Modern reef development and cenozoic evolution of an oceanic island/reef complex: Isla de Providencia (Western Caribbean sea, Colombia)

Summary

Providencia Island in the SW Carbbean is 4.5 to 8.5 km across (including Sta. Catalina Island). In contrast to nearby San Andrés, which is an elevated Tertiary atoll, Providencia is formed by an extinct Miocene volcano. This lies far off the Middle American mainland, and therefore its geological history is somewhat unique among other western Caribbean islands. The submarine basement of Providencia rises with steep to vertical slopes from an ocean sea floor of approximately 2,000 m depth. The island itself is rugged with peaks reaching up to more than 360 m above present sea-level. It is surrounded by a wide carbonate insular shelf protected towards the N,E and SE by the second largest barrier reef (after that of Belize) of the Caribbean Sea. The entire reef complex forms a carbonate shelf, which consists of a 32 km long windward bank-barrier reef with lagoonal environments in its lee, dotted with patch reefs and minor fringing reefs. Seaward of the barrier there is a wide fore-reef terrace dropping off to the upper island slope. In contrast, the leeward shelf, lagoon and coastal areas are unprotected to the open sea by major coral reefs and submarine showls, though minor reef structures resembling relics of a former barrier reef are present. Hence, the leeward environments are exposed against storm waves approaching from the West.

The submarine topography of the insular shelf is characterized by several lagoonal basins, up to 14 m deep, which may be partly of karstic origin. At water depths of 2–6m wide areas are occupied by extensive shallow lagoonal terraces. At least, two stream gullies continue from the island as submarine channels onto the insular shelf. A submerged elongate ridge in shelf-margin position is situated at more than 25 m of depth and may be a drowned shelf-edge barrier reef. These observations and the presence of submerged terraces indicate that the contemporary submarine topography of the modern reef complex has geomorphologic features inherited during lowered Pleistocene sea-level stands.

A major part of the barrier reef is formed by a wide belt consisting of numerous patch reefs, mostly of the pinnacle type, which rise from the sea floor at −6 to −8 m reaching to the low-tide level. Such discontinuous parts of the barrier reef may be from 100 up to 1,000 m wide. The continuous segments of the barrier reef are around 100 m wide and display well-developed groove-and-spur systems. Locally, segments of a continuous barrier are also present in front of the discontinuous reef belt. The reef crests and upper forereef are overgrown by luxuriantMillepora alcicornis with local patches ofAcropora palmata. Otherwise, the latter species is found mainly in front or behind the crest. Near the NW end of the barrier the outer margin of the reef flat is marked by a true algal ridge. The lagoonal patch reefs vary in shape, size and outline, and their crests are normally below 1 or 2 m water depth. They are characterized by thickets ofAcropora cervicornis in the E and by dense growths ofPorites furcata in the SE of the island. Calm-water associations withMontastraea annularis prevail at deeper and/or calmer lagoonal sites. Crests of unprotected shallow leeward reefs (‘Lawrance Reef’, ‘Pearstick Bar’) show dense growth ofAcropora palmata.

Providencia itself is a volcanic island formed by pre-Miocene(?) to Miocene lava flows, pyroclastics and epiclastic deposits. All of its pre-Miocene(?) to possibly very early Miocene effusives are of the rhyolitic type and seem to be submarine. Subsequent subaerial eruptions in Early to Upper Miocene time yielded large masses of basaltic to andesitic lavas and pyroclastics. As calculated from the dips of their volcanic bedding planes, the former rim of the central crater area may have emerged more than 1,000 m above the present sea-level in Upper Miocene time. Since then, the relief of the island gradually diminished by subaerial erosion aquiring its present aspect of a deeply eroded volcanic cone. The crater diametre was about 1 km. Intercalations of carbonates within the younger series of volcanic deposits reveal lagoonal deposits near its base and carbonate slope deposits interfingering with the higher volcanic strata. The lagoonal deposits are horizontally bedded tuffaceous carbonates, which yielded a soft-bottom coral fauna, burrowing echinoids and pelecypods signalling the first direct evidence of an early carbonate island shelf. The seaward-sloping higher strata contain massive and branching reef corals and large isolated oyster valves. The fossils suggest an Early to possibly Middle Miocene age of the carbonates.

The regional tectonic pattern of the Western Caribbean deep-sea floor is notable for its conspicuous fracture zones. It appears that the primitive submarine volcano of Providencia initiated in early Tertiary time along a tectonic fracture line paralleling the NNE trending San Andrés Trough to its E. It is assumed that the outflows of submarine(?) lavas along a fissure formed an elongated submarine volcanic ridge in fairly shallow water. By Miocene time, subsidence compensated by shallow water carbonate sedimentation and upgrowth of coral reefs lead to the formation of a carbonate platform, most likely of the coral bank or atoll type. It probably showed already the approximate outline and size as the present insular shelf. A second period of volcanic activity in Early to Late Miocene yielded basaltic to andesitic lavas and pyroclastics during several major subaerial eruptions. These formed five conspicuous volcanic tongues, which radiate to the sea from a crater area in the centre of the island.

The early eruptive phase was probably contemporaneous with the formation of several additional shallow submarine volcanos in the Western Caribbean. They appear equally bound to fracture lines on the sea-floor. These volcanic structures are deeply submerged today and capped by thick limestone deposits forming the remaining atolls and islands of the archipelago. Of these, only nearby San Andrés was uplifted in latest Tertiary times thus revealing today its Miocene reef and lagoonal deposits. But, in contrast to Providencia, in none of these was there a second period of eruptive activity in late Tertiary times to form a long-living emergent volcanic build-up.

Quaternary sea-level oscillations are indicated by subaerial and submarine terraces cut into coastal limestone by advancing sea cliffs. There is a relic of an erosional terrace at +50–60 m in the Miocene limestone, probably of Early or Middle Pleistocene age. The wide fore-reef terrace with its outer margin at depths around −20 to −40 m indicates a prolonged low sea-level stand of pre-Sangamonian age. A fossil fringing reef terrace of Sangamonian age, reaches a maximum elevation of about +3 m above present sea-level. The fossil coral associations of this reef indicate an environment fairly protected from major waves. Thus, it may be assumed that the contemporary outer reef barrier protecting the island coast reached more than 3 m above the present sea-level. In addition there is evidence that the coral associations of the fossil reef lived in water depths possibly near 10 m. The very shallow terraces situated in front of the active limestone cliffs and around certain patch reefs were formed by planation towards the end of the Holocene transgression.

Size and shape of the island changed periodically during Pleistocene sea-level fluctuations. Due to the high and relatively steep island relief, the Pleistocene high sea-level recorded by the ’+50–60 m—Terrace’ would not have submerged more than about 35% of the present land surface area. With the exception of the flooding of the coastal low-lands and some deeper valleys and the formation of smaller satellite islands by temporarily isolating some of the higher headlands, the configuration of Providencia did not undergo any essential change. By contrast, during low stands (−25 to −120 m) that followed the great Sangamonian transgression until the Wisconsinian stage, the total of the extensive island shelf was almost permanently emergent for a period of more than 100,000 years. Geomorphologically, the reef complex appeared as an elongated limestone table mountain bounded by sheer cliffs which rose more than 100 m above sea-level. During this period the emergent insular shelf formed an extended northern prolongation of the original volcanic island. The entire island measured some 30 km in length in Wisconsinian times, and its surface area totalled roughly 12 times that of the present island.

From the evidence above we may draw the preliminary conclusion that the existence of an insular shelf can be traced back at least to Miocene time. The contemporary shelf morphology is the product of a complex history of sea-level oscillations accompanied by terracing at different levels, renewed reef growth and erosion. Of this history, at present, only a few evolutionary stages may be recognized. Volcanic activity did not contribute to the geomorphologic evolution of the island and shelf in post-Miocene time. The shelf was last exposed to subaerial weathering during the sea-level lowering that accompanied the late Wisconsin glaciation. It appears that since reflooding in the early Holocene some 5,000 years ago, renewed reef growth and sedimentation have only partly concealed or modified the pre-existing shelf topography.

Zusammenfassung

Die Insel Providencia im südwestlichen Karibischen Meer erreicht einen Durchmesser von 4,5 bis 8,5 km (einschließlich Sta. Catalina). Im Gegensatz zur nahegelegenen Insel San Andrés, einem herausgehobenen tertiären Atoll, wird sie von einem erloschen miozänen Vulkan gebildet. Dieser liegt fern vom Festland und ist deshalb etwas ungewöhnlich unter den karibischen Inseln. Das untermeerische Fundament der Insel Providencia steigt steil bis senkrecht von einem ozeanischen Meeresboden in rund 2 000 m Tiefe auf. Die Insel selbst erhebt sich mit zackigen Spitzen mehr als 360 m über den heutigen Meeresspiegel. Sie wird von einem breiten Insularschelf umgeben, der gegen N, E und S durch das zweigrößte Wallriff (nach Belize) des Karibischen Meeres geschützt wird. Der gesamte Riffkomplex bildet einen Karbonatschelf bestehend aus einem 32 km langen luvseitigen Wallriff und den in seinem Lee gelegenen Lagunenablagerungen mit Fleckenriffen und kleineren Saumriffen. Seewärts des Wallriffes liegt eine breite Vorriff-Terrasse, welche jäh von dem steilen bis senkrechten Insularabhang abgelöst wird. Im Gegensatz hierzu werden weder der leeseitige Schelf noch die leeseitigen Lagunen-und Küstenbereiche von größeren Riffen und Untiefen gegen das offene Meer geschützt, obwohl es auch hier kleinere Riffe gibt, welche wie Relikte eines einstigen Wallriffes erscheinen. Folglich sind die leeseitigen Milieus den winterlichen Sturmwellen aus westlichen Richtungen besonders ausgesetzt.

Die submarine Topographie des Insularschelfes zeigt charakteristischerweise mehrere bis zu 14 m tiefe Lagunenbecken, welche teilweise durch Verkarstung entstanden sein könnten. Weite Gebiete werden von ausgedehnten Lagunen-Terrassen in 2–6 m Tiefe eingenommen. Wenigstens zwei Bachrisse lassen sich von der Insel über den Insularschelf als submarine Rinnen verfolgen. Ein untermeerischer Rücken am nordöstlichen Schelfrand in etwas mehr als 25 m Wassertiefe scheint ein ertrunkenes Schelfkanten-Wallriff zu sein. Diese Beobachtungen und das Vorkommen weiterer untergetauchter Terrassen zeigen, daß die heutige submarine Topographie des rezenten Riffkomplexes geomorphologische Merkmale aufweist, welche während Meeresspiegel-Tiefständen im Pleistozän erworben wurden.

Ein Großteil der Riffbarriere wird von einem breiten Gürtel aus dichtstehenden Turmriffen gebildet, welche sich aus 6 bis 8 m Tiefe bis an den Niedrigwasserspiegel erheben. Gerüstbildner sind vor allemMillepora alcicornis, aber auchAcropora palmata undMontastraea annularis. Solche unzusammenhängenden Abschnitte des Wallriffes können 100 bis 1000 m breit werden. Die zusammenhängenden Abschnitte der Riffbarriere sind gegen 100 m breit und besitzen ein wohlausgebildetes Brandungsrinnensystem. Stellenweise finden sich Teilstücke einer zusammenhängenden Barriere noch zusätzlich vor dem unzusammenhängenden Riffgürtel. Der Riffkamm des zusammenhängenden Wallriffes ist von einem üppigen Wuchs vonMillepora alcicornis bedeckt, zu dem stellenweise nochAcropora palmata-Hecken treten, welche sonst hauptsächlich vor und hinter dem Riffkamm siedeln. Nicht weit vom NW-Ende des Wallriffes hat sich am Außenrand der Riffplatte ein echter Kalkalgenwall gebildet. Die Fleckenriffe in der Lagune sind mannigfaltig in Bezug auf ihre Form, Größe und Umriß. Ihre Riffkämme reichen nicht flacher als 1 bis 2 m und werden charakteristischerweise vonAcropora cervicornis-Hecken im E und von dichtstehenden Kolonien der FingerkorallePorites furcata im SE der Insel überwachsen. Ruhigwasser-Vergesellschaftungen mitMontastraea annularis herrschen an tieferen und/oder geschützteren Lagunenlokalitäten vor. Kämme von ungeschützten Flachwasser-Riffen der Leeseite (‘Lawrance Reef’, ‘Pearstick Bar’) zeigen dichten Bewuchs durchAcropora palmata.

Providencia selbst ist eine Vulkaninsel, welche von prämiozänen (?) bis miozänen Lavaergüssen, Pyroklastika und epiklastischen Ablagerungen gebildet wird. Alle prä-miozänen(?) bis möglicherweise sehr früh-miozänen Effusiva sind von rhyolithischem Typus und scheinen submarin zu sein. Nachfolgende subaerische Eruptionen im frühen bis oberen Miozän haben große Mengen von basaltischen bis andesitischen Laven und Pyroklastika gefördert. Aus dem Einfallen der Vulkanitlagen läßt sich die ungefähre Höhe des früheren Kraterrandes ermitteln. Dieser hätte demnach im Obermiozän mehr als 1000 m über den heutigen Meeresspiegels geragt. Seither hat sich das Relief allmählich durch subaerische Erosion verflacht, und die Insel hat das heutige Aussehen eines tief erodierten Vulkankegels angenommen. Der Krater besaß ungefähr 1 km Durchmesser. Als Einschaltungen treten in der jüngeren Vulkanit-Serie lokal Flachwasserablagerungen auf. Es sind dies tuffhaltige Lagunen-Ablagerungen mit einer Weichboden-Korallenfauna, grabenden Seeigeln und Pelecypoden, welche erstmals direkt einen frühen karbonatischen Insularschelf belegen. Darüber folgen karbonatische Hangablagerungen mit massigen und verzweigten Riffkorallen und einzelnen Austernklappen von frühem bis wahrscheinlich mittelmiozänem Alter.

Das regionale Tektonik-Muster des Tiefseebodens des westlichen Karibischen Meeres zeigt auffallende Bruchzonen. Es scheint, daß der primäre untermeerische Vulkan von Providencia im frühem Tertiär entlang einer tektonischen Bruchlinie entstand, welche parallel zu dem sich in NNE-Richtung erstreckenden San Andrés-Trog verläuft. Man kann annehmen, daß die entlang einer Spalte ausfließenden untermeerischen(?) Laven einen länglichen vulkanischen Rücken in ziemlich flachem Wasser bildeten. Der Chemismus dieser Effusiva war sauer und von rhyolithischem Typus. Bis zum Miozän haben die Sedimentation von Flachwasserkarbonaten und das Hochwachsen von Korallenriffen auf dem vulkanischen Rücken bei gleichzeitiger Subsidenz zur Bildung einer Karbonatplattform, höchstwahrscheinlich vom Korallenbank-Typ oder Atoll-Typ geführt. Diese hatte wahrscheinlich bereits einen ähnlichen Umriß und ähnliche Größe wie der heutige Insularschelf. Eine zweite Eruptionsperiode im frühen bis späten Miozän förderte basaltische sowie andesitische Laven und Pyroklastika während mehrerer größerer subaerischer Eruptionen. Diese Vulkanite wurden hauptsächlich in 5 auffallenden Zungen abgelagert, welche von einem zentralen Krater in Inselmitte radial nach allen Richtungen in Richtung Meer auslaufen. Zu Beginn waren diese Eruptionen besonders heftig, indem sie einen Teil der älteren geschichteten, rhyolithischen Ablagerungen hochpreßten, so daß diese heute großflächig, aber verstellt im Inselinneren anstehen. Zudem tritt ein Teil dieses älteren rhyolithischen Materiales als Komponenten der vulkanischen Breccien der jüngeren Periode auf. Die jüngeren Eruptionen waren örtlich beschränkt auf das Südende des alten vulkanischen Rückens, welcher das Fundament der miozänen Korallenbank bildet. Anscheinend war der im N des tätigen Vulkans gelegene Teil der Korallenbank nicht langfristig von den vulkanischen Immissionen betroffen und konnte sich als Atoll-ähnliche Struktur weiterentwickeln. Die meisten der Flachwasser-karbonate, welche sich mit den jüngeren Vulkaniten verzahnen und heute auf der Insel aufgeschlossen sind, wurden während der Burdigal-Transgression abgelagert. Zusammen mit der Subsidenz ergibt der scheinbare Meeresspiegelanstieg einen Betrag von wahrscheinlich mehr als 150 m. Außerdem läßt die heutige Höhenlage des Kalkes auf etwas tektonische Heraushebung im Post-Burdigal schließen. Die primäre rhyolithische Eruptionsphase der Insel erfolgte anscheinend zeitgleich mit der Bildung von mehreren weiteren flachmarinen Vulkanen im westlichen Karibischen Meer, welche gleichfalls an Bruchlinien am Meeresboden gebunden waren. Auch diese vulkanischen Strukturen wurden durch Subsidenz tief abgesenkt und von mächtigen Karbonaten überlagert, so daß sich Atolle oder Guyots bildeten. Von diesen tertiären Atollen wurde allein San Andrés im jüngsten Tertiär weit genug herausgehoben, daß heute hier miozäne Riff- und Lagunenablagerungen in Aufschlüssen zugänglich sind. Im Gegensatz zu Providencia erfolgte bei keinem dieser miozänen Atolle eine zweite Eruptionsphase, welche eine langlebige Vulkaninsel hätte aufbauen können.

Hinweise für quartäre Meeresspiegelschwankungen sind subaerische und submarine Terrassen, welche in Kalkstein durch vorrückende Küstenkliffs geschnitten wurden. Es gibt ein Terrassenrelikt in +50–60 m Höhe, eingeschnitten in den miozänen Kalk und eine fossile Saumriffterrasse, welche sich maximal rund +3 m über den heutigen Meeresspiegel erhebt. Das absolute Alter dieses Riffes ist ca. 120 000 Jahre und damit in das Sangamon-Interglazial (=Riß-Würm-Interglazial, Eem) zu stellen. Die fossile Korallenassoziation weist auf ein Milieu hin, das ziemlich gut vor größeren Wellen geschützt war. Folglich kann man annehmen, daß die frühere äußere Riffbarriere, welche die Küste der Insel schützte, mehr als etwa 3 m höher als der heutige Meeresspiegel gereicht hat. Außerdem gibt es Hinweise dafür, daß die Korallenassoziationen des fossilen Riffes in Wassertiefen nahe 10 m lebten. Die breite Vorriff-Terrasse mit ihrem Außenrand in Wassertiefen um −40 bis −20 m ist ein Indiz für einen längeren Meeresspiegel-Tiefstand von Prä-Sangamon-Alter. Die sehr flachliegenden Terrassen (−4 bis −2 m) vor den aktiven Kalksteinkliffen und um bestimmte Fleckenriffe herum wurden durch Einebnung gegen Ende der holozänen Transgression gebildet.

Die Form und Größe der Insel wechselten periodisch während pleistozänen Meeresspiegelschwankungen. Infolge des hohen und verhältnismäßig steilen Reliefs der Insel, dürfte der pleistozäne Meeresspiegelhochstand, der durch die +50–60 m—Terrasse markiert wird, nicht mehr als 35% der gegenwärtigen Landoberfläche unter Wasser gesetzt haben. Mit Ausnahme der Überflutung der schmalen Küstenebenen und tiefgelegenen Tälern sowie der Bildung von kleineren Satelliten-Inseln durch vorübergehendes Abtrenen einiger der höher aufragenden Küstenvorsprünge, wurde die Gesamtform von Providencia grundsätzlich nicht sehr stark verändert. Im Gegensatz hierzu fiel während der Meeresspiegel-Tiefstände (−25 bis −120 m), welche auf die große Sangamon-Transgression folgten und welche bis zum Ende des Wisconsin-Glazials (=Würm-Eiszeit) andauerten, der gesamte ausgedehnte Insularschelf über eine Zeitraum von mehr als 100 000 Jahren fast ununterbrochen trocken. Der damals aufragende Riffkomplex erschien deshalb während dieses Zeitraumes als länglicher Tafelberg aus Kalkstein mit einer bis über 100 m hohen, steilen bis senkrechten Kliffküste. Dieser Tafelberg bildete eine beträchtliche Verlängerung der ursprünglichen Insel nach N. Damals erreichte Providencia rund 30 km Länge, und die Landoberfläche war ungefähr 12 mal größer als diejenige der heutigen Insel.

Aus den obigen Beobachtungen können wir den vorläufigen Schluß ziehen, daß sich die Entwicklung eines Insularschelfes zumindest bis ins Miozän zurück verfolgen läßt. Die heutige Schelfmorphologie ist Ergebnis einer komplexen Geschichte von Meeresspiegelschwankungen, welche von Terrassenbildungen, Riffwuchs und Erosion in verschiedenen Höhen- und Tiefenlagen begleitet war. Von dieser Entwicklungsgeschichte lassen sich gegenwärtig nur einige wenige Entwicklungsstadien sicher rekonstruieren. Der Vulkanismus hat im Post-Miozän nicht mehr zur geomorphologischen Entwicklung von Insel und Insularschelf beigetragen. Der Insularschelf war zum letzten Mal der subaerischen Verwitterung während der Meeresspiegelabsenkung des Wisconsin-Glazials (Würm-Eiszeit) ausgesetzt. Es scheint, daß seit der erneuten Überflutung im frühen Holozän vor rund 5 000 Jahren erneuter Riffwuchs und Sedimentation die überlieferte Schelf-Topographie nur unvollständig verändert und verdeckt haben.