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ELABORACIÓN DE UNA CLASIFICACIÓN DE

COSTAS COMO INSTRUMENTO MARCO

PARA EL CUMPLIMIENTO DE LOS

ARTÍCULOS 65 Y SIGUIENTES DEL

REGLAMENTO GENERAL DE COSTAS (R. D.

876/2014) POR LO QUE RESPECTA AL

RÉGIMEN DE USOS Y OCUPACIÓN DE LAS

PLAYAS

CARACTERÍSTICAS GEOMORFOLÓGICAS DE LAS COSTAS

VALENCIANAS

EULÀLIA SANJAUME SAUMELL

CARLES SANCHIS IBOR

FRANCESCA SEGURA BELTRAN

JULIÁN SORIANO GARCÍA

INDICE 

GEOMORFOLOGÍA, DINÁMICA MARINA, ACCIÓN ANTRÓPICA  

1- FACTORES QUE CONTRIBUYEN AL MODELADO LITORAL 2

1.1. Marco estructural, litología y principales rasgos geomorfológicos 2

1.2. Suministro fluvial 6

1.3. Análisis de los vientos 14

1.4. Dinámica marina 16

1.4.1. Oleaje 17

1.4.2. Corrientes litorales 22

2.- MODELADO LITORAL VALENCIANO 26

2.1. Acantilados 31

2.2. Costas bajas rocosas 73

2.3. Tómbolos 78

2.4. Costas de acumulación 81

2.4.1. Costas de restinga y albufera 81

2.4.1.1. Albufera de Peníscola 82

2.4.1.2. Albufera de Torreblanca 85

2.4.1.3. Prat del Quadro de Castelló 91

2.4.1.4. Albuferas Nules-Moncofa 92

2.4.1.5. Albufera d’Almenara 94

2.4.1.6. Albufera Puçol-Alboraia 96

2.4.1.7. Albufera de Valencia 104

2.4.1.8. Marjal de Cullera-Tavernes 115

2.4.1.9. Marjal Xeraco – Xeresa 130

2.4.1.10. Marjal de Pego 132

2.4.1.11. Albufera de Xàbia 136 2.4.1.12. Albuferas residuales 140

2.4.1.13. Albufera d'Elx 141

2.5. Playas de cantos 145

2.6. Playas de arena 151

2.7. Dunas litorales 158

2.7.1. Foredune 158

2.7.2. Campos de dunas 162

2.7.2.1. La Devesa del Saler 162

2.7.2.1.1. Evolución de las dunas de la Punta

del Perellonet 172

2.7.2.1.2. Evolución del resto de las

dunas del Saler 182

2.7.2.2. Dunas de l’Altet 185

2.7.2.3. Dunas de Guardamar 195

2.7.3. Dunas fósiles 204

3.- DEGRADACIÓN POR CAUSAS ANTRÓPICAS DE LOS

SISTEMAS LITORALES 212

3.1. Cambios en el sistema sedimentario litoral por causas naturales 215

3.1.1. Disminución de aportes sólidos por cambios climáticos 216

3.1.2. Subida del nivel del mar 217

3.2. Cambios en el sistema sedimentario litoral por actividades

Humanas 218

3.2.1. Sedimentos que no llegan al mar por extracción en cauces

Fluviales 221

3.2.2. Regularización de los sistemas fluviales 222

3.2.3. Cambios sedimentarios en las propias playas 223

3.2.4. Infraestructuras artificiales en el sistema costero 226

3.2.5. Subida del nivel del mar por causas antrópicas 230

3.3. Alteraciones sobre los sistemas dunares 232

3.3.1. Ejemplos de destrucción directa 238

3.3.2. Datos preocupantes 240

4.- RECOMENDACIONES 243

5. BIBLIOGRAFIA 246

ANEXO I: MATERIALES Y METODOLOGÍA

ANEXO II: GLOSARIO

1

MEMORIA GEOMORFOLOGÍA, DINÁMICA MARINA, ACCIÓN

ANTRÓPICA

Las formas litorales se generan en un ámbito de transición relativamente

estrecho y quedan integradas dentro del sistema litoral. El sistema litoral es

muy complejo, puesto que en él confluyen procesos continentales, marinos y

atmosféricos. Esta complejidad es la responsable de la fragilidad y variedad de

las formas costeras. Se trata de un sistema abierto con entradas y salidas tanto

de energía como de sedimentos. La principal entrada de energía la proporciona

el viento, del que dependen las olas y, en consecuencia, las corrientes litorales.

Pero esta energía se desgasta por rozamiento, de ahí que si en un

determinado lugar algún elemento que actuaba como disipador de energía

desaparece, las olas perderán menos energía por lo que se incrementará la

erosión en ese punto. Por lo que respecta a los sedimentos, los que llegan a la

orilla de la playa transportados por las corrientes litorales tienen una

procedencia diversa: fluvial, la erosión de los acantilados, transporte de

material desde la plataforma continental, erosión de afloramientos submarinos,

destrucción de formaciones relictas (dunas y playas fósiles), material

transportado por vientos terrales y, finalmente, sedimentos detríticos de origen

orgánico. La pérdida de sedimentos para el sistema se produce, bien por

acumulación en determinados tipos de trampas sedimentarias o bien por su

depósito en lugares de demasiada profundidad como para que posteriormente

puedan ser devueltos al sistema sedimentario. Por otra parte, el funcionamiento

sistémico de la zona litoral supone que cualquier acción que afecte a sus flujos

dinámicos y/o sedimentarios provocará desequilibrios sedimentarios, que

pueden traducirse en sobreacumulación o en erosión acelerada. En este último

2

caso, las pérdidas de sedimentos pueden dar lugar a la aparición de problemas

totalmente irreparables o, cuando menos, de muy difícil solución.

1- FACTORES QUE CONTRIBUYEN AL MODELADO LITORAL

En la configuración del relieve costero habría que tener en consideración la

estructura del relieve y su situación con respecto al mar, ya que de ello

depende tener una costa baja o una costa acantilada. Habrá que tener en

cuenta, también, la labor de los sistemas fluviales, puesto que los ríos con sus

sedimentos contribuyen a desarrollar llanuras aluviales que entran en contacto

directo con el mar. Los ríos, además, son una de las principales fuentes de

suministros de los materiales que contribuyen a la génesis y desarrollo de las

formas litorales: playas, flechas, restingas, dunas, etc. Por otra parte, no hay

que olvidar los procesos de dinámica marina, principalmente olas y corrientes,

que son los responsables del transporte y reacomodación de los materiales que

entran en el sistema litoral, ni tampoco al viento que es el que genera directa o

indirectamente los procesos de dinámica marina.

1.1. Marco estructural, litología y principales rasgos geomorfológicos

La costa valenciana queda enmarcada por los relieves de la Cordillera Ibérica

(con una orientación NW-SE), al norte, y los de las Cordilleras Béticas, (el

Prebético Externo y Subbético, con orientación NE-SW), al sur. La sucesión de

anticlinales y sinclinales determinan la aparición de unos relieves que pueden

llegar directamente al mar, y proporcionarnos una costa acantilada, o formar

depresiones rellenas con sedimentos aluviales. En el dominio ibérico del sector

septentrional predomina la tectónica de fractura, en donde las fallas se van

escalonando hacia el mar. Algunos relieves (Serra de la Valldangel, Serra

d’Espadà, la Calderona, les Rodanes, Perenxisa, Muntanya de Cullera, les

Agulles, Corbera, etc., quedan ligeramente retranquedas en una situación

prelitoral, mientras que otras como la Serra del Desert de les Palmes llegan

prácticamente al mar, o forman acantilados como la Serra d’Irta. En la zona

3

llana de la depresión valenciana emergen, además, pequeños afloramientos

que sobresalen de las zonas de marjal como la Muntanyeta dels Sants, que

habría sido una isla en la Albufera de Valencia.

Entre los sistemas montañosos ibérico y bético aparece una zona de transición,

en la que se superponen las dos direcciones de plegamiento, dando lugar a

una zona de relieves tabulares. Este tramo se extiende en torno al macizo del

Mondúver y el domo de Xeraco, que está separado del anterior por la fosa

tectónica de la Valldigna y la zona diapírica de Barxeta, y que se prolonga

hasta el valle del Riu d’Alcoi. El relieve presenta un carácter bastante masivo

debido a la debilidad de los buzamientos, a la abundancia de llanos

estructurales e, incluso, al mismo entrecruzamiento de las dos direcciones de

plegamiento casi ortogonales (Rosselló, 1969).

El dominio bético se extiende por la zona costera desde los promontorios de la

Nau hasta el Vinalopó. Los pliegues de estos relieves presentan una

orientación general en sentido NE-SW, aunque localmente pueden tener

también direcciones N-S y NNW-SSE. Es un sector, además, en el que la

aloctonía de los materiales acentúa los cabalgamientos (Rosselló, 1995 a).

Según este autor, las escamas imbricadas se suceden de norte a sur en el

Marquesat y la Marina. En las inmediaciones de la costa, el Montgó es una

masa cretácica que domina la depresión margosa neógena de Xàbia y las

rasas de abrasión marina del Cap de Sant Antoni y del Cap de la Nau. Las

margas y yesos del Keuper determinan no sólo la aparición de diapiros, sino

que tienen un papel destacado en el desenganche de cabalgamientos y

deslizamientos de los que el mogote eocénico del Penyal d´Ifac sería un buen

ejemplo. De las fases más recientes del plegamiento alpino serían la Serra

Grossa de Sant Julià y el Cap de les Hortes.

La litología presenta rasgos variables de potencia y extensión en las tierras

valencianas. Desde el Triásico, la historia sedimentaria se descompone en dos

grandes ciclos.

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Fig. 1. Mapa localización

El primero es un ciclo marino que abarca todo el Mesozoico. A lo largo del

mismo se producen sucesivas alternancias de transgresiones y regresiones,

que conducen a una potente sedimentación de calizas masivas que alternan

con margas y areniscas. El segundo, que se inicia en el Oligoceno y en el que

5

todavía nos encontramos en la actualidad, es un ciclo continental. En este

predominan las litologías procedentes del desmantelamiento de la cobertera

calcárea y se caracteriza por los procesos de tipo erosivo. Ambos ciclos

responden a distintos comportamientos tectónicos. Mientras en el ciclo marino

mesozoico predominó la actividad epirogenética alternando con periodos de

relativa calma, el ciclo continental terciario-cuaternario va asociado a un

periodo orogénico y de reajustes isostáticos (Mateu, 1982). La fase paroxismal

de la orogenia alpina (intraoligocena) es la que tiene más importancia en el

tramo septentrional de las tierras valencianas. En esta fase se produce la

máxima compresión de la cordillera Ibérica (Simón, 1982), por lo que se

generan las grandes estructuras anticlinales y sinclinales: anticlinorio de

Espadá, sinclinorio del valle del Palància, anticlinorio de Javalambre-

Calderona, etc. En el sector meridional, los empujes tectónicos alpídicos

cuartearon, replegaron y elevaron la cobertera mesozoica (Gaibar, 1974). De la

misma quedan algunos retazos formados por margas y calizas del Cretácico

superior, o por tongadas más duras del Cretácico inferior (Serra Gelada). La

cobertera cretácica se apoya sobre capas de calizas del Jurásico, que a su vez

se habían depositado sobre sedimentos triásicos, que son los materiales más

antiguos de este tramo. El paroxismo alpino generó pliegues de distinta

dirección en cuya intersección, que habría resultado sumamente debilitada y

fracturada, el diapirismo vio facilitada su labor. A su vez el diapirismo, además

de facilitar los cabalgamientos, contribuyó a la subsidencia de sus zonas

periféricas, como por ejemplo la depresión de Calp.

Con respecto a los grandes trazos geomorfológicos, a lo largo de las costas

valencianas podemos encontrar: conos aluviales, llanuras aluviales, restingas y

sus correspondientes albuferas, dunas y playas. Algunos de los conos llegan

directamente al mar, formando ciertas protuberancias, como es el caso por

ejemplo, del Riu de les Coves, el Millars, etc., mientras que otros se quedan

más al interior debido a la progradación de las llanuras aluviales. En el norte, la

6

llanura litoral de Vinaròs y Benicarló está formada por una extensa acera aluvial

formada con los conos del Riu de la Sènia, Cervol y de la Rambla Cervera, que

ocupan una zona de bloques hundidos (Rosselló, 1995 a). Más al sur, la labor

conjunta del Millars y otra serie de ramblas más cortas han conformado la

Plana de Castelló. Sin embargo, de todas las llanuras aluviales de nuestra

costa, las más importantes son las desarrolladas bajo la influencia de los

principales ríos: Túria, Xúquer y Segura. La mayoría de estas llanuras son

holocenas y algunas han progradado incluso en época histórica, como la del

Túria que ha avanzado 2 km en los últimos 2.000 años. Por el contrario, en la

del Xúquer lo que se observa es una importante agradación, ya que los

sedimentos se van apilando y en la zona de Alzira, por ejemplo, los

basamentos de columnas de época musulmana se encuentran por debajo del

nivel actual (Mateu, 1980). En el sector meridional, el campo de Alacant está

formado por el llano mioceno y aluvial del Montnegre y del Barranc de les

Ovelles, que avanza en suaves glacis hasta el pie del Cabecó de l´Or y del

Maigmó. Los materiales miocenos forman una serie de plataformas que dan

lugar a la Serra Grossa, Cap de les Hortes y Cap de Santa Pola. La fosa d’Elx,

todavía subsidente, engloba el amplio cono del Vinalopó, que no ha podido

progradar hasta el mar actual, mientras que la llanura de inundación del

Segura, se ha generado después de terraplenar un gran estuario (Rosselló,

1995 a).

1.2. Suministro fluvial

Por lo que respecta al sistema fluvial, hay que señalar que en el ámbito

valenciano tenemos dos tipos principales de cauces: los ríos y las ramblas. Los

primeros son alóctonos, presentan suaves pendientes en la cuenca baja, en

donde transportan fundamentalmente sedimentos finos, y llevan agua durante

todo el año, aunque con un típico régimen mediterráneo (estación seca en

verano y aguas altas en otoño e invierno, que es cuando se producen las

máximas precipitaciones). Entre los ríos cabría destacar: el Túria, que tiene una

7

cuenca de 6.393 km2 y una longitud de 280 km. En la llanura costera su caudal

medio anual es de 14,75 m3/seg; el Xúquer, que con una cuenca de 21.578 km2

y una longitud de 497 km, tiene un caudal medio anual de 49,22 m3/seg; y

finalmente el Segura que presenta una cuenca de 6.960 km2, una longitud de

325 km, y módulo absoluto en Cieza de 26,37 m3/seg.

Las ramblas mediterráneas, por su parte, son cursos de menor longitud (entre

50 y 100 km), con cuencas mucho más reducidas (inferiores a los 1.000 km2) y

un funcionamiento totalmente espasmódico, ya que pueden permanecer varios

años sin escorrentía. De acuerdo con Segura (1990), cuando las

precipitaciones superan un cierto umbral (entre 35 y 65 mm según condiciones

se suelo, vegetación, intensidad de las lluvias, etc.,) estas ramblas funcionan

arrastrando gran cantidad de sedimentos, especialmente cantos y gravas, que

gracias a la fuerte pendiente de su tramo inferior son transportados hasta su

desembocadura en donde se acumulan formando amplios conos aluviales.

Fig. 2. Terraza fluvial del río Gorgos

8

El análisis de los registros geoarqueológicos de la ciudad de Valencia

(Carmona, 1990) y de la Ribera del Xúquer (Butzer et al., 1983) ha permitido

reconocer alteraciones que se han producido en el régimen hidrológico de los

dos principales ríos valencianos. Estos estudios indican que desde el periodo

tardorromano o visigótico hasta el siglo XI las avenidas fluviales de los ríos

Túria y Xúquer fueron menos frecuentes y agresivas. Por el contrario, en las

últimas fases del periodo de ocupación musulmana la agresividad de las riadas

aumentó de nuevo de forma significativa y con lo que se incrementaría el

suministro de materiales al sistema sedimentario litoral.

Barriendos y Martín Vide (1998) analizan las crecidas históricas de la España

mediterránea (incluyendo el Júcar y el Túria) encontrando un incremento de las

crecidas extraordinarias y catastróficas en tres momentos: la primera entre

1570 y 1630 (máximos en 1588-1596 y 1602-1620 y año con valores elevados,

1606); la segunda entre 1760 y 1800 (máximo entre 1772-1797, y dos picos en

los años 1790 and 1791); la tercera entre 1830 y 1870, con máximo entre 1848-

1868. Por su parte, Butzer et al. (1983), Mateu (1983) y Ruiz (1998) analizan

las crecidas del Júcar, a partir de los registros arqueológicos y documentales,

señalando unos períodos de elevada actividad y máximo aluvionamiento del

llano de inundación. La reinterpretación de los datos aportados, sobre todo en

el primer trabajo, permite establecer una buena correlación con las oscilaciones

frías, tanto del óptimo medieval como de la Pequeña Edad del Hielo. En dichos

períodos las crecidas fueron muy violentas y provocaron el despoblamiento de

algunos núcleos de la Ribera o la avulsión de la desembocadura del Albaida

(Ruiz, 1998).

Las numerosas investigaciones realizadas, tanto en el ámbito nacional como

en el internacional muestran, entre la segunda mitad del siglo XIX y la primera

mitad del siglo XX, la preponderancia de unos ríos braided, bien desarrollados,

con una elevada carga sedimentaria e importantes crecidas. Estos ríos

9

aportaban una gran carga sedimentaria, resultado de las condiciones

ambientales del final de la Pequeña Edad del Hielo, con unas vertientes

desnudas consecuencia de la rigurosidad del clima y de los usos del suelo de

la época.

La acción antrópica sobre las cuencas y los cauces ha sido especialmente

importante a lo largo de la historia, pero se ha acentuado a lo largo del siglo

XX. Wainwright y Thornes (2004) analizan la influencia de los cambios de la

vegetación en la hidrología en el ámbito mediterráneo y concluyen que más de

600 años de agricultura han producido grandes cambios sobre el ciclo

hidrológico y causado ratios de erosión aumentadas en varios órdenes de

magnitud. La deforestación para el cultivo provocó las mayores pérdidas de

suelo y la agradación de los valles. López-Bermúdez et al. (2002) en una

revisión sobre la frecuencia de las crecidas en los últimos ocho siglos,

concluyen que en los siglos XVIII y XIX se produjo un incremento importante

que atribuyen a la deforestación. García Ruiz (2010) indica que, en España, en

la segunda mitad del siglo XIX se produjo la más severa destrucción del

bosque – que estima en más de 4 millones de hectáreas—debido a la

Desamortización, coincidiendo además con el momento de máxima presión

demográfica en el mundo rural y que persistió hasta los inicios del siglo XX. La

relación entre avenidas y deforestación es difícil de probar, aunque algunos

autores propugnan (Benito et al., 2003) que las grandes avenidas acaecidas a

principios del siglo XX en las cuencas del SE peninsular son una respuesta

clara a la deforestación (García Ruiz, 2010).

Por otra parte, a partir del siglo XVIII los informes realizados por los ingenieros

después de fuertes inundaciones en el Júcar (Bosch, 1886) o en el Segura

(García y Gaztelu, 1889) recomiendan la reforestación como medida preventiva

para combatirlas. El bosque y en general la vegetación protegen el suelo,

previniendo la erosión y potencian la infiltración, por lo que disminuye la

escorrentía superficial, los picos de avenida y el aporte sedimentario. Así,

10

desde el siglo XVIII, se potencian en España políticas de reforestación, que se

han desarrollado fundamentalmente a lo largo del siglo XX (Gómez y Mata,

1992).

También a lo largo del siglo XX se han producido una fuerte presión antrópica

sobre las cuencas. El máximo demográfico de población rural se produce entre

1900 y 1920 y supone una elevada ocupación del territorio, tanto para la

agricultura como para la ganadería. A partir de estas fechas, y especialmente,

a partir de los años 50, con los fuertes movimientos migratorios del campo a la

ciudad, se produce el abandono de la agricultura y la estabulación del ganado.

Por este motivo, se inicia una revegetación natural de las vertientes, cuyo

efecto más significativo es la disminución de la erosión y de la escorrentía

(Segura y Sanchis, 2013; García Ruiz (2010).

Fig. 3. Gravera extracción áridos en la Rambla Cervera

Pero además se han producidos numerosas alteraciones directas sobre los

cauces, entre las que cabe destacar la construcción de embalses y la

extracción de áridos. Las presas constituyen trampas sedimentarias que

interrumpen la continuidad del transporte causando cambios morfológicos en

sectores aguas abajo así como en los ecosistemas deltaicos y costeros

11

asociados (Batalla, 2003; Kondolf y Batalla, 2005). La reducción del gradiente

del cauce asociado al ascenso del nivel de base, reduce la capacidad del

transporte aguas arriba, con la consiguiente sedimentación. La colmatación del

vaso puede llegar a ser total, especialmente en la cuenca mediterránea, donde

las tasas de erosión son elevadas.

Por lo que respecta a la Confederación Hidrográfica del Júcar, la situación de

los embalses figura en el cuadro I (Cobo, 2008). En total han retenido 185,2

hm3 y la ratio media de pérdida desde su construcción es de 12,34%. Los

casos más espectaculares son el embalse de Embarcaderos, con una

disminución del 83,8% de su capacidad y a mucha distancia, Guadalest y la

Toba, con 18,8 y 19,8 hm3 respectivamente. La pérdida anual oscila entre el

0,04 % de Arenós hasta el 2,70% de Embarcaderos.

Cuadro I. Situación de los embalses de la C. H. del Júcar en 2008 (según Cobo, 2008).

Por otra parte, la extracción de áridos del cauce produce un desequilibrio entre

el aporte de sedimento y la potencia de transporte. La falta de sedimento

provoca un exceso de energía del caudal (hungry waters) que compensa

erosionando su propio cauce y sus orillas en un intento de cargarse de

sedimento (Kondolf, 1997; Wishart, et al., 2008). Los efectos directos de la

incisión implican la erosión basal de los puentes y su ruina.

12

En la Confederación Hidrográfica del Júcar las explotaciones de áridos afectan

a la mayoría de los barrancos y llevan funcionando durante décadas a un ritmo

desigual, que ha ido adaptándose a las necesidades de la construcción y a las

licencias concedidas por la administración (Segura, 2004). La tendencia

reciente al descenso de los volúmenes extraídos, no puede paliar en pocos

años la merma de sedimentos en los lechos que se ha producido a lo largo del

tiempo. Los datos publicados por Pardo (1991) para el conjunto de los ríos y

ramblas del Golfo de Valencia – cifras oficiales, que no tienen que coincidir

necesariamente con la realidad --ponen de relieve la sangría que han sufrido

algunas ramblas como la de Cervera, Carraixet o Palància, con unas

extracciones totales entre 1980-1988 de 329.639 m3, 227.260 m3 y 137.925 m3

respectivamente (fig. 4a). Los efectos se acentúan si se calcula la ratio de

volumen extraído por unidad de longitud (fig. 4b). Si se calcula la relación entre

el volumen de sedimento extraído por unidad de longitud del cauce, los

resultados son bastante diferentes: el Xúquer y el Túria pasan a un segundo

plano, mientras que la Rambla de Cervera, con 6.000 m3/km aparece en primer

lugar, aunque queda a bastante distancia del Carraixet, con 4.500 y de la

Rambla de Chiva, con 3.000. El Palància, con unos 1.800 m3/km queda al nivel

de otras pequeñas ramblas; sin embargo, este cauce cuenta con el embalse

del Regajo, que según estimaciones facilitadas por la CHJ (Pardo, 1991) entre

1959-79 podría haber retenido unos de 780.000 m3 de sedimentos. Si se suma

esta cifra a la anterior de 137.925 m3 y se establece la misma ratio, obtenemos

un valor de 10.800 m3/km, lo que sin lugar a dudas, deja esta cuenca como una

de las más perjudicadas en términos de déficit sedimentario.

De todo lo dicho anteriormente, se deduce que los cambios climáticos ocurridos

al final de la Pequeña Edad del Hielo y las modificaciones antrópicas de los

cauces y de las cuencas, han alterado las condiciones hidrológicas y

sedimentarias, lo que ha provocado un reajuste en los cauces que se ha

manifestado a lo largo del siglo XX, especialmente en su segunda mitad.

13

Fig. 4. A) Áridos extraídos en las cuencas de la CHJ. B) Ratio entre el volumen extraído y la

longitud del cauce. (Segura, 2004)

La respuesta a estos cambios antrópicos y naturales es una importante

reducción de los aportes hídricos y sedimentarios, lo que traduce en un

estrechamiento del canal activo y una fuerte incisión. El déficit sedimentario de

14

los ríos se traslada de forma directa al sistema litoral, donde la falta de aportes

provoca un incremento de la erosión en las playas.

Desgraciadamente no hay demasiadas estimaciones de los materiales que los

cursos fluviales transportan hacia el mar. Se ha calculado que el Segura ha

podido proporcionar, antes de la regularización del río mediante pantanos,

80.000 m3 de sedimentos anuales (Arredondo, 1980). Este mismo autor

también calculó que las ramblas de la zona del Mar Menor aportaban 20.000

m3 de materiales anualmente. Teniendo en cuenta estas cifras, debe

suponerse que el volumen de materiales aportados por la Rambla de Cervera,

Riu de les Coves, Millars, Palància, Turia, Xúquer, Serpis, Algar, Montnegre,

Segura y todas las ramblas intermedias ha tenido que ser extraordinariamente

importante, aunque en la actualidad se han reducido considerablemente.

1.3. Análisis de los vientos

El viento constituye una magnitud vectorial definida por su dirección y su

velocidad. La dirección se expresa por el punto de donde procede y

generalmente se distinguen las direcciones fundamentales de la rosa de los

vientos. La intensidad puede expresarse en m/s o en Km/h. La importancia del

viento en el ámbito litoral radica en que la energía que libera pone en

movimiento tanto las partículas del agua del mar como los sedimentos

playeros. Se trata, por tanto, de un agente de doble acción. A pesar de la

importancia que el viento tiene en relación a otros fenómenos climáticos, y del

protagonismo que este desempeña directamente en la generación del oleaje e

indirectamente en las corrientes litorales, sin olvidar sus propias acciones como

agente de erosión, transporte y sedimentación, no existen demasiados estudios

dedicados a este agente atmosférico. Existen pocos observatorios dedicados al

registro de los vientos y los emplazamientos de los anemómetros, en muchas

ocasiones, no son los más adecuados. Un estudio bastante detallado de los

15

datos recogidos en los observatorios de Castelló (Instituto), Valencia (Viveros),

Manises (Aeropuerto), Cap de Sant Antoni (Faro), Alacant (Ciudad Jardín) y

L’Altet (Aeropuerto), puede encontrarse en el trabajo de Sanjaume (1985).

Fig. 5. Polígonos de frecuencia de Valencia y Alicante obtenidos de la serie 1941-1975 del

Instituto Meteorológico de Valencia

En general el régimen de vientos del País Valenciano presenta una clara

alternancia levante-poniente, de carácter estacional. En invierno, la llegada de

masas de aire alóctonas provoca vientos geostróficos de componente W, en

tanto que en verano, la instalación de la masa de aire mediterránea permite

flujos del E, los cuales en la mayoría de las ocasiones se ven incrementados

por el mecanismo de las brisas. Primavera y otoño se muestran como

estaciones de transición. Por lo que respecta a los vientos que soplan desde el

mar, y que son los más importantes desde la perspectiva de la dinámica marina

y el modelado costero, los vientos del primer y segundo cuadrantes son muy

frecuentes en verano, pero relativamente poco frecuentes en invierno. En esta

estación, además, suelen presentan escasa velocidad. Por tanto, puede

deducirse que los vientos marinos locales no son los responsables de los

fuertes temporales invernales, sino que estos tienen que haberse formado en

otros ámbitos geográficos (como, por ejemplo, el golfo de Génova o el de León)

16

y llegar a nuestras costas como mar de fondo. En las pocas ocasiones en que

soplen en nuestra costa vientos marinos fuertes (mar de viento), su incidencia

incrementará los parámetros del mar de fondo adquirido en otras áreas. En

verano, por el contrario, la zona generadora del oleaje es mucho más local y,

en consecuencia, la frecuencia de los temporales es mucho menor. De entre

los vientos marinos, los más frecuentes en el óvalo valenciano son los de

componente NE y E. Por el contrario en el sector meridional la máxima

frecuencia corresponde a los vientos del SE y E (Sanjaume, 1985). Estas

diferencias en cuanto a los vientos predominantes tendrán repercusiones en el

clima de olas de ambos sectores y, en consecuencia, en la componente neta

de las corrientes longitudinales y de la deriva litoral (N-S en el óvalo de valencia

y S-N en el sector meridional).

1.4. Dinámica marina

Los procesos de dinámica marina constituyen flujos de energía que se traducen

en movimientos del agua del mar. Los principales procesos son: olas,

corrientes y mareas. Ellos son los responsables de la erosión costera, del

transporte de los sedimentos y de la acumulación de los mismos en los lugares

apropiados. Las mareas, cuyo rango no supera los 20 cm en las costas

mediterráneas valencianas, no presentan ninguna relevancia en el modelado

de nuestras costas. Por este motivo, olas y corrientes litorales se convierten en

los únicos procesos efectivos. Las olas se generan gracias a la transferencia de

energía que reciben del viento. La energía contenida en las olas es la

responsable de la erosión costera (allí donde esa energía no ha sido disipada

completamente) o de la acumulación de los sedimentos (allí donde se disipa

casi por completo). Las corrientes litorales, por su parte, se desarrollan por

acción de las olas y son las responsables del transporte de los sedimentos

costeros.

17

1.4.1. Oleaje

El oleaje es un movimiento ondulatorio de la superficie del agua del mar, que

se mueve en el espacio sin que exista desplazamiento de masa. Es el

resultado visible de la transferencia de energía del viento a la superficie del

mar. Sin viento no hay olas, aunque para que exista el oleaje no es necesario

que el viento esté soplando todo el tiempo sobre la totalidad de la superficie

marina. El viento puede generar las olas en un determinado lugar y después el

oleaje en su movimiento de propagación puede llegar muy lejos de su zona

generadora. De ahí que, en ocasiones, podamos apreciar oleajes de cierta

envergadura en las áreas costeras en momentos en los que no sopla el viento,

ya que en este caso las olas llegan como mar de fondo. La cantidad de energía

transferida a una ola está en función de tres factores: intensidad del viento,

duración de ese viento, y del fetch (que es la distancia recorrida por un viento

sin cambiar de dirección).

En nuestras costas las olas presentan escasa energía: la mayoría (53% de los

registros) presentan alturas inferiores a 1 metro, y la práctica totalidad (96%)

son inferiores a 2 metros (Pardo, 1991). Así mismo, las olas que alcanzan la

orilla de nuestras playas suelen ser cortas: sus periodos raramente superan los

7s. El predominio de oleajes asociados a brisas marinas es elevado,

especialmente entre los meses de abril y noviembre, transportando muy poca

energía y siendo poco significativos en el modelado playero. Los oleajes más

efectivos son los generados en situaciones menos frecuentes de temporal. Los

temporales marinos, con alturas de olas de 4-5 metros, que afectan a la costa

valenciana se generan por fuertes vientos causados por potentes borrascas

procedentes del W. Estas situaciones se producen cuando existe un anticiclón

en el norte de Europa y bajas presiones en el SW de la Península Ibérica, que

se van desplazando hacia el E, hacia el Mar de Alborán, y acaban centrándose

en el Mar Balear o el Golfo de León. En estas condiciones se generan fuertes

vientos que cuando llegan a nuestras costas presentan una componente NE o

18

E. Además, en las costas valencianas septentrionales, los oleajes más

frecuentes presentan una componente entre NE y E, como consecuencia de un

régimen de vientos con predominio de los procedentes del primer cuadrante,

como se ha comentado anteriormente. Del mismo modo, en el tramo meridional

el clima de olas tendrá una componente SE-E, adecuada al régimen de vientos

predominantes en ese sector. En ambos tramos los temporales más fuertes, los

prevalentes, suelen ser de levante. En cualquier caso la agresividad del

temporal (la altura de las olas) estará relacionada con la velocidad del viento

(asociado al gradiente de presión de la borrasca), a la duración de la tormenta

y a la extensión recorrida por el oleaje (fetch).

Después del análisis de 35 temporales que afectaron a las costas valencianas

entre 1985 y 1989, Pardo (1991) indicaba:

que los de mayor energía eran los procedentes del NE, y ENE. Los del E

y ESE, presentaban una energía mucho menor y los SE eran muy poco

activos.

que los más frecuentes eran los del ENE, seguidos de los del NE y E.

Los del ESE eran menos frecuentes y los del SE casi inexistentes.

la mayor parte de los temporales se producen en otoño (y son los de

mayor energía), con menor proporción en primavera. En invierno son

relativamente pocos, aunque enérgicos.

Cuando las olas llegan a las zonas costeras, a zonas de aguas poco profundas,

sufren una serie de modificaciones ya que al disminuir la profundidad

experimentan rozamiento con el fondo. Estos cambios se concretan en una

disminución de la velocidad y de la longitud de onda y en un incremento de la

altura (Davis, 1978), con lo cual la ola rompe. En el momento de la ruptura de

la ola se produce la máxima disipación de energía y se ponen en suspensión

una gran cantidad de sedimentos, los cuales serán transportados por las

corrientes litorales. Una vez rota la ola, el agua avanza como un flujo turbulento

hacia la orilla, perdiendo su movimiento de propagación y moviéndose por

19

inercia. Además, cuando las olas se acercan a zonas de aguas someras

experimentan una serie de cambios de dirección provocados por: reflexión,

difracción y refracción, cuya consecuencia es la disipación o la concentración

de la energía contenida en los trenes de olas.

La reflexión se produce como consecuencia de la ruptura de la ola en una

zona donde no se disipa toda la energía de la misma, por ejemplo, ante un

acantilado, escollera, dique, barra de arena, etc., produciendo una

interferencia entre el oleaje incidente y el reflejado.

Fig. 6. Efectos difracción con formación de ganchos. Cap i Corb

La difracción es la transferencia de energía a lo largo de la cresta de la ola y

la deformación que experimenta el frente de la ola cuando rodea algún

obstáculo (rompeolas, dique, escollera, final de una flecha de arena, etc.).

20

Al mismo tiempo que se produce el cambio de dirección, las olas van

perdiendo energía y amortiguándose. La forma incurvada que adoptan las

crestas de las olas son las responsables, por ejemplo, de la formación de

los ganchos en los extremos de las flechas de punta libre.

La refracción es un cambio de dirección debido a la influencia del fondo,

que se produce en aguas poco profundas, cuando las crestas de las olas no

son paralelas a las isobatas (curvas batimétricas) (Zenkovitch, 1967). A

causa de la refracción, en las costas rectilíneas se produce una gran

pérdida de energía ya que el frente de la ola cuando llega cerca de la orilla

se distorsiona por refracción y aparentemente se extiende, se estira, tiende

a ocupar más espacio. Pero como la energía contenida en cada uno de los

segmentos del frente de la ola es la misma, cuando aumenta espacialmente

la extensión del segmento del frente de la ola, la energía tiene que

repartirse en un mayor espacio, por lo que disminuye.

Fig. 7. Efecto de la refracción en la playa de Alcossebre

Esta es una de las razones por las que las costas rectilíneas son costas

preferentemente de acumulación. Como consecuencia de la refracción, las

trayectorias de las crestas, las ortogonales (líneas imaginarias

perpendiculares a los trenes de olas), van tomando una forma incurvada.

21

Cuando por causa de la refracción las ortogonales se hacen divergentes

existe una disipación de energía que contribuye a intensificar la deposición

de los materiales (Clarck, 1979). Por el contrario, cuando las ortogonales

son convergentes hay una concentración de energía que contribuye a

incrementar la erosión (Thurman, 1993). Esto es lo que explica la máxima

erosión en las zonas de cabos y salientes y la acumulación en zonas

abrigadas y bahías.

Fig.8. Efectos refracción olas. Erosión en los salientes y acumulación en los entrantes.

22

Fig. 9. Efecto de la refracción y acumulación de sedimentos por sombra de olas después de la

construcción de un espigón paralelo a la orilla. Vinaròs

1.4.2. Corrientes litorales

Por lo que respecta a las corrientes, estas son muy importantes desde una

perspectiva morfológica. Deben su origen al viento y a las olas. El cambio

constante de estas fuerzas provoca que las corrientes varíen en dirección y

velocidad tanto en el espacio como en el tiempo. Estas corrientes son las

máximas responsables del transporte de los sedimentos. Hay dos tipos básicos

de corrientes litorales, las transversales y las longitudinales, que circulan en las

zonas más inmediatas a la orilla y que no tienen nada que ver con la corriente

general del Mediterráneo que circula alejada de la costa.

Las corrientes transversales se generan, después de la ruptura de la ola,

para compensar el apilamiento de agua que se produce en la orilla. Esto

puede realizarse mediante una corriente de retorno generalizada, o

mediante flujos concentrados y perfectamente organizados que son las

corrientes en célula.

23

Fig. 10. Corrientes transversales tipo rip current (en célula) en las costas de Vinaròs

Las corrientes longitudinales son, en realidad, una consecuencia de la

refracción. Cuando las olas se acercan a zonas de aguas someras con un

cierto ángulo respecto a la orilla son refractadas, proyectando un vector de

energía paralelo a la orilla que genera una corriente longitudinal, que se

relaciona con la altura de las olas y con su ángulo de incidencia (Galvin,

1967). Esta corriente se produce exclusivamente entre la zona de

rompientes y la orilla, y fluye paralela a la orilla a lo largo de distancias

relativamente largas. Dada su escasa velocidad, esta corriente no puede

por sí misma poner en movimiento los sedimentos, pero si puede

transportar los materiales puestos en suspensión después de la ruptura de

la ola. De este modo los sedimentos transportados corriente abajo serán

sustituidos por otros que proceden de aguas arriba, por lo que siempre se

mantiene el equilibrio sedimentario del transporte.

24

Fig. 11. Movimiento de un grano de arena por efecto de la corriente de deriva.

La variable más importante para determinar la velocidad de la corriente

longitudinal es el ángulo de incidencia entre la cresta de la ola y la orilla,

aunque depende también del período de las olas, de su la altura, del

gradiente de la playa y de su rugosidad (Komar, 1976). Por lo que respecta

al volumen del flujo, este depende de la altura de la ola en el punto de la

ruptura. Cuanto más lejos rompan las olas, mayor será la zona afectada y el

volumen transportado por esta corriente. Las corrientes longitudinales más

importantes se producen en las costas en donde oleajes de fuerte energía

rompen de una manera muy oblicua, mientras que en donde predominan los

oleajes transversales, la corriente longitudinal es inexistente o muy débil.

El concepto de deriva litoral (material sedimentario desplazado a lo largo de la

orilla bajo la influencia de las olas y corrientes), está totalmente relacionado con

la corriente longitudinal. En las costas del óvalo valenciano, la deriva litoral

presenta una resultante neta en dirección N-S, al contrario de lo que pasa en la

costa al sur de Alicante en donde es S-N, de acuerdo con el régimen de vientos

y el clima de olas de ambos sectores (Sanjaume, 1985). En consecuencia, la

deriva litoral también presenta una componente neta en la misma dirección que

la corriente longitudinal de la que dimana. Lo que ocurre, es que la orientación

de la costa y el distinto ángulo con el que las olas se aproximan a la orilla,

25

provocan que la deriva litoral sea más o menos efectiva en determinadas

áreas. Por ejemplo, la corriente de deriva tendrá mayor capacidad de

transporte en el sector septentrional del óvalo de Valencia, por lo que

consecuentemente en las costas de Castelló predominará la erosión. A partir

de la ciudad de Valencia, puesto que se produce un cambio en la orientación

de la costa, la capacidad de transporte va disminuyendo paulatinamente por lo

que aquí predomina la acumulación, hasta que en los sectores al sur de Oliva,

debido a la propia orientación costera, la corriente longitudinal se anula y el

transporte se hace exclusivamente transversal (Sanjaume, 1985).

Fig. 12. Efecto de un espigón en Torreblanca-Torrenostra. Acumulación debido a la interrupción

de la deriva litoral y erosión inducida aguas abajo.

Los materiales transportados por la corriente longitudinal son los suministros

que pueden dar lugar a formas de acumulación tales como playas en flechas,

restingas, puntales, etc. Por otra parte, las obras de ingeniería perpendiculares

a la orilla suponen una importante alteración antrópica de los parámetros de la

dinámica marina. De este modo, los espigones, diques portuarios, etc.,

provocan una acumulación inducida de sedimentos a un lado del obstáculo (ya

que interrumpen el transporte y obligan a la deposición de los sedimentos), así

como una erosión acelerada al otro lado, puesto que la corriente longitudinal

26

tiene que recuperar la carga sólida perdida, para recuperar su equilibrio

dinámico.

La magnitud de la respuesta está en función de factores tales como:

configuración y orientación de la playa, textura de los sedimentos y orientación

del obstáculo (Carter, 1988). Por este motivo, son las grandes obras portuarias

las que han provocado las mayores alteraciones, aunque no por ello debe

descartarse la acción que pequeños espigones pueden tener en determinados

sectores playeros. Pardo (1991) presenta un análisis muy completo de las

recesiones y progradaciones de las playas valencianas como consecuencia de

las alteraciones antrópicas. Cuanto más grande sea el obstáculo mayor será la

distorsión provocada y afectará a una mayor extensión de playa. La estabilidad

de un tramo de playa está en función del equilibrio entre los aportes

transportados por las corrientes litorales y los sedimentados por las olas.

Cuando se rompe este equilibrio (por construcción de cualquier obstáculo), la

respuesta es inmediata y en pocos meses o años se nota la disminución de la

anchura de la playa. Las costas valencianas habían perdido por este motivo

una media de 4 m de anchura entre 1956 y 1986 (Rosselló, 1986).

2.- MODELADO LITORAL VALENCIANO

La costa valenciana se caracteriza por su variedad. En ella podemos encontrar

la mayor parte de los distintos tipos de modelado litoral, desde acantilados de

todo tipo, hasta costas bajas rocosas y arenosas. Sin embargo, son estas

últimas las más abundantes y dentro de ellas el elemento más característico y

que, quizá, mejor define a las costas valencianas son las formaciones de

restinga y albufera, con mayor o menor grado de colmatación, y que a modo de

rosario más o menos continuado pueden seguirse desde Peníscola hasta

Torrevieja.

Las restingas que cierras las albuferas valencianas son fundamentalmente de

dos tipos: de cantos como la de Torreblanca, o bien restingas arenosas como

27

la de la Albufera de Valencia, Santa Pola, etc. La textura de los materiales de

estas restingas está ligada al tipo de material proporcionado por los ríos de los

que se alimenta. En las zonas donde los ríos son espasmódicos y tienen cierta

pendiente en su tramo final, predominan los cantos, mientras que en los

ámbitos bajo la influencia de los grandes ríos alóctonos predominan las arenas

(Sanjaume, 1985).

El modelo de evolución de las restingas, lógicamente ha estado relacionado

con las oscilaciones del nivel del mar a lo largo del Pleistoceno, pero ha sido

muy similar en todas las restingas de la costa valenciana, con mayor o menor

progradación según la magnitud de descenso del nivel del mar y según,

también, las tasas de suministro de sedimentos. Pero en época histórica, las

restingas del sector septentrional ha sido claramente recesivas (Torreblanca,

por ejemplo), mientras que las centrales (Albufera de Valencia, Tavernes, etc.)

y las meridionales (Albufera d’Elx) han continuado siendo ligeramente

progradantes (Sanjaume, 1985). Con todo, en la parte meridional del golfo de

Valencia el modelo de desarrollo de las restingas ha sido bastante peculiar. En

todas ellas encontramos la formación de una doble restinga. La interna, en

algunos casos queda dividida por el avance de conos aluviales. Entre ambas

restingas quedaba una zona alargada y deprimida con encharcamientos

debidos a la surgencia de aguas freáticas, que se correspondería con fases de

poco aporte de materiales. Finalmente, la restinga externa habría sido en

época histórica mucho más amplia que en la actualidad, pero ha ido

retrocediendo por causas antrópicas. El retroceso ha sido muy marcado entre

Valencia y Cullera y se ha ido debilitando en la zona más meridional del óvalo

valenciano (Sanjaume y Pardo, 2003).

La progradación de restingas y playas, así como el crecimiento de las dunas

están ligados con periodos de fuertes aportes sedimentarios. Así, por ejemplo,

el exceso sedimentario asociado a las crecidas del Túria explicaría la fuerte

progradación experimentada por las playas situadas en las inmediaciones de la

28

ciudad de Valencia desde época romana hasta que se iniciaron las obras de

construcción del puerto de Valencia (Sanjaume et al., 1996). Los dos conjuntos

dunares de la Devesa del Saler se asociarían a dos fases con fuertes

excedentes sedimentarios: la primera de época romana y, la segunda, de

época islámica y medieval (Sanjaume y Carmona, 1995). Estas dunas debieron

alcanzar, en el pasado, mayor extensión longitudinal y, quizá, mayor altura,

pero los tramos más septentrionales y meridionales desaparecieron como

consecuencia de la erosión asociada al desarrollo del puerto de Valencia (al

norte) y a las transformaciones agrarias que se produjeron a partir del siglo

XVIII, en los tramos situados al sur de la Devesa (Sanjaume y Pardo, 1992). A

partir de la segunda mitad del siglo XX, han sido los procesos de urbanización

los principales responsables de su desaparición. Al norte de la desembocadura

del río Túria también hay evidencias de procesos de progradación, puesto que

existieron algunas acumulaciones dunares, no tan abundantes como al sur de

la desembocadura, que fueron desapareciendo por la fuerte antropización

asociada al crecimiento de la ciudad de Valencia y al desarrollo portuario

(Pardo, 1997).

También pueden encontrarse pruebas de cambios en el régimen sedimentario

en el resto de los ríos valencianos, si bien no han sido estudiados con la misma

profusión que el Túria o el Xúquer.

Fig. 13. Murallas de Alzira enterradas por la agradación experimentada por la llanura aluvial del

Xúquer.

29

Este último río también ha experimentado cambios espectaculares durante los

últimos dos mil años, pero aquí la costa no ha progradado de un modo tan

espectacular, puesto que los cambios se han producido dentro de su propio

llano de inundación (Mateu, 1980), que ha experimentado, sin embargo, una

fuerte agradación que ha determinado la existencia de frecuentes avulsiones

en los abanicos de sus principales tributarios y en su propia desembocadura

(Ruiz Pérez, 1997, 2002). Debido a la agradación, la progradación resultaba

muy difícil.

Con todo, la doble restinga que se genera al sur de la desembocadura del

Xúquer (Sanjaume y Pardo, 2003) demuestra claramente que la progradación

costera sí que existió, aunque quizá la fuente de suministros fuera el río

Xeraco. La restinga interna presenta, además, alineaciones dunares que

alcanzan hasta 7 m de altura (Ruiz Pérez, 2002), lo que denotaría un superávit

de sedimentos. Estas dunas de la restinga interna de Tavernes están

claramente ligadas a los aportes del Xeraco (Sanjaume y Pardo, 2003). Por

otra parte la posición de la torre vigía de Tavernes de la Valldigna, alejada en la

actualidad de la orilla más de 325 m, evidencia un claro proceso de

progradación en este sector costero entre el siglo XVII y la actualidad (Pardo y

Sanjaume, 2001).

Además de los picos climáticos que se produjeron entre finales del periodo

romano y el fin del primer milenio, por una parte, y durante la Pequeña Edad

del Hielo (siglos XVI-XVIII), por otra, las oscilaciones en las tasas de

producción de sedimentos parecen estar relacionadas, además, con las

modificaciones que el hombre introduce en las cuencas de drenaje, que se

manifiestan en: roturaciones de nuevas tierras de cultivo, aprovechamiento

forestal desmesurado y sobrepastoreo. Todo ello conduce a la desaparición de

buena parte de la cubierta vegetal, favoreciendo la erosión del suelo, la

producción de sedimentos y el aumento de la carga sólida de los ríos. Según

Mateu (1982) la aceleración de los procesos erosivos en la parte septentrional

30

del litoral valenciano a finales de la edad moderna se explicaría por los cambios

agrarios acaecidos en la cuenca del Millars y de la Rambla de la Viuda, donde

se pasó de una economía ganadera, que había conducido al sobrepastoreo, a

una economía agrícola, con abancalamiento de las laderas. Esto supondría un

freno para la erosión y, por tanto, un menor aporte fluvial en ese periodo. Los

cambios en el ritmo de los aportes sedimentarios están, por tanto,

estrechamente asociados a las formas de aprovechamiento y gestión de las

cuencas fluviales que abastecen de sedimentos al litoral. En los últimos

decenios, la construcción de pantanos, las extracciones de áridos de los

cauces fluviales y arenas de las propias playas, junto con la urbanización de los

ámbitos costeros, la destrucción de las dunas, etc. ha alterado de forma muy

significativa el suministro de sedimentos en el litoral valenciano.

Fig. 14. Efectos de la recesión de la costa en Moncofa. La torre vigía construida en el siglo XVI

a bastante distancia dela orilla, denominada “Torre caiguda” por su destrucción total llegó a

estar hundida en el mar.

Así pues, como consecuencia de la retención de buena parte de los suministros

sedimentarios que abastecen el sistema litoral, la mayor parte de costas

valencianas se hallan en la actualidad dentro de lo que podríamos denominar

31

una “economía sedimentaria deficitaria”. Los efectos de esta situación –

predominio de las tendencias erosivas sobre amplios sectores—se evidencian

con mayor claridad en aquellos tramos costeros en los que existe una menor

reserva sedimentaria, es decir las playas estrechas y de fuerte pendiente en las

que no existen ni barras submarinas ni alineaciones dunares. Este tipo de

playas se asocian, por una parte a los ríos que llegan a la costa con fuerte

pendiente y, por otra parte, aquellos otros sectores donde la energía del oleaje

es mayor y el transporte litoral más efectivo. En el caso valenciano, la mayor

parte de las costas situadas al norte de la desembocadura del Túria pueden

emplearse como ejemplos de esta tendencia erosiva dominante (Pardo, 1991,

Sanjaume et al., 1996).

Intentando sistematizar, analizaremos las principales formas litorales de las

costas estudiadas, de acuerdo con sus características geomorfológicas:

2.1. Acantilados

Aunque los acantilados suponen menos del 25% de nuestro litoral, constituyen

los paisajes más espectaculares. Desde una perspectiva geomorfológica, los

acantilados pueden ser de dos tipos principales: con plataforma de abrasión y

de tipo plunging (con caída libre al mar). Sin embargo también podrían

clasificarse atendiendo a la altura de los cantiles en:

acantilados altos: como los existentes en los promontorios de la Nau, que

sensu lato es la zona comprendida entre Cap de Sant Antoni y la Punta de

Moraira; el Morro Toix; la Serra Gelada o Penyes de l’Albir; los existentes en

los alrededores de les Llomes de Reixes en La Vila Joiosa; Cap de Santa

Pola (aunque en este caso se trata de un acantilado fósil), etc.

acantilados medios como el Morro de Gos de Orpesa, Cap de Cullera,

sector comprendido entre Moraira y Calp, etc.

acantilados bajos como los situados al pie de la vertiente oriental de la

Serra d’Irta, los de Vinaròs y Benicarló, Alcossebre, Cap de les Hortes,

Torrevieja, Cabo Roig, Punta de la Horadada, etc.

32

Fig. 15. Acantilados promontorios de la Nau desde el propio Cap de la Nau mirando hacia

el sur.

Fig.16. Promontorios de la Nau, desde los acantilados de Benitaxell

33

Fig. 17. Acantilados medios de Calp

Fig. 18. Acantilados medios al sur de Cala Fustera

Fig. 19. Acantilados bajos de Alcossobre

34

Según La Roca et al. (2005), por la tipología del propio acantilado, los

acantilados altos podrían clasificarse también en varios grupos.

Acantilado tipo Pared: Se trata de un segmento vertical o subvertical tallado

en roca caliza masiva, que suele coincidir con una fractura o un plano de

falla. Este tipo no abunda, aunque hay buenos ejemplos de paredes de

unos 160 m de altura en el Cap de Sant Antoni y de unos 100 m en el Cap

de la Nau. Normalmente el enlace a techo con la rasa somital está biselado,

excepto cuando la falla es reciente o ha sido recientemente exhumada. La

parte inferior de este tipo suele presentar formación de balma.

Fig. 20. Acantilado tipo Pared. Faro Cap de Sant Antoni.

Acantilado tipo Cantil-Talud-Cantil (C-T-C): Se trata de un perfil compuesto

de dos segmentos (rectos) verticales o subverticales, los cantiles,

separados por un elemento cóncavo de menor pendiente que es el talud. Es

frecuente en el flysch entre el barranco al S de Cap Negre y la ensenada de

l’Ambolo. El cantil superior coincide con calizas muy carstificadas, con

presencia de cuevas, abrigos y terra rossa, mientras que el resto del perfil

35

se labra sobre flysch. El enlace con la plataforma superior es una arista

nítida, como en los aledaños de la Punta Plana, o un bisel, como al sur del

Fig. 21. Acantilados tipo C-T-C. Sector situado al SE de la ensenada del Moraig.

Cap de la Nau. El cantil basal termina con muescas de abrasión y cuevas.

La litología controla la morfogénesis de la parte alta, mientras la dinámica

marina domina en la base del acantilado. El agua que se infiltra en la roca

resistente diaclasada y que luego circula intersticialmente por el contacto

con la roca menos resistente y más impermeable, determina la evolución

del cantil. El lavado superficial y los movimientos de masa someros

modelan el talud. Este tipo morfológico se encuentra también en las calizas,

margocalizas y margas cenomanienses, al sur de la Cova Tallada, donde el

cantil superior coincide con un plano de falla. En esta misma fachada

nororiental del promontorio de Sant Antoni existen perfiles más complejos,

con al menos dos taludes generales y los correspondientes cantiles (C-T-C-

T-C).

Acantilado tipo Cóncavo: Se trata de un tipo de acantilado de fuerte

pendiente y perfil cóncavo, propio de una morfogénesis por procesos de

36

lavado y flujos de derrubios. Aparece exclusivamente en el tap. La abrupta

concavidad se une a techo mediante una arista. Constituye un tipo de perfil

simple (Trenhaile, 2002), ya que consta de una sola unidad de ladera, lo

que sugiere la edad reciente de estas laderas. Carece de balma pero una o

dos terrazas de abrasión, escalonadas a nivel del mar actual, se prolongan

por una notable plataforma de erosión sumergida. Las terrazas, cubiertas

aquí y allá por derrubios, quedan a merced de las olas durante los

temporales. Hay buenos ejemplos de este tipo de perfil en la ensenada del

Portixol, donde el tap buza contra ladera.

Fig. 22. Acantilado tipo Cóncavo. Ensenada Portixol. Promontorios de la Nau. La amplia

plataforma de abrasión indica el rápido retroceso de estos cantiles.

Dada la escasa resistencia de las margas es probable que tanto la

plataforma como las terrazas sean holocenas. De hecho, no se aprecian

antiguos niveles erosivos ni cuevas marinas en todo el perfil. La presencia

de la plataforma de abrasión sugiere un retroceso relativamente rápido de

este acantilado.

Acantilado tipo Ladera-Cantil: Se trata de un perfil que tiene dos unidades

principales: una ladera o resto de ladera, que conecta con la rasa

degradada; y un cantil basal que puede ser antiguo, actual o rejuvenecido.

37

En detalle la ladera puede estar escalonada. Es un tipo bastante frecuente

que aparece sobre distintas litologías y que reúne acantilados heterogéneos

en edad y evolución. En las calizas cenomanienses, por ejemplo a la altura

de la Torre del Gerro, el cantil, un microcantil basal, está tallado sobre un

coluvión y tiene cuevas. La ladera en conjunto conserva un perfil bastante

regularizado, aunque con alguna ruptura de pendiente convexa (erosión

remontante). El coluvión está parcialmente desmantelado.

Fig. 23. Acantilados tipo Ladera-Cantil. Inmediaciones de la Cova Tallada, al NW del Cap

de Sant Antoni.

Sobre el tap mioceno, entre la Caleta de Fora y la Cala Sardinera, el

elemento superior corresponde a una ladera abrupta, acarcavada y

vegetada, de perfil groseramente cóncavo, que da paso aguas abajo al

cantil desnudo, también acarcavado y facetado según los planos de

estratificación y las fracturas. Tiene una plataforma de abrasión bastante

bien desarrollada. Constituye un estadio evolutivo previo al tipo Cóncavo.

En la Caleta de Dins se conserva un perfil sobre tap y restos de un coluvión

imbricado con eolianitas, que corresponde a una ladera pleistocena

regularizada, convexo-cóncava. El oleaje crea un microcantil que enlaza

38

con una terraza de eolianitas, --a merced de las olas durante los

temporales--, seguida por la plataforma de abrasión sumergida. Este tipo es

más raro en el flysch oligoceno. En la Cala del Pom, la ladera vegetada y de

perfil escalonado pasa a cantil con cuevas de erosión mecánica y nichos de

desprendimientos. La base de la ladera y el cantil contienen huellas de

antiguos niveles marinos.

Acantilado tipo Morfología Cárstica: Sus rasgos morfológicos más notorios

son fruto de los procesos de disolución de las calizas. Es un caso especial

ya que la forma del perfil no se corresponde sólo con procesos superficiales

sino también con los que actúan en el interior de la roca. Aquí, la superficie

de la ladera (que podría ser tipo Pared o Cantil-Talud-Cantil-Talud-Cantil),

corta conductos endocársticos y formas exocársticas que ocupan

horadándola la mayor parte de su superficie. Hay ejemplos únicos como el

gran nicho de techo abovedado al pie de la Plana de Sant Jeroni. Este tipo

de acantilado suele terminar con balma, cuevas, arcos, escollos etc. La

carstificación no falta en otros acantilados, pero sólo en los del Cap de Sant

Antoni es un rasgo definitivo y no simplemente un retoque en el perfil

general.

Fig. 24. Acantilados tipo Morfología cárstica. Inmediaciones Cap de Sant Antoni.

39

Los acantilados valencianos se inician en Vinaròs, ya que entre las

desembocaduras del Riu de la Sénia y la rambla d’Alcalà se extienden 24 km

de acantilados bajos (entre 5 y 8 m de altura), donde alternan conglomerados

de piedemonte y conos aluviales.

Fig. 25- Vinaròs. Acantilados bajos labrados en conglomerados fluviales. Poco resistentes a la

erosión y experimentan fuertes retrocesos.

Estos acantilados presentan numerosas puntas o salientes y se encuentran en

claro retroceso como demuestran las abundantes timbes (bloques

desprendidos del cantil) que en se encuentran por delante de ellos apoyados,

en ocasiones en estrechas playas de cantos.

40

Fig. 26. Timbes en acantilados medios en La Romana

Entre Alcossebre y Peníscola, se alza la Serra d’Irta. La vertiente oriental de la

misma supone un talud relativamente suave llegando al mar generando una

especie de acera, de poca altura, formada por conos coalescentes, entre los

que se encuentran retazos de playas y dunas fósiles, que son los que se

encuentran sometidos en la actualidad a la labor erosiva de las olas. La mayor

parte de los acantilados de esta zona, por tanto son bajos.

La parte oriental del tómbolo de Peníscola también presenta acantilados

medios. En las estribaciones del Desert de les Palmes, entre el Morro de Gos

d´Orpesa y Benicàssim, aparecen acantilados medios que alcanzan los 30 m

en Torre Colomera (Rosselló, 1995 a).

41

Fig. 27. Panorámica de la costa recortada al N de Vinaròs. Acantilados medios de rápido

retroceso alternan con recaladas de material blando.

Fig. 28. Timbes en los acantilados medio-bajos de La Renegada, entre Orpesa y Benicassim

42

La costa acantilada propiamente dicha se inicia, sin embargo en los aledaños

de les Arenetes (Dènia), en donde modestos cantiles se han modelado sobre

los materiales del glacis pleistoceno de la vertiente oriental del Montgó. Aquí

uno de los rasgos más destacados es el amplio desarrollo que alcanza la

balma de erosión marina al pie de los mismos. Plataforma de abrasión en las

zonas en las que persisten dunas fósiles pleistocenas, cuevas, escollos y

timbes desprendidas del cantil son microformas habituales (Sanjaume, 1985).

Fig.29. Arenetes de Denia

El afloramiento de eolianitas termina en las inmediaciones de la Torre del

Gerro, y da paso a los acantilados tipo plunging del Cap de Sant Antoni. Este

promontorio, esculpido en calizas cretácicas, presenta una anchura de unos 12

km. La rasa de abrasión somital constituye en la actualidad una plataforma

cárstica suavemente inclinada hacia el NE, con una red hidrográfica adaptada a

dicha pendiente ya que las cabeceras de los cauces delimitan el borde

occidental de la plataforma. Además de gran variedad de tipos de lapiaz,

existen varias dolinas orientadas preferentemente en sentido NE-SW. El

desarrollo de estas formas cársticas ha tenido gran importancia en la evolución

del acantilado, puesto que en algunos puntos la pared del cantil corresponde a

43

bóvedas de disolución (figura 24), que han quedado al descubierto por la

erosión marina.

En las inmediaciones de la Torre del Gerro la vertiente presenta una inclinación

de unos 35º y debido a la escasa pendiente los barrancos no están encajados.

En la parte inferior se adosan eolianitas pleistocenas en las que la erosión

marina ha generado una plataforma de abrasión muy estrecha que se

encuentra emergida en la actualidad y queda cortada por un microacantilado

que aparece casi totalmente horadado por multitud de pequeñas cuevas. Hacia

levante el acantilado se convierte en una vertiente de cantil-talud, con

microacantilado inferior en el que siguen siendo muy abundantes las cuevas

(figura 23). Poco a poco desaparece el talud, aparecen barrancos colgados y,

en la zona del faro, el cantil prácticamente subvertical, cortado por una falla,

presenta 160 m de altura. En la vertiente oriental, toda una serie de diaclasas

verticales están siendo explotadas por la disolución y dan lugar a cuevas

alineadas en sentido vertical. La base del acantilado presenta alternancia de

cuevas y balmas (Sanjaume, 1985).

Fig. 30. Acantilado vertical, tipo plunging del Cap de Sant Antoni.

Al sur de la Bahía de Xàbia cambia la litología. En estos acantilados se pueden

distinguir dos sectores cuyo límite estaría a la altura de Cap Negre. El

44

septentrional se modela sobre el tap mioceno (margas con intercalación de

margocalizas o calizas), mientras que en el meridional predominan el flysch

oligoceno (alternancia de estratos calizos y margosos) y las calizas masivas del

mismo periodo que se ven coronadas, de modo discordante, por las margas del

tap. La debilidad de las margas que forman los acantilados desde Cap Martí

hasta Cap Negre hace que estos sean mucho más modestos que los

inmediatos de la Nau o Sant Antoni. Por otra parte, esta menor resistencia

litológica permite la formación de una interesante plataforma de abrasión

marina (Sanjaume, 1985) que llega a conectar el continente con la Illa del

Portixol.

Fig. 31. Panorámica desde Cap Prim hasta l’Illa del Portixol. En color verde claro se aprecia la

anchura de la plataforma de abrasión de estos acantilados que conecta l’Illa del Portixol con el

continente, formando un istmo sumergido.

La red de drenaje no está en equilibrio con el nivel de base actual y es

parcialmente endorreica y subterránea. Como resultado de la intensa

carstificación cuaternaria de las calizas, numerosas dolinas aparecen sobre la

rasa. A través de ellas parte del drenaje subaéreo desaparece en el interior del

macizo. El desarrollo del endocarst en el Cap de Sant Antoni es continuo;

mientras que en la Nau se ve interrumpido por la presencia del flysch.

Los cambios litológicos y las directrices estructurales se dejan sentir en la

disposición de la red de drenaje. En la zona de los promontorios de la Nau

45

podría distinguirse entre los barrancos de fondo plano del sector septentrional

que coinciden con los materiales más blandos; la plataforma cárstica de la Nau;

y finalmente el tramo suroccidental en el que la red hidrográfica se organiza en

función de los dispositivos estructurales. Aquí también, la morfología de los

acantilados y su evolución se ve condicionada por fenómenos de disolución y

fracturas más o menos recientes (La Roca, et al., 2005). Se ha constatado en

estos acantilados como la disolución amplia las diaclasas estructurales, de tal

manera que favorece el desplome de bloques enteros por gravedad. Estos

materiales se acumulan al pie de los cantiles formando numerosos escollos

(Sanjaume, 1985). Entre Cap Negre y l’Illa del Descobridor se abre una costa

recortada, con un elevado índice de articulación, esculpida sobre flysch y

calizas oligocenas. Desde la Cala del Pom hasta el Cap de la Nau predominan

las vertientes de cantil-talud, con entrantes y morres que obedecen a fracturas

recientes. Las vertientes están diseccionadas por pequeños barrancos cuya

cabecera se sitúa en el borde exterior de la plataforma somital. En el Cap de la

Nau la disolución parece tener mayor importancia. El acantilado subvertical del

faro (120 m), delata su reciente amputación por una fractura probablemente

pleistocena. En la vertiente meridional han quedado al descubierto dos

bóvedas cársticas que están siendo erosionadas por procesos marinos.

Fig. 32. Panorámica Cap de la Nau.

46

En la parte inferior se ha labrado una balma y numerosas cuevas que

aprovechan las líneas de debilidad estructural. Desde aquí hasta la Granadella

el acantilado reduce su altura y presenta formas más redondeadas ya que

predominan las dolinas hundidas o desventradas. Las cuevas siguen siendo

muy abundantes (Sanjaume 1985). Entre la Granadella y la Punta de Moraira el

relieve se arma preferentemente sobre calizas y calizas margosas del

Cretácico superior. Son materiales duros que se encuentran sumamente

fracturados por fallas transversales. La costa, aunque sigue recortada, presenta

un índice de articulación menor. La tectónica de fractura ha tenido una

importancia decisiva en la configuración de este litoral, ya que la mayor parte

de los apuntamientos de este tramo (Morro del Castell, Morra de la Blanca, del

Roabit, Falguí, Punta d’Aldera, Morro del Tamarit, etc, son escalones de falla.

Fig. 33. Panorámica desde la cala de la Granadella y Punta del Castell hasta Punta de la

Blanca.

La red de drenaje, bastante jerarquizada a pesar de las escasas dimensiones

de las cuencas, se organiza en función de los dispositivos morfoestructurales.

Los barrancos más importantes desembocan en el fondo de las calas, en tanto

que algunos más pequeños quedan colgados. Los acantilados suelen presentar

alturas que oscilan entre 100 y 160 m, siendo algunos totalmente verticales,

47

mientras que otras presentan una morfología de cantil-talud, como por ejemplo

entre la Cala dels Testos y la Cala. En las calizas somitales existe un cantil

subvertical que presenta una brusca ruptura de pendiente en el contacto con

las margas inferiores que mantienen pendientes mucho más suaves. La

debilidad de los materiales basales se traduce en la aparición de una estrecha

plataforma de abrasión. Desde la Cala hasta la Punta de Moraira, que se

adentra en el mar casi un kilómetro, los acantilados se mantienen

prácticamente verticales gracias al buzamiento contrario de los estratos

(Sanjaume, 1985).

Fig. 34. Panorámica desde La Cala hasta la Cala Pinos

Fig. 35. Panorámica hasta la Punta de Moraira o Cap d’Or

48

Los vientos marinos (estudiados de los registros de la Estación Radiocostera

situada en el faro del Cap de Sant Antoni, que dejó de funcionar en 1967)

presentan un abanico de direcciones muy superior al resto de las costas

valencianas debido a la especial ubicación del faro. Son vientos efectivos para

generar oleaje los que soplan desde NW hasta SE.

El promontorio del Cap de Sant Antoni, con una anchura de 10 a 12 km,

culmina en la rasa somital suavemente inclinada hacia el NE y desmantelada

por la erosión remontante de la red hidrográfica. Presenta en superficie gran

variedad de formas de lapiaz así como dolinas orientadas preferentemente en

sentido NE-SW (Sanjaume, 1985). El desarrollo de las formas endocársticas

repercute en la morfología del cantil cuando los conductos cársticos y las

bóvedas de disolución quedan al descubierto (figura 24). El borde septentrional

de la rasa sigue una falla que condiciona su trazado rectilíneo y explica la

abrupta caída del acantilado. El promontorio está drenado por pequeños

barrancos colgados, de fuerte pendiente y perfil longitudinal irregular. Algunos,

por su pequeño tamaño y escasa pendiente, parecen vaguadas de ladera, pero

la mayoría, por su escasa longitud y el régimen hidrológico actual – cauces

secos de caudal efímero-, no guarda relación alguna con su profundidad, lo que

sugiere una génesis fluviocárstica.

Fig. 36. Barranco colgado al sur del Cap de la Nau.

49

Varios barrancos son modestos cañones cársticos, como el Barranc de la

Foradada o el Barranc de la Raposa. Los acantilados del flanco septentrional

del Cap de Sant Antoni pasan de modo progresivo desde una ladera bastante

regularizada en las inmediaciones de la Torre del Gerro (Dénia), hasta un cantil

tipo Pared en los aledaños del faro (La Roca et al., 2005).

El tramo entre la Torre del Gerro y la Plana de Sant Jeroni comienza con

acantilados tipo L-C, con laderas convexo – cóncavas bastante regulares y

acantiladas en la base. A medida que se progresa hacia levante, a partir del

Barranc de la Cova Tallada, estos acantilados pasan a ser tipo C-T-C, cada vez

más abruptos y de menor talud. El microacantilado inferior corta estrechas

rampas de abrasión marina y se labra sobre coluviones y/o eolianitas

pleistocenas. Aparece horadado por multitud de pequeñas cuevas hasta

desaparecer junto al Barranc de la Foradada. A partir de ahí, siguiendo hacia el

Cap, la costa rocosa adquiere un perfil cada vez más irregular y abrupto. La

rasa se encuentra ahora disectada por varios barrancos. La fisuración de la

roca es densa y conduce los procesos cársticos. En el microcantil calizo

proliferan las diaclasas y las cuevas. A la altura del Barranc de la Raposa hay

abrigos y cuevas alineadas en tres niveles muy claros.

Fig. 37. Cuevas cársticas a distintas alturas en el sector septentrional del Cap de Sant Antoni.

50

Existe, además, gran variedad de microformas marinas: estacas a diversas

alturas; escollos antiguos (con muescas de erosión marina) y recientes

correspondientes a desplomes y caídas; terrazas de abrasión; y cuevas tanto

cársticas como mecánicas al pie del microcantil. A juzgar por los numerosos

restos antiguos conservados la tasa de retroceso no parece muy rápida. El

acantilado, a medida que se incrementa el escarpe y desaparece el talud, se va

haciendo más subvertical.

Grandes cavidades cársticas son características del sector comprendido entre

la Plana de Sant Jeroni y la pared del Cap de Sant Antoni, en el que los

estratos buzan 30º hacia el mar. Al pie de la Plana de Sant Jeróni surge una

cavidad abovedada, abierta en una pared-plano de falla, que exterioriza el

equilibrio entre las tensiones de rotura (cizalla) y de resistencia en el interior de

la roca (Ahnert, 2003). En su interior desemboca un conducto a unos 30 m

sobre el nivel del mar. El piso de la cavidad, en rampa, es un plano de

estratificación exhumado de superficie muy rugosa. Junto a su boca se

aprecian una pequeña repisa marina emergida y otra funcional. A techo el

enlace con la rasa está biselado. Hacia el E sigue una ladera próxima a la

vertical de morfología muy irregular, con alternancia de cantiles carstificados y

taludes, que da paso a los dos entrantes cársticos inmediatos al faro (fig. 24).

En la Segunda Cala de Sant Antoni destacan dos niveles cársticos (a +80-70 y

a +63-49 m). El inferior va acompañado de potentes acumulaciones de terra

rossa recarbonatada. Además quedan restos de algún desplome formando

escollos. Por lo que respecta a la Primera Cala de Sant Antoni (fig. 24) son

dignos de mención la dolina desventrada situada sobre un conducto cárstico

partido por una columna central a unos 85 m. y las cuevas cárstico/mecánicas

que jalonan la base del acantilado. Es importante señalar que la ubicación de

estos dos entrantes marinos coincide con las dolinas de la plataforma.

El Cap de Sant Antoni, propiamente dicho, consta de dos partes de orientación

y morfología diferentes. Primero, un acantilado tipo Pared, con huellas de

51

niveles marinos y balma basal, que culmina con un salto de 160 m al pie del

faro. Enlaza con la rasa mediante un bisel labrado por procesos de disolución.

En su parte inferior continúa presentando gran cantidad de pequeñas cuevas.

El perfil submarino adquiere gran pendiente ya que la batimétrica de – 10 m se

encuentra en la misma línea de costa y la de – 20 m a tan sólo 150 m de la

base del cantil (Sanjaume, 1985). Luego, tras un brusco cambio de orientación,

un acantilado tipo C-T-C demuestra la nueva disposición de los estratos.

Proliferan aquí microformas marinas relictas a distintas alturas: estacas, cuevas

marinas y terrazas de abrasión. En la base de este acantilado continúa la

alternancia de balma y cuevas. El islote de La Mona también presenta balma.

En el sector comprendido entre la vertiente S del cabo y Xàbia destaca la

alternancia de valles e interfluvios truncados por acción marina. El acantilado,

es de tipo Ladera-Cantil. Tiene de 10 a 20 m de altura y está tallado sobre

bancos calcáreos de desigual resistencia, que buzan contra ladera. Su posición

más protegida respecto a los temporales dominantes explica la persistencia de

acumulaciones de bloques a su pie, así como la escasez de cuevas. En los

trechos no cubiertos de derrubios el cantil presenta muescas de abrasión

marina. Los barrancos, de cuenca más extensa y perfil algo más tendido que

los del norte, desembocan 1-2 m por encima del nivel del mar actual (La Roca

et al., 2005).

Una vez finaliza la costa baja rocosa generada por las eolianitas pleistocenas,

sobre las que se ha labrado un modelado cárstico litoral de gran importancia

por la variedad de formas tanto deprimidas como en resalte, se inician las

primeras estribaciones del conjunto que hemos denominada como

promontorios de la Nau. En este tramo los barrancos son anecdóticos por su

número y tamaño. En margas, los escasos cauces presentan fuerte

encajamiento. Sobre las calizas oligocenas de la plataforma de la Nau el

drenaje superficial desaparece casi por completo. Sólo ocasionalmente la

escorrentía se organiza en cauces invariablemente cortos, apenas ramificados

52

y rectos, por seguir el trazado de fracturas. Los acantilados, en general, son de

altura media labrados sobre el tap con perfiles abruptos tipo Cóncavo.

Fig. 38. Costa rocosa en Xàbia. Carst marino. Restos de canteras romanas, parte inferior la

derecha.

Fig. 39. Eolianitas del Muntanyar baix con micromodelado de carst marino. Al fondo la playa de

cantos relacionada con la desembocadura del Gorgos.

53

Entre les Caletes de Dins y de Fora, adosado al acantilado margoso de 20-30

m de altura, se conserva un coluvión pleistoceno interdigitado con eolianitas.

Esos derrubios han sido localmente erosionados por el oleaje y la línea de

costa ha sido retranqueada durante el Holoceno hasta formar un cantil de

margas a expensas del talud pleistoceno. En el (tap) el retroceso es

relativamente rápido, como se desprende del grado de erosión postpleistoceno

del coluvión y de la anchura de la plataforma de abrasión sobre las

mencionadas eolianitas.

Desde Caleta de Dins a Cala Sardinera y Cap Martí encontramos un acantilado

medio (60-70 m) de exposición N, sobre tap. Su forma general Ladera-Cantil es

irregular debido a las huellas de la arroyada y de los flujos de derrubios con

cicatrices en V y canales. Al pie se prolonga la plataforma de abrasión (fig. 13).

En la Cala Sardinera desemboca uno de los pocos cauces de este tramo de

costa. La pequeña red hidrográfica ha propiciado una morfología de badlands,

en su intento para adaptarse al nivel de base holoceno. Los acantilados a

ambos flancos de la Cala son distintos. El primero, de exposición NE y unos 80

m de alto, se ha visto perturbado por profundos deslizamientos responsables

de la desorganización de la roca, removida en una masa informe, que va

siendo evacuada por cuantiosos flujos de derrubios. El segundo, de exposición

W, no sobrepasa los 40 m de altura y está labrado sobre tap que pasa

lateralmente, en contacto por falla, al flysch basculado de la punta del Cap

Martí. Su perfil Ladera-Cantil enlaza a muro con la plataforma de abrasión. La

ladera es estructural pues la superficie topográfica coincide con la superficie de

estratificación. Hacia el Cap Martí el flysch se hace más calizo y conserva

huellas de niveles de erosión marina. La Mona del Cap Martí es el primer

escollo de los muchos que hay en este tramo (La Roca et al., 2005).

En el sector comprendido entre Cap Martí y l’Illa del Portixol hay un barranco

que salva un desnivel de pocos metros (5-10 m) para llegar al mar. Desde el

Cap Martí el acantilado va recuperando altura, de 40 a 60 m. Enlaza a techo

54

con un paleorelieve sellado por un depósito encostrado parcialmente

desmantelado. Los estratos de flysch y tap buzan contra ladera y se aprecia la

intensa fracturación en su zona de contacto. Los principales procesos de

modelado (flujos de derrubios, arroyada superficial, y caídas) se adaptan a las

debilidades estructurales y mantienen la superficie desnuda. El perfil del

acantilado es principalmente Cóncavo. Destacan al pie las acumulaciones

cónicas de derrubios, que van siendo evacuadas por temporales marinos. La

plataforma de abrasión mantiene su importancia y de ella emergen Els Pallers,

escollos indicadores del retroceso de la costa (Fig. 31). L’Illa del Portixol, un

retazo de flysch con acantilados tipo Ladera-Cantil, está unida a tierra firme por

la plataforma (La Roca et al., 2005).

En la playa de la Barraca o Portixol, entre l’Illa del Portixol y la Cala del Pom

concurren dos tipos de acantilado. Los de la mitad norte prolongan el tipo

Cóncavo y están interrumpidos por la desembocadura del barranco de la

Barraca. En la mitad meridional, sin embargo, la superposición de un banco de

caliza cretácica al tap, en una estructura de cabalgamiento (Vegas y Pedraza,

1975), introduce un cambio importante.

Fig. 40. Cabalgamiento de calizas sobre margas en la cala del Pom. Bloques desprendidos

impulsan movimientos de masa.

55

La caliza proporciona resistencia y el acantilado recobra sus antiguas

dimensiones pasando de 50 a 140 m de alto. La caliza cabalgante, muy

fracturada y plegada a techo con planos estructurales agrandados por la

disolución, forma un cantil irregular del que se desprenden bloques. En su

caída, al chocar y rebotar sobre el talud de margas, desencadenan flujos del

manto de meteorización y/o del coluvión. Otras veces los flujos de derrubios se

activan con independencia de las caídas. Unos y otros procesos dejan huellas

frescas: nichos de desprendimiento sin pátina en el cantil, morfologías de flujos

de derrubios sin vegetar sobre el talud y acumulación de bloques y derrubios

muy angulosos. El talud, parcialmente vegetado en sus dos tercios superiores,

ha sido cortado por erosión marina holocena de manera que el perfil del

acantilado es tipo Cantil-Talud-microCantil. Es importante resaltar la presencia

de una plataforma de abrasión labrada en margocaliza -a veces con dos

escalones- visible por debajo de los derrubios de ladera retrabajados por el

oleaje (La Roca et al., 2005).

En el flanco orientado N-S de la Cala del Pom, la caliza cretácica pasa a

ocupar todo el acantilado (fig. 40) de 140 m de altura. El perfil es del tipo

Ladera-Cantil y enlaza a techo con la plataforma de la Nau. La ladera vegetada

tiene una forma de embudo que recuerda la de una dolina de enormes

dimensiones. Aunque la acción de la disolución es innegable, no es el principal

proceso en el modelado de este embudo. En este punto las calizas cabalgan al

tap. El paquete de calizas fue subdividido en dos tramos según un plano

horizontal. El superior se despegó y deslizó sobre el inferior plegándose y

enderezándose hasta alcanzar la vertical. Este material, fragmentado por los

empujes tectónicos, fue posteriormente evacuado por movimientos de masa y

procesos de lavado. Hoy se aprecian bloques en posición inestable y nichos de

desprendimientos. Al pie del acantilado algunos de los bloques forman

escollos. El tramo inferior de calizas subhorizontales constituye el cantil que

56

termina en balma. Sobre él reaparecen los niveles de abrasión marina que

proseguirán hasta el final de la zona estudiada (La Roca et al., 2005).

Fig. 41. Espectacular espejo de falla en “La Canal”. Cala del Pom.

Tras la falla de la Canal (fig. 41), que va asociada al cabalgamiento, nos

adentramos en el mundo oligoceno. Se aprecia una relación determinante entre

litología y morfología Cantil-Talud-Cantil. Un tramo de flysch más calizo suele

coincidir con el cantil basal, uno más margoso con el talud, y la caliza, no

siempre presente, forma el cantil cimero. En ocasiones el flysch margoso

desciende hasta el mar y el cantil se desdibuja como ocurre al S de la Cala de

la Barra. En otras ocasiones, como en el Cap de la Nau, la caliza es el único

material aflorante y el acantilado es tipo Pared. Otro rasgo general de este

sector comprendido entre la Cala del Pom y la ensenada de l’Ambolo es la

fracturación relativamente intensa de los materiales. La actividad tectónica

terciaria continúa en la actualidad desnivelando materiales (Vegas y Pedraza,

1975) y niveles marinos cuaternarios. El denso entramado de fallas, fracturas y

diaclasas compartimenta la zona y complica los cambios laterales de facies (La

57

Roca et al., 2005). La articulación y el trazado anguloso de la línea de costa,

con cabos achatados (morres) – Cap Negre, Punta Plana, Cap de la Nao-, y

entrantes rectangulares (al SE de la Punta Plana o la Cala de la Barra),

responden a esta estructura. La fracturación explica directamente algunos de

los perfiles de los acantilados. Los paredones del Cap de la Nau, sin ir más

lejos son espejos de falla (Rosselló, 1980).

Son frecuentes las formas de erosión marina (arcos, escollos y cuevas). El

cantil termina en balma. Las cuevas de origen marino se extienden incluso por

el talud. Algunas cuevas tienen amplio desarrollo vertical, por la expansión

vertical de la fractura a la que se asocia. Otras se extienden en horizontal

siguiendo la dirección de los planos subhorizontales de estratificación. Por

tanto, el perfil típico de los acantilados entre el Pom y l´Ambolo es C-T-C y,

salvo en unos escasos tramos, son de tipo plunging. A veces desaparece o se

desdibuja el cantil superior.

El tramo de costa rocosa entre la cala del Pom y Cap Negre destaca por estar

más vegetado. Sobre los húmedos taludes de exposición NNW se desarrolla un

estrato arbóreo de Pinus halepensis con denso sotobosque de máquia. El

acantilado se labra sobre un flysch compartimentado por fracturas de desgarre

y fallas inversas en bloques levantados y hundidos, sobresalientes y

retranqueados. La tectónica de bloques introdujo cambios laterales

estratigráficos y estructurales, que se traducen en diferencias morfológicas. El

perfil C-T-C típico del flysch es claro en el bloque del Cap Negre, pero se

difumina en el resto. La unión con la plataforma superior, realizada a través de

un tramo de ladera, queda poco definida. El cantil inferior es el elemento

morfológico de mayor continuidad lateral. Guirnaldas de cuevas de origen

marino subrayan los rasgos estructurales. Las cuevas, los arcos y las terrazas

de abrasión, bien conservadas, abundan no sólo en el cantil inferior sino

también en el talud entre los pinos. La tipología de las cuevas es variada y

acorde con la variedad textural del flysch. Por ejemplo, sobre los bancos de

58

textura granulosa, la descamación fina en la que colaboran los líquenes pule

las aristas de nichos y cuevas suavizándolas y redondeándolas.

Fig.42. Cuevas abrasión marina y/o cársticas a distintas alturas. Se ven muy bien bajo los

cantiles superior e inferior, pero existe otro nivel entre ambos, enmascarado por la vegetación,

con cuevas marinas y arcos labrados por el oleaje.

A techo se descubre algún taffoni aislado entre la vegetación (La Roca et al.,

2005). Existen al menos dos niveles de cuevas, algunas dobles, sin señales de

carstificación que fueron localizadas y descritas por Gil (1991) a +25-23 y +10-9

m. Sin embargo, en la base del mismo cantil se localizan algunos conductos

cársticos que han sido invadidos por el mar como la Cova Batiste en los que se

han encontrado restos de playa fósil (Gil, 1991).

En el Cap de la Nau las calizas descienden hasta el nivel del mar. Los

movimientos tectónicos se han reactivado durante el Cuaternario, según

evidencian los niveles de abrasión fracturados y basculados al sur del Cap. La

punta, limitada por espejos de falla, tiene forma de morro achatado, con

paredes que pierden altura desde los 117 m del vértice geodésico hasta los 50

m del extremo. Las microformas reseñables se reducen a alguna cueva

cárstica, niveles de erosión marina y taffonis. Los escollos, orientados en el

59

sentido de la fracturación, son restos de roca in situ. Probablemente este

promontorio tuvo mayores dimensiones en el pasado (Sanjaume, 1985).

En la vertiente meridional del cabo con la reaparición del flysch se recupera el

perfil C-T-C. En los cantiles no faltan buenos ejemplos de nichos en cuña de

techo volado, correspondientes a antiguas caídas de bloques, desprendidos a

favor de los planos estructurales carstificados. La disolución ha creado algunas

cuevas de tamaño considerable en el cantil superior. El talud de perfil regular,

vegetado de matorral, muestra muy pocas huellas de procesos recientes. Lo

más notable de este tramo es la presencia de al menos tres repisas, falladas y

basculadas, jalonadas de cuevas de origen marino. El salto de falla es de 1-2

m. El levantamiento de esta ladera explica la poco frecuente convexidad del

talud. El acantilado termina con señales de abrasión marina y cuevas marinas.

En el sector localizado entre La Guardia y Ambolo el acantilado tipo C-T-C es

interrumpido y su morfología sustituida por otra caótica de difícil definición. Este

cambio se explica por la intensificación de los movimientos tectónicos terciarios

y cuaternarios hacia el sur. Todo este tramo está seccionado por pequeñas

fallas NNW-SSE, generalmente inversas, que generan un ambiente litológico

cambiante, con muchos contactos mecánicos, basculamiento de bloques,

rápidos cambios laterales de facies, zonas de trituración, etc. Como

consecuencia se producen cambios morfológicos que consisten en variaciones

laterales de longitud y pendiente de las unidades del perfil tipo C-T-C,

llegándose incluso hasta la desaparición ocasional de alguna de ellas. A esto

se añade la continuada tectonización de niveles (La Roca et al., 2005).

En el entrante de La Guardia llama la atención una forma de embudo

seccionado que se interpreta como dolina desventrada. Su superficie irregular

está plagada de pequeñas cavidades basculadas a partir de su posición

original. En la génesis del embudo se combinan, por tanto, la disolución y el

colapso desencadenado por la tectónica de fractura cuaternaria. El flysch

subyacente ha sido vaciado por erosión hasta dejar la caliza volada sobre una

60

playa escalonada en dos terrazas de abrasión, cubiertas por bloques calizos

despeñados. Aquí y allá hay nichos frescos y bloques recientemente caídos.

Siguiendo hacia l´Ambolo por “les Pesqueres” continúan los niveles marinos

rotos y basculados. Hay excelentes ejemplos de balma seguida de cuevas,

muchas inundadas. Los procesos denudativos recientes no son muy intensos,

pues el talud está vegetado, y sólo en las vaguadas se distingue algún rastro

de arroyada. Entre las formas debidas a procesos antiguos, hoy ralentizados,

hay que citar las espectaculares cuevas del cantil superior de les Pesqueres.

En la ensenada de l´Ambolo los niveles de abrasión marina basculados indican

que la neotectónica prosigue. El antiguo acantilado de esta ensenada,

desconectado del mar por la playa, traza un arco abierto al SE y salva un

desnivel de 100-110 m desde la plataforma de la Nau. Muestra un perfil

irregular en el que destacan el cantil superior y el talud muy irregular. Falta el

cantil basal salvo en la punta.

Fig. 43. Tectonización de los acantilados en las inmediaciones de la Torre del Ámbolo.

61

De nuevo la neotectónica explica el desorden general y el dibujo de la línea de

costa. El trazado más o menos rectilíneo de la playa de l’Ambolo sigue una falla

de cierta entidad que se extiende hasta la Punta Plana, mientras que otras

fallas oblicuas subordinadas articulan el acantilado. En el extremo NE las

fracturas rompen un coluvión cuaternario. Cantil y talud son morfológicamente

inestables. El talud exhibe cicatrices de flujos de derrubios y deslizamientos

superficiales. Los numerosos bloques desprendidos del cantil se acumulan

sobre el talud o principalmente al pie (La Roca et al., 2005).

Frente a la punta se localiza l’Illa del Descobridor, que al igual que l’Illa del

Portixol, presentan acantilados de menor envergadura, pero de tipo plunging y

mantienen las características de los acantilados inmediatos con una enorme

variedad de cuevas que se generan y ensanchan por procesos marinos como

el choque de las olas contra el cantil y la correspondiente presión-

descompresión que acompaña al choque. Entre la isla y la punta del Ambolo

queda un estrecho canal marino.

El límite occidental del apuntamiento anterior queda marcado por una nueva

falla, agrandada por las aguas de escorrentía que se canalizan por ella y los

sedimentos forman un pequeño cono cuyos sedimentos no han sido

erosionados por las olas debido a la presencia de un pequeño escollo que

protege esta beach pocket de pequeño tamaño. El acantilado hasta la Punta

del Pi presenta un elevado grado de articulación y sigue siendo de tipo

plunging. El cantil inferior, como es característico en todos los promontorios de

la Nau, presentan un elevado número de cuevas de distinto tamaño. Las más

pequeñas son por acción de la dinámica marina que aprovecha las zonas de

debilidad de las diaclasas. Las de mayor envergadura son por la explotación de

dolinas desventradas o por erosión de la pared de cuevas cársticas.

El tramo entre la punta del Pi y la cala de la Granadella se corresponde con

una nueva elevación de la altura de los cantiles. Aquí hay un predominio

absoluto de cuevas cársticas desventradas, algunas de gran magnitud. Se

62

aprecia también en la parte central del sector que el retroceso del acantilado ha

dejado al descubierto dos niveles de cuevas que se corresponderían con

distintos niveles de base. En este tramo hay una estrecha plataforma que se

ensancha en la base de las cuevas donde se acumulan por desprendimientos

de sus paredes.

La cala de la Granadella es una de las pocas que, en el conjunto de las costas

valencianas, podría considerarse como una cala verdadera desde una

perspectiva geomorfológica, el resto son en realidad beach pockets generadas

por diferentes motivos. Para Rosselló (1980), aunque el concepto vulgar de

cala se aplica a cualquier entrante de la costa, las calas propiamente dichas

serían aquellas cuyo tendido hacia el interior sobrepasa, al menos, la anchura

de su boca. La Granadella tiene 200 m de abra y 300 m de saco, con una

profundidad de 10 m en su boca. Además, en ella desemboca el barranco de la

Granadella. Su flanco occidental consiste en una clara fractura de orientación

NNW-SSE, que culmina en el Morro del Castell. Desde este punto la costa

toma una dirección NE-SW a grandes rasgos.

A partir del Morro del Castell se inicia otro tramo muy complejo (fig. 33 y 34),

que culminará con los acantilados del Puig de la Llorença (Benitaxell), en el

que los cantiles presentan alturas considerables (entre 100 y 160 m) y siguen

siendo de tipo plunging. Los salientes de mayor envergadura son producto de

fracturas recientes y las articulaciones de menor envergadura son estructurales

o/y cársticas. Hay varios cantiles que señalan cuevas o dolinas desventradas.

En el Morro de la Blanca se encuentran una gran cantidad de cuevas cársticas

a distintas alturas y con diferente grado de desmantelamiento. En la zona del

Morro de Falguí, el cantil está plagado de formaciones cársticas al descubierto

y a distintas alturas. A lo largo de este sector, la red de drenaje, bastante

jerarquizada a pesar de las escasas dimensiones de las cuencas, se organiza

en función de los dispositivos morfoestructurales. Existen bastantes barrancos

63

colgados y otros que desembocan en el fondo de las calas como, por ejemplo,

la cala dels Testos.

Más al sur se localiza la pequeña ensenada del Moraig, limitada en su extremo

NE por una nueva fractura. En su extremo distal se localiza la cueva cárstica

que da nombre a la ensenada. Una nueva fractura ha dejado despegado un

trozo de la punta del acantilado, formando un estrecho pasillo donde se aprecia

perfectamente el espejo de falla.

Desde el Moraig hasta La Cala de Llebeig, el tipo de estos acantilados es C-T-

C, aunque en muchos tramos el cantil inferior acumula tal cantidad de derrubios

que parece el inicio de un nuevo talud. En consecuencia, en todo este sector

del Morro del Bou los acantilados presentan una plataforma con gran cantidad

de derrubios y bloques de dimensiones considerables, procedentes de

desprendimientos del cantil inmediato. Siguiendo hacia el sur hasta la Punta de

Moraira o Cap d´Or, los acantilados siguen siendo tipo C-T-C, con litología más

blandas en muchos puntos, especialmente margas y calizas margosas, y con el

buzamiento contrario de los estratos de los cantiles (fig. 35). Al pie, como

ocurría en el tramo anterior, se acumulan escollos de grandes dimensiones y

bloques de desprendimientos. La costa sigue siendo recortada por razones

estructurales y litológicas. El tramo final hasta la Punta de Moraira es menos

recortado, apareciendo nuevas cuevas cársticas por la presencia de calizas en

este tramo.

A partir de Moraira el relieve se suaviza y sólo encontramos acantilados

medios, esculpidos en calizas, margas y molasas burdigalienses, a las que en

algunos tramos se adosan eolianitas pleistocenas. El Morro de Toix, que

separa las ensenadas de Calp y Altea, supone el extremo meridional de la

Serra de Toix. Se encuentra flanqueado por acantilados medios y bajos con

plataforma. La plataforma termina en la cala estructural de Gasparet y

reaparece de nuevo al NE de la Punta del Mascarat. El frente oriental y la

vertiente meridional son acantilados tipo plunging, ya que el veril – 10 m se

64

encuentra a menos de 100 m de la orilla. La disimetría de la Serra de Toix

explica el distinto comportamiento de sus vertientes.

Fig. 44. Morro de Toix

La septentrional, dada su menor pendiente, está drenada por una red de

canales que descienden hacia la depresión morfoestructural de Calp. La

vertiente meridional no presenta drenaje y constituye un frontón rectilíneo de

unos 2 kilómetros, con acantilados espectaculares de más de 100 m de altura,

que hace suponer la existencia de una falla de orientación ibérica. El Barranc

de l’Estret o Mascarat está explotando otra de las numerosas fallas de esta

zona. Finalmente, la Barra de la Galera abre paso a la ensenada de Altea.

Fig. 45. Barra de la Galera, Mascarat y Morro de Toix.

65

El límite meridional de la bahía de Altea lo constituye la Serra Gelada o Penyes

de l’Albir, que se extiende a lo largo de más de 6 km entre Punta Bombarda y la

Punta de les Caletes (o de l’Escaleta), presenta una vertiente suave tierra

adentro y un cantil abrupto en su parte marina. Constituye un homoclinal, cuya

estructura coincide con las directrices estructurales béticas.

Fig. 46. Serra Gelada con eolinitas tipo climbing. Dos perspectivas diferentes.

Los márgenes que la delimitan corresponden a estructuras falladas (Yébenes,

1996). Las alternancias litológicas que presenta permiten que la erosión

diferencial haya dejado en resalte las calizas masivas superiores, que forman

un voladizo que culmina a 300 m de altura. El talud se forma a partir de las

66

margas y areniscas (eolianitas) basales. A excepción de los barrancos

colgados de sus extremos, el resto de los cauces de la vertiente marina

desembocan en el mar. Sin embargo, la mayor parte del drenaje circula hacia

el interior. Llama la atención que la mayoría de los cauces tienen su cabecera

en el borde mismo del acantilado. Esto puede indicar que o bien la erosión

remontante ha sido muy efectiva, o bien que se trata de una red de drenaje

organizada, más antigua, que ha sido amputada por la falla longitudinal que ha

creado el acantilado marino. Esta circunstancia explicaría, a su vez, la amplia

extensión del cono aluvial de su vertiente continental (Sanjaume, 1985). El

drenaje del perímetro externo de la Serra se ha desarrollado mediante capturas

facilitadas por la erosión remontante ligada a la fractura y hundimiento de

bloques (Chapapría y Rosselló, 1996)

Fig. 47. Beach pocket Cala de l’Aigüera. Sur de La Vila Joiosa.

Después de la ensenada de Benidorm la costa se eleva de nuevo con un

acantilado medio que se prolonga hasta el puerto de la Vila Joiosa. Al sur de la

población se suceden una serie de apuntamientos que cierran pequeñas beach

pockets, tales como la Cala de l´Aiguera o la Cala del Xarco, hasta llegar a los

acantilados de mayor envergadura del Tossal del Mar que se prolongan por los

de la Venta de Lanuza (con 100 m de pared vertical fuertemente acarcavada) y

67

culminan en los 200 m de altura de les Llomes de Reixes en donde además de

las cárcavas existen algunos barrancos colgados.

Fig. 48. Acantilados Venta Lanuza.

En general se trata de acantilados subverticales, en los que la abundancia de

cárcavas sugiere que la arroyada es el proceso dominante en su erosión. Por

otra parte, la debilidad de los materiales de estos acantilados, con predominio

de margas, facilita el retroceso de los cantiles y la formación de amplias

plataformas de abrasión marina a sus pies. En estos ámbitos la batimétrica de

– 20 se encuentra a 1.100 m en la zona de les Llomes de Reixes y a más de

5.000 m en el Tossal del Mar, lo que demuestra que la pendiente submarina es

un factor determinante, junto con la poca resistencia de los materiales, para

desarrollar acantilados con plataforma. La red de drenaje de esos acantilados

se adapta perfectamente a los dispositivos estructurales, aunque la densidad

de drenaje es superior en este tramo que en el de calizas. Uno de los

barrancos más interesantes es el que desemboca inmediatamente al sur de les

Llomes de Reixes. Los cauces interiores mantienen una disposición más o

menos paralela a la costa, mientras que el cauce principal se sitúa

perpendicularmente a la misma y corta el anticlinal mediante una cluse. El

desmantelamiento del anticlinal probablemente ha incrementado la tasa de

materiales transportados por el barranco, lo que se ha traducido en un mayor

68

depósito en la zona antelitoral, Esto explicaría la mayor extensión de la

plataforma en este tramo.

Po lo que respecta a los acantilados medios, hay que señalar que son más

frecuentes en las zonas donde relieves con margas y molasas burdigalienses a

los que se adosan, en algunos tramos (como, por ejemplo, entre Cala Fustera y

Cala Bassetes), eolianitas que serían pequeñas climbing sobre las que se

genera un micromodelado cárstico litoral bastante peculiar.

Fig. 49. Sur Cala Fustera

Fig. 50. Acantilados medios de Calp.

69

Fig. 51. Eolianitas adosadas al acantilado medio-bajo al sur de Moraira

Fig. 52. Perfil y carst marino en las eolianitas de las inmediaciones de Cala Bassetes.

Fig. 53 Pozas características del carst marino de la Albufereta de Alacant.

70

Finalmente, el último tipo de acantilados son los bajos. Podemos encontrarlos

en Alcossebre (Fig.19), Vinaròs, Torre la Sal, Cap de Cullera. Desde la Coveta

Fumada hasta el Campello, los acantilados van perdiendo altura hasta

transformarse en acantilados bajos con plataforma de abrasión excavada en

los propios materiales del acantilado o en eolianitas pleistocenas. Acantilados

bajos son también los que se localizan al sur de Alacant, en Torrevieja, Cap

Roig y en la Punta de la Horadada (Sanjaume, 1985).

Fig. 54. Acantilados bajos Vinaròs

Fig. 55. Acantilado bajo Torre la Sal.

71

Fig. 56. Cap de Cullera.

Fig. 57. Acantilado bajo al sur de Moraira

Fig. 58. Acantilado bajo en la Sarra d’Irta

72

Fig. 59. Acantilado fósil de Santa Pola. La plataforma de abrasión ahora emergida termina en

un microacantilado funcional con su propia plataforma de abrasión.

Fig. 60. Acantilado bajo en la rasa superior de Cabo Cervera

En los acantilados valencianos la acción antrópica es relativamente escasa,

aunque la proliferación de edificios en las laderas de los acantilados está

alterando la actuación natural de los procesos subaéreos y, sobre todo, la

proliferación de urbanizaciones está destruyendo, en la mayoría de los casos,

la estética del paisaje.

Las costas acantiladas son importantes puesto que actúan, en ocasiones,

como fuente de suministro de sedimentos. Existen dos grupos básicos de

procesos que actúan en el modelado de los acantilados:

73

la labor de zapa del oleaje en la base del cantil, mediante procesos

mecánicos (fuerza de impacto, alternancias de presión/ descompresión,

etc.), así como procesos químicos y bioquímicos (alternancias de

humedad/desecación, que favorecen la haloclastia, disolución, y la propia

presencia de organismos, que pueden contribuir tanto a la erosión

bioquímica como a la disgregación del material mediante su actividad

cariante y perforadora (sobre todo los organismos endolíticos). Con todo,

los organismos, en ocasiones, también pueden proteger el sustrato de la

agresión de los procesos mecánicos del oleaje o, incluso, pueden crear

elementos nuevos en el perfil costero, como es el caso de la repisa de

vermétidos en determinadas áreas donde se localizan formas cársticas

litorales.

los procesos subaéreos, combinados con la remoción de derrubios que

efectúa el oleaje. Entre estos cabría destacar los movimientos de masa

(desprendimientos de bloques o piedras, deslizamientos de materiales más

blandos, procesos de reptación), así como la acción de las aguas que

circulan después de las precipitaciones en forma de arroyada difusa o

concentrada.

En nuestras costas ambos grupos de procesos actúan simultáneamente, ya

que en las costas mediterráneas la energía del oleaje no es suficiente para

hacer retroceder las paredes del acantilado tan rápidamente como para que los

procesos subaéreos no tengan tiempo de contribuir a su morfología (Sanjaume,

1985).

2.2. Costas bajas rocosas

Generalmente están formadas por conglomerados, calcoarenitas (arena de

playa fósil cementada) y eolianitas (arena de duna fósil cementada). Son

ámbitos costeros que presentan un micromodelado muy complejo, en el que la

disolución es el proceso determinante en la génesis de las microformas. Son

74

playas bajas rocosas en las que transitar por ellas resulta muy molesto, sobre

todo con los pies descalzos, debido a la irregularidad de su superficie con

numerosas aristas cortantes. Se trata de un carst marino muy interesante por la

variedad de sus formas, de escala métrica, decimétrica o centimétrica. Este tipo

de costa tiene una amplia representación en las costas septentrionales y

meridionales, pero está prácticamente ausente en el óvalo valenciano, en

donde la costa baja arenosa es mayoritaria. El sector situado entre Torrevieja y

Cabo Cervera, inmediaciones de Santa Pola, la Albufereta de Alacant, Cap de

les Hortes, l’Illeta dels Banyets del Campello (ver figuras 51, 52, 53, y 57), Cap

Negret en Altea, algunos tramos de la ensenada de Calp, la zona comprendida

entre Cala Bassetes y Moraira, Xàbia y algunos sectores de Dénia, serían

algunos de los ámbitos en los que el desarrollo del carst marino es más

espectacular (Sanjaume, 1985).

La morfología del carst marino sufre modificaciones tanto en función de la

litología como de la inclinación del perfil, y depende básicamente de la

frecuencia de los ciclos humedad-desecación. Diversos tipos de cuencos de

disolución en las partes bajas del perfil, así como diferentes tipos de lapiaz en

las partes más elevadas son los rasgos fundamentales y más característicos de

este tipo de modelado (Sanjaume, 1979).

Fig. 61. Cuenco de disolución doble con organismos pasturantes.

75

Fig. 62. Formas es resalte. Macrolapiaz denticular generado por la abundancia de cuencos de

disolución.

Fig. 63. Las discontinuidades de los sets dunares fósiles favorecen las formas de disolución.

Fig. 64. Carst marino en la plataforma de abrasión actual de Cap Cervera, entre Torrelamata y

Torrevieja.

76

Fig. 65. Cuenco disolución en parte media del perfil. Las recristalizaciones de sal indican un

aporte limitado de agua.

Fig. 66. Formas en resalte de la parte alta del perfil. Lapiaz de microcaries y alveolar.

Fig. 67. Pesquería romana en l’Illeta dels Banyets del Campello.

77

La mayor parte de estas zonas se han visto sometidas a una continuada acción

antrópica, por lo menos desde época romana. Buena parte de estas eolianitas

han sido explotadas para obtener materiales de construcción. Aunque la

explotación es posible que se iniciara con los romanos (canteras romanas de

Xábia y Moraira) se han continuado utilizando hasta época muy reciente. La

colegiata de Xábia, por ejemplo, está construida con este material. En otros

casos las eolianitas se han excavado para la instalación de factorías pesqueras

romanas como els Banys de la Reina de Calp y l’Illeta dels Banyets del

Campello. En este mismo punto se ha observado, también, que las eolianitas

habrían sido utilizadas, probablemente también por los romanos, para obtener

piedras de molino.

Fig. 68. Cantera romana en Moraira

Fig. 69. Restos de la cantera romana de Xàbia

78

Fig. 70. Illeta dels Banyets del Campello. Arriba extracción de varias piedras de molino. Abajo

una extracción fallida

2.3. Tómbolos

Los tómbolos más importantes son los de Peníscola y el Penyal d’Ifac. En el

caso de Peníscola, la formación tombólica parece estar relacionada con las

estructuras geológicas subyacentes. El tómbolo se ha formado gracias al

desarrollo de una barra arenosa que ha podido aflorar dada la escasa

profundidad de este sector y a los aportes sedimentarios procedentes de

sectores más septentrionales, que ha unido un afloramiento de calizas

mesozoicas a la llanura costera. El istmo fue muy estrecho y parece que las

olas pasaban de un lado al otro del mismo durante los siglos XVII y XVIII. De

acuerdo con la cartografía de la época, en 1927 la barra arenosa presentaba

79

una anchura de unos 50 m, en tanto que en 1976 superaba los 350 m. La

máxima acumulación se ha producido en el sector meridional, como

consecuencia de la refracción y difracción provocada por el afloramiento rocoso

a las olas del primer cuadrante (Sanjaume, Rosselló, 1986). Según Pardo

(1991), la construcción del puerto en 1922 sería la causa principal para el

ensanchamiento del istmo. El mogote rocoso presentaba un bufador activo por

el que llegaba a aflorar el agua de las olas en los momentos de temporal. En la

actualidad ha quedado cegado por obras de tipo antrópico.

Fig. 71. Tómbolo de Peníscola.

Fig. 72. Tómbolo del Penay d’Ifac. En primer plano las pesquerías pesqueras dels Banys de la

Reina de Calp.

80

El Penyal d’Ifac es un gigantesco mogote esculpido en calizas eocénicas y que

culmina a 328 m de altura, con vertientes más suaves en su tercio basal sobre

las que se forma el cantil activo. Este tómbolo ha quedado unido al continente

mediante una doble barra que ha dejado una laguna entre ambas, que se

convirtió en salinas, por lo menos desde época romana.

Fig. 73. Laguna tombólica de Calp

Las barras se han desarrollado en la zona de sombra de oleaje del Penyal

d´Ifac, gracias a la refracción y difracción de las olas. Estas barras constituyen

el istmo del tómbolo y son totalmente diferentes. La que se forma en la bahía

de Calp es más antigua, puesto que está formada por afloramientos eólicos

pleistocenos, en los que los romanos excavaron las balsas de la factoría

pesquera de els Banys de la Reina (Figura 72). Su anchura media es de unos

180-200 m. En la actualidad es una playa arenosa por vertido de arena, para

contentar a los usuarios, sin tener en cuento el valor de la calcoarenita

preexistente ni la colmatación de las balsas romanas. Por el contrario, la barra

de la playa de la Fossa es holocena, tiene una amplitud de unos 350 m, no

presenta vestigios visibles de eolianitas pleitocenas, aunque es muy probable

que exista un basamento antiguo. De la primitiva laguna no queda nada debido

a su utilización salinera.

81

2.4. Costas de acumulación

Las formas de acumulación son el resultado de la actuación del oleaje, que

transporta los sedimentos, y de determinados procesos, como la refracción,

que inducen por si mismos a la acumulación. Una condición indispensable para

su existencia es contar con una fuente constante de suministro de material

susceptible de ser transportados. Cuando las acciones antrópicas reducen la

presencia de estos sedimentos (destrucción de dunas, reducción de los aportes

fluviales, retención de los pantanos), o cuando se altera la libre circulación de

sedimentos (por la construcción de puertos o diques), las costas de

acumulación pueden comenzar a padecer un incremento más o menos

acelerado de la erosión, que es lo que ocurre en buena parte de nuestras

costas. Las costas recortadas (de entrantes y salientes) son costas de

transporte impedido, ya que cada uno de los entrantes actúa como una célula

sedimentaria. Las costas rectilíneas, por su parte, son costas de transporte

libre, aunque las construcciones litorales pueden transformar algunos sectores

de transporte libre en tramos de transporte impedido, con todas las

repercusiones que ello implica (Sanjaume, 1985).

2.4.1. Costas de restinga y albufera

La mayoría de las restingas arrancan de una desembocadura fluvial

(generalmente un cono) y se apoyan en la siguiente, excepto la restinga de la

Albufera de Valencia (entre la desembocadura del Túria y el Cap de Cullera) y

la de Santa Pola (entre la desembocadura del Segura y el Cap de Santa Pola).

Todas estas restingas se han podido formar gracias a la existencia de un

abundante suministro de material (proporcionado por los ríos) ya la presencia

de una plataforma continental de escasísima pendiente. El cierre de estas

restingas determina la aparición de una serie de albuferas, que son el rasgo

más característico de las costas valencianas. Su extensión es variable, aunque

82

generalmente son estrechas y alargadas, allí donde los relieves montañosos se

encuentran más cerca del mar. La mayoría de estas albuferas se encuentran

en la actualidad totalmente colmatadas, formando zonas más o menos

palustres (Torreblanca) o totalmente desecadas (Puçol, Almenara, Pego, etc.).

La única albufera funcional en nuestros días en la Albufera de Valencia, que

mantiene su funcionalidad gracias a los ullals internos (Sanjaume, 1985). Dada

la profusión de este tipo de formas litorales en las costas valencianas,

pensamos que sería conveniente detenernos en la descripción de algunas de

ellas.

2.4.1.1. Albufera de Peníscola

La marjal de Peníscola se encuentra situada en el litoral septentrional de la

provincia de Castelló. Ocupa el sector meridional de la Plana de Vinaròs-

Benicarló, una fosa hundida al pie de la Valldàngel Oriental. Se localiza en un

bloque hundido, delimitado por fallas y ocupa una superficie aproximada de

unas 30 ha. Se trata de una albufera prácticamente colmatada y aunque no

existen dataciones absolutas, su origen se remonta al Holoceno (periodo

postflandriense) (Viñals, 2004)

Fig. 74. Albufera de Peníscola

83

Se pueden detectar las siguientes unidades:

- El abanico aluvial de la rambla de Alcalà, delimita la marjal por el norte.

La rambla se dispone de forma transversal a la rambla de Cervera,

aunque realiza varios giros de 90º generando varios abanicos aluviales

progradantes. Sobre este abanico se inicia la restinga que cierra la

albufera de Peníscola.

- Acera aluvial que se forma al pie de la Serra d’Irta. La forman varios

barrancos (Mongells i Moles) que aportan sus aguas a la albufera de

Peníscola.

- La restinga. Se apoya en el abanico aluvial de la rambla de Alcalà por el

norte y en el tómbolo de Peníscola por el sur. Cierra la albufera de

Peníscola y está formado por un cordón de gravas y arenas de 3 km de

longitud. Se alimenta de los aportes de la rambla d’Alcalà (cantos en su

sector septentrional) mientras que por el sur se relaciona con una barra

submarina emergida que dio lugar también a la formación del tómbolo

(Viñals, 2004)

La marjal abarca una superficie de unas 100 has y en ella se encuentran

numerosos ullals dispersos que afloran sobre todo en la parte central (séquia

Templera), en el casco urbano (l’Estany) y en el perímetro basal. El drenaje se

efectúa a partir de tres acequias que discurren en sentido meridiano: séquia del

Rei, riu Ample (La Templera) i la Sangonera. Cuando se concentran las aguas

de las acequias, desaguan en la playa del Migjorn, cerca del puerto (al sur del

tómbolo) (Viñals, 2004).

A partir de 5 sondeos, Usera et al. (2006) muestran una evolución holocena de

la albufera en cuya base (- 5m) se localizan facies de abanicos aluviales.

Posteriormente se desarrolla una laguna hiposalina, con niveles turbosos,

localizada sobre todo en las proximidades de la restinga, mientras que en la

parte continental se desarrollan los abanicos aluviales que rodean la marjal

(barrancs de Moles y Mongells). Este modelo de comportamiento de la

84

evolución reciente de las albuferas mediterráneas podría responder tanto a la

estabilización del nivel del mar tras el máximo flandriense, como al clima

estacional que parece registrarse en este territorio, facilitando el aporte

sedimentario al área costera. Además, el factor antrópico parece revelarse

como un condicionante importante en la evolución reciente de estos sistemas

litorales. La estacionalidad acusada, la tectónica y los cambios introducidos por

la antropización, son relevantes para explicar el avance de la sedimentación

continental sobre las facies lagunares recientes (Usera et al., 2006).

En la actualidad la albufera ha sido prácticamente desecada y su restinga ha

sido fuertemente urbanizada. El aprovechamiento agrícola propio de estas

marjales prácticamente ha desaparecido, ya que el proceso urbanizador ha

invadido parcialmente la marjal.

Fig. 75. Urbanización en la restinga de la albufera de Peníscola.

Existen noticias históricas que demuestran que en el siglo XIII en la marjal se

desarrolló una industria salinera considerable. Según Sánchez Adell (1975),

Jaume I dispuso que los castillos de Morella, Culla, Cervera, Coves de

Vinromà, Xivert, Albalat i Benifassar debían abastecerse de la gabela salinera

de Peníscola. Prácticamente se le adjudicó el abastecimiento de sal desde el

riu de la Sénia hasta Orpesa.

85

2.4.1.2. Albufera de Torreblanca

Se localiza en el sector septentrional de la costa valenciana. Cubre una

extensión de 10 km2 (Mateu, 1977), aunque las dimensiones de la albufera

probablemente fueron mayores en el pasado, pudiendo conectar con la

albufera de Orpesa.

Fig. 76. Albufera de Torreblanca

La albufera de Torreblanca queda cerrada por una restinga de cantos de 8 km

de longitud que se apoya en los conos aluviales del Riu de les Coves al norte y

el Riu Xinxilla al sur. En la plataforma sumergida se observan al menos dos

alineaciones de formaciones rocosas, que se han interpretado como playas y

dunas fósiles erosionadas.

El margen interno de la albufera está enmarcado por un conjunto de pequeños

conos aluviales progradantes que la delimitan y la reducen (Segura, et al.

1997). La restinga presenta su máxima amplitud, 95 m, en el sector meridional

86

en tanto que al norte, debido a la constante recesión de la misma, presenta tan

sólo 8,5 m de anchura, casi todos ellos ocupados por una amplia cresta de

playa (beach ridge) muy característica (Sanjaume et al., 1990).

Fig. 77. Beach ridge de la restinga de Torreblanca

Fig. 78. Abanicos en derrame (washover fans) sobrepasando el ridge de la restinga y

depositándose al perder energía las olas cuando llegan a albufera.

87

Sobre la restinga de cantos se desarrollan numerosos washover fans, que son

acumulaciones de cantos en forma de abanico localizados en la cara interna de

la restinga, donde han sido transportados por el mar durante las tormentas

cuando el oleaje supera la restinga. La presencia de la cresta de playa, la

abundancia de washover fans, y el grueso calibre de los cantos que la forman,

hacen que esta restinga sea muy distinta del resto de las restingas valencianas

(Segura, et al., 1995). En la restinga que cierra la albufera se distinguen tres

sectores:

a) La parte septentrional, que arranca el Riu de les Coves y llega hasta el

Quarter Vell, está formada por una estrecha cresta (ridge) de cantos (figura

77). Cerca de de Torrenostra, se han encontrado niveles de turba,

sumergidos por debajo del nivel del mar, indicando el retroceso reciente

experimentado por la restinga.

Fig. 79. Nivel de turba sumergida en el mar que indica el retroceso de la restinga.

b) El sector central es arenoso y la playa está más desarrollada que en el

caso anterior. Por otra parte, son abundantes los restos de eolianitas y

playas fósiles cuaternarias encontradas entre los cantos de la restinga,

procedentes de la erosión de la playa sumergida. La arena, proporcionada

88

por la destrucción de las dunas pleistocenas que se encuentran por delante,

constituye su principal fuente de suministros.

Fig. 80. Parte Central arenosa, con los restos del Cuartel de Carabineros.

c) El sector meridional, que termina en la Torre de la Sal, presenta la mayor

anchura de toda la restinga. Aunque los guijarros predominan, el extremo

meridional termina en unos afloramientos de dunas fósiles que forman una

pequeña acera o plataforma de erosión sumergida en el mar.

Fig. 81. Parte meridional de la restinga de la albufera de Torreblanca. Al fondo dunas fósiles.

89

Además de estas diferencias longitudinales, también hay variaciones en

sentido transversal: el diámetro de los cantos es mayor en la parte interna

(unos 9 cm) que en la cima (5-7 cm) o en la cara externa (2'5-3 cm). Esta

gradación de tamaños está en relación con la energía del oleaje que los ha

depositado. En definitiva, la presencia del ridge de playa y de los abanicos de

derrame (washover fans) de dimensiones variables (Sanjaume et al., 1990)

hace que esta restinga sea única en todo el litoral valenciano. La presencia de

fragmentos de eolianitas y playas fósiles, así como la turba submarina son

otros aspectos diferenciadores.

Por otra parte, este sector es también especialmente interesante porque en él

se ubican yacimientos arqueológicos emergidos y sumergidos. Sobre las

eolianitas se han localizado una serie de estructuras negativas, de formas

redondeadas y dimensiones variables, erosionadas y sumergidas por el mar en

algunos sectores, que han sido interpretadas por los arqueólogos como silos.

La datación de huesos de animales las data en el tercer milenio antes de

Cristo. La ocupación antrópica del lugar se mantuvo hasta época romana, ya

que se ha documentado la existencia de un poblado ibero-romano, habitado

entre los siglos III-I a.C., que se extiende unos 200 m al sur de la restinga y se

prolonga mar adentro (Wagner, 1978; Fernández Izquierdo, 1980, 1990).

Las rizoconcreciones y la alteración secundaria de los sets superiores de las

eolianitas del sector meridional sobre las que se traba el yacimiento

arqueológico sugieren que estas dunas alguna vez han estado cubiertas de

vegetación. En su desarrollo, la alimentación continental ha tenido un peso

importante, tal y como demuestran las facies limosas rojizas intercaladas con

los niveles arenosos propios de las dunas (Segura et al., 1997).

De acuerdo con los estudios de evolución cuaternaria realizados en esta

albufera, parece ser que la albufera actual es muy reciente, probablemente

holocena, puesto que los niveles más antiguos parecen estar sumergidos por

delante de la albufera actual (Segura, et al. 1997). La restinga, por su parte

90

coincide en buena parte con la restinga flandriense, aunque en la parte

septentrional esta última ha sido desmantelada por la erosión (Segura, et al.,

1993).

Fig. 82. Detalle de las dunas fósiles de Torre de la Sal.

Por testimonios de naturalistas de los siglos XVII y XVIII, se sabe que la

albufera de Torreblanca estaba abierta a finales del siglo XVIII, aunque ahora

todas las bocanas son artificiales (Rosselló, 1993). No se sabe exactamente

donde se encontraba la gola natural, pero es muy probable que se ubicara en

la parte central de la misma. Después de cerrarse definitivamente la restinga,

comenzaría su colmatación natural, como en todas las albuferas, gracias al

aporte de los barrancos y ramblas que desembocan en ella, material eólico que

proviene de la playa, así como la vegetación que se instala en ella. Las tasas

de sedimentación tanto pleistocenas como holocenas sugieren que los aportes

de los aparatos fluviales del sector meridional han sido más abundantes y

efectivos que los del sector septentrional en la colmatación de la albufera

(Segura, et al., 1997). El desarrollo de la vegetación ha debido ser muy

importante si tenemos en cuenta que en ella se encuentra un importante

yacimiento de turba que ha sido explotado comercialmente. Con todo, la

91

albufera ha podido mantener su carácter pantanoso gracias a la existencia de

toda una serie de manantiales internos (ullals).

El primer intento de desecación de la albufera se produjo en el siglo XVIII, para

prevenir las enfermedades derivadas de la presencia de aguas estancadas,

fundamentalmente el paludismo. Los trabajos de desecación consistieron en la

construcción de toda una red de acequias para un mejor drenaje y también en

el realzamiento de los campos, para lo cual se contaba con los sedimentos que

se sacaban de la limpieza de los canales de drenaje. En el siglo XIX se realizan

nuevos intentos de desecación. El más importante es el llevado a cabo por

McKinley en 1879 que intenta introducir los cultivos de arroz y maíz en la

albufera, pero fracasa. A partir de 1922 se conceden nuevas licencias para la

transformación de la albufera, pero tampoco tienen éxito. Finalmente en 1948,

el Ayuntamiento de Cabanes que es el propietario de la parte meridional de la

albufera intenta introducir de nuevo el cultivo del arroz, pero también fracasa

(Mateu, 1977). Los aportes hídricos internos han sido hasta ahora más

importantes que todos los intentos de transformación. En 1985 se habló de la

posibilidad de construir Disneyworld en Torreblanca, pero afortunadamente,

para este espacio medianamente bien conservado, los franceses se llevaron el

proyecto. En la actualidad, el desarrollo de las urbanizaciones que se extienden

a ambos extremos de la restinga constituye una grave presión sobre este

medio.

2.4.1.3. Prat del Quadro de Castelló

La restinga que cierra esta albufera arranca de la desembocadura del Barranc

de les Farges y se adosa al cono aluvial del Millars por el sur. Tiene una

longitud superior a los 7 km y su anchura de 70 m en la parte septentrional se

va ampliando hasta alcanzar 700 m en las inmediaciones del puerto

(Sanjaume, 1985). La zona palustre del Prat de Quadro suponía unos 15 km2,

aunque la mayoría de las zonas húmedas fueron eliminadas hacia 1960. Por

los estudios realizados por Sánchez Adell (1976) y Domingo (1978), se sabe

92

que la Marjalería de Castelló aumentó de 746 hanegadas en 1398 a más de

3.335 en 1468, lo que supone que se habrían ganado a la marisma unas 204

hectáreas en 70 años. La transformación más importante que ha sufrido esta

zona palustre ha sido como consecuencia del cultivo del arroz. Este cultivo tuvo

una primera etapa de desarrollo entre los siglos XIV y XVIII, aunque es muy

probable que el arroz ya se hubiera cultivado en época musulmana (López

Gómez, 1957). Desde mediados del siglo XVIII hasta finales del XIX deja de

cultivarse, pero en la década de los 40 se inician plantaciones en masa, para

dejar de sembrarse definitivamente (a causa del descenso de los precios) entre

1960 y 1963, con lo cual la zona húmeda recuperó sus condiciones naturales

en algo más de 600 hectáreas (Piqueras, 1977). Con todo, en las últimas

décadas se ha producido una importante transformación, no sólo por la

introducción de cultivos más rentables, sino también por la instalación de

industrias, la expansión del perímetro urbano de Castelló y la construcción de

residencias secundarias.

2.4.1.4. Albuferas Nules-Moncofa

La restinga de la albufera de Nules-Moncofa, que se extiende entre el cono

aluvial del conjunto Millars-Riu Sec de Borriana y la desembocadura del

Belcaire, presenta una longitud de casi 9 km. Su anchura media es de unos

300 m, aunque en conjunto podría decirse que adelgaza progresivamente hacia

el sur, ya que en el Grau de Moncofa no supera los 180 m. Hay que señalar,

sin embargo, que la anchura mínima (90 m) la ofrece el tramo situado al SE del

puerto de Borriana. Pero aquí la pérdida de material playero no obedece a

causas naturales, sino que se ha producido como consecuencia del incremento

que han experimentado los procesos erosivos a causa de las instalaciones

portuarias (Sanjaume, 1985). Probablemente la gola de esta restinga estaría en

donde se ubica el actual Estany que ha quedado como reliquia del antiguo

lago. La gola actual ha sido ensanchada artificialmente para canalizar el

drenaje de las acequias de este sector (Domingo, 1979).

93

Fig. 83. Panorámica de la antigua albufera de Nules-Moncofa.

La zona palustre presenta en este tramo un aspecto alargado y la presencia de

limos negros permite reconstruir la extensión ocupada por la zona pantanosa,

que se ha visto enormemente reducida por la acción antrópica. La acción

humana sobre la marjal, que probablemente se inició en época romana y

árabe, está muy bien documentada desde el siglo XIV (Rosselló, 1979).

Durante los siglos XIV, XV y XVI se produce un intenso saneamiento de la

marjal que se intensifica en los últimos años del siglo XIX y principios del XX.

La necesidad de conquistar nuevas tierras para la agricultura, los intereses

sanitarios e, incluso, las necesidades de tránsito en la zona para la

comunicación marítima, pueden ser los impulsores de la enorme tarea de

bonificar la zona palustre. En el primer tercio del presente siglo la zona palustre

está transformada prácticamente en su totalidad. La mayor parte de la

superficie de la marjal se ha dedicado al cultivo del arroz, aunque este cultivo

desaparece por completo en 1964 (Domingo, 1979).

94

2.4.1.5. Albufera d’Almenara

La restinga que cierra esta amplia albufera arranca de la desembocadura del

Belcaire --que ha experimentado varias difluencias hacia el sur, abarcando en

conjunto un total de 2,5 km-- y se prolonga hasta las inmediaciones del cono

aluvial del Palància. Esta restinga presenta una longitud de 13,5 km y su

anchura oscila entre 300 y 700 m (Sanjaume, 1985). Es probable que su gola

se ubicara en los aledaños del actual límite entre los municipios de La Llosa y

Almenara, puesto que allí experimenta un notable estrechamiento. La

persistencia de la laguna quedaba asegurada por los ullals (manantiales) de los

cuales sólo se mantienen las tres lagunas situadas al pie de la Penya del

Estany. La laguna más septentrional y la central --Estany Gran-- proporcionan

importantes caudales, mientras que la del sur parece nutrirse de las anteriores

(Rosselló, 1975).

Fig. 84. Antigua albufera de Almenara.

95

De los análisis sedimentológicos realizados en los restos de calcoarenitas

encontrados en la marjal parece deducirse que la parte interna de la restinga

de Almenara es más antigua, presumiblemente pleistocena, que la restinga

actual. Los retazos de eolianita formarían parte de un edificio dunar de mayor

envergadura, que se ha visto desmantelado casi totalmente, y que ha sido

recubierto posteriormente por una fase sedimentaria de tipo lacustre. Parece

evidente, pues, que la restinga holocena se adosa a una formación pleistocena

(que sería eminentemente arenosa) y que se ha producido un cambio

sustancial con relación a la textura de los materiales --actualmente predominan

los cantos en la playa-- aunque su procedencia continúa siendo la misma

(Sanjaume, 1985 b).

La bonificación de esta marisma, que pudo iniciarse como en los casos

anteriores en época romana y árabe, adquiere su máximo desarrollo a finales

del siglo XIX, cuando una serie de iniciativas logran la construcción de un

azarbe para el drenaje, así como la instalación de bombeos para acelerarlo

(Calero, 1971). En el año 1818 la Real Sociedad Económica de Amigos del

País de Valencia premió un trabajo del párroco de Almenara, que abogaba por

la desecación de la marjal ante los problemas de salud pública que se

producían, especialmente después de lluvias importantes, en los pueblos

inmediatos: Xilxes, La Llosa y Almenara.

Según Obiol (1994), la primera noticia de obras para la desecación data de

1820, año en que el general Elio, Capitán General y Presidente de la Audiencia

de Valencia, ordenó abrir un canal de desagüe en esta marjal utilizando para

las obras una brigada de confinados. En 1839 se elaboró un proyecto para el

mejor aprovechamiento agrícola de la zona, aunque también se argumentaba

que de este modo se eliminaría el peligro de las fiebres tercianas.

Posteriormente en 1864 se autorizó la ejecución de las obras de desecación de

la marjal a la compañía británica Birks and Huks Gibbs. Se otorgaba a esta

empresa no sólo la propiedad de estas tierras, que hasta entonces habían sido

96

tierras comunales, sino que además se le concedía la propiedad de los

manantiales. Las obras de bonificación contaron con la oposición de los

agricultores vecinos, que se dedicaban al cultivo del arroz, por lo que las obras

de desecación fueron largas y experimentaron muchos altibajos.

En 1917 una compañía agrícola e industrial, con sede en Burdeos, retomó el

proyecto de saneamiento. Los vecinos continuaron con su oposición al

proyecto ya que para ellos las aguas de las lagunas eran públicas y la

concesión lo único que haría sería sacar, privatizar y vender las aguas del

Estany, con lo cual podría bajar el nivel general del agua y perjudicar los

intereses de los agricultores. Desde entonces la propiedad de esta finca ha

pasado por distintas manos. Parte de su terreno ha sido dedicado al cultivo del

arroz. En 1950, el 45% de la superficie provincial dedicada al arroz se cultivaba

en Almenara, aunque posteriormente dominó el cultivo del tomate, ya que en

1964 el arroz desaparece ante la caída de los precios por los excedentes, por

la mayor rentabilidad de la naranja y por la falta de agua como consecuencia

de las numerosas transformaciones rústicas después del alumbramiento de

múltiples pozos en cotas superiores (Obiol, 1994). En la actualidad los terrenos

de la marjal se dedican a otros cultivos más rentables.

2.4.1.6. Albufera Puçol-Alboraia

Las albuferas de Puçol-Alboraia están enmarcadas por las siguientes unidades

estructurales: el valle del Palància (N), la Serra Calderona (W) y la cuenca de

Valencia (SW). El valle del Palància es un vasto sinclinal, que se ve

compartimentado en pequeñas fosas. La Serra Calderona es un anticlinorio,

delimitado por su extremo meridional por un escalón que se extiende entre

Higueruelas y Puçol-de directriz netamente ibérica- (Pérez Cueva, 1988), que

se manifiesta en superficie como un conjunto de fallas discontinuas.

La cuenca de Valencia es un espacio hundido que se extiende al sur de la

Calderona. Se trata de una forma tabular poco deformada, basculada y

97

fracturada en bloques por numerosas fallas que la atraviesan. Todas estas

estructuras quedan truncadas en las proximidades de la costa por una gran

fractura -de directriz NE-SW- que se extiende, de forma más o menos continua,

entre Burjassot y Tortosa (que en el sector discurre entre Burjassot y Xilxes) y

que da lugar a la llanura litoral, donde se asientan las albuferas de Puçol-

Alboraia.

Fig. 85. Panorámica de la marjal entre Puçol y Alboraia.

98

La plana litoral está formada por una serie de depósitos pertenecientes a

diferentes ambientes sedimentarios. Bordeando la fosa costera, se encuentran

los aportes de los barrancos que descienden de las estructuras elevadas

situadas al oeste. Los grandes colectores son el Barranc del Carraixet por el

sur y el Riu Palancia por el norte. Entre ambos la red de drenaje es muy

escasa, ya que sólo se han formado pequeños barrancos que drenan las

sierras adyacentes. El llano de inundación del Carraixet es bastante complejo,

ya que tiene una componente estructural muy acentuada. Cuando el barranco

supera la falla Burjassot-Xilxes, deposita un pequeño abanico aluvial, formado

por cantos, gravas y arcillas no encostradas, que podrían atribuirse al

Pleistoceno superior. Los depósitos más recientes se han localizado en la parte

más distal de la llanura y han contribuido a la colmatación de la albufera que

existía durante el Holoceno en las proximidades de la costa actual.

Fig. 86. Playa de cantos en la desembocadura del Palancia

Entre el Barranc del Carraixet y Rafelbunyol no hay una escorrentía

organizada, ya que sólo existen varios barrancos que desaparecen al llegar a la

llanura litoral (seguramente desorganizados por la falla Burjassot-Xilxes, que en

este sector coincide con la acequia de Montcada). Más hacia el norte, discurre

el Barranc de Puçol, que penetra hacia el interior de la marjal, aportando gran

99

cantidad de sedimentos que han contribuido a la colmatación de la antigua

albufera. En este sector también aparecen numerosos barrancos que

descienden de las últimas estribaciones de la Calderona (Picaio, por ejemplo),

que conforman una pequeña acera aluvial de sedimentos encostrados – que

posiblemente pertenecen al Pleistoceno medio- que se interrumpen

bruscamente al llegar a la costa. El Riu Palancia, por su parte, ha construido un

potente abanico aluvial, de grandes dimensiones, que delimita la marjal por el

norte. El límite entre ambos espacios posiblemente está marcado por la

prolongación de una de las fallas que compartimentan la Serra Calderona

(escalón Higueruelas-Puçol) y llegan hasta la costa. El abanico del Palancia

posee una potencia pliocuaternaria entre 60 y 100 m con varios niveles de

conos superpuestos, de manera que los sedimentos encostrados del

Pleistoceno inferior y medio, quedan recubiertos por los del Pleistoceno

superior (Segura, 1990). Entre el cono del Palància y las inmediaciones de

Valencia, se extiende una marjal de anchura cambiante, en función de los

aportes sedimentarios fluviales y de la estructura tectónica.

Las antiguas albuferas que se disponen entre el cono aluvial del Palància y el

llano de inundación del Túria presentan un aspecto estrecho y alargado,

disponiéndose paralelas a la orilla, con escasa penetración hacia el continente.

La actual marjal en ningún lugar supera los dos kilómetros de anchura y son

bastantes los espacios en los que no llega ni a un kilómetro. Con todo, hay que

señalar, que los límites de estas zonas de marjal son complicados de

establecer. La dificultad estriba, en primer lugar, en la propia interdigitación de

facies albufereñas y continentales y, en segundo lugar, por la fuerte

antropización que ha reducido progresivamente el ámbito de marjal (Pardo, et

al., 1996).

La restinga que se extiende entre el cono del Palància y las inmediaciones de

Valencia continúa manteniendo unas características semejantes a las de las

restingas descritas anteriormente. La restinga tiene una longitud de 16 km, pero

100

es muy estrecha. Su anchura oscila entre 100 y 200 m, excepto en aquellos

tramos en los que se han acelerado los procesos erosivos a causa de las

construcciones artificiales (sur del puerto de Sagunt y del puerto deportivo de

Pobla de Farnals), en donde se reduce a la playa estricta (Sanjaume, 1985).

Fig. 87. Retroceso al sur del puerto de Sagunt.

En la restinga se han encontrado varios niveles superpuestos de materiales

consolidados. El más antiguo, formado por eolianitas, está situado

aproximadamente a un metro sobre el nivel del mar. Adosado a él se localiza

una playa flandriense (Goy y Zazo, 1974). Por último, a nivel del mar se

encuentra una playa consolidada, formada por sedimentos actuales,

cementados por la acción de los vertidos de la siderúrgica de Altos Hornos de

Sagunt (Pardo,1991).

El análisis de diversos sondeos sugiere que la evolución cuaternaria del sector

ha estado gobernada por la existencia de tres bloques con un comportamiento

sedimentario diferenciado: a) un bloque hundido, en la marjal del Puig-Puçol; b)

un bloque elevado, en la Playa de Farnals, con procesos de subsidencia lentos,

que justificaría la existencia de una protuberancia en la línea de costa

101

(hemitóbolo del Puig); c) un tercer bloque al sur de la Playa de Farnals, con un

hundimiento progresivo, a medida que se avanza hacia el sur (Segura et al.,

1995).

Esta albufera ha sufrido importantes transformaciones desde época romana.

Como la mayoría de las tierras pantanosas se dedicó al cultivo del arroz, citado

ya en época de Jaime I. El arrozal se prohibió en el término de Valencia y su

entorno desde 1342. Prohibición que se extendió a todo el reino en 1483, con

pena de muerte para los contraventores. Pero su cultivo se debió tolerar ya que

en 1592, tras una fuerte epidemia de paludismo, el síndico de Meliana recibió

orden de extremar la vigilancia y destruir plantaciones entre la capital y

Massamagrell (Peset, 1878). Tras la expulsión de los moriscos parece que este

cultivo se abandona hasta el siglo XVIII, a finales del cual Cavanilles

mencionaba los perjuicios de este cultivo, dando como prueba la epidemia de

1784, que tuvo como consecuencia el aterramiento de algunos campos con

plantaciones de vides y hortalizas. A mediados del siglo XIX, Madoz cita este

cultivo en todos los pueblos de la zona, excepto en los del sur (Meliana, Foios,

etc), en donde las prohibiciones podían resultar más efectivas por ser las

poblaciones más próximas a la capital (Cano, 1977). Según este autor, la

situación era muy similar a principios del siglo XX y hacia los años 30, la marjal

producía casi 4.000 Tm de arroz, pero después se ha reducido de tal manera

que las 1.000 ha sembradas en 1960 se redujeron a la mitad ocho años

después, para quedar sólo 100 en 1975 y desaparecer posteriormente.

Después de la desaparición del arroz, la mayor parte de esta marjal se ha

convertido en huerta. Esta reconversión se ha producido según dos tipos de

iniciativas: la privada y la actuación del Instituto Nacional de Colonización. El

sistema de aterramiento utilizado para las transformaciones resultaba muy caro

(660.000 por ha, en 1977), por lo que en estas fechas, cuando se compraron

las tierras para la instalación del Polígono Industrial del Mediterráneo, de las

153 ha adquiridas para su reconversión, sólo 20 ha habían sido transformadas.

102

Fig. 88. Playa del Puig.

Fig. 89. Las escorias vertidas por los Altos Hornos cambiaron el color y la textura de las playas

al sur del puerto de Sagunt. Al mismo tiempo cementaron los sedimentos y las olas excavaron

microcantiles.

Las modificaciones más espectaculares en esta zona se han producido como

consecuencia del turismo y de la ocupación industrial. La parte interna de la

marjal se ha visto ocupada por instalaciones industriales. Al norte los terrenos

fueron adquiridos por la IV Planta Siderúrgica de Sagunto y los del sur por el

Polígono Industrial del Mediterráneo. Los factores de localización son la

proximidad de Valencia (con el puerto y un gran mercado de consumo y

comercialización), buenas condiciones viarias y poblaciones próximas con base

para servicios y aprovisionamiento de mano de obra. Otro motivo es el bajo

precio de las tierras de marjal en relación a las tierras de huerta. En 1971-72 el

Instituto de Promoción Industrial compró en Albuixec a 126 y a 250 pts. m2,

103

según se tratara de uno u otro tipo de tierra. El ahorro que supone la inversión

en la compra de tierras compensaba con creces la inversión necesaria para

aterrar antes de la edificación. El Polígono ocupa la zona pantanosa de

Albuixec y Massalfassar y ha supuesto un cambio importantísimo en la antigua

marjal (Cano, 1977).

Fig. 90. Port Sa Playa. Regeneración artificial de la playa. Al fondo los edificios de la playa de

Pobla de Farnals.

De todas estas actividades, el turismo ha sido probablemente la que ha tenido

mayor incidencia desde el punto de vista paisajístico. No sólo se han edificado

enormes y disonantes bloques de apartamentos, sino que además se han

construido varios espigones para conseguir las arenas playeras apetecidas por

los usuarios, con lo cual se han transformado incluso las características

texturales de las playas del Puig y de la Pobla de Farnals (Sanjaume, 1985). El

aprovechamiento turístico de la zona es un fenómeno muy reciente, ya que

antiguamente llegar a la playa resultaba difícil puesto que había que atravesar

la zona pantanosa y el mismo ferrocarril del Grao a la cantera del Puig suponía

un cierto límite. Después de su desaparición y de la construcción de la

autopista la playa resulta totalmente accesible, tanto para los habitantes de la

ciudad de Valencia, como para los vecinos de los pueblos inmediatos con la

construcción de carreteras transversales que salvan todos los impedimentos

104

anteriores. De este modo, primero en la restinga y después en terrenos de

marjal, se han ido desarrollando dos tipos de residencias secundarias.

El primero es consecuencia de una instalación individual y espontánea,

realizada por los vecinos del pueblo, como es el caso por ejemplo del Barrí del

Mar de Puçol, en donde la playa se ve ocupada por viviendas familiares,

heredadas de antiguas barracas de pescadores o construidas en la postguerra.

Suelen ser de una planta, dos como máximo, y se sitúan solamente en la

restinga formando una única calle a ambos lados del camino litoral. El segundo

tipo de ocupación ha tenido lugar en los municipios de Pobla de Farnals y el

Puig, a base de grandes bloques de apartamentos y algunos chalets. La

urbanización de esta zona se inició en 1965 en el término correspondiente a

Pobla de Farnals a iniciativa de unos pocos constructores que aprovecharon el

momento álgido del turismo y las residencias secundarias, viendo las

posibilidades que ofrecía la zona al estar muy próxima a la capital. Los

resultados han sido una urbanización amazacotada de grandes bloques que

provocan una ocupación con una elevada densidad de población (Cano, 1977).

2.4.1.7. Albufera de Valencia

La restinga holocena de la Albufera de Valencia, con unos 30 km de longitud,

arranca de la desembocadura del Túria y termina en los contrafuertes del Cap

de Cullera. Su anchura oscila entre 500 y 1.000 m, separando el mar de la

Albufera. La génesis de esta restinga difiere de las restantes, puesto que en su

tramo septentrional se comportaría como una flecha litoral de punta libre (en

uno de sus pedúnculos se asienta la población del Palmar), en tanto que el

tramo meridional funcionaría como una barra litoral que gracias a los aportes

atrapados por el propio Cap de Cullera llegó a emerger, empalmando con la

flecha y formando la actual restinga. La mayor anchura de la restinga en ambos

extremos confirma su génesis en dos tramos que se unirían posteriormente allí

donde la restinga presenta menor anchura, menos de 500 m, entre la gola del

105

Perelló, donde terminarían los gancho de la flecha y el Mareny de Barraquetes

que sería el último tramo en aflorar la barra sumergida, la zona más alejada de

la trampa sedimentaria que supone la avanzada del Cap de Cullera (Sanjaume,

1985). La restinga tiene tres golas: Perelló, Perellonet y la del Pujol, esta última

abierta en 1953. Todas las golas están regularizadas mediante compuertas

para regular el nivel del lago, según las necesidades del arrozal y del

aprovechamiento piscícola. Aunque hace algunos años se pensaba que la gola

del Perelló podía ser natural, estudios más recientes parecen sugerir que todas

ellas son del siglo XIX (Rosselló, 1995 b).

Fig. 91. Albufera de Valencia

106

La albufera de Valencia es la única funcional de toda la costa valenciana. La

marjal cubre una extensión de 223 km2, aunque probablemente ocuparía

mayores extensiones y llegaría hasta las orillas del Xúquer en un pasado no

muy lejano. El lago, que es poco profundo (0,5-2 m) y que mantiene su

funcionalidad gracias a los manantiales internos (ullals), se ha ido reduciendo

con el transcurso del tiempo.

Fig. 92. Lago de l’Albufera de València

Actualmente, la albufera recibe caudales de varias procedencias: barrancos

periféricos (Massanassa, Picassent, Fondo, etc.), acequias (Dreta, Overa, etc.),

manantiales locales -- ullals—mencionados anteriormente, así como de los ríos

Túria y Xúquer durante los momentos de avenida. La albufera pierde agua por

irrigación, evaporación y a través de las golas cuando las compuertas

permanecen abiertas.

Fig. 93. Gola del Perellonet.

107

Dentro de la laguna, en la década de los 80 del siglo XX se había identificado

un sistema hipereutrófico (Miracle, et al., 1984), caracterizado por:

Escasa profundidad y limitada circulación del agua

Excesivos nutrientes y reducido régimen de oxígeno

Productividad muy elevada (la biomasa excedía los 150 mg/l y la clorofila

los 600 mg/m3)

Posteriormente, los estudios mediante imágenes de satélite Landsat 5 (TM)

realizados por López García y Caselles (1987, 1990) confirmaron la distribución

de las masas de agua en la albufera realizadas por Soria (1987). Podían

identificarse dos tipos de aguas: 1) aguas derivadas de los sistemas de

drenaje, que generalmente presentan un bajo contenido en biomasa y niveles

altos de nutrientes, y 2) agua de la albufera que utiliza la carga de nutrientes y

consecuentemente tiene un alto valor de biomasa. Según López García y

Caselles (1987, 1990) las entradas más importantes de agua a la albufera --en

condiciones regulares-- se producen por los canales del sur (Séquia de l'Overa

y Séquia Dreta), seguidos por los de la zona norte (Barranc de Massanassa y

Barranc de Picassent). Ocasionalmente, hay alguna entrada por el SW. Los

flujos que penetran en l'Albufera crean una circulación de norte a sur a lo largo

de la parte oriental del lago. Este modelo de circulación, junto con las salidas

de agua al mar a través de las golas, es el responsable de que las mayores

concentraciones de clorofila aparezcan en la parte oeste y suroeste del lago,

donde las tasas de intercambio eran más bajas.

Históricamente, la albufera ha tenido muchos problemas. Uno de ellos ha sido

las bonificaciones que se han producido en los últimos siglos y que han

reducido considerablemente su superficie. Rosselló (1972, 1976) realizó una

recopilación sistemática de la documentación existente hasta ese momento,

señalando que son muchos los factores naturales que han contribuido al relleno

de la albufera a lo largo de los años: 1) los sedimentos traídos por el viento

procedentes tanto de los relieves del postpaís como de la playa y de la

108

restinga; 2) la vegetación acuática que crece en la albufera; 3) los materiales

depositados por los barrancos que desembocan en el lago.

La colmatación y reducción del lago se inicia a finales del siglo XVI, se

incrementa a finales del XVIII, pero la reducción más importante de la superficie

de la albufera se ha producido por acción antrópica desde principios del siglo

XIX hasta principios del XX, especialmente entre 1863 y 1903, como puede

verse en la Tabla .

REDUCCIÓN HISTÓRICA DE LA SUPERCICIE DE LA ALBUFERA

Periodo Superficie reducida

(ha)

Superficie reducida

(ha/año)

1579-1761 2.038 11,2

1761-1820 3.960 67,1

1820-1863 1.186 42,1

1863-1887 3.180 227,1

1887-1903 1.679 62,3

1903-1927 277 11,5

1927-1988 765 12,5

Tabla II. Reducción histórica de la superficie del lago (Sanjaume et al., 1992b)

Mediciones posteriores de la superficie de la albufera fueron realizadas a partir

de las imágenes Thematic Mapper del Landsat. Se utilizó la banda 4, con una

banda de longitud de onda de 0,76-0,90 µm, para discriminar los límites del

lago de los campos de arroz. Utilizando seis imágenes distintas (16 de marzo,

29 de junio, 22 de julio, 17 de septiembre y 20 de noviembre de 1985 y 17 de

enero de 1987), el área calculada fue de 2.394 ha +70, oscilación producida, en

parte, por la variación del nivel del agua en el lago a lo largo del año (Sanjaume

et al., 1992b).

Aunque la colmatación y reducción del lago fue máxima especialmente entre 1863 y 1903 por acción antrópica para conseguir nuevas tierras de cultivo, como en otras albuferas estudiadas, el saneamiento debió empezar con los romanos, ya que se localizó una centuriación al W de la albufera (Pingarrón, 1981). Con todo, en esta albufera la acción antrópica ha sido diferente del resto

109

de las zonas palustres estudiadas, en donde en vez de colmatación hubo desecación mediante la construcción de canales artificiales de drenaje. En la Albufera de Valencia, la reducción se produce por aterramiento (aterraments) debido a la expansión del arrozal. La técnica del aterrament consistía en rellenar parcelas del lago, previamente delimitadas con cañas, con sedimentos transportados de otros campos de la marjal excesivamente colmatados o bien de zonas más alejadas Conseguir colmatar ese espacio delimitado era el trabajo de toda una vida, sobre todo si la tierra debía conseguirse de los relieves inmediatos. Había que ir a la fuente de esos sedimentos rellenar el carro, regresar a la albufera, descargar el carro poco a poco, cada vez la cantidad que la barca podía aguantar y perchar hasta donde se había delimitado lo que sería el nuevo campo.

Fig. 94. Vista de los aterramientos de la marjal desde la montaña de Cullera

Volcar los sedimentos de la barca y regresar de nuevo al carro para llenar otra vez la barca y así sucesivamente hasta conseguir que el espacio cerrado con las cañas estuviera totalmente colmatado y en disposición de cultivar arroz. Si la tierra se obtenía de campos más o menos alejados del lago se conseguía un doble objetivo: ampliar el espacio cultivado y rebajar el nivel de los campos facilitando el regadío. En las últimas décadas estas prácticas han cesado y los aterramientos han dejado paso a las desecaciones que se producen en las

110

zonas periféricas de la marjal para poder cultivar productos más rentables que el arroz.

Como es obvio, aunque fuera un trabajo lento y pesado muchos agricultores de las poblaciones situadas en la periferia de la albufera consiguieron sus campos de arroz y con los años de la máxima expansión del arrozal, el lago sufrió una reducción extraordinaria. Según Rosselló (1976, 1979), la artificiosa forma poligonal de las orillas del lago se relacionaría con los aterraments. Sin embargo, el cultivo del arroz ha disminuido notablemente y si no se hubiesen parado las transformaciones para conseguir cultivos más rentables, suponemos que el arrozal habría acabado siendo testimonial.

La reducción del perímetro de l'Albufera en los últimos siglos, ha suscitado el

interés de numerosos investigadores. Sin embargo, el conocimiento de las

tasas de sedimentación actual es escaso debido a la falta de medidas directas.

El balance hidrológico no puede ser calculado fácilmente debido a que no hay

estaciones de aforo en el área. Además, el intercambio de agua y sedimentos

entre la albufera y el mar es muy difícil de determinar. Actualmente, no existen

datos disponibles sobre la cantidad de material que pierde la albufera a través

de sus golas cuando las compuertas están abiertas para facilitar el drenaje de

los campos de arroz. Finalmente, la cantidad de sedimentos aportados por los

barrancos y ríos (Túria y Xúquer) durante sus avenidas tampoco ha sido

cuantificado (Sanjaume et al., 1992a).

Durante la segunda mitad del siglo XX aparecieron varios trabajos que hacían

referencia a los problemas colmatación que sufría l'Albufera. La mayoría de

estos trabajos estaban basados en modelos teóricos, por lo que el resultado

final era una consecuencia de los inputs y outputs utilizados en los modelos.

Algunos de estos trabajos sugerían que las tasas de sedimentación eran tan

altas que provocarían la total colmatación del lago en menos de 200 años.

García Labrandero (1959) indicó que l'Albufera recibía 759.500 m3/año de

sedimentos. Con este volumen tan elevado de materiales el relleno sería muy

rápido y la colmatación total debería haberse producido en el año 2012,

111

efectivamente estaba equivocado y el lago todavía existe. Algunos años más

tarde Alonso Pascual et al. (1974), estimaron que la cantidad de sedimentos

aportados en suspensión por las acequias alcanzaba la cifra de 160.000

m3/año y la colmatación sería total en el año 2108.

Dafauce (1975) considerando que al lago sólo llegan los sedimentos finos

(limos y arcillas) y suponiendo que estos representan sólo el 40 % del total de

materiales, el volumen de sedimentos disponible se estima en 359.000 tm/año.

Si se considera que el peso específico es de 1.250 kg/m3, el volumen de

sedimentos que llegaría al lago sería de 275.000 m3/año. Con estos datos

señala que la Albufera estará totalmente colmatada entre 2053.

Mintegui et al. (1986) simulan la erosión, el transporte y la sedimentación en

l'Albufera usando modelos teóricos de producción de sedimentos como la

U.S.L.E. (Ecuación Universal de Pérdidas de Suelo), M.U.S.L.E. (Ecuación

Universal de Pérdidas de Suelo Modificada) y modelos hidrológicos como el

Número Hidrológico del U.S.D.A. o el Hidrograma Unitario H.Y.M.O. A partir de

estos modelos los autores dedujeron que el sedimento aportado al lago se

había incrementado desde una cifra de 151.340 m3/año, durante el periodo

comprendido entre 1903 y 1976; a un valor medio de 357.419 m3/año,

calculado entre 1976 y 1982. Los autores consideraban, por tanto, que el lago

se rellenaría entre el año 2066 y el 2195, si esas tendencias se mantenían.

En nuestra opinión se pueden criticar algunos aspectos de la metodología

utilizada por estos autores, así como algunos de los resultados obtenidos por la

aplicación de dichos modelos:

La mayoría de los modelos de erosión empleados utilizan los valores de

precipitación media y no toman en consideración las precipitaciones

extremas. Sin embargo, tales sucesos extraordinarios, característicos

del clima mediterráneo, tienen un significado geomorfológico relevante

en el área.

112

El uso del coeficiente de escorrentía utilizado en alguno de estos

trabajos, no es una metodología adecuada para el cálculo de los aportes

de agua a l'Albufera a causa del predominio de los materiales calcáreos

en su cuenca. Segura (1990) demostró que las cuencas calcáreas

muestran una capacidad de infiltración alta y variable, dependiendo de la

intensidad de las precipitaciones y de los rasgos litológicos.

Consecuentemente, el coeficiente de escorrentía podría tener una gran

variabilidad. Esta variabilidad espacial y temporal para cada crecida

invalida su uso para ramblas y barrancos.

La mayoría de estos trabajos tienen un marcado carácter teórico y

adolecen de falta de experimentación de campo. Alonso Pascual et al.

(1974) son los únicos que intentan cuantificar el material sólido

transportado en suspensión por las acequias a partir de muestras de

agua tomadas periódicamente. Sin embargo, en ningún caso se mide la

carga de sedimentos que llega al lago durante las crecidas, aunque

todos los autores reconocen que estas constituyen la mayor fuente de

suministros de materiales sólidos al lago.

Ningunos de estos estudios que predicen el relleno más o menos

inmediato del lago, tienen en consideración el papel de la propia

compactación de los sedimentos.

Por su parte, Rosselló (1976) presentando un punto de vista diferente, sugirió

que buena parte de los aportes de los barrancos quedarían retenidos en las

márgenes de l'Albufera, en las áreas afectadas por las bonificaciones, mientras

que la profundidad del lago probablemente permanecería estable, debido a los

procesos de subsidencia y/o compactación de los sedimentos acumulados, por

lo que las predicciones de colmatación inmediata probablemente no se

producirían. Por nuestra parte, realizamos un trabajo sondeando en distintos

puntos de la Albufera para intentar conocer la evolución de los sedimentos del

lago y las tasas de sedimentación de los materiales realmente depositados en

113

el lago en tiempo histórico. Teniendo en cuenta que el lago es una zona

subsidente, en donde se produce la compactación de los sedimentos y, en

consecuencia, una reducción del volumen de los mismos, así como la

desaparición de los aterraments antrópicos durante más de un siglo, las

conclusiones fueron que en el lago se ha producido una tasa de sedimentación

natural de 0,47 mm/año, estimada para el periodo comprendido entre 2.810 y

1.110 B.P., y una tasa de sedimentación de 0,57 mm/año para el periodo que

abarca desde 1.110 hasta la actualidad, comprendiendo toda la sedimentación

antrópica (Sanjaume, et al., 1992 b). Por tanto la colmatación de la no es tan

inminente como algunos autores habían hecho suponer.

Otras características deducidas del trabajo anterior fueron:

Al lago sólo llega material fino. La fracción gruesa (cantos y gravas) falta

por completo. Esto puede deberse a factores dinámicos y/o tectónicos.

Los dinámicos están relacionados con la disminución de la pendiente de

los barrancos cuando llagan a la marjal. Esto provoca un descenso en la

velocidad del flujo y, en consecuencia, una caída de la capacidad de

transporte. Los materiales gruesos quedan depositados en los límites de

la marjal. Los factores tectónicos, por su parte, estarían relacionados

con una falla localizada en el postpaís de la Albufera que puede haberse

reactivado durante el Cuaternario (Segura et al., 1984). Esto habría

provocado la desorganización de la red de drenaje y la desaparición de

canales como ocurre, por ejemplo, en el Barranc de Massanassa. Como

consecuencia, la carga de fondo de los barrancos también se

depositaría lejos del lago.

Los sedimentos son principalmente limos y arcillas transportados en

suspensión. Las arenas son escasas y quedan localizadas en las

inmediaciones de las desembocaduras de barrancos, por lo que es

probable que hayan sido transportadas en momentos de crecida.

114

El predominio de la arcilla y conchas en el fondo, así como el mayor

predominio de restos vegetales en las partes superiores indican que el

lago de la Albufera ha experimentado un cambio de salinidad en los

últimos milenios pasando de un medio Salobre a otro dulceacuícola.

De acuerdo con los datos obtenidos a partir de los análisis de C14, el

cambio de salinidad provocado por el cierre (natural o artificial) de la

restinga tuvo que producirse con posterioridad al 1110±115 BP.

(Sanjaume, et al., 1992 a).

La evolución cuaternaria de la Albufera no se conoce todavía con exactitud

debido a la falta de sondeos mecánicos que permitan reconstruir su

estratigrafía y los sucesivos ambientes sedimentarios. Por comparación con

otras albuferas mediterráneas, sin embargo, podría pensarse que deben

haberse producido distintas fases con la interdigitación de diferentes niveles de

playa, albufera o de aguas salobres someras, siguiendo el ritmo de las

transgresiones y regresiones marinas cuaternarias (Sanjaume y Carmona,

1995). De acuerdo con los datos disponibles hasta ahora, Rosselló (1995 b)

sugiere que hace 20.000 años no existía ninguna albufera. Su lugar era

ocupado por un golfo marino, cuya penetración hacia el interior es imposible de

saber, resultante de un juego de bloques tectónicos que han quedado

posteriormente enmascarados por la sedimentación. Hacia el 5.000 B.P., unos

cuerpos arenosos que se ubican ligeramente por delante de la línea actual

señalan una situación anterior de la restinga, que en ese momento sería mucha

más larga y estrecha que la actual. Además, la presencia de probables dunas

pleistocenas sumergidas, en la actualidad, entre 40 y 80 m de profundidad,

parecen indicar la existencia de un sistema de restingas en retroceso que

habría estado funcionando a lo largo de la transgresión flandriense (Maldonado

y Zamarreño, 1983). Estas dunas ocupan una extensión de 70 km2, tienen

flancos disimétricos, alturas de hasta 10 m, transversalmente presentan una

anchura total de 300 m, con una longitud de unos 3 km (Rey, et al., 1982).

115

Fig. 95. Duna fósil del Perellonet en 1977.

Estos datos, junto con la presencia del afloramiento de la duna fósil de la

Penyeta del Moro del Perellonet (Rosselló, 1979 b) y los fósiles obtenidos de

los sondeos manuales de la Albufera (Sanjaume, et al., 1992 b), parecen

indicar que la restinga holocena probablemente se escalona sobre un

basamento más antiguo. Sobre la restinga holocena se ha edificado un

importante campo de dunas, del que nos ocuparemos más adelante.

2.4.1.8. Marjal de Cullera-Tavernes

Al sur del Xúquer se extienden, a lo largo de unos 37 km y de manera casi

ininterrumpida, las marjales de Cullera-Tavernes, Xeraco-Xeresa y Oliva-Pego.

Su extensión es máxima al sur de les motes del Xúquer donde presenta unos 5

km de anchura, se reduce a 1-2 km en la zona de Tavernes, y en la Marina de

Xeraco ya sólo alcanza 1 km, mientras que en el Grao de Gandía no supera los

600 m. La amplitud de estas marjales se encuentra muy condicionada por la

proximidad de los relieves del postpaís costero (Sanjaume, 1980). Entre Cullera

y el abanico aluvial del Riu d´Alcoi se extiende una amplia restinga que

presenta 19 km de longitud y cuya anchura, máxima en las inmediaciones del

Estany Gran con 1,5 km, disminuye lenta y progresivamente hacia el sur. En

esta zona parece que existen dos restingas separadas por una zona deprimida,

que supondrían distintos estados de evolución de la misma (Sanjaume, 1985).

116

Fig. 96. Albufera Cullera-Tavernes. Se aprecia muy bien l’Estany Gran y el Brosquil. Hacia el

sur se hace evidente la existencia de una doble restinga.

L’Estany de Cullera podría ser una antigua gola de esta albufera o una antigua

difluencia del Xúquer. Charcas de pequeño tamaño, generalmente asociadas

con afloramientos de aguas subterráneas, son muy frecuentes también en todo

este sector.

Fig. 97. Desembocadura de l’Estany Gran, años 70.

117

Fig. 98. El Brosquil de Cullera.

A lo largo de este sector quedan algunas charcas residuales como l´Estany

Gran de Cullera que se encuentra a 3 km de la actual desembocadura del

Xúquer y por el que fluyen las aguas de la Sequiassa, y el Brosquil de Cullera

situado unos 2 km al sur de la desembocadura de l’Estany Gran, y que en la

década de los 70 quedaba cerrado por un cordón de dunas. La marjal tiene su

máxima extensión al sur de Cullera, ya que penetra prácticamente hasta

Corbera, con unos 8 km de anchura, que en las inmediaciones de Favareta se

ha reducido a 3,5 km. Al sur de la Séquia de la Bova, construida entre 1652 y

1676, se inicia la marjal de Tavernes que con tan sólo 1,5 km es mucho más

estrecha.

La marjal Cullera-Tavernes está totalmente colmatada en la actualidad, por lo

que las aguas de inundación del Xúquer pueden anegarla, sobrepasar la

superficie de la restinga con gran facilidad y llegar directamente al mar. A pesar

de las transformaciones antrópicas que experimentadas, se reconoce la

existencia de dos restingas paralelas, entre las que queda un estrecha zona

ligeramente deprimida (Sanjaume, 1985). Se trataría, por tanto, de una restinga

progradante con un comportamiento similar al experimentado por la albufera

d´Elx (Sanjaume y Pardo, 2000).

118

Hace unos años se realizó un estudio detallado de esta zona, sin llegar a

Xeraco. Además de la fotointerpretación clásica, que permitió caracterizar las

principales unidades geomorfológicas, se realizó un modelo digital de

elevaciones (MDE) muy útil para distinguir las distintas subunidades existentes,

imperceptibles con el sistema clásico y que han aportado información muy

interesante sobre la dinámica natural que ha ido modelando este espacio

costero de transición. También se creó un mapa de isohipsas y un mapa de

pendientes. Gracias a este mapa se aprecia perfectamente hasta donde llega

la influencia de las aguas de inundación del Xúquer. Este sector, que abarca

toda la parte septentrional del mapa, dibuja toda una serie de hipófisis de

acumulación que van penetrando en las zonas más deprimidas, señalando los

límites de la máxima acumulación por decantación después de las crecidas y

las zonas de erosión por canalización de esas mismas aguas. Del mismo

modo, en este mapa queda perfectamente reflejado el postpaís costero que

presenta, como es obvio, las máximas alturas. Además de la acera coluvial

destaca la avanzada sedimentaria del abanico aluvial del Riu de Xeraco. Por

otro lado, la topografía revela la existencia de una doble restinga, aunque la

más externa – la playa actual—casi ha desaparecido por la acción erosiva de

las olas.

También queda de manera muy visible el cordón dunar instalado sobre la

restinga interna cuya altura, aunque variable, llega a superar los 6 m en

algunas zonas. Por lo que respecta a la albufera interna, llama la atención

como va reduciendo su anchura paulatinamente hasta quedar muy constreñida

por el cono aluvial del Riu de Xeraco. Finalmente habría que destacar que la

albufera externa es mucho más profunda en la parte inmediata a la

desembocadura de l’Estany Gran y como se va haciendo más somera en el

sector meridional.

El mapa de pendientes (figura 99), por su parte, resultó de gran ayuda para

delimitar con precisión las distintas unidades geomorfológicas (dunas, límite

119

interno de las restingas, afloramientos rocosos, vertientes, conos aluviales,

etc).

Fig. 99. Mapa de pendientes del tramo Cullera-Tavernes

Asimismo, en este mapa puede observarse la dirección de las distintas

vaguadas que surcan la zona de influencia del Xúquer y la configuración de los

ámbitos deprimidos albufereños, contribuyendo a la interpretación de la

dinámica evolutiva de los distintos ambientes geomorfológicos (Sanjaume y

Pardo, 2003).

120

La zona inmediata a la playa está ocupado por una vaguada de cierta

importancia que parece conectar la actual desembocadura del río con el Estany

Gran. En la parte media e interna se observan otras vaguadas, que se van

haciendo más numerosas y menos profundas a medida que progresamos hacia

el sur, con la salvedad de la vaguada más occidental que se aprecia mucho

más claramente. Parece, en realidad, como si el flujo que circula por estas

vaguadas fuera menos canalizado a medida que disminuye la pendiente.

Existe asimismo una depresión que se va ampliando y profundizando a medida

que progresamos hacia el sur. A continuación aparece el cuerpo de la restinga

interna en la que se observan dos microalineaciones separadas por una

pequeña vaguada central a modo de depresión eólica. Una fuerte ruptura de

pendiente nos sitúa en la amplia zona deprimida de la marjal interna. Esta

antigua zona albufereña tiene un contorno disimétrico, ya que la zona más

profunda se localiza en las proximidades de la restinga, mientras que el sector

situado cerca de los relieves es más somero probablemente por haber tenido

una colmatación mayor y más duradera en el tiempo. También se puede

apreciar la existencia de una vaguada de cierta importancia en contacto con los

relieves del postpaís costero, que podría tratarse de un paleocauce. Las

principales características del sector meridional serían: mayor anchura de la

playa actual, así como menor anchura y, sobre todo, menor profundidad de la

depresión externa. En realidad parece que de una antigua albufera se haya

pasado a una mallada similar a la central de la Devesa de la Albufera de

Valencia, o que la colmatación de la antigua albufera externa haya sido más

efectiva en este tramo. Por lo que respecta a la restinga interna, su morfología

cambia por completo, ya que la zona ligeramente deprimida cede su lugar a

una alineación dunar que supera los 6 m de altura en algunos puntos. La

transición a la albufera interna se hace de forma mucho más gradual que en el

sector anterior y se hace patente la mayor profundidad de esta depresión en las

inmediaciones de la restinga en la zona más meridional.

121

Fig. 100. Mapa de unidades albufera Cullera-Tavernes.

Analizaremos los principales ámbitos de manera más detallada.

La desembocadura del Xúquer constituye el límite septentrional de la zona

de estudio. Esta desembocadura ha experimentado modificaciones

espaciales a lo largo del tiempo. Aunque hay algunas teorías sobre la

122

posible desembocadura del Xúquer al norte de la Serra de les Raboses de

Cullera (Ruíz, 2001), seguimos pensando que el Xúquer desembocaba más

al sur y que las sucesivas difluencias que ha experimentado en épocas

relativamente modernas siempre han sido desde posiciones más

meridionales hacia su ubicación actual. En momentos de crecida las aguas

de inundación llegan sin lugar a dudas a la marjal de la Albufera de Valencia

y puede que en el pasado llegaran incluso con más frecuencia. Por otra

parte no puede descartarse que en algún momento del Cuaternario, cuando

la restinga actual de la Albufera de Valencia aún no estaba en su situación

actual, el río pudo haber desembocado al norte de lo que entonces sería la

isla de Cullera. Del mismo modo pensamos que los sedimentos aportados

en los momentos de crecida han contribuido a la colmatación de la marjal

septentrional que actuaría como cubeta de decantación para los sedimentos

transportados en suspensión, pero lo que no parece lógico es pensar en la

existencia de un cauce permanente que habría atravesado la actual restinga

de la Albufera de Valencia sin dejar huella mineralógica de su existencia.

Las diferencias en las asociaciones mineralógicas de los minerales pesados

de las arenas predominantes al norte del Cap de Cullera y al sur de la

desembocadura actual del Xúquer (Sanjaume, 1985) son tan distintas que

no dejan margen para elucubrar en ese sentido. A nuestro entender es

mucho más probable que el Xúquer haya experimentado distintas

difluencias en el sector meridional. Además de algunos aspectos

geomorfológicos que se comentarán posteriormente, existen documentos

cartográficos que demuestran que el río desembocaba algo más al sur de

su posición actual. A este respecto hay que señalar la existencia de un

mapa del siglo XVIII en el que la desembocadura del río se encuentra más

al sur, sin llegar a la altura del Estany Gran. Por otra parte, la Carta Náutica

de 1877 sitúa esta desembocadura unos 200 m al sur de la actual. Hoy en

día la desembocadura se encuentra canalizada. La construcción de los

123

espigones de esta canalización es uno de los principales motivos para la

erosión acelerada que han experimentado las playas situadas al sur de la

misma (Sanjaume y Pardo, 2003).

La llanura aluvial del Xúquer se encuentra en la parte septentrional de la

zona estudiada de las zonas húmedas al sur de río. Es una zona de

transición entre espacios puramente fluviales y los medios albufereños y

de restinga situados más al sur. Observando el modelo digital de

elevaciones podemos diferenciar varias subunidades: a) el sector

noroccidental que es una zona puramente de sedimentación fluvial que

se corresponde con la llanura aluvial del río. Su principal característica

es que se encuentra más elevada que el resto del tramo analizado.

Presenta en detalle una serie de pequeñas vaguadas, separadas por

umbrales de muy poco resalte, que a nuestro entender deben estar

relacionadas con la dirección que toman los flujos de agua en los

momentos de crecida; b) el sector oriental se trata de una zona

completamente plana. Parece como si en este ámbito los flujos no

experimentasen ningún tipo de canalización y se comportasen en su

conjunto como una balsa de decantación de los sedimentos de las

aguas de desbordamiento; c) la vaguada oriental: separa la zona llana

anterior de la zona inmediata al mar. Esta vaguada, paralela a la costa,

puede estar relacionada con antiguas difluencias fluviales, puesto que

conecta directamente con el río. Es probable que se trate de un

paleocauce que conecte las aguas del río con la desembocadura del

Estany Gran en momentos de avenida; d) La vaguada central: también

discurre más o menos paralela a la playa. La microtopografía revela que

las aguas de inundación deben canalizarse por estos ámbitos más

deprimidos, aunque también podría tratarse de otro paleocauce ya que

parece que conecta con l’Estany Gran; e) La vaguada occidental es una

zona deprimida que se encuentra muy próxima a los relieves del

124

postpaís costero y que debe canalizar hacia la marjal las aguas de los

momentos de crecida.

Los conos y piedemontes (figura 100), constituyen el límite occidental de

la zona estudiada y se corresponden con las mayores alturas

observadas en todo el sector, que dan paso a los contrafuertes

montañosos del postpaís costero. En este ámbito, la sedimentación más

que por procesos fluviales propiamente dichos se produce por gravedad

y arroyada en los piedemontes, así como por arroyada y acción de

pequeños barrancos en el caso de los conos. Los piedemontes son las

zonas que conectan la antigua albufera con los relieves montañosos.

Además de las mayores alturas también presentan las mayores

pendientes. La existencia de estos contrafuertes montañosos delimitan

la anchura de la antigua albufera, forzando su aspecto estrecho y

alargado. Por lo que respecta a los conos, además de algunos pequeños

poco significativos, en el sector meridional, existe uno de cierta

relevancia que queda perfectamente delimitado por la microtopografía.

Los aportes de este cono, por otra parte, han dividido la antigua albufera

en dos subcuencas, puesto que el Barranc de l’Infern que lo ha formado,

parece que tuvo en el pasado mucha incidencia como fuente de

suministros en momentos de progradación relacionadas con pulsaciones

negativas del nivel del mar. Esta circunstancia podría explicar, por tanto,

que las dunas de la restinga en este tramo tengan la mayor altura de

todo el sector, ya que contribuirían al superávit sedimentario necesario

para la formación de los edificios eólicos.

La antigua albufera de este sector probablemente se formó cuando una

restinga arenosa separó del mar un ámbito marino que quedaba

enmarcado por las avanzadas sedimentarias de las desembocaduras del

Xúquer y el Riu d’Alcoi (Serpis). Debido a la proximidad de los relieves

montañosos presentaría una forma estrecha y alargada, quedando

125

someramente dividida por el cuerpo sedimentario del cono del Barranc

de les Fonts o Riu de Xeraco. Esta antigua albufera se ha visto sometida

a diversos procesos desecación con una importante red de acequias.

Pero con todo, es probable que se trate de una de las albuferas cuya

sedimentación natural haya sido más efectiva puesto que atrapa gran

cantidad de los sedimentos aportados por el Xúquer en los momentos de

crecida. No es extraño, por tanto, que las zonas más deprimidas, menos

colmatadas sean las que se encuentran más alejadas de la influencia del

río y de los barrancos periféricos (figura 100).

En este ámbito se podrían distinguir también tres subunidades: a)

vaguadas que son continuación de las vaguadas central y occidental

descritas anteriormente; b) la depresión central constituye la zona más

deprimida; se inicia en las inmediaciones de l’Estany Gran y se prolonga

hacia el sur. Queda limitada por los contrafuertes montañosos y la

restinga; c) Existen varios afloramientos rocosos. Se encuentran

diseminados a lo largo de la antigua albufera en la zona más inmediata a

los relieves montañosos, por lo que son formaciones estructurales

relictas, que en algún momento pudieron quedar como pequeños islotes

o escollos dentro de la albufera.

L’Estany Gran en la actualidad consiste en una laguna muy estrecha y alargada

que recoge las aguas de surgencias cársticas y de diversas acequias de

drenaje. La laguna presenta, además, forma incurvada lo que sugiere un cierto

desplazamiento hacia el sur probablemente debido a procesos de dinámica

marina. Con los oleajes predominantes, la deriva litoral presenta una

componente neta dominante en sentido N-S, por lo que es muy probable que

se vaya taponando la desembocadura de la laguna con los materiales

aportados con la corriente de deriva, por lo que la salida natural de las aguas,

normalmente con muy poca competencia de transporte, se ve obligada a

desplazarse ligeramente hacia el sur. En la actualidad esta tendencia

126

migratoria ha quedado totalmente paralizada por las obras de canalización de

la desembocadura de l’Estany Gran.

Fig. 101. Desembocadura de l’Estany Gran en 1977

Sin embargo, la fotointerpretación de las series entre 1956 y 1977 y los trabajos

de campo realizados en noviembre de 1977 corroboran la existencia de una

barra migrando hacia el sur, que incluso pudo ser muestreada para su

caracterización sedimentológica (Sanjaume, 1985). La composición

mineralógica de los sedimentos de l’Estany, que presentan una gran similitud

con los del Xúquer, y su forma superficial nos llevó a la afirmación de que se

trataba una antigua difluencia del Xúquer (Sanjaume, 1985). En la actualidad,

su conexión con la vaguada central que nos revela el análisis microtopográfico,

la forma en V del perfil transversal de esta laguna y su profundidad de – 8m

(Burguet et al., 1988) casi en las inmediaciones de la playa nos reafirman en

nuestra teoría de que se trata de un antigua desembocadura del Xúquer. Esta

desembocadura probablemente fue funcional en algún momento de pulsación

negativa del nivel del mar, puesto que quizá en estos ámbitos existía mayor

pendiente para el libre discurrir de las aguas. La existencia de afloramientos de

aguas subterráneas (ullals) y el drenaje de la red de acequias de este tramo

permiten que esta laguna haya seguido manteniendo su profundidad, sin

127

colmatarse con el tiempo. Unos 2 km al sur de l’Estany Gran se encuentra la

charca residual del Brosquil, cerrada por un cordón dunar. El origen de esta

charca es difícil de determinar: podría tratarse de una antigua difluencia fluvial,

de una bocana de la antigua albufera, la existencia de una surgencia cárstica.

Fig. 102. El Brosquil de Cullera.

Respecto a la restinga, aunque a grandes rasgos parece que arranca de la

desembocadura del Xúquer, en la actualidad, por la evolución de la llanura

aluvial del Xúquer, se inicia al sur de la desembocadura de l’Estany Gran.

La formación de esta restinga, quizá por emersión de una barra submarina,

determinó la aparición de la antigua albufera. En su conjunto, la restinga

presenta mayor altura en su tramo meridional y se confirma la existencia de

una doble restinga como ya se apuntaba en trabajos anteriores (Sanjaume,

1980, 1985). Dentro de la restinga pueden diferenciarse cuatro subunidades

geomorfológicas: restinga interna, zona deprimida, restinga externa y dunas

litorales. Estas últimas se encuentran tanto en la restinga interna como en la

externa.

1. La restinga interna es la más antigua y se corresponde con el primer cierre

de la zona albufereña. Su amplitud va disminuyendo hacia el sur, por lo que

parece que la progradación ha sido más efectiva en las inmediaciones de la

128

principal fuente de suministros que es el Xúquer. En la parte septentrional,

desde la laguna de l’Estany Gran hasta la zona del Brosquil, existe una

doble alineación dunar, de poca altura, separada por una depresión

interdunar. El sector central es más corto. Presenta mayor altura media y la

doble alineación dunar se transforma en una única alineación, localmente

de mayor altura. Aunque siguen existiendo zonas más deprimidas en su

vertiente oriental, en muchos tramos existe una colmatación casi total, de tal

manera que el conjunto arenoso pasa prácticamente sin interrupciones

hasta la playa actual. Finalmente, en el tramo más meridional continua la

única alineación dunar, que en algunos puntos alcanza los 6 m de altura

(Ruíz, 2001). Este superávit sedimentario debe estar relacionado con la

remodelación eólica de los suministros proporcionados por el Barranc de les

Fonts, que ahora desemboca al norte del cono aluvial, se subsume en la

marjal y se encuentra con las acequias que canalizan las aguas del Riu

Vaca. Tampoco es descabellado pensar que el suministro podría

relacionarse con una inmensa playa durante una pulsación negativa del mar

que facilitaría la formación de las dunas.

2. Depresión externa: Morfológicamente presenta todas las características de

una pequeña albufera estrecha y alargada que con ciertas interrupciones se

prolonga hacia el sur. Por su microtopografía también podrían diferenciarse

tres tramos. El septentrional es el más deprimido. Es la zona en la que se

ubica, por ejemplo, el Brosquil de Cullera. Por los reconocimientos de

campo se conoce la existencia de pequeñas charcas resultado de

afloramientos de agua subterránea. El sector central está casi

completamente colmatado y sólo aparecen pequeñas depresiones de

escasa profundidad. El tercer tramo es el más meridional. Aquí la depresión

adquiere nuevamente continuidad, aunque en este caso la profundidad es

bastante escasa. Con todo, su anchura es excesiva como para considerarla

una depresión de deflación eólica.

129

3. La restinga externa es mucho más estrecha que la interna y debido a la

erosión costera acelerada que han experimentado los sectores

septentrionales ha quedado constreñida a la playa estricta en un amplio

sector. En la zona meridional se hace más amplia, aunque sigue siendo

muy estrecha. En esta restinga también ha existido una alineación dunar,

que en el norte ha desaparecido bajo la erosión de las olas. Algunos de los

festones que aparecen en la transición entre esta restinga y la depresión

comentada anteriormente son típicos abanicos de derrame (washover fans),

que incluso habían podido ser reconocidos en el campo antes de las

actuaciones antrópicas a las que han estado sometidas estos ámbitos. No

tenemos sondeos mecánicos que puedan dar luz sobre las distintas etapas

evolutivas de esta unidad, pero por similitud con lo ocurrido en la Devesa

del Saler pensamos que posiblemente ha sido semejante.

La marjal de Cullera experimentó un intenso saneamiento a mediados del siglo

XIX, mediante el concurso de pequeños propietarios, para su utilización como

arrozal, sobre todo en el Brosquil (Rosselló, 1979). Sin embargo, este cultivo

desapareció de la zona a finales de los 60. En la marjal de Tavernes, las obras

de bonificación se iniciaron en el siglo XVII, con la construcción de la Séquia de

la Bova y Séquia Nova, aunque las obras de drenaje continuaron en siglos

posteriores. La sustitución de cultivos iniciada a mediados del siglo XX

(Sanchis Deusa, 1978), ha continuado hasta la actualidad. Por otra parte, se ha

producido una intensa y progresiva ocupación urbanística de la restinga, de tal

modo que las edificaciones pueden seguirse sin interrupción desde la

desembocadura del Xúquer hacia el sur.

El tramo costero situado al sur de la desembocadura del Xúquer ha

experimentado una importante progradación a lo largo del Pleistoceno y

Holoceno. La formación de dos restingas con sus correspondientes

alineaciones dunares demuestras, además, que el suministro sedimentario que

las ha alimentado ha sido durante todo ese tiempo muy importante. Esta

130

tendencia secular progradante y acumulativa ha quedado truncada por la

acción humana, como se ha visto con las obras de encauzamiento del Xúquer,

que se realizaron entre 1947 y 1956 y sus sucesivas ampliaciones. (Pardo,

1991; Brocal et al., 2006). El sector situado al sur de la desembocadura ha

mantenido una tendencia claramente erosiva desde 1956, que sólo ha podido

ser frenada mediante continuas intervenciones humanas. Con todo, aunque se

consigue paralizar el retroceso en un punto concreto, más al sur la erosión se

reactiva de nuevo después de unos centenares de metros. La playa norte de

Tavernes de Valldigna, que hasta finales de los años ochenta había

permanecido con una dinámica estable (Pardo, 1991), presenta en la

actualidad claros signos de erosión lo que ha obligado a realizar vertidos de

arenas procedentes de otras playas (Brocal et al., 2006). Por otra parte, hay

que señalar que desde 1994 la interrupción del transporte sedimentario

asociado a los diques del Xúquer ha tratado de resolverse implantando un

sistema de trasvase continuo de las arenas retenidas en las playas situadas al

norte del obstáculo (Platja de Sant Antoni) hacia el sur.

2.4.1.9. Marjal Xeraco - Xeresa

A partir de la desembocadura del Riu Vaca o de Xeraco la restinga se unifica y

la zona húmeda se amplía en anchura. En realidad podría decirse que es el

tramo más meridional de toda la zona albufereña que se iniciaba al sur de la

desembocadura del Xúquer. La anchura de la marjal que en Tavernes se había

reducido a menos de 1,5 km, en la zona de Xeresa supera los 2 km. Los

barrancos de Les Fonts y el Barranc formaron abanicos aluviales al llegar a la

albufera formando la parte interna de la antigua albufera. En la actualidad la

disposición de los campos de cultivo y los caminos transversales al cono

resaltan su existencia. La parte meridional de la marjal quedaría hace siglos

adosada al abanico aluvial del Serpis o Riu d´Alcoi.

131

Fig. 103. Albufera Xeraco-Xeresa-

El cauce del río, así como los de los barrancos de Bellreguart y de la Palmera,

discurren encajados en sus propios derrubios hasta unos 1.100 m de la costa.

En este punto se produce un escalón, que coincide con la curva de nivel de los

10 m. Se trata de un acantilado relicto que desde la margen derecha del Serpis

va perdiendo altura y desaparecía un kilómetro al SE de Piles (Sanjaume,

1985). En la actualidad la marjal queda totalmente adosada a la urbanizaciones

playeras de Gandía.

Fig.104. Marjal de Xeraco, inmediaciones desembocadura Riu de Xeraco.

132

2.4.1.10. Marjal de Pego

La costa arenosa que se extiende desde el sur de Cullera hasta la

desembocadura del Girona sólo se ve interrumpida por los abanicos aluviales

del Riu d’Alcoi, Rambla Gallinera y el del Girona. Estos salientes no

interrumpen aparentemente la continuidad del edificio sedimentario, pero en él

se pueden distinguir tres tramos genéticamente diferentes: una larga restinga

desde Cullera hasta Gandía, una playa arenosa hasta la rambla Gallinera, con

el acantilado relicto entre Daimús y Piles, y una nueva restinga en el sector

más meridional que cierra la marjal de Pego-Oliva, que se extiende entre los

abanicos aluviales de la Rambla Gallinera y el Riu Girona (Pérez Cueva, et al,

1985). Esta última restinga tiene unos 9 km de longitud y su anchura es de

unos 1.600 m.

Fig. 105. Albufera de Pego.

Su génesis está ligada al crecimiento de una barra submarina que

probablemente se apoya en afloramiento pleistocenos eólicos o marinos, como

las calcoarenitas que se hacen visibles en las inmediaciones de Dénia. La

133

marjal ocupa la zona más deprimida del Valle de Pego (Sanjaume, 1985). De

acuerdo con los fósiles marinos y costero-lagunares identificados, Costa (1977)

estableció que el cierre de la albufera no fue muy antiguo (3.000 – 2.000 BP).

La abundancia de aguas procedentes de los relieves cársticos de las

inmediaciones y su escasa pendiente que dificulta el drenaje hacen que esta

zona mantenga un encharcamiento casi permanente. El conjunto formado por

el Bullent – Vedat, junto con el Racons – Molinell y toda la red de barrancos y

acequias subsidiarias, constituyen la red de drenaje de esta marjal. En la zona

interna que delimitan la transición hacia la zona de marjal, se localizó un

extenso afloramiento de playa flandriense (Fumanal, et al., 1985) que podría

ser coetáneo con el acantilado fósil mencionado anteriormente.

Fig. 106. Marjal de Pego.

La marjal ocupa la zona más deprimida de todo el conjunto (Dupré, et al.,

1988). La altura máxima se localiza en las dunas del sector septentrional de la

restinga (término de Oliva), que alcanzan los 7 m. El espesor de este cuerpo

arenoso con una potencia de 20 m por debajo de la cota 0 en la zona central,

se ha construido mediante la superposición de mantos de arena y grava de

diferentes complejos litorales migratorios holocenos (Viñals, 1996). Según esta

134

misma autora, la restinga sólo tendría una gola natural que sería la del Riu

Molinell, que se formaría simultáneamente al crecimiento de la flecha que

arranca del abanico de la Rambla Gallinera.

La marjal está compuesta mayoritariamente por sedimentos finos con

abundancia de materia orgánica, especialmente en la parte inferior, que se

extienden de forma tabular. El funcionamiento hídrico de la zona está asociado

a los flujos de agua subterránea, cuyos aportes dependen de las

precipitaciones, que en este sector suponen unos 900 mm anuales. El nivel de

agua permanente está sujeto a variaciones estacionales, pero normalmente

aflora muy cerca de la superficie. La situación de encharcamiento se mantiene

debido a que la red de drenaje subaéreo resulta incapaz de drenar los

excedentes hídricos de la marjal. Las modificaciones antrópicas encaminadas a

favorecer su drenaje se han mostrado ineficaces, puesto que aterraron

colectores que suponían una de las principales vías de avenamiento del llano

de inundación del Riu Revolta (Viñals, 1996).

Fig. 107. Desembocadura del Riu Racons.

135

La bonificación de estas tierras es muy antigua. A finales del siglo XIV, el

Marqués de Dénia inicia el saneamiento de sus tierras, que quedaban en la

margen derecha del Racons. El resto, perteneciente al Duque de Gandía,

permanece sin cultivar hasta la segunda mitad del siglo XVIII. Los trabajos de

bonificación consistieron en la creación de toda una red de zanjas de

avenamiento para dedicar estas tierras al cultivo del arroz. La máxima

expansión del cultivo se produjo en el siglo XX, como consecuencia de los

conflictos bélicos de este siglo, momento en que prácticamente toda la marjal

estaba roturada (Costa, 1977).

Desde mediados del siglo XX, dada la pérdida de rentabilidad del cultivo del

arroz se produce un cambio en los usos del suelo enfocado en la producción de

hortalizas. Distintos proyectos del IRYDA determinaron la modificación del

Racons y la reestructuración de la red de acequias y caminos. Uno de los

hechos más notables fue el aterramiento del Revolta y la disminución de la

densidad de la red de acequias, para facilitar la concentración parcelaria y

ganar más espacio cultivable. Además se instalaron estaciones de bombeo

para desecar la marjal. Las elevadas precipitaciones de la segunda mitad de

los años 80 dificultaron el control de los excesos de agua. Puesta de manifiesto

la inoperancia del proyecto, este se abandonó (Viñals, 1996).

En los últimos años se ha reducido la intervención humana por lo que respecta

a las prácticas agrarias, lo que ha permitido la lenta recuperación de las

condiciones naturales de zona húmeda, que desde 1994 ha sido declarado

Parque Natural de la Comunidad Valenciana. Otros peligros, sin embargo, se

ciernen sobre este espacio. Además de la contaminación de las aguas por

vertidos urbanos, eutrofización por sobreexplotación ganadera, pesticidas, etc.,

habría que señalar unas prácticas cinegéticas abusivas y la presión urbanística

sobre la restinga (Viñals, 1996).

136

2.4.1.11. Albufera de Xàbia

La restinga de Xàbia (pleistocena) se adosa a los contrafuertes de Cap de Sant Antoni y Cap Martí, cerrando por el E una depresión morfoestructural que fue invadida por el mar tortoniense y que todavía continuó sumergida en el Plio-pleistoceno (Gaibar, 1972). Tiene una longitud de casi 5 km, con una anchura máxima de 250 m en el tramo meridional.

Fig. 108. Albufera de Xàbia. Además de la propia zona de la antigua albufera, en la imagen se observa el Riu Gorgos, responsable de la acumulación de cantos en la parte superior de la restinga, el Muntanyar Baix, la Fontana o Arenal en el centro, y el Muntanyar Alt en la parte inferior derecha de la restinga.

La restinga fósil – puesto que está formada por restos de calcoarenitas pleistocenas—queda dividida por la pequeña ensenada de la Fontana o l´Arenal (que es único tramo con arena) en dos sectores: el Muntanyar Baix, y el Muntanyar Alt según sus alturas. El primero que se extiende a lo largo de 2,7 km entre les Duanes y la Punta del Arenal, presenta una altura casi siempre por encima de los 5 m, aunque la máxima supera los 7 m. El segundo (Alt), que discurre a lo largo de dos kilómetros entre la Fontana y Cala Blanca es mucho más elevado que el anterior alcanzando 17 m de altura y su máxima anchura (250 m) entre el Castell y la Séquia de la Nòria (Rosselló, 1977). La restinga presenta una morfología tipo midbay bar que se ha generado gracias a los aportes suministrados por el río Gorgos (Sanjaume, 1985). La

137

ensenada de la Fontana o Arenal, es una escotadura rectangular de 400 m de anchura en la que se ubica la única playa arenosa de toda la bahía de Xàbia. Su aspecto rectilíneo podría sugerir una cierta intervención humana (Rosselló, 1977), aunque tampoco podría descartarse una fractura reciente, dada la actividad sísmica de la zona apuntada por Gaibar (1972) y su paralelismo con las grandes diaclasas existentes más al sur. Por último tampoco podría descartarse una desembocadura del Gorgos (Rosselló, 1977), ya que existe un paleocauce.

Fig. 109. Los cantos depositados por el Gorgos se sobreponen a las eolianitas en la parte más septentrional de la restinga.

En la actualidad la desembocadura del Gorgos se encuentra en el sector más septentrional de la bahía. Aprovechando el paleocauce y/o la fractura, la Fontana podría también haber funcionado como gola de la antigua albufera que se encuentra totalmente colmatada y engullida por la urbanización. Una de las principales características de esta restinga de Xàbia es la ausencia de sedimentación holocena, a excepción de algunos cantos y gravas constreñidos a las inmediaciones de la desembocadura del río.

Fig. 110. Muntanyar Baix, mirando hacia los promontorios de la Nau.

138

Fig. 111. Perspectiva desde la playa de la Fossa o Arenal, en la parte central de la restinga.

Fig. 112. Muntanyar Alt mirando hacia el promontorio de Sant Antoni.

El material fino no ha soportado los envites de las olas y ha sido lavado,

quedando visible los materiales pleistocenos. Existe un claro déficit de

alimentación. Las calcoarenitas pleistocenas dels Muntanyars se han utilizado

como cantera desde época romana.

Fig. 113. Canteras para obtención de sillares de “tosca” para construcción.

139

Fig. 114. Colegiata de Xábia construida con piedra “tosca” dels muntanyars de la restinga.

La extracción de calcoarenita (tosca en la denominación local) se ha empleado

como piedra de sillería para numerosos edificios de Xábia y poblaciones

inmediatas hasta la década de los 60 del siglo XX. Con posterioridad el

Ayuntamiento prohibió su extracción en un intento por evitar la penetración de

agua salobre hacia el interior de la depresión.

La mayor parte de la albufera colmatada ha sido utilizada tradicionalmente

como tierra de cultivo. Hasta los años 40 del siglo XX el viñedo era

predominante, pero con posterioridad el naranjo fue predominante (Rosselló,

1977). En la actualidad la urbanización está empezando a entrar incluso en la

zona deprimida.

140

2.4.1.1.12. Albuferas residuales Hay otras dos pequeñas albuferas residuales: L’Albufereta d’Alacant y el Saladar d´Aigua Amarga, situado al sur de la ciudad de Alicante y que se conecta con la zona de l’Altet y el Carabassí. La Albufereta d’Alacant que se situaría por detrás de una restinga adosada a la desembocadura del Riu Sec del Campello al norte y el Cap de les Hortes al sur. La parte más externa de esta restinga forma en la actualidad la playa de Sant Joan. De la zona deprimida y pantanosa no queda nada excepto el topónimo de l’Albufereta. Por la ubicación de los restos más recientes, también podría pensarse que se trata de una lengua marina que quedaría por detrás del Cap de les Hortes y que podría tratarse de un antiguo támbolo. En la actualidad todo el tramo se encuentra extremadamente antropizado.

Fig. 115. Playa de Sant Joan y ensenada de l’Albufereta d’Alacant.

La última zona deprimida, en las inmediaciones de la ensenada de l’ Albufereta fue desecada en 1928, y se han encontrado restos de un antiguo puerto

141

romano a una cierta distancia de la playa actual. Esta ensenada presenta unos 500 m de longitud. Por lo que respecta al Saladar d’Aigua Amarga, que se inicia al sur de la ciudad de Alacant, con los aportes del Barranc de les Ovelles, formaría parte de una albufera más amplia cuya restinga se apoyaría en su extremo distal en los contrafuertes del Cap de Santa Pola.

Fig. 116. Zonas húmedas del Saladar d’Aigua Amarga, campo de dunas de L’Altet y Clot de Galvany en el extremo más meridional.

Esta restinga queda un poco desdibujada por la abundancia y altura de las dunas fósiles pleistocenas de todo este sector, algunas en forma de domo que parecen colinas e impiden ver el conjunto como un todo. Sobre este campo dunar hablaremos más adelante.

2.4.1.13. Albufera d'Elx

En la llanura del Vinalopó, adosada al amplio abanico aluvial del mismo, entre

la Serra del Molar y la Serra de Santa Pola, se abre la albufera d'Elx. Su

142

riqueza en fauna fósil, los niveles marinos relictos allí localizados y la distinta

procedencia de las materiales que conforman sus restingas hacen que este sea

un enclave extraordinariamente interesante. Se trata de una zona de costa

progradante, en la que se han ido desarrollando, una delante de la otra hasta

tres restingas. Las más internas son Pleistocenas y se formaron con los

materiales aportados por el Vinalopó (entonces la deriva litoral debía ser N-S) y

la actual holocena, que se encuentra por delante de las dos anteriores, se ha

generado gracias a los aportes del Segura, lo que indica una componente neta

de la deriva litoral en dirección S-N.

Fig. 117. Albufera d’Elx. La antigua albufera incluía la zona deprimida del Fondo. La

progradación del abanico aluvial del Vinalopó la ha dividido en dos sectores. El más occidental

(a la izquierda de la foto) es el Fondo y la oriental, donde se encuentran las restingas, la más

antigua adosada al Cap de Santa Pola y a la elevación del Molar.

La albufera d'Elx se encuentra en un estado de colmatación muy avanzado.

Ocupa una extensión de 27 km2 y, en la actualidad, no llega a enlazar con la

Laguna del Fondo, aunque es muy probable que antes de las obras de

colonización del siglo XVIII ambas zonas estuvieran comunicadas más o

menos continuamente, ya que el desnivel en el tramo intermedio no supera los

143

2 m. Su drenaje se efectúa mediante una importante red de azarbes, entre los

que destacan: l'Assarb de Dalt, del Robatori, l'Ampla, etc., junto con una serie

de azarbes subsidiarios que dan entrada y salida a las aguas de las salinas. El

nivel freático oscila entre -2 m y la superficie, presentando a veces ciertas

surgencias que recogen las aguas de los riegos superiores. En estas

condiciones y dadas las características climáticas de la zona, con fuerte

evaporación, se produce una elevada concentración de sales en el suelo.

Fig. 118. Detalle de las restingas de la Albufera d’Elx en la zona de las Salinas de Santa Pola.

Las restingas pleistocenas se localizan, en la actualidad, en el medio de las salinas. Una línea

oscura que desde el Molar divide las salinas en dos partes claramente diferenciadas y por

donde circula la carretera de Santa Pola hacia Guardamar. La más reciente conecta Santa Pola

con la desembocadura del Segura en Guardamar.

Las transformaciones agrarias, instalaciones salineras y el aprovechamiento

turístico son las actividades que han configurado el aspecto actual de la

albufera d'Elx. Aunque pueden haber existido intentos anteriores, las

roturaciones y bonificaciones de los terrenos pantanosos cercanos a la albufera

144

se iniciaron en el siglo XVIII, por iniciativa del Cardenal Belluga y del Marqués

d'Elx. En esta época se abren toda una serie de azarbes para drenaje, que se

ve dificultado por la escasa pendiente de la zona y por la superficialidad del

nivel freático. En 1946 el Instituto Nacional de Colonización se propuso

continuar las bonificaciones iniciadas en siglos anteriores. Se construyen

canales de conducción de aguas de riego, red de distribución y red de

avenamiento. Se ocupan buena parte de las tierras de saladares que se

encontraban abandonadas y se parcelan otras nuevas. Hacia 1950 se

producen bonificaciones a cargo de particulares y sociedades locales al norte

de l’Assarb del Robatori.

Fig. 119. Panorámica de las salinas desde la carretera que circula por encima de la restinga

pleistocena.

El aprovechamiento de la vegetación natural de los saladares --el junco y la

barrilla-- queda documentado por lo menos desde el siglo XIII. El junco se

utilizaba en Crevillent para la fabricación de esteras. El aprovechamiento

barrillero tuvo gran auge en el siglo XIV, ya que las jabonerías eran la industria

más importante d'Elx de esa época, ya que el jabón se exportaba a Castilla. En

el siglo XVIII, la barrilla fue un cultivo comercial, siendo también muy

importantes todas las otras plantas espontáneas producidas en los saladares y

conocidas con el nombre genérico de "sosas". A fines del siglo XVIII decrece la

producción barrillera por la caída de su exportación a Francia e Inglaterra,

145

como resultado de la obtención de sosa por procedimientos industriales. Este

comercio cesó por completo en los años 30 del siglo pasado.

Aunque su funcionamiento es antiguo, las salinas de la Albufera d'Elx inician

sus explotaciones can carácter industrial a finales del siglo XIX. Existen tres

salinas (Braç del Port, que es la más antigua; Pinet y Salinera Española) que

ocupan una extensión algo superior a las 1.000 ha.

Fig. 120. Panorámica de las salinas mirando hacia la restinga actual. Al fondo las montañas de

sal de las Salinas del Pinet.

Con todo, ha sido la urbanización del litoral de Santa Pola la que ha incidido de

un modo más directo en la transformación del entorno paisajístico. La función

veraniega de esta playa está documentada desde principios del siglo XIX, pero

con un alcance exclusivamente comarcal. Las urbanizaciones modernas se

iniciaron en 1960 en Platja Llisa y se extendieron en años posteriores a todo el

litoral inmediato a la población de Santa Pola.

2.5. Playas de cantos

Se localizan preferentemente en las inmediaciones de ramblas y barrancos.

Este tipo de aparatos fluviales de fuerte pendiente transportan materiales

gruesos hasta su desembocadura, las olas se llevan el material más fino y en

las zonas inmediatas las playas están formadas con los cantos cuyo tamaño es

demasiado grueso como para ser removilizado por las olas, que en nuestras

costas tienen casi siempre muy poca energía. Por otra parte, la percolación del

146

agua de la embestida de las olas entre los cantos también contribuye a la

estabilidad de estos materiales.

Fig. 121. Desembocadura del Belcaire.

Fig. 122. Desembocadura del Palancia

Fig. 123. Desembocadura del Serpis en 1975.

147

En momentos de temporales fuertes, los cantos se apilan dando lugar a crestas

de playa y bermas. Las beach cusps son quizá las microformas más

características de estas playas.

Fig. 124. Beach cusps en la playa de Vinaròs

Fig. 125 Berma de playa en la restinga de Torreblanca.

148

Este tipo de playas son frecuentes en las playas septentrionales, cubren

prácticamente toda la costa de Castelló, y en algunos ámbitos de las playas

meridionales como, por ejemplo, la Vila Joiosa y el Campello.

Fig. 126. Playa de Torres en La Vila Joiosa.

Fig. 127. Playa del Paraíso en La Vila Joiosa.

149

La mayoría de las playas de cantos han cambiado su textura debido a

recurrentes vertidos de arenas. En ocasiones como consecuencias de erosión

inducida por consecuencias antrópicas: construcción de espigones, etc., pero

en algunas se han transformado por causa del turismo para hacerlas más

cómodas para los usuarios o para hacerlas más amplias y así albergar a mayor

cantidad de usuarios. Muchas de las fotografías que se han puesto en este

trabajo ya no existen con ese aspecto, pero nos parece necesario mostrar la

paleotextura de esas playas.

Fig. 149. Playa del Racó de l’Albir en los años 70. En la actualidad es de arena.

Fig. 150. Playa d’Almenara en la década de los 70, antes de su regeneración con arena.

150

Fig. 151. Playa de Daimús, al sur de la desembocadura del Riu d’Alcoi. Todas las playas del

sur de Gandía (Daimús, Miramar, Piles, etc.), hasta llegar a Oliva eran de cantos.

Fig. 152. Playa de Daimús en la actualidad. El aporte de arena ha sido de tal magnitud que

incluso se aprecian barras submarinas de tipo festoneado (festones ocres dentro del agua).

151

2.6. Playas de arena

Las playas son formas adosadas en toda su longitud al borde exterior del

elemento costero. Pueden encontrarse como elemento simple (playa de fondo

de bahía, entre acantilados), o formando parte de cualquier otra de las formas

de acumulación que acabamos de mencionar. Presentan normalmente una

gran movilidad, siendo más anchas o más estrechas según las características

de las olas.

En las playas hay que tener en cuenta tanto el estrán emergido, la parte que

queda seca, como el estrán sumergido que queda por debajo del agua. Es

muy importante la mayor o menor pendiente de esta parte sumergida de la

playa, puesto que incide en la mayor o menor disipación de energía de las olas.

Así cuando la pendiente del estrán sumergido es elevada, la energía de las

olas se disipa casi en la misma orilla y estas playas se denominan reflectivas.

Fig. 153. Ejemplo de playa muy reflectiva. La energía de las olas se disipa prácticamente en la

misma orilla.

152

Por el contrario, cuando el estrán sumergido presenta una pendiente muy

suave, las olas sienten fondo a bastante distancia de la orilla y disipan su

energía en una banda más o menos ancha anterior a la orilla y se denominan

disipativas.

Fig. 154. Playa de la Devesa del Saler, cerca del Parador. Hace unas décadas era mucho más

disipativa que en la actualidad.

Fig. 155. Playa en las inmediaciones del Brosquil. Ya se encuentra en un estadio de transición

a playa ligeramente disipativa.

Según Pardo y Sanjaume (1995 a), en el litoral valenciano predominan las

playas disipativas, aunque podrían hacerse algunas matizaciones: en el sector

septentrional del golfo de Valencia predominan las playas intermedias, aunque

pueden encontrarse ejemplos de playas reflectivas (como Vinaròs) o de playas

153

disipativas (como Canet); en el sector meridional todas las playas son

claramente disipativas, aunque los tramos antropizados pueden ver modificada

su tendencia natural (como la playa de Pinedo o las situadas al sur del Xúquer

que se han transformado en reflectivas, o van camino de ello si no se producen

vertidos en la playa sumergida en cantidades suficientes y con la inclinación del

perfil adecuada); las costas alicantinas, por su parte, son muy variadas como

corresponde a sus características morfológicas, presentando buenos ejemplos

de playas disipativas (Arenales del Sol, Guardamar), reflectivas (Serra Grossa),

e intermedias (La Vila Joiosa). Las dunas y, sobre todo, los campos dunares se

ubican en playas disipativas.

Las playas arenosas mejor desarrolladas están relacionadas con los aportes de

los ríos más importantes. De este modo, se inician en la desembocadura del

Carraixet, se extienden por toda la zona de influencia del Túria y del Xúquer

hasta las inmediaciones de Dénia. Son también extensas en las inmediaciones

de la desembocadura del Segura. Además existen algunas ensenadas

abrigadas con playas arenosas tales como: parte central de la bahía de Xàbia,

inmediaciones de Ifac, y Benidorm.

Fig. 156. Playa del Saler con vendaval de poniente y la arena volando hacia el mar.

154

En general tienen muy poca pendiente y en ellas pueden aparecer toda una

serie de microformas tales como: bermas, beach cusps, sinuosidades rítmicas,

etc. Son los ámbitos costeros que mayor alteración antrópica han

experimentado debido a la urbanización del sector y a las obras de ingeniería.

Ejemplos de microformas:

Fig. 157. Crescent marcs (forma en arco o herradura provocadas por las aguas del retroceso

de las olas, aguas debajo de un objeto que puede ser un canto o una concha.

Fig. 158. Swash marks. Marcas dejadas por las olas a distinta distancia de la orilla según su

energía, generando un ribete de conchuela, arenas más gruesas o, incluso a veces, suciedad.

155

Fig. 159. Beach cusps en arena. Playa del Saler. Son más frecuentes en playas de cantos.

Festones de distinta longitud con apuntamientos arenosos y la parte central un poco más

deprimido donde se abre la ola para iniciar su retroceso, dejando el material que transportaba,

en este caso conchuela.

Fig. 160. Berma en la playa del Saler. Escalón dejado por el último temporal.

156

Fig. 161. Berma a la izquierda de la foto y beach cusps en cantos en la playa d’Almenara en la

década de los 70.

Fig. 162. Beach cusps entre apuntamientos rítmicos de mayor dimensión que las anteriores.

Fig. 163. Barras submarinas al N del Cap de Cullera. La primera está muy cerca de la orilla y

es longitudinal. La segunda, más alejada, tiene forma festoneada.

157

Fig. 164. Sur de Gandía. Temporal marino de levante.

La figura 164 muestra como en momentos de temporal las barras submarinas

ejercen como elementos disipadores de energía de las olas. Si nos fijamos en

la parte marina a la derecha siguiendo la orientación de la playa veremos como

las rompientes de las olas dibujan festones siguiendo de las barras submarinas

más alejadas de la orilla (ver foto anterior). Después se produce una segunda

rompiente de menor energía sobre la barra submarina longitudinal y finalmente

las olas rompen en la orilla de la playa.

La mejor protección ante la erosión y retroceso de nuestras costas sería

construir elementos sumergidos que disiparan la energía de las olas y

protegieran las playas recesivas, las arenas de los vertidos, etc.

158

2.7. Dunas litorales

Las dunas litorales necesitan para su desarrollo una fuerte alimentación, es

decir ámbitos en los que haya exceso de sedimentos, vientos marinos

relativamente fuertes y poca humedad atmosférica. Por este motivo no es

extraño que los campos de dunas más importantes de nuestras costas estén

relacionados con desembocaduras fluviales de ríos importantes, especialmente

el Túria y el Segura. En la actualidad, la mayoría de las dunas litorales han

sucumbido bajo la construcción de los edificios de las urbanizaciones litorales y

de los paseos marítimos. Con todo, todavía persisten unos pocos retazos de

dunas delanteras en distintos emplazamientos a lo largo de las costas

arenosas, así como algunos vestigios de dunas fósiles, más abundantes en las

costas alicantinas, y además contamos aún con tres campos de dunas que

presentan distinto estado de conservación: las dunas del Saler, de l’Altet y las

de Guardamar. El primero ha experimentado una importante acción antrópica

con la destrucción de buena parte de sus dunas. El campo de l’Altet es muy

importante puesto que en él conviven dunas fósiles pleistocenas y dunas

móviles holocenas. Finalmente las dunas de Guardamar están bastante bien

conservadas, aunque fueron colonizadas a principios del siglo XX para evitar

que invadieran la población de Guardamar.

2.7.1. Foredune

Actualmente contamos con unos 60 km de foredunes, aunque no se presentan

de manera continuada, sino con muchísimas interrupciones debidas a las

construcciones realizadas en primera línea de playa. La mayor parte de estas

dunas tienen por delante dunas embrionarias tipo shadow dunes o pequeñas

barjanas en las costas meridionales (Sanjaume et al., 2011a)

159

Fig. 165. Dunas embrionarias tipo shadow dunes frente a la duna delantera o foredune en la

Punta de la Devesa del Saler.

Los mapas antiguos reflejan la existencia de dos alineaciones, más o menos

paralelas, de dunas transversales a lo largo de 150 km, desde las

inmediaciones de la ciudad de Castellón hasta Dénia (Sanjaume y Pardo,

1992). Ahora sólo encontramos restos de foredunes con diferentes grados de

degradación, en Canet, Devesa del Saler, sector Tavernes-Xeraco, el norte de

la playa de Gandia y, sobre todo a lo largo de todo el término municipal de

Oliva.

Fig. 166. Foredune en Oliva.

160

Fig. 167. Foredune erosionada por oleajes de tormenta en una playa recesiva en la actualidad.

Término municipal de Cullera (Valencia).

Las dunas delanteras son transversales y se disponen paralelas a la orilla. En

muchas playas arenosas de la parte central y meridional del golfo de Valencia

se han localizado dunas transversales de tipo inverso, dada la alternancia

estacional entre vientos de levante y de poniente. En la zona costera de Oliva

(Valencia) la foredune se desarrolló lo suficiente como para generar una

segunda alineación que se mantuvo hasta mediados de los años 70.

Posteriormente esta segunda alineación ha desaparecido en muchos lugares

bajo las edificaciones.

Fig. 168. Ejemplo de segunda alineación dunar. Playa de Oliva (Valencia) en 1975

161

Mención especial merecen las dunas de la playa de Canet, al norte de la

desembocadura del Palància. A pesar de no tener una fuente de alimentación

tan abundante como en otros sectores, se ha desarrollado un pequeño ámbito

dunar (unas 34 ha), cuyo equilibrio es muy precario. Se trata de dunas de poca

altura y morfología irregular (embriones de duna, shadow dunes y mogotes)

que se han visto muy alteradas por el continuo trasiego de personas que las

cruzan para ir a la playa.

Con todo, queremos remarcar que este es uno de los pocos puntos de la costa

valenciana – otro podría ser la playa de Xeraco—en donde la Administración

ha tenido el buen criterio de construir el paseo marítimo de esta población justo

por detrás de las dunas, salvándolas de la destrucción y asegurando, de este

modo, el equilibrio dinámico de la playa y una mejor defensa de la misma ante

los problemas de erosión acelerada (Sanjaume y Pardo, 2005).

Fig. 169. Playa de Canet. Paseo marítimo construido respetando las dunas. Se aprecian

también pasarelas para evitar que los usuarios de la playa destruyan las dunas. Ejemplo de

buena gestión ambiental.

162

2.7.2. Campos de dunas

Se localizan en las inmediaciones de los ríos alóctonos más importantes Turia

y Segura), cuyos aportes han supuesto históricamente una excelente fuente de

suministros no sólo para generar su propia llanura aluvial, sino que sus

excedentes han sido de tal envergadura que han podido formar amplio campos

de dunas. Con todo hay que señalar que en nuestra zona de estudio existe otro

campo dunar (l´Altet), parcialmente muy bien conservado, en el que los

suministros aluviales de barrancos periféricos no han sido exclusivos. La mayor

parte de este campo dunar se localiza sobre dunas fósiles pleistocenas y se

retroalimenta de la erosión de las mismas.

2.7.2.1. La Devesa del Saler

La Devesa del Saler forma parte de la restinga que cierra l’Albufera de

Valencia. Esta restinga, formada con los aportes del río Túria, ha tenido una

génesis compleja puesto que se han unido una flecha de punta libre, con

sucesivos ganchos en la parte distal, y una barra que emergió por la trampa de

sedimentos que supuso la avanzada de la Serra de les Raboses de Cullera

(Sanjaume, 1985). La Devesa se inicia a unos 6 km de la antigua

desembocadura del Túria y de la ciudad de Valencia, si bien hay evidencias, al

menos toponímicas – el Camí dels Muntanyars—que éstas antiguamente

arrancaban prácticamente desde el Grau justo tras la desembocadura del río

(Rosselló, 1995). Presenta una anchura máxima de unos 1.000 m, y se

extiende a lo largo de 10,5 km hacia el sur (entre la platja de l’Arbre del Gos

hasta gola del Perellonet). La playa es disipativa, frente a la que se observan

dos sistemas de barras submarinas. La externa es paralela a la costa, en tanto

que la interna – más cercana a la orilla-- se dibuja en forma de media luna

(crescentic bar) lo que determina la aparición de numerosas sinuosidades

rítmicas en la orilla de la playa. En el estrán emergido pequeñas bermas de

163

tormenta, beach cusp arenosas y ripples eólicos serían las microformas más

abundantes.

Este sector ha sido estudiado desde principios de los setenta (Sanjaume,

1974). Se trataba de dunas holocenas que antes de su arrasamiento formaban

dos conjuntos de características ligeramente contrastadas en cuanto a altura,

extensión y morfología, separados por una amplia zona deprimida (mallada) de

anchura variable y encharcamiento temporal (Fig. 170).

Fig. 170. Mapa síntesis de la topografía previa a la destrucción del campo de dunas.

164

En la parte más septentrional, que es la más estrecha, las dunas formaban un

único conjunto de morfología irregular, con pasillos de deflación

perpendiculares a la playa y sin mallada. Esta aparece poco antes de llegar al

poblado del Saler y a partir de esta zona los dos conjuntos dunares (interno y

externo) se distinguen claramente.

Conjunto interno

Estaba formado por dunas transversales que presentaban mayoritariamente

una orientación oblicua con respecto a la playa actual (fig. 170). Eran dunas

muy diseccionadas, que en origen pudieron ser barjanas generadas por vientos

dominantes del SE y que, posteriormente, se transformaron en parabólicas a

causa de vientos prevalentes del NW. En otros casos, las morfologías parecen

ser mucho más complejas, aunque sólo se han podido deducir de los mapas

topográficos existentes previos al arrasamiento, Su complejidad

probablemente derivaba de la yuxtaposición de distintas formas simples. Con

todo, también existían dunas transversales de menor altura paralelas a la playa

actual, situadas por delante de las anteriores. Esto indicaría un cambio en la

dirección de los vientos dominantes, pasando a ser los levantes los

responsables de estas nuevas formaciones.

Las dunas del conjunto interno presentan longitudes relativamente escasas y

una distribución bastante caótica. Las alturas máximas (6,5 m) se localizaban

en las inmediaciones de la Albufera. Eran bastante anchas, lo que también

parece corroborar un cambio en el régimen de vientos, tanto de los

predominantes como de los prevalentes. Los pasillos de deflación presentaban

asimismo distintas orientaciones (oblicuas a la playa actual, perpendiculares y

paralelas). La mayor alteración de sus minerales pesados sugería que las

dunas de este conjunto interno eran más antiguas que las externas (Sanjaume,

1985). Todas estas dunas internas están colonizadas con vegetación arbórea y

matorral.

165

Conjunto externo

Por lo que respecta al conjunto externo, que fue destruido casi por completo,

estaba formado por la duna delantera y dos subalineaciones poco definidas de

dunas transversales, diseccionadas por frecuentes pasillos de deflación y blow

outs. Con todo, pequeñas swales (pasillos interdunares) muy estrechas e

interrumpidas por dunas parabólicas y dunas complejas podían encontrarse

hasta la gola del Pujol. Inmediatamente al sur de dicha gola, a lo largo de la

playa de la Brava, se mantenían las características mencionadas

anteriormente. Pero al inicio de la playa de la Malladeta, las dunas de este

conjunto se transformaban en dos alineaciones claramente definidas,

separadas por una swale bastante amplia (fig. 170). La segunda alineación era

más ancha y superaba en algunas zonas los 5 m de altura. La alineación más

exterior, por su parte, estaba formada por la duna delantera y la segunda duna,

formando un subconjunto estrecho, con muchos pasillos transversales. La

segunda duna presentaba crestas que podían superar puntualmente los 6,5 m

(fig. 171), aunque en general presentaba alturas inferiores. A la altura de lo que

actualmente es el campo de golf, las dos alineaciones se unían mediante una

imponente duna parabólica. Desde aquí hasta el final de La Punta, que limita

con la gola del Perellonet, se mantenía exclusivamente la alineación más

exterior, también muy diseccionada por pasillos transversales y calderas de

abrasión (blow outs). En general, en este conjunto externo predominaban las

dunas transversales y las parabólicas, colonizadas por vegetación fijadora.

Todas estas dunas se alineaban longitudinalmente paralelas a la orilla, con

vientos generadores procedentes del E (Sanjaume, 1985).

Depresión central

Entre los dos grandes conjuntos dunares se extendía una amplia zona

deprimida, de anchura variable, por la que discurría el camino central de la

Devesa y que se denomina localmente como mallada.

166

Fig. 171. Altitudes medias de las dunas en el sector meridional de la Devesa del Saler en 1965

(Pardo et al., 2005b). En el recuadro de la figura se ubica la zona de la Punta del Perellonet.

167

Aquí la proximidad del nivel freático y las dificultades de drenaje provocaban la

instalación de charcas temporales con vegetación higrófila y salobre muy típica

(fig. 172). Por su anchura y extensión no parece probable que esta depresión

se hubiera generado simplemente por deflación eólica (Sanjaume, 1985), sino

por progradación de todo el conjunto de la playa.

Fig. 172. La depresión central (mallada) de las dunas del Saler, que fue colmatada con arena

después del arrasamiento, vuelve a tener su aspecto natural después de las obras de

regeneración efectuadas por la Oficina Técnica Devesa-Albufera.

Todas las dunas de la Devesa eran de edad holocena, aunque la presencia del

pequeño afloramiento pleistoceno (fig. 173) de la eolianita de la Penyeta del

Moro (Perellonet) sugiere que los restos pleistocenos no deben estar muy lejos

(Rosselló, 1979). Sin embargo, no se han encontrado otros restos visibles de

dunas fósiles. Podría pensarse que quizá se encuentren por debajo de las

arenas holocenas, aunque en la parte central de la Devesa, cuando se hacían

las obras de canalización se abrieron trincheras de unos 3 m de profundidad y

no se apreciaron vestigios de estructuras cementadas (Sanjaume, 1974). Otra

168

teoría podría situar las dunas fósiles sumergidas situadas ligeramente por

delante de la playa actual, ya que se han encontrado en la plataforma de la

playa (Diaz, et al., 1987). Otros autores abogan por imaginar una orientación

costera distinta a la actual, por lo que las dunas estarían por debajo de la

Albufera (Rosselló, 1979).

Fig. 173. Afloramiento de la duna pleistocena de la Penyeta del Moro en junio de 1977. En la

actualidad ha quedado subsumida entre las edificaciones de la zona.

Dadas las distintas características de los dos conjuntos dunares y la presencia

de la depresión central, parece probable que las dunas del Saler se formaran

en dos etapas distintas de gran aporte de sedimentos, relacionadas con

episodios históricos de violentas inundaciones. El conjunto interno, más

antiguo, se habría formado en época romana y el conjunto externo en época

islámica y medieval. La depresión que quedaba entre ambos conjuntos podría

relacionarse con el déficit de sedimentos del periodo visigodo, puesto que en

ese tiempo, tal como demuestran los registros sedimentarios, no se produjeron

inundaciones importantes (Sanjaume y Carmona, 1995). En esos momentos

habría suficiente alimentación para que la playa progradara, pero no existiría el

superávit necesario para el desarrollo de las dunas. La sobreabundancia de

sedimentos empezaría a producirse en época islámica favoreciendo la

formación del conjunto externo.

169

Este campo de dunas, a diferencia de lo que ocurría con las dunas de sectores

más septentrionales y meridionales que eran destruidas para su utilización

agraria, permaneció sin grandes cambios hasta la segunda mitad del siglo XX,

quizá por la propia historia de la Devesa que hasta 1865 fue propiedad de la

Corona y se empleaba como reserva de caza, con lo que consiguió mantener

sus características naturales. Posteriormente fue propiedad del Estado hasta

1927 cuando el Ayuntamiento de Valencia compró el lago de l’Albufera y su

Devesa.

En octubre de 1962 el Ayuntamiento de Valencia autoriza la redacción de un

Plan de Urbanización de la Devesa. En diciembre del mismo año se ceden

gratuitamente terrenos para la construcción del Parador Nacional Luis Vives y

del campo de golf inmediato. Dichas construcciones aunque supusieron una

alteración en la vegetación, no tuvieron demasiada significación desde una

perspectiva morfológica.

Fig.174. Campo de golf del Parador del Saler. Todavía conserva parte de las dunas primitivas.

En 1965 el Ministerio de la Vivienda aprueba definitivamente el Plan de

Ordenación del Saler, a propuesta del Ayuntamiento de Valencia que era el

propietario de la zona para la construcción de una gran urbanización. En marzo

de 1967 se adjudicaron las obras de urbanización y unos tres años después

empezó a entrar la maquinaria pesada para destruir las dunas. Entre 1970 y

1973 se arrasó por completo el conjunto dunar externo, parte de la arena de las

dunas se utilizó para colmatar la mallada central, se construyeron edificios, un

tramo del proyectado paseo marítimo, aparcamientos, viales, etc. El conjunto

170

interno, por su parte, se vio ampliamente mediatizado por la construcción de

algunos edificios, numerosos aparcamiento, viales, conducciones de agua, y

otras obras de infraestructura. Como consecuencia de todo ello se perdieron

gran cantidad de dunas y de pinos, algunos cortados por necesidades de las

obras que se estaban efectuando y otros porque murieron como consecuencia

del aire salobre que les llegaba, después de perder la protección que les daban

las dunas del conjunto externo (Sanjaume, 1988). En diciembre de 1973 se

publicó que la zona forestal del Saler había disminuido un 30% debido a las

causas mencionadas.

A partir de 1979, después de las primeras elecciones municipales

democráticas, el Ayuntamiento de Valencia inició una etapa de recuperación

del espacio natural destruido, parando por completo las edificaciones y

recuperando el suelo vendido a particulares que aún no se había edificado y,

posteriormente, favoreciendo las obras de regeneración de las dunas. Se

encargaron algunos proyectos a grupos multidisciplinares de expertos para

comprobar la viabilidad de la regeneración. Entre las recomendaciones de los

primeros estudios (González et al., 1981) estaba mantener el sector más

meridional de la Devesa, denominado La Punta del Perellonet, (entre el límite

del campo de golf y la gola del Perellonet) sin hacer ningún tipo de

regeneración antrópica (fig. 175). Se proponía reservar este tramo como

laboratorio natural para seguir su evolución natural. La verdad es que con el

paso de los años, la decisión que tomamos en 1981 ha sido de gran relevancia,

puesto que nos ha permitido ir constatando el desarrollo de las dunas sin

ningún tipo de actuación para favorecer su desarrollo. A lo largo de 35 años

hemos seguido la evolución de la zona, que puede ser una de las más

estudiadas de la costa mediterránea, y nos ha permitido conocer como obras

indirectas afectan al desarrollo de las dunas. En el resto de la Devesa, la

Oficina Técnica Devesa-Albufera inició obras de regeneración que ha

continuado hasta la actualidad. Además, la Dirección de Costas del Ministerio

171

de Obras Públicas (ministerio que ha ido cambiando de denominación con el

tiempo) también ha regenerado algunas dunas en las zonas más degradadas.

Figura 175. Situación en que quedó la Punta del Perellonet tras el arrasamiento de las dunas.

En los últimos años se han eliminado los restos del pretendido paseo marítimo,

así como todos los aparcamientos y viales, con lo que se ha logrado devolver a

la zona un aspecto más similar al que tenía antes del arrasamiento (fig.176). El

campo de dunas fue declarado Área de Protección Medioambiental en 1983 y,

posteriormente, en 1986, toda la zona (incluyendo la Albufera) fue declarada

Parque Natural (Pardo et al., 2005).

Fig. 176. Aspecto actual de la zona regenerada en el sector central de la Devesa del Saler.

172

2.7.2.1.1. Evolución de las dunas de la Punta del Perellonet

Después de su arrasamiento, la zona de La Punta del Perellonet (fig. 175) se

ha convertido en un laboratorio muy útil para comprobar el comportamiento

natural de una playa previamente excedentaria de sedimentos, pero con

problemas de erosión en las últimas décadas. Con este objetivo se ha realizado

un detallado seguimiento de la zona, desde su arrasamiento hasta la

actualidad, mediante la realización de distintos levantamientos topográficos y

observaciones de campo.

Metodología de los trabajos realizados en la Punta

En la actualidad se dispone de siete levantamientos topográficos, realizados

con diferentes técnicas y, por tanto, con distintos niveles de precisión (Tabla

III), lo que ha permitido caracterizar y cuantificar los cambios acaecidos a lo

largo de los últimos 35 años. Al disponer de datos de origen distinto, los niveles

de credibilidad de cada medición son diferentes. Aunque siempre resulta

complejo establecer cuál ha sido la situación original, en este caso

afortunadamente se dispone de fotografías aéreas (fig. 175) que evidencian el

completo arrasamiento de las dunas, dejando una superficie completamente

llana. Por otra parte, durante los levantamientos de los perfiles topográficos de

la medición de 1989, se localizaron en las dunas unos niveles de suciedad (fig.

177) que marcaban el nivel cero después del arrasamiento. Basándose en

estos datos se hizo la primera cuantificación entre 1973 y 1989.

Cuando en 1997 se hicieron nuevos levantamientos topográficos, mediante

técnicas fotogramétricas, correspondientes a la situación de 1980 y 1994, se

pudo comprobar que el incremento sedimentario se había acelerado

sustancialmente respecto a los datos de 1989. En el trabajo de Pardo et al.,

(2005) se describe con detenimiento la metodología aplicada para calcular los

volúmenes en cada fecha hasta 2001.

173

Levantamiento Fuente Método Datos

altimétricos

Referencia

1980 Fotografías

aéreas 1:3.000

Levantamiento

fotogramétrico

Curvas de nivel

de mapa 1:1.000

Gironés y López

(1997)

1989 Perfiles

topográficos

transversales a la

costa

Interpolación

automática

Perfiles cada 200

m

Sanjaume y

Pardo (1991)

1994 Fotografías

aéreas 1:5000

Levantamiento

fotogramétrico

Curvas de nivel

de mapa 1:1.000

Gironés y López

(1997)

2001 Fotografías

aéreas

Levantamiento

fotogramétrico

Curvas de nivel

de mapa 1:2.000

y puntos de cota

Carytop para el

Ayto. de Valencia

2003 Puntos de cota GPS-RTK Más de 50.000

puntos de cota

Fons y Sánchez

(2004); Pardo et

al. (2008)

2005 Puntos de cota LIDAR Más de 180.000

puntos de cota

Gracia Martínez

(2008), Pardo et

al., 2008

2008 Puntos de cota LIDAR Más de 180.000

puntos de cota

Gracia Martínez

(2008), Pardo et

al., 2008

Tabla III. Resumen de los distintos levantamientos topográficos disponibles para la Punta del

Perellonet.

El levantamiento de 2003 se fundamenta en los trabajos de Fons y Sánchez

(2004), utilizando GPS-RTK, con lo que mejoró sustancialmente el nivel de

precisión y la capacidad de observar detalles. Los datos posteriores, se han

obtenido a partir de dos levantamientos realizados mediante técnicas LiDAR,

con un dato por metro cuadrado y una precisión altimétrica de unos 15 cm. El

primero, adquirido en mayo de 2005 y el segundo en diciembre de 2007. En

estos casos, para hacer los cálculos se han tenido que realizar trabajos de

174

edición orientados, fundamentalmente, a eliminar los registros

correspondientes a zonas con vegetación (Gracia Martínez, 2008; Pardo et al.,

2008).

Fig. 177. Nivel de suciedad encontrado en las dunas de la Punta, que indicaba el nivel cero

después del arrasamiento de las dunas de esa zona.

En la figura 179 se muestra el balance sedimentario cuantificado para el sector

de la Punta durante los últimos 35 años.

Claves básicas del proceso de regeneración dunar de la Punta

Después del aplanamiento artificial de La Punta en 1973, este sector ha

evolucionado creando una nueva morfología dunar de modo natural, pero

sustancialmente distinta a la existente con anterioridad a su destrucción (figura

170). En su evolución han intervenido dos grupos de procesos básicos que se

han ido produciendo, con mayor o menor intensidad, a lo largo de estos años:

175

1) La movilización de parte del sedimento desde el interior del campo

dunar hacia la playa, facilitando el desarrollo de la duna delantera.

Aunque este proceso fue mucho más exagerado en los primeros

momentos tras el arrasamiento cuando no había vegetación (fig.175),

se ha seguido produciendo, pero con menor intensidad, hasta estos

últimos años. Este modelo de cambio (descrito inicialmente por

Sanjaume y Pardo, 1991a) fue el principal responsable de la

regeneración de la morfología dunar. Posteriormente, la desigual

distribución de la vegetación y de las incipientes morfologías dunares

determinan que la configuración topográfica se vaya tornando cada vez

más compleja como puede verse en la figura 178 en la comparación de

las topografías de 1980, 1994 y 2001 (figura 171).

Fig. 178. Comparación de las topografías existentes en 1980, 1994 y 2001 en la

Punta.

2) La entrada en este sector de nuevo sedimento procedente de la

reubicación de las arenas de los vertidos realizados para la

176

regeneración artificial de las playas situadas al norte. Esto podría

explicar el impresionante incremento del volumen de sedimentos que se

ha producido, sobre todo, a lo largo de la década de los noventa (Figura

179).

Evolución del balance sedimentario en la Punta del Perellonet tomando como nivel cero la situación de arrasamiento en 1973

0

50000

100000

150000

200000

250000

1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000 2003 2006 2009

m3

Fig. 179. Variación del volumen de sedimentos dentro de las 28 ha que configuran la Punta del

Perellonet entre 1973 (situación cero después del arrasamiento) y diciembre de 2007.

Fig. 180. Blow out (forma de excavación eólica) correspondiente a la fase de desarrollo inicial

A) Fase de desarrollo inicial

177

En 1980, empezaba a destacar una incipiente duna delantera paralela a la

orilla, relativamente ancha y de poca altura alimentada por los vientos

prevalentes de poniente. Asimismo, se apreciaba el desarrollo de dos calderas

de abrasión muy amplias en la zona limítrofe con el campo de golf, así como

una ligera depresión de deflación eólica (swale) por detrás de la foredune. En

este momento los núcleos de mayor acumulación se localizaban en las

proximidades de la gola del Perellonet, especialmente en la parte más interna,

donde ya existían dos crestas de más de 3 m de altura. En 1989, la morfología

dunar era más compleja, aumentando ligeramente el volumen de material

existente en la zona. Al contrario que las dunas originales ahora la duna

delantera presentaba una morfología transversal, tipo inversa, ya que los

vientos generadores habían sido bidireccionales levante-poniente (Sanjaume y

Pardo, 1991).

Fig. 181. Swale (depresión interdunar) correspondiente a la fase de desarrollo inicial.

B) Fase de crecimiento acelerado

Cinco años más tarde, en 1994, se apreciaba que el incremento de las dunas

había sido muy significativo. Se había desarrollado por completo la duna

delantera, que se presentaba estrecha y compartimentada, superando en

amplias zonas los 4 m de altura, aunque había cotas puntuales superiores a los

6 m. Además, se había generado una segunda alineación por detrás de la

178

depresión longitudinal de deflación eólica. Posteriormente esta swale ha

perdido su continuidad y se ha transformado en una sucesión de blow-outs de

distintos tamaños y formas. Por otro lado, cabe señalar que las dunas situadas

por delante del campo de golf habían experimentado también un notable

incremento de altura.

Fig. 182. Blow-out en la Devesa durante la fase de incremento acelerado.

Fig. 183. Blow-out interno y se aprecia la compartimentación de la primera duna formada

anteriormente.

Los valores obtenidos de los levantamientos fotogramétricos mostraban,

además, un balance sedimentario muy positivo (figura 179). Por consiguiente

puede decirse que del cuasi autoabastecimiento interno se había pasado a un

fuerte crecimiento, lo que implicaba que la Punta empezaba a actuar como

sumidero de buena parte de los materiales transportados por la deriva litoral. El

179

ritmo de variación entre 1989 y 1994 se cifró en un incremento de 79.062 m3.

Como puede observarse se había producido una inflexión en la cantidad de

suministro arenoso, ya que de los 3.526 m3/año de arena entre 1973 y 1989,

se había pasado a unos 15.812 m3/año entre 1980 y 1994 (Pardo et al., 2005).

La evolución del sector de la Punta hasta el año 2001 revela la paradoja del

crecimiento que experimentan las dunas en un sector costero con graves

problemas de erosión acelerada. En el mapa de elevaciones confeccionado

para 2001 (Pardo et al., 2005), así como en las observaciones de campo

realizadas en esos años se constata que las dunas preexistentes seguían

elevándose, y no sólo de manera puntual como ocurría en el pasado. Ahora, la

mayor parte de la primera alineación, en la que se funden la foredune y la duna

posterior, ha experimentado un notable aumento de altura, formado un conjunto

con alturas entre 5 y 6.5 m. Son muy abundantes también los pasillos

transversales que compartimentan las dunas y los blow-outs (figura 184).

Además existen gran cantidad de dunas embrionarias alineadas por delante de

la duna delantera, indicando su progradación por superávit sedimentario. Al

mismo tiempo, también se han desarrollado algunos montículos por detrás de

la segunda alineación. Este modelo de crecimiento pone en evidencia la fuerte

alimentación experimentada por la playa de la Punta desde 1994 hasta el 2001.

Para entender este súbito incremento en el volumen de materiales dentro de

una célula sedimentaria con balances negativo (Sanjaume y Pardo, 2008) hay

que tener en cuenta las distintas fases de vertidos artificiales de arena

realizados por la Administración para regenerar las playas situadas al norte de

la Punta. En total se han vertido en la zona septentrional del Saler 820.000 m3

de arena (Pardo et al., 2005). Parte de este material, erosionado de su punto

de vertido y trasladado por la deriva litoral, es el que con gran probabilidad ha

llegado a la playa de la Punta coadyuvando al crecimiento de sus dunas.

180

Figura 184. Ejemplo de blow out desarrollado en la parte interna de la Punta del Perellonet.

Ralentización del crecimiento y nuevo autoabastecimiento

Entre el 9 y el 16 de noviembre de 2001, el litoral valenciano (al igual que

buena parte del litoral mediterráneo español) fue azotado por dos grandes

temporales, consecutivos a lo largo de una misma semana. En estos

temporales, la boya situada frente al puerto de Valencia registró olas superiores

a los 4 m de altura significativa y periodos de pico de más de 10 segundos.

Como consecuencia, buena parte de los frentes dunares quedaron

erosionados, y los levantamientos topográficos posteriores muestran un

pequeño retranqueamiento del frente dunar. Esto explicaría la importante

disminución experimentada en el volumen de material existente en la Punta,

entre 2001 y 2003 (Sanjaume y Pardo, 2011b).

Los cambios posteriores aparentemente son menores, si bien tienen una ligera

tendencia negativa. El análisis de fuentes sumamente detalladas – GPS-RTK y

LiDAR-- permite advertir que, en realidad, hay un cierto vaciamiento de

materiales en la zona interior y en los fondos de las calderas de abrasión que

181

se movilizan hacia la playa, con lo cual aumenta la altura de las dunas

delanteras. Este hecho confirma esa teoría inicial presentada por Sanjaume y

Pardo, (1991 a), a pesar de que se basaba en datos menos fiables, del proceso

de regeneración de la morfología dunar con materiales procedentes del interior

de La Punta.

Fig. 185. Coincidencias y diferencias en las posiciones de las dunas entre 1965 y 2001 (una

vez alterado el sector y realizadas múltiples actuaciones de regeneración). Fuente: Pardo et al.,

2005.

182

2.7.2.1.2. Evolución del resto de las dunas del Saler

Es evidente que el campo dunar del Saler, en su conjunto, ha experimentado

grandes transformaciones a lo largo de las cuatro últimas décadas. En la figura

185 puede observarse que fueron relativamente pocas las zonas que se

mantuvieron más o menos igual desde 1965 hasta 2001. Las mayores

coincidencias se dan en el conjunto interno y en la segunda alineación del

conjunto externo. Ha desaparecido la mayoría de las dunas de la primera

alineación del conjunto externo, así como en zonas puntuales del resto del

tramo analizado. Queda patente, también, que la duna delantera se ha

generado de nuevo después del arrasamiento.

En la mayor parte de las playas del Saler esta foredune se ha construido de

modo artificial (con maquinaria pesada o con métodos menos agresivos) y

ocupa una franja mucho más estrecha de lo que fue la antigua alineación

exterior (figura 186). Por su parte, tal como se ha comentado, las dunas de la

Punta se han regenerado de modo natural ocupando una superficie mucho más

amplia (Pardo et al., 2005).

Fig.186. Duna delantera regenerada en la zona central de la Devesa del Saler

Las dunas originales y las de nueva creación han experimentado

comportamientos bastante diferentes. La duna delantera del campo de golf, por

ejemplo, ha crecido en altura sin experimentar ningún desplazamiento

significativo hacia la orilla, mientras que las foredunes del resto de La Punta

(aunque también han experimentada una cierta elevación), se han desarrollado

183

principalmente en anchura, pasando de una única y amplia alineación inicial,

cuya amplitud oscilaba entre 60 y 90 m, a dos o tres alineaciones paralelas

mucho más estrechas, separadas por distintos tipos de calderas de abrasión.

El rápido crecimiento experimentado por las dunas sugiere que la tasa de

alimentación ha sido positiva, pero escasa, ya que como señala Psuty (2004)

las dimensiones de la duna delantera son inversas a las tasas de acreción de la

playa. Si las tasas de alimentación son muy elevadas la progradación de la

playa es muy rápida y la foredune no puede crecer. Por el contrario si la

progradación es lenta aumenta las posibilidades de que la arena llegue a la

foredune y esta pueda incrementarse, tal como ocurre en la Punta (Pardo et al.,

2005).

La erosión acelerada de las últimas décadas ha determinado un importante

retroceso de la orilla (Sanjaume y Pardo, 2005), por lo que las dunas

regeneradas artificialmente en primera línea y las pocas dunas originales que

se conservan (parte externa del campo de golf) han quedado sometidas a la

acción erosiva de las olas durante los temporales, lo que ha determinado la

aparición de un escarpe en la parte basal de las mismas (figura 187).

Fig. 187. Escarpe en la parte basal de la duna delantera durante el temporal del 12/10/2010

inmediatamente al sur de la Gola del Pujol Nou.

184

Por el contrario, las dunas de nueva creación se han ubicado mucho más hacia

el interior. Su situación refleja el punto de equilibrio entre la erosión marina y la

acumulación eólica, la zona a la que no llegan ni los oleajes de tormenta. Se ha

comprobado que el retranqueamiento natural de las dunas es, como mínimo,

de unos 15 m respecto a la posición actual de la orilla (figura 188). Este hecho

debería avisar a los gestores y a los técnicos responsables de la regeneración

dunar para que sitúen las dunas artificiales a una distancia adecuada, si se

trata de playas recesivas. Sólo de este modo las dunas podrán mantenerse sin

verse erosionadas a los pocos años de su construcción (Pardo, et al., 2005).

Fig. 188. En esta imagen se aprecia con todo detalle el retranqueamiento que las dunas

regeneradas naturalmente en la zona de la Punta tienen con respecto a las originales del

exterior del campo del golf.

A modo de síntesis podría decirse que el campo de dunas del Saler es, con

diferencia, el mejor estudiado desde la perspectiva geomorfológica de toda la

costa valenciana. Se ha estudiado desde los principios de su destrucción

(Sanjaume, 1974) y desde entonces hemos vuelto al Saler en numerosas

185

ocasiones (Sanjaume, 1979 a y b, 1980a y b, 1985 a y b, 1987, 1988, 1991,

1992a, 1992b, 1994; Sanjaume y Pardo, 1991 a, 1991 b, 1992, 2008 2011 a,

2011 b, 2011 c; Sanjaume et al., 2011; Pardo et al., 2005).

2.7.2.2. Dunas de l’Altet

Su denominación deriva de la proximidad de esta población y del aeropuerto

del mismo nombre. Por la coexistencia de dunas fósiles pleistocenas y dunas

móviles holocenas (figura 189), las dunas de l´Altet presenten formas

complejas, ya que son dunas muy antiguas que han experimentado mucha

erosión y alteración y los depósitos holocenos resultantes se adaptan a la

morfología preexistente o bien generan formas completamente nuevas. Ocupan

una extensión de unas 63 ha.

Fig. 189. Duna parabólica móvil en el sector del Carabassí.

El sector septentrional de este campo dunar ha experimentado la presión

urbanizadora característica de todo el litoral alicantino, pero la cercanía de las

pistas del aeropuerto ha impedido la destrucción de una amplia zona que

186

resulta de gran interés. Por fortuna ha sido declarada Parque Natural Municipal

(21 Enero de 2005) y puede que en el futuro se transforme en uno de los pocos

sectores dunares inalterados de la costa valenciana.

Fig. 190. Las dunas del Altet han sobrevido de la presión urbanística gracias al ser zona de

servicio de las pistas del aeropuerto. En primer término una duna fósil cuya erosión permite el

desarrollo de la dunas móviles, como la que se observa en la figura 189.

Este campo de dunas debería denominarse en realidad de l’Altet- Carabassí,

ya que abarca desde la urbanización de Urbanova, situada a pocos kilómetros

al sur de la ciudad de Alacant, hasta las estribaciones del Carabassí, por lo que

se extiende a lo largo de 5,5 km y ocupaba una superficie de unas 170 ha. En

la actualidad, la presión urbanizadora de Los Arenales del Sol ha recortado 53

ha de su superficie original.

Se trata en realidad de un inmenso campo de dunas fósiles pleistocenas cuya

erosión genera arena que autoalimenta pequeños mantos de arena fijados por

la vegetación, zonas de arenas móviles, cubetas de deflación que alternan con

los afloramientos de eolianitas completamente desnudos de vegetación, así

como pequeños cordones que han ido migrando tierra adentro y se transforman

187

en escarpes en la parte más interna de este campo. Existen además pasillos

de deflación, swales poco profundas y blow outs de diferentes tipos. Se trata de

un sector dunar que presenta una morfología bastante compleja y una cubierta

vegetal muy escasa.

Una de sus principales características es, por tanto, la coexistencia de dunas

fósiles pleistocenas y dunas holocenas. Las eolianitas, de acuerdo con la

composición de sus minerales pesados, parece que se alimentaron con

sedimentos aportados por el Barranc de les Ovelles que desemboca al sur del

puerto de Alicante. La fracción densa de las dunas holocenas, por su parte,

presenta una composición casi idéntica a la de las eolianitas, aunque con un

notable incremento de epidotas y alteritas, lo que presupone que las arenas

han experimentado más de un ciclo sedimentario (Sanjaume, 1985 a), y que se

han generado por erosión de las dunas fósiles, dada la gran similitud

mineralógica. La cubierta vegetal está formada por distinta especies psamófilas

como: Crucianella maritima, Ammophila arenaria, Othantus maritimus, Lotus

creticus y Thymalaea hirsuta (Seva et al., 1989).

Fig. 191. Panorámica de las dunas de l’Altet

En la actualidad este campo queda dividido en tres zonas por la urbanización

Los Arenales del Sol, que ha destruido la mayor parte de dunas situadas en las

inmediaciones de la playa, aunque se conservan las enormes dunas fósiles,

188

por el momento, en la parte más interna. El sector septentrional denominado

como dunas de l’Altet es el que presenta mayor superficie. Entre la

urbanización de los Arenales del Sol y las estribaciones del Carabassí, donde

se sitúa la urbanización Gran Alacant, están las denominadas como dunas del

Carabassí.

Fig. 192. Parte de las dunas del Carabassí, sector más meridional de todo el tramo.

Hace algunos años, cuando todavía no se disponían de Modelos Digitales de

Elevaciones, ni fotos aéreas con buenas resoluciones y escala adecuada, lo

único que podía decirse era que en el campo de dunas de l’Altet existían dos

alineaciones separadas por una swale no demasiado profunda, así como

numerosos blow-outs que presentaban distintas orientaciones. (Sanjaume y

Pardo, 1992). En la actualidad, las nuevas técnicas permiten una interpretación

mucho más detallada (figura 193). Gracias al modelo digital de elevaciones se

observa que la altura de los depósitos aumenta zonalmente, formando franjas

paralelas a la costa. Las diferencias morfológicas permiten, a su vez, dividir

este tramo en dos subsectores, cuyo límite quedaría marcado por la carretera

que se dirige a la playa desde la población de l’Altet.

189

El subsector más septentrional (Figura 193) presenta una duna delantera de

poca altura (inferior a los 2 m) que se dispone paralela a la playa con algunos

pasillos (más por pisoteo que por erosión eólica), que determinan una cierta

compartimentación. En algunos ámbitos existen embriones de duna por delante

de la foredune. Inmediatamente por detrás se localizan las primeras

estribaciones del enorme complejo dunar pleistoceno, quedando entre ambas

una estrechísima swale, paralela a la foredune, por la que circula una senda. El

complejo dunar pleistoceno presenta dos alineaciones, separadas por una

relativamente amplia zona deprimida, interrumpida por dunas de neoformación.

Muchas de las dunas de la alineación intermedia mantienen sus formas

originales, aunque las arenas de alteración pueden modificar las formas

primitivas. Existen dunas de base circular, a veces muy erosionadas, con lo

que quedan crestas muy apuntadas que superan los 15 m de altura. Hay

también restos, de menor altura, de una duna parabólica con el blow out

generado por vientos procedentes del SE. Más al sur, siguiendo con esta

misma alineación, se localiza una duna transversal, generada por vientos de

levante, más o menos paralela a la orilla. A continuación una nueva duna

cónica, ya que la erosión ha desmantelado buena parte de la duna y no puede

apreciarse su morfología original. Aparecen algunos blow outs en su flanco

NNE. Todas estas dunas presentan alturas entre 4 y 9 m. Una nueva

depresión, labrada sobre la propia eolianita o en las arenas procedentes de la

erosión de la misma, separa la alineación descrita anteriormente de la

alineación más interna, cuyas cotas máximas se encuentran entre 15 y 20 m.

Esta alineación queda marcada por la discontinuidad de sus formas, que por lo

general son, además, más anchas que las anteriores. Se observan dunas de

base elíptica y forma más o menos piramidal, una gran duna parabólica, con su

cuello orientado de E a W (Figura 193), dunas transversales y dunas

erosionadas sin morfología clara, aunque probablemente transversales. Hay

190

algunos blow outs con forma de platillo y circulares (Sanjaume y Pardo, 2011

c).

Fig. 193. Mapa geomorfológico de las dunas de l´Altet. Se muestra, asimismo, curvas de

nivel con equidistancia de 2,5 m. Como base del mapa se aprecia una ortofotografia de

2008. La línea negra discontinua separa los dos sectores.

191

El sector meridional del campo de l’Altet es mucho más complejo. Las dos

alineaciones perfectamente marcadas en el subsector anterior se diluyen en

este tramo, por lo que el aspecto general es mucho más caótico (Fig. 193).

Presenta, además, unas características bastante distintas a las del subsector

norte. Las dunas pleistocenas están mucho más erosionadas por lo que, en

ocasiones, resulta difícil definir su morfología.

Fig. 194 Formaciones dunares actuales sobre las dunas fósiles de las que procede la actual

arena en el campo de l´Altet.

En este tramo la foredune presenta dunas de neoformación y retazos de dunas

pleistocenas. Hay una gran cantidad de blow outs de diferentes tamaños,

algunos muy pequeños, incluso en la cima de alguna duna, y de diversas

formas: platillo, circulares, triangulares, en forma de punta de flecha. Se

observan también, algunos escarpes labrados en la calcoarenita pleistocena o

192

en las dunas parabólicas incipientes. En la parte más meridional pequeños

cordones, de escasa altura, y bastante longitud, más o menos paralelos a la

orilla, se van escalonando hacia la zona central más elevada y descienden

bruscamente a poniente, donde presentan escarpes de gran magnitud. Parece

que los vientos de levante, erosionan dunas preexistentes y generan estos

cordones que van migrando hasta que se precipitan sobre la carretera o los

aparcamientos. En esta parte interna los blow outs son también muy

abundantes. En la zona intermedia, donde en el sector anterior estaba la

depresión longitudinal y la segunda alineación, aquí encontramos dunas fósiles

separadas por pasillos y cubetas de deflación y dunas móviles generadas con

las arenas erosionadas a las dunas fósiles (Figura 194).

II) Dunas situadas por detrás de Los Arenales del Sol

El campo de dunas ha sido prácticamente arrasado y transformado en edificios,

como puede verse en la figura 195, lo que ha supuesto la pérdida de 53 ha de

dunas holocenas y pleistocenas, así como algunos afloramientos de playas

fósiles, que pudieron ser estudiados a finales de los setenta (Rosselló y Mateu,

1978).

Fig. 195. Fragmento de la ortofoto del espacio urbanizado en los Arenales del Sol. En las zonas

libres de edificación, como las enmarcadas con líneas rojas, afloran restos de las dunas fósiles.

193

Las dunas fósiles todavía se conservan en algunas parcelas de la urbanización

o se están utilizando como cantera. La mayoría de estas dunas presentan gran

tamaño. Según Gozálvez (1985) las dunas internas podían superar los 30 m de

altura. Presentan forma de domo, piramidales, en dorso de ballena, cónicas, o

parabólicas allí donde se han formado blow outs de dimensiones

considerables.

III) Dunas del Carabassí

Este tramo se ubica entre las últimas edificaciones de los Arenales del Sol y las

estribaciones del Carabassí, cubriendo la salida de la depresión del Clot de

Galvany, en donde se localizaba una de las playas pleistocenas con mayor

número de Strombus bubonius por m2 de toda la costa alicantina (Mateu y

Cuerda, 1978). Estas dunas presentan una extensión relativamente reducida

(59 ha), ya que es una zona mucho más estrecha puesto que queda

constreñida por la urbanización, por la desembocadura de la depresión del Clot

de Galvany y por los contrafuertes de las laderas del Carabassí.

Fig. 196. Panorámica de las dunas del Carabassí

194

Las dunas presentan una disposición dispersa, son de poca envergadura y

adquieren un aspecto caótico por la superposición de dunas holocenas sobre

las antiguas pleistocenas (figura 196). Las calcoarenitas afloran prácticamente

hasta la playa en forma de retazos más o menos dispersos, de poca altura.

Existen multitud de estrechas sendas generadas por los usuarios, que pueden

ser retrabajadas por el viento y generar calderas de abrasión que escalan hacia

la carretera. En el tramo más meridional hay eolianitas parabólicas (cuya

caldera de abrasión se generó gracias a vientos del NE), y eolianitas de planta

circular con poca altura, así como acumulaciones holocenas (en forma de

dunas transversales móviles y embriones generadas por vientos de levante),

que se disponen por encima de las dunas fósiles erosionadas por el viento.

A la salida de la depresión del Clot de Galvany predomina la erosión sobre la

acumulación, debido al encañonamiento que experimentan los vientos del W

(fig. 9). En esta zona son muy abundantes, por tanto, los blow outs, las cubetas

de deflación y los escarpes que en muchas ocasiones enmarcan las zonas

deflacionadas. Con todo, hay acumulaciones dunares de poca envergadura en

ambos lados de este sector, que se han generado con el material erosionado

de la misma zona. Este autoabastecimiento se constata, además, por ser un

tramo con bastantes dunas móviles holocenas, principalmente parabólicas,

generadas por vientos del SE, que se encuentran por encima de la playa fósil.

También se localizan dunas pleistocenas de poca altura y planta generalmente

circular. La dirección de los blow outs, tanto los excavados en el sustrato como

los que se encuentran en incipientes dunas parabólicas, marca también la

difluencia que experimentan, sobre todo los vientos de poniente cuando salen

del pasillo que procede del Clot de Galvany a la zona abierta de la playa.

En la parte más meridional, estribaciones del Carabassí, existen dunas fósiles

pleistocenas y dunas embrionarias que se van escalonando entre 5 y 15 m de

altura. Presentan planta circular, ovalada y parabólica. En el extremo final

existen tres dunas pleistocenas: dos circulares y una transversal.

195

El campo de dunas Altet-Carabassí es el que presenta mayor movilidad de

todos los analizados en las costas valencianas. En el Carabassí la zona de

arena móvil con vientos moderados se ha estimado en 18,38 ha, pero con

vientos fuertes puede alcanzar 33,95 ha, lo que supone casi el 62% de la

superficie del campo dunar. En el campo de l’Altet, por su parte, la zona de

arena potencialmente móvil es de 10,68 ha, que pueden alcanzar hasta 42,9 ha

en situaciones de vientos muy fuertes (es decir el 68% del área de este campo

dunar). Las razones principales de esta movilidad son: la falta de vegetación y

el pisoteo por parte de personas a pie (figura 197) y con vehículos. La falta de

vegetación, a su vez, está motivada por la escasez de las precipitaciones

(menos de 200 mm anuales), la fuerte evaporación y la resistencia de las

calcoarenitas que impiden la penetración de las raíces. La degradación de

estas dunas presenta, por tanto razones naturales, inherentes al propio

espacio, así como de la utilización de ese espacio en una zona tan antropizada.

Fig. 197. Sector del Carabassí en el que se aprecian un exagerado número de senderos que,

obviamente, dificultan el arraigo de la vegetación y facilitan la movilidad de las arenas.

2.7.2.3. Dunas de Guardamar

196

El campo de dunas de Guardamar del Segura es el más extenso de todas las

costas valencianas. Aunque en sentido estricto abarcaría únicamente la playa

del citado municipio, en sentido amplio se iniciaría al norte de La Marina y

terminaría en Torrevieja. La desembocadura del río Segura divide el campo de

dunas en dos tramos claramente diferenciados por su composición

mineralógica, por su altura, por su orientación respecto a la orilla y por la

propia morfología de las dunas (Sanjaume, 1985 a). Cubre una extensión de

aproximadamente 700 ha. Ha presentado un buen grado de conservación,

aunque la presión urbanística de la población de Guardamar y de algunas

urbanizaciones en sus límites internos, están amenazando a estas dunas que

fueron móviles hasta principios del siglo XX. En la parte más interna las dunas

superan con claridad los 20 m, sobre todo en la parte meridional, donde

prácticamente alcanzan los 30 m de altura. La movilidad de las dunas era muy

elevada, ya que se desplazaban a un ritmo de unos 3-8 m/año. Esta movilidad

suponía un peligro para la población. En su avance se transformaban en dunas

de precipitación que llegaron a soterrar una mezquita árabe, muchos campos

de cultivo y amenazaban con precipitarse sobre las primeras casas del pueblo

de Guardamar. Para solucionar este problema en 1906 se realizó una campaña

de fijación del campo de dunas mediante la plantación masiva de pinos (Pinus

pinea, Pinus halepensis) y palmeras (Phoenix dactylifera) (Sanjaume y Pardo,

1992; Seva et al., 1989). Este campo dunar presenta una gran complejidad

derivada de su propia evolución, desde el Pleistoceno Superior hasta la

actualidad. La orientación de las dunas sugiere que han existido distintas

etapas de formación y que, en muchos casos, se superponen unas a otras. Por

otra parte, la mineralogía de las arenas analizadas (Sanjaume, 1985 a) también

corroboraba tales suposiciones.

197

Sector septentrional

Se extiende entre las playas de La Marina y la desembocadura del río Segura.

La restinga pleistocena de la Albufera d’Elx se alarga hasta la parte más

meridional de las Salinas de Pinet. En este tramo hay pocos afloramientos que

conserven morfología dunar, aunque constituyan el basamento de la costa. En

las inmediaciones de La Marina las dunas ya han adquirido entidad y la

anchura del campo dunar se va ampliando, así como el número de

alineaciones dunares, hasta alcanzar su máxima anchura en las inmediaciones

de la desembocadura del río. La morfología de las dunas en el tramo

comprendido entre La Marina y el canal de desembocadura del río se conoce

con detalle gracias al Modelo Digital de Elevaciones del que se dispone (figura

198). Por desgracia, en algunos tramos el MDE no abarca la totalidad del

campo dunar, pero nos orienta sobre la disposición de los distintos cordones

dunares.

En la parte más septentrional se observan tres alineaciones más o menos

paralelas a la orilla, mientras que en las inmediaciones de la desembocadura

del río se pueden seguir hasta siete. Las dunas externas e intermedias pueden

seguirse a lo largo de varios kilómetros de longitud, mientras que las más

internas son mucho más cortas. Las dunas más altas, aunque no superan los

15 m de altura, siempre se localizan en las partes más internas del campo

dunar. Esto es algo común, por lo menos en las costas valencianas, puesto que

las dunas interiores son las más antiguas y ha tenido mucho más tiempo para

recibir aportes procedentes de la playa durante la progradación de la misma. La

progradación costera desde el Pleistoceno se ha constatado en las sucesivas

restingas que han cerrado la Albufera d’Elx (Sanjaume y Gozálvez, 1978).

Las dunas de este sector son transversales (figura 198). Los cordones internos

son los más anchos y en ellos se han generado gran cantidad de calderas de

abrasión por vientos del Este, que han dado lugar a dunas parabólicas

adosadas.

198

Fig. 198. Modelo digital de elevaciones de la parte septentrional del campo de dunas de

Guardamar. La escala la podemos reconocer por la cuadrícula (200 m).

199

En ocasiones los blow outs han adquirido tales dimensiones que las alas de las

parabólicas han quedado aisladas, formando pequeños cordones

perpendiculares a la playa. Sólo en la parte más meridional aparecen

parabólicas generadas por vientos del NE, que será lo más frecuente en el

sector meridional del campo dunar de Guardamar. Entre cordón y cordón

queda una zona de deflación que no es la típica swale, puesto que se ve muy

compartimentada por la excavación de los blow outs. Estas formas erosivas

presentan una enorme variedad de formas: circulares, ovaladas, de platillo,

elongadas, etc. La foredune, que en algunos tramos alcanza alturas superiores

a los 7 m, presenta una gran continuidad. En algunos tramos la playa es muy

ancha y se localizan gran cantidad de embriones de duna tipo piramidal,

generalmente enganchados a restos de calcoarenitas. En los tramos más

anchos se generan, también pequeñas dunas parabólicas móviles que se

ubican entre las embrionarias y la foredune.

Su orientación paralela a la orilla, su escasa altura y su composición

mineralógica, muy parecida a los sedimentos que el río Segura transporta en la

actualidad, sugieren que las dunas de este tramo son holocenas y que no

recubren edificios dunares pleistocenos de gran envergadura (Sanjaume, 1985

a), aunque el basamento sigue siendo la eolianita que se encuentra desde las

inmediaciones de la ciudad de Alacant, como se verá en el apartado siguiente.

Sector meridional

Se extiende entre la desembocadura del río Segura y el canal de las salinas de

La Mata, aunque probablemente siguen, aunque con predominio de dunas

pleistocenas hasta las inmediaciones de Torrevieja. Además, la población de

Guardamar divide este sector meridional en dos tramos. El primero (figura 199)

se extiende entre la desembocadura del río y las casas del centro de

Guardamar. El segundo se inicia al final de las edificaciones y termina en el

canal de las salinas de La Mata. En ambos casos se trata de campos dunares

con un enorme predominio de las dunas parabólicas.

200

Fig. 199. Campo de dunas de Guardamar en su tramo central, entre el río y la población de

Guardamar del Segura.

En el primer tramo las dunas parabólicas son de grandes dimensiones,

generadas por vientos de NE (Figura 199). Los blow outs se alargan en esa

201

misma dirección, dejando sucesivos cordones dunares que, en realidad, son

las alas de las dunas parabólicas (Sanjaume y Pardo, 2011 c). Desde la

desembocadura del río, las dunas más recientes se van colando por los

pasillos de las parabólicas algo más antiguas. El nuevo material aportado se

superpone a las dunas ya formadas, de tal modo que la máxima altura se

alcanza en el centro de la población, donde estas dunas de precipitación

alcanzan los 30 m. La morfología es siempre la misma, aunque el dibujo

superficial se complica ya que antiguos blow outs se rellenan con los aportes

del avance de nuevas dunas parabólicas. La altura, por tanto se va elevando a

medida que los aportes se van superponiendo.

De este modo, las primeras parabólicas presentan alturas entre 2,5 y 5 m, más

hacia el interior pasan a 7 m, y después a 10 m, aunque un gran volumen de

las mismas si sitúa entre 15 y 20 m. Por último, en la parte más interna y más

alejada de la desembocadura (que ha sido la principal fuente de suministro de

estas dunas) se localizan las parabólicas de mayor altura, con casi 30 m. En el

segundo tramo de este sector meridional, inmediatamente al sur de la

población sólo pervive la foredune y algunos embriones de forma piramidal,

pequeñas barjanas y algunas parabólicas.

Fig. 200. Panorámica de las dunas del Moncaio.

Sin embargo, en la zona de las dunas del Moncaio, la playa se ensancha y los

embriones de dunas quedan por detrás de las empalizadas que evitan a los

202

bañistas penetrar en las dunas. Los embriones siguen siendo de los mismos

tipos mencionados anteriormente. Después de la foredune, muy recortada por

calderas de abrasión, las dunas interiores siguen manteniendo el predominio

de las grandes dunas parabólicas con las alas muy alargadas. Los blow outs

son también de enormes proporciones, que por coalescencia llegar a formar

una depresión longitudinal en este sector, lo que no ocurría en tramos más

septentrionales.

Al sur del Moncaio, el campo dunar se ensancha de nuevo (figura 201). Se

alcanzan alturas máximas de unos 17 m, aunque la mayor parte de las dunas

se mantienen entre 5 y 12 m. Como en zonas anteriores predominan las dunas

parabólicas que se superponen y solapan con dunas fósiles pleistocenas. En

este tramo hay también una gran cantidad de formas de erosión con blow outs

antiguos y recientes. La edad de los blow outs podría evaluarse a partir de su

orientación, ya que los actuales se generan preferentemente por vientos del E,

mientras que los antiguos derivan de la acción erosiva de vientos del NE. La

coalescencia de las formas erosivas genera, en muchos casos pasillos de

deflación entre restos dunares. Se mantiene la depresión longitudinal y en la

duna delantera los blow outs se amplían por coalescencia generando una

extensa zona de deflación, salpicada con numerosos embriones de duna de

forma piramidal anclados en afloramientos fósiles. En este sector, también son

frecuentes pequeñas dunas parabólicas móviles.

Las dunas pleistocenas que suponen el basamento de este sector meridional

del campo de dunas de Gardamar presentan una composición mineralógica

similar a la del río Segura. Eso demuestra que la deriva litoral era durante ese

periodo fue hacia el S, mientras que en la actualidad va hacia el N, como

demuestra la composición mineralógica de las arenas de las playas de Santa

Pola, que tienen una clara influencia del Segura. Fuera del campo de

Guardamar propiamente dicho, en la playa del Saladaret o de los Locos (E de

Torrevieja) y en Cala Ferrís existían dunas embrionarias. Por otra parte, en las

203

orillas orientales de las salinas de Torrevieja y La Mata, existen acumulaciones

dunares con materiales limosos, que podrían tipificarse como lunnettes.

Fig. 201. Dunas de Guardamar en su sector más meridional.

204

2.7.3. Dunas fósiles

Las dunas reaccionan rápidamente a los cambios ambientales, sobre todo a las

variaciones en el suministro de materiales y a los cambios del nivel del mar.

Hay una cierta confusión con respecto a la adscripción temporal de las dunas

fósiles aunque, en muchas ocasiones, se basa en distintos sistemas de

datación utilizados. De acuerdo con algunas opiniones, como Fornós, et al.

(2009) entre otros, las dunas se generan en momentos de pulsaciones

negativas del nivel del mar.

Otros autores afirman, por el contrario, que las dunas se generan en

momentos transgresivos (Riquelme y Blazquez, 2001) o de estabilización del

nivel del mar. En este caso se desarrollarían dunas por encima de las

preexistentes, si es que estas son fáciles de erosionar ya que, de este modo,

se produce un nuevo incremento en el suministro para el transporte eólico

(Nordstrom et al., 1990). Si se aplica la lógica, lo que no siempre ocurre en la

naturaleza que es más bien caótica, la regresión marina parece el momento

más adecuado por el mayor suministro arenoso. Algunos autores opinan que

en esos momentos fríos y secos habría menor cantidad de aportes fluviales. Es

obvio, pero este déficit podría ser compensado por la mayor extensión que la

playa seca iría adquiriendo. Además, todos estos sedimentos, que tendrían

menos humedad y no presentarían vegetación, estarían perfectamente

expuestos a la erosión y transporte eólico y se acumularían en forma de duna.

Estas dunas irían progradando a medida que la orilla se fuera alejando.

La asignación a periodos fríos entra en contradicción con la propia cementación

de las eolianitas y con las rizoconcreciones, que implican existencia de

vegetación y que se localizan en muchas dunas fósiles. La génesis de las

eolianitas necesita, además de sedimentos carbonatados, climas semiáridos

con pronunciados contrastes estacionales. Por tanto algunos autores asocian

las dunas fósiles con pulsaciones positivas del nivel del mar, como

consecuencia de climas más cálidos. Hay que señalar, sin embargo, que esta

205

contradicción es sólo aparente, puesto que la génesis de la duna pudo

producirse en episodios fríos mientras que su cementación, que es un proceso

diagenético lento, alcanzaría su máxima efectividad en periodos cálidos y

relativamente secos.

En las costas valencianas hay dunas holocenas que se han formado a lo largo

de la relativa estabilización del nivel marino en los últimos milenios, pero

también es cierto que las dunas actuales, ante una ligera subida del nivel del

mar, están siendo erosionadas y no generan nuevos campos dunares. En otras

ocasiones, durante periodos de relativa estabilización del nivel marino, las

dunas holocenas se han desarrollado por autoabastecimiento a partir de la

erosión de dunas pleistocenas, generadas probablemente durante pulsaciones

negativas del nivel del mar, se superponen a esas dunas fósiles.

Las características sedimentológicas de las arenas de las dunas fósiles del

litoral alicantino confirman el autoabastecimiento de los materiales arenosos.

Mientras que los resultados granulométricos de las arenas descalcificadas de

las dunas fósiles (ya que de lo contrario los recubrimientos carbonatados

alterarían los resultados) no ofrecen cambios significativos respecto a las

dunas holocenas, los cambios en la composición de los minerales densos y

ligeros son notables. Las características granulométricas de las arenas de las

dunas pleistocenas y holocenas son prácticamente idénticos: homométricas,

unimodales, excelentemente clasificadas y con asimetrías positivas. El único

parámetro que suele variar es el calibre medio, que depende en cada caso de

la fuente de alimentación y la intensidad del viento (Sanjaume, 1983; 1985 a).

Respecto a la composición mineralógica, ambos tipos de sedimentos no

deberían presentar cambios si la fuente de suministro sigue siendo la misma,

sin embargo, se observan cambios importantes. Llama la atención que los

granos de dolomita, muy abundantes en las arenas actuales de ese tramo

costero, no es en absoluto representativa de las eolianitas. Quizá se deba a un

proceso diagenético de metasomatismo que ha transformado la dolomita en

206

calcita. Junto con el resto de los elementos carbonatados, esta calcita puede

actuar como cementante durante la transformación de las arenas en

calcoarenitas. Otro cambio significativo es el que se produce con las epidotas.

Su proporción aumenta en los materiales relictos, al mismo ritmo en que

desaparecen anfíboles y piroxenos. Por tanto, puede asumirse que las epidotas

de las arenas fósiles son de neoformación por alteración de los anfíboles y

piroxenos. Si la playa actual se autoabastece de la meteorización de las dunas

fósiles, en ese caso, la proporción de epidota es mayor en la arena de playa

que en las eolianitas, ya que al entrar en un nuevo ciclo sedimentario

experimentarían una nueva alteración (Sanjaume, 1983, 1985a).

Las eolianitas pleistocenas son especialmente abundantes en la costa

alicantina, donde los movimientos de elevación tectónica se han producido

recientemente. En el sector septentrional de las costas de la Comunidad

Valenciana existen menos afloramientos debido al predominio de la

subsidencia. Con todo, se han encontrado dunas pleistocenas (figura 202) en la

restinga de la Albufera de Torreblanca (Castellón), en concreto Torre la Sal

(Segura et al., 1990, 2005). Se han encontrado pequeños retazos en

Benicàssim (Castellón, así como fragmentos sueltos, no in situ, en la restinga

de cantos del Millars). Mayor extensión presenta la calcoarenita localizada en la

parte más interna de la restinga de la antigua albufera de Els Estanys

d´Almenara, también en la provincia de Castellón (Sanjaume, 1985 b). En la

provincia de Valencia, se encuentran nuevos afloramientos de pequeña

entidad como en la restinga de la marjal de Puçol-Alboraia (Segura et al., 1997,

Pardo et al., 1996), así como la Penyeta del Moro del Perellonet (Rosselló,

1979). Las dunas del interior de la antigua restinga de la marjal de Tavernes

(Ruíz y Carmona, 2005) quizá recubren dunas más antiguas, como parece

sugerir su morfología y textura (Sanjaume y Pardo, 2003).

207

Figura 202. Eolianita en la playa de Torre la Sal, situada en el extremo meridional de la restinga

de la albufera de Torreblanca (Castellón)

Hay que llegar hasta Dénia (Alicante) para que reaparezcan las dunas

pleistocenas. Desde aquí son muy abundantes en prácticamente todo el resto

del litoral alicantino. En Xábia, las dunas pleistocenas alcanzan un enorme

desarrollo a lo largo de la restinga que cerraba la antigua albufera, hoy

totalmente desecada. Sobre estas eolianitas se ha labrado un interesante carst

marino en el que aparecen tres zonas claramente definidas, con las

morfologías típicas en cada una de ellas, como se detalla en los trabajos de

Sanjaume, (1979 y 1985 a). Más hacia el sur las dunas pleistocenas reaparece

en forma de dunas escaladoras que se adosan a los salientes de las calas

existentes entre Moraira y Calp como, por ejemplo, Cala Bassetes, Cala

Fustera, etc. (Sanjaume, 1979; Riquelme y Blázquez, 2001; Riquelme, 2005).

Uno de los afloramientos más importantes se halla en los acantilados de la

Serra Gelada (figura 203), donde las dunas fósiles tipo climbing alcanzan más

de 150 m de altura. En ocasiones, presentan potencias que superan los 200 m

208

y su volumen total estimado es de 15.750.000 m3 (Chapapría y Rosselló,

1996).

Fig. 203. Panorámica de las dunas escaladoras (climbing) de la Serra Gelada (entre Altea y

Benidorm, Alicante).

Las dunas más antiguas podrían estar relacionadas con el estadio isotópico 6.

Estas dunas presentan gran envergadura y una fuerte cementación. Las dunas

oolíticas, menos cementadas que las anteriores, por lo que resultan

relativamente fáciles de erosionar por el viento y pueden presentar taffonis, se

corresponden con el estadio isotópico 5. Pero hay discrepancias entre los

distintos autores (ver Rosselló y Fumanal, 1996; y Riquelme y Blazquez, 2001),

por su asignación específica al estadio 5e (muy cálido), o a los interestadiales

5c y 5a, que también son cálidos, pero menos que el 5e. Las dunas más

recientes podrían corresponder al estadio isotópico 3 o al inicio del 2. Muchas

de las dunas fósiles más recientes presentan restos de rizoconcreciones, lo

que atestigua que estas dunas estuvieron fijadas por vegetación.

Las eolianitas reaparecen inmediatamente al sur de la ciudad de Alacant y se

extienden hasta San Pedro del Pinatar. En la zona de l´Altet-Carabassí se

encuentran como basamento de las dunas actuales (Sanjaume, 1985 a). Estas

209

dunas se prolongan por el litoral cuaternario de Santa Pola (Rosselló y Mateu,

1978; Cuerda y Sanjaume, 1978; Sanjaume y Gozálvez, 1978; Gozálvez y

Rosselló, 1978). Al sur del Moncaio se localizan preferentemente bajo dunas

más recientes, aunque afloran en las zonas inmediatas a la playa y/o donde la

erosión eólica las ha descarnado. En la zona de Guardamar se encuentran

preferentemente bajo las dunas holocenas y se mantienen de este modo hasta

aproximadamente el canal de desagüe de las salinas de La Mata. Al sur de

Torrelamata existía un cordón dunar de unos 2 km de longitud que ha

desaparecido por urbanización y/o paseo marítimo. Afortunadamente se han

conservado las dunas que conforman el Parque del Molino del Agua (figura

204). Fue declarado Paraje Natural Municipal el 24 de noviembre de 2006, por

lo que son uno de los pocos afloramientos pleistocenos que han podido

sobrevivir. La zona puede cruzarse mediante pasarelas y hay varios circuitos

para que la gente pueda admirar estas formaciones (Fig. 18).

Fig. 204. Duna fósil del Paraje Natural del Molino del Agua en La Mata (Alicante)

210

En el sector comprendido entre Torrelamata y Torrevieja, la única duna

atribuible al estadio isotópico 8 es la denominada duna Mindel o

“villafranquiense” por Rosselló y Mateu (1981), en la orilla oriental de Cala

Cornuda a +5 m de altura. Algo más recientes son las dunas atribuibles al

estadio isotópico 6 o “dunas Riss” que afloraban en Torrelamata y en las

ondulaciones cercanas a esta localidad, así como en las estratificaciones

visibles en el canal de la salina. El basamento de Cabo Cervera también

pertenece a este periodo (Rosselló y Mateu, 1981). Estas dunas han sido

arrasadas por el oleaje, pero en la plataforma que generan las olas todavía

puede observarse la disposición de los sets dunares. Por encima de esta

formación aparecen restos de una playa fósil con Strombus correspondiente al

estadio isotópico 5e (Tirreniese II). En Cabo Cervera, así como en un

afloramiento que estaba situado entre la playa y la salina, al SW de Torrevieja,

y en la costa inmediatamente al sur del puerto, un nuevo conjunto dunar se

sitúa justo por encima de la playa/rasa eutirreniense (Tirreniense II), recibiendo

la denominación de dunas del Würm I (Rosselló y Mateu, 1981). Estas dunas,

en muchas ocasiones presentan una gran cantidad de restos bioblásticos en su

composición, erosionados de la playa subyacente. La duna Würm II, de grano

mucho más grueso y menor cementación, queda asociada a las playas

neotirrenienses de este tramo, presentando también en muchos casos un

recubrimiento de limos rosados (Rosselló y Mateu, 1981). Estas dunas quizá

podrían asociarse con el estadio isotópico 4. Son muy abundantes en la playa

de La Mata. Los niveles marinos del sector más meridional de la provincia de

Alicante han sido analizados también, más recientemente, por Zazo et al.

(2003).

Las dunas, como se ha visto, son muy abundantes a lo largo de las costas

valencianas. Las holocenas se localizan preferentemente en las inmediaciones

de los grandes ríos alóctonos, mientras que las dunas fósiles pleistocenas se

211

encuentran desde Torreblanca, en la parte septentrional de la provincia de

Castellón y se prolongan hasta el límite con la provincia de Murcia.

Fig. 204. Panorámica de las dunas del Paraje Natural del Molino del Agua, entre La Mata y

Torrevieja.

La relativa escasez en las costas de Castellón y Valencia podría explicarse por

el predominio de zonas subsidentes, mientras que la riqueza de los vestigios

pleistocenos en las costas alicantinas estaría ligada a procesos de emersión.

Es probable que las dunas pleistocenas fueran, incluso, más abundantes que

las holocenas, pero se encuentran sumergidas en el mar o forman el

basamento de muchos campos dunares actuales. Todas las dunas han

experimentado fuerte presión antrópica. Las fósiles han sido utilizadas como

cantera de piedras de sillería desde época romana, para la construcción de

edificios y ornamentaciones, con la denominación de pedra tosca, mientras que

las dunas holocenas han desaparecido principalmente bajo el afán urbanizador

que ha experimentado y sigue experimentando el litoral mediterráneo español.

212

Sólo con nuevas perspectivas del uso social de la costa, los pocos ejemplos de

dunas que todavía persisten, podrán ser conservadas como muestra de lo que

su día fue parte de nuestro patrimonio natural.

3.- DEGRADACIÓN POR CAUSAS ANTRÓPICAS DE LOS SISTEMAS

LITORALES

La acción antrópica sobre la costa viene de muy antiguo. De acuerdo con los

registros arqueológicos, el hombre aparece en nuestro ámbito en el Pleistoceno

Medio. A principios del Pleistoceno Superior las actividades humanas eran

principalmente cazadoras y recolectoras con poco impacto sobre el medio. En

realidad es durante el Holoceno, con las prácticas agrícolas del Neolítico,

cuando comienza la interferencia del hombre en el medio ambiente. Hay un

incremento de la población y, en consecuencia, una mayor necesidad de

cultivar nuevas tierras, pero la deforestación todavía sería escasa. Durante el

Imperio Romano, entramos en el mundo comercial mediterráneo. Esta intensa

colonización rural tiene como consecuencia una intensa deforestación de

nuestros bosques, con lo cual hay un gran aporte de sedimentos, lo que se

traduce, por ejemplo, en una progradación de las llanuras aluviales a y en la

formación de campos de dunas. Los procesos de degradación se aceleraron en

época Islámica y Medieval y alcanzan su máxima efectividad en la época

Moderna y Contemporánea, con el progresivo incremento de la población y la

masiva ocupación de la tierra (Sanjaume et al., 1996). Tanto las llanuras como

las laderas de las montañas se transforman en tierras de cultivo con la

consiguiente desaparición de la vegetación natural. Pero el impacto antrópico

llega a su punto culminante en los dos últimos siglos cuando los cambios

socioeconómicos y los avances tecnológicos permiten la desecación de tierras

pantanosas, la regularización de los ríos mediante la construcción de pantanos,

la construcción de puertos, diques y escolleras y la masiva utilización del

espacio litoral con fines turísticos.

213

La mayor parte de las dunas litorales, especialmente en la costa mediterránea

española, han desaparecido como consecuencia del "boom" turístico y de la

presión urbanizadora que ha azotado nuestro país (figura 205). Las dunas han

sido destruidas para dejar paso a edificios, carreteras, paseos marítimos,

aparcamientos, etc., sin tener en cuenta que las dunas influyen en el equilibrio

dinámico de las playas reteniendo o cediendo sedimentos. Por otra parte, la

disminución del ritmo de entrada de sedimentos en el sistema costero, en

buena parte por la regularización de los ríos, está provocando que la corriente

de deriva litoral movilice un menor volumen de sedimentos. En consecuencia,

las dunas no sólo no pueden crecer, sino que se encuentran en un estado de

equilibrio muy precario. Por tanto, las dunas tampoco pueden contribuir a paliar

el déficit de sedimentos que presenta el sistema sedimentario litoral, por lo que

no es de extrañar que se incrementen los procesos erosivos litorales y, sobre

todo, que se constaten recesiones de cierta envergadura en playas que

anteriormente se habían considerado como estables.

Fig. 205. El campo de dunas de l’Altet (Alicante) queda abruptamente interrumpido por una

urbanización.

214

La alteración o destrucción de los sistemas dunares se puede producir de

manera directa por el desarrollo de actividades humanas sobre las dunas, así

como también de manera indirecta pero, en este caso, tanto por causas

naturales como antrópicas. Entre las causas indirectas naturales podríamos

citar la disminución de aportes sólidos al sistema sedimentario litoral y la subida

del nivel del mar. En los últimos siglos, sin embargo, la incidencia de estos

fenómenos naturales está aumentando por causas puramente antrópicas. La

elevada concentración de asentamientos urbanos e industriales, las facilidades

de transporte y el desarrollo del turismo (figura 206) suponen una enorme

presión para las zonas costeras, que termina con incrementos de la erosión por

causas antrópicas (Nordstrom, 1994). Con todo, poco a poco, la población y las

distintas administraciones van adquiriendo conciencia del alto valor ecológico y

estéticos de las dunas, así como de su papel defensivo ante la posible subida

del nivel del mar y la erosión costera (Psuty y Ofiara, 2002).

Fig. 206. El espectacular desarrollo urbanístico ligado fundamentalmente a usos residenciales y

turísticos ha elevado sustancialmente la presión sobre los espacios costeros.

215

3.1. Cambios en el sistema sedimentario litoral por causas naturales

Las causas naturales que pueden alterar los inputs y outputs en el sistema

litoral son los cambios climáticos. Las variaciones del clima afectan a la

producción y transporte de materiales. En la producción de sedimentos los

cambios de temperatura pueden ser muy importantes ya que determinan la

eficacia de los distintos procesos de meteorización. Del mismo modo, los

cambios en las precipitaciones son importantes en la meteorización y, sobre

todo, son fundamentales para el aumento o disminución de la competencia de

transporte y de las tasas de transporte de sedimentos. Por otra parte, los

cambios climáticos a más largo plazo también determinan las oscilaciones del

nivel del mar que pueden: destruir totalmente dunas existentes, modificarlas

parcialmente, o crear dunas completamente nuevas, al compás de la recesión

o progradación de la playa.

Fig. 207. Foredune erosionada en una de las playas que se tenían como más estables. Playa

d’Oliva.

216

Estos cambios actúan de manera indirecta ya que, según sea la tendencia del

cambio, pueden contribuir a un mayor desarrollo de las dunas o pueden impedir

que el sistema sedimentario presente el excedente de material arenoso

suficiente para mantener o seguir con el desarrollo de los sistemas dunares.

Además, los cambios climáticos pueden también generar un incremento en la

frecuencia de los temporales marinos y, de este modo, de la fuerza erosiva

ejercida por las olas. En estos casos las dunas delanteras pueden ser

erosionadas y, de continuar esta tendencia, también las dunas de alineaciones

más internas podrían experimentar procesos de erosión y ser destruidas (figura

207).

3.1.1. Disminución de aportes sólidos por cambios climáticos

Los cambios climáticos, que son muy complejos, se han producido a lo largo de

toda la historia de la Tierra. Si nos limitamos a los últimos 2,6 Ma el número de

oscilaciones significativas, relacionadas con los cambios de temperaturas

experimentados por el sistema climático terrestre (definidas por las ratios entre

el O16 y O18 identificadas en los sedimentos de los sondeos oceánicos), son

muy numerosas, superando el centenar de estadios isotópicos (Shackleton,

1987; Shackleton y Opdyke, 1976). Las causas de estas fluctuaciones han

estado sometidas a numerosas especulaciones. Hoy en día se acepta que el

principal desencadenante de los cambios climáticos está ligado a factores

astronómicos: excentricidad de la órbita terrestre; oblicuidad del eje de la Tierra

con respecto al plano de la eclíptica; y precesión equinoccial. Los principales

elementos adicionales en la ecuación climática que sirven para atenuar o

amplificar los efectos de las variables astronómicas serían: situación de las

masas continentales (tectónica de placas); actividad tectónica (formación del

relieve); mecanismos de realimentación provocados por la circulación oceánica

y las oscilaciones del nivel del mar: por cambios en la extensión espacial de los

casquetes de hielo y del albedo superficial, o por variaciones en los

217

componentes de la atmósfera, especialmente CO2, metano y cenizas

volcánicas (Lowe y Walker, 1998; Williams, et al., 1998).

3.1.2. Subida del nivel del mar

A lo largo de los tiempos geológicos, el nivel medio del mar ha variado

enormemente, alcanzo niveles de 300 m por encima del nivel actual (Lowe y

Walker, 1988) y 100 m por debajo (Lamb y Sington, 1998). Las causas que

pueden provocar estos cambios son: movimientos corticales de tipo vertical

(isostasia); cambios en el volumen o masa de agua (eustasia); tectónica de

placas, que determina el tamaño y forma de las cuencas oceánicas (Dawson,

1992), su capacidad volumétrica e influye en la temperatura de sus aguas por

geotermia; el comportamiento reológico de la corteza terrestre (que se deforma

según la presión y la temperatura determinando (según Mörner, 1980); cambios

en el geoide; el inestable movimiento rotacional del planeta (excentricidad de la

órbita terrestre, oblicuidad de la eclíptica y precesión equinoccial), así como la

propia dinámica de las cuencas oceánicas (las fluctuaciones en el volumen de

agua, la composición y salinidad del agua oceánica, así como las diferencias

en el intercambio de calor entre el océano y la atmósfera, pueden alterar la

dinámica de la masa de agua, cambiando el movimiento y el modelo de las

corrientes oceánicas).

Durante el último siglo el nivel del mar ha ido subiendo paulatinamente en

latitudes templadas. Los datos de Pirazzoli (1986), utilizando registros de

mareógrafos, sugerían una tendencia positiva en el Mediterráneo occidental de

1,5 mm/año. Los resultados de Pardo (1989), analizando los registros del

mareógrafo de Alicante, mostraban también una tendencia positiva pero de tan

sólo 0,88 mm/año. Los datos de los mareógrafos, sin embargo, no son

totalmente fiables, dado que la red de los mismos no es completa y, sobre todo,

por la ubicación física de los medidores. El lugar donde se instala el

mareógrafo se ve afectado por condiciones locales, regionales o globales

218

(Pirazzoli, 1993), que pueden producir distorsiones en los datos

proporcionados, según se encuentre en una zona costera subsidente o de

emersión (isostática o tectónica). Más recientemente, el IPCC (2007) ha

cuantificado en 1,8 mm/año el ritmo de subida a escala mundial desde 1961

hasta 2003, si bien advierte que si el análisis se ciñe al periodo 1993-2003, la

tasa media de crecimiento mundial sería de 3,1 mm/año. Estos últimos datos

no proceden del análisis de series mareográficas sino de datos globables

adquiridos mediante sistemas de medición laser desde satélite, con lo que su

nivel de fiabilidad es mucho más alto.

3.2. Cambios en el sistema sedimentario litoral por actividades humanas

En la actualidad, no existen cambios climáticos naturales suficientemente

importantes para provocar variaciones sustanciales en la tasa de sedimentos

transportados al mar, o si los hay sus efectos son todavía poco perceptibles.

Sin embargo, hay en el presente --y también en el pasado—acciones humanas

que han cambiado sustancialmente el volumen de entradas de materiales en el

sistema costero.

En algunos casos estas intervenciones han supuesto un incremento de la carga

sólida. Es el caso, por ejemplo, del llamativo desarrollo de algunos deltas

mediterráneos andaluces en los últimos siglos, debido a la deforestación

realizada en las cuencas a causa de la introducción de determinados cultivos

(Senciales y Malvárez, 2002). El aprovechamiento industrial y agrario de los

sedimentos playeros es una práctica relativamente antigua y muy extendida. Se

produce en buena parte de las costas del planeta y muchos investigadores han

señalado el problema que estas extracciones plantean tanto a los sistemas

dunares como a la propia estabilidad de las playas. El caso contrario de lo que

acabamos de exponer lo constituye el aporte artificial de materiales a la playa.

En algunos casos el incremento de carga se produce por vertidos industriales,

como ha ocurrido con las escorias de los Altos Hornos de Sagunto (figura 208),

219

En este caso, el impacto es menos negativo desde el punto de vista de

incrementar la erosión costera, pero puede provocar ciertos cambios

ecológicos al modificar la textura de los sedimentos.

Fig. 208. Perspectiva tomada al sur del puerto de Sagunt en el que se acumulan materiales

arenosos cementados formando microacantilados.

En el caso de los vertidos de escorias la cementación se ha producido debido

al contacto de las escorias procedentes del proceso de transformación

fundición del hierro en los Altos Hornos con el agua. El vertido sistemático de

las escorias al sur del puerto y su arrastre por el transporte longitudinal ha

alterado sustancialmente la morfología y dinámica de las playas situadas al sur

del puerto de Sagunt.

Con todo, en la mayor parte de los casos, las alteraciones antrópicas conducen

a la disminución de aportes sólidos. Frecuentemente, las variaciones en la tasa

de sedimentos se producen por factores tales como: la extracción de áridos de

los ríos, de las propias playas, o la construcción de pantanos, como se ha

mencionado anteriormente. Hasta ahora una de las soluciones ha sido el

vertido artificial de arena a la playa sin acomodarlo al perfil emergido y

sumergido de la misma.

220

Fig. 209. Ejemplo de vertido artificial de arenas con la finalidad de recuperar la playa.

La construcción de obras artificiales dentro de las células sedimentarias

costeras (puertos, diques, espigones, escolleras, etc.) es una medida frecuente

que altera, a escala local, el transporte de sedimentos, generando zonas de

acumulación y de erosión inducidas (figura 210). La antropización de las costas

es un fenómeno mundial (Goudie y Viles, 1997) y en algunos ámbitos la

erosión de las playas está afectando al turismo. La artificialización de la costa

es realmente alarmante en las costas mediterráneas, en donde baterías de

espigones pueden seguirse a lo largo de muchas decenas de kilómetros. En

Italia, por ejemplo, el 35% de los 3.250 km de playa están siendo erosionados

por causas antrópicas (Caputo et al., 1991). Por último, la subida del nivel del

mar actual (relativamente escasa, pero constante) también está relacionada

con la actividad humana, debido al incremento de la temperatura global.

221

Fig. 210. Pequeño espigón transversal a la costa.

3.2.1. Sedimentos que no llegan al mar por extracción en cauces fluviales

El impacto de la extracción de materiales de los cauces es indirecto, puesto

que las repercusiones de esta actividad se manifiestan en una reducción de la

carga sedimentaria potencial que llegaría al mar y, en consecuencia, en un

menor volumen de carga sólida para la deriva litoral. La pérdida de aportes de

los ríos valencianos y sus consecuencias ya se han tratado en otro apartado de

la memoria. Las extracciones han sido muy importantes en muchas playas

mediterráneas españolas desde los años 60, ligadas al crecimiento urbanístico

de las ciudades y a la proliferación de residencias secundarias (figura 211). En

la actualidad esta práctica está totalmente prohibida.

222

Fig. 211. Residencias secundarias en la zona de Calp (Alicante) en la década de los 90. En la

actualidad la urbanización del sector se ha incrementado notablmente.

3.2.2. Regularización de los sistemas fluviales

El impacto de los embalses también es indirecto y su acción es doble: además

de suponer una barrera para los sedimentos fluviales que quedan retenidos en

el vaso del embalse y no llegan al mar, el propio embalse evita las crecidas del

río, tan típicas y recurrentes, en el mundo mediterráneo, con lo cual disminuye

también la capacidad de transporte del río aguas abajo del embalse. Además

de laminar crecidas, los embalses pueden construirse para regular las aguas

para irrigación, para usos urbanos o para aprovechamiento hidroeléctrico. En el

223

Golfo de Valencia, dos tercios de la cuenca vertiente de los ríos se encuentra

totalmente regularizada por la acción de los embalses, algunos de los cuales,

como el embalse d’Elx, se encuentran casi completamente colmatados por

sedimentos (Pardo, 1991), con lo que han perdido la principal finalidad de su

construcción, que era embalsar agua.

3.2.3. Cambios sedimentarios en las propias playas

El aprovechamiento industrial y agrario de los sedimentos playeros es una

práctica relativamente antigua y muy extendida. Se produce en buena parte de

las costas del planeta y muchos investigadores han señalado el problema que

estas extracciones plantean tanto a los sistemas dunares como a la propia

estabilidad de las playas. El tiempo necesario para poder observar las

repercusiones de estas extracciones depende de las tasas de extracción, del

tamaño de la célula litoral en la que se produce la extracción, así como también

de la eficacia de los procesos en ese tramo playero (Sanjaume y Pardo, 2005).

En algunos casos los efectos pueden ser instantáneos y en otros pueden pasar

años antes de que se noten las consecuencias, que suelen traducirse en un

incremento de la erosión playera. Ese sistema de proceso-respuesta inducido

por acción antrópica se ha podido observar en la mayor parte de las costas

mundiales (Carter, 1988; Guilcher y Hallégouët, 1991; Paskoff, 1993; Ricketts y

Andries, 1986).

La utilización de arenas de la playa para uso agrícola en la huerta valenciana,

por ejemplo, se remonta a finales del siglo XVIII (Pardo, 1991). A principios del

siglo XX, en la zona de l'Horta Nord de Valencia se llegaron a extraer hasta 500

carros diarios de arena de la playa (Durán, 1913). En la década de los 30, los

directores del puerto de Valencia señalaban el perjuicio que tales extracciones

(estimadas en 300.000 m3) provocaban en la línea de costa (Vilar, 1934). Esta

actividad siguió siendo muy intensa hasta la década de los 70. La arena tenía

un doble uso: en principio se utilizaba como cama para el ganado y,

224

posteriormente, mezclada con el estiércol producido por los animales se

esparcía como abono natural en los campos de hortalizas (Pardo, 1991). En la

actualidad la comercialización de estos sedimentos, al igual que la de los

materiales extraídos del dragado de los puertos, está totalmente prohibida en

España, lo cual no significa que no se produzcan extracciones ilegales. Con

todo, muchas veces es la propia Administración la que realiza las extracciones

para regenerar artificialmente zonas con problemas de recesión (Sanjaume y

Pardo, 2005).

Fig. 212. Playa de La Vila Joiosa. En estado natural era de cantos y ahora después de la

regeneración es arenosa.

En la actualidad la mayoría de los cambios vienen determinados por las

regeneraciones artificiales de las playas (figura 213). En la mayoría de los

casos estos vertidos no sirven para mucho, puesto que la arena generalmente

es más fina que la original y desaparece de la playa al poco tiempo, erosionada

por la acción del primer temporal importante que se produzca en la zona.

225

Una consecuencia negativa del corto espacio de tiempo de residencia de la

arena aportada artificialmente es que si la arena es demasiado fina se acumula

en la playa sumergida causando importantes problemas a las praderas de

posidonias con lo cual se incrementarían los procesos de erosión, puesto que

las posidonias actúan como elementos de disipación de la energía del oleaje

(Sanjaume y Pardo, 2005).

Fig. 213. Ejemplo de playa con elevada presión turístico-residencial con problemas erosivos.

A veces, los cambios sedimentarios se producen por la limpieza sistemática y

excesiva de las playas. Por ejemplo, los restos de Posidonia oceánica que se

acumulan, transportadas por las olas, en las inmediaciones de la orilla se

eliminan artificialmente sin tener en cuenta que protegen la playa del propio

oleaje y, además que con la eliminación de estos restos se detrae un volumen

considerable de material arenoso del sistema costero (Servera et al., 2000,

226

2007), lo que implica que su retirada artificial favorece la penetración del oleaje

hasta el pie de la duna. Asimismo, las máquinas que limpian las playas de la

suciedad dejada por los usuarios deben trabajar con tambores cuya luz de

malla sea bastante grande para evitar extraer junto con la suciedad la menor

cantidad posible de arena.

3.2.4. Infraestructuras artificiales en el sistema costero

Las alteraciones más importantes las producen los espigones perpendiculares

a la costa, debido a las alteraciones que producen en la dinámica marina,

especialmente porque suponen una barrera a los sedimentos que transporta la

corriente longitudinal. De este modo, los espigones (o cualquier obra

perpendicular a la costa) provocan una acumulación inducida de sedimentos a

un lado del obstáculo y una erosión acelerada al otro lado (figura 214), puesto

que la corriente longitudinal tiene que recuperar la carga sólida perdida, para

mantener su equilibrio dinámico.

Fig. 214. Cullera (Valencia). Desembocadura del río Xúquer. Se aprecia perfectamente la

acumulación inducida por los espigones al Norte y la erosión acelerada al Sur de los mismos.

227

La magnitud de la respuesta está en función de factores tales como:

configuración y orientación de la playa, textura de los sedimentos y orientación

del obstáculo. Por este motivo, son las grandes obras portuarias las que han

provocado las mayores alteraciones, aunque no por ello debe descartarse la

acción que pequeños espigones (figura 215) pueden tener en determinados

sectores playeros (Sanjaume y Pardo, 2005).

Fig. 215. Detalle de la erosión provocada al sur de los espigones de canalización de la

desembocadura del Riu Xúquer..

Para paliar las repercusiones negativas de las infraestructuras artificiales deben

construirse nuevas obras, que trasladan el problema a las zonas inmediatas.

De este modo se consiguen baterías de espigones que se extienden a lo largo

de muchos kilómetros de costa. La estabilidad de un tramo de playa está en

función del equilibrio entre los aportes transportados por las corrientes litorales

228

y los sedimentados por las olas. Cuando se rompe este equilibrio (por

construcción de cualquier obstáculo), la respuesta es inmediata y en pocos

meses o años se nota la disminución de la anchura de la playa.

Fig. 216. Consecuencias de pequeños espigones en la playa de Moncofa

Por ejemplo, en la playa de Moncofa (Castellón) se construyó en 1973 un

espigón de 150 m que provocó una acumulación inducida de 100 m y una

erosión inducida de 200 m (Pardo, 1991), destruyendo campos de cultivo,

algunas casas y patrimonio cultural, como la Torre Vigía del siglo XVI, que en

1956 se encontraba a 175 m de la orilla y que en 1991 quedó sumergida en el

mar (Sanjaume et al., 1996).

Por su parte, los espigones paralelos no producen alteraciones tan

significativas, puesto que dejan pasar los sedimentos, por lo menos al principio.

Pero con el tiempo, la refracción y difracción de las olas provoca una fuerte

sedimentación en la zona de sombra del oleaje, en donde se va generando una

pequeña barra que llega a conectar con la orilla convirtiendo el espigón en un

pequeño tómbolo. A partir de aquí la corriente de deriva se ve también

interrumpida, con lo que el espigón-tómbolo se comporta respecto a la

dinámica marina como si fuera un obstáculo perpendicular a la costa. En

algunos casos tienen que ser dragados para seguir siendo efectivos (Viles y

Spencer, 1995).

229

Fig. 217- Espigón paralelo en la desembocadura de l’Estany Gran.

Finalmente, las defensas longitudinales de escollera son también obras rígidas,

que si bien no alteran la dinámica de las corrientes litorales, sí que modifican

substancialmente el perfil de la playa sumergida. Las olas, cuando chocan

contra la escollera provocan una importante remoción de sedimentos que va

socavando la base de la misma, incrementando la pendiente de la playa

sumergida con lo cual, al disminuir el rozamiento, las olas llegan todavía con

mayor energía a la orilla provocando mayor zapa basal, con el desprendimiento

de los bloques de la escollera y mayor erosión, por lo que a la larga no

proporcionan una protección duradera (Bruun, 1985).

Fig. 218. Defensa de escollera al sur de Borriana.

230

En el cabo Bayou Laforche de Louisiana (Estados Unidos) se construyó en

1986 una defensa de 1,8 km para proteger una zona costera sometida al paso

de huracanes. Al cabo de dos años y tras el paso de dos huracanes ese tramo

había experimentado una erosión muy superior a la de las zonas libres de su

protección (Nakashima y Mossa, 1991). Hay otros muchos ejemplos a escala

mundial (Viles y Spencer, 1995).

3.2.5. Subida del nivel del mar por causas antrópicas

Desde principios de la década de los 80 se ha producido una gran

preocupación por el posible ascenso del nivel del mar provocado por el

recalentamiento atmosférico como consecuencia de la exacerbación del efecto

invernadero, con trabajos tan relevantes como los de Warrick y Farmer (1990)

o Wigley y Raper (1992), entre otros. Si se cumplen las predicciones, la subida

del nivel del mar afectaría a todas las comunidades costeras mundiales

suponiendo problemas para más de 800 millones de habitantes (Houghton,

1997; Viles y Spencer, 1995), ya que una elevación mantenida del nivel del mar

provocaría una intensificación de los procesos erosivos derivados del oleaje y

aumentaría las posibilidades de inundaciones costeras. French et al., (1995)

señalaban que según los distintos modelos utilizados, la temperatura del

planeta a lo largo del siglo XXI podría aumentar entre 1,2º (en las previsiones

más optimistas) y 4,5º (en las más exageradas). Además, la modificación del

balance térmico anual produciría algunos procesos-respuesta que se

realimentarían a sí mismos (incremento de la evaporación, fusión de parte de

hielo existente en la superficie terrestre, menos precipitaciones nivosas y, por

tanto, disminución del albedo, etc.), contribuyendo al aumento de la

temperatura.

Como no se conoce con exactitud el grado de aumento de las temperaturas,

tampoco se puede establecer la correlación exacta con la subida del nivel del

mar. Por ello se utilizan diferentes posibilidades o escenarios basados en el

231

comportamiento de: emisiones de CO2; proporción de CO2 retenido en la

atmósfera; concentración de otros gases con efecto invernadero; sensibilidad

climática; expansión térmica de los océanos y contribución de la fusión del

hielo. Se han realizado multitud de predicciones sobre la magnitud y tasas de la

elevación del nivel del mar, sintetizadas por French et al., (1995). Como los

resultados de los modelos dependen de los parámetros que se introducen,

algunas de las predicciones eran alarmistas, suponiendo una subida del nivel

del mar para 2100 de 367 cm (Hoffman et al., 1986). A finales del siglo pasado,

otro trabajos más conservadores aceptaban una elevación de 50 cm entre 2000

y 2100 (Wigley y Raper, 1993), como escenario más probable, a razón de 5

mm/año de media (Watson et al., 1996). Finalmente, las predicciones

realizadas por el IPCC (2007) para el 2100 indican que las subidas del nivel

medio del mar oscilarían entre 18 y 59 cm, dependiendo de los escenarios

tomados en consideración en los distintos modelos.

Para Carter (1988), las principales causas de los cambios del nivel del mar a

corto plazo son: recalentamiento global; retroceso de los glaciares; cambios en

la circulación oceánica y subsidencia provocada por las extracciones de agua,

petróleo y otros fluidos. Las dos primeras causas se consideran las de mayor

importancia. En estos momentos, la constatada elevación del nivel del mar se

está produciendo principalmente por expansión térmica del agua marina. Con

todo quedan algunas dudas de cómo afecta el ciclo del carbono en las masas

oceánicas y, también, del volumen de aporte que supone la ablación de los

hielos de Groenlandia. El comportamiento de los casquetes de Groenlandia y la

Antártida no está tan claro. En los casquetes relativamente cálidos, como

Groenlandia, el aumento global de la temperatura produciría un ligero

predominio de las pérdidas (ablación), por lo que se daría un descenso en el

balance de masa que contribuiría al aumento del nivel del mar. Por el contrario,

en la Antártida, un incremento de la temperatura supondría un incremento de la

acumulación, por aumento de las precipitaciones nivosas (Oerlemans, 1993). El

232

cambio de la temperatura del agua mar puede, además, alterar el

funcionamiento de las corrientes oceánicas, que supondrán un proceso de

realimentación positiva para alterar el clima a distintas latitudes.

3.3. Alteraciones sobre los sistemas dunares

Las dunas están presentes en la mayor parte de las costas del mundo y a

todas latitudes, incluyendo zonas tropicales como la zona septentrional de

Queensland (Pye, 1983) y las costas árticas (Sanjaume y Tolgensbakk, 2005)

(figura 219), alcanzando, en ocasiones, alturas y envergaduras impresionantes.

Fig. 219. Dunas de Komagvaer en las costas árticas de la península de Varanger (Noruega).

233

En Australia hay dunas de más de 100 m de altura. En el W de Estados

Unidos, las dunas de Coos Bay presentan 72 km de largo y 50 m de altura

(Goudie y Viles, 1997). En Europa, la gran duna de Pilat o Pyla, situada en la

bahía de Arcachón, en la desembocadura del Garona, se extiende sobre una

longitud de más de 5 km y presenta una altura que oscila entre 80 y 107 m. En

España, las dunas del Asperillo (Huelva) alcanzan 113 m de altura. Por su

papel protector de la costa, su mantenimiento y cuidado han empezado a ser

de gran importancia, especialmente en las zonas costeras que están sufriendo

erosión (Sanjaume y Pardo, 1991).

A lo largo del paso de los siglos, la mayor parte de las dunas de Europa y

América del Norte habían sido transformadas en dunas móviles por pastoreo y

deforestación, suponiendo una amenaza para la agricultura y los

asentamientos humanos (Goudie, 2000). Entonces hubo que fijar de nuevo las

dunas deforestadas previamente. En zonas templadas la estabilización de las

dunas se produce con distintas variedades de pinos y plantas resistentes a

elevadas concentraciones de sal en el suelo y al enterramiento en la arena

(Ranwell y Boar, 1986). De hecho, en España los primeros intentos de

estabilización de dunas se realizaron en Doñana en 1737 y tuvieron

continuidad a partir de 1850, empleándose pinos piñoneros (Granados et al.,

1984, 1988). Las dunas de Guardamar (figura 220) fueron fijadas en 1906

mediante la plantación de pinos y eucaliptos para evitar que las dunas

invadieran la población.

En las costas valencianas la escasa o nula apreciación social que las dunas

han tenido a lo largo de la historia (tradicionalmente han sido consideradas

como eriales o espacios improductivos, cuando no directamente insalubres) ha

permitido que muchas zonas dunares fueran literalmente eliminadas. Así, en la

restinga interna situada entre la desembocadura del río Xúquer y la

desembocadura del río Vaca, al sur de Cullera (Valencia), se localizan campos

234

de naranjos que se ubican sobre depósitos dunares subactuales, como han

demostrado los análisis sedimentológicos realizados en la zona.

Fig. 220. Dunas de Guardamar. Fijación artificial de las dunas.

La duna no se aprecia morfológicamente a simple vista, aunque un análisis

detallado de la configuración topográfica de la zona (figura 221) evidencia la

existencia de llamativas sobreelevaciones del terreno, relacionadas con la

antigua morfología dunar (Sanjaume y Pardo, 2003).

235

Sección transversal restinga: segmento Tavernes de la Valldigna- Xeraco

0

1

2

3

4

5

6

0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000

m

m

Fig. 221. Sección transversal perpendicular a la orilla en el que se aprecia una súbita elevación,

que en algunos lugares alcanza casi 6 m sobre el nivel marino, formado por arenas eólicas

actualmente cultivadas.

Las transformaciones agrarias ocuparon no sólo las alineaciones internas sino

incluso, en muchas ocasiones, la propia foredune. En estos casos, dada la

necesidad de proteger los cultivos del viento salobre, de la penetración de las

olas durante los temporales y para evitar la invasión de arena en los campos de

cultivo, se hicieron motas artificiales (figura 222) que jugaban el mismo papel

que las dunas primitivas (Sanjaume y Pardo, 1992).

Fig. 222. Viñas plantadas sobre antiguas áreas dunares en el municipio valenciano de Xeraco.

Para proteger los cultivos del efecto nocivo de la sal y separar el campo de la zona de playa se

mantiene una pequeña mota con cañas.

236

En las últimas décadas, sin embargo, el mayor impacto sobre las distintas

alineaciones dunares ha estado relacionado con las actuaciones urbanísticas.

Son muchos los lugares de la costa mediterránea española en los que

sencillamente se han arrasado las dunas para construir paseos marítimos o

edificaciones de primera línea de playa. Las playas de la comarca valenciana

de la Safor son un claro ejemplo (figura 223), pero podrían citarse muchísimos

más. Esta forma de actuar, introduciendo elementos rígidos dentro de la zona

de intercambio sedimentario, ha provocado fuertes desestabilizaciones de las

playas, lo que se ha convertido en un problema social y económico de primera

magnitud.

Fig. 223. Ejemplo de construcción de un paseo marítimo sobre las alineaciones dunares y los

efectos de la fijación. Fotografía tomada en la playa de Bellreguard (Valencia) en 1991.

Otro impacto particularmente importante en las dunas es el asociado con la

alteración de sus ecosistemas, especialmente el vegetal. La introducción de

plantas exóticas provoca el desplazamiento de los taxones autóctonos y puede

237

llegar a transformar la composición y la fisonomía de las formaciones vegetales

preexistentes. La abusiva expansión del Carpobrotus sobre muchas dunas y

playas arenosas sería un buen ejemplo. En muchas ocasiones los cambios no

son sólo cualitativos (variación de especies), sino también cuantitativos

(densidad de la vegetación). En este sentido es muy llamativo cómo el acceso

indiscriminado de la gente a pie, en bici, a caballo y, sobre todo, la motorizada

(motocicletas, quads y coches) a las dunas puede provocar una reducción

sustancial de la cubierta vegetal. En estas circunstancias se producen cambios

significativos en la dinámica de evolución, facilitando la movilización de mayor

volumen de arena y favoreciendo la génesis y desarrollo de blow outs. Por otra

parte, la permisividad en la utilización de las áreas inmediatas a las dunas

como zonas de aparcamiento provocaría cambios en la vegetación que

tendrían las mismas consecuencias.

En otros casos, las acciones antrópicas pueden fosilizar las dunas, o como

mínimo impedir su normal dinamismo, como ocurre con la vegetación de los

campos de golf. Además de todas las transformaciones mencionadas, hay otra

serie de usos que producen impacto directo sobre las dunas: construcción de

invernaderos; repoblación vegetal; extracción de arena de las propias dunas;

pastoreo de animales domésticos o salvajes (puesto que también destruyen la

vegetación); cañerías, cloacas y otras obras de infraestructura (Ranwell y

Boar, 1986; Goudie y Viles, 1997).

Los sistemas dunares costeros han sido minusvalorados por considerarse

espacios poco útiles. Por este motivo, se contemplaron más como un

problema (su avance podía amenazar espacios considerados más valiosos)

que como un recurso a conservar. Actualmente, sin embargo, se reconoce la

singularidad ecológica de las dunas costeras (lo que les confiere un indudable

interés per se), así como el papel destacado que ejercen en la dinámica y

equilibrio sedimentario de las playas y la protección que suponen ante

temporales o elevación del nivel del mar (Sanjaume y Pardo, 1991 b). Por esta

238

razón las dunas costeras han adquirido, en las últimas décadas, un valor social

indudable que ha quedado plasmado, incluso, en la legislación básica que

regula la gestión de espacios costeros. La contrapartida negativa de este

interés social por las dunas ha sido el sustancial incremento de presión

antrópica que experimentan. Se asiste, pues, a la paradoja de que las dunas

son espacios cada vez más valorados pero que al mismo tiempo están cada

vez en mayor riesgo (Sanjaume y Pardo, 2011).

3.3.1. Ejemplos de destrucción directa

La destrucción directa suele hacerse con maquinaria pesada (para urbanizar,

obras de infraestructura o extracciones de arena, por lo que las dunas pueden

ser destruidas en cuestión de horas, pero la regeneración natural (sin

utilización de maquinaria pesada), al igual que la propia génesis de las dunas,

es extremadamente lenta, si quiere hacerse con un mínimo de garantías de

supervivencia.

La evolución de las alineaciones dunares o de los campos de dunas que han

experimentado procesos de degradación es muy distinta:

En muchos casos la destrucción es irreversible, puesto que han sido

arrasados y se ha construido por encima de las dunas preexistentes, como

ocurrió en el campo de dunas de la Devesa del Saler

En otros casos, las dunas degradadas han experimentado proyectos de

regeneración forzada mediante actuaciones antrópicas (figura 224). La

metodología utilizada para las regeneraciones de los sistemas dunares

arrasados o sumamente degradados es variada. En las dunas de la Devesa

del Saler, la Oficina Técnica Devesa-Albufera ha acumulado una gran

experiencia en sistemas de regeneración. En todo caso, las múltiples

experiencias de restauración están permitiendo disponer de un bagaje de

conocimiento tanto teórico como aplicado orientado a la restauración de los

239

paisajes dunares costeros (Ley et al., 2011; Quintana y Martí, 2011,).

Finalmente, son muy pocos los campos arrasados que han podido

experimentar una regeneración completamente natural después de su

arrasamiento. Esto es lo que ha ocurrido en una pequeña parte de la

Devesa del Saler, la zona de la Punta, que queda entre el campo de golf y

la gola del Perellonet. Esta zona ha sido un laboratorio natural en el que se

ha podido investigar la recuperación y evolución de las dunas en una costa

con tendencias erosivas inducidas por acción antrópica. Los resultados

obtenidos en el análisis y seguimiento de la evolución que han tenido las

dunas de neoformación de este tramo ya han sido expuestos en el apartado

dedicado a las dunas del Saler.

Fig. 224. Dunas regeneradas por la Oficina Técnica Devesa-Albufera en el campo de dunas del

Saler (Valencia).

240

3.3.2. Datos preocupantes

Hasta ahora se tenía claro que muchos de los problemas de tramos costeros

concretos se debían a acciones antrópicas realizadas en las inmediaciones,

como construcción de puertos deportivos, ampliación de puertos comerciales,

construcción de espigones perpendiculares a la orilla de mayor o menor

envergadura, defensas de escollera, paseos marítimos destruyendo dunas,

urbanización incontrolada, etc. Todas estas acciones tienen en común la

alteración del equilibrio del transporte sedimentario en sentido longitudinal o

transversal y, como consecuencia, erosión inducida apreciable a corto o largo

plazo.

Como consecuencia del déficit de sedimentos que llegan al mar, los problemas

generados por erosión inducida se magnifican. En ocasiones las playas se

autoalimentan con materiales erosionados de las pocas dunas que quedan y

que constituyen la mejor protección natural de las mismas. El peligro es que el

autoabastecimiento también tiene fecha de caducidad, si las condiciones

deficitarias no se revierten.

Había que buscar soluciones para el déficit sedimentario y llegaron las

regeneraciones de playas y dunas. Estas últimas se han hecho, normalmente,

con criterios científicos y, después de algunos errores subsanables, las

regeneraciones dunares serán un valioso instrumento para luchar contra la

erosión acelerada. Las regeneraciones de playa son otra cosa. Se hacen

vertidos indiscriminados sin atender ni la pendiente de la playa (tanto emergida,

como sumergida), ni la textura de los sedimentos. En consecuencia, los

tiempos de residencia de las arenas vertidas son muy cortos, menos de dos

años, las zonas de préstamo de arena están prácticamente esquilmados, la

textura de los sedimentos demasiado finos, por lo que desaparecen después

de una serie de temporales de cierta envergadura y pueden acabar por destruir

las pocas praderas o restos de posidonias que quedan.

241

Las posidonias son de gran importancia ya que las olas cuando sienten su

rozamiento empiezan a perder energía y llegan con menor poder erosivo a la

orilla. Si desaparecen, toda la energía de la ola se libera en el momento en que

rompe en la orilla, poniendo en suspensión una gran cantidad de arena que la

deriva litoral, debido a su desequilibrio sedimentario, movilizará de inmediato

aguas abajo sin tener, en la mayoría de los casos, arenas suficientes para

reemplazarlas.

Los vertidos deberían hacerse teniendo en cuenta el perfil de equilibrio de la

playa. Si la erosión ha transformado una playa disipativa en reflectiva, por más

arena que se vierta en tanto no se consiga disminuir la pendiente de la playa al

máximo y no sólo en la parte emergida, sino también en la sumergida, es tirar

dinero y esfuerzo así como recursos arenosos que ya son un bien escaso.

Las regeneraciones, además, deberían hacerse con arenas de calibre mucho

más grueso que el original, puesto que de este modo resistirían mejor la

disipación de energía de las olas y el tiempo medio de residencia de los

sedimentos se incrementaría. El material de vertido debería ser de machaqueo

para conseguir el calibre de grano deseado.

Gracias a los trabajos realizados en el sector meridional del óvalo de Valencia

desde los años 70 hasta la actualidad (Sanjaume, 1974; Sanjaume, 1985,

1988; Pardo, 1991; Sanjaume y Pardo, 2003, 2008, 2011 a, b, c) se han podido

conocer las tasas y tendencias de cambio experimentadas por la costa del

Golfo de Valencia, y cómo estos cambios han afectado a las dunas en sectores

costeros que no presentan acciones antrópicas directas, como es el sector

entre Gandía y Denia, donde se encuentran las dunas de Pego-Oliva

(Valencia).

La evolución de la línea de costa del tramo meridional del óvalo valenciano

entre 1957 y 1990 mostraba un predominio de la acumulación, con una

tendencia positiva de 0,36 m/año. Sin embargo, para el periodo 1990-2006 la

tendencia es negativa (-0,04 m/año, por término medio). Es un cambio muy

242

significativo con respecto a la tendencia anterior y respecto a toda la

acumulación producida en época histórica. La tendencia negativa destacaría

todavía más si no fuera por los numerosos proyectos de regeneraciones

artificiales de playa que se han producido durante los últimos años y que deben

haber enmascarado las pérdidas, impidiendo que la tendencia negativa sea

mucho más marcada. Por otra parte, se constata que debido a las obras de

regeneración mencionadas anteriormente, tramos costeros que debían

presentar claros signos de recesión como, por ejemplo, al sur de obras

portuarias, canalizaciones y espigones, presentan tendencias estables o,

incluso, positivas. Pero, quizá lo más interesante, y también más preocupante,

es que la tendencia negativa más reciente no está asociada a un elemento

puntual o local bien definido (Sanjaume y Pardo, 2008).

Para el estudio de las dunas de Oliva (Valencia) se elaboró un MDE con la

información obtenida de la cartografía digital de 1998 a escala 1:1000. Se

contó, además, con los datos LIDAR del municipio de Oliva de finales de 2004

(resolución = 1m), así como de un levantamiento topográfico, realizado con un

sistema GPS-RTK, a finales de julio del 2007. Después se han comparado los

MDE de distintas fechas. De este estudio se deduce que entre 1998 y 2004 se

ha producido:

una disminución significativa de la cota media del conjunto del sector

un retroceso generalizado del escarpe de la primera alineación dunar (de

hasta 15 m), más importante en unos lugares que en otros

un aumento de la sinuosidad del escarpe

un incremento de la pendiente media del escarpe.

Todo ello sugiere el incremento de la erosión de las dunas y el retroceso del

frente dunar. Entre 2004 y 2007 son también muchos los lugares en los que el

escarpe dunar ha retrocedido, lo que ya no sería achacable al impacto del

temporal de noviembre de 2001 (Sanjaume y Pardo, 2011 c). Este hecho es

243

particularmente interesante si tenemos en cuenta que se produce en una zona

que ha sido históricamente acumulativa (Sanjaume y Pardo, 2008).

La similitud y coherencia entre los resultados obtenidos a partir de fuentes y

metodologías distintas (sedimentología, estudio de la línea de costa y estudio

de las dunas) indican una clara tendencia recesiva en espacios históricamente

progradantes (Sanjaume y Pardo-Pascual, 2008). Otra conclusión, a nuestro

juicio relevante, es la constatación de que incluso las zonas que no han

experimentado, durante las últimas décadas, una antropización directa

presentan en la actualidad una tendencia ligeramente erosiva, como ocurre en

los sectores de Miramar, Piles y Oliva, por el déficit de sedimentos existente en

toda la célula sedimentaria. Por tanto, las dunas pueden verse altamente

degradadas sin tener impactos antrópicos directos en sus inmediaciones. Hay

que pensar, por tanto, que el déficit de sedimentos y la leve subida del nivel del

mar por expansión térmica del agua del mar ya están actuando.

4.- RECOMENDACIONES

En esta memoria se ha intentado reflejar cómo las dunas costeras, uno de los

elementos más importantes en el equilibrio sedimentario de la playa, han ido

sufriendo, directa o indirectamente, intervenciones muy diversas que han

provocado alteraciones, degradaciones y, en muchos casos, su desaparición.

Desde nuestra perspectiva esta es una dinámica inaceptable, que

necesariamente ha de ser modificada, ya que de lo contrario habrá que asumir

que son además nuestras playas las que están en grave riesgo, con el impacto

social, económico y ecológico que ello implica. Por este motivo pensamos que

se deberían plantear al menos tres retos:

El primero, y más ineludible, es proteger lo que todavía existe. No se

trata únicamente de establecer protocolos legales, que también son

necesarios, sino de forzar usos sociales más sostenibles de estos

espacios. Habría que: impedir, por ejemplo, el paso indiscriminado, a pie

244

o de forma motorizada, por los espacios dunares; vigilar el

mantenimiento de los ecosistemas; limitar la penetración de especies

invasoras, etc. Para conseguirlo habrá que utilizar tanto medidas

expeditivas como acciones pedagógicas que ayuden a entender la

necesidad de conservar estos ecosistemas.

El segundo reto es regenerar, siempre que sea posible, las alineaciones

dunares degradadas o destruidas, sobre todo allí donde la dinámica

natural sea más favorable. Los avances logrados durante las últimas

décadas en las técnicas de restauración dunar permiten ser optimistas

respecto al éxito que tienen este tipo de intervenciones. Sería

conveniente, además, que los proyectos futuros de regeneración de

playas incluyeran acciones de recuperación de las dunas, ya que de

este modo se conseguiría una mayor duración del tiempo de residencia

de las arenas en las playas regeneradas.

El tercer reto sería conseguir un sistema de monitoreo unificado en los

parámetros a observar (datos meteorológicos, trampas de sedimentos,

topografías detalladas, etc.), que debería establecerse en red a lo largo

de todas las costas españolas. Con los datos obtenidos se podría

realizar un diagnóstico sobre el estado de las playas y dunas españolas

y, con posterioridad, se verificaría la eficiencia de las medidas que se

hubieran ido adoptando, con lo que en el futuro se podrían priorizar las

distintas actuaciones que ofrecieran mayor grado de solvencia.

Concretando un poco más, las recomendaciones que brindamos a los gestores

para un mejor desarrollo de las actuaciones sobre la costa, evitando las

consecuencias de la erosión directa, serían las siguientes:

Las grandes obras portuarias, que son las que provocan mayor erosión

acelerada al sur de las mismas, en nuestros ámbitos, deberían ser

245

obligados a tener una draga actuando de manera continuada haciendo

un by pass de materiales de la zona en la que se almacenan (la

Malvarrosa, por ejemplo) hasta el otro lado del puerto en la que hay

erosión inducida (Pinedo y El Saler). Algunos ingenieros nos han

reclamado la cantidad exacta de m3 para iniciar el trasvase. Ellos son los

que tienen que hacer los cálculos. Si trasvasan más de lo necesario, las

playas ahora claramente progradantes disminuirían y las erosivas

crecerían demasiado, en cuyo caso habría que trasvasar una menor

cantidad de arena. La experiencia a lo largo de cierto tiempo señalaría la

cantidad de trasvase adecuada para mantener ambas playas en

equilibrio.

Reducir al máximo la construcción de espigones y retirar los que se

puedan ya que su presencia ha sido nefasta.

Obligar que los paseos marítimos se construyan siempre por detrás de

las dunas.

Vallar las dunas y hacer pasarelas para evitar el pisoteo y su erosión.

Si un hubiera demasiada contaminación habría que dragar los pantanos

para recuperar sedimentos aguas abajo de los mismos y que los vasos

de los mismos su utilizaran para aquello por lo que se han construido:

almacenar agua.

La antropización es casi absoluta en nuestras costas. Habría que

impedir la destrucción sistemática del paisaje. Es lamentable ver cómo

están nuestras restingas y las laderas de nuestras montañas.

Evitar la circulación de motos y quads en las playas.

Evitar limpiezas excesivas con maquinaria que además de la suciedad

se lleva arena necesaria en la playa.

246

Evitar transformaciones de la textura de las arenas de playa. Las playas

que no hayan modificado su textura son prácticamente inexistentes. A

veces la modificación es necesaria por erosión inducida de la playa, pero

hay casos en los que se hizo un vertido para transformar playas de

cantos en playas arenosas para tener contentos a los usuarios.

Los vertidos de arena hay que hacerlos teniendo en cuenta el perfil

emergido y sumergido de la playa. El material debería ser de

machaqueo y la textura de mayor calibre que el original para obtener

mayor tiempo de residencia.

Después de los vertidos, o en zonas de erosión inducida, habría que

construir, a poca distancia de la orilla y a poca profundidad, elementos

disipadores de la energía de las olas. Pueden ser permanentes o

temporales. Estos últimos podrían ser transportados allí donde se

necesitaran con mayor urgencia. Deberían tener forma de cuña,

incrementando la altura hacia la orilla, pero quizá una altura de medio

metro sería suficiente si está a la distancia y profundidad adecuada.

247

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