La Laguna, el gran volcán freatomagmático prehistórico
Barlovento, entre su riqueza paisajística, tiene además de abundante y frondosa masa boscosa, una serie de enclaves de interés geológico que sirven para comprender la formación de la última etapa de la serie antigua de Taburiente, ya extinta desde hace más de 500.000 años. Uno de esos enclaves de mayor interés es sin duda la gran Laguna de Barlovento, un colosal volcán de tipo freatomagmático cuyo cráter ovalado en el sentido E-NE tiene un diámetro de 560 metros.
Este tipo de construcción volcánica, en la cual está catalogada La Laguna, al igual que la Caldereta de Santa Cruz de La Palma, se denomina MAAR o anillo de toba, con morfologías distintas a los conos de piroclastos tan comunes. La interacción explosiva entre el magma y el agua da lugar a erupciones muy explosivas y a otras formas de volcanes monogenéticos. Los maares son depresiones circulares de paredes bajas y empinadas y de fondo plano formadas en erupciones freatomagmáticas, en los que con frecuencia se sitúa un lago y que está rodeado por depósitos de tobas freatomagmáticas características.
Las erupciones hidromagmáticas son aquellas detonadas por el contacto entre magma en ascenso y agua externa subterránea o superficial (Wohletz y Sheridan, 1983; Fisher y Schmincke, 1984; Cas y Wright, 1987). A partir de estudios experimentales, Wohletz (1986) describió el proceso como una "interacción combustible-enfriante" (Fuel-Coolant Interaction), en el cual dos materiales, uno (combustible) con temperatura mayor al punto de ebullición del otro (enfriante), entran en contacto y permiten la transformación de energía térmica en energía cinética a escalas de tiempo menores a 1 milisegundo (Wohletz y Heiken, 1992; Morrissey, 2000).
En el caso de las erupciones freatomagmáticas como la que nos ocupa en el caso de La Laguna de Barlovento, el combustible es el magma y el enfriante es el agua freática (Morrisey, 2000). La erupción ocurre por la expansión volumétrica violenta del agua externa al ser rápidamente calentada-vaporizada por el contacto con el magma. La expansión explosiva que conlleva un cambio en la energía cinética, en la energía potencial y en el volumen del sistema, resulta en un trabajo mecánico manifestado por la fragmentación del magma y de la roca encajonante, la excavación del cráter, la dispersión de tefra, perturbaciones acústicas-sísmicas, así como el enfriamiento abrupto del magma (Wohletz y Heiken, 1992; Pardo, 2008).
Los aparatos volcánicos más representativos de las erupciones freatomagmáticas son los maares, los cuales consisten en cráteres que excavan el suelo preeruptivo y depósitos que comprenden fragmentos juveniles, accesorios y accidentales, donde la mayor parte de los productos son transportados y acumulados por oleadas piroclásticas basales (Wohletz y Sheridan, 1983; Lorenz, 2007).
Los volcanes tipo Maar-Diatrema son, después de los conos de escoria, el segundo tipo de volcanes más comunes en continentes e islas (Schmincke, 2004), y se forman cuando el magma (independiente de su composición) asciende a través de un dique alimentador y entra en contacto con agua subterránea, generando una explosión súbita y violenta, debido a la fragmentación frágil del magma y la expansión del vapor de agua calentado (Zimanowski et al. 1997, Lorenz 2003).
Estos volcanes se caracterizan por cráteres típicamente de 500-1500 m de diámetro (La Laguna con 560 metros), que están adosados bajo la superficie del terreno pre-eruptivo; anillos de tefra de bajo perfil, compuestos por depósitos ricos en líticos emplazados a partir de corrientes de densidad piroclásticas, trayectorias balísticas y precipitación; y por cuerpos con forma de embudo (diatremas) de roca de caja brechizada, depósitos piroclásticos (en parte debido al hundimiento de depósitos de anillo de tefra en el cráter) e intrusiones de hipabisales ( White y Ross , 2011; Cas y Wright, 1987) (figura 2).
Se supone que una barrera de presión hidrostática de aproximadamente 20 a 30 bares controla el nivel máximo de profundidad de la interacción magma/agua subterránea. Al igual que en los volcanes submarinos y subglaciales, se supone que las explosiones iniciales de vapor de agua formadoras de maar ocurren a poca profundidad y producen un maar pequeño con una diatrema poco profunda, pero debido a la disponibilidad limitada de agua subterránea y la expulsión de agua subterránea en forma de vapor, la barrera de presión de confinamiento se desplaza hacia abajo. Por consiguiente, las explosiones de vapor de agua pueden tener lugar en niveles consecutivos más profundos, con el resultado de que la diatrema penetre hacia abajo y crezca en tamaño. Dado que los maares son cráteres de colapso que resultan de la expulsión de bloques de pared fragmentados por explosiones de vapor de agua a nivel de la zona de la raíz de la diatrema, la penetración descendente de un diatrema no solo produce un aumento del tamaño de la diatrema sino también un aumento del tamaño del maar suprayacente (Lorenz, 1986).
Si la disponibilidad de agua subterránea es limitada, se llegará a un punto donde la falta de agua permitirá que el magma crezca dentro de la diatrema y forme un cono de escoria o un lago de lava dentro del maar (Lorenz, 1986).
Es así como el estudio de los volcanes tipo maar adquiere relevancia dado que proporcionan información del subsuelo al muestrear niveles profundos, en donde ocurre el encuentro de agua subterránea con el magma ascendente (Cano y Carrasco, 2008).
Gracias a la perforación de la Galería Los Girineldos, la única que atraviesa radialmente las entrañas bajo el cráter de La Laguna, se observa como la erupción fue ocasionada por dos grandes fracturas, que actualmente han consolidado en dos diques de gran potencia o espesor, en sentido E-NE. El cráter está inundado de restos de tefra ya meteorizada, al menos a 60 metros de profundidad, como así han demostrado los estudios geotécnicos llevados a cabo en la balsa.
La erupción tuvo varias fases, como así demuestran sus estratos de las paredes del anillo de toba, donde la actividad freática tuvo especial relevancia en las etapas finales de la misma, con la emisión de materiales muy fragmentados que hicieron sepultar en capas de gran espesor los ya consolidados, y generando un campo de piroclastos que actualmente se ha observado bajo Las Llanadas de Bona, gracias a la Galería El Capricho (la cual pasa por debajo del manto piroclástico de La Laguna), que son superiores a los 75 metros en un área de 1,5 km2 (cerca del cráter).
Este volcán, debió tener la suficiente potencia como para dejar la isla entera, tal y como era en la época, sumida en la noche a pleno día, con el gran manto de ceniza que debió generar.
Sus coladas generaron encauce por el actual barranco de Álvaro Díaz, desalojando el volcán por la actual bahía y plataforma de La Galleta (sepultada posteriormente por otra erupción posterior). Es dificil hallar si hubo, que con mucha seguridad sí, más centros eruptivos adventicios al cráter, ya que solo es fácil observar el discurrir de la principal colada, dado el relieve creado, y ya meteorizado actualmente.
José Miguel Rodríguez.