AVANCES DE LA GEOMORFOLOGÍA EN ESPAÑA 2008_2010

GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL Y DEL CUATERNARIO
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
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AVULSIÓN DEL RÍO SEGRE HACIA EL NOGUERA RIBAGORÇANA A
CAUSA DE LA DINÀMICA DEL ANTICLINAL BALAGUER-BARBASTRO
Balasch, J. Carles
RESUMEN
Se presenta la hipótesis de una avulsión precuaternaria en el curso bajo
del Segre por la actividad diapírica de los yesos Balaguer-Barbastro que
supondría un cambio drástico en la interpretación de los conos de deyección
pliocuaternarios atribuidos anteriormente al río Noguera Ribagorçana, que
pasarían a pertenecer a la confluencia de ambos ríos.
Palabras clave: Avulsión, red hidrográfica Segre, terrazas
ABSTRACT
A fluvial-avulsion process hypothesis has been suggested to explain the
gravel-terraced distribution in the Lower Segre River by the diapiric activity
of gypsum anticline, which implies a new interpretation of the geomorphic
evolution of the Segre drainage network and its alluvial deposits during the
Pliocene and Pleistocene.
Key words: Avulsion, Segre drainage network, terraces
RELACIÓN DEL RÍO SEGRE CON EL ANTICLINAL BALAGUER-BARBASTRO
Los ríos de la vertiente sur de los Pirineos Centrales (Segre, Noguera Pallaresa, Noguera Ribagorçana, Cinca) exhiben una traza hidrográfica de clara
dirección norte-sur y entallan sus desfiladeros por sobreimposición sobre
las estructuras perpendiculares de los mantos de cobertera. Esta dinámica
de incisión se agudiza con la apertura del Ebro al Mediterráneo a finales
Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, España, [email protected]
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del Mioceno, momento en que se inicia el vaciado de la Depresión del Ebro,
endorreica hasta aquel instante. El Segre, en su curso medio, y en relación con los pliegues de los materiales oligocenos de la Depresión Central
Catalana (serie de pliegues NE-SW de Vilanova de l’Aguda-Ivorra), inicia
un desvío hacia el oeste para encontrar al río N. Pallaresa y dirigirse juntos
hacia Balaguer, al sur. Entre Gerb y Balaguer, el Segre atraviesa la estructura pirenaica más meridional, el anticlinal de yesos Balaguer-Barbastro de
orientación preferente W-E y accede de nuevo a la Depresión Central Catalana. Al entrar en la depresión los valles de todos los ríos pirenaicos se amplían, la pendiente longitudinal se suaviza y se despliegan conjuntos de terrazas fluviales paralelas al valle, en ambos márgenes. Así, en la Depresión
Central Catalana se reconocen 5 niveles de terrazas escalonadas del Segre
(S1-S5) y del N. Ribagorçana (NR1-NR5) y otros 3 niveles elevados con traza cartográfica de conos aluviales desparramados desde el desfiladero del
río N. Ribagorçana en Ivars de Noguera hacia el sur (NR6-NR8), conocidos
como niveles culminantes (Alberto et al., 1983; Peña, 1988; Peña y Sancho,
1988). En las cercanías del anticlinal de yesos las terrazas fluviales cuaternarias exhiben diferentes grados de deformación ya destacados desde antiguo (Solé, 1946; Martínez-Peña y Pocoví, 1988; Escuer y Goula, 1992).
También se ha atribuido a la misma estructura tectónica la afectación de
los depósitos cuaternarios situados en zonas más alejadas del interior de
la Depresión Central Catalana, como los sistemas de conos aluviales de los
ríos Corb y Ondara (Calvet, 1980; Gallart et al., 1984).
CRITERIOS PARA CONSIDERAR LA AVULSIÓN DEL SEGRE
Los criterios para formular la hipótesis de la afluencia temporal del Segre al
N. Ribagorçana son de índole cartográfica, topográfica y litológica:
a) Los niveles culminantes del N. Ribagorçana (NR6-NR8) son los depósitos más extensos y voluminosos de la Depresión, con unas dimensiones
desproporcionadas para el área de su cuenca (2.000 km2). El Segre (aun
contando con el N. Pallaresa), en cambio, no tiene un sistema deposicional
que se asemeje, aunque su cuenca es de unos 8.000 km2.
b) Sobre el núcleo del anticlinal de yesos se extiende un conjunto discontinuo de depósitos fluviales con cantos de la zona axial y de los mantos
sudpirenaicos (NPcgl), que se inicia en Gerb y se extiende hasta Ivars de
Noguera, al oeste, cruzando el río Farfanya. Estas gravas y arenas forman
las culminaciones de la Serra Llarga entre 380-450 m, a más de 160 m sobre el cauce del Segre actual y a una altura también superior a la del ápice
del cono de deyección más elevado del N. Ribagorçana (NR-8) situado en
346
Alguaire (380 m). Son de grosor muy variable, escasa cementación y están
fuertemente deformados por los yesos infrayacentes. Forman el testimonio
de una avulsión y afluencia del Segre hacia el N. Ribagorçana de unos 20
km de recorrido (Fig. 1).
Figura 1. Mapa geológico del anticlinal de yesos Balaguer-Barbastro entre los ríos Noguera Ribagorçana y Segre. Las gravas pliocenas están identificadas con la leyenda NPcgl (Fuente: Institut Geològic de Catalunya, 2006)
b) Los valles de los ríos Segre, N. Pallaresa y N. Ribagorçana drenan unos
afloramientos rocosos de naturaleza y extensión similares, debido a que
la disposición estructural pirenaica es perpendicular a la dirección de los
drenajes. Sin embargo, existen algunas diferencias litológicas que pueden
ser utilizadas como trazadores concluyentes de la procedencia del Segre:
los de gneises del Canigó en la cabecera, y las rocas volcánicas del Permotriásico que afloran en una proporción más elevada que en el resto de
valles. Si estos materiales aparecen en los niveles culminantes NR6-NR8 en
la proporción correspondiente, la hipótesis estaría confirmada.
EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA
Tras el periodo de sedimentación endorreica de la cuenca del Ebro, el Plioceno supone una etapa de incisión de la red de drenaje y excavación de
los valles y congostos actuales. Ello explica el escaso testimonio de depósitos de esa edad en la Depresión Central Catalana. Hacia el Plioceno superior la actividad de plegamiento de la zona oriental del anticlinal de yesos
Balaguer-Barbastro debía incrementarse, mientras que la zona occidental
seguiría estable. Así, el Segre se encuentra con una barrera anticlinal que
no puede vencer y es obligado a buscar un rumbo alternativo que se decanta hacia el paso W (N. Ribagorçana en Ivars). Durante esa etapa, el
Segre entregó sus aguas al río N. Ribagorçana, depositando gravas entre
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Gerb e Ivars d’Urgell y construyendo los conos de deyección que constituyen sus depósitos más elevados (niveles culminantes NR6-NR8) a partir
del estrecho de Ivars d’Urgell. Posteriormente, y gracias a una fase de estabilización o de reducción de los movimientos del anticlinal, se produjo un
fenómeno de antecedencia y el río Segre consiguió nuevamente restablecer
su trazado hacia el sur. A partir de ese momento excava el valle actual en
la Depresión Central y edifica el sistema de terrazas que se conserva desde
Balaguer a la confluencia con el río Cinca. La primera de estas nuevas terrazas corresponde al nivel S5 (Pleistoceno medio).
CONCLUSIONES
Diferentes indicios cartográficos, topográficos y litológicos apoyan un giro o
avulsión de 90º hacia el W en el trazado del antiguo valle del Segre, justo
antes de su llegada a Balaguer. Este cambio tendría lugar probablemente
en el Plioceno superior (NPcgl) y la conexión de nuevo hacia el sur, un claro
ejemplo de antecedencia, se restablecería en el Pleistoceno medio (terraza S5). Aunque los criterios cartográficos y topográficos advierten del
fenómeno, serán los hallazgos litológicos los argumentos concluyentes para
demostrar la hipótesis de la avulsión pliocenica del Segre. El hallazgo de
cantos de gneis del alto Segre (Cerdanya francesa) o de un elevado porcentaje de las rocas volcánicas permotriásicas serían las pruebas deseadas
para confirmar la hipótesis.
Agradecimientos: Agradezco las sugerencias de X. Castelltort y
Masich.
J. M.
BIBLIOGRAFÍA
Alberto; F., Gutiérrez, M., Ibáñez, M.J., Machin, J., Meléndez, A., Peña, J.L., Pocoví, A. y Rodríguez, J. (1983): El piedemonte pliocuaternario en el
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Escuer, J. y Goula, X. (1992): Deformaciones cuaternarias asociadas al anticlinal de Barbastro-Balaguer. Implicaciones Sismotectónicas. Actas III
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Solé, L. (1946): Problemas morfológicos del llano de Lérida. Ilerda, 4(6), 7-22.
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LOESS PERIDESÉRTICOS EN LA CUBETA DE MÓRA D’EBRE
(DEPRESIÓN PRELITORAL CATALANA, NE ESPAÑA)
Balasch, J. Carles1, Herrero, Carmen2, Castelltort, Xavier1 y Boixadera, Jaume2
RESUMEN
En la cubeta de Móra d’Ebre y alrededores se encuentran unas formaciones
de limos muy arenosos, de entre 3 y 15 m de potencia, que recubren los
relieves preexistentes. Corresponderían a loess transportados en épocas
recientes desde el margen S de la cuenca del Ebro y atrapados por una barrera topográfica (Sistema Mediterráneo Catalán).
Palabras clave: limos y arenas eólicos, SE cuenca del Ebro
ABSTRACT
Móra d’Ebre intramontane depression shows widespread surface outcrops
of very sandy silts (between 3-15 m of thickness) which cover pre-existing
landscapes. This loess might be transported from the neighbouring Ebro
basin and trapped by a topographic barrier (the Catalan Mediterranean System) during the early Holocene.
Key words: aeolian silts and sands, Southeastern Ebro Basin
INTRODUCCIÓN
Los conocimientos sobre depósitos de limos eólicos de la Península Ibérica,
considerados como loess en la literatura geomorfológica, son además de
1
Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, Lleida, España, [email protected]; [email protected]
2
Secció d’Avaluació de Recursos Agraris, DAR, Generalitat de Catalunya, Lleida, España, [email protected]; [email protected]
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escasos muy incompletos. De hecho, en una reciente compilación cartográfica de loess a escala europea (Haase et al., 2007) no aparece señalado
ningún depósito de este tipo en el territorio peninsular y a ello puede haber
ayudado el que se haya relacionado tradicionalmente estos depósitos con la
actividad glacial cuaternaria (Pye, 1995). A pesar de esta laguna, algunos
autores (Torras y Riba, 1968; Mensúa y Ibáñez, 1975, Van Zuidam, 1976;
Gutiérrez et al., 2002) han mencionado formas y depósitos de limos en el NE
español, en el marco de la cuenca del Ebro, a los que han atribuido un claro
origen eólico. Modernamente, Iriondo y Kröhling (2004) describen diferentes perfiles de loess de naturaleza yesífera a lo largo del eje del Ebro, dos
de ellos correspondientes al margen de la cuenca (Batea y Gandesa), que
datan en la primera parte del Holoceno (entre 12.000 y 7.000 años A.P.) y
los relacionan con los vientos dominantes procedentes del W. A pesar de lo
anterior, no se conocen trabajos que describan estas acumulaciones, más al
E, en la cubeta de Móra d’Ebre y áreas adyacentes, donde forman un tapiz
muy extendido y su descripción constituye el objetivo de este trabajo.
ÁREA DE ESTUDIO
La zona estudiada ha sido cartografiada desde hace más de dos décadas
dentro del Mapa de Suelos de Catalunya (DARP, 1987; Margarit y Monner,
1996), para facilitar la introducción de nuevos regadíos. Corresponde al curso bajo del río Ebro cuando éste penetra y cruza las estructuras alineadas
NE-SW del Sistema Mediterráneo Catalán, en su camino para salir al Mediterráneo (comarcas de la Ribera d’Ebre, Baix Ebre y Terra Alta). Las formaciones superficiales analizadas se disponen entre los 20 y 500 m.s.n.m.,
a ambos márgenes del valle de Ebro en la Depresión Prelitoral Catalana
(sector de la cubeta neógena de Móra d’Ebre) y en la zonas montañosas
que la rodean: al oeste, la zona de contacto entre la Cordillera Prelitoral y
la cuenca del Ebro (sector Gandesa-Corbera) y, al este, el enlace entre la
Cordillera Litoral y la cubeta de Móra (sector Sierra de Llabería-Tivissa).
METODOLOGÍA
Se han analizado 24 muestras tomadas de calicatas abiertas en las formaciones limosas superficiales distribuidas sobre ambas vertientes de la
cubeta de Móra y en el valle de Corbera. En cada una de ellas se ha determinado la granulometría del material y los contenidos de carbonatos, yeso
y materia orgánica. El análisis granulométrico cuantitativo (en % peso) se
ha realizado utilizando tamices de separación de diámetros USDA estándar
para las arenas y con el método de la pipeta para las fracciones más finas
350
(limos y arcillas). El contenido de carbonatos se ha determinado con el calcímetro de Bernard y el yeso por precipitado de sulfato de bario.
DESCRIPCIÓN DE LAS FORMACIONES
Se trata de niveles muy homogéneos de limos arenosos de color ocre claro (llamados localmente panal) sin estructuras sedimentarias, muy porosos y
con baja cohesión. Raramente presentan restos de caracoles. Recubren gran
parte de las superficies (plataformas terciarias, terrazas cuaternarias, laderas
y fondos de valle) con espesores que oscilan entre 3 y 5 m, pero que pueden
alcanzar los 15 m. La fracción granulométrica modal (45%) es la de las arenas
muy finas (50-100 µm) seguida (20-30%) por los limos gruesos (2-50 µm),
limos finos (15%) y arcillas (12%). Se aprecian contenidos elevados de carbonato cálcico (32-46% en peso) y la materia orgánica (0,14-1,84%) disminuye
en profundidad. No hay yesos y el contenido de cloruros es nulo. Presentan
suelos jóvenes (entisoles), pero en algunos casos es visible cierta edafización
con nódulos, rizoconcreciones y muñecas del loess (inceptisoles).
RELACIÓN DE LOS DEPÓSITOS CON EL MEDIO DEPOSICIONAL
Aparentemente, la potencia de las acumulaciones se distribuye acorde con
la presencia de obstáculos orográficos transversales en el camino de los
vientos regionales predominantes del W y NW. Así se pueden diferenciar
tres áreas deposicionales diferentes en función de su situación, proximidad
y relación con las unidades morfoestructurales:
a) en el margen meridional de la Depresión del Ebro y rellenando el fondo
de los valles alineados N-S y abiertos a barlovento (valles del río Algars y
de Batea) afloran las acumulaciones más potentes
b) en un estrecho surco de dirección NE-SW (perpendicular a la dirección
del viento), excavado por el río Sec, justo en el límite de la Depresión del
Ebro con los relieves de las sierra de Pàndols y de Cavalls, que pertenecen
a la Cordillera Prelitoral Catalana, se extienden importantes depósitos de
fondo de valle entre Corbera y Gandesa con gruesos de entre 4 y 8 m
c) en la amplia Cubeta de Móra d’Ebre, continuación de la Depresión Prelitoral Catalana, se encuentran recubrimientos de limos en posiciones geomorfógicas diversas (terrazas fluviales, plataformas terciarias, laderas y fondos
de valle) a altitudes de 20 a 300 m, con potencias variables en general entre
3-5 m, pero que aumentan su potencia en el sector encarado a barlovento,
al pie de los relieves de las sierras de Llabería y Tivissa (Cordillera Litoral
Catalana), donde los conjuntos acumulados pueden alcanzar los 12-15 m.
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CONCLUSIONES
La disposición espacial de los depósitos, las características texturales relativamente gruesas en el contexto del loess, la composición carbonatada
de estas formaciones superficiales, así como su modernidad, apuntarían a
una procedencia relativamente próxima del material (menos de 100 km),
relacionada posiblemente con el margen derecho del valle del Ebro, entre
la llanura aluvial principal y los valles de los ríos Algars y Matarranya. Estos
sedimentos habrían sido trasladados por un campo de vientos muy parecido al del viento que fluye actualmente por el valle del Ebro (Cierzo), en
unas condiciones de aridez superiores a las actuales y atrapados por unas
estructuras topográficas dispuestas transversalmente con la ayuda de una
vegetación esteparia. Una cartografía más detallada de las potencias y extensión de los depósitos, así como el análisis de un conjunto más extenso
de afloramientos mejorarán el conocimiento actual sobre estos depósitos
peridesérticos del NE peninsular y contribuirán a comprender la evolución
de la intensidad de la aridez en el Holoceno.
Agradecimientos: Gustau Carrillo y equipo Vertex Consultoría Agro-forestal,
SL, Montse Antúnez y Àlex Biosca (UdL) y a J.A. Capdevila.
BIBLIOGRAFÍA
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Haase, D. Fink, J., Haase, G., Ruske, R., Pécsi, M., Richter, H., Altermann, M. y Jäger, K.D. (2007) Loess in Europe –its spatial distribution based
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(ed.): Miscelánea homenaje a Emiliano Aguirre. Zona Arqueológica 4(1), 44-50.
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Van Zuidam, A. (1976): Morphological development of the Zaragoza region. PhD Thesis. ITC Ensquede, 212 p.
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GEOMORFOLOGÍA DE UNA SIMA: TORCA TEYERA
(PICOS DE EUROPA, NO ESPAÑA)
Ballesteros Posada, Daniel1, Jiménez-Sánchez, Montserrat1,
García-Sansegundo, Joaquín1, Giralt, Santiago2
RESUMEN
El macizo de los Picos de Europa presenta cavidades verticales de más de
500 m de profundidad como Torca Teyera, con 738 m de profundidad y 4
km de desarrollo. Su estudio geomorfológico se ha abordado con una metodología multidisciplinar que incluye mapas geomorfológicos, un estudio estructural y modelización 3D. Su génesis está condicionada por el descenso
del nivel de base, el diaclasado y la estratificación.
Palabras clave: Karst, sima, Mapa geomorfológico, control estructural.
ABSTRACT
Picos de Europa Massif shows a spectacular development of vertical caves
deeper than 500 m, such as Torca Teyera, 738 m deep and 4 km of development. The geomorphological research of this cave has been made by
using an interdisciplinary approach that includes geomorphological maps,
structural study and 3D modeling. Its genesis is conditioned by the drop in
the position of the base-level, the joints and the stratification.
Key words: Karst, pit, geomorphologic map, structural control.
1
Departamento de Geología, Universidad de Oviedo, España, [email protected]
2
Instituto de las Ciencias de la Tierra Jaume Almera (CSIC), Barcelona, España.
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INTRODUCCIÓN
Los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica, NO de España) son actualmente un referente internacional en espeleología al albergar 14 de las 90 simas
(cavidades verticales) más profundas del mundo, 12 de las cuales superan
el kilómetro de profundidad. Su conocimiento geomorfológico está reducido
prácticamente al trabajo exploratorio de los espeleólogos. Los Picos de Europa se caracterizan por un abrupto relieve con cumbres que superan los 2.500
m. El macizo está formado principalmente por calizas carboníferas afectadas
por cabalgamientos (ver Merino-Tomé et al. 2009). Desde el punto de vista
geomorfológico, existe una red fluvial fuertemente encajada que genera desniveles de hasta 2.000 m, siendo especialmente característico de la zona el
modelado glaciar y kárstico (ver Smart, 1986 y Moreno et al. 2009).
Torca Teyera es una sima con 4 km de desarrollo y 738 m de profundidad
situada en el Norte de los Picos de Europa. La sima ha sido explorada por la
Sociètè Suisse de Spèlèo y otros grupos. Durante las exploraciones Borreguero (1986) realizó una primera aproximación al Karst de la zona.
El objetivo del presente trabajo es presentar la metodología de trabajo desarrollada en el estudio de esta sima y establecer tanto sus rasgos geomorfológicos como los factores que controlan su desarrollo.
METODOLOGÍA DE TRABAJO
Se ha desarrollado una metodología de trabajo multidisciplinar que incluye:
(1) levantamiento topográfico de la cavidad a escala 1:500 y construcción
de un modelo 3D, (2) análisis de las orientaciones e inclinaciones de las
galerías en proyección estereográfica, (3) elaboración de un mapa geomorfológico de la cavidad a escala 1:500 con base en Jiménez-Sánchez et al.
(2006), (4) realización de los mapas geológico, de fracturas y geomorfológico de superficie a escala 1:5.000, (5) toma de datos estructurales (sima
y superficie) y (6) definición de las familias de discontinuidades mediante
proyección estereográfica.
GEOMORFOLOGÍA
La figura 1 muestra el mapa geomorfológico del entorno de Torca Teyera,
donde se observan dolinas alineadas en dirección NE-SO y NO-SE de 5-100
m de diámetro y un valle seco de orientación NO-SE cuyo límite septentrional es visible en la figura 1. Los depósitos son principalmente canchales, till
y derrubios de ladera.
La cueva está formada por 3 niveles de galerías interceptados por 7 si354
Figura 1. Localización mapa geomorfológico del entorno de Torca Teyera
mas. La figura 2 muestra el modelo 3D de la sima y un extracto del mapa
geomorfológico de la cavidad. Las simas están constituidas por sucesiones
de pozos donde destacan las formas de erosión y algunos depósitos. El nivel
superior es una galería colgada de 50 m de longitud y situada a 1.260 m,
donde predominan los espeleotemas.
El nivel intermedio lo forma una red de 2,7 km de galerías tipo branchwork
con forma de cañón, situadas a 900-750 m de altitud que se inclinan entre 0
y 20o hacia el NE-N-NO. En este nivel destacan las formas de erosión freáticas y algunos depósitos. El nivel inferior lo constituye una galería de 100
m situada a 615 m de altitud (18 m sobre la zona saturada) y por la cual
discurre un río encajado. En ella se reconocen formas de erosión y depósitos gravitacionales y fluviales.
El análisis de las direcciones e inclinaciones preferentes de las galerías permite identificar 4 grupos: (I) subverticales, (II) 350o/20o, (III) 20o al NNEENE y (IV) 125o/0o. El primero se corresponde con los pozos y está controlado por las diaclasas subverticales. Los grupos II y III están influenciados
por las diaclasas y el IV sigue el rumbo de la estratificación.
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
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Figura 2. (a) Modelo 3D de Torca Teyera, (b) extracto mapa geomorfológico de la cueva y su leyenda, (c) fotografía del apartado b)
CONCLUSIONES
La combinación de técnicas espeleológicas con cartografía geomorfológica
y estudios de geología estructural permite establecer una metodología de
trabajo multidisciplinar útil para caracterizar la geomorfología de cavidades.
A partir de esta metodología, se establece que Torca Teyera es una cueva
multi-nivel, asociada al descenso del nivel de base, y controlada por el diaclasado y, en menor medida, por la estratificación.
Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiado por los proyectos CN-06177, CAVECAL CGL2006-13327-C04/CLI y CONSOLIDER CSD2007-00067.
Los autores agradecen la ayuda prestada por la Asociación D. GEMA, G.E.
Polifemo, Juan Bahamonde, Luis Pedro Fernández, Elisa Villa, Óscar Merino
y Gemma Sendra.
BIBLIOGRAFÍA
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Merino-Tomé, O.A., Bahamonde, J.R., Colmenero, J.R., Heredia, N., Farias, P., Villa, E. (2009): Emplacement of the Cuera and Picos de Europa
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356
ESTUDIO GEOMORFOLÓGICO DEL VOLCÁN LA CORNUDILLA.
REGIÓN VOLCÁNICA DEL CAMPO DE CALATRAVA (ESPAÑA)
Becerra Ramírez, Rafael1
RESUMEN
Son muchas las formas volcánicas presentes en el Campo de Calatrava.
Destacan sobre todo las morfologías resultantes de eventos efusivos en los
que las fuentes de lava y los depósitos de spatter jugaron un papel importante a la hora de construir los diferentes edificios volcánicos. En este trabajo se presenta uno de los mejores ejemplos de construcciones volcánicas
resultantes de estas dinámicas y estos depósitos en la región volcánica de
Calatrava: volcán La Cornudilla.
Palabras clave: Región Volcánica del Campo de Calatrava, geomorfología
volcánica, depósitos de spatter, fuente de lava.
ABSTRACT
There are many volcanic forms described in Campo de Calatrava. Stand out
especially landforms resultant of effusive events in which, fountains of lava
and spatter deposits played an important role at the moment of constructing the different volcanic forms. In this work, we present one of the best
examples of volcanic constructions proved of these dynamics and these
deposits at Calatrava volcanic region: La Cornudilla volcano.
Key words: Campo de Calatrava Volcanic Region, volcanic geomorphology,
spatter deposits, lava fountain.
1
Grupo de Investigación GeoVol. Dpto. Geografía y Ordenación del Territorio. Universidad de Castilla-La Mancha. España. [email protected]
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
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357
INTRODUCCIÓN Y ÁREA DE ESTUDIO
El área de estudio donde se localiza este volcán se encuentra en el sector suroriental de la región volcánica: Sierra de Valenzuela-Granátula de Calatrava.
Se trata de una alineación serrana paleozoica labrada sobre cuarcitas armoricanas, areniscas y pizarras, intensamente fracturadas y con una altitud máxima de 865 msnm (Volcán Cuevas Negras). Sobre la misma, se han construido
diferentes edificios volcánicos desarrollados tras erupciones de tipo efusivo y
explosivo (estrombolianas e hidromagmáticas) como los volcanes de la Herradura, Cerro Gordo, Cuevas Negras, La Sima, La Cornudilla y Cerrillos del Sapo,
o los maares de Barondillo y La Nava, según González (1996).
El objetivo del presente trabajo es caracterizar geomorfológicamente el volcán La Cornudilla, como ejemplo de construcción volcánica originada tras una
erupción efusiva en la que jugaron un papel importante la emisión de fuentes
de lava y depósitos de spatter (Becerra, 2007). Se ha utilizado para ello, la
metodología propia de los estudios de geomorfología volcánica: revisión de
trabajos previos, utilización de ortoimágenes espaciales, SIG’s y trabajos de
campo para la descripción de los depósitos y la morfología resultante.
Figura 1. Izquierda: Esquema geomorfológico de La Cornudella y entorno. Derecha: esquema de la distribución en planta y perfil de los depósitos volcánicos identificados en La Cornudella
CARACTERIZACIÓN DEL EDIFICIO VOLCÁNICO
Este volcán se levanta en el centro de la alineación serrana paleozoica en el
cruce de dos líneas de fracturación de dirección E-W y N-S, según González
(1996). Se trata de un edificio constituido por un cono de escorias hetero358
métricas que alcanza una altura de 61 m, un diámetro basal medio de 290
m y una pendiente de 14º (Becerra, 2007). La tipología morfológica, según
la clasificación establecida por Dóniz (2009) para volcanes basálticos, responde a la de volcanes abiertos en herradura. El cono y cráter, están abiertos hacia el SW. A través de esta apertura del edificio se emitió una colada
final que conserva su morfología original. Existe un pequeño edificio volcánico (Cerro Negro) al SE de La Cornudilla formado por spatter, vinculados
entre sí cronológicamente (Fig. 1).
Los depósitos volcánicos del cono
Los procesos eruptivos que construyeron el volcán La Cornudilla fueron básicamente de dos tipos: efusivos y explosivos (estrombolianos), con fases
intermedias, según indican algunos de los depósitos estudiados. Destacan
los piroclastos de caída no aglutinados, que forman el cono, y depósitos de
spatter (escorias aglutinadas) que forman el borde del cráter, según muestra el esquema de la figura 1.
Los materiales que constituyen el cono volcánico son principalmente piroclastos de tipo lapilli (<5 cm), escorias vesiculares (5-10 cm), jirones, plastrones, bombas (10-30 cm). Son depósitos de caída fruto de una erupción
de baja explosividad (estromboliana y puntualmente estrombo-efusiva).
Además, existen derrames lávicos interestratificados, fruto de pulsos de
menor explosividad. Estos materiales corresponderían a una primera fase
eruptiva (explosiva) en la que se construye el cono volcánico.
La parte culminante del volcán –borde del cráter– está formada por escorias
aglutinadas y soldadas fuertemente entre sí (spatter) asociadas a erupciones hawaianas, con magmas fluidos, bajo contenido en gas y altas temperaturas (Romero et al., 2006). En éstas, se generan importantes fuentes de
lava con piroclastos de gran plasticidad que, durante su deposición, se sueldan unos a otros por procesos de compactación, aglutinación y coalescencia
(Sumner et al., 2005). En La Cornudilla, estos depósitos están compuestos
por jirones, plastrones, escorias aglutinadas, lapilli muy soldados entre sí
y derrames lávicos –lavas clastogénicas–, materiales propios de fuentes de
lava, según Head y Wilson (1989).
Las coladas de lava
Las erupciones determinaron la emisión de importantes coladas de lava
muy fluidas que se encauzaron por los valles pre-existentes, rellenándolos y
modificando sustancialmente su morfología. Debemos destacar la existencia de una larga colada de unos 3 km de longitud, encauzada por un valle
hacia el S en forma de abanico y deteniéndose a escasos metros del río
Jabalón. Se relaciona con la fase eruptiva estrombo-efusiva. También desAvances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
359
tacamos una colada emitida desde la apertura SW del edificio volcánico que
recorre unos 480 m bifurcándose en dos brazos, alimentada por el desbordamiento de un pequeño lago de lava intracratérico derivado de una última
emisión efusiva, que construyó además el borde del cráter (spatter). Ambas
coladas presentan una morfología superficial de tipo pahoe-hoe (cordadas y
drapeadas), aún conservada en el caso de la última colada.
CONCLUSIONES DEL ESTUDIO
La existencia de importantes procesos eruptivos de carácter estrombo-efusivo y efusivo, con presencia de fuentes de lava, determinó la aparición
de edificios volcánicos con depósitos de spatter, apenas descritos hasta la
fecha. Estos depósitos, fuertemente consolidados y soldados entre sí, presentan una mayor resistencia a los agentes erosivos que actuaron en el
cono. Este hecho tan significativo se aprecia en la menor erosión del borde
del cráter (compuesto por spatter y aglutinados de escorias y lapilli), frente
a la mayor erosión del resto del cono volcánico, cuyos materiales no consolidados, fueron más susceptibles de erosionarse y transportarse por agentes erosivos (agua y/o viento). Las coladas de lava también ofrecerán una
mayor resistencia a la erosión y a la actuación humana sobre las mismas,
sobre todo en la última emisión lávica que quedará “a salvo” de los usos
agrícolas que sobre el resto del volcán se han llevado a cabo.
Agradecimientos: Este trabajo se ha llevado a cabo gracias a las ayudas de
investigación de la Universidad de Castilla-La Mancha (Ref. AT-473).
BIBLIOGRAFÍA
Becerra Ramírez, R. (2007): Aproximación al estudio de los volcanes de la Región Volcánica del Campo de Calatrava a través de las técnicas de
análisis morfométrico. Proyecto de Investigación – Doctorado. Inédito UCLM, Ciudad Real. 217 p.
González, E. (1996): Secuencias eruptivas y formas de relieve en los volcanes del sector oriental del Campo de Calatrava (Macizo de Calatrava y
flanco suroriental del Domo de Almagro), Ciudad Real. En: García, J.L. y González, E. (coords.): Elementos del Medio Natural en la provincia de
Ciudad Real. Ed. UCLM, Cuenca. 161-201.
Dóniz, J. (2009): Volcanes basálticos monogénicos de Tenerife. Concejalía Medioambiente Ayto. Los Realejos, Tenerife. 239 p.
Head, J.W. & Wilson, L. (1989): Basaltic pyroclastic eruptions: influence of gas-release patterns and volume fluxes on fountain structure and the
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Romero, C., Dóniz Páez, J., García, L y Amado, P. (2006). Significado volcanológico de los depósitos de Spatter de la erupción volcánica de 17301736 de Timanfaya (Lanzarote. Canarias. España). Proceedings 5ª AHPGG. Sevilla. España. En CD-DVD.
Sumner, JM., Balke, S., Matela, R., Wolff, J.A. (2005). Spatter. J. Volcan. Geoth. Res.,142. 49-65.
360
PATRIMONIO GEOMORFOLÓGICO DEL COMPLEJO VOLCÁNICO DE
LA CORONA DE EL LAJIAL (EL HIERRO, ISLAS CANARIAS, ESPAÑA)
Dóniz-Páez, Javier1, Becerra-Ramírez, Rafael2, Guillén-Martín, Cayetano3, González-Cárdenas, Elena2 y Escobar-Lahoz, Estela2
RESUMEN
La Corona del Lajial constituye un ejemplo significativo de las formas y procesos geomorfológicos del volcanismo reciente. La singularidad de su relieve y la identificación de nueve Lugares de Interés Geomorfológico (LIG) son
indicativos del elevado patrimonio geomorfológico de este Espacio Natural
Protegido (ENP) de El Hierro, por lo que es necesario, además de su conservación, dotarlo de usos científicos, didácticos y ecoturísticos.
Palabras clave: Geomorfología volcánica, patrimonio geomorfológico, volcanismo basáltico monogénico, El Hierro, Canarias.
ABSTRACT
La Corona del Lajial monogenetic volcanic complex (CVCL) is a natural protected areas rich in volcanic processes and landforms. The CVCL possesses nine geomorphosites, these they are indicative of the their important
geomorphological heritage.
Key words: Volcanic geomorphology, geomorphosites, monogenetic mafic
volcanism, El Hierro, Canary islands.
Área de Geografía. Escuela de Turismo Iriarte, Universidad de La Laguna, Puerto de la Cruz, España. [email protected], 2Dpto. Geografía y Ordenación
del Territorio. Universidad de Castilla La Mancha. Ciudad Real. España. [email protected], [email protected], estela.escobar@uclm.
es, 3Servicio Técnico Agricultura y Desarrollo Rural, Cabildo de Tenerife, Güímar. España. [email protected]
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Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
361
INTRODUCCIÓN
La valoración del patrimonio geomorfológico ha tenido un marcado carácter
aplicado, según Lugon y Reynard (2003). El objetivo es inventariar y conservar un patrimonio geomorfológico no renovable. En los últimos años han
aumentado los trabajos dedicados a los elementos geomorfológicos, resaltando según Serrano y González (2005) sus valores científicos, estéticos,
culturales, socioeconómicos y turísticos.
El relieve volcánico se presenta como un patrimonio geomorfológico excepcional para la ciencia y un recurso social incuestionable. Atendiendo
a su valoración como patrimonio, surge el concepto de Lugar de Interés
Geomorfológico: patrimonio natural y recurso socioeconómico.
Los objetivos de este trabajo son: valorar el patrimonio geomorfológico,
idientificar los LIG`s del complejo volcánico de La Corona del Lajial (CVCL)
y verificar si la catalogación actual como parte del Parque Rural de Frontera
es la más adecuada para este espacio o, es merecedora de otra figura de
protección. Para lograr los objetivos se tienen en cuenta los elementos y
procesos morfológicos y, según Serrano y González (2005), las metodologías
para la evaluación de los valores científicos o intrínsecos, culturales o añadidos y de uso o gestión, teniendo en cuenta, según Dóniz-Páez et al. (2007)
y Dóniz-Páez (2009), las especificidades aplicadas a los territorios volcánicos
recientes. El trabajo de campo, la cartografía morfológica y las fichas, son las
herramientas utilizadas para identificar y valorar el patrimonio del CVCL.
Figura 1. Localización y panorámica del CVCL
ÁREA DE ESTUDIO
El CVCL es uno de los 174 volcanes basálticos monogénicos de la isla de El
Hierro. Se localiza en el rift meridional de la isla (UTM:204117-3064424)
y está constituido por materiales piroclásticos y abundantes flujos de lava
362
de morfología diversa, pero con predomino de las pahoehoe. En el CVCL
se pueden identificar: conos volcánicos, coneletes escoriáceos, hornitos,
charcas-lagos y cascadas de lava, hundimientos lávicos y campos de lava.
Los usos en el CVCL están relacionados con el pastoreo tradicional y los
cultivos de frutales; sin embargo, la huella cultural más significativa en el
paisaje de este volcán son los muros de piedra que dibujan un complejo
mosaico, donde cada una de las piezas corresponde a una propiedad.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
El CVCL ofrece un relieve original, que junto con las peculiaridades geográficas de este sector de El Hierro (volcanismo reciente, clima semiárido en
la costa y húmedo en las cumbres, topografía escarpada, escasa ocupación
humana, diferencias de colonización vegetal notables, acción del mar, etc.)
determinan su alta geodiversidad.
Se han identificado un total de nueve LIG´s (Tabla 1) que suman 24 lugares,
con una triple valoración para cada uno. Los valores intrínsecos y añadidos
se valoran, según Serrano y González (2005), en una escala de 0 a 10, por
lo que su puntuación da idea sobre el valor dominante (natural o cultural) del
LIG y cómo se ha utilizado o debe gestionarse. La valoración de conjunto y de
cada LIG del CVCL muestra índices más elevados para los naturales que para
los culturales, esto es acorde con este ENP, que aún poseyendo huellas antrópicas, todavía conserva la morfología original. El CVCL concentra la mayor
geodiversidad en los edificios volcánicos, frente a las coladas de lava.
Nº
LIG-denominación
Valores
intrínsecos
Valores
añadidos
Valores uso
2,6
10
1
Conos-cráteres volcánicos
4,2
2
Coneletes escoriáceos
4,3
3
6
3
Hornitos
3,5
2,9
5
4
Hundimientos
5
Cascadas de lava
6
7
8
9
-
Valores medios
3
2,2
11
3,2
2,7
7
Charcas-lago de lava
3,1
2,8
3
Represamientos lávicos
2,4
2,1
11
Jameos-tubos volcánicos
4
2,3
4
Lajiales-lavas pahoehoe
7
4
5
3,9
2,7
6,9
Tabla 1. Valoración de los LIG`s del CVCL
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
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363
Los datos obtenidos ponen de manifiesto que sigue siendo necesario la
protección del CVCL como ENP, sin
embargo, dado su singularidad y representatividad geomorfológica quizás sea necesario dotarlo de usos
acordes con la finalidad de protección de categorías más altas (científicos, didácticos y ecoturísticos)
como Monumento Natural o Reserva
Especial.
CONCLUSIÓN
La metodología utilizada, ampliamente aplicada en otros ENP´s según Serrano y González (2005),
pone de manifiesto la importancia y
el valor de la geomorfología a través
de los LIG`s, resaltando sus valores científicos, culturales y de uso y
gestión. Este hecho conlleva el esFigura 2. LIG´s del CVCL, ver números en tabla 1
tudio de los elementos del relieve,
su inventario y clasificación y la inmediata incorporación de la geomorfología en la gestión de los ENP`s. La
riqueza y variedad del patrimonio morfológico del CVCL pone de manifiesto
la necesidad de contemplar cambios futuros como parte del Parque Rural de
Frontera, en favor de una gestión que garantice, dado su mayor valor científico que cultural, la máxima protección de su patrimonio geomrfológico.
Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiado parcialmente por el grupo de
investigación Geovol-UCLM y ayudas de investigación de la UCLM (AT-473).
BIBLIOGRAFÍA
Dóniz-Páez, J. (2009): Patrimonio geomorfológico de los volcanes basálticos monogénicos de La Caldera de Gairía-Malpaís Chico y el Malpaís
Grande en la isla de Fuerteventura (Canarias, España). Nimbus 23-24, 89-103.
Dóniz-Páez, J., Coello, E., Romero, C. y Guillén-Martín, C. (2007): Valoración del patrimonio geomorfológico del tubo volcánico de Montaña del
Castillo (Tenerife, Canarias). Minius 15, 85-96.
Lugon, R. y Reynard, E. (2003): Por un inventaire des géotopes du canton du Valais. Bull. Murithienne 121, 83-97.
Serrano, E. y González J. (2005): Assessment of geomorphosites in natural protected areas: the Picos de Europa National Park (Spain). Géomorphologie 3, 197-208.
364
ANÁLISIS DEL ENCAJAMIENTO DE LOS RÍOS NALÓN (ASTURIAS) Y CARRIÓN (PALENCIA) EN LAS ÚLTIMAS
DÉCADAS Y REPERCUSIÓN EN LA INUNDABILIDAD
Fernández Iglesias, Elena1 y Anadón Ruiz, Soledad1
RESUMEN
Se ha delimitado el cauce histórico en las fotografías aéreas del Vuelo Americano (1956-57) en los cursos bajos de los ríos Nalón (Asturias) y Carrión (Palencia) y se ha comparado con las características del cauce en la actualidad. Se
observa como terrenos que formaban parte de las zonas más bajas del cauce
(barras, canales), hoy día se encuentran a alturas sobre el lecho del bankfull de
6 y 4 m respectivamente, fruto de procesos de encajamiento. En el presente
trabajo se analiza la inundabilidad actual de estos terrenos para valorar cual ha
sido la repercusión de este encajamiento y determinar que información de peligrosidad podría obtenerse a partir de la delimitación del cauce histórico.
Palabras clave: Encajamiento, cauce histórico, peligrosidad de inundaciones.
ABSTRACT
The historical channel in the lower course of the Nalón (Asturias) and the Carrión (Palencia) Rivers has been mapped by using aerial photographs dated in
1956-57, and then it has been compared to the characteristics of the present
channel. Terrains previously belonging to the lowest zones of the channel (bars,
secondary channels), nowadays are found at heights of 6 and 4 m over the
bankfull bed by means of incision processes. In this work the present inundability is analyzed in order to assess the impact of the incision and to determine the
flood-hazard information provided by the mapping of the historical channel.
Key words: Incision, historical channel, flood hazard.
1
Instituto de Recursos Naturales y Ordenación del Territorio (INDUROT), Universidad de Oviedo, Mieres, España. [email protected]
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365
INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS
Los estudios realizados en sistemas fluviales afectados por actividades humanas (embalses, canalizaciones, cambios en los usos del suelo, etc.) identifican una tendencia importante de los ríos hacia el encajamiento y estrechamiento del cauce en las últimas décadas (e.g. Petit et al., 1996; Rinaldi
y Simon, 1998).
La comparación del cauce observado en la fotografía aérea del Vuelo Americano (1956-57) con la situación actual permite muchas veces encontrar
las mencionadas evidencias de encajamiento (Alonso y Garzón, 1997; Marcos González, 1991). Concretamente se observa como terrenos inundados
por avenidas ordinarias y que pertenecieron al cauce más activo (canales
y barras carentes de vegetación), aumentan su altura respecto al lecho del
canal hasta evolucionar hacia unas características más similares al de una
llanura aluvial (topografía, desarrollo de suelo, colonización vegetal, etc.).
El objetivo de este trabajo es analizar la variación en la frecuencia de
inundación en aquellos terrenos que en las últimas décadas han dejado de
formar parte del canal de aguas bajas en dos tramos del Norte peninsular y,
una vez conocido este dato, valorar si a partir de observaciones en fotografías aéreas históricas sobre el cauce puede realizarse una primera aproximación a la inundabilidad de los terrenos.
ÁREA DE ESTUDIO
Uno de los tramos objeto de estudio se ubica en el curso inferior del río Nalón (Asturias) y se asocia a una cuenca de drenaje de 3000 km2. El bankfull
presenta una anchura media de unos 60 m y discurre con un trazado ligeramente meandriforme a lo largo de 8 km, entre llanuras de inundación activas
de entre 300 y 500 m de anchura, presentando un buen estado de conservación. El sector se encuentra aguas abajo de un tramo de 50 km de longitud
fuertemente antropizado por canalizaciones e impermeabilización de la zona
inundable, ligada a desarrollos urbanos e industriales. Aunque en este río se
encuentra el embalse de Tanes-Rioseco, dicha obra no produce alteración hidrológica del régimen natural de caudales (Marcuello e Incio, 2009).
El otro tramo analizado se ubica en el curso medio-bajo del río Carrión (Cuenca
del Duero, Palencia), con una cuenca de drenaje de 1900 km2 (Fig. 2). El tramo de 6 km presenta trazado meandriforme, un bankfull con anchura media
de 100 m y llanuras de inundación activas de entre 500 y 1000 m. La principal
alteración de este tramo se asocia al embalse de Compuerto, con capacidad de
laminación de avenidas (Confederación Hidrográfica del Duero).
366
Figura 1. Detalle y ubicación del tramo analizado en el curso bajo del río Nalón.
Figura 2. Tramo analizado en el curso bajo del río Carrión (Palencia)
RESULTADOS
Observaciones en fotografías aéreas desde el año 1957 hasta la actualidad muestran como en los tramos analizados se reduce la anchura del bankfull en el Nalón
y numerosos canales secundarios pierden actividad en el río Carrión. Trabajos de
campo y modelos LIDAR reflejan que terrenos que pertenecieron al cauce más activo, aumentaron de altura con respecto al lecho, encontrándose en la actualidad
a unos 6 m de altura respecto al lecho del río Nalón y a unos 4 m en el caso del río
Carrión. La ausencia de medidas precisas de la sección del cauce histórico (19571963) no permite cuantificar cual ha sido la modificación del cauce, pero se pone
de manifiesto que el cauce ha variado su morfología de forma significativa.
Según los análisis hidrológicos-hidráulicos realizados en el río Nalón (Marcuello
e Incio, 2009), estos antiguos terrenos del lecho del bankfull y el resto de la
llanura de inundación activa se encuentran actualmente afectados por avenidas
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367
con periodos de retorno de entre 1 y 3 años. En el caso del río Carrión, estos
terrenos son inundados por avenidas con periodos de retorno de entre 1 y 2,7
años, evidenciado por las cartografías realizadas en el campo para las avenidas
de diciembre de 2009 y marzo de 2010.
En consecuencia, se deduce que terrenos que hace décadas formaban parte del
lecho del cauce histórico y sufrían varias inundaciones al año, hoy en día presentan una frecuencia de inundación de entre 1 y 3 años de periodo de retorno.
CONCLUSIONES
Los análisis realizados en dos tipologías de ríos diferentes, uno en el cantábrico
y otro en la cuenca del Duero, muestran como terrenos del cauce que hace 5
décadas se inundaban varias veces al año, han perdido parte de esta inundabilidad como consecuencia del encajamiento fluvial. Sin embargo, los 6 m de
desnivel que actualmente separan estos terrenos del lecho del cauce en el río
Nalón y los 4 m del río Carrión solamente han provocado una disminución hacia
una inundabilidad de entre 1 y 3 años de periodo de retorno.
En síntesis, estas observaciones señalarían que, en ríos con características comparables a los analizados, puede realizarse una primera aproximación a la inundabilidad a partir de la delimitación del cauce histórico observado en fotografías
del Vuelo Americano. Concretamente, si tenemos en cuenta que las categorías
habitualmente contempladas en los estudios de peligrosidad de inundaciones
se asocian a periodos de retorno de 10, 50, 100 y 500 años, los datos señalan que observaciones históricas sencillas permitirían englobar los terrenos que
pertenecieron al cauce en la categoría de 10 años, una de las de mayor interés
para la gestión del riesgo, aportando además información complementaria para
el resto de disciplinas implicadas en el estudio de la inundabilidad.
Agradecimientos: Parte de este trabajo es producto de las investigaciones realizadas en los convenios suscritos entre el INDUROT con la Dirección General del
Agua (CN-08-052) y la Confederación Hidrográfica del Norte (CN-08-047).
BIBLIOGRAFÍA
Alonso, A. y Garzón, G. (1997): Efectos sedimentarios de las inundaciones en un río fuertemente antropizados: El Jarama, Madrid. Cuadernos de
Geología Ibérica, 22, 265-282.
Marcos González, A. (1991): Análisis de la evolución reciente de la morfología del cauce del Bajo Gállego en las proximidades de Zaragoza: influencia de las actuaciones humanas en su entorno. Acta Geologica Hispanica, 26, nº1, 23-33.
Marcuello, C. e Incio, L. (2009): Estudios hidrológicos e hidráulicos en el marco del Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables. Jornadas
de Ingeniería del Agua, CEDEX, Ministerio de Medio Ambiente y Medio Rural y Marino, 69.
Petit, F., Poinsart, D. y Bravard, J.P. (1996): Channel incision, gravel mining and bedload transport in the Rhone river upstream of Lyon, France.
Catena, 26, 209-226.
Rinaldi, M. y Simon, A. (1998): Bed-level adjustments in the Arno River, Central Italy. Geomorphology, 22, 57-71.
368
CONTROL TECTÓNICO DE LA RED
DE DRENAJE EN LA PENINSULA IBERICA
Garzón, Guillermina1, Tejero, Rosa1,
Babín, Rosa1 y Fernández-Garcia, Paloma1
RESUMEN
La topografía de Iberia se describe a través de dos superficies armónicas principales. El alaveamiento de las superficies a una longitud de onda de 200 a 100
km expresa el drenaje principal, y las morfoestructuras de 40 a 10 km muestran la relación entre los valles y la distribución de depresiones y cordilleras.
Estas ondulaciones representan pliegues corticales generados durante la compresión alpina. Las grandes cuencas fluviales están controladas por los pliegues
de amplio radio de dirección aproximada E-W, en que el flujo converge hacia
las áreas deprimidas correspondientes a sinformas y las antiformas definen las
divisorias.
Palabras clave: Drenaje, pliegues corticales, superficies armónicas
ABSTRACT
The Iberia topography can be described by two main harmonics surfaces: at a
regional scale 200 to 100 km wavelengths undulations control drainage basins
and 40 to 10 km wavelengths undulations show the relations between graben
and horst and valley pattern. Undulations represent crustal folding generated
under compressive alpine regime. Large drainage basins are controlled by existing folds of great wavelength trending roughly E-W. Drainage is channelled
towards depressed area corresponding to synforms, while divides are identified
with antiforms.
Key words: Drainage network, crustal ondulations, trend surfaces
1
Departamento de Geodinámica, Universidad Complutense, Madrid, España, [email protected]
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369
INTRODUCCIÓN
La convergencia de Europa y África en la orogenia Alpina y su posterior colisión
a lo largo del terciario. da lugar a la generación de un nuevo paisaje en la Península Ibérica. Bajo un régimen compresivo la corteza se pliega y se fractura y
el antiguo paisaje post-Varisco es reemplazado por un conjunto de alineaciones
montañosas orientadas E-O a NE-SO separadas por cuencas continentales en
donde los ríos convergen. Hacia el oeste, donde no hay sedimentos mesozoicos o tienen muy poco espesor se forman tres cuencas sedimentarias, las del
Duero, Tajo y Guadiana cuyo espesor de sedimentos alcanza los 3500 m exceptuando la del Guadiana con apenas unos 200. En algunas áreas, como en
el borde sur del Sistema Central el desplazamiento en la vertical es mayor de
4000 m (Fig. 1). En este trabajo se ha realizado un análisis de tendencias de
la topografía con el objeto de conocer las interacciones tectónica-relieve en la
vertiente atlántica de la península. La discriminación de las superficies de distinta longitud de onda (λ) ha demostrado que la disposición regional de la red
de drenaje puede ser descrita mediante una λ ~300 (Cloetingh et al., (2002),
mientras que a una escala más local la sucesión de valles y divisorias responde
a una λ ~ 20 km (Sánchez Serrano, 2000; Tejero et al., 2006).
Figura 1. Ondulaciones y ríos en perfiles topográficos N-S del Centro Peninsular
ANÁLISIS ESPECTRAL DEL RELIEVE
Las características regionales de la topografía, en especial de la geometría del
drenaje, pueden describirse mediante superficies armónicas. Se ha utilizado el
módulo MAGMAP Filtering (Oasis montaj v.6.2) para el análisis espectral de la
zona y aplicado un filtro coseno para aislar las distintas superficies. Los datos
de topografía pertenecen a SRTM
370
“Shuttle Radar Topography Misión” (http://hurricanes.nasa.gov/missions/) con
una resolución de 90 m. Los mapas se han construido con una malla de 200 m.
Consideramos que las superficies que mejor describen los aspectos morfoestructurales deben representar las relaciones entre las redes de drenaje y las grandes
unidades tectónicas y a una escala más detallada, las estructuras alpinas que controlan el paisaje. Las superficies que mejor se ajustan a estos criterios son las de
longitudes de onda de 120 a 100 km y de 40 a 10 km. Aunque los armónicos de
mayor longitud de onda también reflejan la posición de las cadenas montañosas
y los grandes valles la seleccionada de λ ~100 km muestra una topografía muy
suave (Fig. 2a) en la cual la zonas elevadas y deprimidas se disponen según una
orientación E-O y a una longitud de onda de ~100 km, salvo en la cuenca del Duero que presenta una longitud doble de unos 200 km, y la altitud desciende hacia
el SO. La 2ª superficie armónica (Fig. 2b) marca un conjunto de ondulaciones que
aún reflejando grandes unidades morfoestructurales, muestran la sucesión de
alineaciones montañosas y depresiones que forman p.ej. el Sistema Central. Aunque dominan las direcciones NE-SO a E-O, en la cuenca del Guadiana se observa
bien la presencia de ondulaciones NO-SE, concordantes con directrices variscas
controladas por el relieve apalachiano. En las cuencas, los trenes de ondas atenuados se interrumpen cambiando de dirección por accidentes N-S.
a. Superficie armónica l: 120 a 100 km.
b. Superficie armónica l: 40 a 10 km.
Figura 2. Resultados del análisis de tendencias del relieve en Iberia
LA RED DE DRENAJE
Dentro de este contexto la red de drenaje se desarrolla a favor de esas depreAvances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
371
siones que definen las direcciones preferentes de concentración del flujo subterráneo. El drenaje converge en los surcos paralelos, en donde se desarrollan los
valles de los principales ríos manteniendo su dirección E-O. Pero la integración
general del flujo hídrico se ve limitado por la anisotropía litológica. Los ríos solo
pueden incidir fácilmente en las cuencas sedimentarias donde desarrollan sus
terrazas y controlan su patrón (Garzón y Garrote, 2005 y 2007). Pero en los
macizos paleozoicos tendrán que vencer la resistencia de la roca aprovechando
fracturas, zonas de alteraciones preferentes e incluso posibles cauces fluviales
preexistentes. Estos umbrales rocosos definirán niveles de base locales en el
encajamiento de la red aguas arriba. La jerarquización e integración del relieve
se conseguirá en gran parte por medio de capturas sucesivas por afluentes que
interconecten las diferentes cuencas terciarias fragmentadas entre si (Garzón
y Ortega, 2008). El hecho de que durante este encajamiento, siga dominando
la direccionalidad y paralelismo de las grandes cuencas peninsulares, superponiéndose a la heterogeneidad del terreno es fácil de entender en el contexto de
estas megaondulaciones relacionadas con pliegues corticales.
CONCLUSIONES
Bajo una compresión, la corteza se deforma plegándose distintas longitudes de
onda. Durante las etapas de deformación alpinas la corteza ibérica acomoda el
acortamiento con pliegues y fallas inversas formando zonas elevadas y deprimidas. Los resultados ponen de manifiesto que el relieve puede representarse
a escala peninsular por ondulaciones E-O y, que las diferentes longitudes de
onda caracterizan tanto las estructuras tectónicas como la sucesión de valles y
divisorias locales. La integración del drenaje debe interpretarse no tanto como
un proceso homogéneo derivado de la disección por erosión remontante, si no
de la incorporación sucesiva de cuencas preexistentes en relación con la herencia, cambios de dirección del flujo o superposiciones ligados a la evolución de
cubetas terciarias pero bajo el control de las megaondulaciones litosféricas.
Agradecimientos: Trabajo subvencionado por el Proy. CGL2008-03463 (MCYI)
BIBLIOGRAFÍA
Cloetingh, S.; Burov, E.; Beekman, F.; Andeweg, B.; Andressen, P.A.M.; García-Castellanos, D.; De Vicente, G. and Vegas, R. (2002). Lithospheric folding
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Garrote, J. y Garzón, G. (2007). Diseño morfoestructural de los grandes ríos ibéricos y su significado evolutivo a partir de la generación de superficies
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Garzón, G. y J.A. Ortega (2008). Configuración de la red fluvial en las Vegas del río Guadiana a partir de sus perfiles longitudinales.. En: Benavente, J. y
Gracia, F.J. (Eds.) Trabajos de Geomorfología en España, 2006-2008, Universidad de Cádiz. 215-218 p.
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the central Iberian Peninsula (Spain). Geomorphology, 76, 280-294.
372
CONTROLES LITOLÓGICOS Y ESTRUCTURALES
EN LA JERARQUIZACIÓN DEL DRENAJE. LAS VEGAS DEL GUADIANA
Garzón, G.1, Ortega J. A.1 y Garrote, J.2
RESUMEN
La capacidad de incisión del río Guadiana y sus afluentes está controlada
por el nivel de base rocoso de sus cuencas terciarias. Dada la dificultad de
encajarse en roca, los ríos migrarán por convergencia de afluentes hacia
una salida óptima. La integración de drenaje no puede ser entendida como
un proceso continuo y simple de acción remontante. El análisis de índices
morfométricos del drenaje pone de relieve la importancia del significado de
tramos en roca dentro de la evolución de una cuenca.
Palabras clave: índices morfométricos, red drenaje, ríos en roca
ABSTRACT
Incision capability of the Guadiana River and its tributaries is largely controlled by the base level thresholds of each isolated Tertiary basin. Given the
difficulty of bedrock cutting, the basin might evolve favouring river shifting
towards a better outlet by tributaries convergence. Drainage integration
should not be understood as a simple and continuous process of backwards
incision. Drainage index analysis highlights the importance of interpreting
the significance of bedrock reaches in river evolution.
Key words: fluvial index, drainage integration, bedrock rivers
Dept. Geodinámica, Geología, Universidad.Complutense, Madrid 28040, [email protected].
Virgen del Puerto. Madrid, 28011
1
2
Centro de Estudios Hidrográficos. Paseo Bajo
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
373
INTRODUCCIÓN
La relación de la morfología de los ríos con la tectónica es un tema que ha
vuelto a retomar gran actualidad con las nuevas herramientas que los SIG
han deparado a los estudios de geotectónica y tectónica activa. Los modelos
de denudación del relieve utilizan los índices morfométricos para detectar
la evolución morfotectónica. Hay que tener en cuenta, sin embargo, que la
denudación del relieve no se produce de forma progresiva y sincrónica, y
que la incisión fluvial y la erosión remontante no ocurre uniformemente a
partir de un nivel de base litoral. Se trata de una compleja evolución controlada por los knickpoints en roca resistente que actúan como niveles de base
locales condicionando la incisión, bien a favor de las fracturas que definen
las zonas de alteración preferentes de encajamiento de la red. La presencia
de depresiones preexistentes rellenas de sedimentos blandos donde los ríos
pueden encajarse fácilmente condiciona esta evolución (Garrote y Garzón,
2007; Garzón et al., 2008). La depresión terciaria del río Guadiana en Badajoz (Fig. 1) es un ejemplo del diferente comportamiento de una misma
cuenca condicionada por dos umbrales rocosos.
Figura 1. Afluentes del río Guadiana en las Vegas e índices de gradiente (GI)
El objetivo de este trabajo es explicar la diferente evolución de ambas subcuencas y el posible significado de controles litológicos y tectónicos que
puede deducirse de ello para la jerarquización del drenaje. La metodología
para ello ha sido la contrastación de diversos índices morfométricos. Los
perfiles fluviales pueden describirse por su concavidad o curvatura del perfil longitudinal (Goldrick y Bishop, 2007; Garzón et al., 2008) y ajustarse
374
a diferentes funciones matemáticas (lineal, potencial, exponencial o logarítmica) en relación con su carga, caudal o tectónica (Snow y Slingerland,
1987; Garzón y Ortega, 2008). El índice de gradiente: SL= (ΔH/ΔL)*L se
expresa, según Hack (1973), como la variación de altura en cada segmento del río (ΔH) dividida por su longitud (ΔL) con respecto a la distancia del
punto medio de cada segmento a la divisoria (L) y será mayor en zonas de
levantamiento reciente.
INDICES DE MORFOMETRIA FLUVIAL
Los resultados de los índices obtenidos se resumen en la Tabla 1 y se han
expresado en las figuras 1 y 2. La depresión de Badajoz se encuentra dividida en dos subcuencas, las Vegas Altas y las Bajas. Ambas muestran una
clara diferenciación en las características de los ríos, aunque en los dos
casos se aprecia una jerarquización de los cursos de agua hacia niveles de
base locales, los umbrales rocosos de Mérida y de Badajoz. Los índices de
gradiente son sensiblemente más altos en los afluentes sur del Guadiana,
indicando una mayor elevación en el borde sur de la cuenca, a pesar de que
el contacto del borde norte es neto y sus afluentes más cortos, como parece evidenciarse en la asimetría de la cuenca, pues en las Vegas Bajas el río
Guadiana discurre pegado a su margen meridional.
GI máximo
Concavidad
F. Ajuste
GI medio
GI máximo
Concavidad
F. Ajuste
Afluentes margen derecha (Norte)
60.09
171.00
Lig. convexa
Log.
62.83
178.57
Lig.convexa
-lineal
Log.-Exp.
91.06
205.00
Lig. convexa
Exp. -Pot.
106.37
261.67
Concavaconvexa
Log.-Exp.
Vegas Altas
Vegas Bajas
GI medio
Afluentes margen izquierda (Sur)
Tabla 1.Índices morfométricos resultantes para los afluentes del Guadiana representados por su disposición geográfica
En las Vegas Altas esta asimetría no es tan manifiesta, pues lo ríos discurren sobre el substrato, pero en cambio si se aprecia un progresivo desplazamiento evolutivo de los afluentes del Guadiana hacia el Sur y así mismo
es el Zújar, el río mas meridional, es el que presenta mayor convexidad y
ofrece un perfil más deprimido (Fig. 2). Los ríos de las Vegas Bajas presentan mayor pendiente frente a los de las altas son más suaves y con algo
más de concavidad.
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
375
CONCLUSIONES
Las características morfológicas de la
red fluvial confirman el diferente grado de evolución e integración de las
dos subcuencas terciarias controladas
por los umbrales rocosos de Mérida
y Badajoz. Pero, mientras que en las
Vegas Bajas los ríos están encajándose en los sedimentos terciarios, los de
las Vegas Altas ofrecen perfiles más
evolucionados discurriendo prácticamente sobre el fondo de la cuenca.
Ante la dificultad de encajarse en el
macizo se ha producido un desplazamiento sucesivo de los afluentes hacia el Sur y la convergencia de redes
Figura 2. Perfiles de los afluentes del Guadiana en ambas subcuencas
casi paralelas hacia el cierre del umbral en roca de Mérida. En las Vegas
Bajas este proceso de jerarquización no esta tan avanzado. El desnivel tectónico que existe entre ambas subcuencas en el falso meandro de Mérida
(unos 50 m según Moreno y Carvajal, 2003) ¿es suficiente para justificar
la diferencia entre ambas Vegas? Por otra parte, el río Guadiana repite en
las dos su patrón de planta multicanal de extensas llanuras sujetas a avulsiones, con independencia de la naturaleza del substrato. Ello implica su
adaptación a canales estrechos y profundos más eficientes para transportar
grandes cantidades de carga y caudal. Aumentan así la velocidad en vez
de su pendiente, ante la presencia de los controles locales de nivel de base
condicionados por los umbrales rocosos.
Agradecimientos: Subvencionado por el Proy. CGL2008-03463 (MCYI)
BIBLIOGRAFÍA
Garrote, J. y Garzón, G. (2007). Diseño morfoestructural de los grandes ríos ibéricos y su significado evolutivo a partir de la generación de superficies polinómicas del relieve En: J. Lario y P. Silva (Eds). Contribuciones al estudio del periodo cuaternario. Ávila, 23-24.
Garzón, G. y J.A. Ortega (2008). Configuración de la red fluvial en las Vegas del río Guadiana a partir de sus perfiles longitudinales. En: Benavente,
J. y Gracia, F.J. (Eds.) Trabajos de Geomorfología en España, 2006-2008, Universidad de Cádiz. 215-218 p.
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Geogaceta, 44, 63-66. ISSN: 0213-683X
Goldrick, G. y Bishop P. (2007). Regional analysis of bedrock stream long profiles. Earth Surficial Processes and Landforms, 32, 649-671.
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376
LAS TOBAS DEL ALTO EBRO:
CARACTERIZAZIÓN Y EVOLUCIÓN MORFOGENÉTICA
González Amuchastegui, Mª José.1,Serrano Cañadas, Enrique2
RESUMEN
Los edificios tobáceos de la cuenca media y alta del Ebro constituyen elementos
geomorfológicos singulares que se sitúan en las laderas y fondos de valle donde
generaron pequeñas represas tobáceas con rellenos calcareníticos asociados. Se
han establecido tres fases de construcción tobácea escalonadas sobre los fondos de
valle, la primera corresponde al Pleistoceno reciente y las otras dos al Holoceno.
Palabras clave: Tobas, Ebro, Pleistoceno reciente, Holoceno
ABSTRACT
Some relict and present-day tufas in the high Ebro basin have been studied.
Two types of tufa buildups have been recognised: tufa barrages and their backbarrages lime mud deposits associated and cascades. Three Quaternary tufa
sedimentation stages have been established: one corresponds to Recent Pleistocene, and the others have an Holocene age.
Key words: Tufas, Ebro, Recent Pleistocene, Holocene
INTRODUCCIÓN, OBJETIVOS Y METODOLOGÍA
En los valles de Ebro, desde Valderredible hasta Zamanzas, y del Rudrón se localizan una serie de conjuntos tobáceos de gran interés para la reconstrucción
paleoambiental de la cuenca alta del Ebro. Estudios previos realizados en la zona
Dpto. de Geografía, Universidad del País Vasco, Vitoria, España, mj. [email protected] 2 Dpto. de Geografía, Universidad de Valladolid, Valladolid,
España, [email protected]
1
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
377
señalan la presencia de diferentes edificios tobáceos (González Pellejero, 1986;
IGME, 1979; González Amuchastegui et al., 2000, Serrano et al. 2009). En este
trabajo se analizan, clasifican y datan el conjunto de sistemas tobáceos con el objetivo de establecer las sucesivas fases de construcción y destrucción tobácea.
El estudio se fundamenta en la cartografía geomorfológica del conjunto, a escala
1/25.000, y el levantamiento cartográfico de detalle de los sistemas tobáceos,
que aporta una primera interpretación morfoestratigráfica. El análisis litoestratigráfico de los edificios permite una aproximación a la dinámica constructiva y
la clasificación genética de los depósitos y edificios. Finalmente se han realizado
dataciones AMS a partir de la materia orgánica de los edificios estudiados.
CONTEXTO GEOMORFOLÓGICO
La zona de estudio se localiza en la vertiente meridional de la Cordillera Cantábrica definida por la sucesión de hoces y cañones inscritos en amplias parameras.
Es un relieve plegado de cobertera donde se suceden sinclinales y anticlinales
que conforman relieves exentos y amplias plataformas, las parameras. A finales
del Terciario se inicia la paulatina incisión fluvial del Ebro, Rudrón y Moradillo
que genera las profundas incisiones de carácter fluvial y kárstico. El dominio de
las litologías calcáreas ha favorecido el desarrollo de una amplia variedad de
formas kársticas y la presencia de fuentes vauclusianas (Pozo Azul, Fuentes de
Tubilla) o de gravedad (Orbaneja, Rudrón). Asociados a estas aguas, ricas en
carbonatos, se desarrolla el conjunto de sistemas tobáceos que caracterizan los
fondos y laderas de los valles del Ebro, Sedano y Rudrón.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS
Las acumulaciones tobáceas de la zona
presentan una tipología variada, asociada a dos contextos geomorfológicos:
- Depósitos tobáceos de ladera: Se localizan en las laderas de los valles del
Rudrón, Ebro y Moradillo. Son edificios de pequeñas dimensiones, salvo
Figura 1. Localización de la zona de estudio
en el caso de Orbaneja del Castillo y
el Tobazo, en el Ebro.
- Depósitos de fondo de valle: Son dominantes en la zona y responsables del
principal relleno sedimentario. Se asocian a la presencia de pequeñas rupturas de pendiente del fondo de valle que facilitan los procesos de precipitación
carbonatada formando edificios tobáceos que cierran parcialmente el valle. En
378
ellos predominan las facies de musgos, tobas de tallos cruzados y verticales
(Ordóñez et al., 1997), y también aparecen facies estromatolíticas. En este tipo
se inscriben los conjuntos de:
* Sedano-Los Lagos: En el valle del río Moradillo, aguas arriba de Sedano, se localiza un complejo tobáceo formado por dos edificios de barrera inactivos; uno
de ellos se apoya sobre un depósito coluvial de derrubios ordenados de ladera
de origen frío y atribuido al Pleistoceno reciente.
* Tubilla del Agua: Conjunto tobáceo escalonado inscrito en un valle fluvial
colgado sobre la Hoz del Rudrón. Descrito someramente (IGME, 1979; González Pellejero, 1986), una revisión posterior (González Amuchastegui y Serrano,
2007) establece tres episodios de construcción tobácea, el más antiguo es un
nivel colgado 55 m metros sobre el Rudrón, que reposa sobre un depósito de
terraza fluvial. El edificio medio, el más amplio, está escalonado en plataformas
que enlazan la porción superior con el fondo del valle. El edificio más joven conforma un complejo activo.
* Rudrón-Valdelateja: En la confluencia del Rudrón con el Ebro se localiza un
conjunto tobáceo de fondo de valle que presenta tres niveles de terraza, con
alternancia de edificios en cascada y rellenos calcareníticos.
Aguas arriba de estos depósitos de barrera se localizan importantes rellenos de
carácter detrítico procedentes de la erosión de edificios tobáceos situados aguas
arriba. La estratigrafía de estas formaciones señala un medio con sedimentación
tobácea discontinua e irregular. Junto a episodios de sedimentación de limos y
restos tobáceos detríticos (phytoclast e intraclast tufa), se suceden facies propias
de aguas tranquilas, con más o menos energía (facies estromatolíticas y biogénicas), y facies de encharcamiento con presencia de materia orgánica. Dentro de
este tipo destaca la terraza tobácea de Sedano, que rellena el valle de Moradillo.
CRONOLOGÍA Y EVOLUCIÓN MORFOGENÉTICA
El conjunto de tobas del Ebro medio muestra una génesis reciente. Reposan
sobre depósitos fluviales de edad cuaternaria y en el caso de uno de los edificios de Sedano sobre depósitos de tipo frío adscritos al Pleistoceno reciente.
En Tubilla del agua, las dataciones de los edificios superior y medio han permitido establecer dos fases diferenciadas: el edificio superior muestra edades
de 22410+100 años cal. B.P., y 24620+120 años cal. B.P que señalan su adscripción al Pleistoceno reciente, IS 2. El edificio 2 ha sido datado en 3.950 + 35
años cal. B.P , lo que sitúa este edificio en el Holoceno reciente (Subboreal).
Entre ambos, se aprecia una fase de incisión y desmantelamiento del edificio
superior, que comprende el Pleistoceno final y gran parte del Holoceno.
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
379
A partir de las relaciones morfoestratigráficas y litoestratigráficas con zonas
próximas de la cuenca del Ebro, estas dataciones se pueden extrapolar, de
modo que se define una fase antigua de generación de tobas a las que pertenecerían las tobas de Tubilla del Agua y las de Rudrón-Valdelateja. Este conjunto
sería anterior al último máximo frío, finalizando su génesis en el IS2, poco antes
del último álgido. En una fase posterior de incisión que comprendería una gran
parte del Pleistoceno reciente, estos edificios se ven desmantelados quedando
colgadas las terrazas del río Rudrón a 30 metros sobre el río. Este desmantelamiento e incisión significa un abrupto cambio dinámico y ambiental que afecta
a la mayor parte del Pleistoceno final.
Una segunda fase de construcción tobácea, se inicia con la deposición de las
tobas en un periodo Fini-Pleistoceno-Holoceno. Estos depósitos tobáceos contienen coluviones intercalados, sin facies de ordenación ni gelifluxión, que denotan condiciones templadas.
En el Holoceno reciente, de nuevo se dan las condiciones para la génesis de
las tobas al igual que ha ocurrido en otros valles próximos de la cuenca del
Ebro (González Amuchastegui et al., 2000; González Amuchastegui y Serrano,
2007). En el Subboreal se construyen los edificios intermedios de Tubilla, Rudrón-Valdelateja y Sedano-Los Lagos que son incididos en una época posterior
a 3.000 B.P. Recientemente se inicia un nuevo período de construcción tobácea,
plenamente funcional en la actualidad.
Estos edificios tobáceos (Orbaneja del Castillo, El Tobazo, Tubilla del Agua, Valdelateja, Valle de Moradillo) constituyen elementos geomorfológicos muy singulares por su importancia como indicadores climáticos, ambientales y de la interacción con la actividad humana desde el Holoceno (González Amuchastegui
y Serrano, 2007).
Agradecimientos: Este trabajo forma parte de la actividad del Grupo de Investigación Consolidado de la UPV: 9/UPV 00155.130-14570/2002.
BIBLIOGRAFÍA
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380
EVIDENCIAS DE PROCESOS DE LICUEFACCIÓN
AFECTANDO A DEPÓSITOS DE OLEADAS
PIROCLÁSTICAS BASALES. CAMPO DE CALATRAVA, ESPAÑA
González-Cárdenas, Elena1, Becerra-Ramirez, Rafael1,
Escobar-Lahoz, Estela1, Gosálvez-Rey, Rafael Ubaldo1
RESUMEN
El Campo de Calatrava es una región volcánica situada en la meseta meridional
española. Las erupciones en este sistema volcánico se asocian a magmas alcalinos, con abundante presencia de CO2. La interacción directa agua/magma
ha desarrollado eventos de alta explosividad y carácter hidromagmático con la
formación de maares y el desarrollo de depósitos de flujos piroclásticos. En numerosos depósitos de oleadas basales se ha localizado según Rodríguez y Barrera (2002) y González et al., (2010) la presencia de deformaciones asociadas
a eventos sísmicos de cierta intensidad.
Palabras clave: Campo de Calatrava, flujos piroclásticos, licuefacción
ABSTRACT
The Campo de Calatrava is a volcanic region located in the southern Spanish
plateau. Eruptions of this volcanic system derive from the rise of alkaline magmas rich in CO2. The interaction of the magma with the subterranean or subsuperficial water has allowed the development of events of high explosivity
(hydromagmatics) with formation of maars and the development of pyroclastic
flows. In many of base surge deposits has been localized (Rodríguez & Barrera,
2002. González et al. 2010) the presence of deformations associated with seismic events of a certain intensity.
Key words: Campo de Calatrava, pyroclastic flow, liquefaction
1
Departamento de Geografía y Irdenación del Territorio, Universidad De Castilla-La Mancha, Ciudad Real, España, [email protected]
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
381
INTRODUCCIÓN
El Campo de Calatrava es una región volcánica situada en la meseta meridional, dentro de los límites administrativos de la provincia de Ciudad Real. En ella
se han desarrollado erupciones volcánicas organizadas en ciclos separados por
largos periodos de reposo. La actividad se inició hace 8 ma. y tiene su última
erupción en el Holoceno medio según González et al. (2007). Se han datado
episodios hidromagmáticos en el volcán Columba con una edad del Pleistoceno medio. Las erupciones en este sistema volcánico se asocian a magmas
alcalinos, con abundante presencia de CO2 que dan lugar a erupciones magmáticas de baja explosividad caracterizadas por la emisión de piroclastos que
generan conos y lavas fluidas que construyen pequeños volcanes escudo y a
coladas lávicas. La interacción directa agua/magma ha provocado eventos de
alta explosividad y carácter freatomagmático con la formación de maares y el
desarrollo de depósitos de flujos piroclásticos. La actividad hidromagmática ha
estado presente en todas las etapas eruptivas del Campo de Calatrava. En numerosos depósitos de oleadas basales se ha localizado según Rodríguez y Barrera. (2002) y González et al., (2010) la presencia de deformaciones asociadas
a eventos sísmicos de cierta intensidad.
ÁREA DE ESTUDIO
Los depósitos objeto de este trabajo se localizan al Este de Calzada de Calatrava, y están atravesados por un carreterín que enlaza
la carretera CM-4111 con la CR-504. Como
consecuencia de una erupción freatomagmática del Pleistoceno inferior se generan oleadas basales que dan lugar a un depósito tipo
Figura 1. Área de estudio
tuff ring de aproximadamente 200 metros
de longitud visible, atravesado por arenas y
limos que interpretamos como derivados de procesos de licuefacción de materiales
situados bajo los depósitos de oleadas, procedentes de la erosión de las cuarcitas
de las sierras que por el sur limitan parte de la cuenca de Moral-Calzada .
DEPÓSITOS DE OLEADAS BASALES y DIAPIROS DE LICUEFACCIÓN
Los depósitos de oleadas piroclásticas basales se disponen bajo materiales carbonatados que constituyen, junto con el suelo actual, el techo de los aportes
recientes al relleno de la cuenca de Calzada. Los depósitos de oleadas tienen
una dirección 40ºN y un buzamiento de 25º que es progresivamente alterado
382
por una intensa dislocación, terminando en el tramo distal con buzamientos
del orden de 5 grados y sin que se haya alterado su deposición original. Estas
características los definen como parte del anillo de tobas de un maar, del que
solo se identifica con claridad un arco cratérico, cuyas coordenadas serían: 38º
42’ 19,81” N y 3º 47’ 13,41” W. El afloramiento presenta secuencias rítmicas de
pulsos explosivos de carácter freatomagmático que dan lugar a sucesivos depósitos de oleadas basales en las que se distingue un cuerpo principal de flujo rico
en líticos juveniles y accesorios procedentes del sustrato paleozoico, así como
del material calizo del relleno plioceno de la cuenca que presenta a techo delgados niveles de cenizas. Se observan cuatro oleadas principales que dan lugar
a depósitos de 60 cm de potencia media con forma de fondo masiva, limitados
por bandas de cenizas extremadamente finas y compactas. Sobre estos depósitos se sitúan otros similares pero de mucho menos espesor que se corresponderían con rápidos y continuados pulsos explosivos de alta energía. A partir de
este punto el depósito comienza a estar afectado por fallas y basculaciones muy
potentes que llegan a verticalizar sus capas y a hundir algunos tramos.
Los depósitos de oleadas entran en contacto de forma abrupta con un material
arenoso que, en cuatro puntos diferentes, los intruye, levanta, deforma y arquea,
rompe, verticaliza y puntualmente provoca su hundimiento parcial. Estas intrusiones presentan el aspecto de un diapiro (copa invertida) y las interpretamos como
el resultado de un proceso de licuefacción asociado a un movimiento sísmico. Las
cuatro intrusiones tienen una morfología y unas dimensiones similares.
Figura 2. Licuefacción afectando a los depósitos de oleadas basales
El efecto de la licuefacción impulsaría hacia la superficie chorros de agua y material de cuenca (arenas y limos) con una presión capaz de romper el depósito
de oleadas confinante. La salida de este material provoca vacíos parciales del
sustrato que inducen su colapso y hundimiento puntual, así como la basculación
y verticalidad de las capas. En otros depósitos de oleadas basales del Campo
de Calatrava próximos a esta localización, se han detectado fenómenos de licuefacción según Rodríguez y Barrera, (2002) de menor magnitud y extensión
espacial. En el contacto de los depósitos de oleadas basales y los diapiros de
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
383
licuefacción se localizan bandas de material fangoso, carbonatos y evaporitas,
así como marcadas huellas de arrastre. La tabla 1 muestra la granulometría
del material licuefactado.
Estructuras paleosísmicas cuaternarias similares a estas se localizan según Torres et al., (1995) y Giner et al., (1996) en la cuenca del Tajo con la formación
de volcanes de arena en la terraza del Lozoya del municipio de Arganda. Esta
actividad sísmica se atribuye al Pleistoceno inferio-medio.
CONCLUSIONES
En el Campo de Calatrava los depósitos de oleadas
piroclásticas basales ocupan grandes extensiones. En
Sedimento
%
numerosos puntos se ha observado la presencia de
Grava fina
10
estructuras de licuefacción que les afectan en mayor o
Arena gruesa/media
77,4
menor medida, deformando las primitivas caracterísArena fina/muy fina
11,66
ticas deposicionales de los flujos. Estas estructuras se
Limo grueso/medio
1,3
han localizado en el anillo de tobas del maar de GraTabla 1. Granulometría del sedimento
nátula según Rodríguez y Barrera, (2002), maares de
las cuencas de Poblete y Argamasilla de Calatrava y
bajo las edificaciones de Ciudad Real según González et al., (2010). Los procesos
de interferencia de material licuefactado con depósitos de flujos piroclásticos se presentan con mayor intensidad en la localización objeto de esta comunicación, donde
forman cuatro intrusiones de dimensiones similares -20 metros de anchura media- y tienen la suficiente energía para perforar el conjunto del depósito de oleadas
piroclásticas, y dislocar sus capas. En la actualidad la única fuente sismogénica destacable se localiza al este de la provincia de Ciudad Real, en fracturas que afectan
al zócalo paleozoíco. Estas fracturas registran eventuales sismo de baja magnitud,
aunque en la zona tuvo lugar el de 5,1 grados, del 12 de agosto de 2007.
Agradecimientos: Este trabajo se ha llevado a cabo en el marco del proyecto:
“Evaluación de la emisión de CO2 en el sistema volcánico del Campo de Calatrava: salideros de gas de La Sima”, con una duración de tres años (2009-2012)
y financiado por la Junta de Comunidades de Castilla-la Mancha.
BIBLIOGRAFÍA
Giner et al. (1996): Crísis tectónicas cuaternarias en la cuenca de Madrid. Geogaceta 20 (4) 842-845
González, E. Gosalvez, R.U. Escobar, E. y Becerra, R. (2007): Actividad eruptiva holocena en el Campo de Calatrava (volcán Columba, Ciudad Real, España) En: Contribuciones al estudio del periodo Cuaternario. AEQUA, Ávila. Pp. 143-144
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Torres et al. (1995): Evolución del sistema fluvial Jarama-Lozoya-Guadalix durante el Plioceno final y el Cuaternario. Geogaceta,17, 46-48
384
COMPORTAMIENTO DE LA SINUOSIDAD FLUVIAL EN RELACIÓN A
LOS FACTORES PENDIENTE Y ENCAJAMIENTO EN UN SECTOR DE
FUERTE CONTROL ESTRUCTURAL (NO DE LA PENÍNSULA IBÉRICA)
Horacio, Jesús1,2, Ollero, Alfredo2, Pérez-Alberti, Augusto1
RESUMEN
Se estudia la influencia de la pendiente sobre la sinuosidad fluvial así como
la relación sinuosidad-encajamiento en un territorio donde la tectónica es
más determinante que otras variables ambientales.
Palabras clave: sinuosidad, pendiente, encajamiento, geomorfología fluvial, Galicia
ABSTRACT
This paper studies the influence of the slope on the fluvial sinuosity as well
as the relationship sinuosity-entrenchment in a region where the tectonic is
more important that other environmental variables.
Key words: sinuosity, slope, entrenchment, fluvial geomorphology, Galicia
(NW Iberian Peninsula).
INTRODUCCIÓN
La sinuosidad del cauce -empleada para definir el grado de ameandramientose erige como uno de los descriptores geomorfológicos de mayor significancia
en la caracterización de los sistemas fluviales por su capacidad para delimitar
tipos de cauce (Schumm, 1977). Con el ensayo llevado a cabo se ha tratado,
por una parte, de conocer el índice de sinuosidad en un sector del NW peninDpto. de Geografía, Universidad de Santiago de Compostela, [email protected]. 2 Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio, Universidad
de Zaragoza
1
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
385
sular en el que la estructura (litología y tectónica) es causante de un paisaje
con fuerte impronta en la red fluvial (Martín-Serrano, 1991). Por otro lado, se
ha querido determinar en qué medida la sinuosidad está sujeta a la pendiente del cauce y cómo se comporta según el grado de encajamiento.
La zona de estudio es la cuenca lucense del río Cabe (733 km2). Está constituida por una gran depresión central con un reborde montañoso continuo
(altitud máxima de 1.299 m y mínima de 128 m). Esta cuenca es representativa de la diversidad de ambientes fluviales del sector hercínico del NW
peninsular, de modo que las conclusiones extraídas del estudio pueden ser
extrapoladas a otros territorios con características similares.
MÉTODO
El estudio se basó en el análisis de los cursos con más de 20 km de longitud,
lo que supone una reducción de la red de drenaje a los ríos Cabe (59,6 km),
Mao (32,8 km), Cinsa (22 km) y Saa (20,2 km).
Todas las variables estudiadas se obtuvieron mediante Sistemas de Información Geográfica (S.I.G.). La sinuosidad fue calculada según la ratio longitud
del cauce y longitud del eje de meandros (Brice, 1964) (Fig. 1) a una escala
de 1:25000, estableciéndose los siguientes tipos: <1,05 recto; 1,05-1,3 sinuoso; 1,3-1,5 ameandramiento moderado; >1,5 meandriforme. El cálculo de
la pendiente del cauce se hizo con ayuda de un modelo digital de elevaciones
a una resolución de 10 m y según tramos de 500 m, quedando fijados los siguientes intervalos: <0,5% baja; 0,5-2% moderada-baja; 2-10% moderada
alta; >10% alta. El nivel de encajamiento se determinó a partir del cociente
anchura/profundidad del valle, con los tipos: <3 escarpe; 3-12 muy encajado;
12-22 moderadamente encajado; 22-40 suavemente encajado; >40 abierto.
Figura 1. Localización (izq.) y cambios direccionales de la tectónica (der.)
La correlación entre la variable dependiente sinuosidad y las i ndependientes encajamiento y pendiente se obtuvo mediante el test no paramétrico de
386
Spearman, ya que en la mayor parte de los casos la hipótesis de distribución
normal fue rechazada, lo cual imposibilitó el manejo de pruebas paramétricas. El chequeo de normalidad de los datos ha sido efectuado con el estadístico de Kolmogorov-Smirnov o Shapiro-Wilk en muestras inferiores a 50, y
para un nivel de confianza del 95%.
RESULTADOS
El porcentaje de ocupación espacial de la variable pendiente es: 32,7%
baja, 50,5% moderada-baja, 15,1% moderada-alta y 1,7% alta. Para el
encajamiento: sectores muy encajados 20,5%, moderadamente encajados
24,1%, suavemente encajados 21,1% y 34,4% los valles abiertos. La sinuosidad se reparte en: 0,9% tramos rectos, 60,9% sinuosos, 26,8% de
ameandramiento moderado y 11,4% meandriformes.
Los resultados de correlación, recogidos en la tabla 1, se aplicaron según
los tipos de sinuosidad establecidos, por consiguiente, en tramos de cierta
homogeneidad, pero también al conjunto de cada río, de modo que, en este
caso, la topografía y/o sinuosidad es más heterogénea.
ρ1
IS
<1,05
ρ2
Coef.
Sig.
Coef.
Sig.
0,5
0,67
0,35
0
1,05-1,3
-0,01
0,98
-0,06
0,76
1,3-1,5
-0,31
0,28
-0,32
0,14
>1,5
0,43
0,4
-0,21
0,27
Cabe
-0,11
0,61
0,11
0,35
Mao
-0,08
0,78
-0,11
0,49
Cinsa
0,13
0,68
-0,74
0
Saa
0,12
0,77
0,51
0
Tabla 1. Resultados del test de Spearman
1 Correlación sinuosidad-pendiente
2 Correlación sinuosidad-encajamiento
El conjunto total de datos arroja una correlación de -0,009 entre sinuosidad
y pendiente y de 0,042 para la sinuosidad y el encajamiento. La sinuosidad
media es de 1,28 (tipo sinuoso en transición a meandriforme moderado)
con una desviación estándar de 0,209.
En la figura 2 se distingue cómo las combinaciones de las tres variables son
muy diversas y no guardan ningún patrón lógico que pueda ser aclarativo. En
la zona señalada un tramo sinuoso transita por tres de los cuatro tipos de pendiente establecidos así como por valles suavemente encajados y muy encajaAvances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
387
dos. Por consiguiente, proliferan indistintamente meandros en rocas blandas y
otros encajados sobre horst. Se ha observado también un escaso número de
tramos rectos (0,9%) a pesar de la abundancia de fallas y fracturas, si bien
estas no suelen estar gobernadas por cursos rectilíneos, ya que en la mayor
parte de los casos estos componentes estructurales actúan de guías direccionales de los flujos de agua y no de agentes de rectilinearidad (Fig. 1).
Figura 2. Combinación longitudinal de las tres variables en el río Cabe
CONCLUSIONES
De acuerdo con los datos de la tabla 1 no existe una correlación bien definida -lo cual tampoco es indicativo de independencia- con tendencias de
signo diverso. Esta baja carga explicativa, menos pronunciada si se consideran tramos de sinuosidad homogénea, puede atribuirse principalmente a
tres causas: i) importancia de los fenómenos de antecedencia y marcado
control estructural (Petrovszki y Timár, 2009); ii) cauces de características
muy heterogéneas (Fig. 2); y iii) el entramado de fallas y fracturas provoca
bruscos cambios de dirección (Fig. 1) que aumentan la sinuosidad.
La pendiente no se ha mostrado factor explicativo de la sinuosidad ni, por ende,
discriminador de ambientes dinámicos de procesos diferenciados. No obstante,
la intensidad de este vínculo es variable en función al número de factores que
interactúan en un punto concreto del sistema fluvial, de modo que la pendiente
en sí misma también puede ser indicativa de la geomorfología del cauce. La correlación entre sinuosidad y encajamiento no es significativa, aunque muestra
una ligera tendencia al ameandramiento en valles más encajados.
BIBLIOGRAFÍA
Brice, J. C. (1964): Channel patterns and terraces of the Loup Rivers. US Geological Survey Professional Paper, 422-D
Martín-Serrano A. (1991): La definición y el encajamiento de la red fluvial actual sobre el macizo hespérico en el marco de su geodinámica alpina.
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Geomorphology (in press)
Schumm, S. (1977): The fluvial system. New York, John Wiley & Sons, 338 pp.
388
GEOMORFOLOGÍA TECTÓNICA
EN UN BASAMENTO VARISCO (NO DEL MACIZO IBÉRICO)
F. Martín-González
Resumen
En basamentos variscos como el NO de la Península Ibérica, la ausencia de depósitos mesozoicos, la escasez de sedimentos cenozoicos y la prolongada historia
tectónica, hace difícil el estudio de la tectónica reciente. Por ello, los estudios morfotectónicos combinados con cartografía estructural permiten reconocer estructuras, cinemáticas y procesos cenozoicos que, de otra forma, no habrían podido
identificarse. En la zona de estudio, la superficie de erosión pre-cenozoica se encuentra segmentada y elevada y la red de drenaje muestra patrones de actividad
tectónica. Las estructuras de origen tectónico condicionan los diferentes relieves
observados en la región. El estudio de la geomorfología tectónica en esta región
indica una actividad tectónica significativa durante el Mioceno-actualidad.
Palabras clave: Tectónica cenozoica, geomorfología tectónica, marcadores
geomorfológicos, NO Macizo Ibérico, neotectónica.
Abstract
In Variscan basements, such as the NW Iberian Peninsula, the lack of Mesozoic
deposits, the scarce Cenozoic sediments and the long tectonic history, make
difficult to study Cenozoic tectonics. In this study, detailed structural mapping
is combined with the study of geomorphological markers, such as the drainage
network and erosion surfaces. Morphotectonic studies have allowed to recognize the Cenozoic structures, kinematics and processes that, otherwise, would
Área de Geología -ESCET-, Universidad Rey Juan Carlos, C/ Tulipán s/n, 28933. Móstoles (Madrid), [email protected]
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
389
not have been identified. The Pre-Cenozoic erosion surface is offset by the
tectonic structures. The drainage network also shows characteristic patterns of
recent tectonic activity. In fact, the tectonic structures identified determine the
present-day topography. The drainage affections observed in the area point to
a significant Miocene to present day tectonic activity.
Key words: Cenozoic tectonics, tectonic geomorphology, geological markers, NW Iberian Massif, neotectonics.
INTRODUCCIÓN
Los estudios de tectónica reciente en basamentos antiguos como el varisco
son complejos, por un lado por la ausencia de registro sedimentario que constituya un marcador de la deformación posterior y por otro lado por la importante deformación y fracturación varisca de estas regiones que condiciona la
tectónica cenozoica. Por estos motivos
las estructuras y tectónica cenozoica
son difíciles de reconocer frente a las
importantes estructuras variscas y finalmente cuando se pueden reconocer, resulta muy complicado discriminar
que parte de las cinemáticas, desplazamientos y geometrías son únicamente variscas, exclusivamente cenozoicas
o ambas superpuestas. Los estudios
morfotectónicos utilizan marcadores
geomorfológicos, como la red de drenaje y las superficies de erosión, permitiendo el estudio de las estructuras y
procesos tectónicos más recientes. Este
trabajo comprueba la utilidad de los estudios morfotectónicos en terrenos de
basamento variscos para reconocer las
geometrías y cinemáticas cenozoicas y
Figura 1. Mapa geológico y situación de la zona de estudio. Se
recientes. Para ello se ha realizado una
han cartografiado las principales estructuras variscas y alpinas,
así como sus relaciones cartográficas. Situación perfiles a-b
cartografía estructural de la zona incluyendo basamento y cobertera (Fig. 1),
y se ha analizado cómo afectan a dos de los marcadores geomorfológicos más
característicos de la zona, como son las superficies de erosión y la red de drenaje. Las estructuras cartografiadas han sido principalmente cabalgamientos ENEOSO y fallas NE-SO principalmente de desgarre sinextral. Estas estructuras
390
afectan a la red de drenaje lo que pone de manifiesto una actividad posterior
su establecimiento.
MARCO GEOLÓGICO
El noroeste de la Península Ibérica es parte del basamento afectado por la
orogenia varisca denominado Macizo Ibérico (Fig. 1). Las estructuras y tectónica cenozoicas en la zona de estudio han sido estudiadas (p. ej. Herail,
1984; Santanach, 1994; Martín-Serrano et al., 1996; Heredia et al., 2004;
Martín-González, 2009) Se han llevado a cabo estudios de la red de drenaje
(p. ej. Pagés y Vidal Romaní, 1997; Vidal Romaní et al. 1998). La edad de
la actividad tectónica en esta zona no está suficientemente definida debido
a las características de los basamentos variscos que impiden la datación
(Martín-Serrano et al., 1996). El interés de esta región radica en que se encuentra situada en la terminación occidental de los relieves pirenaicos (Fig.
2) (Santanach, 1994; Martín-González y Heredia, 2010).
SEGMENTACIÓN DE LA SUPERFICIE DE EROSIÓN FINIMESOZOICA
En la región existe una superficie de erosión característica la cual se observa en
el enrasamiento de niveles litológicos altamente resistentes como cuarcitas y esquistos cuarcíticos. Este enrasamiento tiene lugar durante el final de Mesozoico y
el inicio del Cenozoico (García Abad y Martín Serrano, 1980). Por tanto, estos niveles de alta resistencia pueden ser utilizados como marcadores de los movimientos verticales de las estructuras con actividad cenozoica. En la zona de estudio,
las direcciones de estos niveles resistentes variscos (NO-SE) son perpendiculares
u oblicuas a las principales estructuras cenozoicas cartografiadas (ENE-OSO y
NE-SO) (Fig. 1). El perfil realizado en el sinclinal de Baralla (Fig. 1 y 2, perfil a-b),
muestra una primera parte con la superficie bien preservada, donde se observa
cómo la superficie es segmentada por las fallas de alto buzamiento y desgarre
mayoritariamente sinextral. La elevación de esta superficie hasta los 1.580 m, se
produce debido principalmente a cuatro fallas inversas vergentes al NNO.
Figura 2. Perfiles topográficos sobre la superficie de erosión finimesozoica. a-b Sierras de El Caurel. x-y-z Sierras de Ancares. Localización en figura 1
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
391
AFECCIÓN Y RESPUESTA DE LA RED DE DRENAJE
Los cabalgamientos de dirección aproximadamente ENE-OSO limitan las cuencas
cenozoicas de El Bierzo. La cuenca más extensa es la de Ponferrada. La cuenca
drena hacia el SO por el río Sil que viniendo del NE se dirige rápidamente hacia el
límite sur de la cuenca, desarrollando exclusivamente terrazas de gran extensión
en el margen derecho. El patrón de drenaje desarrollado es de tipo paralelo hacia el SSO y una importante asimetría con el canal principal desplazado hacia el
Sur (AF= 85; 71 %). Estos patrones paralelos de la red de drenaje indicarían un
basculamiento de la cuenca hacia el sur. Por otro lado, la Sierra de El Caurel forma parte de una serie de sierras paralelas y de dirección ENE-OSO, donde se han
cartografiado cabalgamientos de igual dirección y vergencia al NNO (Martín-González, 2009 y Martín-González y Heredia, 2010) (Fig. 1) que cortan marcadores
variscos y desplazan la superficie de erosión finimesozoica (Fig. 2). Estos relieves
hacen que la red se inflexione, discurriendo parte de los cauces paralelamente a
los relieves y cabalgamientos hasta que estos finalizan lateralmente. Esta geometría se puede interpretar como una red que es obligada a adaptarse a los nuevos
cabalgamientos que se propagan lateralmente (Martín-González, 2009).
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
La red de drenaje en la zona de estudio refleja patrones característicos de actividad
tectónica. Esto indica que la actividad y las cinemáticas de estas estructuras tienen
lugar en gran parte con posterioridad al establecimiento de la red de drenaje. Los
desplazamientos de las superficie de erosión finimesozoica ha permitido observar
movimientos verticales mínimos de 800 m generados principalmente por cabalgamientos en las sierras de Ancares y Caurel. Esta superficie en la sierra de Ancares
se eleva por la vergencia opuesta de los cabalgamientos que vergen hacia el norte
en la vertiente septentrional y hacia el sur en la vertiente meridional, elevando los
relieves centrales por medio de una estructura de tipo “pop-up”. La intensa afección
de la red de drenaje que se ha observado en este trabajo y el que los sedimentos
terciarios (Mioceno y Plioceno; Herail, 1984) se encuentran deformados y cabalgados en esta zona, sugieren una actividad miocena significativa.
BIBLIOGRAFIA
Martín-González, F. (2009): Cenozoic tectonic activity in a Variscan basement: Evidence from geomorphological markers and structural mapping
(NW Iberian Massif). Geomorphology. 107, 210-225
Martín-González, F. y Heredia N. (2010): Complex tectonic and tectonostratigraphic evolution of an Alpine foreland basin: The western Duero Basin
and the related Tertiary depressions of the NW Iberian Peninsula. Tectonophysics. doi:10.1016/j.tecto.2010.03.002 Martín-Serrano, A., Mediavilla, R., Santisteban, J.I., (1996): North-western Cainozoic record: present knowledge and the correlation problem. En:
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Pagés, J. L., Vidal Romaní, J. R., (1997): Evolución Neógena de la Cuenca Baja del Tambre. Cadernos Laboratorio Xeolóxico de Laxe. 22, 121-132.
Santanach, P., (1994): Las cuencas terciarias gallegas en la terminación occidental de los relieves pirenaicos. Cadernos del Laboratorio Xeológico
de Laxe. 19, 57-71.
392
PALEOSUPERFICIES EN EL SECTOR OCCIDENTAL DE LA CORDILLERA
CANTÁBRICA: DESCRIPCIÓN Y PRIMERAS TASAS DE DENUDACIÓN
Menendez-Duarte, Rosana1, Alvarez-Marron, Joaquina2,
Stuart, Fin3, Fernández, Susana1 y Marquínez, Jorge1
RESUMEN
En el sector occidental de la cordillera cantábrica, en su vertiente norte,
se reconocen superficies de suave relieve, en elevaciones por encima de
600m, que han sido interpretadas como paleosuperficies. La cuantificación
de las pendientes y la distribución de intervalos de altitud confirman la existencia de estos relieves. Por otra parte, la concentración de 21Ne de origen
cosmogénico, da una tasa preliminar de denudación de 3 mm/kaño para las
rocas aflorantes en la superficie.
Palabras clave: Paleosurfaces; Cordillera Cantábrica; MDT; Isótopos cosmogénicos; Tasas denudación.
ABSTRACT
At the western end of the Cantabrian mountain range, several low relief
surfaces are recognized at approximately 600 m above sea level on the northern slope. These have been interpreted as palaeosurfaces. Quantification
of slope and altitude distribution of intervals shows the existence of these
reliefs. Moreover, the concentration of cosmogenic 21Ne in a sample of vein
quartz gives a preliminary denudation rate of 3 mm/kyr.
Key words: Palaeosurfaces; Cantabrian Range; DTM; Cosmogenic isotops;
Denudation rates.
INDUROT, Universidad de Oviedo, Mieres, España, [email protected].
Scottish Universities Environmental Research Centre (SUERC), Glasgow, UK.
1
2
Instituto de Ciencias de la Tierra (CSIC), Barcelona, España, 3
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
393
INTRODUCCIÓN
Las paleosuperficies corresponden a ‘superficies antiguas’ que pueden
desarrollarse en contexto geológicos y/o geomorfológicos muy variados
(Wilddowson, 1997). Este mismo autor destaca el especial interés de las
paleosuperficies en la interpretación de relaciones entre tectónica y relieve
o para medir y datar procesos de levantamiento tectónico y erosión.
Por otra parte, el desarrollo de técnicas de datación basadas en la concentración de diferentes isótopos cosmogénicos (Bierman y Steig, 1996; von
Blanckenburg, 2006; Codillean et al., 2008) pueden utilizarse para estimar
la denudación en las paleosuperficies y en los relieves encajados en ellas.
En este trabajo se describen, con apoyo del Modelo Digital del Terreno
(MDT), unidades de relieve del occidente de la Cordillera Cantábrica interpretadas como paleosuperficies y se presentan datos preliminares de tasas
de denudación en ellas.
ÁREA DE ESTUDIO
El área de estudio se localiza en el sector occidental de la Cordillera Cantábrica (NW de España), en la vertiente norte de la misma (Fig. 1).
Figura 1. Localización del área de estudio
La Cordillera Cantábrica es la expresión de la convergencia entre las placas
ibéricas y Euroasiática durante el Cenozoico (Pulgar et al., 1996; ÁlvarezMarrón et al., 1997) y en ella el relieve es montañoso, con una red de drenaje fuertemente encajada en el substrato. En la vertiente Norte predominan los cauces rectos y son frecuentes las laderas con pendientes medias
próximas a los 30º.
Sin embargo, en este paisaje de montaña, se reconocen algunas superficies
elevadas de suave relieve que han sido interpretadas como paleosuperficies
(Sole Sabaris, 1981; Marquínez, 1992). En algunas zonas estas paleosuperficies tiene una extensión y continuidad importante, como en la región de
Oscos aquí estudiada.
En esta zona el substrato está constituido por pizarras y areniscas paleozoi394
cas y sobre este substrato el relieve está constituido por suaves lomas, amplias zonas casi llanas y pequeñas alineaciones de relieve, coincidentes con
las litologías más cuarcíticas. (Fig. 2). La red de drenaje está fuertemente
encajada en las paleosuperficies, excavando profundos cañones en roca, si
bien, muchos de estos cauces en su cabecera no están encajados y drenan
cuencas de suave relieve.
Figura 2. Paisaje característicos de la región de Oscos
METODOLOGÍA
Modelo Digital del Terreno
Con el fin de describir cuantitativamente el relieve se ha trabajado con un
MDT de tamaños de celda de 25m. A partir de este modelo, además de los
datos básicos de altitud y pendiente, se ha estudiado la distribución de las
altitudes en intervalos y las pendientes medias para los diferentes intervalos de altitud.
Isótopos cosmogénicos y tasas de denudación
Con el fin de obtener tasas de denudación en las paleosuperficies se han
tomado muestras de cuarzo del substrato aflorante. Las muestras tomadas
corresponden a los primeros centímetros del afloramiento y en ellas se mide
la concentración de 21Ne de origen cosmogénico. Estas medidas se están
realizando en el SUERC (Scottish Universities Environmental Research Centre) de acuerdo con la metodología descrita por Codillean et al. (2008).
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
En la región de Oscos, las paleosuperficies se localizan para altitudes por
encima de los 550 – 600 m y alcanzan cotas máximas de 1000m. En ellas la
pendiente media es inferior a 15º mientras que en los relieves circundantes
es mucho más elevada, con valores medios en torno a 25º y frecuentemente, tramos de ladera con pendiente superior a 30º.
El histograma de la figura 3A muestra un máximo de área perteneciente
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
395
a los intervalos de altitud entre 550 y 850 m, con una distribución que se
ajusta al modelo teórico ‘Plateau dominant’ descrito por Rigrose and Migon
(1997). Este modelo corresponde a un terreno elevado con relativamente
poco desarrollo de la incisión respecto al nuevo nivel de base. De modo coherente con este modelo, las pendientes medias son mínimas en las elevaciones por encima de 550 m (Fig. 3B) y máximas por debajo de esta altitud,
coincidiendo con los tramos en los que los sistemas fluviales se encajan en
las paleosuperficies.
Figura 3. A) Porcentaje de píxeles pertenecientes a cada intervalo de elevación y B) Pendiente media de los píxeles pertenecientes a cada intervalo de altitud
En cuanto a las tasas de denudación, solamente se dispone de un dato preliminar obtenido para una de las muestras de cuarzo. La tasa de denudación obtenida es de 3 mm/kaño. Esta tasa está en el rango dado por Blanckenburg (2006)
para áreas cratónicas, con una escala de tiempos del orden de 105 años.
Agradecimientos: Este trabajo está siendo financiado por el proyecto ‘Estructura y termocronología de baja temperatura del occidente de la Cordillera Cantábrica’ CGL2007-60230/BTE (MEC, I+D de 2007).
BIBLIOGRAFÍA
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396
ANÁLISIS TÉRMICO PRELIMINAR
DE LA SIMA DE BENIS (-350m), MURCIA
Pérez-López, Raúl1, Enrique Bañón2, Maite Rentero3, Jorge L. Giner-Robles4, Miguel A. Rodríguez-Pascua1, Pablo G. Silva5, Juan
Carlos García López-Davalillo1 y Maribel García-López2
RESUMEN
Se presenta un análisis térmico preliminar y puntual de la temperatura ambiente registrado en la Sima de Benis (-350m, Cieza, Murcia), cavidad que
está desarrollada a favor de una falla activa de orientación N-S que controla
el desarrollo vertical de la cavidad. Dicho análisis muestra una temperatura oscilante entre 21º y 25ºC con un gradiente positivo en profundidad en
relación con la conectividad topográfica de la sima, la litología y el control
estructural de la falla.
Palabras clave: temperatura, karst, falla activa, Sima de Benis, Murcia
ABSTRACT
This work shows the preliminary and punctual thermal analysis along the
vertical section of the Benis Cave (-350m, Murcia, SE of Spain). This cave is
determined by an active fault N-S trending. The values of temperature ranging between 21 ºC (close to the surface) to 25ºC (at the deepest point),
showing a positive thermal gradient in relationship with the deep, lithology
and the fault-related structural control of the cave.
Key words: temperature, karst, acitive fault, Benis cave, SE Spain.
Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos. Departamento de Investigación y Prospectiva Geocientífica. IGME- Instituto Geológico y Minero de España. C/ Alenza nº1. Madrid, 28003. España. Email: [email protected]; [email protected]. 2 Grupo Espeleológico RESALTES,
Sección Molina del Segura. Email: [email protected]. 3 División de Evaluación Ambiental. CRN Consultores. C/ Rios Rosas 25, Madrid, 28003.
[email protected]. 4 Departamento de Geología y Geoquímica. Facultad de Ciencias. Universidad Autónoma de Madrid. Email: [email protected]. 5 Departamento de Geología. Escuela Politécnica Superior de Ávila. Universidad de Salamanca. Email: [email protected]
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Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
397
INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS
La distribución de anomalías térmicas y fuentes termales es un buen referente sobre la actividad tectónica reciente en un área cualquiera. En general,
son diversos los factores responsables de dichas anomalías en referencia
a procesos internos, o bien procesos magmáticos someros o bien procesos
tectónicos. Dentro de los procesos tectónicos, tanto el creep asísmico en
fallas como pequeña sismicidad de fondo son responsables de las anomalías
térmicas positivas. El objetivo del presente trabajo es determinar el gradiente de temperatura asociado a una falla activa en la región más septentrional
de Murcia (Cieza). En concreto, la falla de Benis que aparece cartografiada
en el Mapa Neotectónico del IGME (1989). Dicha falla se encuentra en relación con la Sima de Benis, una cavidad vertical que aprovecha el plano de
falla para su desarrollo vertical, llegando hasta 350m de profundidad en sus
exploraciones actuales (Pérez-López et al., 2009). En este trabajo, nuestro objetivo es mostrar un perfil térmico puntual y preliminar para diseñar
campañas posteriores de monitorización en continuo y diseñar los mejores
emplazamientos posibles.
ÁREA DE ESTUDIO Y DESCRIPCIÓN DE LA SIMA
1.1 Encuadre geológico
La Sima de Benis se localiza en la sierra que lleva el mismo nombre, un
pequeño relieve orientado NE-SW dentro del término municipal de Cieza.
La sima se desarrolla verticalmente en carbonatos mesozoicos y cenozoicos
(Paleoceno- Eoceno inferior), dentro
de las unidades del Prebético Interno
(Jerez-Mir et al., 1972) (Fig. 1).
Este macizo carbonatado está estructurado como un anticlinal que afecta los depósitos del Cenomaniense y
a las calizas del Eoceno. Además, la
estructura se encuentra flanqueada
por sinclinales con rellenos de depósitos del Tortoniense y del Cuaternario
(fluviales). La secuencia estratigráfica que atraviesa la sima está formaFigura 1. Localización de la zona de trabajo
da principalmente por dos unidades,
(Jerez-Mir et al., 1972): (1) calizas
Cretácicas concordantes y (2) carbonatos masivos del Terciario concordantes incluso con los depósitos del Cretácico superior. La secuencia Cretácica
398
presente consiste en 120 m de dolomía masiva (C1), 20 m de caliza blanca
masiva (C2) y 25 m de margas grises y calizas margosas (C3). Los carbonatos Cenozoicos presentan al menos 150 m de desarrollo, hasta la Sala del
Caos (T1) atravesados por multitud de venas de carbonatos de orientación
preferente N-S y E-W.
1.2 Descripción topográfica
El desarrollo vertical de Benis presenta dos ramas principales. Ambas ramas
presentan una zona común hasta los -156m, donde aparece la Sala del Caos
(Fig. 2). Esta sala aparece dominada por colapsos de
bloques calcáreos de 3 m3 de volumen máximo, relacionados con el contacto entre el Cretácico Superior y
el Cenozoico. Además, estos colapsos también están
relacionados con terremotos instrumentales (PérezLópez et al., 2007, 2009). Entre 0 y -120m domina la
disolución formando tubos freáticos de presión verticales con un diámetro máximo de 2m, y asociados
a venas carbonatadas de orientación E-W. Desde la
Sala del Caos y siguiendo el ramal original, la sima
intersecta con un plano de falla de orientación N-S
aprox., el cual presenta estrías de falla normal con
componente en dirección (Pérez-López et al., 2009).
Este ramal acaba en la Sala Principal (-213m), totalmente desarrollada a lo largo del plano de falla y
presentando flowstone de tipo pop-corn los cuales
parecen estar relacionados con paleosismos (PérezLópez et al., 2009).
El segundo ramal está formado por la nueva zona
explorada, la cual comienza en un ventanuco desde
la Sala del Caos, y que rápidamente adquiere verticalidad después de dos pasos estrechos. En esta
Figura 2. Topografía vertical
zona aparecen espeleotemas de precipitación subárea poco descritos hasta ahora, tanto en mineralogía como en espeleogénesis. El control estructural de la sima sigue siendo la falla de orientación
N-S, llegando hasta una profundidad máxima de exploración de -350 m,
aproximadamente.
RESULTADOS Y MODELO TÉRMICO PUNTUAL
Se ha tomado una medida puntual de temperatura en diferentes lugares de
la sima, tanto de la parte inicial (0-156m)(Fig. 3) como del ramal en exploAvances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
399
ración (156-320 m). Para ello, se ha utilizado un medidor termo-par DELTA
OHM HD 9016 con sensor tipo k, rango de medición -50º hasta 600ºC, tiempo
de respuesta 30 sec., con una precisión
de 0.4ºC y una resolución de 0.1ºC. En
total se midieron 17 puntos a lo largo
de los 350m de desarrollo. El estudio
preliminar de la variación térmica puntual muestra una variación entre 21º y
25ºC de temperatura atmosférica en el
interior de la cavidad (Fig. 3).
Como resultado principal, se observa
una zonificación térmica en la sima en
tres zonas, una primera (z1) de interFigura 3. Distribución térmica con la profundidad. En punteado carbonatos del Cretácico Sup., en gris Paleógeno. Los
cambio con el exterior (la entrada fue
triángulos indican la localización de pasos estrechos. La trama de burbujas indica el dominio de la disolución, mentras
a -4ºC de temperatura exterior, alcanque las tramas horizontales indican precipitación subárea
y subacuática. También se indica las orientaciones princizándose rápidamente los 21ºC), una
pales que dominan la sima, E-W hasta -135m y N-S a partir
de esta profundidad y hasta la parte explorada (-350m)
segunda zona Z2 sin variaciones significativas (-200m) y una tercera zona
de incremento térmico (z3) hasta los 25ºC. El siguiente objetivo será monitorizar en continuo tanto la temperatura como gases (CO2 y H2).
Agradecimientos: Gracias a los integrantes del grupo Espeleológico RESALTES de Molina del Segura: Francisco J. López (Fran), Carlos Galindo, David
Martinez (Bonsi), Tere Galindo y Mauricio Gumiel por su colaboración en
la campaña de campo. Este trabajo constituye una contribución al proyecto ministerial FASEGEO CGL2009-09726 (subprograma BTE) y al proyecto
SUDOE. SOE1/P2/F157, Programa SUDOE-INTERREG IV B, así como una
contribución internacional INQUA-IGCP-567.
BIBLIOGRAFÍA
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400
RECONSTRUCCIÓN PALEOAMBIENTAL DE SIERRA NEVADA A PARTIR
DE REGISTROS SEDIMENTARIOS Y DOCUMENTACIÓN HISTÓRICA
Oliva, Marc1,3 y Gómez Ortiz, Antonio2,3
RESUMEN
Los lóbulos de solifluxión han proporcionado información relativa a los cambios ambientales acontecidos en Sierra Nevada durante los últimos 7 ka BP.
Para los últimos siglos hemos contrastado esta información con las fuentes
documentales procedentes de viajeros y científicos que, en el tiempo, describieron la geomorfología y el paisaje de Sierra Nevada.
Palabras clave: Sierra Nevada, registros sedimentarios, lóbulos de solifluxión, fuentes históricas.
ABSTRACT
Solifluction lobes have provided information about environmental changes
that have taken place in Sierra Nevada during the last 7 ka BP. For the last
centuries, we have contrasted this information with historical sources written by travellers and scientists that describe Sierra Nevada from a geomorphological and environmental point of view.
Key words: Sierra Nevada, sedimentary records, solifluction lobes, historical sources.
Centro de Estudos Geográficos, Universidad de Lisboa, Lisboa, Portugal, [email protected]. 2 Departamento de Geografía Física y Análisis
Geográfico Regional, Universidad de Barcelona (UB), Barcelona, España. 3 Grupo de Investigación Paisaje y paleoambientes en la montaña mediterránea (UB)
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Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
401
INTRODUCCIÓN
Durante los últimos años la reconstrucción del paisaje de cumbres en cordilleras de la orla mediterránea a escala holocénica ha tenido un auge significativo. Numerosos estudios han sintetizado la evolución ambiental de los últimos
milenios en los principales relieves de esta cuenca mediterránea (Lamb y Van
der Kaars, 1995; Giraudi, 2005; Ejarque et al. 2009), aunque pocos han focalizado su interés en los procesos crionivales acontecidos en el pasado (Oliva
et al. 2009). El objetivo del presente artículo es: (1) sintetizar una cronología
holocena relativa a la efectividad del periglaciarismo en las cumbres de Sierra
Nevada, y (2) correlacionar los datos inferidos de registros sedimentarios con
aquéllos procedentes de documentación histórica para las últimas centurias.
MARCO GEOGRÁFICO
El ámbito de estudio corresponde al macizo de Sierra Nevada, culminación de
la Cordillera Bética y techo del relieve peninsular ibérico. Nuestra investigación
se centra en el cinturón periglaciar actual, que se extiende, aproximadamente,
entre los 2.500 m y las cumbres del macizo (Mulhacén, 3.478 m, Veleta, 3.398
m). En este sector las temperaturas medias anuales oscilan entre los 0 y 4ºC,
dependiendo de la cota, y las precipitaciones sobrepasan los 700 mm anuales,
mayoritariamente en forma de nieve. La cobertura vegetal es escasa y permanece limitada a enclaves de fondos de valle y cabeceras de barrancos (denominados borreguiles en la terminología local). Bajo las condiciones climáticas
actuales, las características biofísicas presentes favorecen un periglaciarismo
activo por encima de los 2.500 m.
Figura 1. Lóbulo de solifluxión (izquierda) y alternancia de niveles edáficos y depósitos solifluidales (derecha). La datación existente en este perfil muestra dos fases solifluidales inmersas en la Pequeña Edad del Hielo (desde 650 ± 83 años BP)
DINAMISMO DE LOS PROCESOS PERIGLACIARES
El grupo de investigación de la Universidad de Barcelona Paisaje y Paleoam402
bientes en la montaña mediterránea monitoriza los procesos fríos actuales
en Sierra Nevada desde 1989. Durante los últimos años este enfoque se
ha completado con una aproximación a la actividad pasada de los procesos
periglaciares, concretamente, de edad holocena.
3.1 Registros sedimentarios
La reconstrucción de la actividad periglaciar se ha basado en la interpretación
de los registros solifluidales existentes en los valles de San Juan y Río Seco.
En estos dos valles, de orientación norte y sur respectivamente, se distribuyen centenares de lóbulos de solifluxión cuyas características morfométricas
y dinamismo presente han sido anteriormente descritos (Oliva et al. 2009).
El análisis litoestratigráfico de decenas de geoformas solifluidales revela la
alternancia de depósitos de vertiente y horizontes edáficos en su estructura
interna (Fig. 1), sugiriendo así la existencia de varias fases de mayor y menor actividad de los procesos crionivales.
Figura 2. Cronología de la solifluxión y edafogénesis en el piso periglaciar actual de Sierra Nevada (Oliva, 2009). El rectángulo discontinuo señala el rango temporal de donde se dispone de fuentes documentales y que se detalla en la figura 3
Las dataciones de los niveles orgánicos sugieren la existencia de hasta 8 ciclos solifluidales/edáficos durante los últimos 7 milenios en la Sierra (Oliva,
2009). En artículos anteriores ya se ha discutido las implicaciones paleoclimáticas de esta sucesión ambiental (Oliva, 2008). La figura 2 sintetiza la
cronología de la actividad periglaciar en Sierra Nevada, que se extiende a lo
largo de 7 ka BP en San Juan y sólo 2 ka BP en Río Seco.
3.2 Fuentes documentales
En artículos anteriores se han presentado datos referentes a la reconstrucción ambiental de la Pequeña Edad del Hielo desde una perspectiva
documental (Gómez Ortiz et al. 2009). A modo de ejemplo se resume información significativa de ello en la figura 3 (Gómez Ortiz y Plana Castellví,
2004).
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
403
Figura 3. Cinta cronológica de la solifluxión y edafogénesis en Sierra Nevada y de los documentos históricos considerados: 1) Muhammad b. Abi Baku al-Zuhri (1137), 2) Bermúdez (1639), 3) Ponz (1754), 4) Rojas Clemente (1804-05), 5) Boissier (1837) y 6) Bide (1893)
CONCLUSIONES
Los lóbulos de solifluxión se han mostrado como registros sedimentarios útiles
en la reconstrucción paleoambiental holocena de Sierra Nevada. Se ha establecido una cronología para los últimos 7 ka BP de las fases con mayor actividad
de vertientes y otras de predominante estabilidad geomórfica. Los cambios
ambientales que se deducen de la estructura interna de los lóbulos inducen
a considerar variaciones climáticas significativas durante el Holoceno medio y
superior. Paralelamente, se ha contrastado la cronoestratigrafía de los últimos
siglos con las fuentes históricas que describen evidencias ambientales en el
macizo. Ambos archivos, documentales y sedimentarios, complementan su utilidad en el mejor conocimiento de la evolución paisajística del macizo.
Agradecimientos: Se agradece el amparo de los proyectos 017/2007 y CSO200906961. A su vez, también cabe agradecer al Parque Nacional de Sierra Nevada
las facilidades de acceso durante el desarrollo del trabajo de campo.
BIBLIOGRAFÍA
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404
INFLUENCIA DE LA RED DE DIACLASADO
EN LA FORMACIÓN DE MARMITAS DE GIGANTE
EN GRANITOS. MODELOS DE FORMACIÓN Y EVOLUCIÓN
Ortega, Jose A.1 , Pérez-López, Raul2
RESUMEN
El diaclasado es uno de los más importantes factores que pueden controlar la
aparición de marmitas en el entorno fluvial. En tres localidades del Sistema
Central Español, la presencia de marmitas sobre lechos rocosos aparece ligada en un 89% a los patrones de diaclasado. La evolución desde una depresión
a una forma definitiva de marmita queda a veces especialmente controlada
por la disposición y tipo de red de diaclasado. En este trabajo se describen
seis nuevas tipologías con fuerte influencia del patrón de diaclasas.
Palabras clave: Marmitas de gigante, diaclasado, Sistema Central, ríos en
roca, río Alberche, río Tietar, río Manzanares
ABSTRACT
Joint, dikes and fracture patterns determine the genesis of potholes on
bedrock rivers. In this work, we analyzed the spatial relationship between
joints and potholes in three sectors of the Spanish Central System, namely
the Tietar, Manzanares and Alberche rivers. We conclude that the 89 % of
the potholes are related with joint sets from the initial stage to the mature
geometry of the pothole.
Key words: Potholes, jointing, Central System, bedrock rivers, Alberche
river, Tietar river, Manzanares river.
Departamento Geodinamica, Facultad de Geología, Universidad Complutense de Madrid, C/Jose Antonio Novais, nº 2, 28040 Madrid, Spain,
[email protected], 2 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos. Departamento de Investigación y Prospectiva Geocientífica.
IGME. C/ Alenza nº1. Madrid, 28003. España, [email protected]
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Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
405
INTRODUCCIÓN
Las marmitas de gigante son morfologías erosivas que aparecen ligadas a diferentes procesos geomorfológicos, en especial los fluviales. Dentro de estos
también las encontramos en cualquier tipo de litología, desde rocas blandas,
como arcillas, hasta rocas duras, como los granitos. No existen demasiados
trabajos en la literatura sobre su tipología y forma, destacando los de Némec et
al. (1982), Lorenc et al. (1994) y Springer et al. (2006). La mayor parte de los
trabajos se basan en caracterizar la morfología, pero no en explicar el origen
de la forma ni su evolución. Se ha realizado un análisis de 180 marmitas de
gigante en tres zonas de estudio localizadas dentro del Sistema Central: zona 1
(río Tietar), zona 2 (río Alberche) y zona 3 (río Manzanares). En todas ellas la
litología dominante es el granito.
LA RED DE DIACLASADO
Y SU RELACIÓN CON LAS MARMITAS DE GIGANTE
El primer trabajo en relacionar la influencia estructural con la generación de
marmitas fue Elston (1917), que cita los planos de diaclasado como el factor
más importante que causa su iniciación. Además, señala el punto de intersección de planos de diaclasado como zonas con propensión al arrastre de bloques.
Ängeby (1951) también cita al diaclasado y la esquistosidad como los factores
responsables de la génesis de marmitas en granitos. En España (Sistema Central), Lorenc et al. (1994) indican la posibilidad de su generación a partir de
depresiones iniciales que supongan la heterogeneidad de la roca. Springer et
al. (2006) indican en su trabajo una coincidencia entre marmitas y diaclasado
hasta de un 95%, además, el diaclasado puede suponer una condición a la
profundidad alcanzada por una marmita en su evolución. En las tres zonas la
coincidencia entre marmitas y diaclasado es muy alta, siendo del 89% en el río
Tietar, 88% en el río Manzanares y del 91% en el río Alberche.
Figura 1. Sistema de fracturas en el río Tietar (A), Alberche (B) y Manzanares (C)
En los tres sectores escogidos se ha realizado un muestreo sistemático de redes
de diaclasado, diques magmáticos y fracturas en general, poniendo especial in406
terés en aquellas que directamente controlan la marmita. Se han tomado 323
medidas planares de fracturas, relacionando la presencia de dichas diaclasas con
la morfología y obteniendo sus rosas de orientaciones (Fig. 1). En el río Tietar se
han medido 122 fracturas, de las cuales un 90% aproximadamente corresponden a diaclasas. Aparece un sistema ortogonal orientado NW-SE y NE-SW. En el
río Alberche, sobre 121 medidas estructurales, se obtiene un patrón de orientación principal ENE-WSW y WNW-ESE. En el río Manzanares, de 86 medidas estructurales, se muestra un patrón de orientación de diaclasas N-S y una familia
secundaria ortogonal E-W. También aparece una familia secundaria NW-SE.
MODELOS DE FORMACIÓN Y EVOLUCIÓN DE MARMITAS
En el Sistema Central, Nemec et al. (1982) y Lorenc et al. (1994) realizaron
una clasificación de las tipologías, indicando en ellas su grado de madurez o
evolución. También se citan los aspectos formativos a la hora de explicar su
evolución. Casi todos los trabajos inciden en los aspectos hidráulicos (macroturbulencia, cavitación, formación de circulación secundaria, posición y
ángulo de la vorticidad), el papel del sedimento para explicar las diferentes
tipologías. El trabajo de Springer et al. (2006) sugiere que algunas marmitas pueden derivar del arrastre de bloques por intersección de fracturas.
Figura 2. Tipologías de marmitas relacionadas con diaclasas
(Dp= diaclasa principal, Ds= diaclasa secundaria, D1,2= planos de diaclasado)
Se han recopilado en campo todas aquellas morfologías de marmitas que parecen tener relación con el diaclasado, como resultado de uno o varios sistemas.
De todas ellas se ha realizado una asociación en grupos con una posible evolución común: marmitas en forma de lágrima, en riñón, truncada, lateral, coalescente y confinada. La morfología incipiente es la marmita en forma de lágrima
Avances de la Geomorfología en España 2008-2010
XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010
407
(Fig. 2A), en la que existe un desarrollo mayor en la dirección de una de las
diaclasas, generalmente paralela a la dirección del flujo. Las marmitas en forma
de riñón (Fig. 2B) aparecen por la evolución de la forma por la intersección con
un plano de diaclasado secundario. Las marmitas laterales (Fig. 2C) se forman
a partir de varios sistemas de diaclasado, uno de ellos horizontal, que favorece
el arranque de la mitad de la marmita inicial. La marmita confinada (Fig. 2D)
es una forma que aparece dentro de una red de diaclasas ortogonal, que controla y frena la evolución de la forma. Las morfologías truncadas (Fig. 2E) se
relacionan con el detenimiento de la forma al llegar a un plano de diaclasado
(generalmente bandas de circulación de fluidos) que actúa de plano de mayor
resistencia. Las coalescentes (Fig. 2F) se forman por la existencia de varios
planos subparalelos de diaclasado horizontal. El lajamiento por descompresión
favorece la presencia de muchos de estos planos y hace que la forma erosiva se
encaje por arrastre de bloques del fondo.
CONCLUSIONES
La red de diaclasado juega un papel muy importante en la generación de marmitas, especialmente en terrenos graníticos. La energía del agua o agua y sedimento no es suficiente para explicar este tipo de formas en rocas muy duras
e isótropas como el granito. La conjugación de sistemas de diaclasas, su orientación respecto a la dirección del flujo, la existencia de un diaclasado horizontal
o la presencia de zonas de fluidos son factores que favorecen la erosión del
granito, a veces, como el plucking (arrancamiento), en conjugación con la fuerza tractiva del agua. La relación entre la presencia de marmitas y diaclasas es
superior al 89%, en consonancia con lo expresado por Springer et al. (2006).
La relación entre la forma de la marmita y los planos de discontinuidad permite
definir una serie de morfologías no descritas antes en la literatura.
Agradecimientos: Agradecemos la ayuda prestada por la Dra. Ellen Wohl
para este trabajo. También se agradecen los comentarios y sugerencias de
un revisor anónimo. Este trabajo ha sido financiado en parte por el proyecto
de la Universidad Complutense de Madrid BSC4-UCM.
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408
DINÁMICA DEL ABANICO DE LA AZOHÍA BASADA
EN EL MODELO HIDRÁULICO,
SEDIMENTOLÓGICO Y GEOMORFOLÓGICO
Razola, Laura1,2 y Ortega, Jose A.1
RESUMEN
La rambla de la Azohía (Murcia) presenta un abanico aún funcional bien conservado. Se ha contrastado la información del registro sedimentario con un modelo
hidráulico y su evolución reciente en fotografía aérea. El abanico muestra cambios en su dinámica a partir del siglo XX, y los parámetros estudiados muestran
una concentración actual de la energía en la zona canalizada. Las imágenes
aéreas muestran una pérdida de actividad en la rambla y una concentración de
los procesos en el canal.
Palabras clave: Abanicos aluviales, ramblas, modelo hidráulico, sedimentología, geomorfología, La Azohía.
ABSTRACT
The Azohía’s rambla shows an alluvial fan, still functional, and well preserved.
The information of the sedimentary record with a hydraulic model and their
recent evolution in aerial photo has been contrasted. The alluvial fan shows
changes in its dynamics from the twentieth century and the studied parameters
evidence a present-day concentration of the energy at the channeled zone. The
aerial photos show a loss of activity at the rambla and a concentration of processes at the channel.
Key words: Alluvial fans, ephemeral rivers, hydraulic model, sedimentology, geomorphology, La Azohía.
Departamento Geodinamica, Facultad de Geología, Universidad Complutense de Madrid, C/Jose Antonio Novais, nº 2, 28040 Madrid, Spain
([email protected]; [email protected]). 2 School of Geography, Earth & Environmental Sciences, University of Birmingham, Edgbaston,
Birmingham, B15 2TT
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INTRODUCCIÓN
El SE de la Península Ibérica es un lugar excepcional para el desarrollo de abanicos aluviales durante el Cuaternario debido a su régimen de precipitación semiárido y su actividad tectónica (Viseras et al., 2003; Harvey, 1990). El objetivo
principal de este trabajo es la caracterización del abanico de La Azohía (Murcia,
Fig.1) a partir de datos geomorfológicos, sedimentológicos y de un modelo hidráulico. El área de la cuenca es de 15 km2 y la del abanico de 0,22 km2.
CAMBIOS RECIENTES EN EL ABANICO
La comparación de fotografías aéreas de la rambla (Fig.2) muestra que la rambla tenía mucha actividad en el año 1956 (el canal activo y canales secundarios
se ven muy marcados, en muchos puntos se observan zonas de avulsión recientes). El abanico parece tener un funcionamiento en toda su extensión. Unos
años más tarde, en la imagen de 1977, se observa que el canal principal sigue
muy activo, posiblemente tras el evento de 1973, que dejó en toda el área de
Murcia (López Bermúdez, 1979) y Almería (Durán y Lamos, 1985) intensas
lluvias que derivaron en avenidas importantes, sobre todo en las conocidas
ramblas de Nogalte, Guadalentín y Almanzora. Se mantienen en este año las
trazas de canales secundarios y avulsiones y el canal activo se ha ensanchado
algo. Los cambios más importantes se
producen en todas las imágenes posteriores a esta fecha (2002 a 2009), con
una sedimentación en el canal activo,
que se estrecha y constriñe, se pierden las trazas de canales secundarios,
Figura 1. Localización geográfica y geológica del abanico de La Azohía
y parece no existir funcionamiento en
la superficie del abanico. El hecho de
que toda la actividad se concentre en el canal puede indicar una pérdida de actividad de la rambla, lo que significaría un menor número de aportes a la zona
del abanico. Durante el periodo 1956-1977 la línea de costa no parece haberse
modificado, mientras que al comparar ambas imágenes con las recientes (2004
y posteriores) se observa que la zona superficial del abanico se está erosionando
en su límite con el mar. No existen aportes que contrarresten la acción erosiva
del oleaje y el abanico muestra retracción en la actualidad.
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Figura 2. Comparación de las fotos aéreas de 1956, 1977 y 2004. Se aprecia las variaciones en la actividad del abanico
SEDIMENTOLOGÍA E HIDRÁULICA
El estudio de los sedimentos pertenecientes al abanico y a la rambla de La
Azohía ha permitido diferenciar, según los criterios de Miall (1996), tres tipos
principales de facies (Fig.3). Facies de conglomerados: las más abundantes,
clastosoportadas, aunque se encuentran matrizsoportadas localmente. La imbricación de cantos es frecuente y puede ser de composición antrópica a techo
de las secciones, perteneciente a las últimas avenidas. Facies arenosas y lutíticas: son secundarias, las más finas solo se encuentran tapizando a otras facies.
La presencia de secuencias granodecrecientes indican la presencia de canales
con pérdida de energía. Estos canales pueden ser, tanto simples como complejos, compuestos por formas y barras de arenas y conglomerados. Son muy
abundantes los depósitos no canalizados de mantos de arroyada (Sheetflood).
Estos mantos se formarían por flujos de agua no canalizados en la llanura aluvial, con predominio de la estructuras de laminación horizontal por régimen de
flujo alto. Las secuencias granocrecientes son indicativas de depósitos de levee
y otras estructuras de derrame. Los niveles matrizsoportados pertenecen a depósitos de debris-flow. La llanura de inundación es escasa.
Figura 3. Secciones estratigráficas de los depósitos de La Azohía
El modelo hidráulico empleado en el abanico es el HEC-ras, si bien hubiese sido
deseable contar con un modelo bidimensional para obtener las variables, como
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indica Pelletier et al. (2005). Se han modelizado avenidas ligadas a la zona del
canal y bajo periodo de retorno (7 m3/s) y avenidas de 100 y 500 años de periodo de retorno (55 y 97 m3/s, respectivamente). Los valores de las variables se
han obtenido para once perfiles trasversales a lo largo de la rambla. Los resultados obtenidos para el Número de Froude muestran un comportamiento subcrítico para avenidas en el canal y supercrítico en avenidas de mayor magnitud.
El valor del coeficiente de fricción es concordante con el descrito por Parker et
al., (1998) para sistemas de gravas y tiende a ser menor cuanta más velocidad
y pendiente existe (avenidas extraordinarias). La potencia fluvial presenta valores muy altos en la zona canalizada, con medias de 56,5; 244 y 693 W/m2 para
cada tipo de avenida.
CONCLUSIONES
El estudio sedimentológico ha permitido diferenciar tres tipos de facies:
conglomeráticas, arenosas y finos. Los elementos principales son los canales, simples y complejos, y los mantos de arroyada. En menos proporción
presenta depósitos de debris-flow. Con el estudio geomofológico se deduce
una importante actividad del abanico durante los años 50. A partir de entonces, el canal sigue muy activo, como sucede tras las inundaciones de
1973, pero el resto del abanico pierde funcionamiento. Es en los años más
recientes donde los cambios son más importantes. Solo el canal principal es
activo y la línea de costa ha comenzado a erosionarse. Por último, el modelo
hidráulico nos permite estimar variables (tensión de corte, potencia fluvial,
velocidades, etc) asociadas con distintos caudales, que pueden ser empleadas para una adecuada gestión de usos en el abanico.
Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiado por el proyecto de la Universidad Complutense de Madrid BSC4-UCM. Los autores agradecen a la
Confederación Hidrográfica del Segura y a Ramón Bella, de INOCSA la cesión de parte de los datos hidráulicos utilizados.
BIBLIOGRAFÍA
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EL MODELADO DE CAUCES EXCAVADOS EN ROCAS CALCÁREAS:
MESO Y MICROFORMAS EN LA RAMBLA DEL TAMBUC
Segura, Francisca1; Rosselló, Vicenç. M.1; Sanchis, Carles2
RESUMEN
En el presente trabajo se analizan los procesos y las formas labradas en un
meandro encajado en materiales calcáreos en la rambla del Tambuc (plataforma del Caroig, Valencia). El análisis de las formas demuestra el predominio de los procesos hidrodinámicos sobre la corrosión.
Palabras clave: Corrasión, evorsión, remoción, canal interior, cuencos de
disolución, marmitas de gigante, perfil longitudinal, rupturas de pendiente
ABSTRACT
This paper examines the processes and forms sculpted in a calcareous bedrock channel, in the Tambuc rambla (Caroig platform, Valencia). The forms
analysis demonstrates the dominance of hydrodynamic processes over corrosion processes.
Key words: Corrasion, evorsion, quarrying, inner channel, kamenitza, potholes, longitudinal profile, knickpoint
INTRODUCCIÓN
En los últimos años han aparecido diversos trabajos que identifican los
mecanismos erosivos en canales excavados en roca madre: corrosión, corrasión, remoción y succión de bloques, cavitación, evorsión y meteorización
Departament de Geografia, Universitat de València, [email protected], [email protected]. 2 Centre Valencià d’Estudis del Reg, Universitat Politècnica de València, [email protected]
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física y /o biológica (Richardson y Carling, 2005; Hanckok et al., 1998). Estos
procesos forman diversas estructuras erosivas que condicionan y a vez son
condicionadas por el flujo. Nuestro objetivo es la descripción de dichas formas y su interpretación hidrogeomorfológica.
ÁREA DE ESTUDIO
El tramo estudiado, de unos 2 km de longitud,
es un meandro de tipo ingrown de la rambla
del Tambuc, excavada en la plataforma calcárea del Caroig (Valencia) (Fig. 1).
PROCESOS Y ESTRUCTURAS EROSIVAS
3.1. Abrasión: flute marks y pseudoripples
Figura 1. Área de estudio
Las flute marks, que aparecen en dos zonas,
se originan por las irregularidades del sustrato,
que provocan separación y recirculación del flujo (Allen, 1982; Hanckock et al.,
1998). En el primer sector retroceden por erosión remontante sobre un resalte,
a la salida de una depresión, y denotan una gran energía del flujo, ya que el
agua circula a contrapendiente. En el segundo sector, las flutes tienen forma de
huso (spindle shape marks) y están cerradas (Fig. 2 y 3a). En ambos casos se
disponen paralelas a las diaclasas y sus dimensiones están en torno a los 10 cm
de longitud y varios cm de anchura y profundidad. Los pseudoripples (Hanckok
et al., 1988) se desarrollan como una secuencia de crestas redondeadas y senos
con flutes donde se estanca la carga de fondo y se instala la vegetación. Las
estructuras están ligadas a una red de diaclasas ortogonales explotadas por
erosión diferencial, que dejan algunos bloques en resalte (Fig. 4).
3.2. Evorsión: Marmitas de gigante
La presencia de marmitas se ha correlacionado con diversos factores que facilitan la separación del flujo y la turbulencia: irregularidades
en el lecho, velocidades capaces de producir
abrasión o cavitación y cambios de gradiente
(Allen, 1982; Richardson y Carling, 2005). En
el área de estudio aparecen dos sectores con
marmitas (Fig. 3b, números 2 y 3) de tamaño
variable (algo más de 1m de diámetro y otro
tanto de profundidad) y forma elíptica (Fig. 5).
Figura 2. Flute marks
414
En todos los casos, la coalescencia de las marmitas ha formado un inner
channel, que retrocede por erosión remontante.
3.3. Corrosión: Cuencos y surcos de disolución
La disolución de las calizas da lugar a la formación de cuencos de disolución
(kamenitza) y surcos (rillenkarren) (Allen, 1982). Los primeros, con dimensiones decimétricas adquieren diversas formas y están muy condicionadas
por las líneas de debilidad (diaclasas y fracturas). Evolucionan por coalescencia y en ocasiones se combinan con algún tipo de rillenkarren. En la evolución del cauce también existen indicios de colapso de galerías kársticas que
quedan como concavidades en las paredes del cauce.
3.4. La remoción de los bloques por succión y arrastre
El cuarteamiento y la remoción de bloques por succión y arrastre son muy
eficaces en aquellos cauces donde la distancia entre las diaclasas permite
la fragmentación en bloques aptos para ser transportados. La capacidad de
remoción es más efectiva en los canales internos y las rupturas de pendiente
(Hanckok et al., 1998). Este proceso está presente en todo el sector, formando una sección transversal escalonada.
EL PERFIL LONGITUDINAL DEL RÍO
El meandro estudiado presenta un perfil longitudinal con un gradiente irregular, en el que abundan los knickpoints (Fig. 3b, números 2, 3, 4 y 5). La
distribución de los escalones está relacionada con la frecuencia de diaclasas,
la horizontalidad de los estratos y la relación entre el ángulo de los estratos
y la dirección del flujo. La migración de los knickpoints y la evolución de las
marmitas de gigante se combinan para formar canales internos (inner channels) (Fig. 5). Estos canales maximizan el esfuerzo de cizalla y la potencia
unitaria, al concentrar el flujo en secciones estrechas y profundas y constituyen la forma más eficiente de incisión (Wohl, 1998).
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
Los cañones fluviocársticos suelen estar modelados por la corrosión y la hidrodinámica,
aunque su importancia en el modelado puede
ser muy variable. Así por ejemplo, la disolución
es el proceso dominante en el modelado de los
cañones del Migjorn de Menorca, labrados sobre
calizas arrecifales miocenas, poco resistentes y
muy permeables (Segura et al., 2009b).
Figura 3. Levantamiento topográfico y perfiles longitudinales del sector
flutes (a) y del conjunto del tramo (b)
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Figura 4. Pseudoripples.
En el área de estudio, por el contrario, la
hidrodinámica del flujo parece predominante. La remoción de los bloques, la formación de canales internos y las marmitas
de gigante producen las ratios de incisión
más elevadas, mientras que la corrosión
afecta a casi todo el lecho, pero provoca
una incisión escasa. Así pues, este ejemplo
ilustra el modelado de cauces calcáreos en
los que la disolución es un proceso secundario. Las diferencias entre los dos modelos radican en las diferencias litológicas
(dureza, textura, permeabilidad, fracturación), la disposición de los estratos o el
tipo de carga transportada por el río.
Figura 5. Marmitas de gigante e
inner Channel. Las flechas indican la
dirección del flujo
Agradecimientos: El presente trabajo se enmarca dentro de los proyectos de
investigación CGL2006-11242-C03-02 y CGL2009-14220-C02-02, financiados por el Ministerio de Ciencia e Innovación y por fondos FEDER.
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416
HUELLAS PLEISTOCENAS DE FRÍO INTENSO EN LA
CUENCA DEL DUERO: CUÑAS DE ARENA
RELICTAS EN LAS TERRAZAS DEL PISUERGA
Serrano, Enrique1, Pellitero, Ramón1, Otero, Marta2
RESUMEN
Se estudian las estructuras en cuña de la terraza +30 metros del Pisuerga. Se
analiza la litoestratigrafía de la terraza y de las cuñas y su estructura interna
para su clasificación genética. En el trabajo se establece que son de origen periglaciar, cuñas de arena relictas (sand wedge cast) indicadoras de un periodo
de frío intenso.
Palabras clave: cuñas de arena relictas; ambientes periglaciares; relleno sedimentario; Cuaternario; cuenca del Duero.
ABSTRACT
Some wedge structures located in the fluvial terrace +30 m of Pisuerga River
are studied. The aim of the study is the genetic classification of the wedges by
lithostratigraphic analysis of the fluvial terrace and the texture and internal structure analysis of the wedges. Wedges predominantly show vertical structures with
varied filler and no substrate deformations. Following their formation the wedges
have been eroded, fossilized by fluvial and colluvial deposits and deformed. These
are periglacial origin wedges, classified as sand wedge casts, which are indicators
of a period of extreme cold.
Key words: Relict sand wedges; Periglacial environment; sediment-filled wedge; Quaternary; Duero basin.
Dpto. de Geografía, Universidad de Valladolid, Valladolid, España [email protected].
postela, Santiago de Compostela, España.
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Dpto. de Geografía, Universidad de Santiago de Com-
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INTRODUCCIÓN, OBJETIVOS Y METODOLOGÍA
La presencia de cuñas de arena (sand wedge casts) o moldes de cuñas de hielo
(ice wedge casts) son indicadores de procesos fríos durante el Cuaternario. La
existencia de estas formas implica enérgicos procesos de contracción térmica
asociados a climas muy fríos y han sido relacionadas con condiciones térmicas
concretas, tales como temperaturas medias anuales menores de -6ºC (Pewé,
1966). Sin embargo, en la actualidad no se admite que estas estructuras constituyan indicadores de rangos térmicos precisos, pues factores de emplazamiento
(cobertura nival, cobertura vegetal, textura de las formaciones superficiales, regímenes térmicos estacionales, etc.) pueden influir decisivamente en su existencia o inexistencia (Murton and Kolstrup, 2003; Murton, 2006). Sin embargo los
moldes de cuñas de hielo o las cuñas de arena si son indicadores de frío intenso.
Murton (2006) considera que las cuñas de arena de más de 2 m. de profundidad
son indicadores de permafrost continuo, pero no las cuñas de menor desarrollo,
que pueden estar ligadas a incrementos del frío estacional en ámbitos sin permafrost. Por todo ello, la presencia de estas huellas en la depresión del Duero
constituye un geoindicador paleoambiental de especial interés. Las parameras y
terrazas del Duero, localizadas en el centro de la depresión, entre 500 y 800 metros, no han aportado huellas significativas de un frío intenso (González Martín y
Pellicer, 1988), como el constatado en el entorno montañoso de la cuenca. El objetivo de este trabajo es presentar huellas de frío intenso en el centro de la Cuenca del Duero, establecer una clasificación genética de las estructuras en cuña y
una primera interpretación morfogenética a partir del análisis litoestratigráfico.
Para su estudio se ha realizado una cartografía geomorfológica del entorno, el
levantamiento litoestratigráfico de la terraza en la que se ubican, el análisis de la
textura y estructura de las cuñas, el análisis sedimentológico de gruesos y arenas
de los distintos niveles y el muestreo para dataciones mediante U/Th y TL.
CONTEXTO GEOMORFOLÓGICO
El valle bajo del Pisuerga constituye un sistema de terrazas escalonadas disimétricas (Hernández Pacheco, 1930; Olmo y Portero, 1982;), generado por una
larga sucesión de procesos de incisión y acumulación durante el Plesitoceno
medio y reciente (Santonja y Pérez, 2001; Santiesteban y Shulte, 2007). En la
zona de estudio (41º48´48´´N-4º35´46´´W) se han establecido nueve niveles de terrazas principales entre +165 y +5 metros sobre el nivel del río actual.
La terraza 6 (+30 m) es un amplio rellano de 800 m de anchura, situado a 738
m.s.n.m, y formada por un depósito fluvial de 5 m de profundidad que reposa
sobre el sustrato Neógeno, facies lutítico-margosas de la Uni- dad Dueñas. En
ella se han detectado una docena de estructuras en cuña.
418
LOS MOLDES DE LAS CUÑAS
Las cuñas rellenas de sedimentos se inscriben en la terraza fluvial compuesta
por un depósito de 4,5 metros de espesor, con siete unidades litoestratigráficas (Fig. 1). Las cuñas presentan entre 1,5 y 2,25 metros de profundidad y
se distribuyen a lo largo del talud distanciadas entre 1,30 y 18 m. Todas ellas
tienen su inicio en la unidad 5, y han sido erosionadas, con la desaparición de
las porciones altas, y fosilizadas por las unidades 5, 6 y 7 (suelo). Las cuñas
presentan característicos estrechamientos en profundidad (15-6 cms de ancho). Texturas y estructuras internas: se caracterizan por presentar dos cuerpos diferenciados: por una parte gravas y cantos, a menudo redondeados y
con someras estructuras horizontales, procedentes del depósito fluvial y localizados en las porciones superiores. En profundidad y en los márgenes aparecen
rellenos de finos sin estructura aparente, con presencia de gravas y cantos, y
enriquecimiento de carbonatos. En las porciones medias e inferiores existen
costras calcáreas, con una estructura vertical, que en algunos casos rellena la
totalidad de la cuña (Fig. 1, C-1 y C-8,). En la base, unas veces en contacto con
las margas subyacentes y otras no, se acumulan finos con profusión de carbonatos. Sólo en un caso (C-8, Fig. 1) se han observado deformaciones del depósito encajante que señalan procesos de congelamiento y presión. El análisis
litoestratigráfico denota un
relleno de las cuñas dominado por estructuras internas verticales, excepto en
las porciones superiores,
donde existen horizontales y estratificadas. Las
estructuras en cuña están
truncadas en su cabecera,
fosilizadas por depósitos
aluviales en la parte superior y coluviales en las bajas, fracturadas y deformadas, con desplazamiento
hacia el Este (Fig. 1, C-1 y
C-8). Todo ello es posterior
Figura 1. Cuñas de arena relictas (en negro en el perfil) en la terraza +30 del Pisuerga.
a su génesis. La formación
1, sustrato. 2, gravas masivas, estratificadas y consolidadas por carbonato. 3, lentejones arenosos con estratificación cruzada. 4, gravas masivas con estratificación horizontal
de las cuñas se originó en
dominante y cruzada en la base. 5, cantos y gravas con estratificación horizontal. 6, coluvión
de cantos y gravas con matriz y carbonatos. 7, suelo. Gp, Gravas y cantos con matriz,
un nivel de acumulación
estratificación cruzada y planar somera. St, arenas gruesas con estratificación cruzada. Gt
(p) Gravas y cantos con matriz, estratificación y consolidación por carbonato. Sm, arenas
fluvial del Pisuerga, locamasivas. Gms (p), gravas y cantos con matriz y carbonatos. P, carbonatos. Cª, carretera
lizado 30 metros más alto
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que en la actualidad, posteriormente fosilizado y deformado durante y después
de la incisión que forma la terraza +30m.
RESULTADOS E INTERPRETACIÓN
Existen distintos procesos que generan formas en cuña y fracturas de la formación superficial, relacionados con orígenes no periglaciares, tales como movimientos en masa, rupturas de tensión térmica, de desecación, cuñas tectónicas, diapíricas o sísmicas. Pero no hemos encontrado compatibilidades entre
la estructura interna y la textura de las cuñas estudiadas con las de orígenes
no periglaciares. El tamaño, el relleno sedimentario y la estructura interna de
las cuñas descritas muestran las características de las de origen periglaciar
(Lemcke y Nelson, 2004; Murton, 2006; French, 2007). Las cuñas de la terraza
+30 del Pisuerga son interpretadas como cuñas de arena relictas (sand wedge
cast), a partir de la disposición interna dominantemente vertical en profundidad, el relleno con carbonatos y costras carbonáticas, y la no deformación de
las paredes de la encajante. Todo ello lo relacionamos, por el momento, con estructuras generadas por contracción y con relleno de sedimentos singenéticos,
y no a cuñas de hielo (ice wedge cast). Sólo puntualmente existiría hielo en su
interior. Las cuñas de arena fósiles del Pisuerga se originaron en el depósito fluvial, son anteriores a la génesis de la terraza y se asocian a un clima frío. No es
posible constatar a partir del análisis litoestratigráfico si su génesis se asocia a
la existencia de permafrost, pues no son necesariamente procesos asociados al
mismo, si bien su profusión y profundidad indica que son huellas de un periodo
de frío intenso.
BIBLIOGRAFÍA
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420
ACTIVIDAD FLUVIAL HOLOCENA
EN LA CUENCA DE MIRANDA DE EBRO (BURGOS-ALAVA)
Soria Jáuregui, Ángel1, González Amuchástegui, María José1,
Mauz, Barbara2 y Lang, Andreas2
RESUMEN
El análisis estratigráfico, sedimentológico y cronológico de las terrazas bajas del
Ebro en la Cuenca de Miranda han permitido estudiar la dinámica fluvial holocena del río. Los datos muestran dos fases acumulativas y dos de incisión.
Palabras clave: Ebro, actividad fluvial, Holoceno, OSL.
ABSTRACT
Stratigraphical, sedimentological and chronological analysis of two terrace
flights in the Miranda de Ebro basin has allowed investigating the Holocene
fluvial activity of the Ebro River. Data show two aggradational and two degradational phases.
Key words: Ebro, fluvial activity, Holocene, OSL.
INTRODUCCIÓN
El río Ebro a su paso por la cuenca de Miranda, ha edificado un sistema de terrazas cuya génesis puede vincularse a respuestas hidrológicas de distinto origen,
algunas de tipo local pero también a otras como los cambios climáticos que se
han ido sucediendo a lo largo del Pleistoceno y Holoceno. Sin embargo, el significado ambiental de estas acumulaciones es todavía difícil de establecer con
Departamento de Geografía, Prehistoria y Arqueología, Universidad del País Vasco, Vitoria-Gasteiz, España, [email protected]. 2 Departamento
de Geografía, Universidad de Liverpool, Liverpool, Reino Unido.
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421
precisión, de modo que diferentes estudios relacionan las fases de sedimentación fluvial con estadiales fríos y secos (Macklin et al. 2002), mientras que otros
con períodos de transición climática (Thorndycraft y Benito, 2006).
Este estudio se centra en el análisis geomorfológico, sedimentológico y cronológico de los sedimentos fluviales depositados por el río Ebro a su paso por la
Cuenca de Miranda de Ebro (Burgos-Álava) con el fin de determinar los factores
que controlan la dinámica fluvial del río Ebro en esta zona. La primera referencia del estudio de la evolución fluvial en este sector de la cuenca del Ebro se remonta a los años 20 cuando Aranegui (1927) publicó su análisis de las terrazas
del Ebro entre Sobrón y Haro. Existe un vacío importante hasta que a principios
de los años 80, ve la luz la tesis de Gonzalo Moreno (1981).
ÁREA DE ESTUDIO
El área de estudio queda enmarcada en la comarca del Alto Ebro, en
el dominio estructural del sinclinal de
Miranda-Treviño (Burgos-Álava). En
él se inserta la cuenca de Miranda,
unidad morfoestructural que queda
individualizada morfológicamente por
los relieves positivos que conforman
el anticlinal de Sobrón por el oeste
y la unidad de los Montes ObarenesSierra Cantabria por el sur y este,
concretamente con el cierre morfoló- Figura 1. Localización de la Cuenca de Miranda de Ebro (Burgos-Alava)
gico de las Conchas de Haro.
Dominan los materiales calcáreos de edad cretácica y las areniscas, margas y
conglomerados terciarios poligénicos, dispuestos en orlas que se suceden desde los relieves positivos hacia el depocentro de la cuenca donde se localizan
los materiales terciarios areniscosos. Sobre esta unidad discurre el río Ebro y
en ella ha desarrollado un sistema formado por cinco niveles de terraza y una
estrecha llanura de inundación.
METODOLOGÍA
La elaboración de una cartografía geomorfológica de detalle, así como el análisis estratigráfico y sedimentológico de las terrazas, han permitido establecer la
evolución geomorfológica de este sector de la cuenca; así mismo se ha aplicado
la técnica de luminiscencia estimulada ópticamente (OSL) para llevar a cabo
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la datación de los dos niveles de terraza inferiores (T4 y T5). La preparación y
medición lumínica de las muestras se realizó en el Laboratorio de Luminiscencia
de la Universidad de Liverpool (Reino Unido).
CARACTERÍSTICAS LITOESTRATIGRÁFICAS
Y CRONOLÓGICAS DE LOS DEPÓSITOS
El Ebro a su paso por la cuenca de Miranda ha sufrido distintos episodios de sedimentación e incisión, hasta generar un total de cinco niveles de terraza situados aproximadamente a +60, +45, +30, +18 y +8 m sobre el nivel actual del
cauce; en este trabajo se analizan los niveles fluviales más recientes, T4 y T5.
Las características sedimentológicas de la terraza T4 vienen determinadas por
su carácter granocreciente con un nivel inferior que presenta un espesor visible
de 1,10 m de material limo-arenoso fosilizado por un nivel de 0,9 m de cantos
principalmente calizos (98%). La terraza T5 se caracteriza por ser un nivel uniforme limo-arenoso de potencia visible variable que alcanza los 4 m. en algunos
puntos. A la luz de los resultados del análisis litoestratigráfico y sedimentológico
ambos niveles son interpretados como facies de desbordamiento, cuyas edades
van desde los 12.88 ± 1.14 para el nivel T4 y los 8.53 ± 0.86 y 9.48 ± 0.60
para el T5, de modo que la génesis de ambos niveles de terraza abarcaría desde el finipleistoceno hasta el Holoceno.
El análisis morfoestratigráfico y sedimentológico de los dos niveles fluviales
permite establecer 4 fases de significado dinámico contrastado: dos de sedimentación y dos de incisión.
Investigaciones realizadas en zonas próximas de la cuenca alta del Ebro, tanto
en algunos de sus afluentes (Purón, Molinar, Tubilla del Agua, Inglares) como
en su propio cauce (Glez Amuchastegui y Serrano, 2005) señalan el Holoceno
como una época propicia para la sedimentación tobácea que alcanza espesores
superiores a los 15 m. en algunos puntos; algunos de estos depósitos han sido
datados, iniciándose la sedimentación tobácea en los inicios del Holoceno (con
anterioridad al 8.320±40 B.P en el caso del río Purón) y prolongándose hasta el
4.700±40 B.P, estando su periodo de máximo desarrollo relacionado con el Óptimo Climático Holoceno cuando las condiciones húmedas y templadas favorecieron la construcción de dichos edificios (Glez Amuchastegui y Serrano, 2007).
En esta misma dirección apuntan los resultados de los análisis efectuados en el
río Inglares, donde la sedimentación de carbonatos se inició entorno al ~10ka
(U/Th) (Llanos et al. 1998). Los datos de las muestras correspondientes al
nivel T5 se solapan (en el rango de error 2σ) con el inicio de la sedimentación
tobácea, sugiriendo una relación entre el inicio de la génesis de dicho nivel fluvial y las tobas de los diferentes afluentes.
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Es indudable que el Holoceno fue un periodo marcado por pequeñas fluctuaciones
climáticas que debieron tener su respuesta en la dinámica hidrológica. Sin embargo no parecen ser éstas las únicas responsables de los cambios fluviales, también
podríamos recurrir a los cambios registrados en todo el ámbito como consecuencia de una ocupación antrópica todavía precaria aunque llevada a cabo por grupos
con una gran capacidad de intervención sobre medio, lo que sin duda alteró la
dinámica fluvial de este área (Glez Amuchástegui y Serrano, 2007).
CONCLUSIONES
La evolución morfogenética reciente del río Ebro en la Cuenca de Miranda está
definida por la presencia de dos fases de sedimentación y otras dos de incisión.
Cronológicamente la primera de estas fases se sitúa en el finipleistoceno, momento en el que el Ebro deposita un extenso nivel situado a + 18 m sobre el
cauce actual y que debió ser respuesta a los cambios ambientales registrados
en el momento; con posterioridad la dinámica fluvial se ve modificada hacia
una fase de incisión que vuelve a ser interrumpida en el Holoceno, con una
nueva etapa de sedimentación en un momento ambientalmente propicio en el
que se dio una escasez de aportes debido a una situación de fitoestabilización
de las laderas así como del material procedente de muchos de los afluentes del
Ebro, en esos momentos dominados por una dinámica de sedimentación tobácea. No ha sido posible establecer el techo de esta etapa, aunque de acuerdo
con los resultados establecidos sobre otro tipo de depósitos, podría situarse en
torno al 4.000 B.P., momento a partir del cual se inicia la etapa de incisión que
se prolonga hasta la actualidad. En cualquier caso a la espera de los resultados
de nuevas dataciones, no es posible llegar a una conclusión definitiva en lo relacionado con los factores que gobiernan la actividad fluvial en esta zona de la
Cuenca del Ebro. Sería necesaria la obtención de una serie de datos geocronológicos multidisciplinar de cara a confirmar si la actividad fluvial está controlada
por factores locales o bien está dominada por ciclos climáticos.
BIBLIOGRAFÍA
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METODOLOGÍA MULTIDISCIPLINAR
PARA DELIMITAR DOLINAS. EJEMPLO DE LA CUENCA DEL EBRO
Soriano, Mª Asunción1, Simón, José Luis1, Pueyo, Óscar1, Pocoví,
Andrés1, Casas, Antonio1, Pérez, Antonio1 y Luzón, Aránzazu1
RESUMEN
La abundancia de dolinas en el área de Zaragoza causa graves pérdidas
económicas. Se propone una metodología para su delimitación que minimice estos problemas. En ella se consideran las escalas espacial y temporal
e incluye cartografía geomorfológica de diversos años, encuestas, estudio
de daños urbanos, de paleodolinas, datos de propiedades del subsuelo y
utilización de diversas herramientas geofísicas para mejorar la resolución
obtenida de los datos anteriores y prevenir daños futuros.
Palabras clave: Dolina, Cartografía, Campañas de campo, Geofísica.
ABSTRACT
Presence of dolines in Zaragoza region causes high economic losses. For
delimiting dolines a methodology is proposed. This considers the spatial and
temporal scale of this phenomenon. Methodology includes: geomorphological mapping, studies of urban damages, of paleodolines, interviews, characteristics of the subsoil and different geophysical prospecting to improve
previous data and to prevent future damages.
Key words: Doline, Mapping, Field work, Geophysical studies.
Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, Zaragoza, España, [email protected], [email protected], [email protected],
[email protected], [email protected], [email protected] y [email protected]
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INTRODUCCIÓN
Durante el Mioceno en la Cuenca del Ebro (Fig. 1) se sedimentaron materiales detríticos en sus márgenes y evaporitas y carbonatos en el área central.
En el Cuaternario la red fluvial causó la erosión parcial de las rocas terciarias y la acumulación de terrazas y glacis. La disolución de las evaporitas
infrayacentes ha generado campos de dolinas.
Las dolinas del entorno de Zaragoza se estudian desde hace años (Soriano
y Simón, 1995; Galve et al., 2009). La elevada ocupación de parte de esta
zona causa cuantiosas pérdidas económicas (Soriano y Simón, 2002). Las
autoridades locales conscientes del peligro que supone la existencia de karst
en esta zona, decidieron incluir en el Plan General de Ordenación Urbana
un estudio específico sobre el mismo (Simón et al., 1998). Desde entonces
existe una normativa que se aplica antes de realizar cualquier construcción
dentro del término municipal de la ciudad.
En este trabajo se presenta una metodología para delimitar las zonas afectadas por el desarrollo de dolinas en la cuenca del Ebro. A partir de la experiencia acumulada por nuestro equipo (Soriano y Simón, 1995; Simón et
al., 1998) se realiza un estudio multidisciplinar con técnicas geomorfológicas, estructurales, estratigráficas, geofísicas, etc. La naturaleza dinámica
del proceso condiciona el estudio de paleodolinas y la detección de dolinas
futuras usando herramientas geofísicas.
METODOLOGÍA APLICADA A LA DISTRIBUCIÓN DE DOLINAS
La metodología de trabajo presentada tiene en cuenta dos escalas, la espacial y
la temporal. La primera de ellas varía en función del detalle que se persiga en el
estudio e implicará también el uso de diversas herramientas en su elaboración.
Es preciso considerar la escala temporal ya que la karstificación es un fenómeno
dinámico que evoluciona a lo largo del tiempo de manera natural y también por
las actividades humanas que alteran dicho dinamismo.
2.1. Cartografía geomorfológica
A partir de fotografías aéreas se elabora una cartografía previa de la distribución de dolinas. Debido a la evolución que sufren estas formas, es preciso usar
fotogramas de diversos años. Los más antiguos con posibilidad de visión estereoscópica de esta zona se remontan a 1946 y 1957. Aunque su escala no es
tan detallada como la de vuelos posteriores, tienen la ventaja de que la zona
urbanizada era menor lo que facilita la identificación de dolinas. El control con
los fotogramas de diversos años permite detectar los cambios, básicamente el
relleno de depresiones, realizados para dicha urbanización (Fig. 1).
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Figura 1. Situación de la zona (1.Paleozoico, 2.Mesozoico, 3.Cenozoico). Mapa del NO de Zaragoza con dolinas y daños (se indican las fechas). En 1993 se reconocían solo seis dolinas. Los daños urbanos se relacionan con dolinas
2.2. Campañas de campo
En ellas se incluyen diversas actividades cuya finalidad es comprobar y
mejorar la cartografía previa tales como: identificación de las dolinas cartografiadas, localización de las que son pequeñas e indetectables con las
fotografías aéreas, reconocimientos de daños en construcciones urbanas y
seguimiento periódico de las mismas (Fig. 1), entrevistas a personas conocedoras de la zona para localizar nuevas dolinas y saber su evolución.
Además, se estudian los rellenos de paleodolinas cuaternarias y las deformaciones que les afectan (Luzón et al., 2008). Con ello se interpretan
los mecanismos de formación, estadios evolutivos en la karstificación y la
duración de esa evolución natural lo que se aplica al estudio de las dolinas
actuales. Son necesarios los datos de propiedades del subsuelo (litología,
hidrogeología, morfología, etc), ya que la ausencia de dolinas no significa
que no exista karstificación, de ahí la necesidad de cartografiar los parámetros que favorecen o inhiben su desarrollo.
Con los estadios 2.1 y 2.2 se elaboran mapas detallados donde la situación
de las dolinas representan las zonas más peligrosas ya que aunque éstas se
rellenen, se ha constatado que la actividad prosigue y se manifiesta dentro
de su contorno y en sus márgenes (Fig. 1).
2.3. Prospección geofísica
En zonas en que la peligrosidad por karstificación es muy elevada, sobre todo
en áreas de futura urbanización, es necesaria una aproximación de mayor
resolución y que valore además la peligrosidad potencial en el subsuelo sin
evidencias superficiales. Para ello se propone aplicar varias técnicas geofíAvances de la Geomorfología en España 2008-2010
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sicas en tres etapas con el objetivo de identificar cavidades sin indicadores
superficiales, diferenciar depresiones de adscripción dudosa y delimitar los
radios de afección con independencia de indicadores superficiales. La rutina que se sigue incrementa la resolución espacial y por ende disminuyen
las ambigüedades: (1) delimitar zonas anómalas de las propiedades del
subsuelo (magnetometría, radiación EM o aproximación semicuantitativa
de georradar); (2) inferir las peculiaridades geométricas de las anomalías
(georradar, sísmica de reflexión, tomografía eléctrica) y (3) caracterizar las
anomalías (microgravimetría) (Pueyo et al., 2010).
CONCLUSIONES
El estudio que se propone para delimitar dolinas es multidisciplinar utilizando técnicas geomorfológicas, sedimentológicas, geofísicas, de Geología Estructural, etc. Se aborda teniendo en cuenta tanto una perspectiva espacial
como temporal por las variaciones que las dolinas presentan en superficie y
a lo largo del tiempo. Se realizan cartografías de detalle y campañas de campo, que incluyen diversas actividades para mejorarlas. Cuando se requiere
una exploración muy detallada, es preciso utilizar herramientas geofísicas
que incluso detecten anomalías que no se manifiestan en superficie. La utilización de diferentes técnicas geofísicas permite obtener resultados que se
complementan, lo que redunda en la mejora de la definición obtenida.
Agradecimientos: Este trabajo ha sido parcialmente financiado por los proyectos PI 030/08 (Gobierno de Aragón), GA-LC-026/2009 (Gobierno de
Aragón-CAIXA) y UZ 2008-CIE-21 (Universidad de Zaragoza).
BIBLIOGRAFÍA
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