La sismicidad en la isla de Gran Canaria es muy escasa. No hay un foco concreto de epicentros y los pocos terremotos que se han localizado se sitúan de manera dispersa en la zona marina, más o menos cerca del litoral. Existe una zona sismogénica al Este de la isla, aunque con apenas una decena de terremotos localizados al año. Cabe destacar los tres terremotos de mayor intensidad sentidos en la isla y que se tenga constancia desde principios del siglo XX, los dos primeros en Agaete en 1909 y el último en Ingenio en 1913, ambos con una intensidad máxima de VI (EMS98).
La isla de Gran Canaria tiene menor probabilidad de actividad sísmica relacionada con el volcanismo respecto a las otras islas con erupciones históricas recientes y de hecho hoy en día no se detecta ninguna sismicidad volcánica. Sin embargo, no se puede considerar nula para un futuro, ya que las últimas erupciones datan de hace algo de más de 2000 años (Rodríguez-González et al., 2018).
- Rodríguez-González, F., J. Pérez-Torrado, J.L. Fernández-Turiel, M. Aulinas, R. Paris y C. Moreno-Medina (2018). The Holocene volcanism of Gran Canaria (Canary Islands, Spain). Journal of Maps, 14, 620-629.
Gran Canaria tiene una forma circular con unas dimensiones aproximadas de 46 km de diámetro y descansa sobre un fondo oceánico a 4.000 m de profundidad. Su altitud máxima es el Pico de las Nieves, con 1.949 m, situado en el centro de la isla, y esta incidida por una profunda red de barrancos en disposición radial.
Gran Canaria es una isla geológicamente madura en la que el relieve presenta más rasgos de modelado erosivo que volcánico. Ha estado activa, al menos, durante los últimos 15-14 Ma y no hay ningún tipo de actividad volcánica actualmente. Magmas máficos evolucionados generaron un espectro composicional extremo además de grandes erupciones explosivas sálicas. Tuvo una fase de crecimiento submarino desde el fondo oceánico, cuya edad se desconoce. Sin embargo, los estudios oceanográficos del entorno submarino de la isla calculan que el 90% del volumen total corresponde a esta fase.
En la isla hay dos dominios bien marcados: El dominio Suroeste o Paleocanaria que es geológicamente la más antigua de la isla y donde la red hidrográfica está más encajada, y el dominio Noreste o Neocanaria, ocupado por las erupciones volcánicas estrombolianas más recientes (< 3 Ma) que tiene una superficie algo más suavizada. Se especula que ambos dominios están separados por una falla.
Su historia geológica, tras su emersión, comienza hace unos 14 Ma (Mioceno medio) con la rápida emisión de un gran volumen de coladas basálticas (más de 1.000 km3), que construyo un edificio volcánico en escudo Edificio mioceno), con alturas máximas de 2.000 m y diámetro similar al de la isla actual. La distribución de la red de diques dibuja un patrón convergente que indica que el centro del edifico estaba al oeste de Tejeda. Prácticamente sin solución de continuidad, el magmatismo de la isla evolucionó hacia términos félsicos con la emisión, desde el centro de la isla, de lavas y coladas piroclásticas (ignimbritas) de traquitas, riolitas y fonolitas (13,9-13,3 Ma). La emisión basáltica supuso un brusco vaciado de magma, y el techo de la cámara magmática colapso produciendo la formación de una caldera de colapso (Caldera de Tejeda, de forma elíptica, con un eje mayor de 20 km, en sentido E-O, y otro menor de 16-18 km, en sentido N-S. El borde presenta buzamientos hacia el interior de 40o-45o en la zona central del edificio. Los materiales sálicos cubrieron prácticamente el apilamiento basáltico anterior. Fueron erupciones altamente explosivas de tipo plineanas muy violentas. La caldera se fue rellenando progresivamente por unidades sálicas y una intensa inyección de diques sálicos con geometría cónica (“cone-sheet”) se instaló en su parte central en sus últimos pulsos eruptivos. Esta estructura cónica forma un complejo intrusivo de forma elipsoidal con unas dimensiones de 13-14 km de eje mayor por 10-11 km de eje menor, con su centro situado debajo del Roque Bentaiga. Los cuerpos sieníticos son afloramientos discontinuos y de reducidas dimensiones entre los diques del "cone-sheet", los cuales, en muchos casos, representan más del 90% de la roca visible.
Las emisiones sálicas continuaron con la extensa Formación fonolítica (mioceno superior). Lavas y piroclásticos fonolíticos cubrieron una gran parte de todos los materiales anteriores. El flanco NE del edificio basáltico mioceno estaba muy rebajado en relación con los afloramientos de la costa oeste. Los centros eruptivos de esta formación se situaron en la zona de Cruz Grande, pudiéndose crear un edificio fonolítico de grandes dimensiones en el centro-SO de la misma, desde el que se emitió gran parte de los materiales. Emitida todas las erupciones sálicas, un intenso proceso erosivo rebajo todos los relieves de la isla para formar una potente formación sedimentaria de arenas y conglomerados aluviales denominada Formación Detrítica de Las Palmas, que aflora masivamente en las proximidades de la ciudad de Las Palmas y, con menor extensión, en la parte sur de la isla. Con ella se termina el Primer ciclo volcánico de edad miocena. Un hiato eruptivo entre el primero y el segundo ciclo produjo un importante periodo de inactividad eruptiva de casi 4,0 Ma.
El Ciclo Roque Nublo (de 5-4,5 a 3,5-3 Ma). El edificio plioceno Roque Nublo fue un estratovolcán de cerca de 3.500 m de altura construido en el centro de la isla sobre los paleorelieves centrales del vulcanismo mioceno. Entre 4,4 y 3,4 Ma, se produce la gran emisión de este ciclo desde el centro de la isla. Los materiales se emitieron radialmente, ocupando una amplia extensión por toda la superficie de la isla. El ciclo lo compone una serie continua de basanitas y tefritas aunque, en los inicios, también extruyeron lavas basálticas. Pero la unidad más característica del conjunto fueron los fenómenos explosivos violentos que depositaron brechas ignimbríticas no soldadas (la brecha Roque Nublo) y grandes paquetes de depósitos de debris avalanche. Los depósitos brechoides de deslizamiento se extendieron principalmente hacia el S, N y NE, y representan los colapsos laterales del edificio. El gran plateau central del que forma parte el conocido Roque Nublo, incluye tanto una brecha ignimbrítica, como depósitos deslizados. Hacia las etapas finales de este ciclo se produce la intrusión en las zonas centrales de la isla de numerosos domos o pitones. Considerados en conjunto, parecen distribuirse a lo largo de una banda de dirección N115o0-125oE, que se extiende desde Artenara, al noroeste, hasta las proximidades de Valsequillo, al sureste. Esta dirección se vuelve a repetir posteriormente durante el Ciclo Post Roque Nublo y los episodios recientes, constituyendo una de sus directrices volcánicas estructurales dominantes.
El Ciclo post Roque Nublo (3,2 Ma) se caracteriza por la emisión, prácticamente continua, de magmas básicos muy alcalinos, basaníticos – nefeliníticos en erupciones estrombolianas de tamaño mediano. Sólo se emitió en la mitad NE de la isla según una diagonal NO-SE desde Agaete hasta cerca de la desembocadura del barranco de Tirajana constituyendo el dominio Noreste o Neocanaria. Los espesores máximos observados de estos apilamientos llegan a los 500 m de potencia.
El Ciclo reciente corresponde a las últimas erupciones habidas en la isla antes de la conquista del archipiélago en el siglo XV. Se localizan espacialmente en la mitad NE de la isla, formando agrupaciones de conos estrombolianos. Son episodios de menos de 300.000 años, de igual naturaleza básica que los anteriores, que se canalizaron por barrancos preexistentes. La datación más joven obtenida corresponde al volcán Montañón Negro (5km al norte de Tejeda), datado en 3.075 años. Hay que destacar en la mitad SE de La Isleta una fisura eruptiva de 2,5 km de longitud, con una dirección N300E, que continua por el mar, como un incipiente eje de rift.
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