El cuento geológico majorero

La geología de Fuerteventura muestra una actividad volcánica reciente, y por ello cabe realizar una evaluación de los riesgos a largo plazo de las posibles erupciones volcánicas. Ello resulta de suma importancia para la planificación del uso del suelo y para los planes de emergencia que se deban aplicar en caso de una crisis venidera. Los mapas de riesgo volcánico ayudan a mitigar las consecuencias de futuras erupciones anticipándose a los acontecimientos que puedan ocurrir. Fuerteventura es una isla volcánica hermanada con su vecina Lanzarote. Esta última acogió la mayor erupción histórica de las Canarias y la más larga, 6 años, cuyo nombre no debemos olvidar, la del Timanfaya (1730-1736) (Becerril et al., 2017). Pero no nos adelantemos a los hechos recientes.

Fuerteventura y Lanzarote comenzaron juntas como una sola isla submarina que inició sus erupciones hace unos 70 millones de años (Cretáceo superior). Durante el proceso se mezclaron e intercalaron sedimentos marinos profundos (facies turbidíticas) que ya observaremos en algunos puntos de la isla. Todo este tronco común submarino entre Fuerteventura y Lanzarote es lo que constituye el Complejo Basal, es decir la porción más antigua de la isla que subyace entre esta y el fondo abisal. Dentro del Complejo Basal veremos gabros, sienitas, carbonatitas, ijolitas, diques y brechas entre muchas más rocas magmáticas. Según una prospección en 1992, algunas de estas rocas, sobre todo las más alcalinas (carbonatitas e ijolitas), podrían contener tierras raras explotables (Mangas et al., 1992), algo que enfada a algunos majoreros y a muchos ecologistas.

Pero el complejo basal no solo contiene rocas magmáticas, sino que existen otras litologías procedentes de la corteza y de origen sedimentario. Esta formación submarina aflora en la parte oriental del centro de la isla, en el denominado macizo de Betancuria. Está constituido principalmente por erupciones submarinas apoyadas sobre la corteza oceánica sedimentaria, estando todo el conjunto cruzado por multitud de diques plutónicos que engloban estas rocas sedimentarias.

Estas afloran cerca de la playa de Janubio y en la desembocadura del barranco de Ajuí y el Puerto de la Peña (Carracedo & Troll, 2023). Está compuesto por basaltos que englobaron y subieron estos bloques de calizas del mesozoico desde el fondo marino cortical. Estos sedimentos oceánicos van desde arcillas y limos de deposición profunda a calizas y margas turbidíticas que llegan hasta el Cretácico superior. Algunos de los bloques incluyen sedimentos del Jurásico inferior, algo que coincide con los inicios de la apertura del Atlántico y la rotura del gran continente Pangea. Es decir, el origen de las Canarias se halla asociado a la rotura del antiguo gran continente durante el Jurásico y la efusión de una gran provincia volcánica. 

Visto lo anterior, la evolución posterior de Fuerteventura y Lanzarote debemos buscarla en una serie de emisiones submarinas a miles de metros de profundidad durante el Oligoceno (de 33 a 23 millones de años). Correspondía ello a un edificio volcánico submarino con muchas lavas almohadilladas (pillow) que, sin vacuolas, nos indica que se produjeron por debajo de los 1.200 metros de profundidad. En cambio, las brechas volcánicas (hialoclástitas), corresponderían a la desgasificación y explosión del magma al acercarse a la superficie marina, aproximadamente a partir de los 700 metros. La disminución de la presión hidrostática produjo un efecto parecido al abrir una botella de cava, a menos presión los gases disueltos en el magma sufren una exsolución y producen burbujas dentro de la lava (vacuolas).

Es decir, durante la formación de este Complejo Basal se formó un gran monte submarino (seamount) que compartieron Fuerteventura y Lanzarote. De hecho, y entre ambas, sólo las separa un mar somero que no profundiza más allá de los cuarenta metros. El Complejo Basal de ambas fue constituido en profundidad por pillow lavas que en ascenso pasaban a pillow brechas y hialoclastitas en zonas más someras. La composición principal de todo el conjunto fue basáltica más múltiples estructuras como domos traquíticos, plutones de gabros y centenares de diques que cruzan el Complejo Basal.

Posteriormente, y por el efecto de la intensa intrusión magmática entre diques y sills, más la elevada profundidad y presión de estos materiales, el metamorfismo surgió entre las rocas debido a la circulación de grandes volúmenes de fluidos hidrotermales durante un periodo prolongado de tiempo. Este proceso conllevó la sustitución casi completa de los minerales volcánicos originales por arcillas (por ejemplo, montmorillonita) y también por epidota. De hecho, esta es la responsable de la coloración verde pistacho de algunas de las rocas y sus esquistos verdes (Carracedo et al., 2016). Estos mismos los creemos haber observado durante otro itinerario por La Gomera. Concretamente en la localidad de Puntallana afloran unos materiales volcánicos verdes y foliados. Presuponemos que pudieran tener una causa similar.

Cerca de los 22 millones de años la isla comenzó a emerger por encima del nivel del mar. Entre los 21 y los 20 millones de años (Mioceno) la parte central de Fuerteventura ya ostentaba un gran escudo volcánico llamado Edificio Gran Tarajal, que fue desarrollando una red de diques radiales al ascender sus magmas. Este edificio llegó a superar los 3.000 metros de altura en cuyo litoral tropical, y muy probablemente, crecían arrecifes. La presencia de conglomerados y arenas coralinas apuntan a la existencia de un arrecife de coral que bordeaba esta isla durante el Mioceno (Carracedo & Troll, 2023).

Entre los 20 y los 17 millones de años predominaron los periodos de baja o nula actividad, pero esta se reanudó con viva intensidad hace unos 17 millones de años para formar un nuevo escudo apoyado en el anterior y central. Así titubeaba un nuevo edificio al norte de Fuerteventura, el Tetir. Entre los 16 y 13 millones de años este ya ostentaba una altura considerable superando también los 3.000 metros. Cerca de los 15 millones, y dada la altura e inestabilidad del primer edificio, el Gran Tarajal, este se desplomó en su ladera oeste bajo un gran deslizamiento que dejó expuesto el Complejo Basal hoy visible (alrededores de Betancuria, Ajuy y otras localidades). Posteriormente, y cerca de los 13 millones de años, en el sur de Fuerteventura creció otro escudo volcánico más modesto, el Jandía mientras en el sur otro gigantesco deslizamiento hacia el noroeste se llevaba hacia el mar más de 250 quilómetros cúbicos de su escudo. Hoy en día podemos ver todavía su cicatriz de medialuna en las laderas de Cofete.

Hoy en día parecen aflorar las raíces de estos escudos volcánicos por el centro de la isla. Concretamente existen unas intrusiones ultramáficas de piroxenitas y gabros que forman cuerpos alargados en la misma dirección que la alineación de estos escudos basálticos (Carracedo & Troll, 2023). Se cree por ello que son los restos de sus cámaras magmáticas de un volcán cuya altura superó los 3.000 metros. Una de estas estructuras es bastante visible en la zona de Vega del Río Palmas en donde afloran unos complejos circulares de gabros y sienitas formando intrusiones en anillos concéntricos. También el complejo de piroxenitas y gabros de Ajuy se interpreta de esta manera.

Los volcanismos posteriores a la etapa anterior ya no volvieron a producir ningún otro gran edificio volcánico en Fuerteventura entre los 13 y los 5.5 millones de años. Por lo tanto, entramos en una etapa de relativo descanso eruptivo en donde la erosión, y bajo un clima tropical, se hará protagonista de la isla provocando largas crestas afiladas llamadas cuchillos en el argot isleño. En Tenerife, en cambio, los cuchillos son coladas lávicas que ocuparon en su tiempo antiguos valles que hoy en día, y por erosión diferencial, ocupan las lomas entre los barrancos (relieve invertido).

En Fuerteventura la palabra cuchillo hace referencia a crestas parecidas, pero en este caso la causa geológica es distinta. En las series miocenas de Fuerteventura estos cuchillos son generados por la acción de los barrancos al ir profundizando su cauce de manera paralela entre ellos y perpendicular a la línea de costa, dejando entre ellos estas crestas o cuchillos. Todo, y en su conjunto, nos indica la intensa erosión que sufren las Canarias.

Los relieves invertidos son el producto de la diferente dureza entre las rocas del subsuelo y la consecuente erosión diferencial. Esta suele ser más rápida entre materiales disgregables como las escorias y las cenizas, mientras que suele ser más lenta en rocas duras como los diques o las coladas. Al final las rocas más competentes, y pasados unos millones de años, suelen quedar en resalte topográfico al haberse erosionado mayormente los materiales blandos colindantes. Pongamos por ejemplo que una colada fluye y rellena el fondo de un valle. Posteriormente la erosión avanzará más rápida en las vertientes ya meteorizadas que no en la lava reciente del centro del valle. Pasados millones de años el antiguo fondo de valle será una loma y las viejas vertientes dos nuevos barrancos. Es decir, lo que estaba en el fondo hoy está arriba, y lo que estuvo por encima hoy está rebajado, está invertido. Por dicha razón a esto los geólogos lo llaman un relieve invertido.

El crecimiento de los escudos basálticos de los Ajaches y Famara en Lanzarote se dio justamente en el periodo en que Fuerteventura entró en este largo periodo de reposo eruptivo por lo que los periodos del rejuvenecimiento en ambas islas son consecutivos. En conjunto, tanto Lanzarote como Fuerteventura tienen una estratigrafía sencilla que se inicia con grandes escudos, sigue con su erosión durante el Mioceno superior a la espera del volcanismo de rejuvenecimiento (Carracedo & Troll, 2023). Por ello, y durante el Mioceno superior, el paisaje de Fuerteventura sería muy parecido al de la actual erosión de La Gomera. En esta isla abundan los relieves invertidos debidos a la erosión de gigantes edificios volcánicos. Ello se debe al tiempo y a la diferente resistencia de estructuras y materiales.

Tras millones de años de erosión, las rocas más débiles sufren una mayor erosión, y las más compactas una de menor. La consecuencia es el resalte de estructuras más duras sobre las más blandas. Las más resistentes surgen en resalte como coladas, diques o hasta cámaras magmáticas profundas. En ello los relieves que en Fuerteventura llaman cuchillos, merecen especial atención ya que limitan extensos valles en U que podrían recordarnos una morfología glacial sin serlo.

Entre valle y valle hay una cresta afilada o cuchillo cuyas direcciones suelen ser perpendiculares al eje principal de Fuerteventura. Estas elevaciones corresponden a menudo a antiguas coladas que rellenaron valles anteriores durante el Mioceno. Su mayor dureza les confirió una mayor resistencia a la erosión y pasados millones de años, y ya durante el Plioceno, comenzaron a resaltar por encima de los valles que les dieron asiento. De ahí el nombre de relieves invertidos dado que donde hubo un valle rellenado de lava hoy en día es una cresta o cuchillo.

Paulatinamente, y durante esta etapa de erosión reinante y efusiones a la baja, la actividad volcánica en Fuerteventura fue migrando hacia el norte consolidando de paso el contorno de su isla hermana, Lanzarote. Por ello, y entre los 5 y los 4 millones de años (Plioceno), el norte de Fuerteventura se vio muy agitado por diferentes erupciones NEN-SWS que pasaron de muy fluidas con largas coladas, a más explosivas con más piroclastos (gravas y arenas volcánicas llamadas rofes o picón por los majoreros). Este vulcanismo ya no construía grandes edificios como en etapas anteriores, sino que emitía conos individuales y localizados, los llamados cráteres monogénicos (estromboliano). Además, y durante ese mismo Plioceno, las nuevas erupciones rellenaron algunos valles entre cuchillos con la posibilidad que el proceso de inversión de relieve se repita en el futuro. Mientras un mar estable excavaba una amplia rasa o plataforma marina de abrasión que hoy en día aflora todavía en algunas áreas.

Cerca de los 4 millones de años se inició un periodo sin actividad volcánica. De acuerdo con algunos yacimientos paleontológicos en Lanzarote, el paleoclima de por aquel entonces era, como hoy, especialmente seco con algunos episodios lluviosos esporádicos (Lomoschitz et al. 2016).

Entre los 2,9 y los 2,5 millones de años volvió a activarse el vulcanismo, pero sin grandes edificios. Estamos hablando de unas efusiones siguiendo fallas que se caracterizaron por conos individuales y localizados (monogénicos) en lugar de los superpuestos que construían los grandes edificios iniciales en la isla. El paisaje de aquella época se asemejaría bastante al de la actual Gran Canaria con su dualidad de paisajes secos y muy húmedos.

Entre los 2,28 y los 0,99 millones de años (Pleistoceno) hubo un nuevo ciclo volcánico. A finales de este periodo, y sobre todo a partir de los 180.000 años, el nivel del mar fue subiendo hasta llegar a un máximo de 120 metros. Es decir, por causas tectónicas y climáticas el mar cubrió gran parte de los yacimientos anteriores.

Hace unos 100.000 años un nivel del mar bastante estable fue cavitando el litoral hasta perfilar una amplia plataforma marina de abrasión visible hoy en día (rasa). Ello también acumuló multitud de sedimentos en antiguas playas que iremos indicando a lo largo del itinerario. Ya a partir del Holoceno, y en ausencia de vulcanismo en Fuerteventura desde hace unos 12.000 años, los vientos y la actividad litoral se adueñó de la isla retrabajando el relieve y dando playas y campos de dunas (Carracedo, 2014). Hace unos 2.000 años un mar estable excavó una nueva rasa bajo el litoral de Fuerteventura.

Todo lo anterior, y en su conjunto, nos permite comprender la forma alargada de Fuerteventura en donde las fallas y los diques NEN-SWS han perfilado las erupciones y la isla. Hoy en día tanto la sismicidad como la emanación de gases en Fuerteventura son escasos e indicativos de un riesgo bajo en erupciones. No obstante, la existencia de rasas antiguas del Plioceno, Pleistoceno medio y Holoceno por encima del nivel del mar, más la intensa erosión de la isla, parecen indicadores de un fuerte ascenso de esta durante millones de años. Además, afloran materiales del Cretáceo marino en la isla, con lo que la tectónica ha jugado sus cartas des de hace mucho tiempo y lo puede volver a hacer.

Cabe añadir que el estudio de los sistemas geotérmicos es actualmente un tema de gran importancia. Todos estos podrían convertirse en electricidad para el consumo humano. Diversos métodos geofísicos ya han detectado abundantes recursos geotérmicos en las Canarias. En La Palma, por ejemplo, los resultados destacan la presencia de anomalías de resistividad en el suelo que coinciden con las anomalías de densidad del subsuelo (Blanco et al., 2018). El suelo de Fuerteventura ostenta un elevado potencial energético gracias a su calor remanente.

En resumen, el conjunto anterior sugiere la presencia de rocas calientes sobre un sistema de diques que probablemente sean pequeñas redes de magma entrelazados (sills/plumbing), que van alimentando el vulcanismo reciente. Otro dato que justifica las grandes intrusiones magmáticas por debajo de Fuerteventura es su rápido ascenso tal como indica la fuerte erosión de sus relieves antecedentes. Y la densidad de diques de Fuerteventura suele ser causada por un régimen distensivo gracias al abombamiento de la corteza producido por el ascenso de las plumas del manto.