cursos: "Fuerteventura: geología, naturaleza y
actividad humana"
Geología de Fuerteventura
Ramón Casillas Ruiz. Profesor titular de petrología y
Geoquímica del departamento de edafología y geología de la
Universidad de la Laguna.
Introducción
Fuerteventura, con una superficie de 1.662 km2, incluida la isla de Lobos, es la segunda isla en extensión del Archipiélago Canario. Frente a esta notable extensión, su cota máxima no alcanza los 1000 metros (Pico de la Zarza, 807 m), siendo exigua la superficie situada por encima de los 600 m.
Desde el punto de vista geológico, en la isla se pueden distinguir cuatro grandes formaciones rocosas (Fig. 1) (Fúster et al., 1968a; Ancochea et al., 1993): el Complejo Basal, que aflora principalmente en el sector occidental de la isla, en el Macizo de Betancuria; los restos de los edificios volcánicos subaéreos del primer ciclo del vulcanismo de edad miocena (Serie I) ; los edificios volcánicos subaéreos del segundo ciclo de vulcanismo de edad plio-cuaternaria (Series II, III y IV), y los sedimentos plio-cuaternarios.
Marco geográfico de Fuerteventura
Es posible distinguir en Fuerteventura cinco comarcas fisiográficas claramente diferenciadas (Fig. 2, Criado, 1991):
1.El Norte
Abarca los espacios situados al norte de la línea constituida por el barranco de Tebeto, La Oliva y Montaña Escanfraga. Se trata de un área con escasos desniveles y con una altitud que, salvo algunos puntos concretos (Montaña Tindaya y Montaña de la Arena), no supera los 200 m. Esta parte de la isla está constituida fundamentalmente por pequeños conos de escorias y malpaíses, producidos en erupciones relativamente recientes de los últimos episodios del segundo ciclo de vulcanismo subaéreo Plio-Cuaternario y del vulcanismo subreciente.
2. El Valle Central
Al sur de Montaña Quemada se abre la llanura interior, que es una de las regiones fisiográficas más características de la isla. Esta llanura aparece alterada por la presencia de pequeños tableros alargados de una veintena de metros de altura y algunas montañas que se levantan un centenar de metros sobre el relieve circundante, como Montaña Gairía.
Hacia el sur, el Valle Central se estrecha progresivamente hasta desaparecer en el Valle del Tarajal de Sancho. Esta llanura central constituye un bloque hundido con respecto al sector más occidental, y su origen ha estado condicionado por la actividad tectónica.
3. Los Valles y Cuchillos orientales
Esta unidad se localiza desde Montaña Escanfraga, al norte, hasta el Istmo de Jandía, al sur. La característica esencial es la presencia de un relieve que se estructura en valles, la mayoría sin cabeceras bien desarrolladas, con vertientes cóncavas y fondo plano. Los interfluvios están constituidos por cordales que normalmente superan los 400 m (cuchillos). Estos cuchillos representan los restos de los edificios volcánicos subaéreos del ciclo de vulcanismo mioceno.
4. El Macizo de Betancuria.
Este macizo se localiza desde el curso medio del Barranco de Los Molinos, al norte, hasta el margen occidental del barranco de Chilegua. El contacto con la llanura central es bastante brusco, sobre todo entre Antigua y Tuineje. Este macizo presenta, como rasgos diferenciales, acusados desniveles y una notable compartimentación del relieve. En este sector afloran los materiales del Complejo Basal.
5. La Península de Jandía
Separada del resto de la isla por el Istmo de la Pared, presenta dos vertientes claramente diferentes. La vertiente de Barlovento presenta un talud cóncavo y un escarpe donde se alcanzan las mayores cotas de la isla (Pico de la Zarza, 807 m). La vertiente de sotavento se caracteriza por la presencia de una red de barrancos estrechos y cortos, en disposición casi radial que parten del escarpe.
Desde Morro Jable hasta el Oeste, los barrancos terminan en una planicie costera, levantada unos 10 metros sobre el nivel del mar. Algunos sectores como el Istmo de Jandía o el Jable de Salinas, se caracterizan por la presencia de formaciones dunares de arenas organógenas movilizadas por el viento, y sobre las que se han producido importantes encostramientos.
Características geológicas
Desde el punto de vista geodinámico el Archipiélago Canario, y por tanto Fuerteventura, está situado dentro de la Placa Africana, en una posición tectónica de intraplaca, en ambiente oceánico y cercano al borde continental de tipo "pasivo" del noroeste africano.
El espesor de la corteza oceánica bajo Canarias varía desde los 12 km en La Palma hasta los 20 km entre Fuerteventura y Lanzarote (Fig. 3, Bosshard & Macfarlane, 1970; Banda et al., 1980; Banda et al., 1981). La Isla de Fuerteventura se asienta sobre una corteza de espesor anormalmente grueso para ambientes oceánicos (entre 15 y 20 km), que puede ser interpretada como oceánica engrosada. Su estructura consiste (Banda et al., 1980; Banda et al., 1981) en una primera capa de rocas volcánicas que se extiende hasta los 3 km de profundidad, y una capa de rocas ígneas plutónicas de posible composición gabroica y ultramáfica que alcanza los 15 km.
Entre los 15 y 20 km aparece una zona de tránsito entre la corteza oceánica y el manto terrestre (Fig. 4) caracterizada por una baja velocidad de propagación de las ondas sísmicas P (7.4 km/s) si la comparamos con la velocidad de propagación en el manto (8.0 km/s). Esta capa puede corresponder a un conjunto de rocas máficas y ultramáficas producidas por el magmatismo asociado a la actividad del punto caliente mantélico en el pasado (Holik et al., 1991). Esta capa de baja velocidad sísmica ha sido encontrada en otros contextos de magmatismo intraplaca (Caress et al., 1995 ).
En el conjunto del Archipiélago es posible reconocer la existencia de directrices o direcciones estructurales de primer orden que indican la presencia de importantes fracturas o fallas en la corteza oceánica.
Las orientaciones de estas fracturas parecen concentrarse en cuatro grandes poblaciones fundamentales o directrices (Carracedo, 1984) que han condicionado la génesis y formación del Archipiélago y están íntimamente ligadas a la evolución tectónica del Océano Atlántico, al desplazamiento de la placa Africana y al campo de esfuerzos local provocado por la existencia de una pluma mantélica (Anderson et al., 1992):
- N35ºE (NE-SO). Dirección "Africana" (alineación de Fuerteventura y Lanzarote).
- N110ºE (NO-SE ). Dirección "Atlántica" (alineación entre La Palma, Tenerife y Gran Canaria).
- N60-65ºE. Dirección "Atlásica" (alineación entre Tenerife, La Gomera y El Hierro).
- N-S. Orientación de la red de diques en la Palma.
El nacimiento y emersión de la Isla de Fuerteventura y su posterior evolución se ha llevado a cabo, de forma similar a como ocurre en las otras islas, según dos ciclos fundamentales: crecimiento submarino y subaéreo, que han dado lugar a la formación de diversas rocas representadas en la Isla por cuatro grandes formaciones rocosas (Ancochea et al., 1993, ver Figura 1):
El Complejo Basal
En la Isla de Fuerteventura aflora fundamentalmente en el sector occidental, en el Macizo de Betancuria. Está esencialmente representado por un conjunto de materiales volcánicos submarinos apoyados sobre una serie sedimentaria de fondo oceánico de edad Jurásico inferior-Cretácico inferior y medio que forma parte de la corteza oceánica jurásica levantada y deformada (Steiner et al., 1998) que se encuentran atravesados por diversos plutones y un importante complejo de diques.
Corteza Oceánica.
La corteza oceánica pre-volcánica mesozoica aparece en dos sectores de la costa occidental de la isla: entre la Punta de la Laja y la playa de Jarubio en la costa norte (Fúster et al., 1968b; Robertson & Stillman, 1979b; Roberston & Bernouilli, 1982), donde se encuentra muy fracturada e hidrotermalizada, y entre el Puerto de la Peña y la Caleta de la Peña Vieja en Ajuy (Fúster et al., 1968b; Rothe, 1968; Robertson & Stillman, 1979a; Fúster et al., 1980; Roberston & Bernouilli, 1982; Fúster et al., 1984a; Fúster et al., 1984b; Renz et al., 1992).
En este último sector, esta secuencia presenta un espesor aproximado de 1600 m. Se han diferenciado cinco unidades en estos sedimentos (Steiner et al., 1998):
Unidad Basal
En la base de la secuencia, los sedimentos n los materiales más antiguos de la corteza oceánica en el Atlántico Central. Estos basaltos aparecen en la Playa de Los Muertos. Los basaltos están cubiertos por unos 150 metros de argilitas y limmesozoicos están intercalados con basaltos toleíticos de tipo N-MORB, de edad Jurásico Inferior, que representaolitas depositadas en aguas profundas, por debajo del nivel de compensación de carbonatos.
Unidad de Calizas
Con bivalvos pelágicos. Aflora en el Barranco de Ajuy y a lo largo de la costa, al norte del Puerto de la Peña. Consiste en unos 150 metros de calizas, argilitas y margas. En la margas aparecen numerosas impresiones del bivalvo Bositra buchi, identificadas por Rothe (1968) como Posidonia bronni. La asociación de facies de esta unidad indica que la sedimentación se produjo entre la parte media del talud continental y la llanura abisal, por encima del nivel de compensación de carbonatos.
La edad de esta unidad es Jurásico Inferior- Jurásico Superior- Unidad Clástica Mixtaa lo largo de la costa, entre la Caleta Negra y la desembocadura del Barranco de la Peña, con una potencia de 470 metros. Marca el retorno a la sedimentación clástica y está compuesta principalmente por arenas y limos turbidíticos, con margas y pizarras negras subordinadas, depositadas en un ambiente marino profundo.
Los foraminíferos y el alga verde encontrada en el techo de esta unidad aportan una edad Jurásico-Cretácico Inferior (Nautiloculina sp., Mesoendothyra sp. y Ophatalmidium sp.) y Oxfordiense a Valanginiense (Salpingoporella pygmaea).
Unidad Clástica Principal
Aflora a lo largo de la costa entre la desembocadura del Barranco de la Peña y el sur de la Caleta de la Peña Vieja, y está compuesta por 500 metros de arenas turbidíticas. La base, de edad Valanginiense-Hauteriviense, se ha datado a partir de la aparición del ammonite Neocomites sp. (Renz et al., 1992).
Los últimos 100 metros de esta unidad están compuestos principalmente por pizarras negras que marcan el final del sistema de abanico submarino. Considerando la edad de la siguiente unidad, las pizarras negras podrían corresponderse con el más antiguo de los eventos oceánicos anóxicos del Cretácico (Berriasiense- Albiense; Jenkyns, 1980).
Unidad de Calizas Pelágicas.
Aflora principalmente en la Caleta de la Peña Vieja y en la parte media del Barranco de la Peña. Está compuesta por 150 metros de depósitos de talud, principalmente margas. Se corresponde con la unidad F y G de Robertson y Stillman (1979). Robertson y Bernoulli (1982) asignan una edad Albiense-Cenomaniense Inferior a la unidad F en base a la aparición del ammonites Partschiceras cf. whiteavesi y a la siguiente asociación de foraminíferos planctónicos: Schakoina galdolfii Reichel, Rotalipora sp., Hedbergella sp. y Gabonella sp.
A la unidad G se le atribuye una edad Senoniense por la presencia de Globotruncánidos y Heterohelícidos, asociados con foraminíferos bentónicos del género Stensiöina, Gavelinella, Polimorphina y Reussella.
Secuencia volcánica submarina
Dentro del Complejo Basal de Fuerteventura, en el área de afloramiento de rocas consideradas anteriormente de origen submarino (Fúster et al., 1968; Robertson y Stillman, 1979; Fúster et al., 1980; Robertson y Bernouilli, 1982; Fúster et al., 1984a; Fúster et al., 1984b; Le Bas et al., 1986; Stillman, 1987; Ibarrola et al., 1989; Cantagrel et al., 1993), se han identificado y cartografiado tres grandes unidades litoestratigráficas (Fig. 5) (Gutiérrez, 2000) : el Grupo Volcánico Submarino, que representa el estadio de construcción submarina de la isla, el Grupo Volcánico de Transición, que marca el tránsito hacia el crecimiento subaéreo y el Grupo Volcánico Subaéreo, que se corresponde con los niveles más bajos de los Edificios Subaéreos Central y/o Septentrional Inferior definidos en la isla por Ancochea et al., (1993) y Ancochea et al., (1996).
Grupo Volcánico Submarino (GVS)
Todo el estadio de crecimiento submarino de la isla de Fuerteventura debió de desarrollarse en un periodo de tiempo relativamente corto, localizado en el Oligoceno Medio-Superior.
Unidades litoestratigráficas
En el GVS se han diferenciado varias formaciones en función de sus características estratigráficas, sedimentológicas y petrográficas (Gutiérrez, 2000; Gutiérrez et al., 2002, Gutiérrez et al., en prensa) (Fig. 5):
- Formación basaltos y nefelinitas del Barranco del Tarajalito (A).
Se apoya de manera discordante sobre los sedimentos de fondo oceánico de la Serie Mesozoica. Esta formación se caracteriza por la aparición de rocas de afinidad ultraalcalina (nefelinitas, fonolitas nefelínicas) junto a otras fuertemente alcalinas (basanitas).
En ella puede diferenciarse una asociación de facies volcánicas primarias de composición basáltica que está constituida por pequeños conos formados por lavas almohadilladas, brechas de fragmentos de almohadillas más o menos resedimentadas y brechas de almohadillas escoriáceas.
Esta asociación de facies se generó a través de erupciones efusivas y fuentes de lavas submarinas. Además, consta de una asociación de facies volcanogénicas formada fundamentalmente por brechas, areniscas y limolitas volcánicas, depositadas a través de flujos gravitatorios en relación con la destrucción parcial de edificios volcánicos ultraalcalinos situados en la zona oriental. - Formación basaltos y fonolitas de la Herradura (B).
Está constituida principalmente por depósitos proximales (lavas almohadilladas, brechas de almohadillas escoriáceas y brechas de fragmentos de almohadillas de composición basáltica Eventualmente tuvieron lugar erupciones efusivas de coladas fonolíticas que dieron lugar a depósitos hialoclastíticos de la misma composición. - Formación brechas, areniscas y limolitas de los Negros (C).
Está compuesta fundamentalmente por depósitos volcanogénicos donde predominan los fragmentos de composición basáltica, apareciendo ocasionalmente fragmentos de fonolitas. Estos nivelesse depositaron a través de flujos gravitatorios, principalmente "debris-flow" y flujos granulares de densidad modificada. Algunos de los depósitos presentan una alta concentración de fragmentos bioclásticos (foraminíferos bentónicos, bivalvos, gasterópodos, etc.) - Formación basaltos de La Gatera (D).
Formada por lavas almohadilladas de considerable tamaño, asociadas a depósitos autoclásticos (brechas de almohadillas y brechas de fragmentos de almohadillas). - Formación areniscas y limolitas de Toscano (E).
Está compuesta principalmente por alternancias de areniscas y limolitas, depositadas a través de flujos gravitatorios, que se han sedimentado en las partes distales de los abanicos que rodean al edificio submarino. - Formación basaltos del Valle
Consiste fundamentalmente en lavas almohadilladas y depósitos autoclásticos asociados (brechas de almohadillas y brechas de fragmentos de almohadillas), depósitos sineruptivos resedimentados (brechas de fragmentos de almohadillas resedimentadas) y niveles volcanogénicos (areniscas y brechas volcánicas).
La presencia de corales coloniales incrustados en la corteza externa de algunas lavas almohadillas, las muestras de abrasión significativa en los cantos en algunos niveles volcanogénicos y la existencia de estructuras tractivas en niveles altos de esta formación, sugieren una relativa somerización del edificio. La composición de los materiales es fundamentalmente basáltica, restringiéndose los materiales sálicos a algunos niveles volcanogénicos de grano fino.
Características petrológicas
Desde el punto de vista geoquímico y petrográfico se han diferenciado dos series: una serie ultraacalina, limitada a la base de este grupo (Formación basaltos y nefelinitas del Barranco del Tarajalito, A) y una serie fuertemente alcalina, que se solapa en la base con la anterior y que pasa a dominar el resto de esta secuencia.
La serie ultraalcalina
Está constituida fundamentalmente por melanefelinitas y nefelinitas s.s. y fonolitas nefelínicas, apareciendo además sus equivalentes plutónicos (ijolitas, melteigitas, sienitas nefelínicas) como enclaves o como fragmentos en los niveles volcanogénicos.
Diversos criterios petrográficos, geoquímicos y geocronológicos, sugieren una conexión genética entre la serie volcánica ultraalcalina definida en el Grupo Volcánico Submarino y los complejos ultraalcalinos definidos en otros sectores de la isla (Esquinzo, Ajui-Solapa y Punta del Peñón Blanco, Barrera et al., 1981; Le Bas et al., 1986; Stillman, 1987; Sagredo et al., 1998; Sagredo et al., 1996; Ahijado, 1999, Fernández et al., 1997; Balogh et al., 1999).
La serie fuertemente alcalina está constituida fundamentalmente por diversos tipos de basaltos/basanitas y fonolitas. En cuanto a los términos básicos se han diferenciado basaltos/basanitas olivínico-piroxénicos, basaltos/basanitas piroxénicas, basaltos/basanitas anfibólicos y basaltos/basanitas piroxénico-anfibólicos.
Estas rocas incorporan enclaves de piroxenitas y anfibololitas, en muchos casos comagmáticos y enclaves accidentales de ijolitas relacionados con la serie ultraalcalina (fragmentos de roca de caja arrancados por el magma durante su ascenso). Los términos más diferenciados de esta serie se corresponden con fonolitas, que contienen en ocasiones enclaves comagmáticos de sienitas.
Grupo Volcánico de Transición (GVT)
Las rocas volcánicas que constituyen el GVT marcan el tránsito hacia el vulcanismo subaéreo, que se produciría en el Oligoceno Superior-Mioceno Inferior. Aunque alguna de las formaciones que lo componen se depositaron bajo el mar, todas ellas presentan evidencias de haberse formado una vez que la isla estaba parcialmente emergida.
Unidades litoestratigráficas (Fig. 5):
- Formación traquitas de la Caleta del Barco.
Constituida fundamentalmente por niveles de brechas piroclásticas generadas en erupciones altamente explosivas (G1) y coladas sálicas masivas formadas durante periodos de emisión efusiva (G2). - Formación de camptonitas de Piedra de Fuera (G3).
Formada por coladas subaéreas que eventualmente llegaron al mar, originando deltas de lava; lavas almohadillas y brechas de almohadillas escoriáceas extruídas en aguas someras. Aparecen también diques de considerable espesor. Este episodio de vulcanismo está ligado temporal y espacialmente a la emisión de traquitas de la formación G2. - Formación conglomerados y areniscas de Janey (G4).
Constituida por conglomerados y areniscas depositados en ambientes muy someros por flujos gravitatorios que transportaron el sedimento desde las playas de la parte ya emergida de la isla. Los clastos proceden de la erosión y retrabajamiento de los materiales de las formaciones anteriores y de otras unidades del Complejo Basal (Grupo Volcánico Submarino y Serie Mesozoica), emergidos en ese momento. - Formación calcirruditas y calcarenitas del Barranco de la Fuente Blanca(G5).
Está constituida por conglomerados, calcirruditas y calcarenitas que proceden de la destrucció de un arrecife coralino que bordeaba a la isla. Esta formación se corresponde a los niveles bioclásticos estudiados por Robertson y Stillman (1979) (Fig. 6):
Unidad B :
Calcarenitas bioclásticas y calciruditas conglomeráticas. Está compuesta por capas amalgamadas que gradan desde conglomerados a calcarenitas y a calcilutitas, con intraclastos de pizarras negras dispersos. Hacia el techo decrece el tamaño de grano y aparecen intercalaciones de areniscas y limolitas volcanoclásticas.
Unidad C :
Calcarenitas y areniscas volcanoclásticas.
Características petrológicas
Los materiales volcánicos básicos emitidos durante este periodo tienen afinidad fuertemente alcalina. Por otro lado, su estrecha relación espacial y temporal con las rocas traquíticas plantea la posibilidad de que ambos tipos de rocas estén genéticamente relacionadas y que la fraccionación de la kaersutita, durante un proceso de cristalización fraccionada condujera a la saturación en sílice del magma residual y originara los términos traquíticos. Otra posibilidad es que, aunque ambos tipos de roca aparezcan asociadas, no tengan ninguna relación genética entre ellas.
Grupo Volcánico Subaéreo (GVSA)
El GVSA está compuesto por coladas vesiculadas de composición basáltica-traquibasáltica y niveles fragmentarios monomícticos que parecen corresponder con zonas escoriáceas entre estas coladas de emisión subaérea, intensamente intruidas por los diques del complejo filoniano.
También aparecen niveles de brechas polimícticas con típicas características de depósitos de “debris-avalanche” relacionados con los grandes deslizamientos gravitacionales que afectaron los primeros edificios subaéreos en la Isla (Acosta et al., 2003). Estos materiales probablemente correspondan a los niveles más bajos de los Edificios subaéreos Miocenos Central y/o Septentrional Inferior definidos por Ancochea et al., ( 1993) y Ancochea et al., (1996).
Evolución estructural
Los materiales estudiados han sido afectados por dos fases de deformación tectónica. En relación a la primera de estas fases, de carácter extensional-contractivo (D1), se produciría el depósito del Grupo Volcánico Submarino como consecuencia del movimiento de una gran falla extensional lístrica.
Posteriormente se produciría una situación contractiva. Ambos procesos explicarían la presencia de la discordancia progresiva observada dentro del GVS (Fig. 7). Posteriormente, la propagación de este cabalgamiento hacia el NE conduciría al desarrollo de estructuras simultáneas con la formación del Grupo Volcánico de Transición y responsables de la discordancia observada entre este grupo y el Grupo Volcánico Submarino (Fig. 7).
Esta fase compresiva podría estar relacionada a escala regional con el choque de las placas Africana e Ibérica, responsable de la formación de la cadena montañosa del Alto Atlas.
La segunda fase deducida (D2), de carácter extensional, daría lugar a la formación de grandes pliegues antiformales (“roll over anticlines”) de dirección NNE-SSO, en relación con el funcionamiento de grandes “semigraben arqueados”.
La posición cartográfica actual del Complejo Basal se debe a su localización en el núcleo de estas estructuras de plegamiento. Estas estructuras afectan tanto al Grupo Volcánico Submarino como al Grupo Volcánico de Transición.
La mayoría de los diques del complejo filoniano (Fig. 8) intruirían durante los últimos estadios de esta fase, a lo largo de la cresta del anticlinal principal (“roll over anticline”) y aprovechando posiblemente las fracturas que se generan en esta zona durante la formación de los “graben” de colapso.
Estos diques alimentarían una dorsal volcánica de considerable altura (entre 2500 y los 4000). La extensión asociada a esta fase D2 tiene dirección E-O o ONO-ESE. Esto sugiere que durante este periodo el vulcanismo y crecimiento de la isla de Fuerteventura se desligaron de la tectónica compresiva regional y se rigieron por un campo de esfuerzos más local.
La actividad magmática durante esta fase D2 estaría probablemente relacionada con la existencia de una zona anómala mantélica que parece extenderse hacia el este, y que podría ser responsable a su vez de los episodios de actividad magmática de edad Oligocena registrados en las Islas Salvajes (Mitchel-Thomé, 1976; Bravo & Coello, 1978, Geldmacher et al., 2001) y en el Alto Atlas (Harmand y Cantagrel, 1984; Klein y Harmand, 1985; Bouabdli et al., 1988).
El afloramiento de las rocas más antiguas del Complejo Basal (corteza oceánica y sedimentos mesozoicos) probablemente se haya visto favorecido por el levantamiento isostático que se produce en respuesta al adelgazamiento cortical asociado a la actuación de las estructuras extensionales y a la erosión térmica de la base de la litosfera como consecuencia del continuo ascenso de la pluma o zona anómala mantélica.
Intrusiones
Las rocas de la corteza oceánica mesozoica y de los Grupos Volcánicos Submarino, de Transicción y Subaéreo están profusamente atravesadas por numerosos cuerpos plutónicos e hipoabisales.
Las intrusiones plutónicas forman una serie de pequeños cuerpos independientes cuyas relaciones de contacto mutuo indican cuatro episodios mayores de actividad ígnea (Fúster et al., 1968 a; Gastesi, 1969 a y b; Stillman et al., 1975; Fúster et al., 1980; Fúster et al., 1984 a y b; Le Bas et al., 1986; Stillman, 1987; Sagredo et al., 1989; Hoernle y Tilton, 1991; Cantagrel et al., 1993; Valgo, 1999):
Una serie ultraalcalina inicial que aparece esporádicamente cerca de la costa occidental de la Isla, desde Tostó- Cotillo al Norte (Fúster et al., 1980; Barrera et al., 1986), hasta las proximidades de la desembocadura del barranco de Amanay al Sur (Le Bas, 1981; Ahijado & Hernández-Pacheco, 1992; Ahijado et al., 1992; Mangas et al., 1994). Se trata fundamentalmente de intrusiones piroxeníticas, gabros anfibólicos, ijolitas-melteigitas-urtitas, sienitas nefelínicas y carbonatitas. Estas últimas aparecen en tres macizos : Punta del Peñón Blanco, Caleta de la Cruz-Punta de la Nao y Esquinzo (Barrera et al., 1986; Hernández-Pacheco, 1989; Ahijado & Hernández-Pacheco, 1990; Ahijado & Hernández-Pacheco, 1992; Ahijado et al., 1992; Mangas et al., 1992; Mangas et al., 1993; Mangas et al., 1994).
Una serie gabroide-piroxenítica constituida por plutones de forma alargada según la dirección NNE-SSO y NO-SE (Gastesi, 1969a; Gastesi, 1969b, Gastesi, 1973) cuya intrusión produce intensos fenómenos de metamorfismo de contacto en las rocas encajantes (Muñoz & Sagredo, 1975; Stillman et al., 1975; Muñoz & Sagredo, 1989).
Varios Complejos circulares que forman una serie de intrusiones anulares de gabros y sienitas como el de Vega de Río de Palmas, que dan lugar en el terreno a la aparición de crestas circulares como la que se encuentra en el embalse de Las Peñitas (Muñoz, 1969).
Además de estas intrusiones plutónicas atravesando a las rocas del Complejo Basal aparece un importante complejo filoniano (Fig. 8) constituido por una red de diques de extraordinaria densidad, que en muchos casos constituyen el 95% ó 99% del afloramiento rocoso (Fúster et al., 1968a; López-Ruiz, 1970; Stillman & Robertson, 1977; Stillman, 1987; Ahijado et al., 2001). Suelen disponerse en posición subvertical o ligeramente inclinados hacia el Oeste. La dirección más corriente es NNE-SSO, aunque también aparecen algunos con dirección NE-SO y NO-SE. Su composición es variable predominando los tipos basálticos y traquibasálticos.
Las rocas plutónicas de la serie ultraalcalina inicial y los complejos carbonatíticos están afectadas por zonas de cizalla dúctil o dúctil-frágil (Casillas et al., 1994; Fernández et al., 1997) en las que se desarrolla una importante foliación milonítica de dirección NO-SE con buzamientos variables tanto al Norte como al Sur con movimientos transcurrentes y de falla normal.
El vulcanismo del primer ciclo subaéreo Mioceno
Sobre las rocas del Complejo Basal de Fuerteventura pueden aparecer dos tipos de materiales, cuya presencia indica la emersión de la Isla sobre el fondo marino:
Depósitos sedimentarios detríticos
Formados por encima del nivel del mar en clara discordancia erosiva: conglomerados poco seleccionados con cantos y bloques de rocas del Complejo Basal, originados en condiciones climáticas áridas mediante un transporte relativamente rápido.
Coladas basálticas de la base de los edificios volcánicos de tipo escudo
Que representan el comienzo del vulcanismo subaéreo en tránsito gradual desde el vulcanismo submarino.
Este vulcanismo subaéreo cuya edad estaría comprendida entre los 23 Ma y los 13 Ma (Coello et al., 1992; Ancochea et al., 1993; Balcells et al., 1994; Ancochea et al., 1996) dio lugar en la isla a la construcción de tres edificios volcánicos en escudo (parecidos a los que aparecen en Hawaii) cuyos centros principales de emisión se situarían al Oeste de la pared de Jandía, entre Pájara y Toto, y al Este del puertito de Los Molinos.
Los restos de estos edificios se pueden observar en las laderas de los "cuchillos" que limitan los grandes valles en "U" de la parte oriental de la Isla. Estos grandes volcanes se formaron por acumulación de grandes volúmenes de coladas de lavas muy fluidas y material piroclástico, en erupciones fisurales de altas tasas eruptivas (Ancochea et al., 1993; Ancochea et al., 1996).
Los materiales basálticos de estas formaciones están también profusamente atravesados por numerosos diques de diversa naturaleza y composición, y algunos pitones sálicos (p. ej. la Montaña de Tindaya) (Cubas et al., 1989).
El vulcanismo del segundo ciclo subaéreo Plio-Cuaternario
Una vez formados estos edificios volcánicos miocenos y tras un intenso período erosivo, a finales del Plioceno (5 Ma) se renueva la actividad volcánica y se forman una serie de pequeños volcanes en escudo, cuyas coladas de lava basáltica fueron rellenando algunos paleo-relieves: volcán de Ventosilla, volcán del Cercado Viejo, volcán de Betancuria y Antigua, etc.
Con posterioridad se producen algunas pequeñas erupciones que forman conos de cinder alineados a lo largo de fracturas y coladas derivadas de extensión variable (Cendrero, 1966).
Entre las formaciones volcánicas que representan este último ciclo aparecen numerosos niveles de playas levantadas cuyo origen debe relacionarse con movimientos de elevación de bloques insulares y/o movimientos eustáticos.
Las Formaciones sedimentarias del Plioceno y Cuaternario.
En estos materiales aparecen diferentes formaciones sedimentarias con restos de fauna de invertebrados y vertebrados que constituyen el registro fósil, aunque puntual, más amplio de Canarias.
En tres ocasiones, durante el tránsito Mio-Plioceno, durante el Pleistoceno superior y en el Holoceno se producen depósitos marinos relacionados con episodios marinos transgresivos.
Las playas levantadas correspondientes a los dos primeros episodios contienen faunas de invertebrados de aguas cálidas, mientras que en el último, se ha encontrado fauna similar a la que actualmente habita en el medio marino canario. A estos depósitos se les superpusieron formaciones dunares (Plioceno-Pleistoceno superior-Holoceno) con aluviones y paleosuelos intercalados que han quedado parcialmente cubiertas por lavas basálticas.
Los tubos volcánicos son una de las principales fuentes de información paleontológica del Cuaternario de Canarias, y se asemejan en cuanto a su dinámica de deposición a los rellenos de fisuras cársticas, actuando como trampas (depósitos de concentración, Seilacher et al., 1985) donde se concentran el sedimento y los restos (Castillo et al., 1996 a y b). Los mecanismos de transporte identificados son las escorrentías, los fenómenos gravitacionales o decantación de finos a partir de corrientes de aire.
El Plioceno de Fuerteventura
El registro paleontológico de Fuerteventura perteneciente a esta época corresponde en su mayoría a depósitos marinos y, en mucho menor medida, a terrestres. Esto se debe a que los afloramientos marinos han quedado expuestos sobre una plataforma de abrasión (rasa intermareal) situada sobre los materiales del Complejo Basal, mientras que los terrestres quedaron cubiertos por las coladas volcánicas posteriores.
Los fósiles pliocénicos mejor conocidos son de invertebrados marinos, principalmente moluscos gasterópodos y bivalvos.
Los depósitos marinos del tránsito Mioceno-Plioceno (datados entre 5,8 y 6,6 Ma) aparecen hoy situados normalmente a 10-14 m de altura sobre el actual nivel del mar, e incluso, debido a movimientos tectónicos diferenciales, a los 55 m como en Morro Jable. Están constituidos por conglomerados y areniscas de poca potencia (1 m), con gran riqueza en fauna y flora calcárea (algas incrustantes) tan extraordinaria que constituirán la materia prima (arenas biodetríticas) de los costrones calcáreos (Meco, 1977; Meco, 1993; Meco & Pomel, 1985).
En Agua Tres Piedras, en el Istmo de la Pared, es donde mejor se pueden observar las formaciones dunares del Plioceno de Fuerteventura. Según Meco (1977) estas dunas se formaron por la removilización de arenas puestas al descubierto durante la fase de regresión del nivel del mar. Intercalados en estas dunas aparecen paleosuelos que indican varias pausas lluviosas durante este período.
El Cuaternario de Fuerteventura
Durante el Pleistoceno superior se produjeron varias oscilaciones positivas del nivel del mar debido a un aumento global de la temperatura durante los periodos interglaciares. Estos cambios han quedado registrados en las costas de Fuerteventura, en los depósitos que Meco et al. (1986) denominan Jandiense, y que pertenecen al menos a dos estadios isotópicos, 5 y 7 (Meco et al., 1992; Zazo et al., 1997), y que se sitúan a unos 5 m sobre el nivel del mar actual.
La playa levantada jandiense, cuya localidad tipo es Las Playitas (Gran Tarajal) (Meco et al., 1986) está constituida por areniscas muy cementadas de color claro con Strombus bubonius, sobre las que suele aparecer un conglomerado de unos 2 a 3 m de espesor que incluye numerosos cantos redondeados de basalto y que en su parte superior, que corresponde al comienzo de la postplaya, en la berma, no suele estar cementado y se mezcla con aportes continentales arcillosos y arenosos.
En el Holoceno se produce una nueva elevación del nivel del mar que da lugar a varios depósitos marinos cuya edad varía entre los 5.640 años y los 3.400 años, y se encuentran a 3-4 m sobre el nivel de la marea baja. Este episodio trangresivo fue denominado por Meco y Petit-Maire (1986) como Erbanense, y su localidad tipo es la Jaqueta (en el sur de Fuerteventura).
Otros afloramientos son los de Corralejo y El Cotillo. Los restos de esta playa son eminentemente conglomeráticos con cantos rodados de la arenisca jandiense. Se encuentra directamente sobre la arenisca jandiense cuando corresponden al relleno de cubetas y sobre un delgado depósito continental de color asalmonado con clastos angulosos y conchas de gasterópodos terrestres en otras ocasiones. El punto más alto, correspondiente a la berma se encuentra a casi dos metros de altura sobre la berma actual.
Las dunas eólicas están bien representadas por toda la isla. Los cambios del nivel del mar favorecieron el ataque de la base de los acantilados de la costa norte de la península de Jandía, dejando expuestas las calcarenitas y las areniscas grises cementadas, que por acción del viento, formarán las dunas del Pleistoceno superior y del Tardiglacial en la zona del Istmo de Jandía y el norte de Fuerteventura (Meco, 1992). Dentro de estas dunas se pueden encontrar frecuentemente niveles con nidos de himenópteros y restos de gasterópodos como los de Theba costillae n. sp. (Hutterer, 1990).
La alternancia de dunas y paleosuelos, así como el estudio de depósitos de materiales finos procedentes del Sahara, han permitido establecer las sucesiones de eventos paleoclimáticos de la isla de Fuerteventura (Meco, 1975; Meco & Petit-Maire, 1986; Rognon & Coudé-Gaussen, 1987; Rognon et al., 1989; Rognon & Coudé-Gaussen, 1992).