Die 7 größten Inseln der Kanaren – von Osten nach Westen Lanzarote, Fuerteventura, Gran Canaria, Tenerife, Gomera, La Palma und El Hierro – bilden einen von Nordost nach Südwest verlaufenden Inselbogen (Abb. 1). Nach Nordosten setzt sich der Inselbogen mit den untermeerischen Erhebungen, so genannten Seamounts, Dacia, Conception Bank, Anika und Lars fort (Abb. 1, 3 und 4).

Das Alter der Seamounts und Inseln nimmt von Nordosten nach Südwesten ab, so ist der älteste Seamount Lars vor 68 Millionen Jahren (Ma) entstanden, Anika vor 55 Ma, Dacia vor 47 Ma, Selvagens vor 30 Ma, Lanzarote und Fuerteventura vor 24 Ma, Gran Canaria vor 15 Ma, Tenerife vor 12 Ma und die jüngsten Inseln La Palma und Hierro schließlich vor 2 bzw. 1 Ma (Abb. 1, 2 und 3).

Dieser Abfolge im Alter der Inseln folgt auch der Grad der Erosion. Während die nordöstlichen Seamounts alte, bereits wieder bis unter die Meeresoberfläche erodierte ehemalige Vulkaninseln darstellen, die östlichen Inseln Lanzarote und Fuerteventura nur noch relativ flache Erhebungen über dem Meeresspiegel, weisen die jungen westlichen Inseln große Reliefenergie auf. Die nur noch 2,8 km² kleine unbewohnte Rumpfinselgruppe Selvagens ragt mit ihrem höchsten Punkt (Pico de Atalaia) noch 163 m über den Meeresspiegel und wird in geologisch kurzer Zeit bis unter die Meeresoberfläche erodiert sein.

Sowohl diese Abfolge im Alter als auch im Grad der Erosion deuten auf eine Entstehung des Kanarischen Inselbogens durch einen so genannten Hotspot hin. Der Kanarische Hotspot ist eine vulkanische Erscheinungsform von heißem plastischem Gesteinsmaterial, das in einer eng begrenzten Zone aus den Tiefen des Erdmantels als so genannter ortsfester Mantelplume aufsteigt. Wenn das aufsteigende basaltische Gestein des Mantels die oberflächennahe Zone der Erdkruste mit den dort herrschenden geringen Drücken erreicht, beginnt es zu schmelzen, und es entsteht ein basaltisches Magma, das die Lithosphäre durchdringt und an der Erdoberfläche ausfließt.

Durch die plattentektonische Bewegung der ozeanischen Kruste über den Hotspot hinweg entstand die Inselkette, wobei die derzeitige Position des Hotspots durch den aktiven Vulkanismus auf La Palma und Hierro gekennzeichnet ist (Abb. 8). Der Vulkanismus erlischt jedoch, wenn sich die Platte vom Hotspot hinweg bewegt.

Südwestlich von El Hierro liegt eine Kette von Seamounts auf dem Ozeanboden: El Hierro- Seamount, Endeavour-, Paps- und Tropic-Seamount (Abb. 3 und 7). Ob es sich dabei um neu gebildete Seamounts als Vorläufer zukünftiger Inseln handelt, oder ob es erodierte ehemalige vulkanische Inseln sind, ist noch zu klären. Im Rahmen eines Forschungsvorhabens des Leibniz-Instituts für Meereswissenschaften an der Universität Kiel (IFM-GEOMAR) wird folgender Frage nachgegangen:

Wann sind die (durch subaerische Erosion entstandenen?) Seamounts Endeavour (Top 250 m unter NN) und Tropic Seamount (Top 1.000 unter NN) abgesunken? Sind die 20-40 km langen submarinen südlichen Rücken von La Palma und Hierro gleich alt, älter oder wesentlich jünger als die bis über 2.000 m hohen subaerischen Vulkanteile (La Palma)? Das zu erarbeitende Altersgerüst wird wichtige Daten zur Frage liefern, inwieweit die Kanaren das Resultat eines fokussierten Hotspots oder einer breiten diffusen Mantelanomalie darstellen.

Die Hotspot–Hypothese liefert bisher die schlüssigste Erklärung für die Entstehung der Kanarischen Inselkette auf der Afrikanischen Platte. Jedoch passen einige Beobachtungen nicht ganz in dieses Bild. Das räumliche Abseits einiger vulkanischer Zentren von der Hotspot-Spur (Abb. 1), die breite Streuung der Inselkette und die außergewöhnlich lange und teils wiederkehrende vulkanische Aktivität einzelner Inseln (Abb. 9) lassen sich nicht allein durch das klassische Hotspot-Modell erklären.

Die letzten vulkanischen Eruptionen fanden auf Lanzarote im 18. und im 19. Jahrhundert statt, auf Tenerife sogar noch 1909 (Ausbruch des Chinyero, Abb. 10). Deshalb gehen einige Geologen von einer Interaktion des Kanarischen Mantelplumes mit einer so genannten Edge Driven Convection (EDC) aus (Abb. 8 und 11). Edge Driven Convection könnte man mit Kontinentalrand-Konvektion übersetzen.

Als EDC wird eine lithologische Instabilität an der Grenze zwischen einer dicken Kontinentalplatte und einer dünnen ozeanischen Platte bezeichnet. Die dicke Kontinentalplatte ist hier der Westafrikanische Kraton.