El Teide y las Dorsales de Tenerife: un sistema volcánico interactivo

– 155 – EXCURSIÓN PRE-CONGRESO Nº 6 El Teide y las Dorsales de Tenerife: un sistema volcánico interactivo J. C. Carracedo Estación Volcanológica de Canarias, CSIC. 38206-La Laguna (Tenerife). [email protected] ÍNDICE Introducción......................................................................................... 156 Descripción General ............................................................................ 156 La isla de Tenerife ......................................................................... 156 El complejo volcánico anidado del Teide ..................................... 157 El Rift Noroeste ............................................................................. 159 El complejo volcánico central: Relleno de la depresión de colapso y construcción del estratovolcán Teide .......................... 161 El estratovolcán Pico Viejo ........................................................... 163 Domos periféricos del Teide y Pico Viejo ..................................... 164 El Rift Noreste .............................................................................. 166 Itinerarios ............................................................................................. 170 Itinerario I ............................................................................................ 173 Parada 1. Cima del volcán Teide ......................................... 173 Parada 2. Volcán Pico Viejo ................................................ 174 Parada 3. Volcán Chahorra (1798) ...................................... 174 Parada 4. Boca de Tauce ..................................................... 175 Itinerario II .......................................................................................... 176 Parada 5. Montaña Blanca .................................................. 177 Parada 6. Volcán de Fasnia (1705) ...................................... 177 Parada 7. La Tarta ............................................................... 178 Parada 8. La Crucita. Rift NE ............................................. 179 Parada 9. Mirador de La Esperanza. Rift NE (Parada 10. Almuerzo) ............................................................ 179 Parada 11. Alineación volcánica de Taoro, Valle de la Orotava ................................................................ 180 Agradecimientos .................................................................................. 181 Geo-Guías, 4 – 156 – Introducción El complejo volcánico formado por el Teide y los rifts NO y NE de Tenerife se ha formado, al igual que Tenerife y las restantes islas del Archipiélago Canario, por unas condiciones geodinámicas específicas que han propiciado procesos capaces de generar el volcanismo sostenido y voluminoso necesario para su construcción. Estas islas existen y son como son por la particular dinámica de su génesis y desarrollo, relacionado con un punto caliente activo al menos durante los últimos 60-70 millones de años (para una discusión más detallada del conjunto del Archipiélago Canario ver el capítulo de introducción en este mismo volumen). Descripción General La isla de Tenerife Tenerife, en el apogeo de su desarrollo, ejemplifica perfectamente la evolución de este tipo de islas oceánicas. Como las restantes del archipiélago, Tenerife se ha formado por la yuxtaposición de varios volcanes en escudo; no aflora en esta isla la parte de construcción submarina (que sí lo hace en Fuerteventura y La Palma), que en conjunto forma más del 90% de estas islas. El edificio principal y núcleo de la isla de Tenerife es el Escudo Central (Fig. 1), que se formó hace unos 12 a 8 Ma; a este macizo central se adosaron los escudos volcánicos de Teno (6,5 a 5 Ma), al oeste, y Anaga (3,5 a 5 Ma), al este. La actividad eruptiva del Escudo Central parece que se interrumpió mientras se levantaban los macizos de Teno y Anaga. Figura 1. Mapa geológico simplificado de la isla de Tenerife, con una sección longitudinal de la isla (Modificado de Fúster et al., 1968d; Carracedo, 1979; Ancochea et al., 1990; Guillou et al., 2004). – 157 – Una vez construidos los tres escudos volcánicos la actividad eruptiva se reanudó hace unos 3,5 Ma, pero sólo en el edificio central, que tras unos 5 Ma de inactividad estaba muy desmantelado por la erosión y, probablemente, por deslizamientos gravitatorios. En esta fase final de rejuvenecimiento post-erosivo se levantó el Volcán Las Cañadas (ver figura 1), un volcán de unos 40 km de diámetro y unos 3000 m de altura, en el que alternaron erupciones basálticas fisurales con un volcanismo central muy explosivo (Ancochea et al., 1990, 1999; Martí et al., 1994). Hace unos 200 ka el flanco norte de este edificio volcánico colapsó, generando una espectacular depresión calderiforme de 20 x 15 km y una altura de escarpe de casi 3000 m (la Caldera de Las Cañadas). Este colapso lateral marca el límite espacial y temporal del volcanismo que constituye la última fase eruptiva de Tenerife, en la que se levanta el complejo volcánico del Teide. El complejo volcánico anidado del Teide La definición del Teide es fácil si nos atenemos a criterios geográficos. Sin embargo es mucho más complejo definirlo en términos geológicos. El aparato volcánico del Teide está integrado por un sistema de dorsales o rifts (1 en Fig. 2) y el volcanismo central anidado en la caldera de colapso (2 en Fig. 2), formado por el propio Teide, el Pico Viejo y los domos periféricos (3 en Fig. 2). Todos estos elementos están relacionados y no es fácil establecer una separación clara entre ellos. Figura 2. Elementos geológicos que integran el sistema volcánico Rifts-Complejo central del Teide (Modificado de Carracedo et al., 2006). – 158 – Este especial tipo de volcanismo, posiblemente único en las islas volcánicas de intraplaca, se ha generado en cuatro procesos principales: En el límite de estabilidad del volcán Las Cañadas, y posiblemente como consecuencia del efecto de cuña de las inyecciones de diques en los rifts NO y NE, se produjo el colapso de su flanco norte hace unos 200 ka (Fig. 3-1). Hay que imaginarse la espectacularidad de esa depresión inicial, doble en extensión que la Caldera de Taburiente (La Palma) y aún más profunda, antes de que el volcanismo posterior la rellenara en gran parte. Figura 3. Etapas en la construcción de un complejo volcánico central anidado en una cuenca de deslizamiento, como el sistema volcánico del Teide (Carracedo et al., 2006). – 159 – La despresurización originada por el colapso favoreció la concentración del volcanismo en las etapas iniciales en el interior de la depresión, con magmas similares a los de los rifts (Fig. 3-2), pero que con el tiempo se fueron diferenciando por cristalización fraccionada al emplazarse el magma en cámarás más superficiales, levantándose entonces el estratovolcán Teide casi como lo conocemos hoy (Fig. 3-3). Finalmente, hace unos 30.000 años, el Teide llegó a su altura crítica y sólo tuvo una erupción sumital más (las Lavas Negras, 1150 años BP), produciéndose erupciones de flanco que dan lugar al Pico Viejo y, finalmente, a los domos periféricos (Fig. 3-4). Esta interdependencia de los rifts, que son el motor del proceso, y los edificios centrales diferenciados, que son su consecuencia, establece un sistema bimodal, con magmas profundos y primitivos (basálticos) en el extremo distal (el más apartado de la cuenca de deslizamiento), y magmas de emplazamiento somero y diferenciados (fonolíticos) en el centro (Ablay y Martí 2000; Carracedo et al., 2006, 2007). Su expresión son erupciones basálticas fisurales en los rifts fuera de la Caldera de Las Cañadas y erupciones fonolíticas dentro de ésta. Sin embargo, esta separación, evidente en los extremos, es mucho menos clara en las zonas intermedias, donde los magmas llegan incluso a mezclarse. Por estas razones es fácil delimitar el Teide como forma o paisaje, pero requiere un análisis mucho más profundo comprender sus límites y características desde la óptica geológica. El Rift Noroeste En este rift se han producido la mayoría de las erupciones holocenas de la isla, entre ellas 4 de las 5 históricas (Fig. 4). La configuración en tejado a dos aguas de esta dorsal no está tan marcada como las de La Palma (Cumbre Vieja) o El Hierro, ya que a diferencia de éstas, que están en el periodo juvenil de desarrollo, la dorsal NO de Tenerife corresponde a una etapa de rejuvenecimiento posterosivo, de tasas eruptivas muy inferiores. Las erupciones del rift no sólo forman la parte principal, entre el complejo central y el macizo de Teno, sino que se prolongan atravesando todo el macizo mioceno, lo que indica que esta estructura es muy anterior a la fase eruptiva post-caldera de Las Cañadas. Sin embargo, la mayoría de las erupciones post-colapso son holocenas, posteriores al relleno de la caldera y la formación del complejo central, donde se concentró la actividad eruptiva de las etapas posteriores al colapso gravitatorio, hasta que el excesivo crecimiento de los estratovolcanes forzó el desplazamiento del magma hacia el rift. – 160 – Figura 4. Erupciones y edades radioisotópicas del Rift NO de Tenerife (Carracedo et al., 2006). El Rift NO muestra una clara distribución bimodal de los magmas, que son básicos en el extremo occidental (distal) del rift, y félsicos (fonolíticas) en el extremo proximal, en el contacto con el complejo central. Entre ambos abundan las rocas intermedias (traquibasaltos), llegando a observarse ejemplos de mezcla de ambos tipos de magma (e.g., en Mña. Reventada). No se observan pautas en la distribución de edades, y los periodos inter-eruptivos son aleatorios. Los centros eruptivos de este rift NO presentan dos alineaciones bien marcadas con una estructura parecida a una silla de montar, una al sur (alineación de Chío) y otra al norte (alineación de Garachico), con las correspondientes coladas fluyendo correlativamente hacia las costas sur y norte (ver figura 4). Entre ambas se ha formado una llanura intercolinar por donde las lavas discurren a lo largo del rift (por ejemplo, el Chinyero). A efectos de riesgo eruptivo puede deducirse el flujo de las lavas, salvo en este último caso, que presenta ambigüedad. – 161 – El complejo volcánico central: Relleno de la depresión de colapso y construcción del estratovolcán Teide Hay que tener en cuenta que la mayor parte del Teide –toda su base– está oculta en el fondo de la depresión de colapso, recubierta por las formaciones más jóvenes (Fig. 5-A). Afortunadamente se cuenta en Tenerife con otra circunstancia única en todo el mundo, la existencia de cientos de kilómetros de galerías de agua que penetran profundamente en la parte más profunda de esa formación volcánica inicial, llegando incluso a su propia base, constituida por una brecha de deslizamiento (Fig. 5-B). Figura 5. A) Sección mostrando las formaciones de relleno inicial de la depresión de colapso y el posterior crecimiento del estratovolcán diferenciado del Teide. B) Formaciones y edades en la galería Salto del Frontón (Carracedo et al., 2006). – 162 – Para el estudio y la datación de estas formaciones iniciales se eligió la galería Salto del Frontón, de 4500 m, situada cerca de La Guancha, por estar centrada en la depresión, a una cota favorable, y atravesar toda la formación volcánica hasta alcanzar la brecha de deslizamiento que marca el inicio de la construcción del Teide. Como puede observarse en la figura 6, los afloramientos de las formaciones de relleno de la cuenca de deslizamiento, correspondientes a las fases iniciales de la construcción del Teide, tienen una extensión reducida, limitándose fundamentalmente a los cantiles de la costa norte. Estas lavas son de composición básica e intermedia y tienen edades comprendidas entre 124 y 88 ka, aunque en la galería Salto del Frontón se han datado lavas cerca de la brecha de colapso en 198 ka (ver figura 5-B). Figura 6. Afloramientos y extensión máxima inferida de los productos volcánicos del Teide (Carracedo et al., 2006, 2007). Las lavas que forman los flancos del estratovolcán y llegan al interior de la Caldera de Las Cañadas y la parte alta del Valle de La Orotava son fonolitas de las fases finales de construcción del estratovolcán, con edades de 35 a 30 ka. La actividad del Teide culmina con la erupción sumital de fonolitas obsidiánicas de 1.150 BP. – 163 – Hace unos 30.000 años el estratovolcán superó los 3500 m de altura, momento que parece coincidir con la reorganización del sistema volcánico, culminando aparentemente el Teide su etapa principal de desarrollo. La actividad eruptiva principal se desvía hacia la formación del estratovolcán Pico Viejo, la reanudación de las erupciones en los rifts NO y NE, y a la formación de domos en el perímetro basal del complejo central. El crecimiento del estratovolcán es el factor decisivo en esta reorganización, por la progresiva dificultad en la alimentación al cráter sumital del volcán, ya que el magma, material fluido y muy pesado, requiere para su ascenso un empuje correlativo a la altura de la columna del conducto eruptivo. Cuando el magma asciende por el interior del estratovolcán la presión confinante disminuye con la altura, por la geometría cónica del edificio volcánico, mientras que su peso aumenta progresivamente. Por esta causa las erupciones sumitales van variando progresivamente hacia las de magmas más ligeros y gasificados, alcanzándose un límite crítico incluso para estas erupciones que se ha estimado empíricamente en 3000-3500 m, que coincide con el apogeo en la construcción del Teide. El estratovolcán Pico Viejo La intensa actividad eruptiva del Rift NO durante el Holoceno recubrió gran parte de las lavas correspondientes al estratovolcán Pico Viejo, por lo que éstas tienen una reducida extensión en afloramiento (Fig. 7). Se reconocen tres formaciones principales de evolución progresiva de este edificio volcánico de edad decreciente: 1. Basaltos plagioclásicos pahoehoe, 2. Lavas de composición intermedia (tefritas y tefrifonolitas), y 3. Fonolitas (ver figura 7). Se han obtenido tres edades 14C que datan estas tres fases: una edad de 27.030±430 años, de una colada de basaltos pahoe-hoe de la zona de Icod de Los Vinos; otra de 20.775±320 años, en la zona de Sto. Domingo, y una tercera de 17.525±365 años, de unas lavas diferenciadas discurriendo hacia el sur por la zona de Chío (Carracedo et al., 2004, 2006, 2007). Estas edades parecen apoyar que el inicio de la formación del estratovolcán Pico Viejo coincide con el final de la fase principal de construcción del Teide, lo que se observa asimismo en la disposición estratigráfica de las correspondientes formaciones volcánicas, tanto en superficie como en las galerías (ver figuras 5 a 7). Por otrta parte, parece que el Pico Viejo no ha tenido mucha actividad en los últimos 17-15 ka, lo que podría explicar la mayor profundidad de la semicaldera occidental de Las Cañadas respecto a la oriental, con mucha actividad holocena de los domos colada basales del Teide (esta diferencia de altura en el suelo de ambas semicalderas, de unos 100 m, se ha aducido como prueba de colapso vertical). – 170 – Itinerarios Para los itinerarios (Fig. 10) conviene tener una visión del conjunto formado por los rifts NO y NE y el complejo central del Teide (Figs. 11 y 12), a cuya observación se van a dedicar dos días en dos itinerarios diferentes. Figura 10: Itinerarios y paradas previstas en esta excursión. Azul, primer día; rojo, segundo día. El primero incluye el ascenso al pico del Teide, la tercera estructura volcánica más alta del planeta, e incluye la observación del estratovolcán Pico Viejo y una visión del Rift NO. Durante todo el recorrido se dispone de una atalaya privilegiada para observar la Caldera de Las Cañadas. En el segundo día el itinerario recorre el Rift NE, que al ser más antiguo y estar más erosionado ofrece una visión del enjambre de diques que forman su estructura interna. En este segundo itinerario podrán observarse asimismo los deslizamientos gravitatorios masivos que han formado los valles de La Orotava y Güímar, para finalizar observando los conos volcánicos que recorren el Valle de La Orotava, analizando los criterios que han permitido asegurar que esta erupción, supuestamente de 1.430, es en realidad pre-Holocena. – 171 – Figura 11. Mapa geológico simplificado del conjunto formado por los rifts NO y NE y el complejo central, que incluye los estratovolcanes Teide y Pico Viejo y los domos periféricos. – 172 – Figura 12. Vista vertical de la zona central de Tenerife. Se indican los principales elementos volcanológicos y estructurales. Comparar con el mapa geológico de la figura anterior (Imagen GRAFCAN-Google). – 173 – Itinerario I Este itinerario está dedicado a la observación de los volcanes Teide y Pico Viejo, la Caldera de Las Cañadas y el Rift NO. Parada 1 Cima del volcán Teide Partiendo del Parador Nacional se toma el teleférico para subir al cono sumital del Teide. La estación del teleférico se encuentra a 2356 m en uno de los conos alineados en una fractura radial, siendo el inferior Mña. Majúa, que ha formado un cono de pómez estromboliano y una gruesa y corta colada que fluye hacia el interior de la Caldera de Las Cañadas. El ascenso hasta la terminal (3555 m) es rápido (unos 10 min). Desde allí se asciende a pie hasta la cima, en un recorrido de media hora y 163 m de desnivel. El cráter, antes más estrecho y profundo, está muy modificado por las excavaciones efectuadas para obtener azufre en la 1ª Guerra Mundial. En el interior del cráter se observan cristales sublimados de azufre tapizando los salideros de gases de las fumarolas, cuya intensidad es muy variable. La mayoría de estos salideros emanan sólo vapor de agua y CO2, en algunos con vestigios de compuestos de azufre. La temperatura es variable, siendo la máxima la de ebullición del agua a esa altura (84 ºC). Desde la cima se disfruta de una espectacular panorámica. Al norte, la continuación de la depresión de deslizamiento (Valle de Icod-La Guancha), en la actualidad completamente rellenada con lavas del Teide y de los domos fonolíticos periféricos. Al noreste, el Rift NE con el macizo plioceno de Anaga al fondo. Al este, el borde de la Caldera de Las Cañadas y en su cantil, las formaciones (coladas fonolíticas, ignimbritas, mantos de pómez, etc.) del Volcán Cañadas. Al oeste, el Pico Viejo en primer término, y al fondo, el macizo mioceno de Teno. – 174 – Parada 2 Volcán Pico Viejo Desde la terminal superior del teleférico se toma un sendero que desciende hasta el Pico Viejo. Este sendero discurre por las lavas de la última erupción del Teide (1.150 BP), en este tramo una gruesa colada en bloques de fonolita obsidiánica (precaución, algunos bloques están sueltos y son inestables). Al final de la colada se observa su frente y cómo discurre sobre pómez de proyección aérea de Los Gemelos y la Mancha Ruana (ver figura 11). Rodeando el borde del cráter de Pico Viejo hacia el sur y oeste se pueden ver depósitos de erupciones explosivas (freatomagmáticas), incluyendo explosiones laterales (surges). El embudo asociado a estas explosiones puede verse al oeste del cráter (ver figura 7). Rodeando el cráter por el norte y oeste se tiene una espectacular vista del domo colada de Roques Blancos (ver figura 8) y del Rift NO (ver figura 4). Parada 3 Volcán Chahorra (1798) El descenso por el flanco sur del Pico Viejo discurre por una pendiente muy pronunciada en las lavas de composición intermedia (tefrifonolitas) hasta llegar al centro eruptivo del Chahorra, de 1798. Esta erupción, también de tefrifonolitas, formó una alineación de conos de piroclastos muy oscuros a lo largo de una fractura radial. Las coladas discurren hacia el interior de la Caldera de Las Cañadas. Se observan grandes bolas de acreción desprendidas de una de estas coladas. El final del recorrido, hasta llegar a la carretera de Boca Tauce, es progresivamente más llano, al entrar en las lavas del Pico Viejo que rellenan la Caldera. Cerca ya de la carretera se cruza un lago de lavas pahoehoe que forman grandes planchas fracturadas y levantadas por la presión hidrostática de la lava. Aunque sobre el papel puede parecer una “corta excursión”, es en realidad un recorrido de alta montaña que exige un considerable esfuerzo, incluso en descenso. Las posibles agujetas se verán recompensadas con creces por uno de los recorridos más espectaculares que puedan hacerse en un ambiente volcánico. El conjunto del Teide-Pico Viejo tiene el tamaño justo para poder ser observado y captado en su totalidad, a diferencia de otros volcanes, como el Mauna Loa, Mauna Kea, etc., tan excesivamente grandes que sólo pueden abarcarse parcialmente o desde grandes distancias, en cuyo caso se pierde el detalle. Las mejores fotos se obtienen por la mañana, del Valle de Icod-La Guancha y del Pico Viejo. A partir del mediodía, del cantil del borde de la Caldera de Las Cañadas. Más avanzado el día y desde el borde del cráter de Pico Viejo, del Rift NO. – 175 – Parada 4 Boca de Tauce Al llegar a la carretera se toma el autobús. En el cruce de Boca de Tauce se pueden ver diques inclinados y aparentemente concéntricos, que han sido interpretados como pertenecientes a un complejo de diques cónicos del Volcán Las Cañadas. En el tramo hasta el Parador Nacional la carretera atraviesa el campo de lavas del Chahorra (de color negro intenso) y las lavas intermedias del Pico Viejo (de colores marrones y ocres), entrando luego en el Llano de Ucanca, llanura endorreica en la que se han acumulado sedimentos arrastrados por las lluvias desde la pared de la Caldera. En esta zona se suelen formar lagos efímeros en invierno. Desde la carretera se tiene una excelente perspectiva de los Roques de García, una alineación de restos de coladas, brechas y rocas intrusivas (diques y domos) en inversión del relieve. Estos restos erosivos dividen la Caldera de Las Cañadas en dos subcalderas (oriental y occidental, la primera con el fondo 100 m más alto). Aún está en debate el origen de la Caldera, y algunos defienden que la presencia de estas dos semicalderas a diferente elevación apoya su modelo de colapso vertical. Sin embargo, es evidente que esta depresión está relacionada con un colapso lateral, por la presencia de depósitos de avalancha observables en galerías y en el mar, en la continuación del valle de Icod-La Guancha. Por otra parte, la diferente altitud del fondo de las semicalderas podría estar en relación con el diferente aporte de lavas, mayor en la oriental por las numerosas erupciones en esa zona en los últimos 15 ka, periodo en que sólo ha habido una erupción en la semicaldera occidental, la del Chahorra de 1.798. Cerca ya del Parador se corta una formación de colores abigarrados (Los Azulejos), al parecer originados por la alteración hidrotermal de una formación piroclástica correspondiente al Volcán Las Cañadas. – 176 – Itinerario II Es un itinerario más largo, en autobús y con paradas que abarcan una temática mucho más diversa. Está dedicado fundamentalmente a la observación de un rift, mucho más antiguo (PlioPleistoceno) que el NO, que es fundamentalmente del Holoceno. En consecuencia está muy erosionado y muestra su estructura interna formada por un enjambre de diques. El itinerario termina en la alineación del Valle de La Orotava, pretendidamente de una erupción de 1.430, pero que en realidad tiene unos 30.000 años. En este escenario se analizarán las evidencias de su antigüedad y la escasa precisión en la interpretación de los relatos de testigos oculares, incluso en las erupciones históricas. – 177 – Parada 5 Montaña Blanca La carretera que parte del Parador Nacional en dirección norte (hacia El Portillo) atraviesa unos frentes de las Lavas Negras del Teide (la última erupción) y algunos domos colada fonolíticos espectaculares: Mña. Majúa, Mña. Blanca, Mña. Rajada, etc. (Fig. 13). Parada en las Minas de San José, donde se extraía la pómez para corrección de suelos y la fabricación de abrasivos. Figura 13. Domos colada formando el conjunto de Mña. Blanca (Carracedo et al., 2006, 2007). Parada 6 Volcán de Fasnia (1705) Parada en El Corral del Niño (2300 m), cerca de Izaña. Excelentes vistas del Teide, del que se puede diferenciar desde este punto el contorno del cráter del Teide Antiguo, y el cono anidado de la última erupción. Hacia el este se aprecia la alineación de conos del Rift NE y al sur los conos intensamente negros del Volcán de Fasnia, uno de los centros eruptivos de la erupción de 1705. A esta parada se llega por la mañana, en excelentes condiciones para fotografiar el Teide. Subida hasta el aparcamiento del observatorio astronómico para una vista panorámica del Teide, el Valle de La Orotava y el Rift NE. – 178 – Parada 7 La Tarta Formación bastante rara de capas alternantes de lapilli basáltico y pómez fonolítica. Supone la coexistencia de erupciones de magmas muy primitivos y otros muy evolucionados, circunstancia poco común. Esta formación, que corresponde al Volcán Las Cañadas, anterior a la última fase volcánica de Tenerife, indica que entre dos episodios de una erupción basáltica fisural del Rift NE (o dos erupciones muy cercanas en el tiempo) se intercala una erupción más explosiva de carácter fonolítico (Fig. 14). Figura 14. Alternancia de capas de pómez fonolítica de proyección aérea y capas oscuras de lapilli basáltico. La Tarta, Tenerife (Foto J.C. Carracedo). – 179 – Es posible que el conducto en forma de dique de magma basáltico interaccionara con la cámara fonolítica central más somera, disparando una erupción bastante explosiva. También parece que hubo contacto del magma con el agua del subsuelo, generando explosiones freatomagmáticas. El nivel inferior de color más rojizo es más antiguo, alterado e impermeable que el resto, lo que ha propiciado un pequeño acuífero colgado con pequeños manantiales en la época de lluvias. Parada 8 La Crucita. Rift NE Desde el mirador de La Crucita se puede observar el valle de deslizamiento de Güímar y la Mña. de Arafo, el centro eruptivo más oriental de la alineación de 1705. Desde el mirador de Ayosa se tiene una vista panorámica del valle de deslizamiento de La Orotava y del edificio central anidado de Micheque. Parada 9 Mirador de La Esperanza. Rift NE Mirador de La Esperanza. Vista del extremo distal del Rift NE y del Macizo de Anaga. Después de esta parada, se continúa por la carretera TF-24 hasta llegar a La Esperanza donde se almorzará (Parada 10).