Análisis de los riesgos geológicos en el archipiélago canario : origen, características, probabilidades y tratamiento

              G E O L O G Í A
Núm. 51 (2005) 513
68 ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS
EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO: ORIGEN,
CARACTERÍSTICAS, PROBABILIDADES
Y TRATAMIENTO
P O R
J. C. CARRACEDO, F. J. PÉREZ TORRADO,
E. RODRÍGUEZ BADIOLA, A. HANSEN MACHÍN,
R. PARIS, H. GUILLOU Y S. SCAILLET
1. INTRODUCCIÓN
Existe ya una comprensión amplia de la mayoría de las cues-tiones
fundamentales de la geología de las Islas Canarias, aun-que
aún quedan aspectos importantes por estudiar y dilucidar,
entre otros, el de una adecuada evaluación científica de los ries-gos
geológicos, principalmente el volcánico. El incuestionable
avance ha sido posible gracias a la cantidad y calidad de los
estudios geológicos realizados en las últimas décadas por gru-pos
españoles y extranjeros. A la clarificación final de muchos
conceptos ha contribuido decisivamente la adopción en época
relativamente reciente de varias estrategias que han supuesto un
cambio en relación con las que generalmente se venían utilizan-do
para el estudio de este archipiélago volcánico. De entre és-tas,
cabe destacar las siguientes:
1. El enfoque preferente de la investigación en las islas oc-cidentales,
invirtiendo la idea original que supuso iniciar y con-centrar
el estudio del Archipiélago por su extremo más antiguo
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y próximo al continente africano, contrariamente a la forma
habitual y lógica en estas alineaciones de islas oceánicas donde
la investigación se ha enfocado generalmente en las islas más
recientes. A título de ejemplo, en las Islas Hawaii el mayor es-fuerzo
se ha aplicado a la Isla Grande —Hawaii—, lo que no
sólo facilitó la rápida comprensión de la geología de todo ese
archipiélago, sino de las islas oceánicas en general. En efecto,
gracias al estudio de esa isla y de ese archipiélago se aportaron
ideas cruciales de valor general, como el modelo de origen más
aceptado de las alineaciones de islas volcánicas oceánicas de
intraplaca y de sus etapas de desarrollo.
El inicio del estudio de las Canarias por las islas orientales,
aunque un hecho circunstancial de difícil valoración en la épo-ca,
no sólo ha supuesto un considerable retraso en la compren-sión
de la geología general de estas islas, sino que ha propicia-do
una injustificada relación con la tectónica continental. Esta
idea ha conducido a considerar a las Canarias como «especia-les
», sacándolas del marco general de las islas volcánicas
oceánicas de intraplaca, lo que sin duda complicó y retrasó
significativamente su adecuado conocimiento geológico y la com-prensión
de los procesos evolutivos que controlan la distribución
espacial y temporal del volcanismo, paso imprescindible para
empezar a evaluar correctamente los riesgos geológicos en el
Archipiélago.
2. El cambio en la valoración de la importancia de la re-construcción
precisa —con abundantes dataciones radiomé-tricas,
inversiones geomagnéticas, etc.— de la historia geológica
de las islas y de sus principales etapas de desarrollo, pasando a
considerarlas no la consecuencia sino el marco imprescindible
para los estudios más detallados de carácter petrológico, geo-químico,
geofísico, de valoración de riesgos eruptivos, etc.
3. El estudio de las grandes estructuras que controlan el
crecimiento de los edificios insulares —los rifts activos— y su des-trucción
masiva —los deslizamientos gigantes—. Estas megaes-tructuras,
estudiadas profusamente en otras islas volcánicas si-milares,
como las Hawaii, son fundamentales para explicar
aspectos tan importantes como la formación del relieve y los
paisajes más característicos, la existencia de reservas subterrá-
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ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 3
neas de agua, etc., y tienen una importancia primordial en la
comprensión y evaluación de los riesgos geológicos y su distri-bución
espacial y temporal.
Parece evidente pues, que el esfuerzo de investigación en el
campo de la geología ha sido suficientemente importante en
Canarias como para que se hayan resuelto, a un nivel compa-rable
al de los demás conjuntos de islas volcánicas oceánicas
intraplaca, los problemas más importantes: su origen, la edad
de las islas, sus grandes formaciones y estructuras, las etapas
de evolución principales, los diferentes tipos de magmas y me-canismos
eruptivos, etc. Sin embargo, esto no es en absoluto así
en el campo de la geofísica, donde la mayoría de las cuestiones
más importantes o no están contestadas en absoluto, o lo están
de forma muy ambigua e insuficiente. En efecto, quedan por
dilucidar aspectos fundamentales que ya han sido resueltos en
las islas Hawaii, Réunion, etc., como el origen de la sismicidad,
las características de las cámaras magmáticas (profundidad,
geometría, condiciones de presión y temperatura, etc.), las va-riaciones
en los periodos inmediatamente pre-eruptivos de los
principales parámetros indicadores (sismicidad, gases, tempera-turas,
deformaciones del terreno, etc.). En la erupción de 1971
en La Palma (el volcán Teneguía), se perdió la última oportu-nidad
de evaluar adecuadamente la mayoría de estos paráme-tros
efímeros —especialmente la sismicidad directamente pre-eruptiva—,
indispensables para una correcta evaluación de las
situaciones futuras de previsible inminente erupción, evitando
la proliferación de falsas alarmas. En este aspecto, es absolu-tamente
esencial el seguimiento instrumental continuado de
estos parámetros durante largos periodos de tiempo, con obje-to
de definir el fondo normal («base line» en terminología in-glesa)
característico de cada edificio volcánico, que permita
definir con mayor grado de certeza las situaciones de anormali-dad
potencialmente pre-eruptivas, aislándolas de las falsas alar-mas.
Este aspecto está aún muy deficientemente logrado en Ca-narias.
Si bien los estudios geológicos y volcanológicos se han podi-do
ir completando con la colaboración de grupos de investiga-ción
locales, nacionales y extranjeros, los estudios geofísicos no
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4 J. C. CARRACEDO Y OTROS
han mantenido un nivel similar. Sin embargo, sólo cuando los
estudios geofísicos proporcionen un nivel de conocimiento equi-parable
podrá alcanzarse un nivel aceptable en la comprensión
y evaluación científicamente correcta de los riesgos geológicos.
Por otra parte, sólo si se definen los parámetros característicos
de cada edificio volcánico activo en condiciones de normalidad
y durante periodos suficientemente largos, se darán las condi-ciones
para una aproximación a la detección temprana fiable de
las situaciones de crisis reales, evitando las falsas alarmas que
perjudican tanto la credibilidad de la ciencia como los intereses
económicos y la calidad de vida de la población afectada.
La incapacidad de dar respuesta científica adecuada y fiable
a las principales amenazas geológicas por falta de algunos co-nocimientos
indispensables, determinando claramente su natu-raleza,
distribución, probabilidades y actuaciones preventivas, ha
impedido hasta el momento transformar inequívocamente las
investigaciones geológicas y geofísicas en conocimientos que se
perciban como indiscutiblemente útiles desde un punto de vista
más directamente social, similar, por ejemplo, al obtenido en la
investigación de las reservas de agua subterránea, de la fauna y
flora, la astrofísica, la prevención de los incendios forestales, los
espacios naturales, etc.
La evaluación de los riesgos geológicos y la definición de
medidas para su mejor prevención, se ha venido tratando sin el
apoyo, unidad de criterio, continuidad, profundidad y rigor ne-cesarios
en una zona con volcanismo activo y, posiblemente,
entre las más densamente pobladas en su género en todo el pla-neta,
en contraposición con lo ya realizado en otros archipiéla-gos
volcánicos, algunos mucho menos poblados y con un desa-rrollo
económico y tecnológico inferior.
Estas deficiencias se han puesto claramente de manifiesto en
el mantenimiento de una situación de alarma asociada a una
supuesta crisis volcánica desde abril de 2004, que en realidad ha
sido una falsa alarma basada en datos e interpretaciones de
escasa consistencia científica y cuya explicación última, anali-zada
más adelante, se concreta en una clara interferencia de
carácter político, causando un severo daño para la credibilidad
científica y tecnológica españolas, a la capacidad de las autori-
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ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 5
dades para hacer frente eficazmente a este tipo de riesgos, y un
innecesario largo periodo de intranquilidad para la población de
Tenerife y un serio detrimento de la imagen de la isla como
destino turístico seguro.
2. LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN CANARIAS
Como otros aspectos relevantes de la geología de las Cana-rias
(origen, magmatismo, etc.), la naturaleza y características
de los riesgos geológicos están claramente condicionadas por el
proceso que ha dado lugar a la creación de las condiciones nece-sarias
para la formación del propio Archipiélago. La discusión
sobre el modelo de génesis de las Canarias (un análisis de este
tema puede encontrarse en Carracedo et al., 1998a,b, 2002 y
Carracedo y Pérez Torrado, 2001) deja de ser, pues, una mera
controversia académica. Aunque unos pocos autores defienden
en solitario la génesis del Archipiélago en relación con la
tectónica africana (Anguita y Hernán, 1975, 2000), se acepta
hoy de forma general que las Canarias, al igual que sus archi-piélagos
vecinos de Cabo Verde y Madeira, corresponden clara-mente
al volcanismo propio de interior de placa, directamente
relacionado con la actividad de una anomalía térmica del man-to
o punto caliente.
Si prescindimos de los riesgos asociados a lluvias torrenciales
y avenidas de barrancos —los que mayor incidencia real tienen
por su frecuencia, pero que podemos considerar como de carác-ter
meteorológico— los principales riesgos geológicos en Cana-rias
son los típicos de las islas volcánicas oceánicas de punto
caliente o intraplaca. Para su análisis los diferenciaremos en
sísmicos, eruptivos y tectónicos.
2.1. El riesgo sísmico y la sismicidad
de origen volcánico
El modelo de génesis y las características geológicas descri-tas
para las Canarias como una alineación de islas oceánicas de
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punto caliente, nos sirve para abordar la explicación del origen
de la sismicidad en el Archipiélago e intentar caracterizarla.
Los estudios realizados demuestran que la sismicidad en el
interior de las placas litosféricas es poco significativa, siendo
FIG. 1.—A) Terremotos de magnitud >5 registrados en la alineación de las
Islas Hawaii en el periodo 1960-1996. La mayoría son de 5-6 grados de
magnitud, pero se han superado los 7. B) Sismicidad (M>5) registrada en el
Atlántico Norte, Europa y el norte de África en el periodo 1960-2003
(1 único evento de esta magnitud en Canarias). Obsérvese la escasa sismicidad
en ambos casos en el interior de las placas, excepto en los propios archipié-lagos
volcánicos, en comparación con las zonas circundantes de borde de
placa (Imágenes tomadas de Earthquakes and Eruptions, de la Smithsonian
Institution Global Volcanism Program, ww.volcano.si.edu/gvp/).
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ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 7
estas esencialmente asísmicas, concentrándose la sismicidad
—al igual que el volcanismo— mayoritariamente en sus bordes.
Sin embargo, existe cierta actividad sísmica en zonas concretas
del interior de las placas litosféricas, generalmente asociadas a
archipiélagos volcánicos y sus inmediaciones. Un claro ejem-plo
es el de las Islas Hawaii, donde abundan los terremotos
de magnitudes relativamente elevadas en el área de las islas
(fig. 1 A), mientras que el océano circundante está prácticamen-te
exento de sismicidad. La explicación estriba en que la activi-dad
sísmica está condicionada por la propia existencia de las
islas volcánicas (por decirlo gráficamente, si no existieran las
islas no habría terremotos). En efecto, en este tipo de islas la
sismicidad está, de una forma u otra, asociada a los procesos
magmáticos y eruptivos que han originado las islas y continúan
actuando, y a los derivados del crecimiento de los edificios insu-lares
(Klein et al., 1987). En el Atlántico, un océano limitado
fundamentalmente por bordes continentales pasivos, este tipo de
actividad es prácticamente inexistente, excepto en los bordes de
placa (la cordillera central del Atlántico, la falla Azores-Gibral-tar
y la zona de subducción del Caribe), y en los archipiélagos
volcánicos, principalmente Cabo Verde y Canarias (fig. 1 B).
La sismicidad en las islas volcánicas oceánicas de intraplaca
está principalmente asociada a cuatro procesos: 1. La fractura-ción
hidráulica producida por la inyección de magma, general-mente
en forma de diques, que pueden alcanzar la superficie y
producir una erupción volcánica (1 en la fig. 2), o, más frecuen-temente,
quedar como una intrusión más o menos profunda en
el interior del edificio insular (2), o en la corteza oceánica (3),
ya que sólo una pequeña porción de las intrusiones da lugar a
una erupción (Banks et al., 1993; Gudmundsson et al., 1999);
2. Los procesos de asentamiento de los edificios volcánicos, ge-neralmente
resueltos en fallas normales, unas veces en los edi-ficios
volcánicos más inestables (4), en el propio edificio insular
(5), o en la corteza oceánica (6); 3. La generación de fallas in-versas
de escape en la base y perímetro de los edificios insulares
por acumulación gravitatoria de los materiales más pesados, que
forman grandes masas de acumulados ultramáficos muy den-sos
que por su peso «empujan» el perímetro basal de las islas
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8 J. C. CARRACEDO Y OTROS
hacia fuera, dando lugar a escapes laterales y fallas inversas a
las que se asocia la sismicidad más importante (7). Es este últi-mo
caso el que puede dar lugar a una sismicidad de magnitud
significativa, que dependerá de la masa de los edificios insula-res
y sus tasas de crecimiento. La isla de Hawaii, de mucho
mayor volumen que cualquiera de las Canarias y con una tasa
de crecimiento mucho mayor, presenta una actividad sísmica
muy importante en frecuencia y magnitud, incluyendo eventos
de magnitud > 7 (Klein et al., 1987). En las Canarias, de menor
volumen y más lento crecimiento, la sismicidad es mucho me-nor
y la magnitud de los terremotos posiblemente esté limitada
a valores inferiores a 5.5-6 (Richter). Sin embargo, la sismicidad
asociada a las fases inmediatamente pre-eruptivas puede ser de
magnitud considerable (Monge, 1980), aunque con extensión
limitada a un entorno de la zona y de duración restringida al
propio proceso eruptivo; y 4. En el caso de existir cámaras su-perficiales,
generalmente diferenciadas, pueden presentarse res-puestas
tectónicas a diferencias en la presión magmática, gene-rando
sismicidad (8). Es posible, además, que haya habido
eventos sísmicos extraordinarios de magnitudes considerable-mente
mayores relacionados con los grandes deslizamientos
gravitatorios del pasado geológico de las Canarias.
Como corolario, parece razonable pensar que, por su esce-nario
geológico, las Canarias estén exentas, al menos en un pla-
FIG. 2.—Esquema que ilustra los procesos que originan los principales ti-pos
de terremotos en islas volcánicas oceánicas. Explicación en el texto.
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ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 9
zo geológico corto (miles o decenas de miles de años), de
sismicidad comparable no sólo a la de los bordes de placas, sino
incluso al de otras islas volcánicas oceánicas de intraplaca, como
las Hawaii. Es este un aspecto muy favorable, ya que son los
terremotos de magnitudes >7 los que producen con gran dife-rencia
los mayores daños y pérdida de vidas, tanto por las pro-pias
ondas sísmicas, como por la generación de tsunamis
(Attwater et al., 2001).
Por otra parte, a diferencia de las erupciones volcánicas, los
movimientos sísmicos no pueden ni predecirse (es decir anun-ciar
antes de que ocurran, el lugar, fecha y magnitud) ni detec-tarse
con cierta antelación (alarma temprana). Esto es imposi-ble
con el conocimiento actual, pero puede que nunca puedan
serlo si los terremotos son, como se supone, sistemas críticos
auto-organizados (SCA) en perpetuo estado de desequilibrio,
donde cualquier rotura puede convertirse en un gran terremo-to,
por ello sin posible predicción ni detección instrumental (Bak
y Tang, 1989: Scholz, 1997; Geller, 1997, 1999; Geller et al.,
1997; Main, 1997; Jones et al., 2002).
Otro aspecto importante de la sismicidad en islas volcánicas
intraplaca activas, es que constituye el parámetro más potente
y decisivo en el estudio de los sistemas volcánicos activos y en
la detección temprana de erupciones que, a diferencia de los te-rremotos,
generan desde sus fases iniciales y mucho antes de al-canzar
la superficie fenómenos y cambios fácilmente apreciables
y registrables, fundamentalmente sismicidad y deformaciones del
terreno. Sin embargo, para el estudio detallado de los volcanes
activos y para que la detección temprana de erupciones sea fia-ble
y no genere frecuentes falsas alarmas, muy contraproducen-tes,
se requiere una aproximación completamente diferente al
estudio de la sismicidad propia de ambientes puramente tectó-nicos.
En los ambientes volcánicos estas peculiaridades se cifran
fundamentalmente en la diferente geometría y densidad de las
redes instrumentales (número y disposición de las estaciones
sísmicas de estudio y vigilancia) y en la necesidad de mantener
largos periodos de observación continuada para definir el nivel
de fondo (base line) de cada edificio volcánico.
En este aspecto, las Islas Canarias presentan graves deficien-
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cias. La existencia de un centro geofísico oficial, dependiente del
IGN, y la ausencia de un instituto volcanológico con apoyo ofi-cial,
han propiciado un enfoque totalmente desviado hacia el
estudio de la sismicidad «tectónica», es decir, asociada a proce-sos
independientes del volcanismo, esencialmente fallas corticales
en zonas relacionadas con bordes activos de placa o su entor-no,
como la parte meridional de la península Ibérica, los Piri-neos,
etc. En esta filosofía, el despliegue instrumental y los ob-jetivos
son similares a los del resto de la red sísmica que el IGN
tiene instalada por todo el territorio nacional, de la que Cana-rias
es una simple extensión. Sin embargo, si bien para la vigi-lancia
y estudio de ese tipo de sismicidad puramente tectónica
es suficiente un número relativamente reducido de estaciones
sísmicas, no lo es en absoluto para el estudio y vigilancia del
volcanismo, como se ha indicado. Se da la paradoja de que en
Canarias haya un centro para atender a una sismicidad que en
realidad no existe (la asociada a bordes de placa y grandes fa-llas
de la España peninsular), mientras que se carece de medios
adecuados para el estudio de la sismicidad asociada al volca-nismo
(en principio toda la de Canarias), siendo precisamente
Canarias la única región con volcanismo activo de España.
Un ejemplo puede aclarar esta situación. Mientras que en
Canarias sólo existen unas pocas estaciones sísmicas (una o dos
por isla), en la isla de Hawaii llegaron a lo que consideraron la
red de densidad óptima en 1984 (fig. 3), cifrada en 53 estacio-nes
sísmicas, la mayor parte para el estudio y vigilancia de los
volcanes Mauna Loa y Kilauea (http://hvo.wr.usgs.gov/earth-quakes/
history/). Existe en el archipiélago de Hawaii una red
simple o de primer nivel, similar a la actual de Canarias, con
unas pocas estaciones en todas las islas. Sin embargo, la densi-dad
de estaciones sísmicas es muchísimo mayor en la isla que
tiene volcanismo activo (Hawaii), porque su objetivo primordial
es, justamente, el estudio del volcanismo. Este hecho explica el
preciso conocimiento de las características y condiciones de las
cámaras magmáticas y conductos de alimentación de esos vol-canes
hawaianos (Ryan et al., 1981; Tilling et al., 1987; Carra-cedo
y Tilling, 2003), en contraste con el desconocimiento casi
total de estas estructuras en los volcanes canarios activos (Teide,
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FIG. 3.—Terremotos de magnitud >3 registrados en la isla de Hawaii en el
periodo 1960-1996. La mayoría son de 5-6 grados de magnitud, pero se
han superado los 7. Como puede observarse la mayoría son de origen vol-cánico,
relacionados con los volcanes activos, incluyendo los de los flancos
submarinos, como el volcán submarino Loihi, la próxima isla a punto de
emerger. Otra parte importante están relacionados con los procesos indica-dos
en la figura 2, especialmente en los bordes submarinos del edificio
insular (línea de trazos). Se indican las 53 estaciones sísmicas que el
Hawaiian Volcano Observatory (HVO) del USGS instaló en la isla hasta
1983, considerando este número el óptimo para el estudio del volcanismo
de la isla. Contrasta este número con la única estación sísmica operativa en
el centro de la isla de Tenerife en la crisis de 2004, una de las causas prin-cipales
de la ambigüedad en las interpretaciones y, en consecuencia, de la
alarma generada (Imágenes tomadas de Earthquakes and Eruptions, de
la Smithsonian Institution Global Volcanism Program <ww.volcano.si.edu/
gvp/> y del HVO <http://hvo.wr.usgs.gov/earthquakes/history/>.
Dorsal Noroeste de Tenerife, Cumbre Vieja, etc.) (García Fer-nández
et al., 1988). Estas notorias deficiencias están sin duda
en la base de la continua difusión de noticias catastrofistas, re-lacionadas
unas veces con una posible erupción del Teide a fe-
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cha fija (Canarias 7, 2004), y otras con un deslizamiento del
flanco de Cumbre Vieja (Horizon, BBC, 2001; McGuire, 2005,
El Mundo, 2005, etc.). Sólo un conocimiento adecuado, que re-quiere
objetivos claros y medios suficientes, puede contrarrestar
adecuadamente estas teorías catastrofistas.
2.2. El riesgo volcánico
Aunque se han elaborado diversos trabajos sobre el riesgo
eruptivo en Canarias (Carracedo et al., 1990b; Araña, 1995;
Carracedo, 1995a,b, 1998, 2001; Solana, 1998; Araña et al.,
2000; Felpeto, 2002), estos trabajos adolecían en general de la
falta de edades radiométricas que permitieran una reconstruc-ción
precisa de la historia volcánica de los diversos volcanes
activos, imprescindible en cualquier evaluación de peligros y
riesgos eruptivos. Esta deficiencia era especialmente acusada en
los edificios volcánicos más recientes, como Cumbre Vieja en La
Palma, y El Teide y la Dorsal Noroeste en Tenerife.
Es obvio que cualquier consideración que intentemos hacer
sobre el posible comportamiento futuro del volcanismo en Ca-narias
(y en cualquier parte) ha de basarse en el estudio y re-construcción
de la historia eruptiva pasada. A escala geológica
(centenares de miles o millones de años) las pautas pueden cam-biar
drásticamente, pero no a escala humana (cientos o miles
de años a lo sumo), en que puede suponerse como científica-mente
muy probable que la frecuencia, localización y tipo de las
erupciones volcánicas sean muy similares.
Hasta hace poco se ha mantenido insistentemente que las
erupciones podían ocurrir con igual probabilidad en cualquier
isla del Archipiélago y en cualquier punto de ellas. Esta aseve-ración
parte de la idea extendida de asociar el origen del
volcanismo canario a la tectónica africana, bien a sistemas
compresivos en el borde africano (Araña y Ortiz, 1991), o bien
a fracturas asociadas al sistema de fallas del Atlas, que se pro-pagarían
hacia esta zona del Atlántico para formar las Cana-rias
(Anguita y Hernán, 1975, 2000). Por otra parte, se utiliza
el hecho de que hayan ocurrido erupciones históricas en ambos
Núm. 51 (2005) 525
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 13
extremos del Archipiélago, La Palma y Lanzarote, no sólo como
argumento contra el modelo de punto caliente, sino a favor de
la similar probabilidad de ocurrencia de erupciones en todas las
islas. Esta idea ha dado lugar a otra incongruencia, al concen-trarse
gran parte de los recursos para el estudio y vigilancia
del volcanismo activo en la isla de Lanzarote, una isla en esta-dio
post-erosivo muy avanzado y con peligro eruptivo insignifi-cante
en la práctica, mientras que no existen medios para este
fin en las de La Palma y El Hierro, las más activas del Archi-piélago,
y muy escasos en Tenerife, la de mayor riesgo por ser
activa y muy densamente poblada (Carracedo et al., 2003a,b,
2004a,c,d).
Es un hecho probado que ni la fracturación ni la tectónica
de bloques pueden generar por si solas (en ausencia de una
anomalía térmica en el manto) las condiciones necesarias para
un volcanismo tan voluminoso como el de Canarias (McKenzie
y Bickle, 1988; White y McKenzie, 1989), por lo que estas teo-rías
resultan muy improbables. Por otra parte, si existiera una
fractura asociada a una anomalía térmica, las características de
la alineación volcánica resultante serían muy diferentes, princi-palmente
porque en estos escenarios no existe pauta definida en
la distribución de edades, que sí existe cuando la alineación es
de punto caliente (Favela y Anderson, 2000; Koppers et al.,
2003). El archipiélago de las Azores, formado por la conjunción
de una gran fractura y una anomalía térmica, es un buen ejem-plo,
ya que las islas aparecen estrechamente alineadas con la
fractura pero con edades que no presentan orden en su distri-bución.
Sin embargo, en las alineaciones de punto caliente,
como las Hawaii o Canarias, la progresión de edades es un he-cho
incuestionable (Tilling et al., 1987; Walker, 1990; Carracedo
et al., 1998b; Carracedo, 1999; Carracedo y Tilling, 2003). Es
fácil observar las claras diferencias a lo largo de la alineación
de Canarias, que son a simple vista tanto más antiguas y
erosionadas cuanto más se alejan de la vertical del punto ca-liente,
localizado actualmente en el extremo más oceánico de la
alineación. Es más, puede admitirse que las diferentes islas no
son sino la repetición de un mismo modelo que se encuentra en
diferentes etapas de evolución, lo que explica la diversidad de
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formas y paisajes en el Archipiélago y las grandes diferencias en
el peligro eruptivo de las diferentes islas.
Es relativamente fácil argumentar contra las objeciones in-dicadas,
más aparentes que reales. Por una parte, se da a la
pretendida fractura, prolongación del Atlas hacia Canarias, un
papel esencial en el origen del volcanismo canario. Sin embar-go,
jamás ha aparecido evidencia alguna de tal fractura, ni tan
siquiera después de los estudios realizados en la investigación de
recursos de gas y petróleo en las inmediaciones de las islas, con
medios muy superiores a los que, en buena lógica, podrían
emplearse en la mera investigación científica. Por el contrario,
ni fallas, ni sistemas compresivos aparecen en estos estudios, que
sí descubren volcanismo muy antiguo (Albiense) que no apare-ce
afectado en absoluto por tectonismo de cualquier tipo (Holik
et al., 1991; Hafid et al., 2000; Martínez del Olmo y Buitrago,
2002). ¿Cómo puede pues seguir postulándose tal fractura? Uno
de los refuerzos más importantes de cualquier teoría es precisa-mente
que se obtenga evidencia posterior de la existencia real
de alguna de sus predicciones. En este caso se postulaba en uno
de los modelos como imprescindible la presencia de una fractu-ra
asociada al Atlas, que no ha aparecido, mientras que se pre-dijo
correctamente la necesaria ausencia de tal fractura en el
modelo de punto caliente, lo que indica claramente la consis-tencia
de esta última teoría.
Por otra parte, la mera existencia de volcanismo a ambos
extremos de una alineación de islas volcánicas no excluye su
relación con un punto caliente. La distribución de edades en el
archipiélago de Hawaii indica que ha habido erupciones histó-ricas
en varias islas, y que hace unos 200 ka existía importante
actividad eruptiva tanto en la isla de Hawaii como en la de
Maui, es decir, en ambos extremos de la alineación volcánica.
En realidad, en el Pleistoceno superior había actividad eruptiva
en toda la alineación de las Hawaii (ver fig. 1.22 en Langenheim
y Clague, 1987). Se ha insistido mucho en estas objeciones, en
un ejemplo claro de defensa de un modelo más allá de la evi-dencia
científica, similar en cierto modo a la resistencia inicial
a la tectónica de placas. Uno de los argumentos eran las apa-rentes
excepciones en la progresión de edades en las Canarias,
Núm. 51 (2005) 527
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 15
indicando por ejemplo que Tenerife era más joven que La
Gomera (Ancochea et al., 1990), aunque estudios más detalla-dos
y precisos han demostrado que esas excepciones en realidad
no existían, ya que Tenerife es más antigua que La Gomera
(Guillou et al., 2004b; Paris et al., 2005).
Si aceptamos, pues, que las Canarias son el resultado de la
creación progresiva del conjunto de las islas por la acción de un
FIG. 4.—Distribución de la probabilidad de ocurrencia de erupciones volcá-nicas
en las Islas Canarias en función del origen y la historia geológica del
Archipiélago y del volcanismo de los últimos 20.000 años. Obsérvese que las
islas se van imbricando progresivamente en sentido este-oeste (A-F en la
figura), siendo las orientales las más antiguas y las occidentales las más
jóvenes (las cifras en cursiva indican la edad más antigua del volcanismo
emergido, en millones de años). Esta pauta se manifiesta asimismo en la
frecuencia de erupciones en los últimos 20.000 años (cifras entre paréntesis).
El caso de La Gomera es especial, porque aunque está en el sector occidental
más joven, se encuentra desde hace varios millones de años en el periodo
de reposo eruptivo. Sólo las islas de Tenerife, La Palma y El Hierro han
tenido un número muy elevado de erupciones volcánicas en los últimos
20.000 años (>100 erupciones). Sin embargo, incluso en estas islas la acti-vidad
eruptiva no se localiza en toda su superficie, sino asociada a estruc-turas
volcánicas específicas denominadas rifts o dorsales activas. Las edades
más antiguas del volcanismo subaéreo de las islas se han obtenido de Guillou
et al., 1996, 2001, 2004a, 2004b y McDougall y Schmincke, 1976.
528 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
16 J. C. CARRACEDO Y OTROS
punto caliente en una placa en lento movimiento, podemos de-finir
distintos niveles de peligro eruptivo para las diferentes is-las,
lo que constituye una primera valoración de los riesgos
eruptivos en el Archipiélago (Carracedo et al., 2004c,d). En este
esquema, es evidente que la probabilidad de que se produzcan
nuevas erupciones en una determinada isla será correlativa a su
posición en relación con la zona principal de generación del
magma, es decir, del punto caliente, aunque esta correlación no
sea actualmente ni directa ni absoluta.
Si consideramos, por ejemplo, un horizonte de 20.000 años
atrás, vemos que el número de erupciones es mucho mayor en
la parte occidental del Archipiélago, mostrando una progresión
en sentido este-oeste (fig. 4). Se observan, sin embargo, dos
aparentes discrepancias: La isla de La Gomera no presenta erup-ciones
en ese periodo a pesar de estar en la zona occidental del
Archipiélago, la más activa actualmente, mientras que Lan-zarote,
el caso opuesto, sí ha tenido dos erupciones recientes (en
1730 y 1824). Respecto a La Gomera, es bien sabido que este
tipo de islas intraplaca se construye en dos etapas bien defini-das,
la fase juvenil o en escudo y la post-erosiva o de rejuvene-cimiento,
separadas por un largo periodo de reposo eruptivo, que
en Canarias puede ser de 1-3 ma. Este periodo de quiescencia
es en el que podría estar inmersa ahora esta isla. En cuanto a
Lanzarote, aunque la extensión de las lavas históricas en una
isla arrasada y plana pueda conducir a una falsa impresión de
isla muy activa (ver Carracedo et al., 1990a, 1992; Carracedo y
Rodríguez Badiola, 1991) basta observar que este hecho circuns-tancial
se debe a la mera coincidencia con el periodo histórico
de una erupción importante (1730) y una menor (1824). Puesto
que la anterior erupción en la isla de Lanzarote es la del volcán
Corona, ocurrida hace 21 ka (Carracedo et al., 2004b), es evi-dente
la muy baja frecuencia eruptiva, propia de una isla en
estado muy avanzado de senilidad post-erosiva, y drásticamente
inferior a la de las islas occidentales.
Núm. 51 (2005) 529
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 17
El cuándo, dónde y cómo de las erupciones volcánicas
en Canarias
Hemos hecho un análisis de por qué razón ha habido y se-guirá
habiendo actividad eruptiva en el Archipiélago, así como
una primera evaluación de las islas con mayor probabilidad de
albergarlas. ¿Podemos contestar con igual fundamento a las
cuestiones del cuándo, dónde y cómo, que son a la postre las
que más interesan a efectos de la evaluación y prevención del
riesgo eruptivo?
El cuándo: Predicción vs. detección temprana
de las erupciones volcánicas
Ya hemos indicado que ni los terremotos (ni los grandes
deslizamientos) pueden predecirse ni detectarse con antelación,
y puede que nunca pueda hacerse. El caso de las erupciones
volcánicas es mucho más favorable, ya que en muchas ocasio-nes
sí pueden detectarse con cierta antelación, al menos ins-trumentalmente,
sus principales precursores, permitiendo una
detección o alerta temprana y dando un margen de tiempo muy
importante para la adopción de medidas preventivas y de miti-gación
de daños.
Las erupciones no son, como los terremotos y los grandes
deslizamientos, sistemas críticos auto-organizados, acumulacio-nes
lentas de esfuerzos que son tan difíciles de medir como
imprevisibles en su liberación, sino procesos relativamente rápi-dos
y violentos, que generan cambios importantes en el entorno
y relativamente fáciles de observar y registrar (sismicidad cre-ciente
en intensidad, frecuencia y proximidad a la superficie,
deformaciones y agrietamiento del terreno, cambios en la tem-peratura
y el nivel del suelo, de la composición y volumen de
las emanaciones gaseosas, etc.). Sin embargo, para que la de-tección
temprana sea eficaz es imprescindible acotar con ante-lación
las zonas donde es mayor la probabilidad de que haya
nuevas erupciones, para estudiarlas e instrumentarlas adecua-damente.
530 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
18 J. C. CARRACEDO Y OTROS
Aunque la detección temprana de las erupciones volcánicas
es posible y necesaria, la predicción, es decir, anunciar con an-telación
el lugar, fecha y tipo de una erupción que aún no ha
dado señal alguna, es totalmente inviable. Esto es válido para
cualquiera de los riesgos geológicos presentes en el Archipiéla-go.
¿Por qué pues las continuas predicciones de terremotos,
erupciones y otras catástrofes naturales en las Islas Canarias?
La fácil acogida que se logra en los medios anunciando ca-tástrofes
naturales, sean erupciones, terremotos o grandes desli-zamientos,
lleva a muchos con escaso sentido deontológico y
afán de notoriedad fácil, a predicciones de este tipo. En Cana-rias
se han dado ejemplos claros de reivindicaciones de la pre-dicción
de terremotos (Pérez Rodríguez, 1997, 2004), erupciones
volcánicas a fecha fija (Pérez Rodríguez, 2004), o deslizamientos
catastróficos (Ward y Day, 2001; McGuire, 2005). Estas predic-ciones
suelen hacerse empleando métodos «novedosos», general-mente
a posteriori. Como indica Wyss (2001) «Los investigado-res
de la predicción de terremotos rara vez realizan análisis
estadísticos rigurosos. El principal problema es que la mayoría
de las alegaciones de precursores a los terremotos se basan en
estudios retrospectivos, lo que facilita el ajuste de estos pará-metros
después del suceso para producir correlaciones aparen-temente
significativas que, en realidad son ficticias. Y esto se
debe a que el sueño de descubrir cómo predecir terremotos atrae
a personas que ponen un enorme esfuerzo en promocionar en-tre
la población y las autoridades ideas sin fundamento. Desgra-ciadamente
requiere un esfuerzo aún mayor mostrar los fallos
de estas pretensiones y pocos pueden comprender las razones
por las que estas ideas no son válidas». Estas consideraciones
son igualmente válidas para las erupciones volcánicas y los
deslizamientos gravitatorios masivos.
Como conclusión, en el caso de las erupciones volcánicas
sólo es válida la detección temprana, anticipando la posibilidad
de una erupcion que en realidad ya ha comenzado pero aún no
ha tenido su manifestación superficial más crítica. Aun así, es
fácil que el proceso aborte, sea porque la intrusión se queda en
el subsuelo (como en El Hierro en 1793, La Palma en 1936, y
en Fuerteventura en 1914), sea porque las alteraciones en el
Núm. 51 (2005) 531
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 19
equilibrio en las cámaras magmáticas más superficiales, asocia-das
a erupciones más diferenciadas, cesan sin alcanzar el nivel
necesario para disparar una erupción, como los famosos casos
de La Soufriére en 1976 (Fiske, 1984) o recientemente en el St
Helens (http://vulcan.wr.usgs.gov/volcanoes/ msh/eruption04/).
Por ello, son imprescindibles tanto un amplio conocimiento del
comportamiento pasado de los diferentes volcanes activos, como
la cautela, para evitar la reiteración de falsas alarmas.
¿Dónde se localizará previsiblemente la actividad eruptiva?
Hasta hace relativamente poco se aceptaba de forma casi
general la idea de que el riesgo de erupciones era esencialmen-te
el mismo para cualquier punto del Archipiélago, lo que hacía
su tratamiento inabordable en la práctica. Hoy existe un cono-cimiento
mucho más avanzado, que permite centrar el estudio
y vigilancia instrumental en las islas que están en el periodo
juvenil de desarrollo (La Palma y El Hierro) y en la de Tenerife,
en una fase aún relativamente temprana de rejuvenecimiento
post-erosivo. Eso no excluye a las demás, especialmente Gran
Canaria por su elevada demografía, pero siendo conscientes de
que las probabilidades son significativamente menores. Ya he-mos
indicado que la atención que se da en este aspecto a
Lanzarote, erróneamente presentada por algunos como muy
activa, es excesiva. Esta evaluación es aún más simple en el
archipiélago hawaiano, donde la rapidez de desplazamiento de
la placa hace que sólo la isla más reciente —Hawaii— tenga
actividad eruptiva.
Los rifts (dorsales) activos
Un importante avance en la comprensión de la localización
preferente de los peligros eruptivos ha sido la observación de
que la mayoría de las erupciones volcánicas se producen en
alineaciones características denominadas dorsales o rifts acti-vos
(Walker, 1992; Carracedo, 1994, 1996b, 1999; Carracedo et
532 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
20 J. C. CARRACEDO Y OTROS
al., 1998a,b, 2001, 2002). En efecto, dentro de las islas mencio-nadas
como de mayor propensión al volcanismo, las zonas de
mayor concentración de erupciones, y por consiguiente con
mayor probabilidad, son los rifts activos, aspecto muy evidente
en las islas de La Palma, El Hierro y Tenerife (ver fig. 4). Aten-ción
especial requiere el conjunto Teide-rift NO de Tenerife, al
ser una de las zonas más pobladas en islas oceánicas (>200.000
personas) y haber sido totalmente recubierta por lavas en los
últimos 20.000 años.
Es fácil observar que la actividad eruptiva reciente (últimos
miles de años) y prácticamente toda la histórica de las islas de
La Palma, El Hierro y Tenerife, se ha concentrado en unas ban-das
estrechas (las zonas de rift o dorsales activas), generando por
agregación crestas montañosas alargadas con configuración en
tejado a dos aguas. El análisis de la distribución en superficie
de los centros eruptivos y de la disposición profunda de estas
estructuras a través de galerías subterráneas ha puesto de ma-nifiesto
que esta especial distribución, frecuentemente con una
geometría de estrella de tres puntas a 120º (Carracedo, 1994),
podría estar relacionada con campos alineados de esfuerzos
distensivos iniciados como fracturas a 120º —la fracturación de
mínimo esfuerzo— en respuesta a empujes ascensionales del
magma en las etapas iniciales de formación de las islas. Estas
dorsales activas o zonas de rift serían, pues, muy persistentes, y
controlarían desde su inicio la forma y estructura de las islas y
la concentración preferente de los centros eruptivos, que se
refuerza paralelamente a su evolución, ya que la anisotropía
resultante de la inyección preferente del magma en las mencio-nadas
fracturas da lugar con el tiempo a una apretada malla
de diques paralelos al eje de la dorsal. Esta disposición obliga, a
su vez, a los conductos de emisión de las nuevas erupciones a
inyectarse forzadamente entre los planos de los diques, como un
cuchillo entre las páginas de un libro, aumentando la aniso-tropía
y la progresiva concentración de las erupciones en los ejes
de las dorsales activas, que en consecuencia crecen en altura
hasta formar una de las estructuras paisajísticas más caracte-rísticas
de las islas centrales y occidentales. Se ha podido com-probar
que sólo se producen dorsales regulares a 120º (en for-
Núm. 51 (2005) 533
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 21
ma de «estrella Mercedes», como en Tenerife y El Hierro) cuan-do
la actividad volcánica permanece estacionaria y focalizada
durante mucho tiempo y no hay interferencias (efecto contra-fuerte)
de volcanes vecinos, como ocurre con frecuencia en los
volcanes muy activos de Hawaii, donde los rifts pierden rápida-mente
esa configuración regular inicial.
Después de un periodo en que la existencia e importancia de
los rifts en Canarias fue ignorada y, a veces, fuertemente con-testada
(Martí et al., 1996), la tendencia actual es la opuesta, al
describir un número aparentemente excesivo de rifts y desliza-mientos
gigantes (Walter y Schmincke, 2002; Walter y Troll,
2003), que posiblemente poco tengan que ver con el modelo
ideado inicialmente (Carracedo, 1994), de distinto origen y ma-yor
entidad y persistencia.
Los volcanes centrales anidados
Un modelo recientemente propuesto va un paso más lejos al
plantear que los edificios centrales que se han construido en
cuencas de deslizamiento, como El Bejenado en La Palma o El
Teide en Tenerife, son simplemente una continuación y modifi-cación
de la actividad de los rifts (Carracedo et al., 2004a,c,d).
En efecto, la continua inyección de diques (que actúan como
cuñas) produce enormes esfuerzos de dilatación, y eventualmen-te
provoca el desplome de una parte de la isla en dirección con-traria
a la dorsal menos activa, que juega el papel de contra-fuerte
(fig. 5-1). Una vez producido el colapso, la violenta
despresurización provoca un volcanismo muy intenso en el
interior de la cuenca de deslizamiento, comenzando el relleno
que dará lugar, en un tiempo geológico corto (unas decenas
de miles de años), al levantamiento de un gran volcán central
(fig. 5-2). Este proceso coincide con la continuación del vol-canismo
en la dorsal, por lo que ambos sistemas generan fre-cuentes
erupciones volcánicas, pero de distinto tipo. En efecto,
la mayor concentración e intensidad del volcanismo (y la ma-yor
fracturación) en el interior de la cuenca de deslizamiento y
el progresivo crecimiento en altura del edificio central, con la
534 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
22 J. C. CARRACEDO Y OTROS
FIG. 5.—Modelo que indica cómo la actividad de las dorsales acaba por
generar deslizamientos gravitatorios masivos, en cuyas cuencas se levantan
anidados edificios volcánicos de creciente diferenciación magmática
(fonolíticos). Explicación en el texto.
Núm. 51 (2005) 535
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 23
consecuente dificultad de ascenso del magma, favorece el desa-rrollo
de una cámara magmática superficial (unos pocos kiló-metros
de profundidad, frente a varias decenas para las erup-ciones
de las dorsales). Se produce entonces en esa cámara
somera un proceso geológico (diferenciación magmática) que
hace que el magma modifique sus parámetros físico-químicos,
volviéndose cada vez más rico en sílice (más «ácido»), y por ello
más frío y viscoso y capaz de retener más eficazmente los gases
disueltos en él. Esto hace que las erupciones evolucionen dando
lavas cada vez más viscosas y episodios eruptivos más explosi-vos,
lo que no sucede en los extremos distales de las dorsales,
alejados de la cuenca de deslizamiento.
El resultado final es el levantamiento de un gran edificio
volcánico, de lavas diferenciadas en sus etapas finales, al tiem-po
que continúan las erupciones basálticas e intermedias en el
resto de la dorsal (fig. 5-3).
Esta evolución post-colapso del volcanismo anidado en la
cuenca de deslizamiento se ha podido comprobar en la observa-ción
de los materiales volcánicos que han rellenado la cuenca en
una galería de 4.5 Km de longitud (galería Salto del Frontón, La
Guancha), que atraviesa toda la formación hasta alcanzar la
brecha de colapso, y donde se observa una progresiva evolución
desde los términos basálticos iniciales a los fonolíticos de la úl-tima
etapa. La aplicación de este modelo al sistema volcánico
activo del Teide-Dorsal Noroeste de Tenerife permite prever el
previsible comportamiento de una futura erupción en función de
su localización, dada la variación espacial de la composición de
los magmas y su influencia directa en los estilos eruptivos.
En cuanto a la posibilidad de erupciones en el propio
estratovolcán del Teide hay que decir que, a pesar de ser el vol-cán
más emblemático de Canarias (la montaña más alta de
España con sus 3718 m de altura y el tercer volcán más alto
del planeta después del Mauna Kea y Mauna Loa en Hawaii),
de su condición de volcán activo en una zona muy densamente
poblada, y haber sido objeto de numerosos proyectos de investi-gación
(entre otros El Teide ha sido Volcán Laboratorio Euro-peo,
uno de los 16 volcanes seleccionados como Volcanes de la
Década, por la Asociación Internacional de Volcanología y Quí-
536 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
24 J. C. CARRACEDO Y OTROS
mica del Interior de la Tierra (IAVCEI) en el marco del «Dece-nio
para la Mitigación de los Desastres Naturales 1990-2000»
proclamado por las Naciones Unidas), estaba sorprendentemente
muy deficientemente estudiado hasta hace muy poco. Aunque
se había estudiado desde el punto de vista petrológico y estra-tigráfico
(Navarro, 1980; Ablay et al., 1998; Ablay y Martí, 2000),
faltaba información geológica básica que sí existe para sus com-pañeros
hawaianos (Tilling et al., 1987), especialmente edades
absolutas que permitan reconstruir su historia geológica y eva-luar
de forma científica su previsible comportamiento futuro.
Trabajos recientes (Carracedo et al., 2003a, 2004c,d) han permi-tido
datar buena parte de las erupciones del Teide de los últi-mos
30.000 años mediante edades Carbono-14 (tabla 1), inclu-yendo
la última erupción del volcán (Carracedo et al., 2003a),
frecuentemente asociada con la apuntación en el diario de a
bordo de Cristóbal Colón en su viaje de regreso de Améri-ca,
aunque la edad obtenida de 1240 ± 60 años es mucho más
lógica si consideramos que ya estaban pobladas por los españo-les
las vecinas islas de Gran Canaria y La Gomera, y una erup-ción
de estas características difícilmente hubiera pasado desaper-cibida.
El comportamiento del Teide que se deduce de estas edades
modifica las ideas anteriores. Su evolución, como volcán anida-do
en una cuenca de deslizamiento, es similar a otro de iguales
características y ya extinto —el estratovolcán Bejenado, en La
Palma—, con el que El Teide tiene similitudes significativas y del
que se ha podido seguir su evolución completa. El complejo
Teide (en sentido estricto, sin considerar el Pico Viejo y los cen-tros
parásitos y adventicios) no parece haber tenido más erup-ciones
en los últimos 20.000 años que ésta de hace unos 1240
años. La actividad eruptiva de lo que podemos considerar como
el «sistema volcánico central» se ha localizado fundamentalmen-te
en este periodo en el estratovolcán Pico Viejo y en un con-junto
de centros eruptivos adventicios fonolíticos situados prefe-rentemente
en la base del Teide. Este sistema volcánico central
ha funcionado en paralelo con la actividad fisural del Rift NO,
incluso produciéndose mezclas de magma en el área de borde
(Araña et al., 1989b) , siendo ambos sistemas volcánicos los que
Núm. 51 (2005) 537
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 25
han generado gran parte de la actividad volcánica de la isla de
Tenerife en los últimos 20.000 años (ver tabla 1).
Los trabajos anteriores de evaluación del riesgo eruptivo,
realizados antes de la publicación de las dataciones radiomé-tricas
mencionadas, apuntaban a la «imposibilidad de estable-cer
una cronología detallada de las erupciones sálicas del ciclo
del Teide» (Araña et al., 2000), afirmación completamente erró-nea
toda vez que, como se ha indicado, se han obtenido nume-rosas
dataciones de C14 de este ciclo y otras se están proce-sando.
Estas deficiencias en la datación del volcanismo del Teide (y
de la dorsal noroeste) invalidan totalmente tanto las estimacio-nes
de los periodos de recurrencia para este sistema volcánico,
como los mapas de peligrosidad elaborados (Araña et al., 2000;
Felpeto, 2002). En estos trabajos, que en esencia reproducen los
realizados hace ya tiempo (Soler y Carracedo, 1983), se conside-ran
erupciones reales del Teide una serie de relatos de navegan-tes
de 1341 a 1492 que deben corresponder a incendios forestales
o cualquier otro fenómeno (nubes, fumarolas, etc.). En efecto, la
última erupción prehistórica de la zona es la de Mña. Reventada,
que ha sido datada en 990 BP, seguida por la última erupción del
Teide (las Lavas Negras), datada en 1240 BP (ver tabla 1). No
hay pues espacio para ninguna de las erupciones indicadas en
las noticias de navegantes. Tampoco son válidos los periodos de
recurrencia calculados para Tenerife por los mencionados auto-res
en 44-83 años (Araña et al., 2000; Felpeto, 2002), ya que es
evidente que entre la más antigua erupción histórica de esta isla
(1704) y la primera prehistórica (990 BP) transcurre un periodo
mucho más dilatado (Carracedo et al., 2003a,d).
Finalmente, tampoco está suficientemente aclarado el esta-do
actual de la cámara magmática del sistema volcánico del
Teide, lo que permite interpretaciones contradictorias. La mayo-ría
de los trabajos publicados indican que la cámara post-calde-ra
del Teide está en condiciones terminales (Araña, 1989; Araña
et al., 1989a), con temperaturas de 400ºC, e incluso 250ºC en
pequeños cuerpos magmáticos periféricos independientes (Va-lentín
et al., 1989). Estas afirmaciones coinciden con otras aún
más contundentes que afirman que «en Canarias no hay actual-
538 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
26 J. C. CARRACEDO Y OTROS
mente una cámara magmática que sea lo suficientemente acti-va
como para producir una gran erupción de tipo explosivo de
alto riesgo, como la del Teide, que está casi totalmente apaga-da.
A una profundidad de seis kilómetros bajo El Teide la tem-peratura
más alta es de unos 400 ºC, lo que para los geólogos
es casi la consumación del periodo de enfriamiento» (Ortiz,
1989). En el mismo sentido se expresa Araña (1989) «Los mo-delos
científicos termodinámicos que ahora se han realizado
indican que el ciclo Teide está en fase terminal, por lo cual no
se espera ningún tipo de erupción más violenta que la que pue-da
ocurrir en cualquier parte del Archipiélago», afirmando más
adelante que «...podemos asegurar que una erupción en El
Teide es prácticamente imposible, que es un sistema exhausto».
Estos autores van aún más lejos y afirman en el Directorio de
Observatorios Volcanológicos (WOVO, 1994) «Todo el trabajo
realizado, petrológico, geoquímica de fluidos, geofísica, etc. in-dica
la ausencia de cámaras magmáticas en condiciones de pro-ducir
erupciones de carácter explosivo en un volcán central, El
Teide. Los riesgos son magnificados por los medios de comuni-cación
y grupos de pocos escrúpulos que piensan que exageran-do
el peligro pueden obtener mayor financiación y promoción».
Las investigaciones recientes demuestran asimismo que las
erupciones fonolíticas datadas en este sistema volcánico del Teide
han ido reduciendo su extensión en los últimos miles de años
(Carracedo et al., 2003a, 2004c,d), lo que parece concordar con
un ciclo terminal, en que la cámara magmática se contrae y
enfría. Aunque podría reactivarse por inyección de magma pro-fundo,
no es previsible que esto pueda ocurrir a corto plazo y,
en todo caso, el proceso sería de muy larga duración.
Podemos pues concluir que, en ausencia de otros datos, no
parece existir un riesgo significativo de erupciones volcánicas
asociadas al Teide, y menos de carácter explosivo. Lo sorpren-dente
es que estos mismos autores estén ahora reivindicando
una posible erupción del Teide (que ahora «burbujea»), y alerten
de que hay que prepararse para el peor escenario posible, acu-sando
a las autoridades de no tomarse en serio la posibilidad de
una erupción catastrófica (Ortiz, 2005a). Escenario que ellos
mismos descartaban, acusando a los que tal cosa anunciaran de
Núm. 51 (2005) 539
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 27
ser grupos sin escrúpulos buscando mayor financiación y pro-moción.
¿Cómo serán las erupciones?
Las erupciones volcánicas en Canarias han mantenido una
pauta muy similar en los últimos 20-30.000 años, predominan-do
las erupciones de magmas basálticos a través de fisuras
(erupciones basálticas fisurales), generalmente con mecanismos
eruptivos estrombolianos. Este tipo de volcanismo, que ha pre-dominado
ampliamente en las erupciones históricas del Archi-piélago,
no presenta un riesgo importante, ya que se suele cons-treñir
a la formación de uno o varios conos de piroclastos (lapilli
o picón y escorias) y a la emisión de coladas fluidas que dis-curren
generalmente hacia el mar. Suelen anunciarse con bas-tante
antelación por la ocurrencia de terremotos de intensidad,
frecuencia y proximidad a la superficie crecientes, valiosos pre-cursores
y elemento fundamental de la detección temprana.
Estas erupciones estrombolianas, relativamente inocuas, pue-den
complicarse si existe interacción del magma superficial con
el agua, freática o marina, evolucionando, súbitamente a veces,
hacia episodios freatomagmáticos, de una explosividad e inten-sidad
considerablemente mayores, por lo que en todas las erup-ciones,
especialmente en La Palma y El Hierro, habría que pre-ver
una evolución de estas características (Carracedo et al.,
2001; Pérez Torrado et al., 2004).
En determinadas ocasiones pueden coexistir en una misma
erupción los típicos magmas basálticos con otros más evolucio-nados
(fonolíticos), estos últimos mucho más viscosos y tenden-tes
a generar episodios explosivos. En estos casos pueden pro-ducirse
mezcla de magmas y un aumento de la explosivi-dad,
generando a veces pequeñas «nubes ardientes», que aun-que
de mucha menor importancia que las típicas de volcanes
de bordes de colisión (por ejemplo, la del Mt. Pelée de 1902,
que arrasó St. Pierre en la isla de Martinica, causando 29.000
víctimas), suponen un riesgo considerablemente mayor que las
típicas estrombolianas. Esta clase de erupciones, como la
540 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
28 J. C. CARRACEDO Y OTROS
de Jedey (1585), son especialmente frecuentes en el volcán
Cumbre Vieja, en La Palma, donde las erupciones recientes
aprovechan la mayor fisuración de los domos fonolíticos como
conductos finales de aproximación a la superficie (Carracedo et
al., 2001).
Con menor frecuencia y probabilidad, pero representando un
peligro real, están las erupciones de carácter fonolítico y meca-nismos
estrombolianos o incluso moderadamente explosivos (tipo
Mña. Blanca). Estas erupciones se localizan preferentemente en
la base del edificio principal del Teide y en la conjunción con
este edificio volcánico de las dorsales NO y NE (Ablay et al.,
1995; Carracedo et al., 2004c,d). El resultado de estas erupcio-nes
es la formación de un cono estromboliano de escorias y
lapilli fonolítico (pómez), con mantos de pómez de proyección
aérea de mayor espesor y extensión que en las erupciones
estrombolianas de carácter basáltico. De estos aparatos volcáni-cos
suelen derivarse coladas fonolíticas, que en el interior de la
caldera de Las Cañadas tienen escaso recorrido y gran potencia
(decenas de metros), mientras que en las vertientes del norte se
canalizan, alcanzando generalmente la costa (Carracedo et al.,
2003a, 2004c,d).
En lo que a los propios estratovolcanes del Teide y Pico Vie-jo
se refiere, éstos han emitido generalmente coladas (las fases
algo más explosivas son posteriores y asociadas a los domos
periféricos), inicialmente de basaltos y basanitas, diferenciándo-se
progresivamente a términos intermedios y fonolíticos.
Los datos expuestos permiten una primera valoración de los
peligros eruptivos, que se han expresado en el mapa preliminar
de peligros volcánicos de la isla de Tenerife de la fig. 6 (Carra-cedo
et al., 2004c,d), que se espera refinar con la evaluación de
los correspondientes riesgos, estudio actualmente en progreso.
2.3. El riesgo tectónico en Canarias: Los deslizamientos
gigantes y tsunamis asociados
Coincidiendo con la erupción del Volcán St. Helens (EE UU,
1980) aparece en escena un nuevo tipo de riesgo asociado a
determinadas erupciones volcánicas, hasta entonces desconoci-
Núm. 51 (2005) 541
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 29
FIG. 6.—Zonificación de peligros volcánicos del Teide y la Dorsal Nor-oeste
en función de su relación con los principales edificios y estructuras
volcánicas activas. El peligro volcánico es mayor a menor número: 1. Dor-sal
Noroeste: la parte más activa de la isla en los últimos 20.000 años, con
al menos 5 erupciones en los últimos 2.000 años. Erupciones estrom-bolianas
generando conos y coladas basálticas. Lluvia de lapilli y escorias
basálticas e incendios forestales. Emisiones de gas con posible contamina-ción
de galerías. Última erupción: El Chinyero, año 1909. 2. Flancos de la
Dorsal Noroeste: áreas invadidas por coladas que provienen de la Dorsal y
alcanzan frecuentemente la costa. Destrucción asociada al paso de coladas
y a incendios forestales. Lluvia de cenizas finas (de proyección aérea), es-parcidas
según la fuerza y dirección del viento. Explosiones freáticas y
colapsos del frente de coladas al llegar éstas al mar. 3. Domos periféricos
del Teide: domos y domo-coladas fonolíticos. Erupciones de larga duración,
asociadas con lluvias de pómez y, eventualmente, pequeños flujos piro-clásticos
(muy raros) en relación con colapsos de domo. Sismicidad fre-cuente
y relativamente intensa (M<5). Última erupción: Roques Blancos,
1790 BP. 4. Laderas del norte del Teide: coladas fonolíticas de gran poten-cia
emitidas por domos (3) y que alcanzan la costa norte. Destrucción aso-ciada
a enormes pero muy lentas coladas que no respetan la topografía.
Incendios forestales y lluvias de pómez de escasa importancia. Al menos 5
erupciones en los últimos 6.000 años. 5. Estratovolcán del Teide (edificio
principal): coladas fonolíticas muy ramificadas. Sólo una erupción en los
542 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
30 J. C. CARRACEDO Y OTROS
do para los volcanólogos: los deslizamientos gravitatorios masi-vos.
Se presencia en esa erupción por vez primera el desliza-miento
de masas ingentes de rocas a velocidades de centenares
de kilómetros por hora. La reinterpretación de estructuras
geológicas poco comprendidas puso de manifiesto este origen y
lo habitual del fenómeno, especialmente en islas oceánicas rela-cionadas
con puntos calientes. En efecto, la presencia de
deslizamientos gigantes, implicando a veces centenares e inclu-so
miles de Km3, ha sido documentada en Hawaii (Moore, 1964;
Moore et al., 1989), Reunión (Duffield et al., 1982) y en Cana-rias
(Carracedo, 1994, 1996a, 1999; Urgelés et al., 1997, 1999;
Masson et al., 2002; Watts y Masson, 2002). Un proceso colate-ral
no menos peligroso de estos deslizamientos son los tsunamis,
olas gigantescas de efectos devastadores en las costas del entor-no,
incluso lejano. En Hawaii se presta más atención, incluso
instrumental, a la vigilancia de los tsunamis que a las propias
últimos 30.000 años (las lavas negras de fonolitas obsidiánicas de 1240 BP).
Probabilidad muy baja de explosiones freatomagmáticas (última explosión
freatomagmática >17.500 años, Pérez Torrado et al., 2004). 6. Parte orien-tal
de la caldera de Las Cañadas: domos y domo-coladas fonolíticos de
Montaña Blanca y Montaña Rajada. Peligros similares a los de las zonas 3
y 4, pero con el flujo de las coladas esencialmente restringido al interior
de la caldera de Las Cañadas. Última erupción: erupción moderadamente
explosiva de Montaña Blanca (2020 BP). 7. Parte occidental de la caldera
de Las Cañadas (Ucanca): coladas basaníticas a fonolíticas emitidas por el
Teide y Pico Viejo. Sin actividad eruptiva en los últimos 15.000 años, ex-cepto
la erupción histórica (1798) del Chahorra. Se incluyen en esta zona
7 las partes no recubiertas por lavas en los últimos 15.000 años. 8. Dorsal
Noreste: erupciones estrombolianas que han generado coladas y conos
basálticos. Peligros similares a los de la zona 1. Sin actividad eruptiva en
los últimos 30.000 años, excepto las erupciones históricas de esca-sa rele-vancia
de 1704-1705 (Fasnia y Siete Fuentes). 9. Fasnia y Valles de La
Orotava y Güímar: coladas basálticas emitidas en la Dorsal Noreste. Últi-mas
erupciones: 11.000 años en el valle de La Orotava, 1704-1705 en
Fasnia y 1705 en el Valle de Güímar. 10. Partes distales de la dorsales más
antiguas, sin actividad eruptiva reciente (>30.000 años). 11. Escudos
miocenos de Teno y Anaga (6-4 millones de años) y laderas norte (La For-taleza,
macizo de Tigaiga) y sur del Edificio Cañadas (sin actividad en los
últimos 170.000 años), con zonas protegidas topográficamente por la pared
de la caldera de Las Cañadas.
Núm. 51 (2005) 543
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 31
erupciones volcánicas. La reciente ocurrencia (diciembre de
2004) al noroeste de la isla de Sumatra de un devastador
tsunami con 250.000 víctimas ha puesto trágicamente de mani-fiesto
la vigencia y magnitud de este peligro natural, si bien en
este caso su génesis se debió a terremotos de gran magnitud
(9 en la escala de Richter) asociados a movimientos de fallas en
borde de placa.
En Canarias, dada su situación intraplaca, no pueden darse
terremotos de suficiente magnitud (>7 Richter) para generar
tsunamis similares a los que asolaron las costas del sureste asiá-tico.
Sin embargo, se han documentado un buen número de
deslizamientos gravitatorios gigantes en la historia geológica del
Archipiélago, a los cuales podrían haberse asociado tsunamis
importantes, como por ejemplo atestiguan una serie de depósi-tos
sedimentarios localizados a lo largo del Valle de Agaete
(Gran Canaria) que probablemente fueron provocados por
tsunamis asociados al deslizamiento gigante del Valle de Güímar
en Tenerife (Pérez Torrado et al., 2002a). Aunque el proceso de
generación de grandes tsunamis por desplazamientos verticales
(fallas) de grandes lienzos del fondo oceánico a causa de gran-des
terremotos es de fácil comprensión, en el caso de los
deslizamientos gigantes el proceso es más complejo y no siem-pre
aceptado. Está demostrado que los edificios insulares crecen
a veces de forma excesiva, alcanzando configuraciones inesta-bles
y, eventualmente, se desploman. En este caso no sólo inter-vienen
los esfuerzos gravitatorios, aunque son los más importan-tes,
sino que en las zonas de rift o dorsales se acumulan
esfuerzos tensionales, como resultado de la continuada intrusión
de diques, que actúan como cuñas. Se generan así esfuerzos
distensivos coherentes, que se suman a los esfuerzos gravita-torios.
Cuando el edificio volcánico ha crecido tanto que supera el
nivel crítico de estabilidad, forma un sistema crítico auto-orga-nizado
(Bak y Tang, 1989), en el que cualquier proceso adicio-nal
—una nueva intrusión, una erupción, un fuerte terremoto,
como ocurrió con el Mt. S. Helens— puede provocar el derrum-be
parcial del edificio volcánico, que restaura así el equilibrio y
puede seguir creciendo. Puesto que los empujes tensionales son
544 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
32 J. C. CARRACEDO Y OTROS
perpendiculares al eje de las dorsales, los bloques desgajados y
colapsados se encuentran perpendiculares a un rift o entre dos
rifts, como ilustran perfectamente los deslizamientos gigantes de
La Palma, El Hierro y Tenerife (Carracedo et al., 2001).
Al menos 10 grandes deslizamientos gravitatorios se han
descrito en Canarias en los últimos años gracias al trabajo con-junto
de los buques oceanográficos —estudiando los fondos
marinos alrededor de las islas— y los trabajos geológicos en tie-rra
(ver una síntesis en Carracedo et al., 2002 y en Masson et
al., 2002). Las grandes depresiones calderiformes de Canarias (la
Caldera de Las Cañadas, la Caldera de Taburiente) y los valles
en forma de herradura (La Orotava, Güímar y el arco norte de
Anaga en Tenerife, El Golfo y El Julan en El Hierro, el Valle
de Aridane en La Palma, el arco de Jandía en Fuerteventura y
el arco del Andén Verde en Gran Canaria), tienen este origen
común.
La pregunta pertinente es ¿Es probable la repetición de un
proceso de estas características en Canarias en un futuro próxi-mo
y cuáles serían sus efectos? Dos casos se han citado reitera-damente
como posibles a corto plazo en los medios de difusión:
El deslizamiento del flanco norte del Teide y el del flanco oeste
del volcán Cumbre Vieja, en la isla de La Palma.
El deslizamiento del flanco norte del Teide, Tenerife
Como ya hemos visto, el complejo volcánico del Teide ha
crecido anidado en una cuenca de deslizamiento, que ha relle-nado
hasta alcanzar su altura actual. Si bien está firmemente
sujeto en gran parte de su perímetro por el circo de Las Caña-das,
queda libre y con acentuada pendiente su lado norte, por
el que las diferentes emisiones han alcanzado la costa. Una
observación poco profunda puede inducir a pensar que es este
un sistema inestable. Sin embargo, hay que tener en cuenta que
este edificio completó prácticamente su crecimiento en altura
hace unos 30.000 años, y desde esa época se ha rodeado de un
conjunto de aparatos periféricos en forma de domos y domo-coladas
que han incrementado su base y anclado y estabilizado
Núm. 51 (2005) 545
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 33
el conjunto (Carracedo et al., 2003b). Por consiguiente, la últi-ma
etapa de desarrollo del Teide ha contribuido a aumentar su
estabilidad y no al contrario (Carracedo et al., 2003a,b, 2004c,d).
La progresiva reducción del área de dispersión de los centros
eruptivos fonolíticos asociados al estratovolcán Teide en los últi-mos
10.000 años sugiere una reducción correlativa de la cáma-ra
magmática diferenciada (Carracedo et al., 2004c,d), acen-tuando
el proceso de estabilización del conjunto volcánico
central.
El deslizamiento del flanco oeste del volcán
Cumbre Vieja, La Palma
Un caso notorio y de gran difusión es la modelización de un
deslizamiento del flanco occidental de Cumbre Vieja (Ward y
Day, 2001), exagerando sus efectos para alcanzar dimensiones
globales y catastróficas (un tsunami destruiría las Canarias en
minutos con olas de centenares de metros y alcanzarían la cos-ta
atlántica de EE UU con olas de 20-30 m). La oportunista
reiteración a escala mundial de esta catastrofista teoría justo
después del reciente tsunami de Indonesia (McGuire, 2005) ha
contribuido a magnificar su difusión. En estas teorías, intencio-nadamente
alarmistas, se indica que tal proceso, que causaría
aún más víctimas y daños que el tsunami de Indonesia de 2004,
podría ocurrir en cualquier momento, en relación con una fu-tura
erupción en Cumbre Vieja.
Es discutible si este proceso podría ocurrir o no en el futuro
geológico, ya que, en efecto, Cumbre Vieja es un edificio volcá-nico
que se ha formado en unos 125.000 años y cuya inestabi-lidad
ha aumentado progresivamente (Carracedo et al., 1999 a,b;
2001; Day et al., 1999). Sin embargo, no es posible afirmar que
el edificio volcánico esté ya cerca ni mucho menos del nivel crí-tico
de inestabilidad, que en los casos anteriores en esa isla re-quirieron
mucho más tiempo y, previsiblemente, con indicios
mucho más evidentes. El anterior deslizamiento en La Palma,
que formó la Caldera de Taburiente y el Valle de Aridane, ocu-rrió
hace 560 ka y tardó centenares de miles de años en alcan-zar
su nivel crítico de inestabilidad (Carracedo et al., 1999a,b,
546 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
34 J. C. CARRACEDO Y OTROS
2001). Asociar, como se ha hecho, las fallas abiertas en la erup-ción
de 1949 (Bonelli Rubio, 1950; Benítez Padilla, 1951) con la
existencia de un bloque inestable ya desgajado y en movimiento
imparable (McGuire, 2005) carece totalmente de confirmación,
ya que las fallas de 1949 podrían ser sólo fisuras superficiales
propias de la erupción y no se ha registrado sismicidad en este
edificio volcánico como correspondería a un proceso de movi-miento
lento. Al contrario, el seguimiento de las posibles defor-maciones
del terreno mediante satélite ha puesto de manifiesto
la ausencia de desplazamientos relativos entre ambos flancos
de Cumbre Vieja (Moss et al., 1999). Por otra parte, la futura
evolución de Cumbre Vieja podría adoptar una configuración es-table,
por ejemplo mediante la modificación del rift o la emigra-ción
de la actividad volcánica hacia el sur, pauta que ha carac-terizado
el desarrollo de este edificio volcánico desde sus inicios
(Carracedo et al., 2001).
Por otra parte, incluso si este fenómeno se produjera no hay
evidencia ni mucho menos de que los efectos fueran tan catas-tróficos
como los descritos por Ward y Day (2001). Muchos au-tores
sugieren que los grandes tsunamis, como el reciente de
Indonesia o el de Lisboa de 1755, sólo pueden ser generados por
terremotos de magnitudes muy importantes, capaces de despla-zar
grandes bloques del fondo oceánico, y no por deslizamientos
gigantes, cuyos efectos se disipan mucho más rápido (Pararas-
Carayannis, 2002; Paris et al., 2005).
Revisiones recientes del modelo de Ward y Day (2001) con-cluyen
que estas teorías catastrofistas sobre La Palma se basan
«en la utilización de parámetros incorrectos que han conducido
a modelos muy exagerados, atrayendo una atención impropia de
los medios de comunicación y una innecesaria preocupación de
que un mega-tsunami podrían ser inminente» (Pararas-Carayan-nis,
2002). Estos análisis demuestran que incluso en el peor es-cenario
posible de un colapso en La Palma los efectos distales
en las costas de EE UU se reducirían muy probablemente a olas
con amplitudes de apenas 1 metro (Mader, 2001). Estas discre-pancias
se deberían a una errónea estimación en los modelos
de Ward y Day (2001) y McGuire (2005) de parámetros básicos,
tanto de probabilidad de ocurrencia, como de dimensiones, frag-
Núm. 51 (2005) 547
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 35
mentación, velocidades y de la dispersión producida en el aco-plamiento
del desplome con el agua profunda, que en el mode-lo
más realista de Mader (2001) reduce espectacularmente la
amplitud de la ola de tsunami y sus efectos a distancia.
Es éste un caso manifiesto de exageración de la realidad con
objeto de atraer la atención de los medios de difusión, y oportu-nista,
en su reiteración inmediatamente después del devastador
tsunami de 2004 en Indonesia. Por otra parte ¿Cuál es el pro-pósito
real de difundir estos modelos catastrofistas? Puesto que
estos deslizamientos gravitatorios masivos no pueden evitarse,
las únicas medidas preventivas factibles serían la ordenación del
territorio y la alerta temprana. Ambas medidas son imposibles
en el propio Archipiélago, ya que las olas de tsunami de este
modelo llegarían a las otras islas con alturas de decenas de
metros (más de 50 metros al norte de Tenerife, unos 200 m si
tenemos en cuenta el proceso de remonte de las olas en las
zonas no acantiladas) y en sólo unos minutos. La primera me-dida
es impensable, porque acarrearía despoblar las zonas
costeras densamente habitadas y acabar con el turismo, la pri-mera
y esencial economía del Archipiélago. La alerta temprana
es, asimismo, imposible, por el corto periodo de aviso.
Sin embargo, el tsunami tardaría al menos 6-8 horas en al-canzar
las costas de EE UU, lo que hace innecesaria la alerta
temprana, que sí sería necesaria para el verdadero riesgo para
EE UU que es la zona sismogénica de la placa del Caribe, con
terremotos importantes, tsunamis relativamente frecuentes (al
menos en 1867, 1918 y 1946) y mucho más próxima. El interés
parece pues estribar más que en la seguridad de las poblacio-nes,
en la promoción personal y la venta de seguros de propie-dades.
No en vano este grupo de investigadores está financiado
por una de las principales compañías internacionales de segu-ros,
especializada precisamente en los riesgos naturales (http://
www.benfieldhrc.org/).
Los deslizamientos del interior de Gran Canaria
Con volúmenes menos importantes que los anteriores, del
orden de 0,2 a 1,3 km3, se han identificado en Gran Canaria al
548 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
36 J. C. CARRACEDO Y OTROS
menos 35 movimientos en masa distribuidos especialmente en
torno a la cumbre central de la isla y en su sector occidental.
Al contrario de los deslizamientos gigantes relacionados con los
estadios de crecimiento inicial en las islas, asociados a mega-estructuras
volcánicas como las dorsales y los volcanes en escu-do,
estos deslizamientos de Gran Canaria han ocurrido durante
su estadio de rejuvenecimiento tardío (Plio-Cuaternario), sin
grandes edificios volcánicos en crecimiento y con un volcanismo
activo de baja frecuencia eruptiva y con mecanismos de baja
explosividad (fundamentalmente estrombolianos). La casi totali-dad
de estos depósitos de deslizamiento se encuentran anidados
en el interior de depresiones erosivas, como son las de Tirajana,
Tenteniguada y Tejeda, entre otras. Estas depresiones debían ya
existir antes de que se produjeran los deslizamientos y, por con-siguiente,
se vieron agrandadas cuando sucedieron los mismos.
Sólo uno de ellos se ha volcado hacia el exterior de la isla afec-tando
a los acantilados del Andén Verde, en el NO insular, pos-teriormente
recubiertos por formaciones eólicas y torrenciales
(Criado et al., 1998).
En el resto del archipiélago no se encuentran equivalentes
de estos deslizamientos grancanarios, al menos en lo que res-pecta
al número de ellos y volúmenes involucrados, lo cual plan-tea
serios problemas para explicar su génesis. Descartada su
relación con una enérgica actividad volcánica intrusiva contem-poránea
o con una importante sismicidad de origen volcánico,
debe descartarse también su relación con condicionamientos
climáticos exclusivamente, ya que de ser así, y considerando la
existencia de fuertes escarpes en todas las islas, se habrían pro-ducido
en todas o algunas de ellas fenómenos semejantes, ya
que comparten el mismo área latitudinal-climática.
Así pues, siguiendo este razonamiento, sólo quedan las cau-sas
tectónicas. Estudiando las diferentes alturas en las que
afloran un conjunto de depósitos volcanosedimentarios (niveles
marinos y lavas almohadilladas —pillow lavas— asociadas) de
edad Pliocena en diferentes puntos del litoral nordeste, norte y
oeste de Gran Canaria, se pone de manifiesto que esta isla ha
debido sufrir un basculamiento generalizado hacia el oeste, po-siblemente
debido al peso que sobre ella ejerce la vecina isla de
Núm. 51 (2005) 549
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO 37
Tenerife, más joven y con sus laderas submarinas orientales re-posando
sobre las grancanarias (Pérez Torrado et al., 2002b). De
esta forma, este basculamiento pudo originar fracturas y sismos
tectónicos capaces de generar estos deslizamientos. Pero, por
supuesto, existen otras posibilidades, como puede ser la genera-ción
de asentamientos diferenciales en la isla tras el desman-telamiento
del estratovolcán Roque Nublo (con la descompresión
subsiguiente) y las tensiones generadas tras la fuerte intrusión
de domos y diques de este estratovolcán, así como por las es-tructuras
en rift subsiguientes.
El riesgo de nuevos deslizamientos similares en Gran Cana-ria
no parece una amenaza cercana si se consideran los carac-teres
actuales del volcanismo, las tensiones litostáticas posible-mente
más liberadas en esta fase de lento rejuvenecimiento
posterosivo, así como la posición de los niveles freáticos de las
aguas subterráneas mucho mas bajos. Sin embargo, la alta fre-cuencia
de grandes escarpes y la fuerte torrencialidad de las
precipitaciones, posibilitan la caída de bloques y paneles roco-sos
que afectan a las vidas de los humanos y a sus infraestruc-turas.
Un riesgo evidentemente menor pero a tener muy en
cuenta en los planes de protección civil y a la hora de realizar
las infraestructuras y asentamientos de la población.
2.4. La falsa alarma volcánica de Tenerife de 2004:
Análisis del primer ensayo moderno de tratamiento
de una crisis volcánica
Ésta de 2004 no es la primera falsa alarma de erupción en
Canarias. Crisis más o menos importantes, generalmente rela-cionadas
con episodios relativamente agudos y prolongados de
actividad sísmica sentida por la población han ocurrido en El
Hierro en 1793, en la que se programó incluso la evacuación
total de la isla aunque nunca llegó a producirse una erupción o
fue submarina, en contra de lo indicado por Hernández Pacheco
(1982) que la relaciona con los volcanes relativamente recientes
de la zona de Lomo Negro. Una crisis importante fue la de
1914-1917 en Fuerteventura (Monge, 1980) y en 1936-1939 en
550 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
38 J. C. CARRACEDO Y OTROS
La Palma (Monge, 1980), esta última posiblemente relacionada
con alguna intrusión que se acercó a la superficie (Kluegel et
al., 1999). Sin embargo, es la falsa alarma de 2004, a pesar de
FIG. 7.—Típico comunicado del «Comité científico-técnico del Plan de
Actuación Coordinada de Protección Civil ante una posible erupción volcá-nica
en Tenerife», creado con carácter local y sustituyendo al anterior de
nivel estatal, en que estaban representados el IGN y el CSIC. Este comité
local, controlado totalmente por el Cabildo de Tenerife a través de una
empresa participada (Inst. Tecnológ. y Energ. Renov. S.A.), difundió estos
comunicados alarmistas (elaborados por esta empresa), con semáforos de
alerta y exagerando el número e importancia de los terremotos (confun-diendo
registros de una sola estación sísmica con terremotos) y los gases
volcánicos (sin considerar las variaciones naturales originadas por los cam-bios
de la temperatura y la presión barométrica), llegando incluso a dar
una fecha fija para la erupción (octubre de 2004), posiblemente del Teide
y explosiva. Estos comunicados, de periodicidad semanal, llegaron a gene-rar
una verdadera alarma generalizada, especialmente en la población del
norte de Tenerife, totalmente injustificada porque jamás hubo indicios de
actividad volcánica y la inmensa mayoría de la actividad sísmica era ins-trumental,
no percibida por la población, por lo que se trató de una crisis
esencialmente mediática. La isla llegó a conocerse como Terrorife en los
medios de difusión internacionales.
Núm. 51 (2005) 551
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO
los lógicos avances científicos y tecnológicos, la que más impac-to
negativo ha generado.
En abril de 2004 la red sísmica del IGN registró, al parecer,
un gran número de pequeños terremotos, no percibidos por la
población, la mayoría no localizados y de M <2. El 10 de mayo
se produjo un terremoto de M3 por encima de Icod de Los Vi-nos,
esta vez sentido por la población. A partir de esa fecha se
han venido registrando eventos de muy baja magnitud (no sen-tidos)
y la mayoría sin localizar, alternando con periodos de
calma. Sólo en unos pocos pudo localizarse la profundidad de
foco. Como puede verse, un escenario bastante poco concreto
en cuanto a la sismicidad y sin indicio alguno de actividad vol-cánica.
La actuación de un comité local creado «ad hoc» («Comité
científico-técnico del Plan de Actuación Coordinada de Protec-ción
Civil ante una posible erupción volcánica en Tenerife») di-fundiendo
comunicados alarmistas (fig. 7), poniendo a la isla en
situación de alarma eruptiva (semáforo amarillo), e incluso dan-do
una fecha para la erupción (octubre de 2004) que podría ser
del Teide y explosiva, sumió a la isla en un agudo estado de
intranquilidad y a veces de histeria, especialmente en el norte
de la isla (gente durmiendo completamente vestida, acumulan-do
provisiones e incluso vendiendo propiedades), a la par que la
isla llegó a denominarse Terrorife en medios de difusión interna-cionales
(Christie, 2004). Aunque jamás hubo el más mínimo
indicio de actividad eruptiva, la «crisis volcánica» y el semáforo
amarillo por una previsible erupción se mantenían por parte del
citado comité en febrero de 2005, a pesar de que los integran-tes
del CSIC que estaban en el comité a título personal lo aban-donaron
denunciando el acaparamiento por parte del Cabildo de
Tenerife de todas las decisiones, el excesivo alarmismo y el que,
en realidad, el comité local nunca existió, porque nunca se re-unió
(Ortiz, 2005b).
La falta de un periodo de registro instrumental suficiente-mente
largo y preciso y la imposibilidad de localizar e interpre-tar
adecuadamente la mayoría de estos registros por el bajo
número de estaciones sísmicas, no justificaba en absoluto la
instauración de un estado de alarma. Situaciones parecidas se
39
552 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
40 J. C. CARRACEDO Y OTROS
FIG. 8.—Aunque es posible que haya habido un pico en la actividad
sísmica relacionada con el volcanismo en la isla de Tenerife en abril-mayo
de 2004, esto no significa en absoluto que sea una circunstancia nueva ni
excepcional, sino por el contrario, una característica propia de una isla
Núm. 51 (2005) 553
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO
habían producido anteriormente, con terremotos sentidos en casi
todas las islas, la última en el centro de la isla de Gran Cana-ria,
en octubre de 2003. En estos casos, sin embargo, la alarma
inicial se disipaba rápidamente al explicar a la población que
este tipo de actividad sísmica es normal en las islas volcánicas
activas y que no reviste peligro.
Por otra parte, ya se habían registrado numerosos terremo-tos
en el interior de la isla de Tenerife (Monge, 1980; Mezcua et
al., 1989; Jiménez y García Fernández, 2000), particularmente
cuando la red sísmica de la Estación Volcanológica de Canarias
(CSIC) estaba operativa, localizándose numerosos eventos, inclu-so
con su profundidad (fig. 8 A), aunque el IGN no había re-gistrado
actividad sísmica en el interior de Tenerife hasta 2000
(fig. 8 B). Este hecho se debió a deficiencias de la red del IGN,
que sólo tenía dos estaciones en Anaga (en Bajamar y en Santa
Cruz de Tenerife). La red del CSIC en cambio, con cuatro esta-ciones
sísmicas repartidas por toda la isla, una de ellas en Mña
Blanca (ver fig. 8 A), sí registraba una actividad similar a la
ocurrida en 2004 (fig. 8 A), hasta que dejó de operar adecuada-mente
a finales de los 90 por falta de fondos para su manteni-miento.
Un algoritmo introducido filtraba los cientos de señales
41
volcánicamente activa. Si el IGN no había registrado esta actividad en el
interior de Tenerife era a causa de que no tenía ninguna estación en el
centro de la isla, motivo por el que sí comenzaron a registrar esta activi-dad
en el año 2001, a raíz de la mejora de la red sísmica, como el propio
IGN reconoce, con la instalación de una estación en la zona de Las Caña-das.
La red sísmica del CSIC, que estuvo operativa hasta finales de los 90
(en que no pudo seguir manteniéndose por falta de fondos), con 4 estacio-nes
en la isla (círculos en la fig. 8 A), sí registraba actividad en Tenerife,
localizando los terremotos incluso con su profundidad (parte inferior de la
fig. 8 A). El análisis de estos registros evidenciaba su falta de peligro, por
lo que jamás se generó una alarma como la de 2004. En la figura se indi-can,
como ejemplo, los terremotos registrados por la red del CSIC en
Tenerife en 1994 (A), año en que el IGN no registró actividad alguna en la
isla (B, fuente IGN). La actividad sísmica anterior era también relativamente
abundante en el interior de la isla de Tenerife, como se observa en C, don-de
se muestran los terremotos sentidos y registrados en la isla en el perio-do
1964-1978 (Monge, 1980). De nuevo, el número de registros próximos
(en la propia isla) aumenta espectacularmente con cada nueva estación
sísmica que se instala (ver tabla 3).
554 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
J. C. CARRACEDO Y OTROS
recibidas, eliminando aquellas que no eran registradas al menos
por dos estaciones sísmicas alejadas, garantizando así que esta-ban
originadas por un proceso de gran energía (un terremoto)
y no por ruido humano (principalmente tráfico pesado). En esta
ocasión en cambio, todas las señales, sin filtrar, se han anun-ciado
como terremotos en las primeras páginas de los periódi-cos,
dando lugar a la alarma general.
A partir del año 2000, en que el IGN mejora la red sísmica
con una estación en el centro de la isla (en Las Cañadas del
Teide), empieza a registrar terremotos de baja intensidad en el
interior de Tenerife. El cambio en la geometría de la red disipa
el efecto de la «falla» NE-SO equidistante entre Tenerife y Gran
Canaria, posiblemente un efecto de la geometría de la red, que
pasa a ser un apretado grupo de eventos en las inmediaciones
de una zona volcánica submarina posiblemente activa, o de una
zona de escape del borde de Tenerife sobre Gran Canaria gene-radora
de fallas inversas. Al mismo tiempo se inicia el registro
de actividad sísmica en el interior de Tenerife, pero sin una lo-calización
correcta en la mayoría de los casos, al menos en la
profundidad de los focos sísmicos.
No parece pues plausible afirmar que se trata de una activi-dad
sísmica «nueva» en Tenerife a partir de 2000, sino más bien,
como el propio IGN considera, una consecuencia «de la moder-nización
y mejora de la red sísmica» (IGN, 2004). Este proceso
ya había ocurrido cuando este Instituto aumentó el número de
estaciones sísmicas en 1975 y 1977, lo que disparó el número de
sismos registrados en el interior de Tenerife (tabla 3). Basta com-probar
los registros de la red del CSIC (fig. 8 A), o de la actividad
del periodo 1964-1978 (fig. 8 C), para comprobar que efectiva-mente,
con picos de mayor o menor actividad siempre han exis-tido
terremotos en Tenerife, aunque se haya tenido mayor o
menor éxito en su registro e interpretación (ver fig. 8 C).
¿Como puede explicarse entonces que algo que sólo hubiera
sido noticia de un día se transformara en la crisis más larga y
aguda desde la erupción del Teneguía en 1971? Una parte de la
explicación se halla muy posiblemente en la creación del citado
comité «ad hoc», sustituyendo al anterior (el Comité Científico
de Evaluación y Seguimiento de fenómenos Volcánicos, creado
42
Núm. 51 (2005) 555
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO
en el marco de la Directriz Básica de Planificación de Protec-ción
Civil ante el Riesgo Volcánico), integrado por Protección
Civil estatal, el CSIC y el IGN, instituciones que no quisieron
estar en cambio en este nuevo comité, de carácter exclusivamen-
43
FIG. 9.—A) Modulación de la tasa de emisión de CO2 por los cambios de
corto periodo y estacionales de la presión barométrica. Puede observarse
la falta de cambios significativos asociados a la sismicidad de abril-mayo
de 2004 (com. pers. C. Martín Luis). Obsérvese que las variaciones de la
tasa de emisión de CO2 pueden cambiar bruscamente, al igual y correlati-vamente
que las de la presión barométrica. B) El registro continuado del
contenido de 222Rn y CO2 en un sondeo profundo (440 m) de Las Caña-das
ha puesto claramente de manifiesto la estrecha dependencia de la emi-sión
de estos gases con las variaciones en ciclos de corto periodo (un mes
en la gráfica) de la temperatura y la presión barométrica «por el efecto de
bombeo de los cambios temporales en la presión barométrica» (Soler et
al., 2004).
556 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
J. C. CARRACEDO Y OTROS
te local y claramente controlado por el Cabildo de Tenerife,
aunque algunos investigadores del CSIC lo hicieron por un
tiempo a título personal.
Por otra parte, parece que se aprovechó la situación para
intentar promocionar a un grupo local (relacionado con el Ins-tituto
Tecnológico y de Energías Renovables S.A., empresa pri-vada
participada por el Cabildo de Tenerife) como único encar-gado
del estudio y vigilancia de la sismicidad y el volcanismo en
la provincia, desplazando o subordinando a aquellos que han
venido realizando esta tarea desde hace décadas, como el CSIC,
IGN, Universidades, etc. La tendencia desde hace años de ese
grupo local a las predicciones, como la «predicción» de terremo-tos
(Pérez Rodríguez, 1997; 2004), le incitó a convencer a las
autoridades y gran parte de la población de la inminencia de una
erupción volcánica, posiblemente del Teide y explosiva, incluso
poniéndole fecha en octubre de 2004 (Canarias 7, 2004). Para
ello exageró el número e importancia de los terremotos —utili-zando
todos los registros que el IGN obtenía de su estación en
la zona de Las Cañadas pero que este Instituto no contemplaba
como actividad sísmica contrastada al no estar recogidos al
menos en dos estaciones alejadas y no poder saber su proceden-cia,
que en el caso de ser verdaderos terremotos podrían ser
incluso ajenos a la propia isla—, expuso como nuevos gases
volcánicos que eran sobradamente conocidos (Carracedo y So-ler,
1983; Cioni et al., 1985; Albert et al., 1986, 1989; Valentín
et al., 1989; Romero Ruiz, 1991; Martín Luis, 1999; Eff-Darwich
et al., 2002; Soler et al., 2004), pero exagerando su volumen e
importancia (fig. 9), y situó a Tenerife en el «semáforo amari-llo
», nivel de alerta utilizado internacionalmente para un edifi-cio
volcánico reactivado y con una erupción posible en sema-nas
(Hill et al., 1991). Este comité llegó incluso a anunciar en
los medios de difusión una nueva fumarola en el Valle de La
Orotava (Diario de Avisos, 8-12-2004, 10-12-2004; El Día, 10-12-
2004), en realidad las emanaciones de vapor de un respiradero
de una instalación industrial en el Valle de La Orotava (Carra-cedo,
2004a).
Sin embargo, la predicción a más corto plazo y más alar-mante
fue la realizada utilizando la inversa de la medida en
44
Núm. 51 (2005) 557
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO
tiempo real de la amplitud sísmica (IRSAM), un sistema diseña-do
para analizar esta actividad durante una crisis volcánica bien
definida y localizada, en que los sismos son tan seguidos que se
solapan y confunden (Murray y Endo, 1992). De acuerdo con el
análisis efectuado se produciría con gran probabilidad una erup-ción
explosiva del Teide seguida de un deslizamiento gigante de
la cara norte el 9 de junio de 2004 (fig. 10). Afortunadamente,
este modelo, que fue presentado en reuniones del más alto ni-vel
e influyó en las predicciones posteriores del comité, no se
filtró a los medios de difusión, lo que evitó una alarma aún
mayor. Lógicamente no se cumplió tan arriesgada predicción,
entre otros factores porque el método utilizado era totalmente
inadecuado, ya que para tener cierta validez debería contar con
señales de varias estaciones símicas (al menos 3), mientras que
en este caso sólo había una y eran muy dudosas la procedencia
y características de las señales recibidas, en ningún caso rela-cionadas
con una crisis volcánica definida.
La ya famosa «crisis volcánica» de 2004 no ha sido, pues,
sino una falsa alarma de gran difusión pero originada funda-mentalmente
por el escaso rigor en el análisis científico y el
45
FIG. 10.—Predicción efectuada de una posible erupción del Teide el 9 de
junio de 2004 utilizando la inversa de la medida en tiempo real de la
amplitud sísmica (IRSAM). Explicación en el texto (R. Ortiz, com. pers.).
558 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
J. C. CARRACEDO Y OTROS
deficiente manejo de la situación por las entidades responsables.
El desencadenante último de esta crisis fue el manejo inadecua-do
e intencionadamente exagerado de unos registros obtenidos
en nuevas estaciones sísmicas, la mayoría de origen desconoci-do
y que posiblemente siempre hayan existido en Tenerife con
fases de mayor o menor incidencia. En ningún momento hubo
el más mínimo indicio de actividad volcánica.
Sin embargo, al igual que ocurre en todas estas falsas alar-mas
«requiere un gran esfuerzo mostrar los fallos de estas pre-tensiones
y pocos pueden comprender las razones por las que
estas ideas no son válidas» (Wyss, 2001). Sin embargo, no es un
asunto trivial, sino que se suelen analizar con gran interés las
circunstancias que las permitieron, para tratar de evitar su re-petición.
En este caso concreto sorprende particularmente que
una isla con el desarrollo económico y tecnológico de Tenerife,
cuya principal actividad económica es el turismo y por ello inte-resada
en mantener la imagen de destino turístico seguro, haya
estado inmersa en una situación de alarma generalizada y man-tenida
durante largos meses por una pretendida inminente
erupción volcánica de la que jamás hubo ni el más mínimo in-dicio.
Un caso con cierto paralelismo es el de la falsa alarma mo-tivada
por el anuncio en 1976 de una erupción en la isla de
Guadalupe (Antillas francesas), que nunca llegó a ocurrir (Fiske,
1984). En esta isla, que competía duramente con la Martinica
por la primacía económica y política y la capitalidad de la re-gión,
se produjeron abundantes terremotos y explosiones en la
cima del volcán La Soufrière, aunque nunca llegó a haber ni
tan siquiera indicios de una verdadera erupción, que en aquel
tipo de volcanes son extraordinariamente explosivas y peligrosas,
sino unas explosiones freáticas generadas por la liberación vio-lenta
de gases, fundamentalmente vapor de agua. De inmediato
se estableció la pugna entre dos grupos científicos, uno, que
tenía todo el respaldo político, que creía en una inminente erup-ción
y propugnaba la evacuación inmediata y otro partidario de
esperar a comprender el proceso mediante un análisis científico
más sosegado de la situación. Finalmente se efectuó la evacua-ción
de unas 70.000 personas a una playa alejada durante tres
46
Núm. 51 (2005) 559
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO
largos meses, lo que originó una fuerte pérdida de actividad
económica y que la isla de Martinica ganara definitivamente la
carrera por la supremacía en la región. Los análisis petrológicos
demostraron más tarde que sólo se trató de alguna explosiones
freáticas, sin conexión con procesos eruptivos.
El final de esta falsa alarma de Tenerife ha sido tan poco
consistente y burocrático como todo el proceso y ha consistido
en pasar el semáforo de alerta de amarillo a verde, sin mayor
justificación científica que al haberlo puesto en amarillo, ya que
los terremotos han seguido siendo similares, incluso con alguno
sentido posteriormente en la isla de Gran Canaria (25-2-2004).
Este acuerdo se tomó en una reunión del 17 de febrero de 2005
del «Comité de dirección del Plan de Actuación Coordinada ante
una posible erupción volcánica en Tenerife», ahora ya al pare-cer
formado sólo por autoridades políticas (los presidentes del
Gobierno de Canarias y del Cabildo de Tenerife, y el delegado
del Gobierno central).
La credibilidad de la ciencia ha quedado en cierto modo a
salvo, como resume el editorial «Y ahora ¿qué?» (El Día, 2005),
gracias a que se denunció desde el primer momento la magnifi-cación
de una crisis volcánica que no tenía fundamento y la
intromisión de intereses políticos en un tema eminentemente
científico (Carracedo, 2004b; Carracedo y Pérez Torrado, 2004).
CONCLUSIONES
1. Los peligros geológicos en Canarias son muy moderados,
incluso en comparación con islas consideradas paradisíacas
como las Hawaii, Réunion, etc. En efecto, el propio marco geo-gráfico
y geodinámico y la configuración de las islas restringen
en Canarias la probabilidad de ocurrencia de terremotos catas-tróficos,
tifones devastadores y grandes inundaciones. Los ries-gos
geológicos reales y con previsible incidencia a escala huma-na
(los próximos cientos de años) se limitan a las escorrentías
de los barrancos y a erupciones de relativa baja frecuencia y
peligrosidad.
2. El volcanismo más activo está localizado en la parte oc-
47
560 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
J. C. CARRACEDO Y OTROS
cidental del Archipiélago, en consonancia con el proceso de
punto caliente que ha originado escalonadamente en el tiempo
las diferentes islas. En consecuencia, es posible (y necesario) con-centrar
el estudio y vigilancia del peligro eruptivo principalmen-te
en las islas de La Palma, El Hierro y Tenerife, particularmente
en sus rifts o dorsales activas.
3. El mayor riesgo eruptivo en Canarias está en la isla de
Tenerife, que a su complejo volcanismo activo (un sistema de
rifts activos y un sistema volcánico central diferenciado anidado
en una cuenca de deslizamiento) une su elevada demografía. No
obstante, los datos disponibles apuntan a que el complejo vol-cánico
del Teide, el único en Canarias que podría dar erupcio-nes
con una cierta explosividad, está en fase terminal y en pro-ceso
de progresiva estabilización. Las erupciones más previsibles
con gran diferencia, son de carácter basáltico o intermedio y
mecanismos eruptivos estrombolianos, de peligro muy modera-do,
similar al de las erupciones habidas en el periodo histórico
del Archipiélago.
4. La gran densidad de población, especialmente si consi-deramos
el elevado número de visitantes, hace que las erupcio-nes
volcánicas, aunque de relativamente bajo peligro, constitu-yan
un riesgo significativo. Por otra parte, el hecho de ser el
turismo la principal economía de las Islas requiere prevenir ese
riesgo al máximo, al mismo tiempo que es imprescindible tratar
de evitar en lo posible las falsas alarmas. Para ello es preciso
atender adecuadamente al estudio y vigilancia de los principa-les
volcanes activos, tarea en la que aún se ha avanzado insufi-cientemente.
Esto requiere una aproximación diametralmente
distinta, pasando de insistir en atender a la sismicidad como si
fuera la misma de ambientes no volcánicos (como la España pe-ninsular),
a una sismicidad asociada al volcanismo y uno de sus
más potentes medios de estudio y de detección temprana. Esto
requiere un cambio en la densidad y geometría de la red de
estaciones sísmicas y en su propia finalidad. Es contradictorio y
difícilmente justificable que se hayan concentrado los principa-les
recursos en el estudio y registro de una actividad sísmica que
no existe (la de ambientes tectónicos continentales), mientras se
ha olvidado el estudio de la sismicidad volcánica y el volcanismo
48
Núm. 51 (2005) 561
ANÁLISIS DE LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN EL ARCHIPIÉLAGO CANARIO
en un archipiélago volcánicamente activo y la única región de
España con estas características.
5. La pretendida «crisis volcánica» de 2004 no es sino una
falsa alarma que ha mantenido atemorizada a buena parte de
la población de Tenerife durante meses sin justificación alguna.
Esta situación se ha creado por la magnificación intencionada
de la importancia de unos sismos, la gran mayoría no sentidos
ni localizados y muy posiblemente habituales en la isla con fa-ses
de mayor o menor intensidad, y de gases también habitua-les.
Lo excepcional de esta situación es que haya sido promovi-da
por un comité controlado por las autoridades locales, que
generalmente tienden al proceso contrario, igualmente peligro-so,
de minimizar excesivamente las situaciones de riesgo real,
como en la trágica erupción del Nevado del Ruiz, Colombia,
1985 (Carracedo, 1997, 2002). Aún más incomprensible es in-ventar
este tipo de crisis, que rápidamente se extienden en los
medios de difusión incluso internacionales, en unas islas cuya
actividad económica casi exclusiva es el turismo.
6. Para evitar en el futuro estas falsas alarmas, que pueden
perjudicar seriamente los intereses económicos y la calidad de
vida de la población, se debería disponer de mejor instrumenta-ción
(instrumentando con redes sísmicas considerablemente más
densas los volcanes más activos, especialmente Cumbre Vieja en
La Palma y el Teide-Dorsal Noroeste en Tenerife). Además, evitar
los localismos invirtiendo la tendencia mostrada y en vez de hacer
cada vez más local el asesoramiento y la toma de decisiones,
extenderla incorporando como asesores no solamente expertos
nacionales sino algún conocido experto internacional, preferen-temente
en el volcanismo de islas oceánicas intra-placa, lo que
reduciría el afán de preponderancia local, la injerencia del poder
político, y el tomar y mantener tozudamente por buenas inter-pretaciones
y decisiones claramente erróneas.
RECONOCIMIENTOS
Los resultados y observaciones que se han expuesto han sido
logradas gracias a la realización de numerosos estudios en los
49
562 ANUARIO DE ESTUDIOS ATLÁNTICOS
J. C. CARRACEDO Y OTROS
últimos 35 años, en proyectos financiados por la CICYT (años
81-83, 85-88, 89-91 y 92-95), el Gobierno de Canarias (91-93),
la OTAN (94-95), la Caja General de Ahorros de Canarias (2003-
2005), y varios Programas Picasso (entre 1997 y 2004), institu-ciones
a las que agradecemos vivamente su apoyo.
Estas ideas han sido presentadas y debatidas en comunica-ciones
orales en congresos y reuniones científicas, en Hawaii
(Jagger conference, sept., 1993 y Cities on Volcanoes II, 2003),
Guadalupe (WOVO Workshop: Volcano observatories, surveil-lance
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