrabajados de conos mucho más antiguos. En este trabajo, en cambio, se datan las propias lavas del Corona y se asigna una edad a la erupción en función de las circunstancias que acompañan a la formación de unos de sus rasgos más característicos: el tubo volcánico sumergido.
La alineación volcánica La Quemada-Corona -Los Helechos
La única actividad cuaternaria en el escudo MioPlioceno de Famara parece ser este grupo de centros eruptivos basálticos de La Quemada-Carona-Los Helechos. Los conos volcánicos siguen una definida alineación NE-SO, paralela y muy cercana al acantilado de Famara, tajo de unos 600 m de altura que disecciona por el oeste el escudo volcánico antiguo. Esta alineación parece ser importante no sólo en Famara sino en toda la isla desde el Cuaternario, ya que la mayoría de la actividad post-erosiva de Lanzarote tiende a adaptarse a esta dirección dominante.
El centro eruptivo más antiguo de la alineación volcánica es Mña. Quemada, cuyo cono y coladas
aparecen semienterradas por las lavas del Corona y por amplios abanicos de piedemontes procedentes del flanco oriental del macizo antiguo de Famara. El segundo centro de emisión es el de Los Helechos, en realidad un grupo apretado de bocas eruptivas, cuyas lavas fluyen hacia el oeste, derramándose por el acantilado de Famara, y por el este, donde forma una amplia plataforma costera. El cono del Corona, situado entre los anteriores, es el último de la alineación en formarse y sus coladas discurren también hacia el oeste, formando espectaculares cascadas de lava en el acantilado de Famara, y hacia el este, entre las coladas precedentes de La Quemada y Los Helechos. En conjunto, las lavas de estos volcanes fosilizan casi completamente el acantilado de unos 200 m de altura que bordea el macizo de Famara por el este, formando una plataforma costera de unos 30 km2, que descansa a su vez sobre una amplia rasa de abrasión marina, excavada en el flanco oriental del macizo antiguo.
La morfología de los conos y coladas es similar a la del resto de la actividad efusiva fisural del Cuaternario de Lanzarote. Sin embargo, el Corona presenta peculiaridades en sus parámetros morfométricos, en las características petrológicas y geoquímicas de sus lavas, y de forma destacada, en las dimensiones y condiciones de formación del mencionado tubo volcánico.
Características petrológicas y geoquímicas de las lavas del grupo La Quemada-CoronaLos Helechos.
Las erupciones fisurales de la alineación volcánica La Quemada-Carona-Los Helechos presentan variaciones composicionales desde basanitas a basaltos, como ya fue señalado por Ibarrola y López Ruiz (1967) Y Fúster el al. (1968) que encuadran este volcanismo dentro de las Series Recientes (Serie IV) de Lanzarote.
La actividad volcánica de Mña. Quemada se inicia con la emisión de basaltos alcalinos, con lavas basálticas vesiculares en las que predominan fenocristales de olivino (Foss) en una matriz microcristalina constituida por láminas de plagioclasa (AnSl)' y microcristales de olivino, clinopiroxenos y óxidos. Los materiales lávicos emitidos por el grupo de Los Helechos se caracterizan por corresponder en su mayor parte a basanitas con tendencias traquibasálticas, lavas constituidas por numerosos fenocristales de olivino (Foss) en una matriz hipocristalina con microlitos de clinopiroxeno, óxidos y escasos microcristales de plagioclasa.
La erupción del Corona, presenta una mayor diversidad composicional, tanto petrográfica como geoquímica. Las lavas iniciales, que corresponden al episodio que forma el tubo volcánico, se emiten en diferentes etapas. Las lavas iniciales que configuran el tubo volcánico se apoyan sobre materiales basaníticos procedentes de Los Helechos, contacto delimitado por la presencia de niveles de piroclastos almagrizados que son recubiertos por las coladas de basaltos alcalinos que constituyen las paredes y el fondo del tubo volcánico. Sobre estos materiales lávicos discurre un flujo de coladas de basaltos subalcalinos, que se caracterizan por ser altamente vesiculares y presentar claros restos de oxidación, materiales que se conservan como restos de lava adheridos a las paredes del tubo (forro del tubo o lining). En el interior del tubo volcánico se corresponden con las coladas superiores, que discurren sobre basaltos alcalinos y fosilizan el substrato constituido por los materiales basaníticos de Los Helechos , que sólo presentan manchas de alteración superficial sin que hayan sido afectados por procesos de oxidación térmica.
Los materiales basálticos subalcalinos de tendencias toleíticas y con hiperstena normativa, quedan prácticamente restringidos a las lavas que han fluido por el interior del tubo. Petrográficamente corresponden a basaltos micro-plagioclásicos muy vesiculares, con cristales laminares de plagio clasa « 0,45 mm) de composición AnS2_64' algunos cristales oxidados de olivino (FoS4) y un contenido significativo en óxidos. Las lavas que forman el techo del tubo (CRJ-I en la fig. 3) son menos vesiculares y más máficas que las del interior del tubo, presentan fenocristales de olivino (FoS4) sobre una matriz microcristalina constituida por láminas de plagioclasa (An64), olivino, clinopiroxenos y opacos de magnetita titanífera e ilmenita.
Por otra parte, las paredes del tubo volcánico están tapizadas por depósitos de polvo constituida por yeso, ya señalado por Montoriol-Pous y De Mier (1969), y un acumulado de fases minerales identificadas por DRX como ceolitas, plagioclasas, c1inopiroxenos, olivinos, óxidos y sulfuros de hierro.
La segunda fase eruptiva del Corona es de menor extensión y está constituida por basaltos de tendencia subalcalina con características petrográficas y geoquímicas semejantes a las observadas
en las lavas del techo del tubo. Estas lavas presentan numerosos fenocristales de olivino idiosubidiomorfos con una matriz microcristalina algo fluidal constituida por láminas de plagioc1asa, olivino, c1inopiroxeno y óxidos. La tercera y última fase efusiva del Corona, de mayor volumen y extensión está representada por las lavas que forman la plataforma lávica conocida como «Malpaís del Corona». Corresponden a basaltos alcalinos porfídicos con fenocristales predominantes de olivino (FOS5 -8ó) englobados en una matriz de vítrea a microcristalina constituida por cristales aciculares de plagioclasa, clinopiroxenos y opacos. En este episodio eruptivo se observan con relativa frecuencia enclaves de rocas ultramáficas.
En su conjunto, los materiales lávicos de la alineación volcánica La Quemada-Corona-Los Helechos presentan características petrográficas y geoquímicas que los encuadran dentro del espectro composicional del volcanismo cuaternario de la Isla de Lanzarote (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993) habiéndose generado bajo las condiciones de presión-temperatura y viscosidad que los sitúan dentro del rango establecido por Armienti el al. (1991) para los magmas
basálticos primitivos de Lanzarote. Las lavas correspondientes a la alineación volcánica La Quemada-Corona-Los Helechos se caracterizan por su escasa evolución, indicada por los valores de Mg# (63,1-69,8) junto a los contenidos relativamente elevados en Ni (218-320) Y Cr (377-579) que apoyan su carácter primario. Sus variaciones composicionales se correlacionan principalmente con incrementos en contenidos en SiOz, desde los términos basaníticos correspondientes a los materiales lávicos de Los Helechos hasta los materiales basálticos subalcalinos correspondientes a las lavas del tubo del Corona, quedando los materiales de La Quemada y la mayor parte de los materiales lávicos finales del Corona encuadrados en el campo de los basaltos alcalinos. Los contenidos en componentes mayoritarios tienden a presentar correlaciones inversas respecto a los incrementos en SiOz, tendencias que se reflejan en los elementos compatibles, pero que asimismo se corresponden con las disminuciones relativamente
significativas que presentan los elementos típicamente incompatibles y las tierras raras ligeras.
En definitiva, estas tendencias evolutivas reflejarían pequeñas variaciones en el grado de fusión y presión que condicionan la generación y profundidad de extracción de los magmas, condiciones que fueron puestas de manifiesto por Carracedo el al. (1990) y Carracedo y Rodríguez Badiola (1991) en la erupción de 1730-1736, y confinnadas por Thomas el al. (1999) en su estudio isotópico sobre la génesis de magmas prehistóricos e históricos de Lanzarote.
Recientemente estos procesos entre basaltos alcalinos y toleítas transicionales del volcanismo Holoceno de las Islas Canarias han sido relacionados por Lundstrom ef al. (2003) con adelgazamientos significativos de la litosfera que han permitido que la «pluma») alcance profundidades más someras en las islas orientales.
El volcán Corona
El volcán Corona tiene como centro de emisión un cono con cráter abierto al este y noreste que se
asienta en lo alto del macizo de Famara, donde alcanza una elevación de 609 lll. La forma cónica regular del cono y su cráter le dan el aspecto que justifica su nombre. Sus dimensiones son significativamente mayores que la media de los conos volcánicos de Canarias. Las medidas que tipifican la morfometría del Corona son: Anchura del cono (\Veo) = 1.500 m, anchura del cráter (\Ver) = 500 m y altura del cono (Hco) = 269 m. Las relaciones morfométricas de Porter (1972) Heo /Weo y Wcr /Weo son respectivamente de 0,18 y 0,33, comparables con las dimensiones de los conos de cÍnder basálticos obtenidas para varias regiones volcánicas (Wood, 1980). Sin embargo, las proporciones del cono del Corona se encuentran entre las mayores obtenidas para los conos basálticos de cínder, que tiene un límite máximo en el diámetro del cono de 2-2,5 km (Wood, 1980). De acuerdo con Fedotov (1976), estos conos de grandes dimensiones están generalmente relacionados con cámaras magmáticas profundas (35-40 km) y tasas eruptivas elevadas, en correspondencia con el rango de profundidades (48-93 km) obtenidos para la generación de los magmas basálticos de la alineación volcánica La Quemada-Carona-Los Helechos, profundidades estimadas a partir de los valores medios de presión obtenidos a partir del diagrama de Francis y Luden (1990) y los presentados por Albarede (1992).
En la erupción del Corona se pueden definir dos fases principales: l. Un episodio inicial predominantemente estromboliano en el que se construye el cono volcánico y se formaron depósitos de lapilli en un área extensa alrededor de la boca eruptiva, y 2. Un período posiblemente largo de emisión de coladas lávicas. La primera de estas fases efusivas (C l ) está constituida por grandes volúmenes de lavas basálticas muy fluidas y con morfología predominantemente pahoehoe, emitidas a partir de hornitos situados en el flanco sureste del cono. Las lavas discurrieron directamente hacia el mar canalizadas entre las coladas anteriores de Los Helechos y La Quemada. Es en esta primera fase efusiva cuando se formó el tubo volcánico. Después de un episodio efusivo menor (C2), de corto recorrido, se produce el aporte de mayor volumen (C3), con lavas más viscosas y morfologías predominantemente «aa». Estas coladas fluyen directamente del cráter principal, extendiéndose hacia el N y el E de las lavas C" con algunos brazos derramándose en cascada por el acantilado principal de Famara .
Una característica de la erupción del Corona que merece resaltarse es que los numerosos canales lávicos (levees) presentes en las diversas coladas parecen no interrumpirse bruscamente en el mismo borde del mar, sino que parecen adentrarse mar adentro. Esta circunstancia es particularmente notable en las coladas pahoehoe Cl , que entran en el mar sin cambio observable alguno, como podría esperarse de contacto de la lava con el agua, tales como fragmentación de las lavas, formación de cantiles costeros o interrupción de los canales lávicos.
El tubo volcánico del Corona
El tubo volcánico del Corona comienza en una boca eruptiva en forma de hornito situada en el flanco este del cono. Su trazado sinuoso puede seguirse fácilmente por la presencia de frecuentes desplomes del techo del tubo, localmente llamados «jameos» (skylights), a través de los cuales se puede acceder al interior del tubo . Aunque en las primeras descripciones publicadas se daba una longitud total de este tubo de 6,1 km, finalizando su recorrido al llegar a la costa actual (Bravo, 1964; Macau Vilar, 1965), la exploración submarina realizada por Menda y Ortega (1988) extendió su longitud en otros 1,6 km mar adentro, con una profundidad medida de más de 80 m. La detallada descripción morfométrica de este tubo realizada por Montoriol-Pous y De Mier (1969) ilustra la característica complejidad y las frecuentes variaciones en la forma y dimensiones de estas estructuras volcánicas . En las diferentes secciones del tubo que se muestran en la figura 6 se aprecia cómo alcanza secciones de > 25 m, lo que le coloca entre los mayores tubos volcánicos conocidos. Las secciones con doble techo y los colapsos del recubrimiento de las paredes y el techo son asimismo frecuentes, así como abundante ornamentación -estalactitas de lava (lavacicles), algunas con la típica forma en «diente de tiburón», superficies barnizadas, etc.
A través de las zonas en las que se han despegado y desplomado lienzos del recubrimiento de las paredes se puede observar la roca caja. Y cómo ésta se ha visto afectada por el flujo activo de lava
durante la formación del tubo volcánico, aspecto que se trata en detalle más adelante. En la parte inicial del recorrido del tubo la roca caja es un basalto vesicular que forma una potente colada con claros indicios de incipiente meteorización (microfracturación y manchas solares o «sonnenbrünen »). Estas características apuntan a una colada que ha permanecido en afloramiento por un largo tiempo, por lo que es fácil relacionarla con las coladas emitidas por el volcán de Los Helechos, que como ya se ha indicado forman el sustrato sobre el que discurrieron las lavas del Corona. El corte que se indica en la figura 5 C muestra esta colada formando un cantil vertical de unos 5-6 m, recubierta por un nivel de 30-60 cm de lapilli de los estadios estrombolianos iniciales del Corona. Esta disposición parece sugerir que se trate de una incisión en la colada de Los Helechos anterior a la erupción del Corona, posiblemente un barranco que se habría excavado en el contacto de las coladas de Los Helechos y la Quemada, y que posiblemente canalizó las formación del tubo y condicionando su recorrido, aspecto que se discute más adelante.
La continuación submarina del tubo volcánico
Fue explorada en los años 1972 a 1987 (Mendo y Ortega, 1988) con el propósito principal de estudiar su fauna, específicamente una especie de cangrejo endémico (Morlockia ondinae) que había sido descubierto en este mismo tubo en 1984 (García Valdecasas, 1984 a, b). El tubo penetra en el mar con baja inclinación. Y continúa otros 1.600 m en el océano hasta terminar a una profundidad de > 80 m . La mayor parte del recorrido submarino del tubo ha sido descrita como manteniendo una sección similar o incluso mayor que en la parte subaérea, con alturas de hasta 35 m y anchuras de hasta 26 m (Mendo y Ortega, 1988). Estructuras ornamentales muy variadas -estalactitas de lava (lavacicles), goteos, superficies barnizadas, etc.--, se han observado en la zona sumergida profunda del tubo del Corona (Mendo y Ortega, 1988). Estas frágiles estructuras, que se forman probablemente en las fases finales de descenso del aporte de lava, requieren un ambiente sin perturbaciones (p. ej. oleaje, corrientes marinas) y temperaturas muy elevadas para formarse, situación que difícilmente puede darse en un ambiente marino como el descrito. Por otra parte, la formación de «barniz» en la superficie de las lavas requiere la presencia de oxígeno (Ken Han, como personal).
El tubo termina formando una amplia cavidad esférica (10 x 10 m), que se puede interpretar como una gran burbuja de gas formada por la interacción de la lava con el agua del mar al alcanzar el tubo activo las inmediaciones de la costa.
Edad de la erupción del Corona
Como se ha mencionado, hasta ahora no se había logrado la datación de esta erupción, pero el relativo buen estado de conservación de las lavas habían sugerido una edad de apenas unos miles de años. Sin embargo, esta apreciación siempre ha carecido de fundamento, ya que la escasa pluviosidad de la zona «200 mm/año) induce a una clara subestimación de esa edad, generalmente considerada en la literatura publicada como inferior a unos 5 ka. Zazo et al. (1997) datan por Th-U y 14C conchas asociadas a un depósito marino situado a 0,5 m en la zona de los Jameos de Agua, que estos autores sugieren como directamente relacionado con la erupción, a la que, en consecuencia, asignan la edad obtenida de 5,8 ka. Más recientemente, Zazo et al. (2002) insisten en este extremo, indicando que estos depósitos de unos 6 ka «aparecen recubiertos por las lavas del Corona». En nuestras observaciones, en cambio, aparecen de forma clara apoyados en las lavas del Corona (Hbr en fig. 9 D), por 10 que, en todo caso, suponen una edad mínima para esta erupción. Por otra parte, el análisis del escenario geológico hace que sea imposible la existencia de lavas del Corona sobre un depósito marino al nivel del mar actual, ya que éste se encontraba al menos 1,6 km mar adentro y a una profundidad de más de 80 m, como indica de forma incuestionable la prolongación explorada de la parte submarina del tubo volcánico.
Recientemente Zoller et al. (2003) han datado dos niveles de suelo en la zona de Guatiza, a unos 12 km del Corona, entre los que aparece intercalado una capa de piroc1astos basálticos que estos autores asignan a la erupción del Corona. Las edades que obtienen mediante luminiscencia ISRL son de 5,12 ± 0,57 y 4,33 ± 0,48 ka, lo que pondría un límite a la actividad eruptiva del Corona muy similar a la que se venía aceptando por estimación y por los trabajos de Zazo y colaboradores. Sin embargo, una observación de los niveles datados por estos autores resta totalmente credibilidad a esta edad, ya que tales niveles no son suelos, sino depósitos de relleno recientes arrastrados por las aguas de lluvia, como demuestra contundentemente la presencia en ellos de fragmentos de cerámica claramente identificados como pertenecientes a cerámica popular posterior a la colonización de la isla (Carracedo et al., en prensa). El nivel de piroclastos basálticos supuestamente de la erupción del Corona son materiales asimismo arrastrados poraguas torrenciales desde conos de cínder próximos, de edad pliocena, como claramente indica la presencia de laminaciones y estructuras cruzadas y pequeños cantos redondeados de rocas de diversa composición.
Edades radioisotópicas
En un intento de determinar de forma fiable la edad del grupo volcánico del Corona se han realizado dataciones radioisotópicas; K/Ar para el volcán de Los Helechos y 40Ar¡39Ar de las lavas correspondientes a las fases inicial y final de la erupción del Corona (LZ-02 y CR-02).Las determinaciones de K/Ar se hicieron por el método descrito en Guillou et al. (1996), sobre una muestra de la matriz microcristalina, una vez separados los fenocristales y posibles xenocristales por medios magnéticos y líquidos pesados. El contenido de Ar y su composición isotópica se analizó, en series replicadas, por el método «unspiked» descrito por Cassignol et al. (1978).
Las determinaciones 40Ar/39Ar se hicieron mediante análisis replicados por calentamiento progresivo (incremental heating analyses) realizados en preparaciones de unos 200 mg de matriz de las muestras LZ-02 y CR-02. Los procedimientos de laboratorio para la fusión, correcciones, mediciones por espectrometría de masas y tratamiento de datos son idénticos a los descritos en Singer et al. (2002). Las edades se han calculado en relación con la muestra estándar de 1.194 ma de la riolita de Alder Creek (Renne et al., 1998), con los errores indicados a ± 2 sigma. Por las razones descritas en Singer et al. (2002), la edad preferida para cada experimento es la isocrona derivada de la regresión de mínimos cuadrados (York, 1969) de los análisis que comprenden un «plateau» de al menos 3 escalones contiguos y >50% del gas liberado.
Los resultados de las determinaciones de K/Ar de lavas del volcán de Los Helechos, se indican en la tabla 3 y las mediciones Ar/Ar del Corona en la tabla 4 y la figura 7.
Discusión
Edad de la erupción del Volcán Corona Las detenninaciones de 40ArP9Ar han proporcionado espectros de edades bastante similares, que tienden a escalonarse hacia edades mayores al aumentar los valores de gas liberado. No obstante, las edades aparentes concuerdan en general con los análisis realizados a baja temperatura para cada lava, que proporcionan valores inferiores a la edad «plateau» determinada. No hay evidencia a partir de la regresión de las isocronas de que exista exceso de argon a niveles detectables que pudieran afectar a los espectros de las edades. Las determinaciones aisladas presentan una cierta dispersión , posiblemente porque los aportes radiogénicos de estas lavas son muy bajos, generalmente entre 0,5 y 3,0%, para los pasos individuales de desgasificación en las detenninaciones de 40Arp9Ar. Las muestras de la localidad LZ-02 dan una edad «plateau» combinada de 24,4 ± 5,8 ka y la correspondiente a la isocrona de 8 puntos de 19,5 ± 7,4 ka. Las muestras de la localidad CR-02 dan una edad «plateau» combinada de 36,8 ± 7,1 ka y la correspondiente a la isocrona de 9 puntos de 25,6 ± 14,8 ka. Puesto que las lavas en las que se ha determinado la edad proceden de un mismo centro y episodio eruptivos y, en consecuencia, no han de estar separadas en el tiempo por más de unos pocos años -la duración característica de las erupciones basálticas conocidas en las Islas Canarias-, y las isocronas de ambas edades se solapan, se ha calculado una edad media ponderada de 21 ± 6,5 ka.
El análisis del escenario geológico y paleoclimático en que se fonnó el tubo volcánico puede ayudamos, en este caso, a reforzar la fiabilidad de esta edad, ya que, como se observa en la figura 8, el período en que el nivel marino estuvo por debajo de la profundidad explorada, de más de 80 m, queda restringido al intervalo entre 18 y 21 ka. Un modelo de la formación del tubo volcánico del Corona Los tubos volcánicos son un medio muy eficiente para el transporte de la lava --aislada ténnicamente de la temperatura ambiente- a grandes distancias y para recubrir zonas mucho más amplias que las coladas sin tubos. Los flujos de lavas con tubos volcánicos son capaces en las islas oceánicas de transportar lavas hasta la costa sin un enfriamiento significativo.
Estos tubos se forman generalmente cuando el aporte de lava es sostenido y uniforme, y contribuyen a construir edificios volcánicos más extensos, ya que las coladas canalizadas pueden transportar lava hasta zonas muy alejadas de los flancos de los edificios volcánicos, generando escudos anchos y de baja relación anchura/altura (aspecl ratio). Por el contrario, las coladas sin tubos tienden a acumular las lavas más cerca de los centros de emisión, situados generalmente en las cumbres de los edificios volcánicos, frecuentemente en rifts bien definidos, por lo que dan lugar a edificios cónicos o dorsales con mayor altura y base más reducida.
Descripciones de grandes tubos volcánicos y de cómo se forman son abundantes en la literatura, especialmente en las Islas Hawaii (Greely y Hyde, 1972; Greely, 1987). Muchas de estas descripciones fueron hechas a partir de observaciones directas en tubos volcánicos activos (Greely, 1971, 1972; Peterson y Swanson, 1974; Lipman y Banks, 1987; Peterson el al., 1994). Algunas incluyen la formación de tubos litorales, pero aunque se han descrito tubos submarinos, incluso a profundidades abisales (> 1.500 m), con presiones superiores a los 15 MPa que no dejan salir los volátiles disueltos en las lavas basálticas (Gregg y Fornari, 1998) previniendo el incremento de viscosidad ya que no hay cambios de la presión hidrostática en su formación (Fornari, 1986), no hay referencias de grandes tubos volcánicos que alcanzando la costa penetren en el mar por largos recorridos y hasta profundidades considerables.
La imposibilidad conceptual de este proceso ha sido corroborada por observaciones de la respuesta de las lavas al llegar a la costa e interaccionar con el agua del mar (Jones y Nelson, 1970; Moore el al., 1973). Según estas descripciones, al entrar las lavas basálticas en el mar forman generalmente pillows, o se fragmentan en capas de hialoclastitas, que se apilan para formar un delta de lava de extensión dependiente del aporte y la profundidad. En este delta pueden progresar los tubos volcánicos, ya que avanzan aislados del contacto con el agua. Si el flujo de entrada es muy elevado y el delta progresa muy rápidamente suelen generarse desplomes, exponiendo el tubo activo a la acción del oleaje e iniciando frecuentemente explosiones por el contacto de la lava con el agua, que acaban destruyendo los tubos (Mattox y Mangan, 1997). En ocasiones menos frecuentes, tubos activos que penetran hasta cierta profundidad aislados del agua quedan súbitamente expuestos por el colapso del frente del delta, generándose entonces fuentes continuas de lava que pueden llegar a construir conos litorales de spatters .
Observaciones directas durante las erupciones de 1969-1971 y 1972-1974 del Kilauea demostraron que cuando lavas pahoehoe entran en el mar en pendientes suaves se enfrían rápidamente hasta detenerse y formar una barrera. Tambien se observó la formación de tubos litorales que permitían el aporte directo bajo el agua de lavas sin fragmentar (Peterson y Tilling, 1980; Peterson el al.. 1994), aunque al aumentar la profundidad y la presión hidrostática el desarrollo del tubo bajo el agua cambiaba a cilindros alargados de lava y, finalmente, a la formación de pillows.
Estas observaciones concuerdan con las realizadas en Canarias. Flujos de lava alcanzando la costay penetrando en el océano se pueden observar en afloramiento en Fuerteventura y Gran Canaria. En la costa oeste de Fuerteventura (en la Caleta Negra, cerca del Puerto de la Peña), una colada basáltica aa pliocena (PLF) penetra en el mar fluyendo sobre una playa (bch) y un talud desarrollados sobre una plataforma de abrasión marina excavada en los basaltos miocenos de Fuerteventura. El contacto de la colada con el agua del mar forma una capa de pillows (plw) sobre
la que sigue avanzando la colada aa en el océano, sin que se observe la presencia de tubos volcánicos.
La transgresión Mio-Pliocena (posiblemente entre 5 y 4 Ma) en Gran Canaria deja una serie de depósitos marinos (conocidos como Miembro Medio de la Formación Detrítica de Las Palmas y que reflejan diferentes subambientes costeros) en los sectores del N-NE de la isla a cotas que oscilan entre 70 a 140 m. Los datos sedimentológicos en estos depósitos indican la existencia de una ancha plataforma marina con unas paleopendientes suaves en torno a 1-5% (Pérez Torrado el al., 2002). En este entorno, tiene lugar la emisión de lavas basálticas alcalinas desde el estratovolcán Roque Nublo. Estas lavas, posiblemente recorriendo casi 20 km desde sus focos emisores (en las áreas centrales del estratovolcán) llegan encauzadas a través de varios barrancos y al llegar a su desembocadura se abren radialmente en la plataforma, coalesciendo y formando frentes de avances a modo de deltas que llegaron a conquistar al mar una superficie mínima de 27 km2. Las potencias de pillow + hialoclastitas (indicadoras de la paleobatimetría, al corresponder a la obliteración instantánea del vaso sedimentario marino por el aporte lávico) van desde unos 20 m hasta desaparecer lateralmente hacia el interior de la isla. Los cortes longitudinales permiten apreciar unos recorridos de coladas de pillows de unos 3 km desde la antigua línea de paleocosta hacia mar profundo (lo más lejano hoy en día se observa en el acantilado de El Rincón). En todos los afloramientos estudiados se observa una muy rica variedad de litofacies que permiten una serie de conclusiones(Gimeno el al., 2000):
1. Elevada tasa de aporte de los flujos subaéreos, que permitió la llegada y rápida expansión de éstos en la plataforma marina sin que aparentemente se obturaran los focos de alimentación.
2. Abundancia de pillows implosionados con múltiples anillos vítreos, propios de medios muy poco profundos.
3. El tránsito de pillows a lavas subaéreas (pahoehoe), visible tanto en secuencia vertical (cuando la potencia de pillows + hialoclastitas habían rellenado el fondo marino), como lateral (en el paso hacia el interior de la isla, donde estaría la antigua paleocosta), muestra siempre la existencia de unos tubos métricos de sección transversal elíptica (eje mayor dispuesto verticalmente, con relación eje horizontal: vertical de 1:3 a 1:2) consistentes en un anillo vítreo externo pluricentimétrico y un relleno hialoclastitizado in situ densamente empaquetado. Ello indica la interacción inicial aguamagma justo en la línea de paleocosta (que iba retrocediendo según se acumulaban las pillows). Estos tubos pasan inmediatamente a una asociación de pillows (en general de sección transversal pluridecimétrica, más raramente métrica) e hialoclastitas, estas últimas dominando según se profundizaba en la secuencia y en el sector frontal de las acumulaciones (hacia mar abierto).
Como conclusión en ningún caso se observa la hipotética continuación de los tubos subaéreos en condiciones submarinas, y esto a pesar de los excelentes afloramientos que permiten hacer reconstrucciones tridimensionales sobre una amplia extensión del terreno, sino, por el contrario, una rápida interacción con agua y transformación de las lavas en pillows e hialoclastitas.
Hay numerosos ejemplos de tubos volcánicos actualmente sumergidos en Canarias pero, con la excepción del tubo dell Corona, la profundidad máxima sumergida es de unos pocos metros (Láinez, 1995). Sólo en algunos casos alcanza los 30 m de profundidad, en tubos formados en lavas de formaciones del Pleistoceno. Es frecuente en estos tubos la presencia de delicada ornamentación y la presencia de minerales secundarios tapizando grietas de retracción en las lavas , estructuras que indican un ambiente subaéreo. Es pues evidente que estos tubos se han inundado con posterioridad a su formación por las oscilaciones de menor amplitud del nivel marino, quedando sólo el tubo del Corona como contemporáneo de una oscilación máxima, en una glaciación.
Las exploraciones de la parte sumergida han permitido observar que el tubo del Corona continúa como un tubo abierto bajo el mar por un tramo de 1,6 km. Sin embargo, la observación del borde litoral actual de las coladas del Corona no muestra señales de contacto de las lavas activas, ya que la dirección de las coladas, los canales lávicos y otras estructuras indicadoras del flujo de las lavas no experimentan ningún cambio apreciable. Las frágiles estructuras de ornamentación mencionadas anteriormente son comunes en los canales y tubos volcánicos de Lanzarote, pero, como se ha indicado, no pueden darse en un tubo activo en un medio submarino.
En conclusión, las observaciones expuestas demuestran claramente la imposibilidad de que un tubo volcánico activo de estas características penetrara en el mar hasta profundidades de > SO m, siendo la única explicación plausible que, como se esquematiza en la figura lOA, la erupción del
Corona coincidiese con un nivel marino al menos SO m más bajo que el actual. El tubo, formado en
condiciones subaéreas, quedaría inundado en la transgresión marina posterior (fig. 10 B). Este modelo es congruente con las edades radioisotópicas obtenidas, ya que el nivel marino parece haber estado por debajo de los SO-lOO m en el período comprendido entre los lS-21 ka, por lo que tanto las edades radioisotópicas como la circunstancia de que el tubo esté sumergido a esta profundidad parecen indicar, como opción más probable, que este evento eruptivo corresponda al último máximo glacial (LGM).
La evolución geológica de la zona de Famara donde se localiza la actividad eruptiva de La Quemada- Corona-Los Helechos se presenta en la sucesión de mapas de la figura 11, en las que se indica el proceso de transgresión-regresión-transgresión mencionado y su correspondencia con la erupción del Corona y la formación del tubo volcánico. Las erupciones que dieron lugar a los conos y coladas de La Quemada y Los Helechos hace más de 90 ka formaron una extensa plataforma lávica sobre la rasa excavada en el escudo Mio-Plioceno de Famara. Las lavas iniciales del Corona
fluyeron entre las de estos volcanes anteriores, posiblemente encajadas en algún barranco excavado en el contacto de ambas. Este escenario favorecería la canalización de las lavas y, eventualmente, la formación del tubo volcánico.
El tubo discurriría siguiendo el cauce del barranco, contactando con la costa situada a 1,6 km de distancia de la actual y unos 80--100 m más abajo . Finalmente, el ascenso del nivel del mar en el presente interglacial dejaría el tubo volcánico sumergido hasta el nivel actual. Importancia de la erosión térmica y mecánica en e! encajamiento del cauce del tubo volcánico de! Corona Un aspecto aún no resuelto definitivamente es en qué medida los tubos volcánicos se encajan excavando térmicamente (draga térmica) su propio cauce. Este aspecto ha sido ampliamente debatido a partir de observaciones directas en tubos activos, pero sin llegar a conclusiones totalmente definitivas.
Algunos autores han inferido que el flujo de la lava en el interior de los tubos es capaz de excavar
en la roca subyacente (Bravo, 1964; Greely, 1971, 1972; Greely y Hide, 1972; Swanson, 1973; Peterson y Swanson, 1974), mientras que otros han utilizado la mecánica de fluidos y modelos térmicos para demostrar que la erosión por el flujo activo de lava en el interior de los tubos es factible (Carr, 1974). Wood (1981) describió un escenario muy similar al que se puede observar en el interior del tubo del Corona en un tubo volcánico prehistórico del Kilauea, donde se ha descrito que la corriente de lava a elevada temperatura ha cortado la roca hasta excavar el cauce del tubo en una colada aa subyacente. Peterson et al. (1994) hicieron observaciones directas a través de skylights (¡ameos) durante la erupción de 1969-1974 del Mauna Ulu, en el Kilauea, para comprobar si se estaba produciendo erosión en el interior del tubo, mediante el cuidadoso seguimiento de los cambios de nivel de la corriente de lava. Los resultados fueron poco concluyentes, por la complejidad de los procesos capaces de generar variaciones en el nivel de flujo dentro del tubo volcánico y la dificultad de realizar observaciones consistentes y continuadas.
No obstante, estos autores concluyeron que la corriente de lava en el tubo estaba en efecto erosionando su propio cauce, mediante una combinación de reblandecimiento térmico y erosión mecánica, tal como había anticipado el modelo propuesto por Carr (1974).
Nuestras observaciones en el tubo del Corona son, en cambio, diferentes, como se ilustra en el esquema de la figura 12. Como se ha descrito, esta erupción comenzó con explosiones estrombolianas, que extendieron un manto de lapilli de proyección aérea en una amplia zona aldededor de la boca eruptiva, siendo inmediatamente recubierto por las coladas de la primera fase de la erupción, que ya se ha mencionado fueron las que formaron el tubo. Esta capa de lapilli puede observarse recubriendo las coladas pre-Corona en algunas secciones del tubo en que se han producido despegues y desplomes de la capa de recubrimiento, exponiendo el sustrato del tubo volcánico. En estas zonas se puede ver el manto de lapilli y la colada subyacente, de unos 6 m de espesor. Puesto que es evidente que las lavas del Corona fluyeron sobre el lapilli ¿puede asumirse que también excavaron el cauce del tubo volcánico penetrando unos 6 m en la colada subyacente? Esta colada basal, claramente anterior al Corona, es una colada basáltica aa con evidentes señales de alteración (relleno incipiente de las vacuolas con carbonatos, manchas solares), pero sin indicios de contacto térmico ni erosión termica o mecánica (slickensides, incisiones, surcos).
La explicación que nos parece más plausible es la ya mencionada: que las paredes verticales de la colada pre-Corona correspondan a las de un barranco. En este caso, el tubo se habría formado al canalizarse el flujo de las lavas por el barranco, proceso que no requiere ningún encajamiento sin-eruptivo por efectos térmicos. El tubo del Corona y los cambios glacio-eustáticos del nivel marino. Implicaciones paleoclimáticas La edad radiométrica obtenida, de alrededor de 21 ka, sitúa la emisión lávica en la extensión máxima del último avance glaciar (MIS 2) que tuvo lugar entre hace 18 y 21 ka (Berger, 1992; Petit et al., 1999; Pailler y Bard, 2003), época en que, por la gran cantidad de agua almacenada en los glaciares, el nivel del mar estaba mucho más bajo que en la actualidad. Se estima su posición en unos 120 m por debajo del nivel actual (Chappell y Shackleton, 1986; Bard et al., 1990).
La deglaciación, que culmina con el interglacial holoceno (MIS 1), terminó hace 7 ka. Trajo como consecuencia una rápida subida del nivel del mar, bien que en dos fases, superando incluso su nivel actual. De esto hay testimonios sobre las lavas del Corona, consistentes en depósitos marinos que, paralelamente a la costa actual, se instalaron encima del exterior del tubo volcánico. Se trata de las características areniscas claras y conglomerados conteniendo fósiles marinos litorales o beach rocks correspondientes a una playa cuya berma alcanza los +3m amsl. La fauna carece de las especies senegalesas que caracterizan a los depósitos marinos correspondientes al máximo calentamiento pleistoceno en las Canarias (Meco et al., 2002) ocurrido durante el último interglacial. Diferentes edades radiocarbónicas se han obtenido para las conchas fósiles de estos depósitos marinos. Estas dataciones, debido a diversas limitaciones del método aplicado, deben tomarse como orientativas e indican, en su conjunto, que la subida del mar tuvo lugar a continuación del máximo térmico holoceno, probablemente entre 4 y 6 ka B. P. (Meco et al., 1997, Zazo et al., 1997, 2002). Hay, además, una segunda oscilación más tardía (menos de 2 ka B.P.) cuyos restos corresponden fundamentalmente al relleno de cubetas dispersas en los depósitos marinos anteriores.
Entre las coladas basálticas del Corona y el depósito marino holoceno están instaladas unas arenas
eólicas de color rojizo, por su alto contenido en arcillas, que corresponden al período húmedo del inicio del Holoceno (Meco et al., 2003) y muestran que la antigüedad de los depósitos marinos no puede coincidir con la de las lavas, en contra de lo afirmado por Zazo et al. (1997, 2002), que asignan una edad de 5.000 a. B.P. a la erupción del volcán Corona, deducida de su supuesta relación con el depósito marino.
Implicaciones de la edad de la erupción del Corona en el modelo genético de las Islas Canarias
La ocurrencia de una importante erupción en Lanzarote en 1730 (Carracedo y Rodríguez Badiola, 1991; Carracedo et al., 1992) y la presunción general de que la del Corona (y, por extensión, todo el volcanismo reciente de Famara) era asimismo muy reciente, ha sido reiteradamente utilizada como evidencia incuestionable en contra de un modelo de punto caliente como el proceso principal en la génesis de las Canarias, para el que han propuesto diversas alternativas. Además de la conocida fractura propagante de Anguita y Hernán de 1975 -que luego han modificado aceptando la presencia de una anomalía térmica, es decir, un punto caliente (Anguita y Hernán, 2000)--, Rothe (1996) ha propuesto una correlación del magmatismo de las Canarias con una falla transformante , concretamente la denominada North Canary transform fault.
King y Ristema (2000) insisten en el aparentemente excluyente papel de la erupción de 1730 de Lanzarote en la aplicación de un modelo de punto caliente para las Canarias, proponiendo como alternativa un complejo proceso de convección en el límite continente-océano (COB) para explicar esa reciente actividad volcánica en el extremo más antiguo del archipiélago.
Sin embargo, la ocurrencia de actividad volcánica reciente (holocena y pleistocena) en Lanzarote -también en Fuerteventura y Gran Canaria (CoeIIoet al., 1992; Carracedo et al., 2002; Guillou et al., 2004b)- no supone evidencia utilizable para descartar un modelo de punto caliente. Aunque es indudable que en estas alineaciones hay una drástica disminución de la actividad volcánica al alejarse las islas de la vertical del punto de generación del magma, es muy posible que el agotamiento definitivo de esa actividad dependa de factores muy diversos, fundamentalmente la fertilidad de la anomalía térmica del manto, la memoria térmica residual en cada isla, y la velocidad de desplazamiento de la placa correspondiente (Walker, 1990; Carracedo et al., 1998,2002; Carracedo, 1999). La existencia de volcanismo (menor) de rejuvenecimiento después de la fase principal en escudo y la fase de erosión durante el reposo eruptivo es una pauta bien conocida en el desarrollo de todas las islas volcánicas oceánicas de punto caliente, como fue puesto de manifiesto en las Islas Hawaii (Stearns, 1946; Walker, 1990). En Kauai, la isla más antigua del archipiélago hawaiano, ha habido erupciones en el Pleistoceno superior (Reiners et al., 1998).
También ha habido erupciones muy recientes (en 1790) en Maui (Oostdam, 1965); en Molokai, en la península de Kaulapapa hace unos de 350 ka (Clague et al., 1982), y en Oahu (Volcán Koolau, Walker, 1990). Si consideramos que el desarrollo subaéreo de la isla de Hawaii se ha realizado desde el Pleistoceno superior, coincidiendo con el volcanismo terminal de Kauai, es evidente que el mismo escenario actual de Canarias se dio en esa época en las Hawaii -el prototipo y modelo de las alineaciones de punto caliente--, con actividad simultánea en ese momento a ambos extremos de la cadena de islas.
La mayor prolongación del volcanismo residual posterosivo en las Canarias puede explicarse por la mayor concentración de la pluma hawaiana frente a la de Canarias, más difusa, y, particularmente, por la mayor velocidad --ele 5 a 10 veces- de la placa Pacífica respecto a la Africana (Clague and Dalrymple, 1987; Carracedo, 1999). Las aparentes incompatibilidades indicadas por Rothe (1996) y King y Ristema (2000) se hacen menos evidentes si consideramos las enormes diferencias en las tasas y volúmenes del volcanismo de los últimos 20 ka en La Palma (Carracedo et al., 2001; Guillou et al., 2001) y Lanzarote (Coello et al., 1992; Carracedo y Rodríguez Badiola, 1993). Por otra parte, dataciones radioisotópicas obtenidas para el volcanismo subaéreo más antiguo de La Palma (Guillou et al., 2001), El Hierro (Guillou et al., 1996), La Gomera (Paris et al., subm.) y Tenerife (Guillou et al., 2004 a, b) aportan evidencia muy sustancial de la progresión constante oeste-este de las edades en las Canarias, pauta similar a la observada en las Hawaii, donde se ha considerado entre los rasgos más significativos para relacionar su origen con un punto caliente.
Conclusiones
Parece que no ha habido actividad volcánica en Lanzarote entre la erupción de 1730 y la que corresponde a la alineación volcánica La Quemada-Corona- Los Helechos, en el escudo Mio-Plioceno de Famara. Esta observación parece estar en consonancia con el estadio evolutivo de esta isla, en una fase post erosiva muy avanzada, donde la actividad de rejuvenecimiento es típicamente residual y de muy baja frecuencia.
De estos volcanes se ha podido datar el de Los Helechos en 91 Ka. Respecto al Corona, la edad de unos 5 ka obtenida por luminiscencia IRSL propuesta por Z611er et al. (2003) es claramente inconsistente y no tiene relación alguna con esta erupción; las dataciones de Th-U y 14C de Zazo et al. (1997, 2002) tampoco tienen relación directa con este episodio eruptivo, ya que se obtienen de conchas de depósitos marinos claramente apoyados en las coladas del Corona y muy posteriores a la erupción. Las determinaciones de 40Arj39Ar dan, en cambio, una edad ponderada de 21 ± 6,5 ka. La formación durante esta erupción de un espectacular tubo volcánico de unos 7,6 km de longitud y secciones transversales superiores a los 25 m, y el hecho de que los últimos 1,6 km estén sumergidos hasta profundidades exploradas de > 80 m ha ayudado a reforzar aún más la fiabilidad de esta edad, que queda limitada por el período en que el nivel del mar descendió a ese nivel, en coincidencia con el último máximo glacial (18-21 ka).
La formación del tubo del Corona es, pues, un raro ejemplo de coincidencia de una erupción con el
relativamente corto período de un máximo glacial, y pone de manifiesto la presencia en Canarias de importantes descensos del nivel marino en correspondencia con los cambios climáticos globales.
No hay comentarios:
Publicar un comentario