GEOGRAFÍA DE GRAN CANARIA

27 agosto, 2011

Gran Canaria.

La isla se ha formado a partir de tres grandes ciclos eruptivos de volcanismo subaéreo, entre los cuales se han intercalado fases de intenso y exclusivo desmantelamiento erosivo; pero su basamento no aflora en superficie, sino que corresponde a una fase de volcanismo submarino.

Dicho basamento o “complejo basal” comienza a construirse durante el Mioceno Medio. Los materiales que lo conforman son tanto volcánicos, como sedimentarios y plutónicos. Desde el Cretácico se fueron depositando en los fondos oceánicos del Atlántico los sedimentos procedentes del continente africano, integrados por capas de arcillas, margas y calizas, con un abundante contenido en microfauna. Con posterioridad, durante el Cretácico Superior, y al menos hasta el Mioceno Inferior, se expulsan “pillow lavas” características de emisiones producidas bajo el mar. Este conjunto de materiales se encuentra totalmente seccionado por una densa red filoniana; inyección producida con anterioridad y al tiempo que se levantaba un enorme conjunto de rocas plutónicas, bajo un régimen de esfuerzos tensionales bastante prolongado. A esta fase pertenece el 75% del volumen total de la Isla, con más de 6.500 kilómetros cúbicas de materiales emitidos.

A partir del Mioceno Medio empiezan a emitirse los primeros materiales subaéreos y la isla de Gran Canaria experimenta diferentes cambios, tanto fisonómicos como de tamaño y volumen, durante los tres ciclos de actividad y los dos grandes períodos inactivos que la construyen y modelan. A esta fase subaérea pertenece el 25% restante del volumen total de la Isla, con unos 2.000 kilómetros cúbicos de roca.

Primer ciclo eruptivo.

Con una edad radiométrica de 14 – 8,7 millones de años se inicia el Ciclo Antiguo o Primer Ciclo Eruptivo, entre el Mioceno Medio y el Mioceno Superior. Este Ciclo ha sido subdividido en varias fases de diferente magmatismo. A él corresponden la Serie Basáltica I, el Complejo Traquisienítico y la Serie Fonolítica de Fúster, J.M. et al. (1968); mientras que el MAGNA (1990) la subdivide en Formación Basáltica, Formación Traquisienítica, Sienitas y Formación Fonolítica.

Con este primer ciclo se formó una isla de perímetro circular, con importantes cotas altitudinales, y con una cúpula formada por un conjunto de domos agrupados en semicírculo, coincidiendo con los bordes de un sistema de diques cónicos (Cone-sheet).

Durante la primera fase – Serie I Basáltica / Formación Basáltica – se emite un ingente volumen de basaltos mediante una actividad de tipo fisural, además de otras rocas ígneas más diferenciadas. Estas emisiones se caracterizan por ser muy tranquilas y fluidas, pero a partir de las cuales se generan importantes relieves formados por apilamientos de coladas subhorizontales de escasa potencia, entre las que se intercalan piroclastos basálticos. A partir de estas emisiones se formó un edificio volcánico en escudo, visible en la actualidad en el sector occidental de la Isla. Se llegan a observar paquetes de coladas de 1.000 metros de espesor en los actuales Macizos Antiguos (Tamadaba-Altavista, Inagua-Pajonales). Los principales afloramientos aparecen desde las cumbres de Artenara y Altavista hasta las costas de Mogán, por el Oeste; mientras que hacia el Este es visible en Agüimes.

Primer intervalo erosivo.

A lo largo de este intervalo erosivo se forma el “Miembro Inferior de la Formación Detrítica de Las Palmas”, que se localiza en dos puntos fundamentales: en el entorno de la ciudad de Las Palmas y en el de Arguineguín. Esta formación sedimentaria está compuesta por materiales conglomeráticos de composición fonolítica, que afloran en capas de gran espesor, visibles bajo materiales volcánicos de ciclos posteriores.

En el litoral, el mar acantila los frentes del edificio insular y genera una vasta plataforma de abrasión. Los límites de dichos acantilados son visibles hoy en día a 140-150 metros de altitud, en la vertiente nororiental de la Isla, en el Lomo Riquiánez, Montaña Jurgón y San Gregorio.

Segundo ciclo eruptivo.

Entre 5,5 y 3,40 m.a. B.P., durante el Plioceno, se repiten los cambios que había sufrido el magma durante el primer ciclo; es decir, se produce una diferenciación magmática en diferentes fases – Serie Pre-Roque Nublo, Serie Roque Nublo y Serie Ordanchítica para Fúster et al. (1968) / Ciclo Roque Nublo para MAGNA (1990) – y se evoluciona desde lavas basálticas, hacia basaltos más diferenciados, fonolitas y coladas ignimbríticas.

En la fase Pre-Roque Nublo se emiten coladas y piroclastos basálticos, ricos en minerales máficos: olivino y piroxeno; por lo que se deducen emisiones tranquilas, con altas tasas de efusión y coladas de poca potencia, pero apiladas en paquetes de espesor más considerable; tal y como había sucedido al comienzo del Primer Ciclo Eruptivo. Estos materiales rellenan los barrancos labrados anteriormente y fluyen principalmente hacia el Este, Oeste y Norte.

En la actualidad afloran en el sector central de la Isla, en los escarpes asociados a la meseta central (Riscos de Tirajana, Riscos de Tenteniguada, Riscos de Chapín), en el Lomo de Las Moradas y Bentayga, Barranco del Juncal y Barranco del Toscón, y Barranco de Siberio; en el sector septentrional se localiza en los barrancos más profundos, Barranco de La Virgen, Barranco de Teror, Barranco de Tenoya, Barranco del Zapatero y Barranco de Tamaraceite; hacia el Este en las laderas de la cuenca de Valsequillo, Valle de San Roque, Valle de Los Nueve y Barranco de Guayadeque.

Tras la emisión de estos basaltos y basanitas se expulsan brechas aglomeráticas que han pasado a denominarse genéricamente “aglomerados Roque Nublo”. Los depósitos fueron formados por explosiones de tipo nube ardiente; es decir, eventos hiperexplosivos y violentísimos, de materiales con un enorme contenido en gases pero con dinámica de fluido, en combinación con emisiones de coladas piroclásticas que, desde el centro de la Isla, cubrieron extensas superficies del norte insular.

El apilamiento de estos materiales originó hace unos 3,5 m.a. el estratovolcán Roque Nublo, un aparato que probablemente alcanzaría unos 2.500 metros de altitud. Sus centros de emisión probablemente estuvieron situados entre el Barranco de La Culata de Tejeda y Tenteniguada.

La extensión actual de los afloramientos es muy inferior a la que debió alcanzar, que tuvo que ser la totalidad de la Isla. Los principales están dentro de la Caldera de Tejeda – Mesa del Junquillo, Mesa de Acusa, El Rincón de Tejeda, El Aserrador, Ayacata y lomos del Toscón y El Juncal – ; en manchas de pequeña extensión superficial en el cuadrante nororiental de la Isla, coincidiendo con lomos y en el Barranco de Guiniguada; en los cauces más encajados del Norte, Barranco de La Virgen, Barranco de Moya; en los acantilados del Norte; en las medianías aparecen en las laderas del Barranco de La Mina, laderas de Pino Santo y El Montañón; hacia el Oeste en el Barranco de Coruña y Barranco Hondo; hacia el Sur en los Lomos de Pedro Afonso, Montaña de Arguineguín y cabecera del Barranco de Mogán; y por último, en el sector centro-meridional en Pargana, Riscos de Tirajana y Lomo de La Palma.

Al final del ciclo se instruye una serie de domos endógenos de naturaleza fonolítica – Risco Blanco, Roques de Tenteniguada, Roque de Saucillo, etc. – hoy puestos al descubierto por la denudación del intervalo erosivo posterior.

Segundo intervalo erosivo.

Entre el Plioceno Superior y el Pleistoceno comienza la reexcavación de la Caldera de Tejeda y se excavan las actuales cabeceras de las cuencas de Tirajana, Guiniguada y Tenteniguada. La erosión arrasa activamente el norte, centro y este de la Isla, formando el Miembro Medio de la Formación Detrítica de Las Palmas. Esta segunda generación de sedimentos aparece con niveles fosilíferos y con coladas interestratificadas.

Se origina una segunda generación de superficies de aplanamiento, especialmente sobre las planchas Roque Nublo, que son intensamente arrasadas y una segunda generación de valles como el de Chira, El Juncal o Valleseco, que son coetáneos con un nivel marino al menos 60 metros más alto que el actual. Los valles del sur, que no sufren volcanismo desde el Primer Ciclo, salvo alguna avalancha Roque Nublo, ensanchan sus cauces y cabeceras, mientras que algunas rampas se convierten en crestas.

En el litoral, las costas se vuelven a acantilar, generándose una plataforma de abrasión cada vez mayor, cubierta con los sedimentos del Miembro Superior de la Formación Detrítica de Las Palmas, compuestos por paquetes de conglomerados y areniscas de entre 70 y 130 metros de espesor, procedentes de la erosión de los materiales del Segundo Ciclo Eruptivo y los del propio Miembro Medio de esta formación.

Tercer ciclo eruptivo.

Se inicia hace 2,8 m. a. y la actividad se prolonga casi hasta el presente, sin que se conozcan erupciones históricas. La actividad se inicia hace 2,8 m. a. y la actividad se prolonga casi hasta el presente, sin que se conozcan erupciones históricas. La actividad se caracteriza por ser de tipo estromboliano, con la formación de conos volcánicos que aparecen de forma puntual, pero localizados de manera lineal, y casi exclusivamente en el noreste de la Isla, por la existencia de fracturas litosféricas. Sus basaltos asociados son bastante alcalinos y las tasas de efusión son bastante elevadas en algunos casos. Puntualmente, se produjeron erupciones freatomagmáticas que liberaron gran cantidad de energía y configuraron diversas depresiones caldéricas.

La actividad de este ciclo alcanza épocas actuales, tal y como lo demuestra el análisis del pino sepultado en la Caldera de Los Pinos de Gáldar, datado en unos 3.075+ -50 años, aunque la gran mayoría de las erupciones se produjeron entre los 2,8 y los 1,8 m.a. El Montañón Negro ha sido datado mediante 14C en 1.100 años antes de Cristo. Los volcanes de Bandama, el Vigía de La Isleta y Jinámar son de fechas parecidas. Se estima que los productos arrojados suponen un volumen de unos 100 kilómetros cúbicos.

 

Geomorfología.

El relieve grancanario es el resultado de las interacciones e interferencias, en el espacio y el tiempo, de los eventos eruptivos y de los procesos erosivos. Estas interferencias son las que conllevan a que, en un mismo ámbito territorial, sea posible observar antiguas estructuras muy desmanteladas junto a otras de reciente formación.

La propia insularidad es un hecho geomorfológico de interés. La génesis volcánica, que ha propiciado unas altitudes relativamente importantes, impone un medio montañoso, seccionado profundamente por una red de drenaje, que se ha excavado, desde el Mioceno, sobre los deleznables materiales geológicos que han generado el edificio insular.

Si se traza una línea desde el extremo noroccidental hasta el suroriental, hay que resaltar el marcado contraste visible entre la mitad noreste de la Isla (la denominada Neocanaria) y la mitad suroeste (Paleocanaria o Tamarán). Entre ellas se dan importantes diferencias litoestructurales, en la continuidad de los eventos eruptivos, en la actuación de los procesos de erosión durante las diferentes crisis morfoclimáticas, en la erosión mecánica del mar y la influencia del viento, además de diferencias en la evolución del material por parte de la componente biótica, y de transformación por parte de la antrópica.

Todos estos factores contribuyen a que sea posible observar una Neocanaria joven, de materiales bastante recientes, homogéneas pendientes, jerarquizada red de barrancos y desniveles no muy acusados; además de bastante presionada por los usos humanos. Frente a ella está la vieja Tamarán, el esqueleto de un antiguo edificio volcánico, hiperseccionado por la red de drenaje, con fuertes desniveles y pendientes que históricamente han impedido una importante transformación del suelo para determinadas actividades humanas.

Existen grandes formas estructurales, es decir, aquellas directamente relacionadas con los fenómenos eruptivos, y grandes formas de desmantelamiento, que se definen en base a los procesos elementales de erosión, pero también en cuanto a las influencias litoestructurales y al sistema morfogenético imperante en cada uno de los grandes ciclos de construcción. Es conveniente señalar que, en la explicación geomorfológica de la Isla, no pueden disociarse las formas estructurales y las de modelado, pero si se hace es por razones prácticas.

Formas estructurales.

La edad de los materiales, los mecanismos de construcción y el tipo de magmatismo son los principales factores que determinan las diferencias entre las grandes estructuras de esas dos zonas denominadas Paleocanaria y Neocanaria.

En la mitad suroccidental afloran las grandes estructuras relacionadas con los primeros ciclos de construcción de la Isla, durante los que se emite un importante volumen de materiales ácidos – fonolitas, traquitas y riolitas -, cuyos depósitos alcanzan potencias y extensiones superficiales muy considerables. Hacia el noreste dominan las estructuras de menor tamaño – edificios piroclásticos básicamente-, y la extensión que alcanzan los materiales es producto de las tasas de emisión de las coladas basálticas. 

Es conveniente señalar que, determinadas formas estructurales que se comentan en este apartado son en realidad formas de modelado derivadas, es decir, morfologías muy denudadas por los efectos de la erosión pero que destacan porque su naturaleza litológica las ha preservado de un total desmantelamiento, como es el caso de diques, determinados roques y mesas volcánicas.

Atendiendo, pues, a la edad de los materiales, es posible encontrar:

Grandes morfoestructuras antiguas: macizos antiguos, rampas-macizos, relieves aislados y formas derivadas.

Los Macizos Antiguos son grandes morfoestructuras volcánicas de edad miopliocena. Se definen por su envergadura, pero también por ser grandes relieves individualizados del resto del territorio por megacuencas. Son relieves poligénicos y policíclicos, ya que se han formado durante largos períodos de tiempo en los que se intercalan fases erosivas y de construcción. En Gran Canaria existen dos tipos: el macizo basáltico de Güigüí y los macizos traquifonolíticos de Tamadaba-Altavista e Inagua-Pajonales. Se localizan en el oeste insular y todos ellos superan los 1.000 metros de altitud.

Las Rampas-Macizos son estructuras de planta triangular, formadas por apilamientos de coladas lávicas de distinta composición que, desde el interior de la Isla, alcanzan el mar, en forma de rampa de suave pendiente, seccionada generalmente por barrancos de escasa profundidad, salvo algunas excepciones de barrancos encajados. Como en el caso anterior están delimitadas por grandes cuencas de vertientes escarpadas, y alcanzan también importantes cotas altitudinales. Junto a los Macizos Antiguos, constituyen los relieves de mayor extensión y envergadura de la Isla, al estar relacionados con las emisiones de los primeros ciclos volcánicos.

Existen dos tipos en función de sus características cronolitológicas: las rampas fonolíticas y las basálticas. Las primeras conforman los restos de la antigua isla-escudo que fue Gran Canaria durante el Mio-Plioceno, y se localizan fundamentalmente en el sur, mientras que las segundas son apilamientos de coladas basálticas que se desarrollan hacia el este insular.

Con la expresión Relieves Aislados se definen aquí unas formas de relieve residuales y antiguas, pues sus materiales son afloramientos de rocas del primer ciclo volcánico, de menor tamaño que los macizos. Destacan en el paisaje por estar escindidas y rodeadas de relieves de escasa altitud. Resaltan a modo de roques y montañas, y su naturaleza puede ser tanto basáltica como fonolítica. Los más destacados son Montaña de Amagro y Roque Aguayro.

Las formas derivadas son morfologías simples elaboradas sobre estructuras antiguas, como son los diques – se presentan como muros naturales, estrechos y alargados, que corresponden a fisuras eruptivas rellenas de lava solidificada que han quedado en resalte – , los pitones o roques – son antiguas chimeneas volcánicas que presentan una morfología cónica, generalmente de colores claros por estar constituidas por materiales sálicos y destacan mucho en el paisaje por su gran envergadura -, y las mesas – formas tabulares y amesetadas, que coronan los interfluvios entre barrancos, suelen ser restos de coladas que previamente habían circulado por el fondo del barranco y que ahora quedan en resalte por erosión diferencial-.

Morfoestructuras recientes: conos, calderas y coladas lávicas.

Los conos son aparatos volcánicos formados por acumulaciones de piroclastos, normalmente basálticos, de edad cuaternaria, que se han construido durante un único episodio eruptivo, por eso se les clasifica como monogénicos. Su nombre proviene de su morfología cónica, que en la mayor parte de los casos se ha perdido tanto por parámetros de tipo natural, como por la presión que el hombre ha ejercido sobre ellos, para usos determinados como es la fabricación de áridos. Pueden aparecer individualizados o en familia, constituyendo alineaciones continuas o discontinuas, nudos, aglomeraciones, sistemas o cadenas. Se localizan, en su mayoría, en la mitad nororiental de la Isla, en la Neocanaria. El estilo eruptivo que caracteriza a estos aparatos es el estromboliano, de ahí que muchas veces se les denomine como conos estrombolianos.

Las coladas aparecen asociadas a estos conos, por lo tanto son también cuaternarias. Normalmente, cuando se da el evento eruptivo, las lavas al fluir rompen el cono estromboliano, pero también pueden emitirse fuera de los límites del edificio, a partir de fracturas corticales. Estas coladas son de naturaleza basáltica, pero las que mejor grado de conservación presentan son las relacionadas con los edificios subhistóricos.

Las calderas son depresiones circulares ligadas a estos eventos eruptivos recientes. Normalmente presentan un fondo plano, laderas escarpadas y dorso, aunque la existencia de este último elemento depende de la modalidad de caldera. Existen varios tipos: de hundimiento, colapso y explosión; aunque el término caldera sirve en Canarias para designar otras morfologías de erosión relacionadas con megacabeceras de valles. La singularidad de estos edificios viene dada no sólo por su morfología, sino por su formación, en la que intervienen procesos de interacción agua-magma, que originan explosiones de muy alta energía.

Llanuras estructurales.

Son coladas lávicas, procedentes de los centros eruptivos del interior de la Isla, que han contribuido a ampliar el perímetro insular, sobre todo hacia el Norte y el Este. Además, durante otras épocas paleoclimáticas, funcionaron como rasas marinas, sobre las que pueden aparecer yacimientos con contenido fósil o playas fósiles a distintas alturas. En algunos tramos de estas llanuras aparecen depósitos sedimentarios de cierta extensión lateral, que coinciden con el cono de deyección de algún barranco importante.

Formas de modelado.

Las grandes formas de desmantelamiento que articulan el relieve insular presentan variaciones de tamaño y forma entre las dos vertientes principales – nororiental y suroccidental -, así como de dinámica, por estar sometidas a condiciones, tanto climáticas como de presión de las actividades del hombre, diferentes.

En su evolución han actuado procesos derivados de la dinámica actual y de condiciones paleoclimáticas, de ahí que su tiempo de evolución puede haber ido desde varios cientos de miles de años a más de 12 millones. Con estas condiciones paleoclimáticas se relacionan otras de signo morfogenético, cuyas huellas son innumerables, sobre todo aquellas correspondientes a los paleoclimas del Cuaternario. Las situaciones características de estos cambios paleoclimáticos son fundamentalmente dos: por un lado, unas condiciones de humedad, con un mejor reparto de las precipitaciones durante todo el año y, por otro, climas más áridos con un reparto pluviométrico más desigual.

Otros factores, como la edad y el tipo de material, la disposición del mismo, las pautas tectónicas y estructurales y el piso bioclimático, condicionan también las formas de modelado visibles. Entre ellas, las grandes morfologías que existen son:

Cuencas: barrancos y formaciones de ladera.

Uno de los elementos más característicos del relieve insular son los barrancos, labrados por la acción torrencial de las aguas sobre las estructuras volcánicas. La gran variedad morfológica entre los barrancos de Gran Canaria se debe a factores como la edad de los materiales, su resistencia ante la erosión, la interacción con los eventos constructivos, la incidencia de ciertas líneas de debilidad estructural, las acciones desarrolladas bajo condiciones climáticas distintas a las actuales, y, en algunas ocasiones, se ha teorizado con movimientos sísmicos que pueden haber provocado la existencia de determinadas formaciones de ladera caóticas, de tipo avalancha.

Los barrancos más espectaculares aparecen sobre las estructuras antiguas, su singularidad viene dada no sólo por la magnitud y largo recorrido que alcanzan las cuencas, sino por los fuertes desniveles y pendientes entre interfluvios y fondo. Las proporciones que alcanzan son el resultado de una importante acción erosiva que se ha desarrollado en continuidad desde comienzos del Plioceno hasta la actualidad. Algunos autores apuntan la posibilidad de pautas tectónicas en su elaboración, pero también de condiciones paleoclimáticas húmedas, durante las que se producirían importantes incisiones, y otras de marcada aridez que contribuirían a un importante rebajamiento de las vertientes.

Estos barrancos llegan a caracterizar uno de los ocho tipos descritos por Criado, C. (1993) para la totalidad del Archipiélago: formas de gran amplitud, con vertientes superiores que suelen ser imponentes escarpes asociados a coladas fonolíticas o aglomeráticas, fuertes pendientes y desniveles, grandes taludes de derrubios en las laderas y antiguos niveles de incisión muy llamativos.

Hacia el noreste insular también aparecen valles complejos, como es el caso del Barranco de Guiniguada. Este barranco es una buena muestra de aquellos casos en los que es muy visible la interrelación entre procesos morfogenéticos y volcánicos desarrollados durante un largo período de tiempo. Por el fondo del amplio y profundo valle han circulado coladas lávicas más recientes que han vuelto a ser incididas por la erosión.

Entre las formaciones de ladera las más frecuentes son los taludes y conos de derrubios, pero también aparecen, en ciertos valles de amplias cabeceras denominados en Gran Canaria calderas, como es la de Tirajana, unas formaciones superficiales de enorme potencia, compuestas por paquetes deslizados de derrubios caóticamente dispuestos. En la mayoría de los casos parecen formaciones estabilizadas, pero puntualmente existen auténticos canchales de grandes bloques, que presentan cierta dinámica.

Interfluvios: rampas, lomos y crestas.

Las crestas se asocian normalmente a relieves antiguos, apareciendo en ocasiones en forma de estrechos cuchillos cuyo perfil transversal suele estar roto por collados o “degolladas” (en la terminología local), pero las rampas – interfluvios planos – aparecen indistintamente sobre materiales antiguos o recientes, de cualquier naturaleza, basáltica o fonolítica.

Por otro lado, los lomos de Gran Canaria ofrecen una singularidad, y es que aparecen sobre estructuras, pero también sobre importantes paquetes de depósitos sedimentarios de origen continental y de naturaleza fonolítica, traquítica y basáltica, denominados en su conjunto “Formación Detrítica de Las Palmas”. Esta interesante formación, fruto del fuerte desmantelamiento del primitivo edificio insular, anterior a la emisión de las series recientes, caracteriza los relieves colindantes a la ciudad de Las Palmas y a Arguineguín. Constituyen suaves superficies alomadas, de escasa altitud y algo estabilizadas gracias a la vegetación y a la compacidad que presentan los depósitos; si bien, comienzan a mostrar signos de pérdida de cobertera edáfica por arroyamiento.

Litoral: acantilados, costa rocosa baja, plataformas de abrasión, playas y depósitos eólicos.

Gran Canaria es muy rica en morfologías litorales, tanto funcionales en la actualidad, como otras que han quedado fosilizadas por diversos motivos, entre ellos los cambios de nivel del mar o la ampliación del perímetro de la Isla como consecuencia de nuevas emisiones volcánicas.

Formas actuales:

Los acantilados de Gran Canaria deben su origen a varios factores, los más importantes son la acción constante del mar y la elevación isostática de algunos sectores de la Isla durante perturbaciones tectónicas. Hay acantilados labrados sobre materiales volcánicos y sobre materiales detríticos.

Hacia el oeste insular, la actividad volcánica de carácter fisural ha construido edificios compuestos por un apilamiento de numerosas coladas lávicas de escaso espesor, absolutamente atravesadas por la red filoniana. La abrasión y la corrosión marina sobre estos materiales han generado cantiles de gran verticalidad, que han experimentado un fuerte retroceso. La magnitud de estos acantilados está resaltada por su verticalidad, ya que son auténticas paredes. Morfológicamente, puede distinguirse una parte superior, que con frecuencia es subvertical, y una parte inferior en la que la abrasión labra muescas basales, bufaderos, grutas y superficies de arrasamiento. Algunos de estos acantilados son funcionales, otros no, como son aquellos que han quedado fuera del embate del mar, al haberse acumulado a su pie coladas de lava procedentes de edificios volcánicos recientes del interior.

Otros acantilados, de menor tamaño, son aquellos labrados sobre materiales cuaternarios. Su altura puede llegar a 30 o 50 metros, y en la mayoría de los casos son funcionales en la actualidad, pudiéndose observar en ellos el continuo trabajo del mar en el desalojo de paquetes lávicos diaclasados.

El retroceso de estos acantilados, a veces muy rápido, trae consigo la formación de una plataforma de abrasión que puede haber quedado levantada sobre su antigua posición, debido a fenómenos isostáticos, aunque en la mayoría de los casos por los cambios de nivel del mar. Sobre estas plataformas son visibles niveles fósiles como son playas levantadas y secciones de dunas trepadoras.

Las playas de buena parte de Gran Canaria son de dimensiones reducidas, y normalmente incompletas, en las que el estrán sumergido tiene escaso desarrollo y el emergido a veces es una estrecha franja que desaparece durante la pleamar. No obstante, hay otras cuya compartimentación litoral está clara, al ser amplias playas de arena, regulares y completas.

La variedad morfológica varía entre cordones de cantos y playas de arena, con estructuras sedimentarias propias. Habitualmente, los cordones de cantos surgen de la remodelación de materiales caídos al pie de los acantilados o del arrastre de los barrancos hasta la desembocadura.

En las playas de arena, las dunas son los principales depósitos eólicos y las formas más destacadas; surgen a partir de un estrán arenoso sometido a deflación eólica, avanzando las arenas hasta el área por encima de la pleamar, donde la vegetación disminuye la velocidad del viento y fuerza la acumulación.

Formas fósiles:

Las principales paleoformas del litoral son los acantilados fósiles, destacables en la costa norte. Han quedado retranqueados por emisiones de materiales de series posteriores a su formación; emisiones que han descendido desde edificios del interior de la Isla hacia la costa, generando la típica “isla baja”. Este retranqueamiento impide que el embate del mar alcance la base del acantilado, por lo que la erosión dominante pasa a ser continental, es decir, caídas de derrubios desde la parte superior del cantil, de esta manera pasa a adquirir el clásico perfil subvertical de los acantilados no funcionales.

Con morfología de beach rock, o conglomerado marino, aparecen playas fósiles en el norte y este de la Isla, y algunos niveles intercalados en la Formación Detrítica de Las Palmas. Se ubican actualmente en un frente acantilado, a varias decenas de metros de altitud sobre el nivel del mar, junto a otros niveles arenosos, con la típica estratificación cruzada de las arenas litorales; en este último caso ha aparecido en estos depósitos un gran contenido en fauna fósil. En algunos puntos del litoral también se han formado antiguos campos de dunas, que en la actualidad han quedado recortados por transgresiones posteriores a su formación, o han quedado enterrados bajo depósitos sedimentarios aluviotorrenciales, los más característicos y en mejor estado de conservación son los depósitos dunares de la Punta de Las Arenas, al oeste de la Isla.

Litoral.

La historia geológica de la isla de Gran Canaria define en gran manera lo que es hoy en día su litoral, intensamente marcado por procesos evolutivos de mayor o menor antigüedad, según el sector de costa del que se trate.

El estado actual de la costa y las diferencias morfológicas entre los distintos sectores se explica como consecuencia de los diferentes ciclos geológicos de emisión y ausencia de actividad, en los que los procesos de erosión y sedimentación dominan la evolución del territorio.

Los procesos eruptivos registrados en la isla son los tres que se determinan a continuación:

• Basaltos antiguos (Ciclo I), cuyos afloramientos principales se localizan en el sector oeste de la isla.

• Formación sálica, con formaciones traquitico-siolitica y fonolítica del Ciclo I, con productos piroclásticos, ignimbritas y brechas que afloran en el sur y suroeste de la isla.

• Serie Basáltica Moderna, correspondiente a las emisiones del Roque Nublo y posteriores, y que se sitúan al norte de la línea estructural que recorre la isla en dirección NW-SE.

La isla está intensamente abarrancada, presentando desniveles muy fuertes y acantilados muy elevados en gran parte de su perímetro, fundamentalmente en su lado oeste, edificado en el primer ciclo volcánico a partir de la emisión de grandes cantidades de basaltos. Por el contrario, la mitad sureste de la isla ha sufrido un proceso intenso de modelado por los agentes meteorológicos, lo que ha determinado la aparición de grandes barrancos radiales, produciendo una plataforma costera en general suave.

Gran Canaria es una de las islas centrales del Archipiéalgo Canario, está situada entre la isla de Tenerife y Fuerteventura, a una distancia aproximada de 100 kilómetros de cada una de ellas. Su forma es casi circular, por lo que es conocida para muchos como “la isla redonda”, presentando 47 kilómetros de anchura por 55 de longitud. La isla es un gran macizo rocoso que culmina casi en su centro geométrico, a una altura máxima próxima a los 2.000 metros. La superficie de toda la isla es de 1.532 Km².

La aproximada circularidad de la isla se rompe en el extremo Noreste, con la península de La Isleta, en cuyo istmo se asienta la ciudad de Las Palmas de Gran Canaria. La Isleta forma hacia el Este, la Bahía de Las Palmas, en donde se encuentra el Puerto de La Luz. Al Oeste forma la Bahía del Confital. El istmo de Guanarteme la une al resto de la isla. Hay que señalar aquí las playas de Alcaravaneras y Las Canteras que se encuentran en el doble margen de la capital.

Las costas del Norte son, en general, abruptas y rocosas hasta la Punta de Sardina que se encuentra en el extremo Noroeste. Desde aquí hasta la Punta de La Aldea, describe un arco, presentando grandes acantilados (Andén Verde). El siguiente tramo hasta la Punta de Maspalomas es también acantilado y cortado por los barrancos. Maspalomas es la Punta más meridional de la isla, baja y arenosa, en donde se ha formado un campo de dunas.

Las costas del Sureste hasta la Punta de Gando, está caracterizada por seis amplias playas y grandes llanuras que se extienden hacia el interior: Maspalomas, El Inglés, San Agustín, Juan Grande, Arinaga y Carrizal. A partir de Gando es baja y arenosa en algunos tramos, intercalados con acantilados bajos. Desde Las Palmas la mayor parte de la costa Norte es acantilada, con algunas playas de callaos, sobre todo en las desembocaduras de los barrancos. Las costas de Gran Canaria tienen un desarrollo total de 236 Km.

Los fondos litorales de la isla de Gran Canaria son predominantemente arenosos, sobre todo en los sectores Sureste y Suroeste, en este último se extiende una gran plataforma arenosa. Los fondos litorales rocosos están restringidos al Norte y Noreste.

La isla de Gran Canaria tiene la forma de una gran cúpula que ha sido trabajada intensamente por los procesos erosivos. La red de barrancos que drena radialmente la isla está muy desarrollada, más que en cualquier otra de las Islas Canarias.

En época histórica no se ha registrado actividad volcánica en la isla, de modo que la evolución morfológica de la isla durante los últimos siglos no ha conocido rejuvenecimientos.

Los productos de erosión evacuados por los barrancos al litoral son repartidos a lo largo de la costa por el oleaje y las corrientes. También llegan al borde litoral, llevadas por el oleaje y las corrientes, arenas orgánicas procedentes de organismos marinos con caparazón o esqueleto calcáreo que viven o vivieron sobre la plataforma costera sumergida. El viento es efectivo para transportar arena playera en varias zonas, sobre todo en los tramos litorales que reciben directamente viento de componente Norte. Por último, la erosión de acantilados es un factor cuya importancia general no parece ser significativa como suministro de arena al litoral, comparada con las restantes fuentes.

Si no fuera porque la plataforma costera sumergida de la isla es en general estrecha, el litoral grancanario tendría una orla sedimentaria potente, ya que los volúmenes erosionados en la isla, en época geológicamente reciente, son muy cuantiosos. Pero la escasa anchura que tiene la plataforma costera sumergida en la mayor parte del litoral isleño, unida a la potencia del oleaje y las corrientes que movilizan el material sedimentario, limitan fuertemente la capacidad de aquella plataforma para acomodar formaciones sedimentarias extensas. Como consecuencia la mayor parte de la ribera grancanaria es rocosa (frecuentemente acantilada), y en gran parte de ella las formaciones sedimentarias están situadas únicamente en las escotaduras de la línea costera, que suelen coincidir con desembocaduras de barrancos.

Lo anterior no obsta para que algunos tramos del litoral grancanario tengan riberas sedimentarias continuas con una dinámica sedimentaria considerable: La rada de Bañaderos y la bahía del Confital (con la playa de Las Canteras) en la costa Norte, y el sector Sudoeste de la isla, entre Arinaga y Maspalomas. El caso más notable de formación sedimentaria litoral está en el extremo meridional de la isla, donde la plataforma sumergida es excepcionalmente ancha, y consiste en un extenso banco arenoso submarino en cuya prolongación emergida está el campo de dunas móviles de Maspalomas. Hace unas cuantas décadas era también una formación notable el campo de dunas de la zona Istmo de La Isleta – Las Canteras – Las Palmas, que hoy está cubierta por la extensión hacia el Norte de ciudad de Las Palmas.

Dinámica sedimentaria en la isla.

Según la morfología de la isla, y teniendo en cuenta la diferente incidencia del oleaje en cada sector, la isla ha sido dividida para su análisis en tres tramos diferentes, los cuales no pueden ser considerados como unidades fisiográficas estrictas hasta que su dinámica litoral sea conocida en profundidad; más bien, han de ser considerados como tramos relativamente homogéneos, tanto por la configuración de su costa como por las características de los agentes que condicionan el transporte litoral. Así, la isla ha sido dividida en la costa norte, la costa este y la costa oeste, siendo las peculiaridades de la dinámica litoral de cada uno de ellos discutida a continuación.

Costa Norte.

Este tramo de costa abarca todo el borde comprendido entre la Isleta y Punta Sardina, con un desarrollo longitudinal de unos 30 km aproximadamente, que constituye el litoral más abrupto e inaccesible de la isla.

Este sector N-NW de la isla se abre a los oleajes del 1º cuadrante, generados por los persistentes vientos alisios, y a los oleajes del 4º cuadrante, con un régimen muy persistente derivado de las borrascas noratlánticas; con ello, este sector recibe los oleaje de mayor energía de la isla.

El paisaje de este tramo de costa es de acantilado alto, interrumpido ocasionalmente por salidas de barranco con playas de grava gruesa y callaos.

Toda esta costa se encaja en la denominada plataforma lávica del Noroeste, formada en el periodo Cuaternario a partir de coladas basálticas superpuestas sobre el antiguo nivel de abrasión, lo que ha dado como resultado una costa muy acantilada, con una estructura frontal de tres niveles: el intermareal, en el que aparecen rasas y pequeñas playas, uno intermedio, formado por la plataforma, y el nivel superior ocupado por el paleoacantilado.

El litoral se articula como un frente acantilado en el que se abren una serie de amplias radas, de fondos suaves y playas de materiales volcánicos, jalonadas por tramos rocosos, y con profundidades cerca de la orilla de unos 20 m.

La morfología discontinua de esta costa y la escasez de playas en su ribera indican una falta de dinámica sedimentaria longitudinal relevante.

La única zona singular de este tramo la constituye la playa de Las Canteras, en la que parece darse un aporte marino de arena que, debido al crecimiento de la ciudad de Las Palmas, ha ido colmatando sus fondos y propiciando el crecimiento natural de la playa. Para el estudio y definición de la dinámica litoral, la costa se puede estructurar en los siguientes tramos:

La Isleta – Punta del Camello (Bahía del Confital).

En esta unidad se produce una incorporación de material desde los fondos de la plataforma litoral a la costa, propiciado por la acción de los oleajes y el viento. Parece producirse un proceso de erosión natural de los arrecifes. No hay un transporte neto longitudinal definido

Rada de Bañaderos (Punta del Camello – Punta Guanarteme).

En este tramo parece existir un cierto transporte E-O; dispone de playas muy encajadas, con posibilidad de que exista una cierta transferencia de sedimento entre ellas, aunque el material que las forma es muy grueso y, por tanto, de baja movilidad. La plataforma litoral tiene muy escasa pendiente en el borde costero.

Punta Guanarteme – Punta Sardina (Galdar Norte).

El esquema litoral resulta muy similar al de Bañaderos, pero menos adecuado para un posible transporte longitudinal, ya que existen muchos salientes rocosos y playas muy encajadas y estables.

Punta Sardina – Punta de La Aldea.

En este tramo de litoral se dan profundidades muy elevadas en las proximidades de la costa. Sus playas son muy pequeñas y encajadas frente a las salidas de los barrancos, y se registra la presencia de material arenoso entre las cotas –10/-50 m. Puede existir un cierto transporte general N-S, aunque restringido a la fracción más fina del material.

Costa este.

En la costa este se da una mayor presencia de playas que en la costa norte, aunque éstas siguen siendo, por lo general, de escasa longitud y encajadas entre salientes rocosos. Para el estudio y la definición de la dinámica sedimentaria, la costa este se puede estructurar en los siguientes tramos:

La Isleta – Punta Jinamar.

Hay una escasa presencia de playas, muy encajadas entre salientes naturales y artificiales. Por otro lado, es significativa la ausencia de cantidades relevantes de material sedimentario transportable en la costa. Por ello, puede darse un transporte general de dirección N-S pero de volumen muy reducido en la costa, y restringido a las fracciones más finas.

Puesto que se detecta la presencia de material fino en los fondos (d>10 m), la acción conjunta del oleaje y la corriente pueden inducir un cierto transporte profundo en sentido norte, dado que está es la dirección predominante de las corrientes de marea.

Punta Jinamar – Península de Gando.

Se detecta la presencia de bancos submarinos con arena fina volcánica (d>10 m), con posible transporte relativamente reducido en sentido N-S. La costa es muy accidentada, con playas muy encajadas.

Se puede producir un cierto paso de material fino frente a la Punta de Gando, debido a la acción combinada de corrientes generales y oleaje, aunque este hecho ha de ser verificado mediante medidas de campo y estudios teóricos.

Península de Gando – Punta de Arinaga.

En este tramo se dan playas más abiertas, con una posible conexión sedimentaria entre ellas. Así, puede haber una cierta continuidad del transporte litoral N-S en Arinaga, aunque de valor reducido y limitado a las fracciones más finas.

Punta de Arinaga- Playa del Inglés.

Esta costa se considera como un litoral sensiblemente continuo, con pocos salientes destacables. Históricamente se han producido aportes relevantes del Barranco de Tirajana, aunque hoy en día la intensa extracción de sedimentos de su desembocadura ha propiciado la aparición de erosiones en la costa al sur.

Existe un posible transporte general N-S, aunque de volumen muy reducido, dado que no hay volúmenes suficientes de material en la costa. Así, el recientemente construido dique de abrigo del puerto de Arinaga no ha acumulado ninguna cantidad relevante de material al norte, ni provocado erosiones al sur.

Al sur de la Punta de Tenefé la costa se torna diferente, sensiblemente rectilínea y con plataforma costera ancha; a pesar de ello, la capacidad de transporte no se refleja en un movimiento real del sedimento, como se deduce de la observación del dique del Castillo del Romeral, donde la presencia del mismo tampoco ha producido acumulación de sedimentos dignos de destacar.

Playa del Inglés – Punta de Maspalomas.

Desde el extremo norte de la playa del Inglés parece producirse una incorporación neta de material sedimentario, procedente de los fondos de la plataforma y de los aportes que recorren longitudinalmente el litoral; este material se desplaza hacia el sur, movido por la acción de los oleajes, y hacia el interior del sistema dunar, movido por la acción del viento. El transporte a lo largo de la playa del Inglés es reducido, de dirección N-S y de valor en torno a 10-15.000 m3/año. Al llegar a la Punta de Maspalomas la corriente neta se encauza hacia el oeste, con una tasa de transporte también reducida. En el entorno de la Punta de Maspalomas el material parece perderse en fondos a mayor profundidad, desconectándose con ello del flujo sedimentario general.

Costa Oeste.

En la costa oeste hay una escasa presencia de playas, lo que reduce al máximo las huellas del posible transporte litoral. Las playas existentes son, por lo general, de escasa longitud y encajadas entre salientes rocosos o en la salida de los barrancos.

Para el estudio y la definición de la dinámica sedimentaria, la costa oeste se puede estructurar en los siguientes tramos:

Barranco de La Aldea – Punta Descojonado.

En las proximidades de la costa se dan profundidades muy elevadas. Las pocas playas existentes son de reducido tamaño y están encajadas frente a las salidas de los barrancos. Hay cierta presencia de material arenoso entre las cotas –10/-50 m.

La capacidad de transporte en el tramo es de sentido N-S, aunque la disponibilidad real de material es muy pequeña, por lo que el movimiento se limita a la fracción más fina del material.

Punta Descojonado – Punta Taozo.

El paisaje litoral se mantiene en este sector, con profundidades muy elevadas en las proximidades del litoral y playas pequeñas y muy encajadas.

La capacidad de transporte en el tramo mantiene su sentido N-S, aunque la disponibilidad real de material es muy pequeña, por lo que el movimiento se limita a la fracción más fina del material.

No se aprecia impacto alguno en el transporte litoral de los numerosos diques y espigones ejecutados en la costa, así como tampoco se aprecian acumulaciones al norte de los mismos; ello indica una reducidísima actividad sedimentaria en las proximidades de la costa.

Punta Taozo – Pasito Blanco (Bahía de Santa Agueda).

Se siguen dando profundidades muy elevadas en las proximidades del litoral, con playas muy encajadas. Tampoco aquí se aprecia impacto alguno en el transporte litoral de las obras ejecutadas ni acumulaciones relevantes de sedimento.

No se producen aportes significativos de material procedente de los barrancos.

Pasito Blanco – Faro de Maspalomas.

Esta zona se enmarca dentro del sector de influencia de Maspalomas, y en él se puede producir un transporte general O-E de carácter débil y limitado a las fracciones más finas de material.

En el sector oeste la costa es otra vez acantilada y el material sedimentario emergido escaso. La capacidad de transporte, en sentido Norte – Sur, no se traduce en un transporte litoral efectivo ante la falta de sedimento y el alto grado de encaje de sus playas.

Por tanto, la dinámica litoral en este tramo vuelve a ser algo restringido a movimientos estacionales en planta y perfil de las playas, y limitado a las fracciones más finas del árido. Las obras marítimas existentes en Mogán, Puerto Rico o Arguineguín no han causado impacto en la dinámica sedimentaria y las grandes bolsas de sedimento que existen frente a Pasito Blanco no hacen presencia en absoluto en este sector Oeste de la costa insular.

Sistemas dunares en Gran Canaria.

En Gran Canaria, los principales sistemas dunares que se reconocen son las Dunas de Maspalomas, en el vértice sur de la isla, y el Istmo de Guanarteme, al norte, hoy sepultado por la ciudad de Las Palmas de Gran Canaria. De igual forma existen otros pequeños sistemas con dinámica de arenas, la mayor parte de ellos localizados en el litoral oriental de la isla, como Jinamar, Tufia-Peninsula de Gando y Arinaga; en el litoral occidental aparece una peculiar acumulación arenosa, conocida como Punta de Las Arenas. De todos estos espacios, el Istmo de Guanarteme ha cesado su actividad como consecuencia del proceso urbanizador de la ciudad de Las Palmas de Gran Canaria, quedando como único elemento testigo la playa que suponía la entrada de los sedimentos, las Canteras. Esta playa mantiene su papel activo, de lo que se deduce un proceso de acumulación sedimentaria, al haberse producido el bloqueo en el tránsito de las arenas hacia el interior del sistema (Alonso, 1993).

Del resto de estos espacios, los situados en el litoral oriental se encuentran inmersos entre una malla de áreas de crecimientos urbanos y periurbanos, industriales, comerciales y de servicios (portuarios y aeroportuarios), así como invernaderos agrícolas.

Maspalomas.

Maspalomas se localiza en el vértice sur de la isla de Gran Canaria (figura 20). Se corresponde con un sistema que, en una superficie aproximada a los 4 km2, engloba un campo de dunas y una pequeña laguna litoral. Sin lugar a dudas es éste uno de los espacios más singulares del archipiélago canario, en el que coexisten una gran cantidad de valores e intereses. Los primeros derivan de unas características naturales únicas, donde arena, viento y agua, junto a plantas y aves, han creado un singular sistema. Estos elementos aumentan la complejidad de los procesos ecológicos y, con ello, la fragilidad del espacio y la importancia de los impactos ambientales, que han proliferado como consecuencia del desarrollo de las actividades humanas en el área, especialmente las asociadas al sector turístico.

Desde un punto de vista geomorfológico, Maspalomas es una antigua desembocadura de barrancos que adopta una forma deltaica pentagonal, cubierta en superficie por depósitos de origen eólico-marino (ITGE, 1990). Esta llanura, con una superficie de 152 km2 (la segunda en extensión de la isla), está formada por la unión de varios barrancos que surcan la rampa fonolítica del sur, siendo el principal el de Fataga, al que se unen una serie de afluentes; conjuntamente reciben, en su último tramo, el nombre de barranco de Maspalomas.

Los análisis realizados hasta ahora sobre la evolución reciente del sistema de dunas de Maspalomas, ponen de relieve que éste ha experimentado un importante proceso de transformación en las cuatro últimas décadas, inducido por el amplio desarrollo turístico que se ha producido en sus alrededores. Así, la mayor parte de los rasgos del proceso de transformación experimentado (paralización del sedimento, amplio desarrollo de la vegetación, aparición del sustrato subyacente, generación de áreas de deflación eólica…), son indicadores que denotan cómo la evolución de este sistema ha estado condicionada, y alterada, por la ocupación turística.

Los indicios ruptura del equilibrio sedimentario son múltiples y se localizan por todo el campo de dunas, lo que indica una pérdida de volumen de arena muy importante. Pero además, dado que esta reducción de aportes se constata directamente en el litoral, no cabe la menor duda de que las causas que lo producen se localizan en la periferia del sistema.

Áreas de interés para la conservación por sus valores geológicos.

En base al análisis y descripción sintética realizada, la información suministrada por los rasgos geológicos resulta adecuada para identificar las siguientes áreas, como zonas de interés de cara a la conservación:

ISLA ÁREA DE INTERÉS PARA LA CONSERVACIÓN POR SUS VALORES QUE LAS MOTIVA.

Lanzarote.

1.- Área de influencia de la erupción del Timanfaya, así como la zona del Malpaís de La Corona.

2.- La zona de Los Ajaches, Femés, así como Famara y Punta Fariones.

3.- El Jable.

4.- El Golfo.

5.- El Islote de La Santa.

Fuerteventura.

1.- Isla de Lobos, Malpaís de Jacomar.

2.- Dunas de Corralejo y Jables del Istmo de Jandía.

3.- Intrusión sienítica de Las Peñitas.

4.- Áreas de interés geológico del litoral de Ajuí.

Gran Canaria.

1.- Megaacantilados del Andén Verde.

2.- Macizo de Güigüí.

3.- Punta de Las Arenas.

4.- Dunas de Jinámar.

5.- Litoral de Tufia.

6.- Dunas de Maspalomas.

7.- litoral de Arinaga.

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