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.

GEOGRAFÍA DE FUERTEVENTURA

26 agosto, 2011

Fuerteventura.

Según Fúster et al. (1968, 1980 y 1984) y Araña, V., y Carracedo, J.C. (1978), los materiales que afloran en la superficie de la Isla forman parte de un conjunto de formaciones geológicas sedimentarias marinas y volcánicas submarinas y subaéreas que, desde finales del Jurásico, se han ido acumulando y superponiendo para la construcción del edificio insular. Configuran dos grandes tipos de unidades geológicas denominadas Complejo Basal y Series Volcánicas Subaéreas.

El complejo basal.

Define a un imbricado conjunto de formaciones sedimentarias, formaciones volcánicas submarinas y formaciones plutónicas que conforma el basamento del bloque insular, si bien aflora en superficie en el Macizo de Betancuria, donde alcanza cotas superiores a los 700 metros de altitud sobre el nivel del mar.

Sobre el Complejo Basal, y superpuestos a una discordancia erosiva muy patente, aparecen con frecuencia depósitos detríticos sedimentarios de tipo continental. Son conglomerados poco seleccionados, con cantos de diferentes tipos litológicos del Complejo, que indican unas condiciones de aridez y transporte rápido cuando se produjo la denudación y deposición. Su espesor es muy variable, a veces de decenas de metros.

Series volcánicas subaéreas.

Los materiales volcánicos superpuestos al Complejo Basal surgen en dos ciclos de actividad efusiva aérea. El más antiguo, de edad Miocena, dio origen a la denominada Serie I(Basáltica Antigua). El más reciente, a lo largo del Cuaternario, a las Series II, III y IV.

La Serie I ocupa toda la zona centro-oriental de Fuerteventura, extendiéndose hasta la Península de Jandía, donde alcanza 800 m. de potencia en el Pico de la Zarza.

Desde el punto de vista petrológico, esta Serie I es bastante monótona, estando constituida principalmente por basaltos de diferentes tipos (olivínicos, augíticos, plagioclásicos, etc.).

Existen algunas intrusiones de tipo sálico (traquitas y sienitas), que son los únicos productos diferenciados del volcanismo basáltico alcalino en esta Isla.

Desde el punto de vista volcanológico, presenta ciertas diferencias según los sectores donde se localiza, y en función del corte vertical observado, existiendo materiales propios de fases más explosivas en la base (piroclastos, conos enterrados, pocas coladas y gran número de diques), con emisiones más tranquilas de tipo fisural.

Existen importantes diferencias entre la Serie I de la zona centro-norte de la Isla y el Macizo de Jandía, generándose tramos estratigráficos diferenciados en ambos sectores. Así, en el norte es posible detectar tres tramos estratigráficos en los que resulta de interés el tramo medio, donde aparecen depósitos detrítico-sedimentarios que han sido interpretados por Fúster. Como laháricos y de nube ardiente. No ocurre lo mismo en el Macizo de Jandía, donde el nivel medio es muy similar a los niveles superiores de emisiones fisurales, de tal suerte que, morfológicamente, la Serie I en la zona norte resulta mucho más ruiniforme que en el sur, lo que ha de explicarse conforme a esta diferenciación litológica.

Volcanismo Cuaternario.

Parece probable que los volcanes de esta serie se remonten a hace más de 4 m.a. y los más recientes sean anteriores a 0.69 m.a. Petrológicamente, estamos ante basaltos de tipo olivínico normales.

La característica fundamental es la de su acción remodeladora sobre los materiales y morfologías del Complejo Basal y de la Serie I, aunque su extensión superficial no determine grandes unidades morfoestructurales. Por tanto, la Serie III supone el inicio de la actividad volcánica durante el Cuaternario, reconfigurando con sus emisiones los contornos de la Isla y la superficie insular.

Con la Serie IV se inicia la última fase de actividad efusiva en la Isla, y de mayor crecimiento superficial, pues surge el conjunto volcánico del Bayuyo con el malpaís del norte, que hace crecer la isla por Fúster et al. (1968) el lado septentrional, y surge el islote de Lobos.

La diferenciación con la Serie III se hace por el estado de conservación de conos y coladas, presentando malpaíses frescos y, lo que es más importante, sin encostramiento calcáreo de ningún tipo y, como en el caso de la Serie III, los materiales son mayoritariamente basaltos de composición olivínica.

 

Geomorfología.

Conforme a los datos de Criado, C. (1991), la geomorfología estructural de la isla de Fuerteventura aparece condicionada por la antigüedad de sus materiales, observándose formas volcánicas directas, formas volcánicas derivadas (diques exhumados, necks y cuchillos) y formas alomadas asociadas al Complejo Basal.

En su conjunto, la configuración morfoestructural de la Isla obedece a su larga evolución geológica y a la construcción en dos grandes etapas de formación: la que conforma el Complejo Basal y la correspondiente a la actividad volcánica subaérea.

La uniformidad litológica del Complejo Basal hace que las morfologías asociadas a este cuerpo sean muy homogéneas, al tiempo que poco diversas. Se caracteriza por la presencia de un relieve montañoso, en el que se encaja una red de drenaje dendrítica que individualiza lomas coronadas por suaves cimas, con laderas de pendientes homogéneas que conectan hacia el interior de la Isla con extensas rampas detríticas y hacia el mar con acantilados que pueden superar los 30 metros de desnivel.

En localizaciones puntuales pueden diferenciarse en el Complejo Basal relieves más abruptos y vigorosos que rompen la continuidad de los cordales de lomas, constituidos por las intrusiones traquíticas, que, por la naturaleza más resistente del material, permanecen a modo de cerros testigo. Otras veces afloran culminaciones ruiniformes a modo de túmulos labrados en gabros sieníticos.

Las formas de relieve que caracterizan a la Serie I subaérea son los cuchillos, cerros estrechos y alargados, con vertientes de pendientes superiores a las de otros materiales más recientes, con culminación bien en cresta bien alomada, fruto de la erosión diferencial sobre las coladas basálticas tabulares, por lo que constituyen formas derivadas y no directas. Criado, C. (1991) distingue, además de las crestas y lomas, los cuchillos masivos y los de Jandía.

Al mismo tiempo, existen, asociados a la Serie I, una serie de relieves excepcionales y anómalos en el conjunto de emisión de esta serie basáltica, que son las intrusiones sálicas que, además de afectar al conjunto del Complejo Basal, intruye los tramos inferiores de la Serie I. No son abundantes, pero destacan enormemente por su magnitud y por anular a su alrededor completamente a los materiales de la Serie I. Los principales relieves que afloran son Montaña de Tindaya y Montaña de Tebeto, al norte de la Isla, y los Morros de Pozo Negro, El Roque de Barlovento, el Cuchillo del Palo y la intrusión de la Degollada de Agua de Cabras al Sur. Su morfología está relacionada bien con necks o pitones denudados por la erosión, bien con diques de afloramiento longitudinal que afloran a lo largo de fisuras con direcciones estructurales.

La Serie II se localiza principalmente en la zona centro-norte de la Isla, ocupando una escasa superficie en el conjunto de la Isla. Si bien sus centros de emisión son aún reconocibles, las coladas muestran fuertes signos de abarrancamiento y recubrimiento por arcillas y costras calcáreas.

Dentro de esta Serie resultan singulares, por lo excepcional de su aparición en el conjunto del Archipiélago, los volcanes de lava de la subserie II-B1, si bien también aparecen conos de escorias. En ambos casos, pueden distinguirse sus coladas asociadas. Destaca Criado, C. que es difícil determinar la altura de los centros de emisión al enlazar sin solución de continuidad con sus coladas asociadas. A excepción del volcán de La Ventosilla, que presenta depresión cratérica, casi todos los volcanes de lava culminan en un rellano convexo. Las coladas de los volcanes de lava se caracterizan por su delgado espesor, que denota derrames muy fluidos, con potencias generales que no superan los 10 metros, si bien localiza un espesor superior a 30 metros en el Barranco de Río Cabras, con coladas que muestran la típica disyunción columnar. En el litoral, las coladas de Morro Valdés interactúan con el agua al alcanzar el litoral, mostrando densos paquetes de pillow lavas.

En el caso de los centros de escorias, de naturaleza típicamente estromboliana a la vista de las capas piroclásticas que se disponen subhorizontalmente, aún pueden reconocerse algunos de sus elementos a pesar de la antigüedad de estas emisiones, por ejemplo los cráteres en herradura, con la excepción de La Caldereta, que como indica el topónimo hace referencia al cráter calderiforme que posee. En cuanto a sus coladas, el corte más potente es el del Barranco de La Herradura, donde los paquetes pueden alcanzar los 50 metros de espesor.

La prolongada acción de los agentes morfogenéticos pone de manifiesto una multitud de formaciones sedimentarias tales como depósitos aluviales y depósitos de arenas eólicas, así como el recubrimiento de amplias superficies encostradas con capas de carbonato cálcico, denominadas vulgarmente caliches.

La escasez de materiales recientes de las Series III y IV hace visible la prolongada acción de los agentes erosivos sobre el relieve.

Las grandes unidades se pueden agrupar en los siguientes conjuntos:

Relieves asociados al complejo basal.

Lomas y valles de Betancuria.

Relieves alomados del Norte.

Intrusiones sálicas.

Grandes relieves tabulares de la serie I.

Valles y Cuchillos del Norte.

Valles y Cuchillos Orientales.

Macizo de Jandía.

Montaña Cardón.

Conjuntos volcánicos recientes.

Islote de Lobos.

Conjunto volcánico del Malpaís del Norte.

Conjunto volcánico del Malpaís de La Arena.

Conjunto volcánico del Malpaís Grande y Malpaís Chico.

Volcán y Malpaís de Jacomar.

Conos y coladas de las Series II y III.

Incisiones en materiales recientes.

Barranco de Los Molinos.

Barranco de Esquinzo.

Barranco de La Herradura.

Barranco del Río Cabras.

Barranco de La Torre.

Grandes sistemas dunares.

Dunas de Corralejo.

Jable del Istmo de La Pared.

Jable de Vigocho.

Pequeños sistemas dunares (superficies de jable).

Jable del Cotillo.

Jable de Majanicho.

Jable de La Angostura (Punta de Jandía).

Jable de Lajares.

Grandes llanos.

Llanura litoral del Este.

Llanura central de Antigua.

Llanos de La Taca.

Llanos de Villaverde-Lajares.

Pequeños llanos endorreicos.

Llanos del Roque-Lajares.

Llano de La Oliva.

Grandes valles en “U”.

La Matilla – Tetir – Casillas del Ángel.

Relieves residuales del interior.

Relieves dendríticos del Sur.

 

Litoral.

Como el resto de las Islas Canarias, la isla de Fuerteventura se ha formado por acumulación sucesiva de materiales volcánicos que han sido emitidos a lo largo de millones de años, en ciclos separados por períodos de calma aparente, en los que han intervenido los procesos morfogenéticos.

Su configuración subaérea viene a constituir la de un Macizo Volcánico Antiguo, conforme a la clasificación de Romero, C. (1987), dada la importante desmantelación de los materiales emitidos durante un prolongado período de tiempo que se circunscribe al Mioceno Inferior y Medio, si bien existen modestas emisiones posteriores de época Pliocena y Holocena.

Este maduro relieve tiene una extensión aproximada de 1.730 km2, y cuenta con dos cuerpos diferenciados y separados por el Istmo de Jandía: la isla principal y el macizo de Jandía.

La base sobre la que se eleva el edificio insular es una corteza de tipo oceánico algo más gruesa de lo normal, de unos 18 km., considerada por algunos autores como una corteza de transición e incluso de tipo continental. Sobre dicha corteza se elevan las islas de Fuerteventura y Lanzarote, que constituyen un edificio volcánico único, alargado en dirección NE-SO, y que se levanta desde fondos marinos profundos: 3.000 m. hacia el Oeste y 1.500 m. hacia el borde continental africano. Ambas islas están separadas por el Estrecho de la Bocaina, donde los fondos alcanzan una profundidad máxima de 40 m.

Fuerteventura, la segunda isla del Archipiélago en extensión y en perímetro costero, presenta varias características de conformación litoral y parámetros físicos que la hacen singular, implicando una presencia y distribución biológica igualmente singular.

El sector norte de Fuerteventura, correspondiente a la cara enfrentada a Lanzarote, es una costa baja formada por brazos rocosos y pequeñas calas por lo general con borde arenoso.

Hacia el Este (Corralejo) y Sureste, destacan al principio grandes playas de arena clara, y hacia el sur, una sucesión de calas, pequeñas playas y acantilados bajos, que se suelen elevar sin dejar rasa intermareal.

Al igual que la plataforma insular, de 0 hasta unos 250-300 m profundidad, los fondos son extensos, de constitución variable entre rocosos más o menos uniformes y arenosos.

En el sector norte, o Estrecho de la Bocaina, suelen ser rocosos uniformes con depósitos de arena gruesa.

Hacia el Este, frente a Lobos, en el Río, son poco profundos y más irregulares, predominando las formaciones de jable compactado alternadas con depósitos de arena clara, y cantiles basálticos con la base extraplomada y depósitos inferiores de grandes cantos de desprendimiento.

Fuerteventura es, con diferencia, la isla del Archipiélago que alberga mayor superficie de arenas costeras. También es la isla en la que el acelerado despliegue de infraestructuras y urbanizaciones está generando mayores interferencias en la dinámica sedimentaria.

El principal agente marino movilizador de los sedimentos de la línea de costa es el oleaje.

Las corrientes contribuyen a la deposición sedimentaria en la orilla, especialmente en sectores donde incrementan su velocidad a causa de la presencia de cambios bruscos de la alineación costera, o a la aparición de brazos de mar, como el que se abre frente al islote de Lobos. La Corriente de Canarias tiene un papel análogo, pero comparativamente inferior debido a la reducida velocidad que registra en los fondos someros, donde se desarrolla el grueso de la actividad sedimentaria del litoral sumergido. Además, el viento desempeña un papel crucial en el modelado y en los movimientos de los depósitos arenosos, y contribuye a erosionar las arenas fósiles que cubren algunos espacios del interior de la Isla.

Dos son las principales fuentes de suministro de sedimentos en la costa de Fuerteventura:

Aportes sólidos de la red de barrancos:

Los barrancos que drenan la Isla arrastran los productos de la erosión pluvial. Se trata de materiales de naturaleza basáltica, con una elevada proporción de minerales de color oscuro y densidad elevada.

Aportes de sedimentos procedentes de organismos bentónicos (jable):

Los mayores campos de dunas se encuentran en el extremo Norte de la Isla y en la península de Jandía, al Sur. En su formación juega un papel determinante el viento, que traslada la arena desde la línea de costa hasta tierra adentro. Las formas y la escasa densidad del jable propician que sea fácilmente transportable. En los sectores mencionados se desarrollan campos de dunas costeras y áreas extensas cubiertas de un tapiz de arena de jable. Muchos de estos enclaves carecen de suministro actual, y experimentan una intensa erosión eólica. La potencia del jable oscila entre superficies someras y depósitos que alcanzan varias decenas de metros (se han medido más de 30), que coinciden con depresiones del terreno o con dunas apoyadas en obstáculos montañosos que interfieren la circulación eólica.

La abundancia de jable fósil en el interior de la Isla atestigua que la productividad en organismos bentónicos de la plataforma litoral sumergida ha sido muy elevada desde tiempos remotos. En la actualidad, el jable se genera en la vertiente occidental, frente a la que se constata la existencia de afloramientos de aguas profundas que aportan nutrientes.

La elevada productividad orgánica de las zonas afectadas por los afloramientos, junto a la notable amplitud de la plataforma litoral sumergida de esta porción de la Isla, generan un gran desarrollo de organismos bentónicos productores de arena. Esta riqueza de nutrientes está en el origen de la pasada abundancia de mejillones y percebes.

Dunas de Corralejo.

Estos depósitos de arenas organógenas, se denominan localmente jables. Estas arenas tienen una clara procedencia marina, al estar formadas por fragmentos bioclásticos de naturaleza calcárea y caparazones de foraminíferos.

El campo dunar comprende una amplia franja de arenas que se extienden desde Corralejo hasta la Montaña de Los Apartaderos, quedando limitado al Este por el litoral oriental y al Oeste por el Malpaís del Norte, sobre el que se asienta.

De acuerdo con los datos de Meco et al. (Criado, C., 1991), las paleodunas sobre las que discurren las actuales arenas podrían tener una edad aproximada de 15.000 años, habiéndose generado con un nivel marino más bajo que el actual.

Jable del Istmo de La Pared.

Constituye una franja de 54 km2 que sirve de nexo de unión entre el cuerpo principal de la isla de Fuerteventura y la península de Jandía. Supone un vano estructural entre las emisiones del resto de la Isla y la formación del macizo antiguo de Jandía, conformándose como una unidad periférica respecto a los centros de emisión del edificio Jandía. Llega a alcanzar una escasa altitud respecto al nivel del mar, con algunos relieves interiores que constituyen subunidades en el Istmo como Montaña Banzar a 318 m., Loma Negra a 323 m. y Montaña del Paso, con 257.

Aquí se localiza la formación dunar de mayor potencia de la Isla; tanto desde el punto de vista de arenas fósiles como de movilización de arenas con transporte actual.

La morfología interna del espacio que ocupa se ha debido principalmente al devenir geomorfológico desde el Plioceno hasta la actualidad, con unas incisiones propias de climas más húmedos y con encostramientos calcáreos de fases iniciales correspondientes a climas más áridos.

La principal fuente de alimentación de los sedimentos procede de una formación dunar fósil, de edad Pliocena, cuya potencia oscila entre pocos metros hasta 100 m, allí donde se registran las mayores acumulaciones. En la actualidad, estos depósitos de arenas fundamentalmente organógenas están removilizadas por el viento, dando lugar a una amplia tipología de depósitos eólicos.

De acuerdo con Pérez Chacón, E. y Alonso Bilbao, I. ( ), la costa presenta una clara disimetría: la de barlovento tiene acantilados activos labrados sobre una formación dunar fósil y está sometida a intenso oleaje, mientras que en la de sotavento los acantilados ya no son funcionales, localizándose unas extensas playas, de unos 15 km de largo, y una anchura próxima a los 700 m en las zonas más amplias. Durante la mayor parte del año, y especialmente en verano, los sedimentos circulan impulsados por el viento a través del istmo hasta la costa de sotavento. Sin embargo, el flujo eólico se ve interrumpido actualmente por urbanizaciones turísticas, carreteras y extracciones, por lo que se ha alterado la alimentación natural de las Playas de Sotavento que, en las últimas décadas, están experimentando una considerable erosión.

Igualmente, indican que en este sector de sotavento destaca también la presencia de una barrera arenosa, de aproximadamente 3 km de longitud y separada unos 400 m del paleoacantilado. Esta flecha arenosa presenta distintas aperturas o bocanas, a través de las que fluye el agua marina en función de la marea. Ello ha permitido que, entre la barra y el paleoacantilado, se forme un “lagoon” costero; éste permanece completamente cubierto durante la pleamar, pero queda expuesto durante las bajamares vivas.

Pequeños Sistemas Dunares (superficies de jable)

Jables del Cotillo, Majanicho y La Angostura (Punta de Jandía).

El Jable de Majanicho se inserta dentro un área deprimida en medio del Malpaís del Norte, fluyendo las arenas de Norte a Sur, y frenándose por la existencia de un claro frente de colada. Está constituido por dos lenguas que entran en la Isla de NE a SO, con una actividad arenosa actual debida a la removilización de las arenas ya existentes a partir de primitivas dunas, formando pequeñas nebkas a día de hoy.

En el caso del Cotillo, los rasgos sedimentológicos aportados por Criado, C. (1991) indican que aún existe una fuente de alimentación más importante relacionada con las calas arenosas del litoral del Tostón. También cuenta con un sustrato de paleodunas originadas durante una regresión marina sobre la que se ubican pequeñas nebkas.

De forma similar, aparece una importante extensión de jable al norte del faro de la Punta de Jandía, constituido en inicio bajo condiciones paleoclimáticas y que está formado por pequeñas nebkas con bastante circulación de arena a día de hoy. Esta movilización parece ser fruto, igualmente, de la remoción de antiguas superficies dunares.

Jable de Lajares

Al sur y este de Lajares se localizan importantes depósitos de arenas organógenas que fueron acumulados en un antiguo nivel de amplia rasa marina, hoy enterrada por el Malpaís del Norte. Las emisiones de los volcanes del Bayuyo generaron procesos de endorreísmo en las cuencas de la Cañada de Melián y entre la Montaña de La Costilla y la Montaña de La Jaqueta, haciendo que las arenas fosilizaran dentro de los cauces. Se generaron así importantes depósitos arenosos posteriormente arramblados por la escorrentía.

Las paleodunas del Barranco de Los Encantados descansan sobre materiales del Complejo Basal, que representan la primera fase de crecimiento submarino de la isla de Fuerteventura, y sobre materiales serie antigua (serie I). La conservación de estos afloramientos, junto con las dunas antiguas ricas en fósiles del Cuaternario, es esencial para entender los procesos geológicos que han intervenido en la formación y, en la evolución reciente de la isla.

Por la potencia de tales depósitos, parece ser que el campo dunar pudo ser muy amplio, llegando a unirse por el SE al conjunto de paleodunas del complejo de Corralejo.

Actualmente existe removilización de arenas por eolización, como en el resto de superficies de jable aquí descritas, con un origen en procesos bioclásticos.

GEOGRAFÍA DE LANZAROTE

26 agosto, 2011

Geología y Geomorfología de Lanzarote.

Geología de Lanzarote.

En términos geológicos Lanzarote se considera una isla plana, ya que su construcción se sitúa sobre un zócalo de basalto. Sobre el mismo se han producido una serie de erupciones volcánicas donde la más reciente aconteció en el año 1824, Volcán de Tinguatón (volcán Nuevo). Estos episodios eruptivos han dado lugar al actual relieve de la isla con una orientación sur-suroeste y nor-noroeste. En esta planicie de volcanes cuaternarios, se observan dos grandes alturas, al norte el macizo de Famara y al sur el macizo de los Ajaches.

EDAD      FORMACIÓN

15 m.a     Macizo mioceno de Los Ajaches

10-6 m.a. Macizo mioceno de Famara

3 m.a       Erosión de los dos Macizos

1-2 m.a.   Construcción de pequeños estratovolcanes y de los conos de escoria subrecientes

Período histórico. Volcanismo histórico.

Fuente: Anguita, F. et. al. 2002

En la isla se aprecian dos formaciones de la Serie Antigua o Basáltica (Serie I y series basálticas iniciales, una al nordeste y la otra al sur), si bien, la mayor parte de la isla está formada por las dos últimas series basálticas (Series II y III).

En zonas del nordeste, estos materiales aparecen cubiertos de depósitos sedimentarios cuaternarios (jables, derrubios de ladera y caliches). La Serie basáltica III ocupa parte del sur, sureste y noreste de la isla, siendo sus formaciones de épocas cuaternarias. Estos materiales están compuestos por lavas basálticas y por piroclastos que proceden de conos de cinder que se encuentran bien conservados, recubiertos a su vez de caliches.

En la isla se aprecian dos formaciones de la Serie Antigua o Basáltica (Serie I y series basálticas iniciales, una al nordeste y la otra al sur), si bien, la mayor parte de la isla está formada por las dos últimas series basálticas (Series II y III).

En zonas del nordeste, estos materiales aparecen cubiertos de depósitos sedimentarios cuaternarios (jables, derrubios de ladera y caliches). La Serie basáltica III ocupa parte del sur, sureste y noreste de la isla, siendo sus formaciones de épocas cuaternarias. Estos materiales están compuestos por lavas basálticas y por piroclastos que proceden de conos de cinder que se encuentran bien conservados, recubiertos a su vez de caliches.

Serie I.

Esta Serie o primera etapa comienza en el Mioceno (15,5 m.a) y se corresponde la Formación o Complejo Basal que está constituido por los dos macizos de la isla, Macizo de Famara y Macizo de los Ajaches y por una serie de afloramientos localizados en la parte central insular y que posteriormente fueron cubiertos por erupciones posteriores estando en la actualidad varios centenares de metros bajo el nivel del mar. Otro edificio volcánico perteneciente a esta Serie es el de Tías aunque de menor volumen. Este periodo se prolongó por más de 12 m.a. con amplias etapas de actividad alternadas por otras de menor actividad y más cortas. Es en este período cuando se alcanza un desarrollo subaéreo mayor.

El Macizo de Los Ajaches se ubica en el extremo Sureste de la isla y presenta los materiales más antiguos de la misma. Su punto más alto está en la Atalaya de Femés con 608 m. Al contrario que en el Macizo de Farmara, aquél se generó en un período de un m.a. dentro de un solo ciclo eruptivo. Su extensión, menor que el anterior, es aproximadamente de unos 46 km2. Su construcción comenzó hace unos 15 m.a. aproximadamente debido a la actividad eruptiva muy alta conformando un gran edificio volcánico o escudo-isla (HANSEN, A., 2002) que una vez establecido sufriría un período de desmantelamiento de unos 3 m.a. Este periodo de receso de actividad volcánica dio paso hace 10 m.a. a la formación en el Nordeste del Macizo de Famara.

El Macizo de Famara se localiza en el Norte de la isla y se construyó en un periodo de unos 6,3 m.a. (COELLO et al.) Ocupa una superficie de aproximadamente 138 km2, o lo que es lo mismo, el 15 % de la superficie insular. El macizo posee una planta rectangular, con su eje mayor de 22 km, y su eje menor con una media de 9 km. (HANSEN, A., 2002).

En esta primera Serie también cabe mencionar, aunque con unos volúmenes menores, la formación del Macizo de Tías compuesto por pequeños afloramientos discontinuos espacialmente. (ROMERO, C., 2003).

Ambos macizos miocenos constituyen las mayores alturas de la isla y dado su edad presentan signos inequívocos de una gran erosión que ha incidido en la apertura de barrancos y en la formación de imponentes acantilados de los que sobresalen los Riscos de Famara.

Serie II.

Después de la formación de la Serie I existe un periodo importante de tiempo de cierta inactividad caracterizado por las fuerzas de los distintos agentes erosivos que actuaron como modelador de los relieves basálticos miocenos. Esta segunda Serie comenzó hace aproximadamente 2,7 m.a. En esta etapa se produjo la formación de la playa levantada de los 50 metros.

Esta Serie puede subdividirse en dos subseries: Serie II A y Serie II B. (FUSTER et al.,1968).

La Serie II A se caracteriza por la alta erosión de los edificios que ha incidido en la creación de redes de drenaje relativamente definidas. Ejemplos de este periodo en el conjunto volcánico de Famara son Montaña Roja, Chimia, San Rafael, la Atalaya de Haría, etc., y en el caso de Los Ajaches, Montaña Roja.

La Serie II B sufren también una alta erosión pero con una mayor de las estructuras. Pertenecen a esta subserie: Caldera Riscada, Montaña de Guanapay, Caldera Gritana, Tinasoria, etc.

Serie III.

Es en esta Serie donde la isla crece en mayor superficie cubriendo amplias zonas pertenecientes a la Serie II. Estas zonas abarcan el sector central de la isla desde el Macizo de Famara en el Norte y el de Los Ajaches al Sur. La superficie ocupada ronda los 600 km2 aproximadamente. Esta actividad volcánica arranca desde los 1,7 m.a. y viene definida por la presencia de una banda de actividad o rift de orientación NE-SO (HANSEN, A., 2002) que creó una alineación de edificios volcánicos. Entre los conos volcánicos, las zonas llanas se configuran como paisajes con formas de valle. Los conos presentan una diferente morfología. Esta alineación de conos genera una división de la isla en su sector central. Presentan unos rasgos especiales los edificios creados por el hidrovolcanismo como el caso representativo del volcán de El Golfo.

La conservación de los edificios volcánicos presenta un mayor grado. Esta etapa se encuentra entre entre las playas de 10 y 5 m. (FUSTER et al.) Los conjuntos volcánicos que se generaron en este periodo siguen directrices paralelas que recorren la isla en dirección NE-SW. En la directriz más septentrional se encuentran los volcanes de Soo, El Cuchillo, Montaña Tinajo, Caldera Blanca, etc. La alineación central está formada por la Montaña de Tamia, Tisalaya y Tinache, y paralelamente a costa S, las Calderetas de Guatiza, Tinamala, Guenia, Tahíche, Zonzamas, Mina, Montaña Blanca, Guardilama y la Atalaya de Femés, forman una tercera alineación. (REYES BETANCORT et al., 2000).

Serie IV.

Esta Serie la forman los materiales de lavas y volcanes más recientes. Por incluirse en esta última fase, los materiales se caracterizan por la juventud de los mismos motivando que la generación y desarrollo de suelos aún esté en un primer estadio. Todos los volcanes presentan conos de tipo cinder bien conservados que emitieron extensas coladas aa con bloques en superficie y coladas pahoehoe con frecuentes tubos volcánicos. (REYES BETANCORT et al., 2000).

En esta etapa destacan el cono gigante de escorias de La Corona y las grandes erupciones históricas de 1730-1736 y 1824. Otros volcanes de entidad presentes en la zona de La Corona son la Quemada de Orzola y Los Helechos-La Quemada que dieron lugar a un malpaís con una superficie de unos 50 km2 en el Norte de la isla.

Las erupciones históricas de Timanfaya de 1730-1736 tuvieron unas amplias dimensiones. De los acontecimientos eruptivos en época histórica constituye, sin duda, el de mayor rango.

El Archipiélago Chinijo tiene su origen geológico en dos las dos últimas Series (III y IV) separadas por un intervalo de erosión-sedimentación. Constituye la prolongación de Lanzarote hacia el Norte de las líneas de debilidad estructural que organizan el vulcanismo reciente del sector septentrional de Lanzarote. (PÉREZ-CHACÓN, E. y SUÁREZ RODRÍGUEZ, C., 1993)

Geomorfología de Lanzarote.

Macizo de los Ajaches.

El Macizo de Los Ajaches conforma junto a la plataforma lávica del Rubicón y el malpaís de Las Breñas una península en el Sur de la isla. Es el más antiguo macizo del conjunto de la formación insular. La altitud máxima que presenta se localiza en la Atalaya de Femés con 608 m. La vertiente Este, conformada por una red de drenaje con barrancos encajados. Se configura como los relieves más accidentados de la isla presentando una costa escarpada. Hacia el Norte descienden valles suaves de fondo plano y de perfiles transversales tendidos. La plataforma lávica del Rubicón está constituida tanto por rocas, piroclastos y lavas. Constituye una superficie llana alterada por la presencia de Montaña Roja localizada al suroeste de la unidad.

Macizo de Famara.

El Macizo de Famara, ya descrito, se alza al Norte de la isla ocupando una gran superficie junto con la meseta de Famara-Guatifay constituyendo esta última un lomo erosionado que se desarrolla hacia el Este. Las mesetas de Famara, al Sur y la de Guanapay, al Norte están separadas por el Valle de Haría.

Área central.

Constituye el sector más extenso del conjunto insular. El límite Norte viene establecido desde la Caleta de Famara hasta la Ensenada del Banco. El límite Sur está marcado desde las Salinas del Janubio a Playa Quemada. Desde los puntos culminantes de la alineación de los volcanes descienden rampas de pendiente suave hacia el mar. Dichos puntos culminantes vienen definidos por más de un centenar de pequeñas colinas.

Principales formas del relieve.

Volcanes.

La isla de Lanzarote cuenta con volcanes de distinta tipología y morfología localizados principalmente en el área central de la isla. Por lo general se trata de estructuras simples. La diversidad de los edificios volcánicos viene definida por diferentes aspectos: el índice de explosividad, los mecanismos eruptivos estrombolianos, por el contacto de los magmas básicos con rocas cubiertas de agua, el contenido del magma, el contacto con la atmósfera, el recorrido hasta la superficie, etc.

El periodo de actividad volcánica que dio lugar a la formación de esta gran parte de la isla entre los macizos miocenos comenzó hace 1,7 m.a. en el que la superficie y forma insular quedó definida como se conoce en la actualidad. Dicha actividad comenzó en un primer momento en los bordes de dichos macizos preexistentes para luego completarse en una banda de actividad magmática o rift de orientación NE-SO que generó una alineación de volcanes instaurados en dicha orientación.

Los conos volcánicos están distribuidos desde la zona central de esa orientación estructural hacia el Oeste. Entre ellos se asientan valles de fondo plano y alargados. Hacia el Este, las formas de valle son sustituidas por rampas que ha evolucionado conformando estructuras de glacis debido a la erosión.

La alineación de conos volcánicos con mayor estructuración va desde Montaña Roja en Yaiza hasta Las Calderas en Guatiza. Es en su tramo central donde la concentración es mayor. Ejemplos de conos de esta cadena son: Montaña Tahíche, Montaña Guardilama, Montaña Blanca, Caldera Quemada, Caldera de Las Chozas, Montaña Tesa, Montaña Guatisea, Caldera de Gaida, Guardilama, Tinasoria, etc.

Con respecto a los edificios y conos hidromagmáticos, el agua participó decisivamente en su configuración debido a la proximidad de las bocas eruptivas al mar o a producirse las erupciones en una plataforma de abrasión marina. (HANSEN, A., 2002).

Ejemplos de edificios hidrovolcánicos son el volcán de El Golfo, el del Cuchillo que se ubica en la alineación de los volcanes de Soo.

Malpaíses de lavas y piroclastos.

La superficie de las lavas pahoehoe se ven alteradas cuando se consolidan y la lava que existe bajo ellas actúan derivando en el escape de gases subterráneos. Por ello aparecen fragmentos superficiales escoriáceos transformando su superficie en una colada de tipo aa (ROMERO, C., 2003). Una amplia zona de Timanfaya recoge este tipo de paisaje volcánico. Los materiales escoriáceos que componen estos malpaíses son normalmente ásperos, irregulares tanto en morfología como en volumetría.

Otras áreas significativas son la zona de Las Breñas, la de Tías, la de Ancones, etc. dominadas por malpaíses evolucionados. En el Norte de la isla, el Volcán de la Corona y su malpaís abarca una amplia superficie de la misma.

Áreas de piroclastos o rofe.

En el Sur y Sureste de Timanfaya se localizan extensas áreas de materiales piroclásticos finos caracterizando un paisaje dominado por el color negro. Estos materiales, en su mayoría, fueron expulsados por las erupciones históricas de 1730-1736, y posteriormente transportados por el viento hacia dichas zonas donde se asientan en la actualidad formando arenales volcánicos. El espesor varía de unas zonas en función de la topografía preexistente. Se conoce a esta capa como rofe o lapilli.

El caso de La Geria es paradigmático de este proceso y el uso que el hombre ha realizado posteriormente de esta zona para el cultivo de la vid definiendo un paisaje agrario característico de Lanzarote.

Rampas suaves y glacis.

Los glacis y las rampas suaves presentes en Lanzarote están distribuidos desde la zona central de orientación estructural de los conos volcánicos hacia el Oeste y el Este. Entre ellos se asientan valles de fondo plano y alargados. Hacia el Este, las formas de valle son sustituidas por rampas que ha evolucionado conformando estructuras de glacis debido a los procesos de la actividad erosiva.

Plataforma lávica excéntrica.

La plataforma lávica excéntrica de los Llanos del Rubicón y Montaña Roja se localiza en el Sur de la isla. Con una superficie de más de 50 km2 es la unidad de relieve que junto al Macizo de Los Ajaches vertebra el Sur lanzaroteño. La base de esta plataforma está compuesta de materiales de la Serie I. Esta superficie, que se alzaba entre 20 y 50 m. sobre el nivel del mar, fue recubierta posteriormente por lavas de erupciones provenientes del volcán de Montaña Roja.

Formas de modelado.

Macizos antiguos de dorsal (tipos de barrancos).

Los dos ejemplos de estos macizos son los de Famara y Los Ajaches. En ellos aparecen diversos tipos de valles y barrancos debido a las condiciones de los materiales de las capas lávicas y al proceso de modelado que han sufrido por la erosión.

Se pueden establecer tres tipos de barrancos asociados a estos macizos:

– Valles labrados en su totalidad sobre afloramientos de la Serie I

– Valles desarrollados sobre superficies lávicas y conos volcánicos más o menos recientes.

– Valles mixtos, que en sus tramos altos y medios se han tallado sobre la Serie I y en los tramos bajos se instalan sobre afloramientos de rocas más recientes. (ROMERO, C.,2003)

Dentro del primer grupo de barrancos se incluyen los valles en U que debido al desmantelamiento de los materiales más antiguas de dicha Serie. Ejemplos de estos valles son los de Temisa (Famara), La Higuera (Los Ajaches), etc.

Las capas lávicas de mayor potencia de las últimas fases de la Serie I ocasiona que los niveles de ensanchamiento no sean tan acusados como en el caso anterior por lo que el nivel de encajamiento es mayor configurando un tipo de barranco más alargado, profundos y estrechos definiendo otro tipo de barrancos como el barranco de Tenegüime, el Valle del Palomo, etc. (Famara) y el barranco del Parrado, de Los Dises, etc. (Los Ajaches). En este primer grupo tienen presencia también los valles colgados y los pequeños valles en V. Los primeros son el resultado del retroceso del nivel marino y de la acción de la erosión marina que dejó al descubierto grandes caídas al mar salvando importantes desniveles (Valle Chico en Famara). Los pequeños valles en V son de recorrido corto y estrechos. Se localizan en el Macizo de Famara (Valles de Fuente Sala y de Fuente Dulce, etc.) Otro tipo de barrancos de este primer grupo son los que han sufrido una erosión torrencial y marina además de una obturación de los mismos en su desarrollo por conos volcánicos convirtiéndolos en áreas endorréicas como en los casos del Valle de Femés, Guinate, etc.

Un segundo grupo lo conforman los valles desarrollados sobre superficies lávicas y conos volcánicos más o menos recientes que se caracterizan por el bajo nivel de encajamiento al pertenecer a materiales de las Series II y III que no han estado sometidos como en caso de los anteriores a grandes procesos erosivos.

Finalmente, el tercer grupo lo compone los valles mixtos que debido a obturaciones en sus tramos medios han originado que en los tramos superiores el nivel de encajamiento sea mayor, al actuar la erosión sobre materiales de la Serie I, que en el tramo final.

Formas de modelado erosivas.

Acantilados, escarpes.

Los procesos erosivos marinos que han actuado sobre los edificios de la Serie I han sido intensos provocando el desmantelamiento de los mismos. Ello, junto a la erosión torrencial generó el retroceso de las estructuras primigenias ocasionando la formación de acantilados y escarpes.

En la vertiente Este de los macizos los afloramientos de los materiales de la Serie quedan interrumpidos de modo brusco a través de escarpes que, en ningún caso, llegan a alcanzar alturas superiores a los 100 m. y que hoy corresponden a acantilados muertos en Famara, pero aún activos en Los Ajaches. (ROMERO C., 2003). En la vertiente Oeste de dichos macizos, la potencia y nivel de los acantilados es mayor debido a la desaparición, mediante erosión marina, de los flancos occidentales de los edificios originales. (ROMERO, C., 2003).

Playas.

Las formas del relieve presentes en el litoral se caracterizan por la acción de diferentes factores como la composición de los materiales geológicos, el oleaje y los procesos morfogenéticos terrestres. La mayoría de las playas están formadas por arenas biogénicas u organógenas (jables). Otras playas están conformadas por granos de origen volcánico. El dominio inframareal y la dinámica biosistémica de este tipo de geoformas de contacto entre el medio marino y terrestre se desarrolla en el epígrafe correspondiente al medio marino.

Formas de acumulación.

Las formas de acumulación tanto marinas como continentales en el ámbito de los macizos antiguos. Estos procesos de acumulación están vinculados a las formas erosivas de incisión de una manera directa o indirecta. Los depósitos detríticos de carácter marino, eólico, coluvial y torrencial están bien representados en la isla. (ROMERO, C., 2003) Los dos macizos antiguos presentan distintos niveles marinos en su ámbito litoral mostrando los cambios de nivel a los que la isla ha estado sometido.

Depósitos de ladera.

Los fondos de valle de ambos macizos están configurados por formaciones detríticas aluviales. Por lo general son recientes. En las laderas las formas de acumulación pueden ser por depósitos por gravedad, por procesos torrenciales y eólicos (abanicos detríticos, como el de la zona Norte del Risco de Famara) y por acumulación de depósitos detríticos acumulándose sobre la plataforma o llanura inferior (glacis).

Jable.

El Jable es una formación sedimentaria de acumulación de arena de origen marino que está presente en la isla en una amplia extensión. Son arenas activas que atraviesan la isla debido a la acción de los vientos alisios que la empujan desde la zona de bahía de Penedo hacia la costa Este de la isla en la proximidades de Guasimeta. Esta capa de arenas organógenas ha cubierto las rampas por las que transcurren hasta llegar al Sur de Arrecife.

 

Litoral

La singularidad del paisaje de Lanzarote es bien conocido, sus contrastes de colores, ambientes, relieve, etc., y el conjunto de sus valores ambientales y socioculturales son el refrendo de su proclamación como reserva de la biosfera. En éste, el paisaje volcánico juega un importante papel, siendo su principal manifestación, que contrasta en el litoral con las blancas playas arenosas. De la misma forma, sus fondos marinos son una continuidad de sus paisajes terrestres, donde alternan playas arenosas sumergidas, acantilados (veriles), taludes de coladas basálticas o de arena, etc., resaltando en algunas zonas las anfractuosas formas de las coladas o malpaises, donde el mar esculpe sus formas, tubos volcánicos, cuevas sumergidas, rasas intermareales, etc.

Lanzarote es la isla más oriental del archipiélago, una de las más cercanas a la costa africana, con 169 km de costa donde alternan en el paisaje submarino las formas suaves y aplaceradas.

Lanzarote y Los Islotes comparte su plataforma insular con 461 km², la segunda más amplia de Canarias, que comparte con Fuerteventura y juntas suponen el 51,2% de la plataforma costera del archipiélago. Esta característica geomorfológica, además de su cercanía a la costa africana que le permite aprovechar la gran riqueza y productividad de sus aguas, además de la influencia de algunos procesos oceanográficos (pequeños afloramientos locales, remolinos, filamentos, etc.).

El litoral de Lanzarote es variado y singular, contrastando las suaves formas de los sectores más antiguos, como Los Ajaches, en el sureste, donde predominan los acantilados, señales de la erosión marina del macizo y las playas de cantos o arenas claras. Sin embargo, en los tramos más jóvenes, de reciente formación, como la costa de Timanfaya o del Malpaís de La Corona.

Estos sectores, especialmente el primero, en los que los malpaíses llegan al mar y se adentran en él, son abruptos, con pequeños cantiles o amplias rasas intermareales de difícil acceso y variadas formas, intercalados por playas de cantos, gravas o arena oscura en el oeste y arenas blancas en el norte de la isla.

En Órzola y Arrecife, la geomorfología costera ofrece los sectores más singulares de Canarias, conformando sus principales hábitats de bajíos y rasas intermareales de gran belleza visual, pues la costa baja se adentra en el mar, formando entrantes, canales, islotes, etc., alternando el color oscuro del basalto con el del mar y la blanca arena. De la misma forma, el paisaje volcánico de Los Islotes, largamente esculpido por el mar, proporciona unas de las imágenes costeras de mayor belleza del archipiélago.

Sistemas dunares en Lanzarote.

En la isla de Lanzarote encontramos varias áreas de acumulación de arenas, que se distribuyen por la isla de La Graciosa, los litorales orientales de Lanzarote (entre Órzola y Guatiza –donde se mantiene algunas flechas dunares litorales de gran valor paleogeomorfológico–) y, de mayor importancia, dada su extensión, el gran sistema eólico de “El Jable”, que se extiende entre Caleta de Famara, al Norte, el litoral entre Arrecife y Guacimeta, al sur, los pueblos de Soo y Tiagua, al Oeste, y las estribaciones del Macizo de Famara, al Este.

La poca profundidad del mar en este sector acoge una gran dinámica submarina de sedimentos calcáreos que se estabilizan en el brazo de mar existente entre La Graciosa y Lanzarote, lo que favorece un ecosistema peculiar submarino, caracterizado por la presencia de sebadales. Los grandes temporales removilizan estos sedimentos, y los ponen a disposición de corrientes y oleaje, que los desplazan hacia tierra. Una vez en tierra, el viento se encarga de trasladar las arenas, generando formas de acumulación en tránsito.

El Jable de Lanzarote se extiende sobre una gran extensión prácticamente llana, con una ligera pendiente hacia el interior de la isla. Se trata éste de un ámbito escasamente estudiado en cuanto a la dinámica sedimentaria. Este sistema dunar se alimenta de los materiales aportados a las playas de Famara y Caleta de Famara, los cuales son movilizados por los vientos, preferentemente alisios, y desplazados hacia el interior de la isla. Las arenas atraviesan el territorio emergido, desbordándolo por el litoral de sotavento, entre Arrecife y el Aeropuerto de Guacimeta. Así, históricamente el campo de dunas atravesaba la isla de Lanzarote de norte a sur, pero hoy en día los depósitos se encuentran muy alterados, y la dinámica sedimentaria eólica en franco retroceso.

Se caracteriza por presentar dos zonas muy diferentes, en cuanto a su dinámica y morfología: una unidad occidental, caracterizada por arenas de tonos más claros, carbonatadas, y otra donde predominan arenas de tonos más oscuros, con menor concentración de carbonatos. En algunos sectores, el desarrollo de la cobertura vegetal ha reducido drásticamente la dinámica del sistema, por lo que existen escasas formas de dunas, y son las láminas de arena las geoformas dominantes. También el crecimiento urbano del antiguo núcleo pesquero de Caleta de Famara, y la localización errónea de algunas urbanizaciones sobre el litoral (especialmente en Caleta de Famara, así como en la Urbanización Islands Home), han paralizado parcialmente los aportes, por lo cual el sistema ha ido progresivamente degenerando, quedando tan sólo en activo algunas dunas que discurren por el fondo llano del valle de Teguise (figuras 4 y 5). Las principales consecuencias de esta paralización de aportes han sido, por un lado la reducción y muerte arenoso para suministro de las escasas dunas barjanas que se mueven a lo largo del valle.

La extracción del recurso arena para edificaciones también ha supuesto una disminución de las arenas en tránsito, siendo hoy muy puntuales los lugares donde se concentran geoformas con importantes volúmenes. Así, otro de los conflictos ambientales que alteran la dinámica de El Jable es la proliferación de áreas extractivas de arenas calcáreas en el ámbito interior del sistema, especialmente al este de Tiagua, Munique y Soo. Estas extracciones, además del impacto directo sobre el recurso, la vegetación y el hábitat, han removilizado una gran cantidad de arenas, exponiéndolas al viento; de esta forma afectan a viviendas, cultivos e infraestructura viaria, lo que ha obligado al Cabildo Insular de Lanzarote a procurar medidas para el mantenimiento expedito de algunas vías que cruzan el área principal de movimiento de arenas, especialmente en épocas de fuertes vientos.

GEOGRAFÍA DE CANARIAS

26 agosto, 2011

LOCALIZACIÓN Y RASGOS GENERALES.

Las Islas Canarias se localizan en el Atlántico Medio (entre los paralelos 27º y 30º al Norte del Ecuador) y entre los 14º y 40º de Latitud Norte. Está formado por siete islas mayores (Lanzarote, Fuerteventura, Gran Canaria, Tenerife, La Gomera, La Palma y El Hierro) cuatro menores (La Graciosa, Alegranza, Montaña Clara y Lobo), y varios islotes o roques (Roque del Este, del Diablo, Salmor, Gando…).

El Archipiélago Canario comprende 7.446,6 Km2 desigualmente repartidos ya que, sólo tres islas sobrepasan los mil kilómetros cuadrados (Tenerife, Fuerteventura y Gran Canaria).

La configuración montañosa y las abruptas pendientes resultantes son otros de los rasgos que caracterizan el Archipiélago Canario, pues las fuertes pendientes resultantes de las cumbres en relación con sus escasas distancias al mar, son visualmente muy impactantes en ocasiones (Andén Verde en Gran Canaria, las Paredes septentrionales del Teide, La Caldera de Taburiente en Tenerife y La Palma respectivamente, y el Julan o EL Golfo en El Hierro), concediéndoles una singularidad única en el mundo. Sin embargo, estas estructuras del espacio canario, tan frágiles para su ocupación por parte de la colectividad humana, está soportando la mayor sobre ocupación del territorio español y europeo superando incluso los 300 habitantes/km2 en las islas de Tenerife y Gran Canaria.

El Archipiélago Canario, situado entre los paralelos 13-19°W y los meridianos 27-30°N en el Océano Atlántico Centro-Oriental y próximo a la costa NO africana, está constituido por ocho islas de origen volcánico. Las islas se han formado en la parte oceánica de la placa africana, cerca del talud continental de la costa NO africana y están distribuidas transversalmente respecto a la corriente marina dominante, conocida como Corriente de Canarias, con canales de separación entre ellas relativamente cortos y, generalmente, de gran profundidad.

Por su naturaleza volcánica y juventud, la mayoría de las islas carecen de una plataforma insular extensa, siendo el conjunto Lanzarote – Fuerteventura y las islas de Gran Canaria y La Gomera las que presentan plataformas submareales más amplias, sin duda como consecuencia de su mayor edad. Por el contrario, las islas más jóvenes, como es el caso de La Palma y El Hierro prácticamente no poseen plataforma marina y en muchos sectores costeros es posible alcanzar los 200 m de profundidad a muy poca distancia de la costa (100-200 m). En general, las costas de las islas occidentales (La Palma, El Hierro y La Gomera), sobre todo las orientadas al N y O, son muy acantiladas y carecen casi de playas, las cuales, cuando existen, se encuentran en la desembocadura de los barrancos principales y están formadas principalmente por cantos rodados (“callaos”) de diverso calibre o por arenas negras volcánicas.

El efecto combinado de la situación geográfica del archipiélago canario y su naturaleza volcánica determinan que las aguas que lo rodean presenten unas características particulares de gran interés, tanto en lo que se refiere a sus propiedades hidrológicas (temperatura, salinidad, nutrientes, etc.) como a una serie de fenómenos oceanográficos asociados a nivel mesoescalar: remolinos, filamentos, estelas, etc., (Haroun, 2001). La importancia de estos parámetros oceanográficos desde el punto de vista biológico queda patente por la indudable influencia que ejercen sobre diversos fenómenos y procesos que condicionan la formación y estabilidad de las comunidades marinas litorales, tanto bentónicas como demersales.

Las mareas en Canarias presentan un régimen de tipo semidiurno, con un rango medio de oscilación entorno a 1 m y siendo su rango máximo cercano a los 3 metros, como suele ocurrir durante las grandes mareas vivas equinoccionales. Sin embargo, como consecuencia de la marcada orografía litoral y la escasa amplitud de mareas en Canarias, las franjas intermareales de gran extensión que quedan emergidas durante la bajamar son muy escasas en las islas, y, por lo tanto, los ambientes de charcos intermareales y rasas litorales están poco representados.

A lo largo de diversos puntos de la cercana costa noroeste africana, se producen fenómenos de afloramientos de aguas profundas, que tienen una salinidad y temperatura menor que las aguas superficiales, siendo más ricas en nutrientes. La mayor o menor penetración de los filamentos de estas aguas afloradas hacia la cadena de islas que conforman el Archipiélago Canario, revela el alcance de este proceso oceanográfico como aportación de nutrientes a las comunidades bentónicas costeras que normalmente están bañadas por aguas oligotróficas. Aunque en determinadas épocas del año se pueden observar filamentos derivados de dichos afloramientos africanos, con aguas ricas en nutrientes y baja salinidad, que alcanzan las Islas Orientales y más esporádicamente hasta Gran Canaria.

A modo de resumen sintético, se puede decir que el efecto combinado de diferentes parámetros oceanográficos (corrientes, temperatura, concentración de nutrientes, etc.) tanto a nivel local y mesoescalar como a gran escala, queda reflejado en que en las costas canarias se produzca un amplio abanico de posibilidades en las características oceanográficas de sus aguas, y por ende, de las comunidades bentónicas que pueden desarrollarse en diversos tramos costeros.

Se puede decir que las afinidades y peculiaridades descritas así como, la biodiversidad que en ellas se desarrolla y su dispersión en el océano Atlántico le confieren en el mundo el ser uno de los ámbitos ecológicos mas cohesionados y peculiares del Planeta.

CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS Y GEOMORFOLÓGICAS.

En general no existe todavía un acuerdo unánime sobre la orogénesis de canarias, al no haber un modelo coherente con todos los datos existentes. De todo lo visto se podría establecer dos grandes grupos de modelos, donde el denominador común es el esquema de la tectónica global o de placas:

a) Aquellos que mantienen como eje fundamental de un penacho o pluma térmica del manto, es decir el ascenso, a modo de columna o pluma, de material caliente del manto.

b) Y los que apoyan el papel fundamental de la tectónica de placas, como responsable del magmatismo canario.

Así a lo largo del tiempo y en numerables estudios, Canarias ha sido el punto de reunión de muchos científicos, dado que es uno de los pocos archipiélagos formados por la erupción de volcanes marinos y que estos todavía estén activos, además de ser una zona con numerosas erupciones (18 en las últimos 500 años), y su interesante historia volcánica que abarca varias decenas de millones de años, con fases de construcción submarina y subaérea. Desde hace tiempo se manejaban diferentes teorías sobre la formación de las islas, llegando a tener mas peso las siguientes:

OROGÉNESIS DE LAS ISLAS CANARIAS

Teoría del punto caliente

Según esta teoría, las islas fueron formadas en la fosa transoceánica que se encuentra entre África y América. Explica perfectamente cadenas lineales de islas, como Hawai, donde existe un foco magmático fijo en el manto donde se desplaza la placa litosférica. Las islas que se van formando sucesivamente en la vertical de este foco se van desplazando de él por efecto de desplazamiento de la placa, generándose un rosario de islas, tanto más antiguas cuanto más alejadas estén de su punto de origen.

Teoría de la fractura propagante.

Esta nos comenta que, coincidiendo con las fases de compresión y distensión de la tectónica del Atlas, se produjera una fractura de la litosfera que se propagaría desde el continente hasta el Atlántico, generando magma a su paso, como consecuencia del descenso de presión en la astenósfera, y permitiendo al mismo tiempo su salida a la superficie.

Ninguna de estas teorías ha sido aceptada del todo, siendo la teoría del punto caliente la más aclamada por los científicos de ser la real. Esto origina que en la actualidad las islas todavía estén en activo, exceptuando a la Gomera, el Hierro y la Palma, siendo las únicas en que no se detecta movimiento volcanológico. Como la formación no llega a explicar del todo, los científicos estudian el fondo de las islas en busca de respuestas, descubriendo que las islas tienen poca plataforma submarina, estando esta en la mayor parte orientada hacia la superficie debido a ser un magma espeso. Destacar que las únicas islas con gran plataforma marina son Fuerteventura y Lanzarote, dado que estas han sido las mas erosionadas del archipiélago, al ser las mas viejas.

Las características generales de las islas se podrían enumerar de la siguiente manera:

– La cantidad de magmas que es posible encontrar en las islas.

– La asimetría de los cráteres y volcanes de las islas debido a su clima, ya que dependiendo de donde venga el viento y su fuerza, saldrá el magma para una dirección u otra, además de los piroclastos y las bombas.

– La diversidad de rocas volcánicas que se presentan en todo el archipiélago en todo el espectro del grupo de los basaltos alcalinos.

Formación de las islas

La formación de las islas empieza bajo el mar, donde se crea una grieta por donde fluye el magma, formando una pequeña base, que con sucesivas erupciones iría aumentando su altura y su anchura, pero debido a que la colada era muy viscosa, se iba acumulando en los laterales de este volcán submarino, creciendo más vertical que horizontal. Una vez que este volcán llega a la superficie, debido a que no esta en contacto con el agua, la colada tarda más en enfriarse y puede extenderse más, llamándose entonces edificios volcánicos subaéreos.

Los productos volcánicos de Canarias se podrían clasificar en tres tipos:

Emanaciones Gaseosas: es decir, la fase volátil del magma que se escapa libremente a la atmósfera. En la figura podemos apreciar la composición de los gases en su fase inicial y final en la erupción del Teneguía de la Palma.

Materiales Piroclásticos: originados por la proyección al aire de fragmentos de lava fundida de diverso tamaño, arrojados con trayectorias balísticas por el empuje de los volátiles en las fases ligeramente más explosivas. El término piroclasto hace referencia a la condición de lava fundida (piro) y fragmentada (plasto) de estos materiales. Se diferencian en tres grupos principales:

a) Cenizas volcánicas: fracción fina de diámetro inferior a 2 mm.

b) Lapilli: (picón) o Zinder, fracción de 2 a 64 mm. de diámetro.

c) Escorias o bombas: fragmentos de mayor tamaño de 64mm. de forma regular los primeros y redondeados o en forma de huso los segundos.

Lavas: se suelen diferenciar según su aspecto o características superficiales:

a) Coladas aa: también llamadas escoriáceas, tienen un excelente equivalente en la denominación popular canaria de malpais, que hace alusión a su superficie áspera y difícilmente intransitable.

b) Coladas pahoe-hoe: indica, por el contrario, una superficie lisa y continua, frecuentemente arrugada en pliegues y cuerdas que le dan una gran espectacularidad.

c) Coladas en bloques: las coladas de bloques muy viscosos ofrecen una resistencia interna al flujo muy elevado, por lo que a veces su superficie se parte en bloques de gran tamaño. En las superficies de estas coladas se suelen marcar claramente ondas o arcos originados por el empuje de la lava que continúa saliendo.

Las estructuras volcánicas de canarias se pueden clasificar en dos bloques fundamentales:

– Formas positivas, las cuales son formas que resaltan en el terreno y que pueden ser:

a) Conos volcánicos, que pueden variar dependiendo del tamaño de los fragmentos y su grado de aglutinamiento. También el viento controla su forma y simetría, en función de su intensidad y constancia en dirección. Se forman por acumulación de materiales piroplásticos, principalmente lapilli y escorias basálticas, alrededor del conducto de salida en erupciones.

b) Estratos volcánicos, formados por coladas de elevada viscosidad, las cuales se van superponiendo a los piroplastos, formando grandes edificios volcánicos de poca extensión.

– Formas negativas, las cuales forman depresiones en el terreno y pueden ser:

a) Cráteres, formados debido a la depresión de los conos de los volcanes, formando una depresión en el cráter. Como ejemplo esta el pico Viejo.

b) Calderas, siendo depresiones en el terreno y pudiéndose formar por explosión, por depresión (Caldera de Taburiente) y por hundimiento (Caldera de Las Cañadas).

Por tanto se puede decir que las islas están formadas por dos complejos distintos:

1. Complejo basal de origen submarino, que forman la base submarina de las islas y que solo aflora en la isla de La Palma, Gomera y Fuerteventura.

2. Edificios volcánicos de origen subaéreo. Producto de las erupciones volcánicas que s inician en el Mioceno y que continúan en la actualidad, y que han dado la forma a las distintas islas tal y como las vemos hoy.

Características del Litoral.

No cabe duda de que el litoral, es la franja de contacto entre la tierra y el mar donde interactúan componentes subaéreos y marinos. En general el litoral canario es el resultado de la combinación de procesos destructivos (erosión marina) y procesos constructivos (erupciones), de origen volcánico. Por tanto, y como resultados de estos factores, el litoral del archipiélago es abrupto y rocoso en general, aunque no obstante, existen excepciones Maspalomas (Gran Canaria), Famara (Lanzarote) y Jandía (Fuerteventura), que responden a un periodo volcánico más antiguo y menos dilatado en el tiempo, y a una plataforma bajo el agua más amplia, que favorece los procesos de acumulación.

Debe sus formas a procesos o agentes erosivos de transporte y sedimentación que modelan el litoral costero, participando en el (agentes externos) la dinámica marina y el viento, y (agentes internos) la historia geológica y la naturaleza litológica de los materiales así como, la evolución de la actividad magmática, que constituyen el relieve de las islas y de los cuales no sólo depende la configuración del perfil de las islas, sino también, la alternancia de las islas de cotas altas (constituidos por acantilados de variada morfología) y de cotas bajas (formadas por playas y por escarpes costros de pequeña envergadura y de topografía poco o nada accidentada).

Así las diferentes Islas presentan, cada una de ellas, un territorio insular específico cuyo relieve y la exposición a los factores climáticos más sobresalientes de su clima, en especial el casi constante régimen de los alisios, generan en la orografía insular unas condiciones que posibilitan la gran variedad de ecosistemas presentes.

No cabe duda de que el litoral, es la franja de contacto entre la tierra y el mar donde interactúan componentes subaéreos y marinos. En general el litoral canario es el resultado de la combinación de procesos destructivos (erosión marina) y procesos constructivos (erupciones), de origen volcánico. Por tanto, y como resultados de estos factores, el litoral del archipiélago es abrupto y rocoso en general, aunque no obstante, existen excepciones Maspalomas (Gran Canaria), Famara (Lanzarote) y Jandía (Fuerteventura), que responden a un periodo volcánico más antiguo y menos dilatado en el tiempo, y a una plataforma bajo el agua más amplia, que favorece los procesos de acumulación.

Debe sus formas a procesos o agentes erosivos de transporte y sedimentación que modelan el litoral costero, participando en el (agentes externos) la dinámica marina y el viento, y (agentes internos) la historia geológica y la naturaleza litológica de los materiales así como, la evolución de la actividad magmática, que constituyen el relieve de las islas y de los cuales no sólo depende la configuración del perfil de las islas, sino también, la alternancia de las islas de cotas altas (constituidos por acantilados de variada morfología) y de cotas bajas (formadas por playas y por escarpes costros de pequeña envergadura y de topografía poco o nada accidentada).

Así las diferentes Islas presentan, cada una de ellas, un territorio insular específico cuyo relieve y la exposición a los factores climáticos más sobresalientes de su clima, en especial el casi constante régimen de los Alisios, generan en la orografía insular unas condiciones que posibilitan la gran variedad de ecosistemas presentes.

La acción marina ha determinado su conformación, en general escarpadas a barlovento, con llanos costeros y playas a sotavento. Los acantilados y calas en las desembocaduras de barrancos y valles de la zona norte y en las islas jóvenes contrastan con los llanos costeros, playas, jables y campos de dunas costeras formadas por materiales de origen orgánico marino, que en muchos casos se superponen o intercalan a materiales volcánicos, sobre todo en las áreas del sur de algunas de las islas, pero con mayor intensidad en las orientales. Por lo que respecta al litoral, este se continúa bajo el mar sobre unas plataformas insulares de escasas dimensiones y fuerte pendiente. Esto da lugar, junto a las condiciones de las aguas, de baja productividad, y a la naturaleza de sus fondos, arenosos o rocosos, a una gran diversidad de especies, pero con pocos individuos, lo que genera unos ecosistemas litorales bastante diversificados, con lagunas litorales, túneles y tubos volcánicos, zonas intermareales rocosas y fondos submareales rocosos o arenosos, todos ellos extremadamente frágiles desde el punto de vista ecológico.

Es importante destacar que el tamaño y los límites de las comarcas lo determinan la orografía y la geología de nuestro Archipiélago de vulcanismo rico y reciente, así como otros factores biológicos y ambientales en el caso de la superficie emergida y la pendiente, el tipo de fondo, las corrientes, la luz, y la temperatura en la plataforma insular. Por ello, además de grandes unidades naturales, aparecen también, pequeños hábitats donde se localizan en muchos casos ecosistemas únicos y extremadamente inestables así como endemismos locales de gran importancia biológica.

Caracterización geomorfológica de las costas

Tal y como especifica el texto del informe sectorial Caracterización morfológica de las costas de las Islas Canarias (Amalia Yanes Luque, Dep. de Geografía de la Universidad de la Laguna), “la caracterización morfológica de las costas canarias supone considerar, como punto de partida, que las islas emergen como monolitos del fondo del océano”; lo que establece un sistema litoral caracterizado por el escarpamiento y en el que las playas de desarrollo estimable y los campos dunares se limiten a algunos tramos costeros de Gran Canaria, de Lanzarote y de Fuerteventura.

El vulcanismo canario ha definido la morfología costera con rasgos propios: desde el inicio de la actividad magmática (30-40 m.a) hasta las últimas erupciones (1971, Teneguía, La Palma) el frente costero ha sido alcanzado por lavas que han alterado la configuración de su perímetro e interrumpido la remodelación marina, que ha tenido que reiniciarse en numerosas ocasiones.

En otro sentido, hay que hablar también de la acción antrópica como un poderoso agente modelador del litoral desde los años 1940-50, con las transformaciones iniciadas por la agricultura de exportación en Tenerife, Gran Canaria y La Palma, principalmente, y seguidas de la mano del turismo que hace extensiva esta transformación a Lanzarote, Fuerteventura y, en menor medida, a La Gomera y El Hierro. Esta transformación interfiere especialmente en los procesos de transporte y acumulación de arenas, determinando la inestabilidad de muchas playas. A su vez, se inicia la ampliación del frente marítimo con la construcción de complejos turísticos, proliferan las infraestructuras portuarias y se manipulan los sistemas de playas con el fin de incrementar el espacio para el uso turístico.

El informe mencionado, establece tres sectores costeros con características morfológicas diferenciadas: la costa alta, que corresponde a las zonas de mayor antigüedad, con desniveles medios de 150-200 metros y con máximos de hasta 500 metros; un segundo sector, formado por los materiales de emisión más o menos recientes, que constituyen acantilados bajos –a excepción de los de La Gomera–, que en general no superan los 50 metros y donde es frecuente la presencia de playas y arenales, y un tercer sector, definido básicamente en Gran Canaria y Tenerife, que corresponde a aquellos lugares que no se ajustan a las descripciones anteriores (en Las Palmas y Maspalomas, con formaciones sedimentarias marinas y continentales remodeladas por el oleaje, y en El Médano y Puerto de Santiago, en Tenerife, donde son frecuentes la alternancia de playas, de superficies de abrasión, y acantilados bajos y altos).

Procesos y factores que intervienen en la génesis y evolución de los escarpes marinos

Tal y como indica la autora del trabajo referido en el informe sectorial, el origen de los acantilados de Canarias tiene que ver con varios factores, dada la diversidad y contrastes que concurren en muchos de ellos.

Destaca la actividad mecánica del oleaje marino, con presiones momentáneas de gran intensidad, seguidas de descompresión –especialmente en la costa septentrional–, abierta y expuesta a los vientos dominantes. A esta acción se suman, en ocasiones, los temporales producidos por el desplazamiento del anticiclón de la Azores, que pueden llegar a elevar el nivel del mar, incrementando el área de ataque de las olas –de por sí nada despreciable–, donde la amplitud de marea oscila entre 2 y 2,5 metros.

La dinámica litoral cuaternaria se encuentra también entre los factores de modelación del litoral: El hecho de que los depósitos aluviales y coluviales de la costa sólo sean recortados de modo superficial remite a un comportamiento morfogenético muy activo en el pasado (Amalia Yanes Luque, Dep. de Geografía de la Universidad de la Laguna, 2004). Parece que en períodos pasados de precipitación abundante y regular se abrieron cauces de rango diverso en el relieve de las islas, que a su vez desplazaron grandes volúmenes de materiales.

Procesos y factores que intervienen en la génesis y evolución de las playas.

Se puede decir que los procesos sedimentarios en las Islas Canarias son de segundo orden,frente a aquellos que “construyen” los acantilados. No obstante, es conveniente atenderlos, puesto que los lugares que generan son estratégicos en cuanto a usos y valores ambientales.

Se deben considerar dos aspectos en estos procesos de acumulación de materiales sedimentarios. El primero se refiere a la escasez de materiales susceptibles de transporte y acumulación en el frente litoral, al cual llegan desde los barrancos, los acantilados y los fondos ante litorales (siendo estos últimos los que, junto con la plataforma litoral de Lanzarote, Fuerteventura e islotes próximos generan una de las áreas mas significativas en cuanto a la importancia de los procesos de acumulación).

El segundo aspecto a considerar se refiere al transporte y acumulación de sedimentos condicionados por el trazado irregular de la mayor parte de las costas occidentales, que da lugar a derivas litorales poco significativas: domina un transporte de arenas que se limita al espacio comprendido entre los salientes costeros. Es más significativo el transporte en sentido transversal de los cantos debido a movimientos ascendentes y descendentes. En las costas orientales, la erosión provocada en ámbitos volcánicos antiguos y un menor volumen de materiales emitidos determinan el trazado más rectilíneo del frente marino, con el consiguiente aumento de la deriva litoral y del transporte a lo largo de la orilla. La acción antrópica en las playas es tan intensa que ha pasado de ser un factor de modelado a ser “creador de formas” (Amalia Yanes Luque, Dep. de Geografía de la Universidad de la Laguna, 2004). Está plenamente demostrada la interferencia negativa que se produce entre funcionamiento del sistema dunar y la colonización de estos espacios por los procesos de urbanización: el aumento de las vías de comunicación y de las construcciones en el campo dunar de Corralejo, al norte de Fuerteventura, interfieren la entrada de arenas, lo que obviamente supone una disminución de la cantidad, que a su vez facilita la colonización por la vegetación.

Esta situación de transformación es especialmente grave en el istmo de Guanarteme, al noroeste de Gran Canaria, que une La Isleta a la ciudad de Las Palmas: actualmente ha desaparecido el campo dunar del istmo, a la vez que se produce una colmatación de la playa de las Canteras.

Es práctica común en Canarias la adecuación y la ampliación del frente marítimo. Los puertos, en general abiertos al mar y de desarrollo exterior, construidos con diques paralelos a la costa y con calados del orden de 40-60 metros, constituyen un claro ejemplo de modificación de las condiciones litorales. Otro caso es el de ampliaciones del frente, con la construcción de espigones y escolleras, como es el ejemplo de la playa de las Teresitas, en Santa Cruz de Tenerife.

En definitiva, la “reconstrucción” o regeneración de las playas son fenómenos cada vez más usuales, a costa de las arenas procedentes de la propia playa sumergida o de los fondos ante litorales próximos.

Sistemas dunares

Los sistemas de dunas de Canarias se caracterizan por la presencia de formas libres, sin fijación vegetal, que responden en su totalidad a la tipología litoral; la mayoría se localizan en las islas orientales, ya que su mayor antigüedad implica una mayor duración de los procesos de erosión que ha posibilitado la existencia de mayores plataformas costeras y depósitos submarinos. En todas las islas existen áreas de depósitos de arenas, que responden a antiguos sistemas de dunas o formas que se muestran como dunas fósiles. En la isla de Lanzarote destacan las áreas de acumulación de arenas de La Graciosa, los islotes orientales de Lanzarote y, sobre todo, el gran sistema eólico de El Jable. En Fuerteventura, al norte, se localizan los sistemas de Corralejo y el Cotillo, y al sur, los jables de Jandía y el Vigocho, donde aparecen algunas comunidades vegetales peculiares, como el chaparro. Los principales sistemas de dunas de Gran Canaria se sitúan al norte, en el istmo de Guanartene, hoy sepultado por el crecimiento de la ciudad de Las Palmas, y al sur, las Dunas de Maspalomas. En Tenerife destacan los depósitos de arenas de las laderas norte de Malpaís de Güimar y los que se localizan en el entorno de la Montaña Amarilla. Hay comunidades de flora y fauna muy exclusivas. Los sistemas sedimentarios arenosos de La Gomera se sitúan en el litoral noroeste, en la base de los acantilados de Aluce. Su relativa exclusividad insular los convierte en un punto de obligada referencia.

DESMANES EN LA PALMA

26 agosto, 2011

Ecologistas en Acción destaca el Plan Ordenacion del Litoral de Tazacorte, que incluye la ampliación del muelle comercial, con dos zonas de atraque nuevas de 450 y 250 metros y un complejo residencial de 350 viviendas de lujo en la desembocadura del Barranco de Tenisca, con una Marina anexa, dada la afección directa que, a su juicio, causa al Lugar de Interés Comunitario que representa la Franja Marina de Fuencaliente, donde se encuentra la Reserva Marina de La Palma

COSTAS CANARIAS

26 agosto, 2011

Lanzarote

Yaiza-Plan Parcial Costa Papagayo

Este Plan Parcial junto a otros 6 planes parciales lanzaroteños se encuentran anulados por sentencia firmes ante las irregularidades en sus licencias que otorgaron distintos municipios conejeros. En la actualidad distintas administraciones canarias y la administración,estatal intentan a marchas forzadas distintas vías administrativas para su legalización y de los 22 hoteles que se encuentran dentro de estos planes parciales, aunque todos los informes técnicos ratifican la imposibilidad de legalizar todos estos planes parciales.

El Cabildo en colaboración con el Gobierno de Canarias han desarrollado disntitas normativas que permitirían la excepcionalidad de todos estos planes parciales.

Promotor: Promotora Costa Papagayo S.A., Xinxol S.A, Construcciones Mardo S.A. y Proyecto Pimarza S.L.

Base legal: PIOT 91 (Plan insular de ordenación Turística), PIOT 2000 (Plan Insular de Ordenación Turística), Ley de Medidas Urgentes de 2001y la Ley de Costas.

Estado de tramitación: Ejecutado y en funcionamiento.

Recurrido por el Cabildo de Lanzarote en 2000.

Anulado por sentencia firme del TSJC en 2008.

Expediente de Legalización.

Actuaciones: El pan parcial Costa Papagayo aprobado en 1976, tiene una superficie de 1.290.977 m2 de los cuales eran edificables 225.116 m2. El número de camas turísticas era de 3216, modificadas a la baja por el PIOT de 2000 a 2648 camas. Los usos establecidos en el PIOT de 1991 era de un 50 % del suelo destinado a uso turístico, un 25 % a usos residencial y otro 25% a equipamientos.

En la actualidad una vez que se ha desarrollado la totalidad de este plan parcial se ha ocupado un 69% del suelo con uso turístico (un 19 % más de lo autorizado) y sólo se ha desarrollado un 3% de los equipamientos definidos en el Plan Parcial. Se ha duplicado también el número de camas autorizadas para este plan parcial, pasando de las 2648 a las 6374 de la actualidad.

Daños ambientales y sociales. Uno de los Hoteles de este Plan Parcial, el Hotel Papagayo Arena, no solo vulnera la normativa urbanística insular y municipal sino además incumple la Ley de Costas al impedir el acceso al público al mar y el tránsito por la costa. En 23 de febrero de 2007 se aprobó un expediente de expropiación con la finalidad de demolerlo y recuperar el paisaje. Bajo el mandato de Elena Espinosa se paralizó el expediente de expropiación con el resultado del indulto de facto al hotel.

Respuesta ciudadana.

Todos estos planes parciales se encuentran anulados por el TSJC, a la espera de su derribo o ajuste a la normativa (legalización).

Ayuntamiento de Tazacorte: daños ambientales a dos Espacios Naturales Protegidos.

Plan Ordenación del Litoral de Tazacorte. Ampliación del Muelle Comercial con dos zonas de atraque nuevas de 450 m y 250 m.

Complejo residencial de 350 viviendas de lujo en la desembocadura del Barranco de Tenisca con una Marina anexa del mismo promotor privado. 7000 m2 de zonas comerciales.

Afección directa al LIC “Franja Marina de Fuencaliente” donde se encuentra la Reserva Marina de La Palma. Construcción de un edificio residencial de lujo dentro del espacio público marítimo incumpliendo la Ley de Costas. Denunciado ante la Fiscalía de Medio Ambiente.

Promotor: Ayuntamiento de Tazacorte, Consejería de Infraestructuras del Gobierno de Canarias (Puertos de Canarias). Inversiones Cooke.

Administración responsable: Consejería de Infraestructuras de Gobierno de Canarias (Puertos de Canarias).

Base legal: Plan Especial de Ordenación del Litoral del Puerto de Tazacorte. Plan General de Ordenación de Tazacorte (en lo que respecta al edificio denunciado).

Estado de tramitación: aprobado. Obras iniciadas en su última fase. No concluidas.

Daños ambientales y sociales: Afecta directamente al LIC Franja Marina de FuencalientE (ES 7020122). Espacio Natural Protegido Barranco de Las Angustias declarado Lugar de Importancia Comunitaria (LIC)5 por decisión de la Comisión 2002/11/CE, de 28 de diciembre, catalogado con la clave ES 7020021.

Afección de parte del Dominio Público Marítimo Terrestre. Afecta a la desembocadura de dos Barrancos Importantes con aportación por uno de ellos (Las Angustias) de gran cantidad de arena para las playas de la zona sur de la isla, por lo que se perjudicaría el movimiento natural de la misma.

Gran pérdida de suelo de gran calidad para el cultivo de la platanera. Desaparición de edificios históricos (antiguo empaquetado en la desembocadura del Barranco Tenisca).

Posibles daños arqueológicos.

Gran transformación de la actual conformación del núcleo del puerto, tradicionalmente zona pesquera.

Gran impacto visual.

Grave desequilibrio social entre los habitantes del Puerto.

Abandono casi total de la actividad de la pesca, uno de los elementos económicos importantes de los habitantes del Puerto.

Denuncia de La Centinela-Ecologistas en Acción de La Palma, ante el Seprona de la Guardia Civil: Con motivo de estas obras se está arrojando al mar cantidades importantes de materiales aterrados y escombros cuya calidad dudamos que sea la indicada en el proyecto. El origen del material es igualmente de dudosa legalidad. Aparentemente no existe ninguna medida que impida la dispersión de estos materiales por el medio marino, a la vista de la extensa mancha de turbio. Ante estos hechos, igualmente dudamos que se esté llevando a cabo el Programa de Vigilancia Ambiental. No hemos encontrado el punto de recogida selectiva de residuos de la obra.