Teneriffa verstehen

Eine kurze Fahrt durch die lange vulkanische Inselgeschichte

Dieser Artikel wird auch in einer PDF-Version (z.B. für den Ausdruck) bereitgestellt. Die dort eingebundenen Abbildungen sind feiner aufgelöst, so dass Details besser erkennbar werden. Außerdem ist der PDF-Version noch ein Kapitel zum Wandern im Teide-Nationalpark angehängt.
Die nachstehende Web-Version hat aber auch ihre Vorzüge: im Webseitenfluss besser platzierbare Abbildungen und eine Slide-Show durch die Geologie der „Los Roques de Garcia“.

 

1.  Das Orotava-Tal

Ende des 16. Jahrhunderts gründeten die spanischen Eroberer von Teneriffa oberhalb der Nordküste auf einer Höhenlage zwischen 350 und 550 m die Stadt La Orotava. Sie kam schnell zu Wohlstand und wurde nach La Laguna die zweitwichtigste Stadt auf der Insel. Dazu trug auch ihr Hafen bei, der bis 1813 „Puerto de la Orotava“ hieß. Er hat sich heute längst von La Orotava abgekoppelt, ist als Touristenzentrum der Nordküste unter dem Namen „Puerto de la Cruz“ selbstständig geworden und inzwischen viel größer als seine ehemalige Mutterstadt (wobei diese immer noch ein sympathischeres und historisch interessanteres Besuchsziel abgibt).

Beide Orte, samt jener den gesamten Hang füllenden Streusiedlungen, liegen im sogenannten „Tal von Orotava“ (Valle de Orotava).

Vor Ort fragt sich mancher, was denn mit diesem „Tal“ gemeint sein könnte. Zwar durchziehen allerlei Schluchten (Barrancos) die weiten Hänge, doch keine dieser Schluchten meint dieses „Tal“. Dabei handelt es sich vielmehr um eine fast quadratische, gut 10 km breite und sich gut 9 km den Hang hinaufziehende gleichförmig schiefe Ebene, die so gar nicht wie ein „Tal“ aussieht. Allerdings wird sie westlich (Abb. 1)  und östlich (Abb. 2) von steilen, jeweils um die 500 m abfallenden Bergflanken scharf begrenzt. Die durchschnittliche Steigung dieser schiefen Ebene beträgt über 20 %. Viele Nebenstraßen nehmen hier direkte (und entsprechend nervenkitzelnd steile) Wege, andere winden sich in langen Serpentinen über den Hang.

So erklimmt die Hauptstraße TF 21 auf die Teide-Hochebene die Höhendistanz von gut 2000 Meter von der Küste hinauf nach El Portillo auf einer sehr viel längeren Strecke von ca. 34 km.

Die Entstehung dieses „Tals“ resultiert aus einem gewaltigen Ereignis, das man heute – aus anthropozentrischer Sicht – wohl „Naturkatastrophe“ oder auch „Super-Gau“ titulieren würde. Es liegt – aus erdgeschichtlicher Sicht – noch gar nicht so lange zurück und wird auf die Zeit vor ungefähr 560.000 Jahren datiert (Rothe S. 190). Damals hat sich der gesamte Hang zwischen den beiden Abbruchkanten im Westen und Osten (Abb. 1 und 2) gelöst und ist ins Meer abgerutscht, wo die Schuttlawine weit nach Nordwesten bis in eine Meerestiefe von annähernd 4.000 m nachgewiesen werden konnte.

Die Gesteinsmassen, die dieser „Flankenabriss“ am steil aus dem Meer aufragenden Vulkan in Bewegung setzte, lassen sich aus der Erstreckung der abgerutschten Fläche auf über 10 x 9 km und einer Abbruchhöhe von um die 500 m an den beiden Flanken auf die ungeheure Masse von bis zu 50 km³ abschätzen (Lokalisierung in Abb. 3).

Flankenabrisse und Calderenbildung auf der Google Earth Grundkarte

Abb. 3: Die drei Flankenabrisse von Teneriffa, die Las Cañadas Caldera und der darin neu entstandene heutige Vulkankomplex des Teide (3.718 m, kleiner Krater) mit dem Pico Viejo (3.135 m, großer Krater). Grundkarte: Google Earth

Derartige Flankenabrisse gab es auch an anderen Inseln im kanarischen Archipel, wo sich Vulkane steil aus dem Meer erhoben haben, insbesondere an den Hängen von El Hierro und Gran Canaria (hierzu später noch die Abb. 7). Und auch auf Teneriffa ist der Flankenabriss von Orotava nicht der einzige geblieben. Insgesamt fallen hier zumindest drei derartige Zeugnisse der jüngeren Inselgeschichte in der Inselmorphologie auf: Der zweite – neben dem Tal von Orotava – findet sich gleich gegenüber auf der anderen (östlichen) Inselseite als das „Tal von Guimar“ (vgl. ebenfalls Abb. 3), ungefähr datiert auf einen Zeitraum zwischen 830.000 und 560.000 Jahren. Dies „Tal“ hat einen ähnlich rechteckigen Zuschnitt und betrifft eine ähnliche große Fläche. Außerdem ist noch das Tal von Icod (auch dies in Abb. 3) im Westen von La Orotava (d.h. ebenfalls an der Nordküste) zu nennen, benannt nach dem beliebten Weinort Icod de los Vinos an der Atlantikküste. Das Alter dieses jüngsten Flankenabrisses wird auf lediglich 180.000 Jahre geschützt. Er ist vom Orotava-Tal durch das „Tigaiga-Massiv“ getrennt, das einen stehen gebliebenen Streifen des früheren Vulkanhangs darstellt.

 

2.  Die Entstehung der Cañadas-Caldera

Fährt man die langen Serpentinen auf besagter TF 21 durchs Tal von Orotava hinauf, so gelangt man ganz oben in dessen SW-Winkel (vgl. erneut Abb. 3) bei der Ortslage „El Portillo“ auf das Hochplateau der weiten Caldera, die den Namen „Las Cañadas“ erhalten hat. Der geologische Begriff „Caldera“ kommt ebenfalls aus dem spanischen und meint dort „Kessel“. Auch wenn Calderen wegen ihrer nach innen scharfen Ränder oft so aussehen, handelt es sich dabei nicht um Vulkankrater, sondern um Einbruchskessel, in die ein früherer Vulkangipfel zurückgestürzt ist, nachdem sich die Magmakammer unter seinem Vulkanaufbau geleert hat.

Diese Magmakammer kann entweder durch explosiven Ausstoß gewaltiger Aschemassen (so auch auf Teneriffa) oder durch zurücksinken der Magmen zu einem Hohlraum geworden sein, in den der überdeckende Vulkangipfel eingebrochen ist. Dann bleibt von dem ursprünglichen Vulkan nur noch ein Rand, ähnlich einem hohlen Zahn.

Ein solcher Calderenrand ist auf Teneriffa in geschlossener Form nur in einem Halbkreis von West über Süd bis nach Nordost erhalten (ebenfalls in Abb. 3 eoingetragen; innere Ansicht des Süd-Abschnitts dieses Randes in Abb. 4).

Man sollte allerdings nicht übersehen, dass dort, wo die TF 21 die Caldera erreicht, mit dem mauerartigen Felsaufbau von La Forteleza auch auf der Nordseite das Fragment eines Calderenrandes stehen geblieben ist (Lage in Abb. 3, Ansicht in Abb. 5).

Die Calderen­abschnitte in den Lücken zwischen diesen Calderen-Randstücken im Westen, Norden und Nordosten wurden offenbar von den La Orotava- und Icod-Flankenabrissen mit in die Tiefe gerissen.

Dies Fehlen eines geschlossenen Calderenrandes im Norden hat unter manchen Geologen zu der Ansicht geführt, dass auf Teneriffa gar kein echter Caldereneinbruch stattgefunden habe. Vielmehr sei das gesamte Einbruchsbecken, dessen scharfe Ränder insbesondere von West bis Nordost so augenfällig in den Himmel ragen, durch einen „Bergsturz“ entstanden. Diese Ansicht wird z.B. auf einer der leider nur raren fachlichen Infotafeln im Gelände präsentiert (Abb. 6).

Darstellung der Canadas-Entstehung vor Ort

Abb. 6: Bilder aus einer Schautafel am Sentiero 3, Rundweg um die Los Roques de Garcia, unter dem Titel „Formación de Las Cañadas / How Las Cañadas were formed“ (Bild 2013-12-27_4581, Übersetzung der dortigen erläuternden Texte: MS)

 

Eine gewisse Variante dieser Sicht der Dinge hat sich aber auch der deutsche ‚Guru‘ der Vulkanologie Hans-Ulrich Schmincke zu eigen gemacht. Aus seiner Darstellung der untermeerischen Schuttlawinen um die Kanaren-Vulkane herum nebst Abgrenzung ihrer Herkunftsgebiete ist für Teneriffa ablesbar:

Die nördlichen Abrissnischen sind in dieser Grafik (vgl. Abb. 7) so bemessen, dass sie die gesamte Las CañadasCaldera erfassen. Nach dieser Darstellung sei also die ‚Caldera‘ durch zwei Hangrutschungen erzeugt worden, die in das La Orotava- bzw. das Icod-Tal übergingen. Durch diese zwei Schuttströme soll danach der gesamte frühere Vulkangipfel ins Meer gerauscht sei. Immerhin wird durch diese Aufspaltung in zwei Schuttströme  das dazwischen liegende „La Fortaleza“ berücksichtigt – eine zwingende Differenzierung, die die örtliche Infotafel offenbar für überflüssig hält.

Dieser Interpretation wird allerdings von anderen Geologen widersprochen, insbesondere von dem Kanaren-Spezialisten Joan Martí (Universität Barcelona). Es ist ja schon eher unwahrscheinlich, dass der riesige Gipfel des alten Vulkans über einer heute 17 x 9 km messenden Calderenfläche bei Überquerung noch immer erkennbarer Ränder im Norden über eben diese Ränder abgerutscht sein soll. Zudem hätte dabei der ehemalige Vulkanabschnitt über dem heutigen Randstück von La Fortaleza nach innen abgebrochen, aber ebenfalls nach außen weggerutscht sein müssen – das ist kaum vorstellbar.

Zudem haben Bohrungen innerhalb der Caldera ergeben, dass die ursprüngliche Calderensohle nach dem Einbruch sehr viel tiefer lag als heute. Der Calderentrog hat sich seitdem im Schnitt wieder um ca. 500 Meter mit vulkanischen Ablagerungen des nachfolgend aufgebauten Teide-Vulkans gefüllt. Wie soll aber das Material des Vulkangipfels, das ursprünglich einen solchen Trog hinterlassen hat, nach außen „abgerutscht“ sein?!

Und so gehen Martí und Kollegen davon aus, dass es sich auch auf Teneriffa um eine ‚echte‘ Caldera handelt, die in mehreren – wahrscheinlich drei – Phasen nach jeweils heftigem, explosivem Vulkanismus eingebrochen ist. Nach den Bohrungen lässt sich insbesondere die Calderenbasis in eine westliche und eine östliche Depression unterscheiden, deren Basislevels einen deutlichen Höhenunterschied aufweisen: tiefer im Osten, wo die jüngeren Einbruchzonen liegen, höher im Westen mit dem älteren Einbruch.

 

3.  Der alte Cañadas Vulkan

Der riesige Vulkan, der sich einst über der heutigen Caldera erhob, wird ebenfalls „Cañadas“ genannt. Wenn also vom Cañadas-Vulkanismus die Rede ist, betrifft dies all die Ablagerungen, die dieser alte Vulkan produziert hat: Lavaflüsse, Asche- und Bimsdecken, Ignimbrite (fest verschweißte, extrem heiß niedergeschlagene Aschen), Schuttströme usw. usf.

Die innere Abrisskante einer Caldera präsentiert sich wie ein Bilderbuch der Geschichte jenes Vulkans, der sich ursprünglich über ihr erhob. Denn hier sind – im Rahmen der Freistellung über die Höhe diese Randes, die oft durch Schuttfächer am Fuß eingeschränkt ist – alle Decken aufgeschlossen, die der Vulkan in seiner Geschichte abgelagert hat. Es liegt also auf der Hand, dass sich Geologen die Mühe gemacht haben, diese Geschichte auch des Cañadas-Vulkanismus an Hand seiner Calderen-Randaufschlüsse zu entschlüsseln.

Wir müssen hier nicht allen Details in diesen Ablagerungen folgen, sondern können uns auf ein paar Eckpunkte konzentrieren, die für das Verständnis wichtig sind. Die Geologen gliedern die unzähligen Schichten in Formationen. Martí definiert insofern eine Formation als „Ablagerungsfolge von homogener Natur, geprägt durch einen bestimmten Ablagerungsstil. Sie kann sich über einen relativ langen Zeitraum erstrecken und mehrere Sequenzen von Gesteinen umfassen, auch getrennt durch erhebliche zeitliche Lücken, die von Paläoböden und/oder Erosionsoberfächen markiert werden...“

Soweit aufgeschlossen, werden im Calderenrand zudem zwei Formationsabschnitte unterschieden: die untere und ältere Lower Group sowie darüber die jüngere Upper Group.

Zur Lower Group zählen die beiden letzten markanten Gipfel im westlichen Calderenrand, die Montaña del Cedro und die Boca del Tauce (in Abb. 8 am unteren = westlichen Ende des Calderenrandes). Diese beiden Formationen sind ungefähr 3 bzw. gut 2 Millionen Jahre alt (s.a. Abb. 11)

Canadas Upper Group Formationen

Abb. 8: Die drei jüngsten Formationen des Cañadas-Vulkanismus als Einfärbung der inneren Calderen-Abrisskanten in Weiß (NO und oben, am jüngsten), hell- und mittelgrau (SW und unten, am ältesten). Es zeigt sich eine Drift des jüngeren Cañadas-Vulkanismus, der zur Ablagerung dieser Formationen geführt hat, von SW (im Bild unten) nach NO (im Bild oben). Bildgrundlage: Foto des Teneriffa-Modells im Flughafen „Reina Sofia“ (Teneriffa Süd).

 

Zu den Upper Group-Formationen zählen nur drei, deren Entstehung vor gut 1,5 Millionen Jahren begann. Sie folgen einem auffällig einfachen Muster. Die älteste, die Ucanca-Formation hat ihren Schwerpunkt im Süden, reicht aber mit Ausläufern bis fast ans nordöstliche Ende des erhaltenen gebliebenen Calderenrandes (mittelgrau in Abb. 8). Sie ist nach der (innerhalb der Caldera) vorgelagerten, völlig ebenen wüstenartigen Sand- und Felsfläche des Llano de Ucanca benannt (Abb. 9)

Die nächste, die Guajara-Formation (hellgrau in Abb. 8) ist nach dem höchsten Gipfel im erhaltenen gebliebenen Calderenrand benannt, dem Guajara mit 2.717 m (auf den ein schöner Wanderweg führt! Ansicht in Abb. 10). Im Umfeld dieses Gipfels hat diese Formation ihren Schwerpunkt, der somit weiter nordöstlich im Calderenrand liegt. Auch diese Formation greift weit nach Norden aus und findet sich sogar noch als Basis des nördlichen Calderenrandrestes von „La Fortaleza“.

Noch weiter gen Norden findet sich der Schwer­punkt der dritten, der Diego Hernandez Formation. Er prägt das nordöstliche Ende des erhaltenen Calderenrandes, ferner das obere Stockwerk von „La Fortaleza“.

Der Cañadas-Vulkanismus hat also innerhalb der letzten 1,5 Millionen Jahre seinen Schwerpunkt immer mehr von Südwesten nach Nordosten verlagert. Die letzten Ablagerungen im Kontext der Diego Hernandez Formation liegen erst 170.000 Jahre zurück. Zur gleichen Zeit riss die Vulkanflanke des heutigen Icod Valley ab und geschah der letzte Calderen-Teileinbruch, der somit den Vulkanismus der Diego Hernandez Formation abschloss (Flankenabriss und Caldereneinbruch hatten sicherlich einen inneren Zusammenhang).

Auch die beiden anderen Formationen der Upper Group endeten jeweils mit einem Caldereneinbruch. Diese Einbrüche wanderten mit den Formationen des Cañadas Vulkanismus ebenfalls von SW nach NO und bildeten auf diese Weise insgesamt die Kontur der heute noch erlebbaren Caldera. Die Zeittafel in Abb. 11 zeigt diese Zusammenhänge noch einmal in erdgeschichtlicher Perspektive:

zeitskala das Canadas und des Teide-Vulkanismus

Abb. 11: Zeittafel des Cañadas- und des Teide-Vulkanismus mit Unterscheidung der konstruktiven (Vulkanaufbau) und destruktiven Ereignisse (Flankenabrisse, Caldereneinbrüche). Die Zentren der jeweiligen Formationen / Sequenzen sind im Modellbild rechts unten durch Kurzbezeichner markiert. Sie folgen zeitlich dem Calderenrand im Gegenuhrzeigersinn von Westen (hier unten im Bild) über Süd (im Bild rechts) nach Nord (im  Bild oben links) bis zum Calderenrand-Fragment „La Fortaleza“ (markiert mit „DH/GF“).  Zeitangaben in Millionen Jahren.

 

4.  Los Roques de Garcia

Der Teide Nationalpark mit der Cañadas-Caldera und dem sich darin erhebenden jungen Teide-Viejo-Vulkankomplex ist reich an außerordentlichen Elementen und Eindrücken. Die spanische Tourismus­organisation hat sich dazu entschieden, einen Ort am Südrand der Caldera, unterhalb des hoch aufragenden Guajaro-Gipfels im Calderenrand, als ganz besonderes Touristenziel in Szene zu setzen: die Felsenlandschaft „Los Roques de Garcia“ (hinfort kurz referenziert als „Roques“; Martí bevorzugt hingegen immer den geologisch ausgeweiteten Bezeichner „Los Roques de Garcia spur“).

Benachbart liegt bereits das Parador-Hotel (einziges Hotel im Nationalpark). Ihm gegenüber führt eine Stichstraße von der TF 21 zu einem Wendehammer und einer Aussichtsbastion, auf der sich zu nahezu jeglicher Zeit die Besucher-PKW sowie Touristenbusse stauen (Abb. 12) und erhebliche Abstellprobleme fürs heilige Blech produzieren, wenn man es gewohnt ist, dies unmittelbar neben dem Kühlschrank abzustellen.

Es gibt wohl kaum einen Teneriffa-Besucher (aus der Teilmenge, die sich überhaupt auf das Plateau der Caldera begibt und nicht nur in den Touristenmaschinen an der Südküste herumlungert), der diesen Ort nicht ansteuert oder dort abgeladen wird. Die allermeisten schauen allerdings nur von der Bastion gut 100 m hinunter in die wüstenartige Ebene des Llano de Ucanca (vgl. Abb. 9) oder gehen ein paar Meter hinauf zu einem erhöhten Ausguck.

Dabei ist auch der schöne Rundweg Nummer 3 um die nördlichen 2/3 dieser Felsenformation mit seinen lediglich 3,5 km Länge und ca. 150 m Höhendifferenz beileibe keine Strapaze (Abb. 13) – auf dem sich dann aber nur gefühlte 1,4 % aller Besucher bewegen.

Weg 3 Höhendiagramm

Abb. 13: Höhendiagramm des Sendero 3 um die Roques de Garcia. Der Weg führt zunächst mit unmerklichem Anstieg östlich an den Felsen entlang, steigt dann in den Llano de Ucanca ab (Wendepunkt bei 1481 m) und kommt am Ende etwas steiler wieder zum Ausgangspunkt an der Aussichtskanzel zurück (Ausschnitt aus der wegebezogenen Infotafel, 2013-12-27_4511, Darstellung dieses Rundwegs auch in Abb. 18 (geologische Kartierung, ab Blätterschritt 2)).

 

Als besonderes Ereignis in dieser Ecke wird den Besuchern vor allem jene auf vielen Teneriffa-Postkarten (und auf alten Peso-Scheinen) abgebildete Felsnadel des Roque Cinchado anempfohlen, die auch „Finger Gottes“ genannt wird (Abb. 14). Was Normalbesucher aber überhaupt nicht ahnen (und worüber auch keine Infotafel so recht aufklärt) ist, dass sie mit den Roques de Garcia eines der kompliziertesten bzw. am schwersten einzuordnenden Objekte in der vulkanischen Geschichte Teneriffas vor sich haben.

Erstaunlich am Roque Cinchado erscheint (aus erdgeschichtlicher Sicht), dass dies vor allem im Sockel fein geschichtete sensible Gebilde aus bunten vulkanischen Aschen überhaupt noch existiert und nicht längst vollständig der Erosion zum Opfer gefallen ist. Im Grunde gilt dies auch für viele andere Felsen dieses Ensembles. Denn intensive Vergleiche der hier feststellbaren Schichtungen mit all den Cañadas Formationen im Umfeld (vgl. Abschnitt 3 oben) haben ergeben, dass es nirgendwo Übereinstimmungen mit den Sedimentfolgen der benachbarten vulkanischen Formationen gibt – sofern sie aufgeschlossen und damit bewertbar sind. Die „Roques“ gehören daher nicht zu diesen benachbarten Formationen und sind auch nicht – wie manche Geologen annahmen – herabgestürzte Trümmer dieser Formationen.

Daraus wurde der Schluss gezogen, dass die Felsen der Roques de Garcia älter sind als fast alles, was rundum an vulkanischen Objekten ansteht – älter als der ganz junge mächtige Teide im Hintergrund sowieso, aber auch älter als die Formationen, die den unmittelbar benachbarten Calderenrand aufbauen (zumindest die der Upper Group, wie sie in Abb. 8 und 11 dargestellt sind) und auch älter als alle Caldereneinbrüche (vgl. die tabellarische Darstellung in Abb. 11). Martí und Kollegen schätzen das Alter der „Roques“ nach intensiven Kartierungen an den Felsen und ihrem Umfeld auf den Zeitraum zwischen 1,7 und 1,4 Millionen Jahren (S. 128 II).

Die Roques sind bereits im Satellitenbild gut zu erkennen. In Abb. 16 ist ihr Ort weiß eingerahmt, dieser Rahmen umreißt zugleich den Raum der detaillierteren Kartierung in der nachfolgenden, blätterbaren geologischen Kartierung.

Die „Roques“ zeigen einen streifenförmigen Verlauf weg vom südlichen Calderenrand Richtung NWN bzw. ungefähr in Richtung Pico Viejo-Krater. Dieser Streifen läuft nur deshalb nach Norden spitz zu, weil die Felsformationen Richtung Viejo zunehmend von jungen Teide-/Viejo-Laven eingeschlossen werden, aus denen immer weniger Material der „Roques“ herausschaut.

So teilen die „Roques“ von der Cañadas Caldera ungefähr ein Drittel im Westen ab. Bei diesem westlichen Oval (mit dem staubigen Llano de Ucanca in seinem Südosten) handelt es sich um den (vor gut einer halben Million Jahren) zuerst eingebrochenen Calderenbereich (vgl. Abb. 11). Der nächste folgte weiter östlich, und – das ist das Wesen der Roques de Garcia – ließ zwischen den beiden Caldereneinbrüchen einen Streifen älterer Gesteine stehen, die nicht mit in den Abgrund der geleerten Magmakammer stürzten und deren Erosionsreste heute als „Los Roques de Garcia“ bezeichnet werden.

Abb. 16: Die Cañadas Caldera mit Teide und Viejo, darunter Los Roques de Garcia vor dem Guajaro – markiert durch den Rahmen, der zugleich den Ausschnitt der nachstehend zu durchblätternden geologischen Kartierung umreißt (Bildgrundlage Google Earth)

 

Abb. 18 - Geologische Kartierung des südlichen Calderenrandes mit den "Roques de Garcia" (nach Marti):

Die beiden von den „Roques“ geschiedenen Calderenbereiche unterscheiden sich übrigens auch in ihren heutigen Geländeniveaus: der westliche Teil liegt ungefähr 150 m tiefer als der östliche, weil die „Roques“ seine Auffüllung durch Teide-Laven wie ein Sperrriegel teilweise abgefangen haben (wie oben bereits vermerkt, liegt jedoch die Calderensohle in diesem Bereich höher als im östlichen jenseits der „Roques“).

Die „Roques“ zeigen ein sehr differenziertes Bild vulkanischer Ablagerungen – kaum Lavadecken, sondern vor allem all das, was ein Vulkan sonst noch so produziert: Aschen, Ignimbrite, Schuttströme usw. usf. (vgl. als Beispiel die Abb. 20). All das wäre aber längst verschwunden, wären nicht später mächtige Magma-Intrusionen in die anstehenden Ablagerungen eingedrungen, hätten sich Platz geschafft und weitere Magmen aufsteigen lassen, deren Reste dann irgendwann erstarrt sind. So blieben Förderkanäle zurück, deren Konsistenz wesentlich härter ist als die umgebenden Aschen- und Schuttdecken.

Diese harten erstarrten Intrusionen bildeten später eine Art Erosionsschutz für die meist weicheren vulkanischen Ablagerungen der „Roques“, so dass deren Reste – wie etwa die markante Felsnadel des Roque Cinchado (Abb. 14) – heute überhaupt noch betrachtet werden können.

Im Grunde prägen diese harten Förderkanäle das Erscheinungsbild der „Roques“. Die viel älteren vulkanischen Ablagerungen mit ihrem feingliedrigen und für Geologen so interessanten Erscheinungsbild bilden hingegen eher das zwischengeschaltete ‚Füllmaterial‘.

Die ‚stabilisierenden‘ späteren Magma-Intrusionen werden in zwei Typen unterschieden:

Wir sehen hier zum einen schlotartige Intrusionen, wie sie den gewöhnlichen Förderkanal eines Vulkans charakterisieren. Markantestes Beispiel hierfür ist ein turmartig aus der Ebene des Llano de Ustaca aufragendes Gebilde, das den Touristen gerne als „Kathedrale“ – La Catedral –  verkauft wird (Abb. 17). In Abb. 18 sind noch weitere derartige Komplexe zu erkennen.

Zum anderen gibt es eine Vielzahl sehr unterschiedlicher Intrusionen, die sich durch Spalten im anstehenden Gestein zwängen konnten und nach ihrer Erstarrung daher wie Platten erscheinen, zumal auch diese harten Gesteine im Zuge der Erosion oft als solche Platten freigestellt werden. Sie werden Dykes genannt und können auf Grund ihrer plattenartigen Erscheinungsform mit ihrer horizontalen Richtung („Streichen“) sowie ihrer Neigung („Fallen“) bestimmt werden (Beispiel in Abb. 19).

Oft entstehen derartige Dykes nicht, weil die Magmen in Spalten des anstehenden Gesteins Platz für den Aufstieg gefunden haben, sondern weil – bei einem Caldereneinbruch – Lücken zwischen den einbrechenden Gesteinen und dem stehen gebliebenen Rand entstanden sind. Diese Lücken haben meist einen ringförmigen Verlauf. Wenn in solche Lücken erneut Magmen aufsteigen, haben diese nach Erstarrung ebenso eine (Teil-)Ringform. Dann spricht man bei den erstarrten Magmen von „Cone sheets“, die wichtige Hinweise für Caldereneinbrüche sein können.

 

5.  Die heutige Vulkanlandschaft

Der Pico del Teide wird gerne als „höchster Berg Spaniens“ vereinnahmt, wenngleich diese Zuordnung nur auf einer von Spanien (bzw. seinen Vasallen) zwischen 1402 und 1496 durchgeführten Eroberung der kanarischen Inseln beruht. Er hat also eine enorme emotionale Bedeutung und sieht auch stattlich aus (Abb. 21).

Aus erdgeschichtlicher Sicht ist er nicht ganz so bedeutend. Schon sein Vorgänger, der Cañadas-Vulkan, war wohl viel größer, hatte zumindest in den Konturen der heutigen Caldera eine viel größere Grundfläche und ein ungleich höheres Alter.

Demgegenüber ist der Teide noch ein Jungspund (siehe auch zu den Relationen die Zeitskala in Abb. 11). Seine diversen Eruptionskrater begannen erst vor 170.000 Jahren die zuvor eingebrochene Caldera allmählich wieder mit Laven zu füllen, ehe er selbst aus diesem Lavensee über die Ränder der Caldera hinaus aufzusteigen begann.

Dennoch hat er in seiner (erdgeschichtlich) kurzen Lebenszeit ein beachtliches Gebilde aufgetürmt: er erhebt sich 1700 m über die aktuelle Oberfläche der Cañadas Caldera, die wiederum bereits um die 500 m über der Calderensohle liegt, auf die der Cañadas-Vorgängervulkan über die besagten drei Stufen der Calderenbildung einst eingebrochen war. In den ‚nur' 170.000 Jahren seiner Lebensgeschichte hat der Teide also eine lichte Höhe von 2.200 m aufgebaut. Der Glanz dieser beeindruckenden Aktivität mindert sich allerdings ein wenig, wenn man sie an menschlichen Wahrnehmungshorizonten misst. Denn 2.200 Höhenmeter in 170.000 Jahren ergeben rechnerisch lediglich 13 Höhenmeter pro tausend Jahre. Ein Mensch kann diesem Wachstumsprozess also nicht ‚zusehen' (anders als etwa beim viel aktiveren Ätna auf Sizilien). Denn schon das letzte vulkanische Ereignis auf Teneriffa liegt bereits über 100 Jahre zurück.

Die drei letzten Eruptionen, die in gewisser Weise den ‚Rhythmus' der vulkanischen Aktivitäten auf Teneriffa veranschaulichen, zeigt Abb. 22 mit Lokalisierung der Eruptionskrater nebst Abgrenzung der daraus geflossenen Lavaströme: Zuletzt ist 1909 der Chinyero-Aschekrater entstanden und hat Laven gen Westen geschickt. Zuvor hatte 1789 der Pico Viejo wieder einmal einen kleinen Beitrag zur weiteren Auffüllung der Cañadas Caledra geleistet. Am drastischsten gestaltete sich der Garichico-Ausbruch im Jahre 1706. Seine Laven erreichten das Meer und verschütteten die damals wichtigste Hafenstadt auf der Insel gleichen Namens. Die Stadt Garichico wurde danach auf der ins Meer vorgeschobenen breiten Lavazunge wieder aufgebaut.

An den Chinyero- und Garachico-Ausbrüchen sieht man (wie auch an vielen anderen älteren derartigen Kratern – vgl. z.B. Abb. 2), dass sich die vulkanischen Aktivitäten beileibe nicht auf das Teide-Zentrum beschränken. Warum sollten die Laven auch so ‚blöd' sein und ausgerechnet den längsten Weg gehen, wo doch Risse im Vulkanaufbau für Flankeneruptionen viel kürzere Wege anbieten.

Abb. 22: Die drei letzten großen vulkanischen Ereignisse auf Teneriffa, die im nordwestlicher Teil der Insel stattgefunden haben, jeweils mit ihren Ausbruchskratern (dunkle Kreise) und Lavaflüssen nebst Ascheablagerungen (graue Flächen): Chinyero (1909), Viejo (1798) und Garichico (1706). Bildgrundlage Google Earth.

 

Um die Krater des Garichico und Chinyero herum gibt es schöne Wanderwege (ein Besteigen ist aus Naturschutzgründen nicht zugelassen), über die z.B. die outdooractive-Website informiert. Der Garichico lässt sich gut von der TF 373 zwischen Icod de los VInos und Erjos erreichen, der Chinyero von der TF 38, der westlichen Caldera-Zufahrtsstraße... womit wir auch zum letzten Abschnitt dieses Artikels kommen:

 

6. Wanderungen im Teide Nationalpark

Wie überall auf der Insel – allerdings je nach Region in durchaus unterschiedlicher Qualität – sind auch im Teide Nationalpark zahlreiche Wanderwege ausgewiesen. Das Wandern ist hier im Grunde die einzig sinnvolle Form der Erkundung. Hingegen sine einer PKW-Sondage sehr enge Grenzen gesetzt, denn das fahrbare Blech kann nur an wenigen Stellen abgestellt werden:

Natürlich an der Talstation der Teide-Seilbahn und ansonsten noch am einfachsten an den drei mit Gastronomie verknüpften Orten: El Portillo, El Portillo Alto (etwa 1,5 km südlich / oberhalb von El Portillo) und Parador-Hotel. Schon die Parkplätze am kleinen Besucherzentrum 200 m hinter El Portillo sind oft knapp.

Dann gibt es noch mitten in der Caldera den schönen Aussichtspunkt "Minas de San José" mit Parkplätzen beidseits der Straße, wo man auch ein paar Meter ins Gelände hinein gehen kann. Aber schon beim wichtigen Parkplatz an der Montaña Blanca wird es eng (Abb. 23). Und ansonsten lässt sich an der gesamten Straßenstrecke durch die Caldera hindurch nahezu nirgends das Auto am Straßenrand abstellen, weil es dort entweder felsig ist, das Gelände abbricht oder abrupt aufsteigt oder Felsbrocken so eng am Weg entlang gelegt wurden, dass kein Abstellplatz mehr verbleibt.

Man sollte also immer auch An- und Abfahrt von und zu Wanderungen mit dem Bus erwägen.

Eine Übersicht über die Wandermöglichkeiten im Teide Nationalpark bieten die überall aufgestellten Wander-Infotafeln, von denen eine in der PDF-Version dieser Datei wiedergegeben und näher erläutert ist