El Cuaternario de la Cuenca Vasco-Cantábrica

El CuatErnario dE la CuEnCa VasCo-CantábriCa 129

IntroduccIón: defInIcIón del cuaternarIo (A. Cearreta)

Actualmente vivimos en la última división de la historia de nuestro planeta, el periodo Cuaternario o los últimos 2.6 Ma, caracterizados por numerosas oscilaciones entre fases glaciares e intervalos intergla-ciares de menor duración. Paralelamente, diferentes especies humanas han evolucionado y migrado rápi-damente durante este intervalo de tiempo. De hecho, el Cuaternario ha sido definido como el puente entre los humanos y la Geología (Pillans y Naish, 2004). A pesar de que la duración del Cuaternario es pequeña (0,02% del tiempo geológico), la extensión geográ-fica de sus depósitos (que cubren la mayor parte del planeta), su espesor (que alcanza cientos de metros) y su localización (en o cerca de la propia superficie terrestre actual) otorgan a este periodo una gran im-portancia geológica y socio-económica (Gibbard et al., 2005).

El inicio del Cuaternario representa dentro de la era Cenozoica la transición hacia un mundo más frío periódicamente cubierto de glaciares. Sin embargo, la parte final del Cuaternario, el piso Holoceno que representa los últimos 11.700 años, ha demostrado ser un ambiente global muy adecuado para el desa-rrollo cultural de la humanidad. Ha permitido la apa-rición y la expansión de la agricultura, las ciudades y las civilizaciones complejas. Recientemente Crutzen y Stoermer (2000) han definido un nuevo piso, deno-minado Antropoceno, que correspondería al intervalo caracterizado por la alteración humana de los ciclos

biogeoquímicos globales, que fue iniciado alrededor del año 1800 CE, tras la invención de la máquina de vapor. Este lapso de tiempo, aún informal dentro de la comunidad geológica, implica que la humanidad se ha convertido en una fuerza geofísica global equi-valente a otras grandes fuerzas de la Naturaleza (Ste-ffen et al., 2011).

descrIpcIón físIca y GeolóGIca de la superfIcIe de la comunIdad autónoma del país Vasco (capV) (A. Aranburu)

El paisaje natural que observamos hoy en día no es más que el resultado de la suma de toda la historia geológica de la CVC y, en particular, del modelado Cuaternario. Los factores principales que condicio-nan el territorio físico de la CAPV son a) el sustra-to rocoso dominado en más del 70% por rocas de naturaleza carbonatada, más o menos arcillosa (Fig. 1), b) la influencia atlántica que provoca una elevada pluviometría, perceptible en mayor o menor medida en todo el territorio, y c) una orografía marcada por las estribaciones pirenaicas y la amplia depresión del Ebro. Estos elementos hacen del territorio vasco, con toda su diversidad interna, un espacio con caracterís-ticas ambientales propias.

La orografía está marcada por las cordilleras montañosas de edad Cretácica, que generan abrup-tos relieves y suelos de escaso desarrollo. Presentan una orientación preferencial en dirección NW-SE, e incremento de altitud desde la costa hacia el inte-rior. Las cumbres superiores a 1.000 m de altitud,

4 El Cuaternario de la Cuenca Vasco-Cantábrica

Varios

130 GEoloGía dE la CuEnCa VasCo-CantábriCa (CVC)

situadas al norte de Vitoria-Gasteiz, marcan la di-visoria de aguas cantábrico-mediterránea. La ver-tiente atlántica presenta fuertes desniveles en cortas distancias y alta pluviosidad, y la erosión hídrica (su-perficial y kársticas) constituye el agente geomorfo-lógico de mayor actividad, por encima de la acción del oleaje sobre la zona de acantilados costeros. La vertiente sur, que afecta principalmente al territorio de Araba, manifiesta rasgos de una mayor influen-cia mediterránea y una morfología menos abrupta, salvo la Sierra de Toloño-Cantabria, con calizas del Cretácico Superior-Terciario basal, que limita por el sur el sinclinal Miranda-Treviño y da paso a la depre-sión del Ebro.

El sistema litoral, caracterizado por costas acantila-das interrumpidas por rías, en ocasiones está bordeada por antiguas plataformas de abrasión marina, hoy ele-vadas. Las costas acantiladas comprenden la desem-

bocadura del río Butrón y la zona que va desde la parte del litoral situada al noreste de Urdaibai hasta Geta-ria. Están formadas por una serie plegada y fallada de edad Cretácica, con escasas playas y estrechos puer-tos naturales. En la zona entre los tramos finales de los ríos Nervión y Oka en Bizkaia, y en la amplia zona de los tramos finales de los ríos Oria, Urumea, Oiart-zun y Bidasoa en Gipuzkoa, se observan relieves más abiertos y contínuos, con desarrollo de meandros en la desembocadura y grandes puertos. En este tramo de costa la orientación general del litoral coincide con la dirección de los sustratos arenisco-lutítico N65ºE, de edad Terciaria, y está condicionada también por la lito-logía de las capas. Cabe destacar, a modo de ejemplo, un hecho geomorfológico localizado del litoral, la Pe-nínsula de Getaria (conocida coloquialmente como “ratón de Getaria”). Debe tal morfología a que la península (cuerpo del ratón) está formada por mega-

figura 1. Cartografía litoestratigráfica de la CAPV (realizada por el EVE).


capas de areniscas amalgamadas en cuerpos de 10-20 m de potencia, y por tanto muy resistentes a la erosión mientras que el istmo (cola del ratón) está constituido por una alternancia de capas delgadas de areniscas y lutitas, mucho más fácilmente erosionables (Fotos 19, 20, 21 Getaria Repsol).

relacIón espacIo-temporal de los dIstIntos tIpos de reGIstro y morfoloGías sIGnIfIcatIVas del cuaternarIo (A. Aranburu)

Los últimos 2,6 Ma de la historia geológica de la CVC se caracterizan por la continuación de la ero-

sión (iniciada durante el Neógeno) del relieve forma-do durante la Orogenia Alpina, condionada por las grandes fluctuaciones climáticas (glaciaciones y pe-rídos interglaciales),y la instauración de los sistemas geológicos que hoy identificamos en el terreno, en un contexto tectónico relativamente tranquilo. La his-toria Cuaternaria, por tanto, queda escrita tanto en el registro sedimentario de los distintos medios sedi-mentarios como en el modelado erosivo.

Aunque el intervalo temporal que representa el Cuaternario sea pequeño, lo que conocemos de él es una parte mínima y fragmentada (Fig. 2). Los se-dimentos, producto de la erosión Plio-Cuaternaria de

figura 2. Cuadro cronoestratigráfico del Cuaternario (Tomado de IUGS, versión 2010). a) Distribución a lo largo del tiempo de los dis-tintos registros cuaternarios de la CAPV. B) Cuadro de detalle del Holoceno con las variaciones de temperatura (Marcott et al. 2013), cambios ambientales y culturales.


los relieves montañosos formados durante la Orogenia Alpina, están depositados, en su mayor parte, en la plataforma-cuenca marina tanto Atlántica como Me-diterránea. Sin embargo, del margen atlántico, sola-mente conocemos los últimos 60 ka de la plataforma marina somera (Martínez-García et al., 2013), mayor-mente por las dificultades que entraña el muestreo de los sedimentos marinos profundos. Los sistemas kárs-ticos, profusamente desarrollados en nuestro entorno, son un importante fichero cuaternario, tanto por sus formas erosivas como por el registro endokárstico, en el que nos podemos remontar hasta el Pleistoce-no Medio o incluso Inferior. Los depósitos glaciares y periglaciares, las tobas y los estuarios holocenos, son también depósitos cuaternarios formados durante dis-cretos intervalos de tiempo.

el karst: por fuera y por dentro (A. Aranburu)

En la CAPV existen más de 5.000 cavidades kárs-ticas catalogadas, con un desarrollo acumulado su-perior a los 600 km y un desnivel total de casi 85 km (XX). No obstante, pese al elevado grado de karstifi-cación de los macizos calizos, interrogantes básicos como la edad y tipología del karst, la espeleogénesis, las condiciones paleoclimáticas de su formación o la tipología de los depósitos endokársticos, quedan aún por resolver.

La caracterización de las formas exokársticas ha puesto de manifiesto, para la vertiente cantábrica, la existencia de tres tipos de modelado: el karst desa-rrollado en las (paleo)rasas, el karst tipo cockpits y el karst de montaña. En cuanto a las paleorasas, plata-formas de abrasión marina elevadas, se distinguen 3 niveles situados a cotas altimétricas distintas: +6/10 m, +25/30 m y +60/70 m. A tenor de las dataciones obtenidas en las cavidades que alberga la paleorasa +60-70 m, el karst es anterior a 350 ka (Jiménez-San-chez et al. 2009, Aranburu et al. 2013a y Aranburu et al. 2013b), indicando una tasa de elevación, para esta rasa, en torno a 0,07 mm/año. Estas estimacio-nes se sitúan en el rango de los resultados obteni-dos en el occidente de la costa cantábrica, cifrando

esta emersión en torno a 1 Ma (Alvarez-Marrón et al. 2008). El karst tipo Cockpit, anterior a la elevación de las paleo-rasas, está localizado en la zona coste-ra y presenta desarrollos a partir de superficies de erosión situadas a cotas 100 m?, 150 m y 300 m. A cotas más elevadas, la morfología exokárstica es de tipo periglaciar (karst de montaña), con desarrollo de abanicos coluviales (pie de monte) y abruptos relieves angulosos. Este último presenta cavidades kársticas subhorizontales de grandes dimensiones por encima de cota 1000 m (Eraña et al, 2010), que poco o nada tienen que ver con el karst más reciente o subactual.

La alineación de las galerías kársticas subhorizon-tales, que fueron formadas en condiciones de presión de agua (cavidades freáticas), en determinadas cotas altimétricas (+25 m, +50-60 m, +100 m, +200 m y +300 m) y no al azar, ponen de manifiesto la relación de éstas con antiguos niveles de base (o río). El relle-no endokárstico de estas galerías subhorizontales es de carácter mixto (detrítico siliciclástico y carbonata-do, espeleotemas) y polifásico, resultado de procesos de relleno y vaciado ocasionados por las variaciones climáticas. Las dataciones de U/Th realizadas en las distintas etapas de formación de espeleotemas (for-madas cuando la cueva estaba en condiciones vado-sas), dentro de una misma cavidad y en numerosas galerías subhorizontales correlacionables a través de los tres tipos de modelado kárstico (por tanto, son cavidades relativamente recientes, posteriores a la emersión de la paleo-rasa +70), ponen de manifiesto la evolución cuaternaria endokárstica que se expone a continuación (Fig. 3):

Pleistoceno Medio (<350 ka – 120 ka)El proceso comienza con un relleno siliciclástico

fluvio-kárstico, de gravas y arenas, anterior a 350 ka, indicando el paso de ríos activos, energéticos a través de ellas, que culmina con una colada (flowstone) que se formó hasta 278 ka. Un vaciado erosivo posterior (en torno a los 210 ka) reexcavó las cuevas dejando una gran cicatriz en los rellenos endokársticos pre-vios (Aranburu et al. 2012). La formación de espe-leotemas (165-120 ka) y/o relleno siliciclástico fino


(infiltración de suelo) sella la cicatriz erosiva, coinci-diendo con la subida, tanto del nivel del mar como de la temperatura ambiental (Grant et al., 2012). Du-rante el máximo Eemiense (125 ka), el nivel del mar tanto en el Mediterráneo como en el Mar Rojo estuvo algunos metros por encima del actual.

Pleistoceno Superior (120-11.5 ka)En los rellenos endokársticos, el final del Eemien-

se (120 ka) está marcado por un hiato o baja tasa de sedimentación que llega hasta casi los últimos 50 ka. Durante todo este periodo, el nivel del mar estuvo por debajo del actual (entre -40 y -100 m, en el Mar Rojo) (Grant et al. 2012). Durante el último periodo glacial (hace 60-19 ka) el nivel del mar llegó a situarse

a -120m, coincidiendo con el máximo glaciar (20 ka). El descenso del nivel del mar en los rellenos kársti-cos se traduce en un incremento de la energía po-tencial, que provoca la incisión de los ríos y la erosión de los sedimentos endokársticos o poca acumulación sedimentaria. Durante este periodo y la deglaciación posterior (hace 19-11.5 ka) las entradas de las cuevas sufren una intensa ocupación humana y/o animal, al-ternando con el goteo y formación de espeleotemas e infiltración de arcillas.

Holoceno (11.5-act)En el Holoceno, incluso desde un poco antes, pre-

domina la formación de coladas flowstone que rápi-damente evolucionan a estalagmitas. Las variaciones

figura 3. Ejemplo de la Cueva Goikoetxe, situada a 50 m sobre el n.m., en un contexto kárstico de tipo cockpits. a) Proyección de la cueva (en amarillo) sobre el abrupto relieve calizo de Atxapunta, con una marcada dirección N-S. b) Planta del sistema de Malloku, en el que se localiza la Cueva Goikoetxe (grupo espeleológico ADES). c) Esquema idealizado del relleno endokárstico de Goikoetxe con las dataciones de los distitnos espeleotemas y c) detalle de la estalgmita Moreno (14ka-actualidad), con las muestra de las fábricas cristalinas.


ambientales y/o hídricas del interior de la cueva infe-ridas a partir del registro petrográfico y geoquímico de las estalagmitas holocenas del entorno atlántico indican cuatro etapas paleoclimáticas que evolucio-nan desde: 11.5-8.5 ka húmedo con eventos de ari-dez; 8.5-6.7 ka, húmedo, constante y con profusa vegetación, 6.7-3 ka, marcado descenso de la tasa de precipitación que en los 3 ka últimos, se alterna con eventos de aridez (Vanghi, 2013).

GlacIarIsmo y perIGlacIarIsmo (E. Serrano y J.M. González Amuchastegui)

En la CVC las formas asociadas al frío son de poca entidad, pues los procesos, tanto durante el Cuater-nario como en la actualidad, han sido atenuados, siendo la nieve el elemento de la criosfera más im-portante en sus montañas y valles.

El glaciarismo Pleistoceno estuvo presente en muy pocas de las cumbres más altas de los Montes Vascos, existiendo un acuerdo sobre su existencia en Aralar (1345 m) y presumiblemente, bajo la influencia ni-val, en Gorbeia (1482 m) (Gómez de Llarena, 1948; Kopp, 1965; Ugarte, 1992; González Amuchastegui, 2000). Fue un glaciarismo constituido por masas de hielo de reducido tamaño, localizadas a cotas muy bajas; estuvo asociado a la intensa innivación y las temperaturas moderadamente frías donde la proximi-dad al mar (56 kms en Gorbeia, 30 kms en Aralar) y el acceso de frentes fríos del N y NW, perpendiculares a la barrera montañosa (de 1300/1400 m de desnivel), posibilitaron la sobreacumulación nival, y unaeleva-da nubosidad estival, lo que favoreció la presencia de glaciares a muy baja altitud en un medio húmedo y templado-frío. Las Líneas de Equilibrio Glaciar (ELA) durante el Cuaternario estarían más condicionadas por la precipitación invernal y de primavera que por la temperatura estival. Si en Gorbeia los circos y ni-chos muestran su adaptación a la sobrealimentación del NW, con circos orientados al E-SE, en Aralar, 30 kms más cerca del mar, los circos se orientan al NE y su ausencia en las cabeceras señala un pequeño domo glaciar con lenguas divergentes capaces de alcanzar cotas muy bajas, como los 600 metros de

Arritzaga. En este macizo se ha observado una fase de expansión y una de equilibrio durante el Pleistoce-no reciente (Rico, 2011), acorde con lo observado en otros macizos cantábricos. Por tanto, estamos ante un glaciarismo, marginal, bajo cumbres muy bajas y desarrollado a favor de condiciones topoclimáticas muy favorables.

El periglaciarismo también tiene una represen-tación morfológica moderada. Los procesos domi-nantes durante las distintas fases del Cuaternario, e incluso en la actualidad, son la gelifracción y la niva-ción. Por ello, no existen grandes formas ni depósi-tos periglaciares (Llopis et al. 1957; González Martín, 1986; Ugarte, 1992; González Amuchastegui, 2000). La nivación está presente, y moderadamente activa todavía hoy, en las zonas somitales de las sierras vas-cas (Aitzgorri, Arantzazu, Aralar, Gorbeia) donde la nieve permanece una parte del invierno. Además, las formas más generalizadas son los derrubios orde-nados asociados a afloramientos calcáreos, más fre-cuentes en la cuenca del Ebro, cuya altitud general y mayor continentalidad posibilitaron formas de mayor desarrollo atribuibles a periodos fríos y secos (Ugarte, 1992, González Amuchastegui, 2000), como son los glacis de las cuencas de Vitoria o Miranda (Latasa, 1992; Soria, 2013) y las laderas regularizadas con depósitos ordenados. Estos son muy frecuentes y a menudo superan la decena de metros de potencia, denotando una larga exposición al frío, que se rela-ciona con el máximo frío Pleistoceno. En la vertiente norte, los canchales y derrubios periglaciares son los más representados (Ugarte et al. 1986, Latasa y Ugar-te, 1990; González Amuchastegui, 2000). Existen a más baja cota, dispersos por la costa, coluviones peri-glaciares que denotan la presencia de procesos fríos. La laxitud de las evidencias periglaciares y la desco-nexión con las huellas en la montaña, impiden por ahora una atribución definitiva, necesitados de una revisión en la costa vasca.

La presencia de formas y procesos asociados a la criosfera desde las cumbres, donde aún perduran procesos atenuados (crioclastia, nivación), hasta la costa, constituyen indicadores de sumo interés. La


presencia de huellas excepcionales, como los restos glaciares y nivoglaciares a muy baja altitud, atesti-guan la presencia de paisajes y ambientes asociados al frío durante el Pleistoceno reciente, y le confieren un singular valor patrimonial.

sIstemas fluVIales y paleoterrazas (M. del Val y M. Arriolabengoa)

Las terrazas fluviales son superficies terrestres que, atrás en el tiempo, fueron cauces y llanuras de inundación de ríos, pero que actualmente han sido abandonados. Estos sedimentos fluviales serán por tanto un archivo geomorfológico excepcional de las características paleoambientales que reinaban en el momento que fueron depositados. Son además, el nexo de unión entre todos los demás ambientes se-dimentarios, desde glaciares a marinos, aportando información que puede completar e integrar la obte-nida en ellos. La disposición espacial de los distintos niveles de terrazas a lo largo de los valles, contienen información relacionada tanto con el levantamiento en relación a la Orogenia Alpina, como la posterior evolución de los valles fluviales en analogía a distintos escenarios climáticos y eventos tectónicos.

Al hacer referencia a las terrazas fluviales del País Vasco, existe una clara diferencia entre los depósitos del margen Cantábrico y del margen Mediterráneo.

Los valles fluviales del margen Cantábrico son es-trechos, relativamente cortos y de carácter incisivo.

Por tanto, son escasos los vestigios de terrazas flu-viales que se encuentran en el paisaje. Actualmente, la paleoterraza más antigua que se conoce se sitúa a 120 metros sobre el cauce, a partir del cual los ríos se han ido encajando a lo largo del cuaternario (Fig.4a), formando los valles fluviales en forma de V que ca-racterizan el paisaje actual .

En el margen Mediterráneo en cambio, los valles presentan una morfología más abierta, derivada del complejo desarrollo del sistema fluvial (Fig. 4b). Los diferentes niveles de terrazas son superficies exten-sas, bien delimitadas y continúas a lo largo del cauce.

plataforma marIna somera (B. Martínez-García)

La evolución paleoambiental de la plataforma Vasca durante los últimos 60 ka (Pleistoceno Supe-rior-Holoceno) se ha reconstruido estudiando varios sondeos sedimentarios obtenidos a lo largo de la mis-ma (de 100 a 500 m de profundidad).

Pleistoceno Superior (hace 60-11.5 ka)El último periodo glacial (60-19 ka) se caracteriza

por el avance de los mantos de hielo que cubrieron el N de Europa, generando un descenso del nivel marino hasta -120m con respecto a la actualidad (e.g. Siddall et al., 2008). En este periodo, la pla-taforma Vasca estaba afectada por aguas más frías que las actuales (Martínez-García, 2012). Durante

figura 4. a) Esquema idealizado de un corte transversal de un valle Cantábrico. b) Esquema idealizado de un corte transversal de un valle del margen Mediterráneo.


la deglaciación (19-11.5 ka), estos mantos sufrieron un deshielo continuado, produciendo una entrada de agua dulce en la plataforma Vasca y un ascenso del nivel marino. Esto generó un aumento de la ener-gía de fondo, provocando erosión en algunas partes de la plataforma. Este cambio hidrodinámico estuvo acompañado por un calentamiento relativo de las aguas, aunque se han identificado algunos eventos más fríos dentro del Pleistoceno Superior, llamados Eventos Heinrich, caracterizados por la entrada de aguas frías procedentes del Atlántico N (Martínez-García, 2012).

Holoceno (hace 11.5 ka-actualidad)El actual periodo interglacial en la plataforma

Vasca se caracteriza por la presencia de aguas más cálidas, así como por el establecimiento de las condi-ciones oceanográficas actuales. Sin embargo, se han identificado algunos eventos más fríos, denominados Eventos de Enfriamiento del Holoceno, definidos por la entrada de agua muy fría procedente del Atlántico N (Martínez-García, 2012).

En el contexto hidrodinámico actual de la pla-taforma Vasca, domina una corriente superficial de orientación O-E (e.g. Ríos et al., 1987), que favorece el depósito del sedimento más grueso en el área oc-cidental y del más fino en el oriental (Jouanneau et al., 2008). Las numerosas zonas de desembocadura fluvial en esta área generan la acumulación de mate-rial continental en el litoral y la plataforma interna, mientras que las corrientes de upwelling producidas a favor de cañones submarinos, provocan el ascenso de aguas del talud más frías y cargadas de nutrientes hasta la plataforma Vasca (e.g. Pascual et al., 2008).

La figura 5 representa un resumen de la evolución paleoceanográfica de la plataforma Vasca durante los últimos 60 ka.

tobas y trabertInos (M.J. González Amuchastegui)

La confluencia en la CVC de una gran extensión de materiales carbonatados (Aranburu, 2010) y la existencia de ambientes bioclimáticos favorecedores

de los procesos de karstificación justifican la pro-fusión que las formaciones tobáceas y travertínicas presentan. Sin embargo, es en el ámbito de transi-ción cantábrico-mediterránea, al sur de la divisoria de aguas y al norte del eje formado por la alineación montañosa Obarenes-Sierra Cantabria que separa los ambientes transicionales de los mediterráneos conti-nentales, donde estos depósitos se encuentran mejor representados.

Los edificios tobáceos se vinculan a dos contextos geomorfológicos diferenciados (Pentecost, 2005); en primer lugar, están los asociados a fuentes y manan-tiales, que ocupan las laderas de los valles y se sitúan en el contacto entre las calizas y las margas. Presentan fuertes desniveles y escaso desarrollo, con formacio-nes simples en las que no es posible distinguir fases de construcción. El segundo tipo son los edificios de fondo de valle, que con diferentes morfologías aso-ciadas (terrazas calcareníticas, edificios de retención, edificios en cascada, tobas lacustres) ocupan amplias extensiones con edificios diferenciados morfoestrati-gráficamente, que permiten establecer diferentes fa-ses de construcción tobácea. Estos últimos son los que con mayor frecuencia aparecen en la CVC, siempre asociados a los afluentes de la margen izquierda del río Ebro, destacando los importantes rellenos tobáceos de los ríos Purón (Fig. 6), Inglares, Baias, Ayuda y Ega.

Las estrictas condiciones ambientales que requie-ren los depósitos tobáceos para su génesis ha hecho que se erijan en auténticos indicadores paleoambien-tales, constituyendo los depósitos correlativos de fa-ses de intensa karstificación asociadas a los momen-tos cálidos y húmedos que se han ido sucediendo a lo largo del Cuaternario. En este sentido y aunque se ha apuntado la presencia de edificios más antiguos, sobre todo en zonas muy próximas de la cuenca alta del Ebro (Llano et al, 1998; González Amuchastegui y Serrano, 2007; 2013) la mayor parte de los depósitos se asocian a tiempos holocenos, en los que el intenso cambio en las condiciones ambientales desde la última fase glaciar propició la génesis de un importante relle-no tobáceo que alcanza en algunos puntos, como el valle del río Purón, los 25 m de potencia. Losritmos de


sedimentación varían a lo largo del Holoceno según van cambiando las condiciones ambientales y locales, de modo que la precipitación se acelera entre el Bo-real y la mitad del periodo Atlántico, en respuesta a la mejoría de las condiciones ambientales. El Subboreal se mantiene como un periodo muy activo de precipi-tación tobácea, lo que contrasta con la dinámica de otros ríos mediterráneos y que podría estar relaciona-do con unas condiciones de influencia atlántica y una expansión tardía de la agricultura.

A partir del Subboreal, se inicia una fase de inci-sión de los edificios tobáceos y el encajamiento de la red fluvial en un proceso extensible al conjunto de los ríos del Alto Ebro. Sus causas parecen estar relacionadas con la intensa ocupación antrópica del territorio; como consecuencia de ello se produjo la desarticulación de los principales sistemas tobáceos, al igual que ocurrió en numerosos parajes del mundo mediterráneo (Goudie et al., 1993; González Martín

y Rubio, 2000). En la actualidad los procesos de preci-pitación tobácea presentan una activa funcionalidad en numerosos valles de la CVC.

morfoloGía costera y estuarIos (A. Cearreta y M. Monge-Ganuzas)

La costa cantábrica oriental muestra áreas monta-ñosas adyacentes al litoral y presenta una morfología mayoritariamente acantilada interrumpida por peque-ñas bahías, playas con complejos dunares y estuarios. Estos acantilados, en franco retroceso, son erosiona-dos constantemente por el oleaje y este proceso da lu-gar a la aparición de extensas plataformas de abrasión intermareal a lo largo de la costa. La disposición de los materiales geológicos controla la morfología coste-ra general: cuando la estratificación es perpendicular a la línea de costa se facilita la formación de bahías, mientras que cuando es paralela la costa adquiere una forma rectilínea (Portero et al., 1991).

figura 5. Evolución paleoceanográfica de la plataforma Vasca durante los últimos 60 ka, modificada de Martínez-García (2012). Mapa batimétrico tomado de Jouanneau et al. (2008). Circulación oceánica actual modificada de Ríos et al. (1987) y Pascual et al. (2008). Va-lores estimados de variación del nivel del mar tomados de Siddall et al. (2008).


Los estuarios son ambientes geológicamente efímeros que presentan una vida media inferior a 10.000 años (Dyer, 1995). Se desarrollaron durante el ascenso marino ocurrido tras el último cambio climá-tico cuando fueron inundadas las costas previas y se ocuparon las desembocaduras de los valles fluviales (Fig. 7). El análisis de numerosos sondeos perforados en los sedimentos estuarinos ha permitido reconstruir la estructura de su depósito sedimentario, su proceso de evolución natural, y la variación del nivel marino durante los últimos 8.500 años.

Los distintos materiales sedimentarios estuarinos han sido organizados en tres grupos:

1) Mientras el nivel del mar se encontraba bajo du-rante la última fase glaciar, la sedimentación es-tuvo representada por gravas fluviales y arenas gruesas sin microfósiles marinos.

2) Conforme tuvo lugar la inundación marina tras el último cambio climático, se depositaron grandes

volúmenes de sedimentos que fueron desplazán-dose tierra adentro. Materiales de origen marino fueron concentrados en la zona estuarina inferior, una alternancia de sedimentos marinos y salobres se acumularon en la zona media de los estuarios, y materiales de origen salobre se depositaron en el estuario superior.

3) Por último, el grupo sedimentario de nivel marino alto se depositó hasta la ocupación humana de las marismas iniciada en el siglo XVIII y representa unas condiciones inter- y supramareales salobres dentro de los estuarios, ya que se ha ido formando en con-diciones de nivel marino estable (Leorri y Cearreta, 2004; Cearreta y Monge-Ganuzas, 2013).

Los cambios del nivel marino relativo durante los últimos 8.500 años en esta costa muestran un as-censo rápido del mar (9-12 mm/año) desde los 8.500 hasta los 7.000 años cal BP, un ascenso relativamen-te lento del nivel marino desde los 7.000 hasta los

figura 6. Ejemplo de edificio tobáceo de fondo de valle del río Purón.


3.000 años cal BP (0,3 y 0,7 mm/año) y una casi-esta-bilización desde entonces (Leorri et al., 2012).

referencIas

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El Cuaternario de la Cuenca Vasco-Cantábrica

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