La Gomera I – Geologie

IMG_1327

Frischer Straßenanschnitt bei Epina. Ein basaltischer Gang von 10 m Breite  durchschlägt geschichtete Vulkanaschen und hinterläßt einen randlichen Kontakthof durch Frittung.

Der Vulkanismus der Kanareninsel La Gomera ist Gegenstand dieser Artikelserie. Die vulkanische Aktivität auf Gomera ist seit dem Quartär erloschen, die seitdem anhaltende tiefgründige Erosion macht aber zahlreiche subvulkanische Erscheinungen wie z.B. die „Roques“ (intrusive felsische Dome) oder den Basalkomplex mit Plutoniten zugänglich. In diesem Teil geht es nach einigen allgemeinen Bemerkungen zum Vulkanismus der Kanaren um einen aktuellen Abriß der geologischen Geschichte (Vulkanostratigraphie) der Insel. Es schließen sich ein kurzer Überblick über die Geomorphologie Gomeras und einige Bemerkungen zur Petrographie der Basalte an. Die folgenden Teile dieser Beitragsserie führen zu Bildern mit Erläuterungen zu geologischen und petrographischen Aspekten wichtiger Lokalitäten und Aufschlüsse:

Geländekarte von La Gomera, Quelle: wikipedia/OpenStreetMap. La Gomera ist mit einem Durchmesser von etwa 24 km eine der kleineren Inseln des Kanarischen Archipels, rezente Spuren eines Vulkanismus fehlen, im Gegensatz z.B. zur Nachbarinsel El Hierro, von der im Jahr 2011/12 submarine Eruptionen gemeldet wurden. Auch alle anderen Inseln des Kanarischen Archipels weisen rezente vulkanische Aktivitäten auf. Die letzten nennenswerten Ausbrüche auf La Gomera fanden vor 2,8 Ma statt.

 

Entstehung der Kanarischen Inseln

HotSpot_Kanaren

Modell des Hotspot-Vulkanismus (Quelle: rainer-olzem.de; Hoernle & Carracedo, 2008). Ein weitgehend ortsfester Mantelplume durchbohrt die in NE-Richtung wandernde Afrikanische Platte. Wie auf einer Perlenkette aufgereiht liegen Seamounts und die Inseln des Kanarischen Archipels mit von NE nach SW abnehmendem Entstehungsalter.

Die Lage der Inseln auf der Afrikanischen Platte im Übergangbereich zwischen Ozeanischer Kruste und kontinentaler Kruste ist auf Intraplattenvulkanismus durch Hotspot-Aktivität zu erklären. Das Aufsteigen eines relativ stationären, räumlich eng begrenzten Manteldiapirs (mantle plume), vermutlich von der Kern-Mantel-Grenze, bewirkt eine lokale Aufschmelzung von Teilen des Oberen Erdmantels. Diese Schmelzen steigen auf, durchdringen die ozeanische Platte und Meeressedimente, und führen zu erst submarinem, später subaerischem Vulkanismus mit basaltischem Charakter (OIB-ocean island basalts). Eine anschauliche Erläuterung mit Grafiken zum Hotspot-Vulkanismus und weiterführende Modelle zur Entstehung der Kanarischen Inseln (u.a. auch interessante Beiträge zu La Palma und El Hierro) sind auf der Seite von Rainer Olzem zu finden. Im Folgenden eine kurze Zusammenfassung:

Das inzwischen weitgehend anerkannte Modell der Entstehung der Vulkanbauten der Kanaren durch die Aktivität eines Mantelplume und dem damit verbundenem Hotspot-Vulkanismus in einem Intraplattenbereich zwischen dem passiven Kontinentalrand Afrikas und ozeanischer Kruste weist einige Schönheitsfehler auf. Diese sind vom Verlauf der hotspot-Spur abweichende vulkanische Zentren sowie auf den einzelnen Inseln wiederkehrende und lang andauernde vulkanische Aktivitäten. Zumindest allein mit dem Hotspot-Modell kann der Vulkanismus nicht ausreichend erklärt werden.

Eine Hypothese ist, daß NE-SW-Hauptstörungszonen des Atlas-Gebirges bis in den Bereich der Inseln wirken und durch ihre zeitweise tektonische Aktivität Vulkanismus ermöglichen. Eine andere Möglichkeit ist das Vorhandensein einer tektonischen Instabilität in einer breiten Zone zwischen passivem afrikanischem Kontinentalrand und ozeanischer Platte, so dass es auch hier zu Störungen und Brüchen an Blöcken der Ozeankruste kommen könnte, die als Förderwege für Magmen dienen. Gewöhnlich sind diese passiven Kontinentalränder frei von Störungszonen und Vulkanismus, an der afrikanischen Westküste jedoch zieht sich ein etwa 3.000 km langer Vulkangürtel über Madeira, Kanaren, Kapverden und Bereichen mit Seamounts entlang, dessen Entstehung sicherlich nicht zufällig ist.

Diskutiert wird auch das Modell einer Edge-Driven-Convection (Kontinentalrand-Konvektion), bei der die unterschiedlichen Dicken der ozeanischen und der kontinentalen Platte in Verbindung mit dem ortsfesten Mantelplume eine Mantelkonvektion bewirken, dessen „upwellings“ einen Aufstieg von heißem Mantelmaterial ermöglichen. Dies könnte eine Erklärung für die momentane vulkanische Inaktivität von La Gomera sein, falls sich die Insel sozusagen im „Windschatten“ zwischen diesen beiden Akteuren befindet: der Hotspot liegt weiter westlich (El Hierro, La Palma), die upwellings von Gesteinsschmelzen erreichen erst Teneriffa.

Modell der Edge Driven Convection im Zusammenspiel mit einem Hotspot. (Quelle: rainer-olzem.de, Grafik: Carracedo, verändert nach Geldmacher et al., 2005).

Neue geophysikalische Untersuchungen haben gezeigt, dass die Untergrenze der Afrikanischen Platte unter dem Atlas-Gebirge eine Anomalie in der Dicke (75 km statt 150 km Krustendicke) aufweist. Vermutet wird die Anwesenheit eines etwa 1.000 km langen und 250 km breiten Korridor aus Mantelmaterial zwischen einem oberen Teil der Afrikanischen Platte und einem mutmaßlich abgesunkenem unteren Teil. Am Kanarischen Hotspot steigt das Mantelmaterial auf und strömt durch den Korridor bis unter das Atlasgebirge. Ausgangspunkt für diese etwas ungewöhnlich klingende Hypothese war die Tatsache, dass die Zusammensetzung und die geochemischen „Fingerabdrücke“ von Vulkaniten aus dem Atlasgebirge sehr ähnlich denen der kanarischen Vulkanite sind, somit aus der gleichen Mantelquelle stammen müßten.

 

La Gomera – geologische Geschichte

Die geologische Geschichte La Gomeras beginnt mit untermeerischem Vulkanismus. Der Inselsockel als Teil der Kanarischen Schwelle macht den größeren Anteil aus, subaerisch liegt nur ein kleiner Teil der Insel in Form eines flachen Schildes. Die absolute Höhe der Insel vom Meeresgrund beträgt etwa 5.500 m, der Alto de Garajonay (1.487 m ü.d.M.) ist die höchste Erhebung.

DSC_0874

Blick vom Alto de Garajonay (1.487 m) nach Nordwesten. Dieser Ausblick zur etwa 80 km entfernten Insel La Palma bietet sich nur an wenigen Tagen im Jahr, da für gewöhnlich dichte Wolken des NE-Passats die Höhenlagen der Insel einhüllen.

Es gibt ältere, offenbar gehobene Inselteile (Basalkomplex, 15-20 Ma) mit Plutoniten und submarinen Laven. Nach einer Pause in der Aktivität von etwa 4 Ma beginnt der subaerische Aufbau und die Entstehung eines ersten Schildstadiums von La Gomera vor etwa 10,5 Ma. Es folgen etwa 8 Ma Jahre Vulkanismus, der bis ins Quartär erlischt. Folgende Grafik verdeutlicht die Größe des subaerischen Vulkanbaus (abgezeichnet nach SCHMINCKE 2010):

Schema_Ozeaninsel

 

Vulkanostratigraphie

Auf reichlich aktuelle Literatur zur Inselgeologie wird im Verzeichnis am Ende dieses Beitrages hingewiesen. Quelle der folgenden Beschreibungen ist hauptsächlich eine Revision der vulkanostratigraphischen Abfolge für La Gomera von Ancochea et al. (2006). In dieser Arbeit werden auch aktuelle Altersbestimmungen an Gesteinen nach der K-Ar-Methode vorgestellt. Diese Arbeit revidiert einige Ergebnisse älterer Abhandlungen, zu nennen sind hier Bravo (1964), Cendrero (1971), Cubas (1978a) und Rodriguez Losada (1988). Ebenfalls empfehlenswert, wenn auch nicht besonders ausführlich zur Geologie von La Gomera, ist die 3. Auflage der Sammlung Geologischer Führer, Kanarische Inseln 2008 (P.Rothe). Sehr lesenswert  ist das Standardwerk von Schmincke (Vulkanismus, 3. Auflage 2010).

geomap_Gomera_Ancochea

Geologische Karte von La Gomera aus der Arbeit von Ancochea et al. 2006, mit freundlicher Genehmigung von E. Ancochea.

1-BC-Basalkomplex 20-15 Ma (Plutonite, submarine Laven)
2-LOE-Lower Old Edifice (10,5-9 Ma); (9,4 Ma Tazo-Brekzien; 9,1 Ma Tamargada-Syenit)
3a-UOE-Upper Old Edifice (9,0-6,4 Ma)

  • UOE-1 (8,6-7,8 Ma) mit Eastern Radial Swarm (ERS) (8,0-7,9 Ma), Eastern Felsic Rocks (8,6-7,8 Ma) (1. felsische Periode)
  • UOE-2 (7,5-6,9 Ma) mit 3bVallehermoso Cone Sheet Complex (VCSC) + Western Radial Swarm (WRS, 7,5-6,4 Ma) (2. felsische Periode)

4a-YE-Young Edifice (YE)

  • YE-1 (5,7-4,7 Ma)
  • YE-2 (4,5-4,0 Ma) mit “4b-Roque-Serie” (3. felsische Periode) 4,6-3,9 Ma
  • letzte Ausbrüche um 2,8 Ma (Arure)

 

Ein submarines Stadium ist in die Zeit vor 20-15 Ma zu stellen (Basalkomplex, BC). Beim Basalkomplex handelt es sich um mafische Plutonite (alkalibetonte Gabbros, Olivingabbros, Peridotite, Pyroxenite) und submarine Laven, seltener sind Einschaltungen von marinen Sedimenten (feinkörnige Pelite, Sande und Kalke, insgesamt wohl turbiditische Ablagerungen, nach ROTHE 2008). Submarine Laven sind alteriert und ebenfalls von alkalischem Charakter: Alkalibasalte bis Trachyandesite. Untersuchungen an immobilen Elementen zeigen die typischen Eigenschaften von Intraplatten-Ozeaninselbasalten. Die Gesteine des Basalkomplexes sind deutlich deformiert, v.a. im NW der Insel.

Der Aufschluß von Plutoniten auf den Kanarischen Inseln etwas Besonderes. Es handelt sich hierbei wohl um im Zuge von Vulkanotektonik gehobene und/oder gekippte tiefere Teile des submarinen Vulkanbaus, so dass intrusive Plutonite, die in größeren Tiefen in ehemaligen Magmakammern kristallisierten, nun an der Oberfläche vorliegen. Auf den anderen Inseln werden zwar ähnliche Komplexe vermutet, sind aber außer auf Fuerteventura und La Palma nicht zugänglich.

Datierungen von Gesteinen des Basalkomplexes und auch des UOE werden wohl in der nächsten Zeit einer Revision unterzogen werden. Messungen von Herrera (2008) ergaben an submarinen Laven des UOE ein Alter von 11,5 Ma. In einem Gabbro aus dem Basalkomplex wurden 11,87 Ma (Cueto 2004) ermittelt. Dies sind weitaus jüngere Alter als die oben erwähnten 20-15 Ma. Exakte Datierungen gestalten sich aufgrund metamorpher und metasomatischer Einwirkungen auf die Gesteine während der verschiedenen intrusiven Episoden als schwierig.

Den Basalkomplex durchschneidet ein z.T. sehr dichter Gangschwarm mit meist basischen Gängen, der die recht tief abgetragenen hypabyssalen Wurzeln verschiedener Wachstumsphasen darstellt. Die meisten Gänge des Basalkomplexes sind in der Zusammensetzung basaltisch (mit einer großen Variationsbreite von aphantischen und porphyrischen Typen) und bilden ein kompliziertes Netzwerk. Sie sind wesentlich jünger als der Basalkomplex, älteste Datierungen liegen bei 10,2 Ma (Sill an einem Kliff in Alojera, Ancochea et al. 2008). In einigen Bereichen des Basalkomplexes ist die Dichte der Gänge so hoch, dass das Wirtsgestein kaum noch zu erkennen ist. Einige Gänge sind auch trachytisch-phonolithischer Zusammensetzung, sie gehören zeitlich zum Vallehermoso Cone Sheet Complex (VCSC) oder anderen felsischen Phasen an. (aus Gibbons: Geology of Spain S. 450-451). Alle Gänge weisen ebenfalls starke hydrothermale Alteration auf, was eine Altersbestimmung erschwert.

IMG_2017

Gangschwarm im Basalkomplex an der Playa de Vallehermoso. Neben unzähligen basaltischen sind auch einige felsische Gänge zu erkennen.

Eine Arbeit von Ancochea et al. (2008) befasst sich mit der gewaltigen Menge an basaltischen Gängen auf der Insel. Die verschiedenen Generationen von Gangschwärmen weisen insgesamt einen südwärts gewandten Verlauf auf, das errechnete Zentrum des ältesten und des jüngsten Gangschwarms liegen etwa 8 km auseinander. Die den Basalkomplex durchschneidenen parallelen Gänge weisen Einfallswinkel von N70-80 Grad auf, Sills sind Erscheinungen des submarinen Stadiums des LOE, subaerisch bildeten sich radiale Gangmuster aus. Je tiefer das stratigraphische Niveau, je näher die Einheiten vom Zentrum der vulkanischen Aktivität liegen, desto mehr Gänge werden beobachtet.

Es können 5 basische Gangschwärme unterschieden werden: der älteste, mit dem Übergang vom submarinen zum subaerischen Inselaufbau besteht aus Sills (10,7-9,3). S1 (9,1-8,4 Ma) und S2 (8,2-6,7 Ma) sind ankaramitischer bis basaltischer Zusammensetzung und gehören zeitlich zum LOE und UOE. S3 (5,5-4,4 Ma) und S4 (5,3-4,0 Ma) mit basaltischen bis intermediären Zusammensetzungen werden jeweils mit dem YE-1 und YE-2 assoziiert. Zu den verschiedenen Generationen felsischer Gänge siehe weiter unten.

Auf eine Pause in der Aktivität und/oder einer Phase intensiver Abtragung von etwa 4 Millionen Jahren folgt von 10,5-6,4 Ma das Schildstadium des Old Edifice (OE), unterteilt in zwei Schildphasen des Lower Old Edifice (LOE) und Upper Old Edifice (UOE).

Die Unteren Alten Basalte nach Cendrero (1970) (Lower Old Edifice, LOE, 10,5-9 Ma) sind in ihrer Anfangsphase ebenfalls noch submarin gebildet worden (Pillowlaven, Pillowbrekzien, Fehlen von Pyroklasten). Sie markieren jedoch den Beginn des Aufbaus eines ersten Schildstadiums. LOE war ein 22 km breiter Schildvulkan von etwa 1.300-1.900 m Höhe, dessen Zentrum höchstwahrscheinlich in der Nähe von Vallehermoso lag. Ein lateraler Kollaps in der Gegend von Tazo nach NW (und San Marcos bei Agulo nach NE) beraubte ihn seiner Nordflanke. Die Brekzien dieses Kollapses liegen hier direkt auf dem Basalkomplex („Tazo-Brekzien“). Gänge in den Brekzien lieferten ein Alter von 9,4 Ma. Solche lateralen Kollapse von ganzen Inselteilen sind auf den Kanarischen Inseln keine Seltenheit, siehe El Golfo (Hierro) oder die immer wieder diskutierte labile Westflanke der Cumbre Vieja auf La Palma. Außer im Norden also umfasst das LOE den Basalkomplex kreisrund und liegt im Süden unter jüngeren Basalten. Die im Old Edifice südwärts wandernde vulkanische Aktivität lässt vermuten, dass der Nordrand der Insel damals 5 km weiter nördlich lag.

IMG_1160

Basalte des Lower Old Edifice in meerwärts einfallender Lagerung oberhalb der Playa Alojera.

Das subaerische LOE besteht aus bis 250 m mächtigen, im einzelnen dünnen pahoehoe-Lavaströmen (porphyrische Ankaramite oder Basalte plagioklasphyrischer Zusammensetzung), unterbrochen von einigen pyroklastischen Horizonten. Subaerische Basalte des LOE enthalten dicke Lagen vulkanischer Brekzien. LOE ist ebenfalls durchschnitten von einem dichten Gangschwarm basaltischer bis felsischer Gänge: vertikale bis fast vertikale mafische Gänge wechselnder Streichrichtung und 30-40 Grad einfallenden Sills von 1-10 m Dicke. Vertikale felsische Dikes werden durchschnitten oder umgekehrt. Die Sills fehlen im nachfolgenden Upper Old Edifice und in den jüngeren Einheiten. Aufschlüsse des LOE gibt es zwischen Tazo und Alojera, im Bereich Hermigua sowie am Grund der tiefsten südlichen Barrancos.

Die Grenze zwischen LOE und Upper Old Edifice (UOE), der Fortsetzung des ersten Schildstadiums der Insel, ist häufig nicht klar zu erkennen, da sie in vielen Bereichen in scheinbarer Konformität aufeinander liegen, eine Abgrenzung häufig wohl subjektiv ist. Zum LOE gehören auch die Polygenen Brekzien, die von früheren Autoren als Grenze zwischen LOE und UOE benannt wurden (Cendrero 1970,1971). Polygene Brekzien sind nach (Geology of Spain) heterogene, gerundete und eckige Klasten bis 50 cm, umgeben von einer zementartigen, feinkörnigen Grundmasse. Ihre Entstehung lässt sich auf ein hochexplosives Stadium oder Lahar-Aktivitäten zurückführen. In manchen Bereichen liegt die Brekzie direkt auf dem Basalkomplex (Tazo). Die stratigraphische Eigenständigkeit dieser Einheit muß aber wohl bezweifelt werden, da ihre Ausbildung sehr unregelmäßig ist und sie nur gelegentlich als bis zu 300 m mächtige Lagen zwischen UOE und LOE auftauchen.

Im Alojera-Sektor sind Basalte des LOE in nach S und SW abtauchenden, mehrere hundert Meter mächtigen, dünnen pahoehoe-Lavaströmen aufgeschlossen. Individuell dickere Basaltlaven (wohl Aa-Laven) gehören zum UOE. Hier gibt es nur einige dünne Brekzienlagen, eine klare Grenze zwischen LOE und UOE ist kaum zu beobachten, nur lokal an den Kliffküsten ist eine Diskordanz ausgeprägt.

In der Gegend südlich und westlich von Los Organos sind Gesteine des Basalkomplexes und Lavaströme des Lower Old Edifice (LOE) in enger Nachbarschaft aufgeschlossen. Die einzigen größeren Aufschlüsse von Sedimentgesteinen auf La Gomera sind hier hauptsächlich SW von Los Organos in einem schmalen Küstenstreifen auf etwa 1 km Länge zu finden. Weiter westwärts folgend an der Küste und um Argamul Gebiete mit submarinen Vulkaniten (Alter bis 11,5 Ma nach Herrera et al. 2001).

Ganz in der Nähe bei Tazo liegen die “Tazo-Brekzien“ („polygene Brekzien“) bis 150 m mächtig diskordant auf BC und UOE-Gesteinen und zeigen Gesteinsfragmente aus beiden Einheiten. Sie sind häufig Ablagerungen aus Schuttströmen (debris flows) oder durch andere sedimentäre Prozesse abgelagert. In den Brekzien gibt es einige Lavaströme. Der Verlust der Nordflanke durch lateralen Kollaps muß aufgrund von Alterbestimmungen (Ancochea) an einem der untersten Lavaströme der Tazo-Brekzien rückdatiert werden auf ein Alter von 9,4 Ma. (statt 8,6 Ma?) Arbeiten hierzu: Geogaceta, 39 (2006), 43-46: und Ancochea (2006). In San Marcos (Agulo) liegen die Brekzien des Kollaps ebenfalls direkt auf dem BC.

Im Bereich Hermigua sind die Verhältnisse anders: bis 1.000 m mächtige pahoehoe-Laven wechseln sich ohne laterale Kontinuität mit Brekzien ab, die tiefsten Schichten zeigen submarine Features (Pillow-Laven, pillow-Brekzien, Hyaloklastite). Eine hohe Anzahl von Sills durchschneidet die pahoehoe-Laven und die Brekzien. Die Grenze zwischen UOE und LOE ist durch das Verschwinden von Brekzien und Sills und dem Einsetzen schwarzer, schlackiger Basaltströme markiert, aber nicht direkt als Diskordanz zu erkennen. Messungen hier ergaben ein Alter von 8,7-9,0 Ma.

Eine Besonderheit ist der Tamargada-Syenit (9,1 Ma, Cantagrel 1984 ; 7,59 Ma, Herrera 2008, Syenite und Alkali-Gabbros nach Ancochea et al. 2003), aufgeschlossen auf etwa 700 m Länge und 150 m Breite zwischen km 35 und km 36 an der Straße von Vallehermoso nach Las Rosas. Er könnte zu einer ersten felsischen Phase der Old Edifice gehören. Ancochea et al. (2003) weisen auf das mehr oder weniger gleiche Alter der „Östlichen Roques“ (8,6-7,8 Ma, lange zu den rezenten Roques gerechnet) hin, das zeitliche Zusammenfallen des ERS (Eastern Radial Swarm, siehe unten) und des Syenits in einem gemeinsamen geographischen Zentrum sowie die Tatsache, dass es weniger Gänge im Syenit gibt als im Basalkomplex, was insgesamt die Möglichkeit der Zugehörigkeit zum LOE begünstigt. Der Tamargada-Syenit könnte eine intrusive Wurzel eines subaerischen felsischen Vulkans sein.

Zur Zeit des Upper Old Edifice (UOE, 9-6,4 Ma) wandert die Aktivität südwärts, ein etwa 25 km durchmessender, bis 2.200 m hoher und um 9-12 Grad seewärts abtauchender Vulkanbau entsteht, der den früheren Vulkanschild des LOE bedeckt. Gesteine des UOE sind auf der gesamten Insel zu finden. Es handelt sich um den fortgesetzten Aufbau des Schildstadium aus dem LOE, häufig in den tiefen Barrancos im S und SE der Insel oder am Altos de Juel östlich von Hermigua bis 500 m Dicke angeschnitten. Petrographisch sind dies Ankaramite, Plagioklasbasalte und aphantische Basalte mit pyroklastischen Lagen, begrabenen pyroklastischen Kegeln und einem dicken trachybasaltischem Strom am oberen Ende der Sequenz. Zwei Phasen des UOE können unterschieden werden:

UOE-1: basaltische Lavaströme, an der Basis zunächst schwarz und schlackig (pikritische bis ozeanische Typen), am Top dünne felsische Pyroklastenlagen und felsische debris flows (Schuttströme). Eingeschaltet sind häufig Pyroklasten, die von vielen dünnen Gänge durchzogen werden, die meisten basaltisch, einige wenige felsisch.

Im Osten der Insel sind sehr dicke, felsische (meist phonolithische) Lavaströme mit Altern von 8,6-7,8 Ma datiert worden, die dem UOE-1 zugerechnet werden müssen („Eastern Felsic Rocks“), sie korrelieren zeitlich mit dem ERS (8.0-7,9 Ma).

UOE-2: (ab 7,5-6,4 Ma) die Grenze zu UOE-1 ist nur manchmal durch felsische Pyroklasten im E der Insel angedeutet (z.B. bei Jaragán). UOE-2 besteht aus Basalten bis Trachybasalten, ist oft im Süden der Insel zu finden und in allen Tälern aufgeschlossen. Pyroklastische Lagen und sogar begrabene Vulkankegel sind häufig. Basaltgänge sind weniger häufig als im UOE-1, die dickeren von ihnen können auch Zufuhrkanäle des Young Edifice (YE) sein. Sporadische felsische Pyroklasten im Hangenden der Formation sind eine Manifestation einer zweiten felsischen Episode (Vallehermoso Cone Sheet Komplex VCSC und Westlicher Radialschwarm WRS).

IMG_2840

Basalte und Pyroklasten des UOE, überlagert von horizontal gelagerten Basalten des YE, Valle Gran Rey, Blick nach S beim Abstieg vom Risco de La Merica nach La Calera.

Die stratigraphische Einordnung zweier felsischer Episoden, des ersten und zweiten Trachytisch-Phonolithischen Komplexes (TPhC) mit Radialschwärmen und einem Conesheet-Komplex im Gebiet Vallehermoso, war lange unklar, da bisher kein direkter Kontakt zwischen TPhC und LOE beobachtet wurde und der TPhC diskordant auf dem Basalkomplex liegt. Allerdings gibt es felsische Gänge, die auch das OE durchschneiden. Zu diesem Thema gibt es Arbeiten von Ancochea (2003) und Rodriguez (2004).

Cone sheets (Kegelgänge) sind Füllungen von bogenförmigen Rissen um das Zentrum eines Vulkanbaus. Während radial dikes (Ringgänge) nach außen laufen, fallen Cone sheets nach innen in einem zentralen Punkt zusammen. Messungen von Fallen und Streichen vieler Gänge, die aufgrund der tiefen Erosion für Untersuchungen zugänglich sind, ermöglichen die Konstruktion horizontaler kompressionaler Stressfelder. Die Komplexität der Gänge lässt auf die Komplexität der Vulkanbauten schliessen.

IMG_1331_ZentrumCSC

Nahe des Zentrums des VCSC, etwa 2 km südlich von Vallehermoso. Die Gänge des Conesheet-Komplexes konzentrieren sich an dieser Stelle und nehmen an Mächtigkeit zu (bis 20-30 m) bei einem Abstand von 400-2.000 m zum VCSC-Zentrum. Die Fallwinkel variieren von 30-70 Grad ohne Abweichungen mit Annäherung ans Zentrum.

Nach Ancochea et al. (2003) sind verschiedene Arten von felsischen Gängen im Gebiet von Vallehermoso ausgebildet, senkrechte bis nahezu senkrechte Gänge laufen zum Inselinneren zusammen (Radialschwärme), andere sind deutlich geneigt (Conesheet-Komplex). Die beiden ermittelten Radialschwärme unterscheiden sich mancherorts durch ein unterschiedliches Streichen von 20-30 Grad. Die Gänge des Conesheet-Komplexes schneiden nicht das OE, was aber der großen Entfernung geschuldet ist. Manche Gänge des Conesheet-Komplexes weisen Domstrukturen auf. Extensive Alteration der Gesteine erschwert Alterbestimmungen nach der K/Ar-Methode. Zwei felsische Perioden können unterschieden werden:

1. Erster Radialschwarm (östlicher Radialschwarm, ERS) mit den ältesten Gängen, Alter etwa 8 Ma, eine erste felsische Phase mit südwestwärts wandernder Aktivität. Diese markiert möglicherweise das Ende des LOE, ist aber nicht als Grenze zum UOE definiert. Das errechnete Zentrum dieses Gangschwarms liegt etwa 2 km ESE Vallehermoso in dem Bereich, in dem auch der Tamargada-Syenit ansteht. Möglicherweise gibt es hier einen genetischen Zusammenhang. Diese erste felsische Episode ist von einem wesentlich geringeren Gesteinsvolumen geprägt als die 2. felsische Episode.

2. Zweiter Radialschwarm (westlicher Radialschwarm, WRS) und Vallehermoso Cone Sheet Complex (VCSC): 7,5-6,4 Ma, zeitlich korrelierend mit dem UOE. Beide Komplexe WRS und VCSC überlagern sich, der VCSC hat einen Durchmesser von 10 km und ein Gesteinsaufkommen von etwa 5-10 km³. Aus der Geometrie dieser beiden Gangsysteme ist eine domartige, flache Magmakammer etwa 1.650 m unter dem jetzigen Meeresspiegel rekonstruiert worden. Ihr Zentrum befindet sich 1,5 km S von Vallehermoso.

Die Arbeiten von Rodriguez-Losada (2004) erläutern die Bildung einer Caldera und dessen Kollaps zwischen Vallehermoso und Tamargada, assoziiert mit dem 2.TPhC. Es handelt sich um einen Komplex mit zerbrochenen, hoch verwitterten trachytischen Laven, Brekzien, Domen und Gängen. Drei Phasen der Entstehung lassen sich unterscheiden: 1. Migration felsischen Magmas in die Cone Sheets, 2. Einsturz der entleerten Magmakammer und Calderabildung mit chaotischen Brekzien, 3. post-Caldera-Entstehung intrusiver felsischer Dome (domes) durch erneuten Magmatismus, die im Umriß einen fast kreisrunden Komplex bilden. Von der ursprünglichen 3-4 km durchmessenden Caldera ist heute nichts mehr zu erkennen. Nach Ancochea et al. (2006) lässt sich über die Präsenz einer Caldera spekulieren, schlüssige Daten zur Geometrie und Lage fehlen aber bisher.

IMG_3523

Blick von Epina in den weit ausgeräumten Talbereich von Vallehermoso und das errechnete Zentrum des VCSC. In der Ferne der Teide (3.718 m) auf Teneriffa.

Rodriguez-Losada (2004) gibt einige Informationen zur Petrographie: Die 3 Gangsysteme des ersten und zweiten Trachytisch-phonolithischen Komplexes (TPhC) sind die Wurzel eines intensiv erodierten Vulkankomplexes mit Trachyten, Nephelin-Phonolithen und untergeordnet Haüyn-Phonolithen. Der TPhC entwickelte sich aus alkalischem mafischem Magma der UOB während eines Prozesses fraktionierter Kristallisation. Hierbei wurden Alkalibasalte über ein Anwachsen der Alkali- und Silikatkomponenten (SiO2, Al2O3, Na2O, K2O) und über eine Abnahme der Komponenten FeO, MgO, CaO und TiO2 fraktioniert. Auch die starke Anreicherung von Spurenelementen (Zr, La, C, Rb, Th) durch ihre Kompatibilität in felsisch alkalischen Schmelzen/Flüssigkeiten zeigt diesen Trend.

Die porphyrischen Haüyn-Phonolithe (Aufschluss eines Kamms zwischen Roque Cano und Buenavista) sind wohl durch lokale und/oder späte magmatische Prozesse entstanden, möglicherweise durch Gastransfer (hohe Konzentration von Volatilen wie Cl, F, S) aus Nephelin-Phonolith. Sekundäre magmatische Prozesse sind als wahrscheinlich anzunehmen aufgrund stark abweichender petrologischer und geochemischer Muster (verarmt an REE) zu z.B. Nephelin-Phonolithen.

Die felsischen Dome weisen Bildungstemperaturen zwischen 1029 und 1149°C auf, Gänge sind meist trachytischer, Dome phonolithischer Zusammensetzung. Dicke felsische Dome zeigen eine haifischflossenartige Morphologie im Umkreis von 3 km vom Zentrum des VCSC. Manche von ihnen gehören aber zur 3. felsischen Episode, ebenso der markante Roque del Cano! Die Alteration felsischer Gesteine führte oft zu weißen, puderigen Produkten, „salitre“ genannt.

Die meist feinkörnigen Trachyte und Phonolithe sind schwach bis mäßig peralkalisch, die meisten plotten im TAS-Diagramm auf der Grenze zwischen beiden Gruppen. Einige Phonolithe wurden wohl durch primäre Alteration in Trachyte umgesetzt. Normative Nephelingehalte liegen bei mehr oder weniger 10%. Trachyte sind etwas häufiger als Nephelinphonolithe, untergeordnet treten mafische Trachyte und Haüyn-Phonolithe auf. Die meisten Nephelin-Phonolithe haben ein aphantisches Gefüge, weniger häufig sind porphyrische Varianten mit einzelnen Feldspat-Phänokristallen, hin und wieder treten basaltische Xenolithe (außer im Haüyn-Phonolith) auf. Manchmal ist ein trachytisches Gefüge erkennbar (fluidale Einregelung kleiner Feldspäte, hier Alkalifeldspat und Na-Plagioklas) und sphärolithische Strukturen (Ägirin um Nephelin), möglicherweise aufgrund von Entglasungsprozessen.

DSC_0383

Haifischflossenartige felsische Domstruktur, nicht innerhalb des VCSC, sondern an der Strecke Hermigua – San Sebastian.

Dikes_Gomera

Übersicht über die felsischen Gänge und Dome. Aus: Rodriguez 2004. Diques salicos sind felsische Gänge des WRS, ERS und VCSC. Centro enjambre radial oriental: Zentrum des östlichen Radialschwarms (ERS, 1. felsische Periode), Centro enjambre conico: Zentrum des Conesheet-Komplexes; Domos miocenos: Östliche „Roques“ einer 1. felsischen Periode; Domos pliocenos: „Roques“ der 3. felsischen Periode.

Es gibt eine Pause von etwa 1 Million Jahren in der Aktivität zwischen UOE und dem Young Edifice (YE, 5,7-4,0 Ma), der zweiten großen Schildphase (Bravos „Horizontale“ und „Subrezente“ Basalte). Diese Lavaflüsse bedecken komplett das Zentrum und den Süden der Insel und füllen tiefe Schluchten im Norden aus (Agulo). Im zentralen Inselbereich sind die Ströme horizontal, im südlichen Sektor leicht seewärts gewandt ausgebildet. Zwischengeschaltet sind basaltische pyroklastische Lagen, begrabene Vulkankegel und felsische Pyroklasten. Die Mächtigkeit der verschiedenen Lavaergüsse beträgt insgesamt 500-1.000 m, individuelle Lavaströme sind sehr dick (5-10 m) und meist säulenförmig erstarrt oder seltener kugelförmig ausgebildet. Meist handelt es sich um basaltische Lava mit Olivin-Augit-porphyrischen Basalten, aphantischen Basalten und Trachybasalten bis Trachyandesiten. Plagioklasbasalte waren früher häufig, sind in dieser Phase aber selten ausgebildet. Auch Gänge sind jetzt selten.

Bild0248

Terrassenartige Verwitterung von Basalten des Young Edifice, im Hintergrund der Tafelberg La Fortaleza,  phonolithischer Kryptodom der 3. felsischen Phase.

Die Grenze zwischen YE und älteren Bildungen (BC, LOE, UOE) ist häufig durch eine bis zu mehrere Zehnermeter mächtige Sequenz von Sedimenten des Abtrags unterliegender Schichten begleitet. Im S und E ist diese Grenze aber meist konform ausgebildet, was eine Abgrenzung erschwert. Unterschieden werden auch in dieser Phase zwei zeitliche Einheiten: YE-1 (5,7-4,7 Ma) mit Basalten und Trachybasalten, einigen Gängen und leicht seewärts geneigter Lagerung und YE-2 (4,5-4,0 Ma) mit horizontalen, stärker entwickelten Basalten („Horizontale Basalte“). In dieser letzten, recht kurzen Phase kam es nicht mehr zur Ausbildung von Gängen, manchmal ist eine leichte Unkonformität zu YE-1 zu beobachten, allerdings ist diese Interpretation wohl recht subjektiv.

Stärker differenzierte felsische Magmen der dritten und letzten felsischen Episode (4,6-3,9 Ma) bilden den Abschluß der stratigraphischen Folge. Hierunter fallen die zahlreichen „Roque“-Bildungen wie der Roque Cano (4,5 Ma), Calvario (4,26 Ma), Fortaleza (4,36 Ma) (Alter nach Cubas et al. 2002), die durch ihre markante Morphologie auffallen. Diese subvulkanischen Dome sind meist phonolithischer Zusammensetzung und in einem N-S-verlaufendem Band auf der Insel verteilt. Der Begriff Roque-Serie meint allerdings sämtliche felsischen Dombildungen, nicht nur die rezenten, ist somit als stratigraphische Bezeichnung unbrauchbar.

Bild2037

Roque de Agando (1.250 m), ein Vulkanschlot aus Phonolith, der seine Umgebung um 100 m überragt. Auch dieser Schlot ist durch Subvulkanismus entstanden und später durch Erosion herauspräpariert worden.

Die schönsten Säulenbildungen der Insel, vielleicht der gesamten Kanaren, gibt es am Roque Los Organos. Eine Intrusion aus Trachyphonolith der 3. felsischen Phase unterliegt dem Einfluß der Meereserosion, die Klippen sind nur vom Meer aus zugänglich. Foto mit freundlicher Genehmigung von excursiones-tina.com.

Insgesamt gibt es keine großen Unterbrechungen in der 7 Ma währenden Aktivität zwischen post-BC und dem Ende der Aktivität, also von vor 11 bis 4 Ma. Lediglich eine Pause zwischen OE und YE von ca. 1 Millionen Jahren wird angenommen. Im Zeitraum vor 4-2 Ma läßt die vulkanische Aktivität deutlich nach, es finden nur noch isolierte, räumlich begrenzte Ausbrüche statt. Alterbestimmungen im Bereich Arure dehnen die Zeitspanne vulkanischer Aktivität auf bis vor 2,8 Ma aus, seit 2 Ma ist nun Ruhe trotz der Präsenz Gomeras am jungen Ende der Hotspot-Kette. Hohe Kliffküsten und eine breite marine Abrasionsfläche lassen die Vermutung zu, dass es sich bei der heutigen Größe der Insel um einen kleineren Überrest handelt.

 

Geomorphologie

Seit dem Ende der vulkanischen Aktivität unterliegt die Insel einer intensiven Abtragung. Ein wesentlich feuchteres Klima im Pliozän dürfte höhere Erosionsraten als heute hervorgebracht haben. Dicht begrünte Bereiche der Insel, vor allem in den Hochlagen im Zentrum und im  NE-Passat zugewandten Teil, weisen tiefgründige Bodenbildungen auf (Rothe 2008). Der Eindruck einer vom Inselzentrum ausgehenden sanften Morphologie wird ins Gegenteil verkehrt, wenn man in einem der tiefen Täler (Valles) steht. Folgende Bilder geben einige Eindrücke der Geomorphologie.

IMG_0969

Riscos de La Merica (600 m) von La Puntilla/Valle Gran Rey, Blick nach NW. An der breiten Mündung des Tales, das aus dem Schuttfächer verschiedener Barrancos besteht und wohl auch die Folge eines von Arure ausgehenden gravitativen Talkollapses ist, erhebt sich seeseitig eine geradezu senkrechte Wand mit Schuttkegeln.

IMG_3332

Blick vom Kirchenpfad ins mittlere Valle Gran Rey. Die Landschaftsgestalt ist geprägt von steilen Berghängen, die hier aus horizontalen Basaltlagen bestehen, darunter weniger stark geneigte Schuttkegel.

Bild0266

Blick ins obere Valle Gran Rey, bis 500 m tief eingeschnitten als Resultat einer bereits Jahrmillionen währenden Erosion. Das Bild zeigt auch die Diskordanz zwischen Basalten des Upper Old Edifice und jüngeren, horizontalen Basalten (Young Edifice), gekrönt von der phonolithischen Kuppe der La Fortaleza (1.241 m).

DSC_0416

Diskordante, schräg geschichtete rote Tuffe eines angeschnittenen Tuffkegels unter horizontalen Basalten des YE, Straße von Arure ins Valle Gran Rey.

IMGP0847

Blick von der Fortaleza Richtung Süden. Gut ist hier der Einschnitt von Kerbtälern (barrancos) zu sehen, die sich im weiteren Verlauf tiefer einschneiden und schließlich in große Muldentäler (valles) münden. Diese Täler verlaufen radial vom Zentrum der Insel zum Meer.

DSC_0796

Barranco de Argaga auf dem Wege nach La Matanza. Eingeschränkte Fernsicht durch Calima- Wetterlage (Ostwind aus der Sahara mit Staubpartikelfracht). Der Barranco bahnt sich seinen Weg durch kompakte Basaltsäulen.

DSC_0784

Im Barranco de Argaga

IMGP0752v

Bodenbildung: nicht zuletzt das feuchte Passatklima unter ariden bis subtropischen klimatischen Bedingungen sorgt für eine tiefgründige Verwitterung der Gesteine, die sich häufig in einer leuchtend roten Färbung der Lateritböden zeigt. Silikate und Alkalien werden aus den verwitternden Gesteinen herausgelöst, übrig bleiben schwerlösliche Oxide und Hydroxide als Residualbildung, v.a. rotes Eisen(III)oxid und Aluminiumoxid.

 

Petrographische Bemerkungen

Intraplattenvulkanismus und die Bildung von Seamounts und Ozeaninseln (Ozeaninselbasalte, OIB) zeichnet sich durch die Dominanz basaltischer Gesteine aus. Im Falle Gomeras sind dies weitgehend Alkali-Olivinbasalte und Differentiate (Trachybasalte, Basanite). Die beiden anderen petrographisch klassifizierten Gruppen von Basalten, (alkalireiche) Tholeiite und Quarztholeiite, spielen eine untergeordnete bzw. keine Rolle. In mehreren felsischen Episoden differenzierten die Alkalibasalte am Ende von Aktivitätszyklen zu Trachyten und Phonolithen. Auf Gran Canaria gingen diese Prozesse der magmatischen Differentiation durch fraktionierte Kristallisation sogar bis zum Quarz-Rhyolith.

Neben Alkalibasalten lassen sich plutonische Entsprechungen finden wie Olivingabbros, Gabbros, alkalische Gabbros, Mikrogabbros, Syenite, außerdem Pyroxenite v.a. im nördlichen Bereich der Insel im Basalkomplex. In diesem Gebiet (N bis NW) fand die größte Diversifikation von Gesteinen statt. Die Plutonite und die felsischen Differentiate werden an entsprechender Stelle in den einzelnen Artikeln gezeigt, hier soll kurz auf die basaltoiden Gesteine eingegangen werden.

Die am Hotspot aufsteigenden Magmen stammen aus dem Oberen Erdmantel. Im allgemeinen werden Alkalibasalte nach Markl (2014) aus Peridotit (angereicherte Erdmantelgesteine) ausgeschmolzen bei niedrigen Schmelzgraden von etwa 10% und relativ hohen Drucken (10-25 kbar). Teile des Peridotits werden auch unverändert als Fremdgesteinsanteile (Xenolithe) mitgerissen, steigen mit dem basaltischem Magma auf und finden sich als größere Olivine oder manchmal auch als Olivinbomben an der Erdoberfläche.

IMG_4310b

Große Peridotit-Xenolithe sind auf La Gomera eher selten zu finden, dieses Stück eines Lherzoliths stammt von Lanzarote. Es handelt sich um eine Olivinbombe mit blaßgrünem, forsteritischem Olivin, wenig flaschengrünem Chromdiopsid, einem bräunlichem Mineral (Orthopyroxen?) und wenig schwarzem Chromspinell. Die Anwesenheit dieser Xenolithe an der Erdoberfläche belegt einen direkten Magmenaufstieg aus dem Erdmantel ohne Differentiation.

Der Charakter des Vulkanismus auf Gomera war weitgehend effusiv, explosive Phasen die Ausnahme. Dies liegt begründet in der geringen Viskosität alkalibasaltischer Magmen und ihrer im allgemeinen nicht explosiven Entgasung. Gelegentlich kann es aber auch hier zur Ansammlung größerer Mengen an Volatilen kommen, die bei plötzlicher Entgasung explosive Ausbrüche ermöglichen.

IMG_2427

Pyroklasten als Aschen und Tuffe in verschiedenen Farben an einem Straßenanschnitt bei Las Sabinas, W San Sebastian, möglicherweise bereits verändert durch bodenbildende Prozesse und Verwitterung (z.B. Auswaschung, Hydratisierung). Die Partie rechts unten dürfte der originären Farbe nahe kommen: durch beim Auswurf basaltischer Laven im Kontakt mit Sauerstoff zu Hämatit oxidierte Eisenverbindungen in den Aschen zeigen dunkelrote Färbungen.

740px-TAS-Diagramm_Gomera

1.Trachybasalt, 2.mafischer Trachyt, 3.peralkaliner Trachyt (1.-3. Cubas 1978); 4., 5.: Basalte Old Edifice (Cubas 1994); 6,7,8: submarine Vulkanite (Herrera 2006). Dickere schwarze Kreise: mittlere Summe aus Analysen von Basaltoiden des UOE (Ibarrola 1970); dickere graue Kreise: Mittelwert aus mehreren Analysen felsischer Gänge des VCSC, desgleichen: mittlere graue Kreise mit 2-3 plots in den betreffenden Feldern; blauer Kreis: Haüyn-Phonolith (aus Rodriguez-Losada 2004). Kleine schwarze Kreise: nach Vinuela aus Carracedo (2002). Die Größen der Kreise bilden nicht die Mengenverhältnisse des Gesteinsaufkommens ab, mittlere und große Kreise entsprechen lediglich der Zusammenfassung mehrerer Analysedaten.

Grafik, verändert aus wikipedia.de: TAS-Diagramm (TAS = total alkali against silica) mit Gesteinsanalysen verschiedener Autoren. Das Verhältnis zwischen Alkali- und Quarzkomponenten wird eingesetzt, wenn Vulkanite, wie häufig, eine makroskopische Gesteinsbestimmung nicht zulassen. In diesem Falle ist man auf chemische Analysen angewiesen. Im obigen TAS- Diagramm sind einige mir zugängliche Analysedaten eingetragen. Es ist ein Trend der Magmen-Differentiation zu erkennen, der von Basaniten und Basalten ausgehend über Tephrite, Trachybasalte und Trachyandesite zu Trachyten und Phonolithen führt.

Der makroskopischen Unterscheidung (nach Vinx 2011) der verschiedenen im TAS-Diagramm verzeichneten basaltischen Gesteine sind enge Grenzen gesetzt. Die Einstufung von Basalten als Akalibasalte (mit Na-Vormacht) beruht der Ermittlung eines normativen, durch chemische Analysen berechneten Gehalts an Nephelin (Feldspatvertreter, Foid), sie fallen häufig ins Feld der Trachybasalte. Letztere führen oft keine peridotitischen Xenolithe, Plagioklas-Einsprenglinge kommen vor. Die Reihe der quarzuntersättigten Basaltoide bildet mit zunehmenden Foidgehalt die Abfolge Alkalibasalt-Basanit-Olivinnephelinit.

Vor allem im Upper Old Edifice kommen laut Analysen Basanite vor, die sich von Basalten durch einen normativen Olivinanteil von über 10% unterscheiden. Auch ein höherer Foidanteil ist bei den Basaniten zu verzeichnen, der aber makroskopisch nicht erkennbar ist, da Foide (Nephelin) das letzte Glied der Kristallisationsreihe darstellen und somit häufig im Glasanteil erstarren. Basanite bilden häufig Gangfüllungen zusammen mit pyroklastischem Material. Olivinnephelinite (ins Feld Foidit fallend) enthalten keinen Plagioklas, in Basaniten ist er praktisch nicht erkennbar. Grundmassen sind oft glashaltig, peridotitische Xenolithe sind häufig. Von den Basaniten unterscheiden sich die Tephrite durch einen Gehalt weniger als 10% Olivin, der dann makroskopisch meist nicht erkennbar ist.

IMG_1042

Starke Sonnenbrennerverwitterung, Eigenschaft von Alkali-Olivinbasalten. Die roten Flecken sind ein Produkt der Zersetzung von Nephelin unter Volumenzunahme zu Analcim. Möglicherweise ist gar nicht wenig Nephelin enthalten, bei über 10% würde es sich um einen Basanit handeln; Plagioklas ist nicht zu erkennen.

Basanite und Olivin-Nephelinite sind ultrabasische Gesteine. Mafitreiche Grundmassen + hohe Anteile mafischer Einsprenglinge sind selten ultramafischer Zusammensetzung, sondern eher zunächst als „Melabasalte“ anzusprechen, z.B. Pikrit: 12-18 Gew.% MgO, weniger als 3% Alkalien. Diese chemische Unterscheidung ermöglicht jedoch häufig keine makroskopische Einschätzung. Früher galt: Pikrit = extrem Ol und Px-reiche Basalte. Ankaramite sind Basanite mit hohem Anteil von Olivin und Pyroxen. Solche Gesteine sind eher ein Hinweis auf extreme Magmenzusammensetzungen, z.B. infolge lokaler Kumulation mafischer Minerale.

IMG_3762

Gesteinsprobe von der Playa de Alojera mit hohem Olivingehalt und auffallendem Glanz. Es steht an der Playa in einem Gang an, ist aber meist stark verwittert. Augitkristalle bzw. Klinopyroxen ist reichlich vorhanden, eine schwarze Grundmasse weist einen glasigen Glanz auf und könnte ebenfalls reichlich Pyroxen enthalten. Denkbar ist aber auch ein gewisser Anteil an vulkanischem Glas. Plagioklas ist makroskopisch nicht erkennbar; das Gestein fällt durch eine hohe Dichte auf und ist nicht magnetisch. Neben Olivin ist ein weiteres flaschengrünes Mineral zu erkennen, möglicherweise ebenfalls Klinopyroxen (Diosid?). Ultramafischer Basalt, vermutlich ein Basanit (Ankaramit oder Pikrit?).

Viele der auf La Gomera gefundenen Basalte sind porphyrisch entwickelt und enthalten als erkennbare Einsprenglinge schwarzen Klinopyroxen (Augit), gelblichen bis blaßgrünen Olivin und transparenten bis weißen Plagioklas. Bisweilen sind die Olivine polykristallin und so groß (>2-3 mm), daß sie peridotitische Xenolithe darstellen. In manchen blasigen basaltischen Laven ist viel leistenförmiger Plagioklas zugegen, der für gewöhnlich in Alkalibasalten mengenmäßig zurücktritt (Vinx 2011). Nephelin ist makroskopisch nicht erkennbar. Viele Basalte sind magnetisch durch den Gehalt an Magnetit bzw. Fe-Ti-Oxiden. Eindeutig als vulkanische Glasbildungen zu identifizierbare Gesteine wie Obsidian oder Hyaloklastite sollen zwar auf Gomera vorkommen, wurden aber bisher nicht aufgefunden.

IMG_3294

Porphyrischer Basalt, Olivin-Pyroxen-Basalt mit Plagioklasleisten und verfüllten Blasenhohlräumen, Playa de Valle Gran Rey.

IMG_3870

Basalt mit viel Olivin und weniger Klinopyroxen von der Playa de Santiago.

IMG_3755

Blasige Lava mit glomerophyrischen (miteinander verwachsene Kristallhäufchen) Plagioklas-Phänokristen und wenig Pyroxen-Kristallen von der Playa de Santiago.

Die Tönungen (dunkelgrau bis schwarz) basaltischer Gesteine bieten kaum Möglichkeiten einer genaueren Unterscheidung. Es kommen aphantische und porphyrische Basalte vor, ein höherer Glasgehalt bewirkt ein dunkleres Aussehen (Glasglanz auf Spaltflächen bei weniger rauem Bruch). Besonders dunkel sind glasreiche, plagioklasfreie Basanite. Hingegen eine Zunahme an Grobkörnigkeit und Plagioklas-Gehalt sorgt für eine Aufhellung der Gesteinsfarbe auf frischen Bruchflächen.

Braune/violette/grüne basaltische Gesteine lassen auf hydrothermale Alteration schließen. Schlacken und Pyroklasten sind schwarz und braunrot bis ziegelrot, letzteres infolge thermischer Reaktion mit Luftsauerstoff (Hämatit). Grünfärbungen entstehen im Zuge hydrothermaler Alteration durch Umsetzung primärer Mineralbestandteile (Pyroxen, Olivin, Plagioklas) zu Chlorit, Epidot, Serpentin. Rotfärbung ist auf Eisen(III)-Verbindungen, meist Hämatit, zurückzuführen. Auch Karbonat und Albit (weiß) entstehen bei der Alteration. Alteration tritt meist räumlich begrenzt auf, z.B. in Außenbereichen von Sills, Metamorphose bewirkt eine durchgreifende Veränderung des gesamten Gesteinskörpers.

IMG_3815

Durch hydrothermale Alteration vergrünter porphyrischer Basalt, Einsprenglinge hauptsächlich Pyroxen (Augit). Fundort: Playa de Vallehermoso.

IMG_3058

Leicht angefeuchtet. Rechts blasige Lava, links Aschentuff, getrennt durch einen roten Saum aus Fe(III)-oxiden, vermutlich entstanden durch Frittung. Playa Valle Gran Rey.

IMG_3277

Mandelstein, mit Calcit oder Zeolith gefüllte Blasen in einem Basaltoid, Playa de Araga.

IMG_3388

Trenn- oder Kluftflächen verschiedener Lavalagen, die in zeitlich kurzem Abstand übereinander flossen? Auf den Kluftflächen schieden sich Minerale ab, unter der Lupe zeigen die weißen Minerale eine nadelige Ausbildung. BB etwa 40 cm.

IMG_3668

Vulkanische Tuffbrekzie, vermutlich durch Bodenbildungsprozesse beeinflußt, da die Brekzie ein Bodenprofil unterlagert. Straßenanschnitt am Mirador de La Palma, hinter Arure.

IMG_1959

Ignimbrit als Baustein, BB 20 cm, deutlich ist die Fließstruktur, das eutaxitische Gefüge (Fiamme), erkennbar. Herkunft nicht von Gomera, es gibt lediglich einen einzigen Basaltsteinbruch auf der Insel an der GM-1, kurz hinter San Sebastian. Ignimbrite müßten aber auch auf Gomera vorkommen, vor allem in der Nachbarschaft felsischer Lavadecken, wurden jedoch nicht beobachtet oder eindeutig als solche erkannt.

IMG_0874

Weicher rotbrauner Lapillituff mit Augitkristallen am Corazon de Jesus ca. 3 km SW San Sebastian, BB 16 cm.

 

Literatur

Ancochea, E., Brändle, J.L., Huertas, M.J., Cubas, C.R., Hernan, F., (2003): „The felsic dikes of La Gomera (Canary Islands): identification of cone-sheet and radial dike swarms.“ J. Volcanol.
Geotherm. Res. 120, 197– 206.

E. Ancochea, J.L. Brändle, M.J. Huertas, F. Hernán, R. Herrera: „Dike-swarms, key to the reconstruction of major volcanic edifices: The basic dikes of La Gomera (Canary Islands)“, J. Volcanol. Geotherm. Res. 173 (2008).

E. Ancochea, F. Hernán, M.J. Huertas, J.L. Brändle, R. Herrera: „A new chronostratigraphical and evolutionary model for La Gomera: Implications for the overall evolution of the Canarian Archipelago“ J. Volcanol. Geotherm. Res. 157 (2006).

Bravo, T. (1964): „Estudio geologico y petrologico de la isla de La Gomera“ Estud. Geol. 20, 1 –57.

Cendrero, A. (1971): „Estudio geologico y petrologico del complejo basal de la isla de La Gomera (Canarias)“. Estud. Geol. 27, 3– 73.

Cubas, C.R., Ancochea, E., Hernan, F., Huertas, M.J., Brandle, J.L. (2002): „Age of the felsic domes on La Gomera (Canary Islands).“ Geogaceta 32, 71–74.

R. Herrera, E. Ancochea, M.J. Huertas (2002): „Los Basaltos Horizontales de Agulo (La Gomera).
The Horizontal Basalts of Agulo (La Gomera).“ GEOGACETA, 32, 2002

R. Herrera, E. Ancochea, M.J. Huertas (2006): „Las rocas volcánicas del Edificio Submarino de la isla de La Gomera: características composicionales. The volcanic rocks of the Submarine Edifice of La Gomera island. compositional features.“ Geogaceta 39 (2006)

R. Herrera, M. J. Huertas, E. Ancochea (2008): „Edades 40Ar-39Ar del Complejo Basal de la isla de La Gomera.“ Geogaceta 44 (2008)

J.A. Rodriguez-Losada, J. Martinez-Frias (2004): „The felsic complex of the Vallehermoso Caldera: interior of an ancient volcanic system (La Gomera, Canary Islands)“, Journal of Volcanology and Geothermal Research 137 (2004) p. 261– 284.

Juan Dorta Chinea (2012) : „INTRODUCCIÓN AL ORIGEN Y FORMACIÓN DE VALLE GRAN REY“; Quelle.

Miguel Bravo: Volcanes Canarias

José Mangas Viñuela: The Canary Islands Hotspot

Jesús Bravo Bethencourt: Introducción al origen y formación de La Gomera.

V.A. Saavedra,R. Ortiz Ramis „Volcanología“ S.117-118

Sandatlas.org

G. Markl (2014): „Minerale und Gesteine“ 3.Auflage, Spektrum Verlag

Rothe, P.: Sammlung Geologischer Führer Band 81, Kanarische Inseln, 3.Auflage 2008

Schmincke, H.-U.: „Vulkanismus“ 3. Auflage 2010, Verlag Wissenschaftliche Buchgesellschaft

Vinx, R. (2011): „Gesteinsbestimmung im Gelände“ 3. Auflage, Spekrum Verlag

3 Gedanken zu „La Gomera I – Geologie

  1. Ricardo Augusto Custódio Souza

    Marc, fantastic text and very nice pictures and illustrations about the geology of this island. Congratulations from Brazil!

    Keep geological! Keep musician!

    Ricardo

    Antworten
  2. Harry Huisman

    Liever Herr Torbohm,
    Herzlichen Dank für den Hinweis auf euren WordPress-site mit den kapiteln über La Gomera. Sehr eingehend und deutlich geschrieben, mit vielen herlich scharfen Foto’s. Auch über alles was Sie schreiben über Geschiebe habe mich sehr gefreut.

    Mit freundlichem Gruss
    Ihr

    Harry Huisman

    Antworten

Schreibe einen Kommentar

Deine E-Mail-Adresse wird nicht veröffentlicht. Erforderliche Felder sind mit * markiert.