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3.2 GEOLOGÍA Y GEOMORFOLOGÍA José Miguel EDESO FITO
3.2.1 CARACTERÍSTICAS MORFOESTRUCTURALES El término municipal de Donostia-San Sebastián se ubica en la zona (o en las proximidades) de máxima curvatura del denominado Arco Plegado Vasco. Litológicamente, el municipio está constituido por materiales de edad Paleozóica, Mesozóica, Terciaria y Cuaternaria6. Los primeros forman parte del Macizo de Cinco Villas, representado en la zona de estudio por el enclave de Landarbaso. Es aquí donde encontramos los materiales más antiguos, estando éstos representados por la denominada sucesión esquistosa de Cinco Villas, la cual ha sido datada por Campos (1979), como Carbonífera. Esta sucesión está constituida por una alternancia irregular de lutitas esquistosas (limolitas y argilitas) y areniscas laminadas, con intercalaciones de conglomerados y calizas. Todo el conjunto adquiere una tonalidad oscura (gris a negro), muy característica. La potencia media de estos materiales resulta difícilmente calculable, aunque posiblemente sobrepasa los 2.000 m. Según Campos (1979), la sucesión está integrada por secuencias de tipo turbidítico, pudiendo considerarse como una asociación de grauvacas8, relacionada con una sedimentación geosinclinal, en régimen de hundimiento rápido y considerable acumulación (formación flyschoide). El Pérmico es en general muy escaso. Únicamente se han podido reconocer algunos paquetes conglomeráticos (IGME, 1975), formados por cantos poligénicos. Estos materiales se confunden frecuentemente con los conglomerados Triásicos (Bundsantein), hasta tal punto que Lamare (1936), definió ambas acumulaciones con el nombre de Permotrías. Por el contrario, Campos, considera que no existen afloramientos atribuibles al Pérmico, y que todos los yacimientos señalados por Mir (1971) y Lamare (1936), deben englobarse dentro de los materiales Triásicos. La cobertera mesozóica se dispone discordante sobre los afloramientos Paleozóicos. Los niveles basales han sido datados como Triásicos9, aunque en la zona que nos ocupa tan sólo afloran materiales pertenecientes al Keuper, cuya sedimentación se produjo bajo unas condiciones claramente regresivas, de ahí que predominen los materiales detríticos, depositados en un medio extremadamente árido, tal y como lo refleja el color rojo del sedimento. Está formado por materiales arcillosos de naturaleza plástica. No ha podido determinarse la potencia de la sucesión, puesto que los afloramientos han sufrido importantes modificaciones debido al desarrollo de estructuras diapíricas, o a la intervención de esfuerzos tectónicos que han modificado sustancialmente las condiciones iniciales de deposición. En el enclave de Landarbaso, encontramos materiales pertenecientes al Bundsanstein (dibujan un nítido crestón). Se identifican areniscas cuarzo-feldespáticas de color rojo, estratificadas en bancos muy potentes. Suelen presentar intercalaciones conglomeráticas, así como niveles arcillosos y limolíticos también de color rojo. En el caso del Trías, predominan las arcillas abigarradas de color rojo, violeta o verde, con eventuales intercalaciones limosas y yesosas. Dado el carácter diapírico de la mayor parte de los afloramientos Triásicos, es relativamente frecuente el desarrollo de masas ofíticas, tal y como se observa en el diapiro10 de San Marcos-Txoritokieta. El Jurásico11 está escasamente representado en la zona objeto de estudio. Únicamente hemos podido determinar pequeños afloramientos, de escasa extensión lateral, en la zona de Arriberatxo-Petrelegi. Pueden identificarse carniolas pulverulentas grises y rosas, brechas calcáreas, calizas grises y calizas margosas de color gris oscuro. Sobre ellas se observa un Lías margoso, constituido por margas grises azuladas que alternan con bancos decimétricos de calizas margosas, calizas limosas y margocalizas (pardo amarillentas por alteración). El Malm está constituido por limolitas calcáreas grises, margas arenosas gris o negras, masivas y micáceas (tonos pardo-amarillentos por alteración), mientras que el Jurásico terminal-Neocomiense está representado por calizas gris oscuras o negras, estratificadas en bancos decimétricos (Arriberatxo). Los materiales urgonianos12 también son escasos, pudiendo destacar un pequeño afloramiento en la zona de Martutene. Únicamente se observan grauvacas grises o negras, mal estratificadas que por alteración dan tonos pardo-rojizos. Eventualmente, presentan intercalaciones de limolitas, argilitas gris oscuro y lutitas arcillosas versicolores, así como calizas arenosas oscuras. Los afloramientos supraurgonianos son bastante extensos y están muy bien representados en el municipio (zona de Larrabide-Oriamendi-Añorga, Loiola-Martutene...). Están constituidos por dos grandes conjuntos, que se conocen como formación Oyarzun y formación Deba o flysch13 negro. Esta última está integrada por limolitas negras masivas que por alteración dan tonos grisáceos o beige. Ocasionalmente, presentan niveles de areniscas e incluso nódulos de siderita con la típica disyunción en capas de cebolla (Añarbe, taludes de la A1 en Lasarte). La formación Oyarzun está compuesta por areniscas estratificadas en bancos poco potentes de color amarillento, con intercalaciones de conglomerados y microconglomerados. En algunos puntos aparecen niveles carbonatados ricos en corales, lamelibranquios, crinoides, rudistas, etc. Los materiales Cenomanienses-Campanienses14 (Flysch del Cretácico superior), están muy bien representados, constituyendo un amplio manchón que ocupa el espacio comprendido entre Pasajes y Usurbil, (tienen un espesor medio de 1.500 metros). Siguiendo los trabajos de Campos (1979), pueden diferenciarse dos tramos diferentes; uno, el más inferior, de naturaleza calcáreo-arcillosa (flysch calcáreo), y otro superior de características flyschoides (flysch detrítico-calcáreo). El paquete basal está integrado por margas y margocalizas de color oscuro (gris a negro), masivas y esquistosas, con frecuentes intercalaciones de calizas arcillosas de color gris claro y blanco, bien estratificadas en lechos de 30-40 cm. Buenas observaciones pueden efectuarse en Añorga (trincheras del ferrocarril), en la cantera de cemento de Rezola, en los cortes de la autopista, etc. El flysch detrítico-calcáreo está constituido por una alternancia de calizas arenosas, margas y areniscas estratificadas en bancos centi-decimétricos (en lechos de 25 cm. de espesor). Los materiales Maastrichtienses-Danienses15 constituyen un afloramiento muy continuo que atraviesa el sector septentrional del municipio de Este a Oeste. Está constituido por (en la parte inferior) margas, margocalizas grises y calizas muy arcillosas de color rosa o rojo (a veces verdosas o azuladas). La parte superior es de naturaleza más calcárea y está formada por calizas de color rosa salmón bien estratificadas en lechos de 30 cm. de espesor. La potencia de todo el conjunto es reducida, experimentando fuertes variaciones de unos puntos a otros. El Danés está integrado por calizas y margocalizas rojas, estratificadas en bancos poco potentes que alternan con margocalizas grises. Buenas observaciones se detectan en el Pico del Loro (Loretopea), la salida de Intxaurrondo, Alza... El Paleógeno16 (Paleoceno medio-Eoceno inferior), constituye un amplio afloramiento que configura la denominada Cadena Terciaria Costera, que se extiende desde el Cabo Higuer (Hondarribia) hasta los alrededores de Zumaya. Constituye los afloramientos más septentrionales del municipio, configurando el conjunto de relieves que articulan el sector litoral (Mendizorrotz, Igueldo, Santa Clara, Ulia, Urgull, etc). Dentro de este conjunto hay que diferenciar dos formaciones netamente contrastadas, que reciben el nombre de flysch de Guipúzcoa y formación Jaizkibel. El flysch de Guipúzcoa está representado por una sucesión flysch de calizas, areniscas y margas. (400 -500 m de potencia). A partir de San Sebastián, la secuencia se complica ligeramente, pudiendo definirse la siguiente sucesión: calizas grises masivas (40-65 m.), alternancia de calizas, areniscas y limos (50 m.), areniscas feldespáticas (40-50 m.) y una sucesión de características flysch (1000 m.). La formación Jaizkibel (1500 m.) se dispone sobre los materiales anteriormente citados. Está formada por potentes bancos de areniscas cuarzosas de color amarillo, estratificadas en bancos de tamaño métrico. Eventualmente presenta intercalaciones lutíticas y margosas, aunque estos niveles están tan laminados que da la sensación de que los materiales se apoyan directamente unos sobre otros. Entre estos paquetes se disponen calizas arenosas, areniscas y lutitas. Buenos cortes para poder observar estas acumulaciones, existen en la playa de Gros, en la isla Santa Clara, en la zona del Faro de la Plata, etc. Por último, hay que señalar que los materiales Cuaternarios están muy bien representados en los rellenos estuarinos de Ibaeta y, sobre todo, del Urumea (así como en el enclave de Zubieta), donde presentan acumulaciones superiores a los 70 metros. Dentro de este conjunto, podemos reseñar la presencia de depósitos de playa, depósitos fluviales y depósitos típicamente estuarinos. Las Estructuras Las particulares condiciones estratigráficas de la sucesión esquistosa de Cinco Villas no nos permiten establecer estructuras dignas de mención. Únicamente son perceptibles las micro y mesoestructuras (IGME, 1975), siendo imposible distinguir las grandes estructuras hercinianas. Richter (1963, 1965), señala la existencia de pliegues hercínicos de dirección N.-S. y de otros, de dirección W.-E., y origen alpino. Sin embargo, Campos y García Dueñas (1975), no comparten esta hipótesis. En su opinión, existen varios sistemas de pliegues hercínicos sobreimpuestos, asociables en principio a otras tantas etapas de deformación. Los más antiguos, están constituidos por mesopliegues decamétricos (isoclinales tumbados). Campos (1979), detecta la existencia de varias deformaciones superpuestas de diferente estilo. En su opinión, las deformaciones más antiguas que afectan a estos materiales, corresponden a dos fases que son las responsables directas de la estructura hercínica. La primera fase está representada por pliegues tumbados de flanco inverso bien desarrollado. Los pliegues de la segunda fase tienden a ser isópacos (sobre todo en los niveles cuarcíticos y grauváquicos), aunque también se observan algunos de simetría rómbica o monoclínica. Sobre estos pliegues se desarrollan una serie de fracturas y pliegues secundarios que han sido datados como Tardihercínicos. La fracturación se produce como consecuencia de una fase de distensión que provoca estructuras de tipo germánico y la compartimentación de los macizos hercínicos. Estas fracturas adoptan una dirección E-W y NE-SW. La orogenia alpina, genera una segunda serie de pliegues, adoptando éstos un dispositivo NE-SW. Como ya hemos señalado anteriormente, la cobertera Mesozoico-Terciaria, dibuja el denominado Arco Plegado Vasco. Ahora bien, la estructura actual del Arco, es el resultado de tres tipos principales de accidentes: diapiros, pliegues y fallas inversas y fallas de tensión (Campos, 1979). Los diapiros se han desarrollado a expensas de los materiales plásticos y menos densos del Keuper17. Como señala Campos, es posible que en algún caso la inyección del material salífero se haya efectuado en relación con las fuerzas de compresión causantes de las estructuras anticlinales y de las fallas inversas que las acompañan. Pero también es posible que las estructuras anticlinales se hayan fijado sobre diapiros precoces, que quedarían englobados en el seno de un accidente regional. Los diapiros más importantes ubicados en la zona investigada, son los de San Marcos-Txoritokieta y Martutene. Si bien en la cobertera se pueden distinguir varias alineaciones de pliegues y fallas inversas, dentro del espacio investigado únicamente tienen entidad los pliegues de dirección N60E. Básicamente, pueden definirse como un conjunto de pliegues alineados paralelos al borde noroccidental del Macizo de Cinco Villas. Normalmente, están formados por estrechos anticlinales con el núcleo extruído y marcado carácter diapírico, evolucionando incluso, hacia fallas inversas. Entre las estructuras alpídicas en el zócalo podemos destacar la falla inversa de Ereñozu (18 km. de longitud, desarrollándose entre Villabona y Ergoien), que atraviesa el enclave de Landarbaso de SO a NE. La Cadena Terciaria Costera. Puede definirse como un relieve monoclinal abrupto y escarpado, que domina el espacio litoral y el corredor interno Irún-San Sebastián. 3.2.2 FORMAS DE RELIEVE Desde un punto de vista geomorfológico pueden diferenciarse cinco conjuntos netamente contrastados. Conjunto de relieves que articulan el espacio litoral: monoclinal Jaizkibel-Ulía-Mendizorrotz. Articulan el sector septentrional del municipio, es decir, el conjunto de relieves que se disponen a lo largo de la costa (Cadena Terciaria Costera). Geomorfológicamente reciben el nombre de monoclinal de Jaizkibel-Ulia-Mendizorrotz, identificándose con una alineación montañosa de dirección general NNE-SSW-W, la cual dibuja un suave arco, con concavidad N. Es un relieve muy continuo y homogéneo, puesto que su trazado solo se ve interrumpido, en zonas muy concretas, por otras estructuras secundarias como por ejemplo el anticlinal deducido de Recalde-La Florida y la falla del Urumea. Estratigráficamente, pueden diferenciarse dos conjuntos litológicos distintos. El primero está formado por una serie de potentes bancos de areniscas cuarzosas de color gris-azulado (pardo-amarillento por alteración y blanco por decoloración) y cemento calcáreo. Campos (1979), señala que estas areniscas "están formadas por un entramado de granos de cuarzo bien redondeados, que pueden constituir el 90% de la roca (siempre más del 75%) y cantidades subordinadas de feldespatos y fragmentos rocosos", así como mica y glauconita. Los bancos suelen presentar una ligera gradación en el tamaño de grano y, en el conjunto de la sucesión, dicho tamaño se incrementa de muro a techo. Tampoco son extraños los bancos de materiales más gruesos (microconglomeráticos), heterométricos y angulosos, tal y como se observa en el Faro de la Plata-Murguita. Su potencia varía extraordinariamente de unos puntos a otros, oscilando entre unos pocos centímetros y varios metros (hasta 6 m. en ocasiones). Intercalados entre estos materiales areniscosos, se disponen delgados niveles de naturaleza arcillosa y/o margosa, aunque en ocasiones, estas intercalaciones son tan delgadas que da la sensación que los bancos de areniscas se apoyan directamente unos sobre otros. Es frecuente observar huellas de corriente y pistas de gusanos en el techo de las intercalaciones arcillosas y en el muro de los niveles arenosos. El grado de cementación de la roca, varía de unos puntos a otros, e incluso, dentro de un mismo estrato existen o pueden existir zonas de cementación desigual. En algunos puntos se individualizan gruesas bolas fuertemente cementadas que quedan en resalte por erosión diferencial, llegando incluso a acumularse sobre la plataforma de abrasión marina. La segunda, está representada por calizas arenosas, areniscas y lutitas. A diferencia de las anteriores, que siempre dan relieves importantes, estos afloramientos articulan zonas relativamente deprimidas o relieves menos vigorosos que los desarrollados sobre las areniscas mencionadas anteriormente. Kruit, Brower y Ealey (1972, 1975), señalan que la cadena Terciaria Costera se formó a partir de importantes descargas detríticas procedentes del Norte. Estas descargas, se produjeron en las desembocaduras de diversos cañones submarinos. Los materiales depositados van a configurar sendos conos de deyección, con disposición en abanico de las huellas de corriente. Estas descargas, coexistían con aportes turbidíticos axiales alimentados desde el Este, pero éstos, mucho menos brutales, serían absorbidos y reordenados por las imponentes masas de arenas aportadas por los cañones submarinos. Lateralmente, las areniscas de los antiguos conos se suturan con las sucesiones flysch. Según Campos (1979), se pueden distinguir dos conos de deyección submarinos; uno, oriental (alineación Jaizkibel-Ulia), que comenzaría a formarse en el Paleoceno superior y continuaría recibiendo aportes durante el Eoceno inferior, y otro, occidental (alineación Mendizorrotz), cuya base se sitúa en el Eoceno inferior; aparte de estos dos, es posible que existiera algún otro de menor importancia, responsable de algunas otras intercalaciones de areniscas que se encuentran en el flysch de Guipúzcoa, al Oeste de San Sebastián. La alineación Jaizkibel-Ulia-Mendizorrotz se identifica geomorfológicamente como un relieve estructural, del tipo cresta/hog-back. La topografía traduce fielmente los valores de buzamiento (inclinación que presentan los estratos), los cuales experimentan importantes variaciones de Este a Oeste. Así, en el Cabo Higuer, los estratos presentan valores en torno a los 15-25° NW, mientras que en en el Faro de la Plata y en Ulía, los valores oscilan en torno a los 80-85° N, incurvándose hacia el NNE a partir de este último punto (90° en Tximistarri, en la isla Santa Clara y en el Peine del Viento). En conjunto, estamos ante un relieve monoclinal, cuyo frente domina mediante un importante escarpe de más de trescientos metros de altura el corredor Irún-San Sebastián. Este frente, muy continuo y rectilíneo, únicamente se ve interrumpido por pequeños valles anaclinales que siguen las líneas de máxima pendiente, de ahí que presenten un trazado rectilíneo y una pendiente longitudinal escarpada. Estos barrancos, de fondo en uve y normalmente secos, están separados entre sí por espolones areniscosos y/o rellanos estructurales, parcialmente recubiertos por derrubios procedentes de los escarpes superiores. El reverso del monoclinal se resuelve mediante una alternancia de chevrones (sector de Mendizorrotz) y profundos barrancos cataclinales, de corto recorrido y fuerte pendiente. Estos cursos han excavado su cauce aprovechando las zonas de mayor debilidad estructural (redes de diaclasas, pequeñas fracturas, cambios en la dirección de los estratos, cambios de buzamiento, etc.) y de máxima pendiente, de ahí que los talwegs presenten un trazado rectilíneo muy acusado, con escasas acumulaciones a lo largo de su cauce. En algunos puntos, el retroceso de la cabecera por erosión remontante y la socavación lateral de los materiales areniscosos, favorecen el despegue (movimientos rotacionales, desprendimientos, etc) de pequeñas masas rocosas. La existencia de intercalaciones arcillosas o arcillo-margosas, favorecen estos despegues. Junto a estos procesos, también se observan fenómenos de reptación, erosión de suelos, alteraciones y desprendimientos (sobre todo en los alrededores del litoral y en los escarpes superiores del monoclinal). En muchos puntos (Faro de la Plata-Monpas, isla de Santa Clara), los chevrones son sustituidos por "hog backs" y barras paralelas a la costa. Estas barras presentan una típica morfología en colinas de cima plana o redondeada, quedando separadas entre si por pequeños surcos longitudinales (en algunos casos por valles ortoclinales), más o menos continuos, que han sido excavados por erosión a expensas de los materiales más blandos que articulan la Cadena Terciaria Costera. Topográficamente, esta alineación montañosa de dirección general E-W, presenta altitudes moderadas, que, en ningún caso superan los 450 metros, pudiendo destacar las cotas de Mendizorrotz, 416 m.; Igueldo, 279 m.; Ulia, 231 m.; Urgull, 120 m., etc. A partir del barrio del Antiguo el monoclinal se desdobla en una segunda alineación (topográficamente más modesta), que queda separada de la principal por un pequeño valle ortoclinal. Esta zona recibe el nombre de cresta de Aratzain. Dentro de este conjunto podemos diferenciar las siguientes subunidades: Acantilados litorales, rasa mareal y formas de acumulación (playas). Acantilados litorales El espacio litoral donostiarra, está dominado por costas abruptas y escarpadas, ya que los relieves que constituyen la Cadena Terciaria Costera llegan directamente al mar, configurando una costa longitudinal muy nítida y rectilínea. Las acumulaciones detríticas son escasas, quedando reducidas a pequeñas playas de cantos alojadas en el interior de las calas y bahías que salpican el litoral. Únicamente, las desembocaduras fluviales configuran acumulaciones arenosas de mayor amplitud, ya que normalmente, estos espacios están bastante protegidos de la acción del mar, funcionando como trampas de sedimentos.
En general, las características lito-estructurales de los acantilados que configuran el monoclinal Jaizkibel-Ulia-Mendizorrotz, son poco favorables para la evolución del espacio litoral, puesto que están constituidos por areniscas con cemento calcáreo y calizas arenosas de edad Paleocena, muy poco fracturadas y fisuradas, lo que favorece el desarrollo de una costa rectilínea, poco sinuosa. Únicamente, en aquéllos lugares donde los valores de buzamiento experimentan distorsiones importantes, o bien donde el grado de fisuración de la roca se incrementa o afloran litologías menos resistentes, pueden desarrollarse bahías, ensenadas o pequeñas calas que interrumpen la linealidad del sector analizado. Normalmente, estos espacios han sido aprovechados por los ríos, modelándose amplios estuarios, tal y como observamos en La Zurriola-La Concha (estuario del Urumea) y en Ondarreta (estuario fósil de Ibaeta). A los pies de estos acantilados se observa una plataforma de abrasión de dimensiones modestas (máxima extensión en Gros-Monpas), ya que rara vez supera los 100-125 metros de anchura. Su génesis está vinculada a los diversos procesos de erosión mecánica, responsables del retroceso de la línea de costa. Dicho retroceso se plasma en una serie de acantilados de altura considerable (30-50 m) y en el desarrollo de cursos torrenciales que alcanzan el mar mediante pequeños saltos de una decena de metros (zona del Faro de la Plata-Monpas). Entre el Cabo de la Plata y la punta Atalayero, la costa es interrumpida únicamente por la ensenada de Murguita o Illurgaitz. El resto, está salpicado de afloramientos rocosos sumergidos (el veril de - 10 m. corre a 200 m. de la costa). A partir de la punta Atalayero, los principales accidentes son el bajo Pekatxilla (250 x 650 m., rocoso con algunas retenciones de arena), punta Monpas, ensenada de La Zurriola, en cuyo interior se aloja la playa de Gros, desembocadura del río Urumea (su barra queda completamente en seco durante la bajamar, aunque con las obras de ampliación de la playa de Gros, ha sufrido importantes modificaciones), isla de Santa Clara (400 m. de longitud) y bahía de La Concha, cuyo extremo occidental está cerrado por una masa rocosa. Esta última, tiene 0,5 millas de profundidad y su fondo es arenoso. Durante los temporales, se produce tal resaca en su interior que las arenas, e incluso anclas, experimentan importantes remociones, cambiando totalmente su topografía. Con vientos del 3 y 4° cuadrante, las aguas se elevan 0,4 a 0,5 m. sobre el nivel ordinario (generándose corrientes de dirección W-E), mientras que con vientos del 1 y 2° cuadrante disminuyen en la misma proporción. La bahía de La Concha-La Zurriola se ha desarrollado en la charnela de un segundo repliegue de la Cadena Terciaria Costera. Estaba intensamente diaclasada, lo que favoreció su desmantelamiento y posterior vaciado. Es muy posible que existiesen también pequeñas fracturas transversales de dirección NNW-SSE, que favorecieron su desmantelamiento erosivo, aislando los bloques de Santa Clara y Urgull, que quedaron convertidos en sendas islas. Posteriormente los aportes fluviales, marinos y eólicos, configuraron el tómbolo que unió Urgull a la costa. A partir de Donostia-San Sebastián, la costa es rocosa y acantilada, destacando únicamente la punta Tximistarri (y la ensenada del mismo nombre), la punta y ensenada de la Galea, en cuyo fondo se desarrolla una playa de cantos y la punta Tierra Blanca (modelada por el mar a expensas de una zona sumamente fallada). La labor de zapa efectuada por las olas, favorece el desprendimiento de enormes paneles areniscosos que tienden a acumularse al pie de los acantilados, actuando como una auténtica pantalla protectora que absorbe la mayor parte de la energía liberada por las olas, impidiendo, o al menos dificultando la erosión de la base del acantilado. A medida que estas acumulaciones van siendo desmanteladas por el mar, la acción del oleaje puede incidir nuevamente sobre la base del acantilado. Estos espacios son violentamente batidos por las olas, habiéndose medido presiones del orden de las 30 tm./m² (Ibáñez, 1985), aunque no dudamos que durante los fuertes temporales del NW, que periódicamente baten la costa, estas presiones son muy superiores. Este mismo papel de pantalla protectora, también lo ejercen los altos fondos rocosos, islas, salientes, promontorios y construcciones artificiales. En estos casos (isla Santa Clara, altos fondos de Sepes, Iruarri, Txitxarbel, La Bancha, Pekatxilla), detrás de los obstáculos, la acción marina es relativamente moderada, predominando los procesos subaéreos y los mecanismos de alteración del sustrato. La parte superior del acantilado está afectada por rociones y salpicaduras de agua salada y constantemente se ve humedecida por las partículas pulverizadas de agua que el viento arrastra hacia la costa. Todos estos mecanismos, favorecen la alteración y descomposición de la roca, en base a procesos de humectación/desecación, haloclastismo e incluso disolución del cemento carbonatado. Esto a su vez, favorece la corrosión y desagregación granular de las areniscas, así como el ensanchamiento de las fisuras y diaclasas que interrumpen los afloramientos rocosos, preparando el material para ulteriores procesos. El resultado de todo ello, es el modelado de numerosos alveolos, tafonis y gnamas (Edeso, 1.988), tal y como puede observarse en el Paseo Nuevo, en el Faro de la Plata, en la isla Santa Clara. Los acantilados fósiles también son escasos, quedando relegados al interior de las bahías y ensenadas que interrumpen el litoral. Algunos ejemplos dignos de mención, se observan en el extremo occidental de la bahía de La Concha, en la playa de Ondarreta. En todos estos casos, al pie de los acantilados, se desarrollan importantes acumulaciones arenosas, lo que nos indica que la incidencia del oleaje sobre el acantilado es nula, y que éste evoluciona en función de los distintos procesos subaéreos que le afectan. En definitiva, los acantilados que configuran la costa donostiarra pueden definirse como acantilados vivos con plataforma de abrasión intramareal mixta, sometidos a cambios constantes y afectados por procesos mecánicos de origen marino y subaéreo. Morfológicamente, articulan una costa rectilínea, abrupta y escarpada, muy poco recortada y claramente estructural, ya que las pendientes coinciden con los valores de buzamiento. Es una costa erosiva, siendo escasas las acumulaciones detríticas, que únicamente alcanzan cierta entidad en las desembocaduras fluviales y en el interior de las pequeñas calas que interrumpen los acantilados (playas de cantos de forma semilunar, constituidas por materiales procedentes de los acantilados cercanos). La plataforma de abrasión o rasa mareal Puede definirse como una superficie más o menos plana, de escasa pendiente (2-5º), que queda al descubierto durante la bajamar. Se prolonga a través del "shoreface" hasta una profundidad de unos 20 m. (a partir de aquí las olas dejan de ser eficaces). A lo largo del monoclinal de Jaizkibel-Ulia-Mendizorrotz, esta plataforma presenta una reducida anchura: 10-20 m. en el faro de La Plata, 60 m. en Gros-Monpas, 30-40 m. en Tximistarri-Mendizorrotz, etc. Las áreas que están relativamente protegidas de las olas, se caracterizan por presentar importantes acumulaciones de gruesos bloques que se han desprendido desde la parte alta de los acantilados como consecuencia de la convergencia de procesos de denudación subaérea y procesos de socavación basal. Por el contrario, en las zonas más expuestas, apenas hay acumulaciones detríticas, desarrollándose una plataforma acanalada, más o menos irregular.
La plataforma intramareal está retocada por numerosas oquedades de tamaño métrico a decamétrico, pudiendo diferenciar las siguientes formas: * Cubetas. Son formas deprimidas de poca profundidad y anchura importante. Normalmente se han excavado a favor de pequeñas diaclasas. Su longitud oscila de tamaño métrico a decamétrico y su profundidad rara vez alcanza los 2 m. En su fondo se acumulan fragmentos rocosos más o menos rodados y sus paredes están perforadas por pequeñas oquedades de talla centimétrica, genéticamente ligadas a procesos biológicos (erizos, moluscos litófagos, etc). * Pilancones y marmitas de gigante. Son depresiones circulares de fondo plano, cóncavo o en embudo y paredes verticales. Su fondo está parcial o totalmente colmatado por cantos, bloques, arenas y conchas. Sus dimensiones varían extraordinariamente, oscilando entre unos pocos centímetros y algunos metros de profundidad. Las marmitas se localizan a lo largo de la plataforma, en zonas bien expuestas a la acción del oleaje, siendo particularmente abundantes en la parte media intramareal. * Cuencos. Son depresiones bastante profundas, de fondo plano, cóncavo o en embudo y perfil cónico o circular. A diferencia de las marmitas, en su fondo no existen acumulaciones detríticas, siendo la disolución y la abrasión marina (junto con el haloclastismo) en zonas de debilidad, los mecanismos responsables de su formación. Normalmente, sus paredes están tapizadas por diversos organismos que taladran la roca, generando un micromodelado característico. Evidentemente, existen numerosas formas transicionales entre uno u otro modelo, dependiendo de las particulares condiciones hidrodinámicas de cada punto y de las variaciones litológicas del sustrato rocoso. Todas ellas son típicas de la zona intermareal y se han modelado como consecuencia de los procesos de abrasión marina que afectan a la plataforma. En menor medida, pueden haber contribuido la humectación-desecación y el haloclastismo, así como la intervención de diversos organismos y plantas, que retocan las paredes de estas cavidades. Formas de acumulación El litoral donostiarra se caracteriza por el predominio de la erosión sobre la sedimentación. Las principales acumulaciones detríticas se localizan en las desembocaduras fluviales y áreas protegidas, siendo las playas las formas mejor representadas, (antes de la urbanización de la ciudad, las dunas, barras y flechas eran muy abundantes). Las playas engloban el espacio comprendido entre la línea de máxima pleamar y la base de los oleajes de tormenta en la zona antelitoral, que en esta área viene definido por la isobata de 20 m. Hacia tierra, la playa está limitada por construcciones antrópicas (La Concha, Gros-La Zurriola), aunque hasta no hace mucho tiempo se desarrollaban cordones dunares. En general, sus dimensiones son reducidas y tienden a orientarse en dirección W-E. Su morfología se ha visto profundamente modificada en las últimas décadas, así como sus dimensiones originales. En cualquier caso, podemos hacernos una idea de su antiguo aspecto gracias a la numerosa cartografía existente.
Las acumulaciones arenosas experimentan importantes variaciones a lo largo del año, en función del oleaje, de las mareas y de las corrientes. Durante los períodos de buen tiempo, el sedimento acumulado en los fondos antelitorales es empujado hacia la playa, mientras que durante los períodos de temporal, las playas se erosionan, depositándose la arena en los fondos marinos próximos. Esta removilización modifica profundamente el perfil de la playa; así, en verano y primavera, la playa está formada por una berma superior prácticamente horizontal que domina mediante un pequeño microtalud de 50-100 cm. de altura el resto de la playa. Al pie de este tramo el resto de la playa se dispone suavemente inclinado, pudiendo estar interrumpido por canales y barras, así como por distintos tipos de "ripples" (Las ripple-marks son pequeñas ondulaciones causadas por el oleaje en la arena). Después de un temporal (sobre todo en otoño e invierno), la berma superior desaparece y la playa presenta un perfil suavemente inclinado que se hunde en el mar, no observándose ningún tipo de estructuras sedimentarias (excepto "crescent mark"). Este balance erosión/sedimentación se traduce en un claro déficit de material arenoso, tal y como lo demuestra la falta de arena en los espacios litorales y la necesidad de aportar arena de manera artificial para mantener las playas. Concretamente, en junio de 1990, la playa de La Concha presentaba un déficit de 200.000 m. cúbicos (Diario Vasco, junio de 1990), y la playa de Gros había perdido toda su arena. Evidentemente, éste hecho es debido a las profundas variaciones antrópicas que se han introducido en los espacios litorales (constante reducción de la superficie arenosa, canalización de ríos, construcción de muelles, diques, puertos deportivos, etc.). Todas estas actuaciones se traducen en un déficit de sedimento arenoso, lo que favorece la lenta destrucción de las acumulaciones litorales. Las playas de cantos se localizan siempre en zonas protegidas. Su morfología es estrecha y alargada. Estos materiales únicamente son removilizados durante los períodos de temporal, modelándose barras o cordones longitudinales con gradiente elevado, ya que cuanto más grueso es el material y menos abrupta sea la ola que llega a la playa, mayor será el gradiente, de ahí que las playas de cantos sean más abruptas que las de arena. Normalmente presentan dos bermas, la superior relacionada con las olas de temporal y la inferior, o de buen tiempo. En algunos casos existen incluso tres bermas, presentando cada una de ellas materiales de talla distinta: gravas y cantos pequeños en la inferior, bloques en la media y cantos medios/grandes y bloques en la superior. En ocasiones, el borde de la berma superior presenta un típico modelado en "beach cusp". Formas de retoque desarrolladas en las areniscas Paleocenas: alveolos, gnamas y tafonis. Bajo esta denominación englobamos el conjunto de formas cóncavas excavadas por la erosión en las areniscas Paleocenas de la formación Jaizkibel. El examen somero del municipio pone en evidencia el elevado número de cavidades que existen en la zona, así como la acusada diversidad tipológica de las mismas. Algo similar ocurre en los bloques de areniscas utilizados en la construcción de edificios, monumentos y obras públicas. Algunos de los bloques están totalmente alveolizados, mientras que otros presentan un aceptable estado de conservación. Incluso algunos han tenido que ser sustituidos debido a su precario estado. Por encima de la línea de máxima pleamar, se desarrollan una serie de oquedades, más o menos circulares, que en ocasiones tapizan totalmente las vertientes y los afloramientos rocosos, dándole un aspecto de queso gruyere. Su morfología es muy variada, aunque por lo general, predominan las formas circulares, subcirculares y ovaladas. Dentro de este conjunto es preciso diferenciar: alveolos, taffonis, nidos de abeja Los alveolos. Son muy abundantes (Paseo Nuevo, Monpas, Igueldo...). Preferentemente se localizan sobre paredes verticales y/o subverticales, aunque no desprecian los sectores de menor pendiente, ni los bloques aislados. Aparecen tanto a nivel del mar como en los escarpes superiores y frente del monoclinal, siendo absolutamente indiferentes a la exposición y a la orientación respecto a los vientos dominantes. En algunos enclaves, como por ejemplo, en el Faro de la Plata, los alveolos son más abundantes a sotavento que a barlovento, mientras que en otros parajes, ocurre todo lo contrario.
En ocasiones, el número de alveolos es tan elevado y están tan próximos entre si, que confieren a la roca el aspecto de una esponja. Si los afloramientos rocosos son delgados, taladran completamente la roca, disminuyendo su resistencia. La morfología de los alveolos es sumamente variada, pudiendo diferenciar: * Alveolos de fondo plano o débilmente inclinado, parcial o totalmente colmatados por un suelo arenoso de color negro. Normalmente estas cavidades están colonizadas por un sustrato vegetal importante, pudiendo incluso sustentar arbustos. * Alveolos de fondo plano o inclinado, parcialmente colmatados por arenas de desagregación. Estos alveolos no están colonizados por la vegetación. A veces sus paredes están cubiertas por musgos y líquenes. * Alveolos de fondo plano, débilmente inclinado o muy inclinado, sin ningún tipo de relleno. Estas cavidades suelen colmatarse de agua durante los períodos de lluvia intensa. Normalmente, el fondo y las paredes están parcialmente cubiertos por musgos y líquenes, lo que señala su nula funcionalidad. * Alveolos funcionales. Pueden adoptar cualquier morfología, siendo fácilmente reconocibles ya que al pasar la mano por su interior se desprende abundante arena. Frecuentemente, este tipo de formas aparecen asociadas a redes ortogonales de diaclasas, de textura más o menos densas, según las zonas. También los planos de estratificación, las zonas de cementación inacabada y las discontinuidades litológicas de la roca han contribuido en su formación. Su tamaño medio es muy variable, aunque rara vez sobrepasan los 50 cm. de profundidad. Su génesis es el resultado de una convergencia de procesos y mecanismos de índole muy diversa. La acción combinada del viento (desagregación granular y deflacción eólica), agua (disolución del carbonato cálcico y evacuación de los detritos por desbordamiento) y haloclastismo, contribuyen decisivamente en su formación. También desempeñan un papel importante las salpicaduras, rociones, brumas y el aire cargado de agua salada. Sin embargo, todos estos procesos están condicionados por las particulares condiciones texturales y estructurales de la masa rocosa. La existencia de redes octogonales de diaclasas, las discontinuidades litológicas, las áreas de cementación inacabada y los planos de estratificación determinan una mayor porosidad, favoreciendo la desagregación granular y la haloclastia. Los tafonis son formas excavadas por la erosión en las paredes y escarpes verticales, desprovistos de vegetación. La boca del tafoni es más pequeña que la cavidad interior. Su perfil longitudinal es ascendente (oblicuo a la superficie rocosa), ya que la cavidad progresa más rápidamente hacia el fondo y techo que hacia los lados. La parte superior de la boca del tafoni está parcialmente cerrada por un delgado resalte o voladizo. Son formas azonales cuya génesis no depende de ningún tipo climático específico. Sin embargo, los tafonis son muy sensibles a la textura de la roca, desarrollándose sobre rocas granudas, homogéneas y débilmente cementadas. Dragovich (1969), señala que el origen del tafoni está íntimamente relacionado con factores que condicionen la velocidad e intensidad de la meteorización en puntos concretos de la roca. Las debilidades texturales y estructurales de la roca implican una desigual efectividad de los procesos de meteorización sobre la superficie rocosa. En resumen podemos afirmar que el límite genético de los tafonis es más petrográfico que climático. La textura (existencia de zonas de menor cementación, contactos litológicos, etc.) y estructura (redes de diaclasas, planos de estratificación, etc.), de la roca condicionan decisivamente la velocidad e intensidad de la meteorización. La eficacia del haloclastismo, desagregación y desescamación, dependen íntimamente del grado de porosidad de la roca, hasta tal punto que en las areniscas de grano fino, masivas, y fuertemente cementadas, no se produce tafonización. Las gnammas son pequeñas depresiones cóncavas, cuya talla oscila entre unos pocos centímetros y varios decímetros de diámetro, aunque excepcionalmente pueden alcanzar dimensiones métricas. Estas cavidades se localizan sobre superficies rocosas horizontales o débilmente inclinadas, desprovistas de vegetación. Para que puedan desarrollarse, requieren la existencia de rocas compactas y homogéneas. Si la roca está muy fisurada o alterada, el agua de lluvia no puede acumularse sobre la superficie rocosa, infiltrándose rápidamente, lo que impide su desarrollo. Su morfología es relativamente variable; su trazado puede ser circular, subcircular, elipsoide, ovalado, elíptico o irregular. El fondo puede ser llano o cóncavo y las paredes escarpadas o tendidas. Son bastante frecuentes, las cavidades disimétricas, sobre todo cuando se han modelado en zonas inclinadas. Los nidos de abeja son pequeñas cavidades, de talla milimétrica a centimétrica (rara vez sobrepasan los 2-3 cm. de diámetro y 3-4 cm. de profundidad), desarrollados sobre paredes rocosas desprovistas de vegetación. Estas minúsculas cavidades están tan próximas entre si, que únicamente quedan separadas por delgados tabiques areniscosos, puestos en resalte por erosión diferencial. Por coalescencia, pueden formarse oquedades más amplias e incluso microalvéolos. Su morfología, varía extraordinariamente de unos puntos a otros, dependiendo del grado de inclinación de la roca, de su posición respecto a los vientos dominantes, y del grado de cementación de la roca. En general, el interior de todas estas oquedades no suele presentar rellenos arenosos, puesto que el material desagregado es fácilmente evacuado por deflacción eólica. En algunos casos, también puede ser eliminado por desbordamiento o arroyada. Genéticamente, los nidos de abeja son formas funcionales esculpidas por el viento. Preferentemente, se han modelado sobre las paredes verticales y/o subverticales que configuran el acantilado costero, aunque no desprecian los bloques desprendidos desde los escarpes superiores. Los nidos de abeja son formas funcionales en la actualidad, modeladas en zonas litorales desprovistas de vegetación y orientadas hacia los vientos dominantes, siendo la desagregación granular el principal agente responsable de su modelado. La textura de la roca (desigualdades en la cementación, discontinuidades estratigráficas, contactos laminares, etc.), intervienen decisivamente en el modelado de estas formas, puesto que únicamente pueden desarrollarse sobre rocas homogéneas, de grano fino o medio, débilmente cementadas. Otras formas menores. Como ya hemos señalado anteriormente, al pie de los acantilados de la alineación Jaizkibel-Ulia-Mendizorrotz, se desarrolla una pequeña plataforma de abrasión marina que únicamente queda al descubierto durante la bajamar. Su superficie es muy irregular, puesto que sobre ella se acumulan grandes bloques desprendidos desde los escarpes superiores de los acantilados costeros. En su desarrollo intervienen una serie de procesos de índole muy diversa, aunque fundamentalmente predominan los de origen mecánico y en menor grado los biológicos. La desigual sedimentación de la roca (existen importantes diferencias sedimentológicas y estratigráficas en las distintas capas que configuran la formación Jaizkibel), favorece la individualización de grandes bolas de hasta 70 cm. de diámetro, de morfología circular y/o ovalada. En este caso, los granos de arena están fuertemente trabados por un cemento carbonatado, de manera que los procesos de abrasión marina desagregan y erosionan la roca dejando en resalte estas áreas de mayor cementación. A medida que el acantilado retrocede, las bolas van cayendo a la plataforma, acumulándose de manera caótica. G. de Llarena (1959), denomina a esta formación "tramo de las bolas". Por su parte, R. Santana (1966), define estas formas con el término de "panes de soldado" o "balones de rugby". Bellos ejemplos pueden contemplarse entre Monpas y la ensenada de Murguita. Su génesis está relacionada con mecanismos de tipo sedimentario que actuaron durante la deposición del material areniscoso en el fondo del mar. La erosión únicamente pone en resalte estas diferencias estratigráficas. Por último, los canturrales de las playas suelen estar perforados por innumerables organismos litófagos (sobre todo, Lithophaga lithophaga o dátil de mar), que disminuyen sensiblemente la resistencia de la roca ante los embates marinos, favoreciendo su fragmentación. Estos organismos excavan pequeñas cavidades del orden de unos pocos milímetros y de trazado sinuoso. El Tómbolo de San Sebastián Poco podemos decir sobre la constitución del tómbolo de San Sebastián. Resulta evidente, que la deposición de los materiales arenosos que lo integran (más de 20 m.), han sido aportados tanto por el río, como por las mareas y olas litorales. Izaguirre (1913), señala que son varias las causas que determinaron la acumulación de materiales tras la isla de Urgull, formándose un banco de arena que la unió a la costa. Por la acción combinada de las corrientes, los vientos, el oleaje y las mareas, los materiales introducidos en la bahía fueron depositándose detrás del monte Urgull, en el punto en el que la corriente disminuía de velocidad, allí donde la interferencia de dos sistemas de ondas y la neutralización de dos corrientes de marea favorecían la acumulación.
La formación del tómbolo se produjo inmediatamente después de la transgresión holocena, aunque su configuración definitiva no se ha alcanzado hasta los tiempos actuales, ya que la cartografía antigua existente, nos muestra que a principios del siglo XIX, la morfología litoral de esta zona era sensiblemente distinta de la actual. En estos momentos, el tómbolo tenía unas dimensiones reducidas y presentaba un típico modelado eólico. En 1150, la comunicación de San Sebastián con tierra ya era posible, aunque en ocasiones, el istmo era invadido por el mar (Areso, 1984). La barra que comenzó a desarrollarse entre San Bartolomé y los arenales de Gros estaba ya consolidada en 1377, estableciéndose la comunicación a través de un puente. La barra que cegaba la ría de Igara (cenagosa) ya existía en 1569, sin poder precisar más. El canal del Urumea, estaba salpicado por numerosos bancos de arena, de extensión variable y origen claramente marino. Hoy día, en la desembocadura del río siguen formándose bancos arenosos, más o menos amplios, que introducen perturbaciones en el normal drenaje del río. Hemos podido comprobar, incluso, que durante los fuertes temporales del oeste que periódicamente azotan el litoral cantábrico, se producen importantes remociones de sedimento arenoso, penetrando éste varios cientos de metros en el interior del estuario. Por el contrario, la escasa pendiente longitudinal del tramo final del Urumea (aguas abajo de Hernani), no parece propiciar aportes fluviales importantes. Únicamente, durante las fuertes inundaciones, el río es capaz de arrastrar derrubios de mayor tamaño (octubre, 1954). El carácter arenoso de los materiales que dieron lugar a la formación del tómbolo, nos sugiere que han sido los agentes litorales los responsables de su deposición. Creemos, que la acción combinada de las mareas, corrientes y olas (fundamentalmente, las olas de refracción, reflexión y difracción), fueron acumulando materiales arenosos en el interior de la gran bahía de La Concha-La Zurriola, formándose, en la zona más protegida una barra longitudinal arenosa, perpendicular a la línea de costa y paralela a la desembocadura del río. El desarrollo de esta barra, se vio favorecido por la fuerte protección que las islas de Santa Clara y Urgull desempeñaban ante la intensa acción erosiva de los temporales. Poco a poco, la barra fue creciendo, uniendo la isla de Urgull con el continente. Es muy posible, que inicialmente este espacio experimentara fuertes fluctuaciones, con frecuentes remociones y redistribuciones de los cuerpos arenosos. A medida que la expansión urbana de San Sebastián fue siendo importante, se iniciaron una serie de obras que favorecieron la definitiva consolidación del tómbolo (canalización del río, construcción de muelles y edificios, protección de amplios espacios mediante muros, etc.) Hoy día, una gran parte de la ciudad ocupa estos espacios siendo imposible efectuar el análisis minucioso de los materiales que configuran esta unidad. El relleno holoceno: estuarios de Añorga y Urumea Las acumulaciones Holocenas están muy bien representadas en los estuarios del Urumea (desde Hernani hasta La Zurriola) y en el estuario fósil de Ibaeta (desde El infierno hasta la playa de Ondarreta) y, en menor grado, en el enclave de Zubieta. El relleno Holoceno del río Añorga Ignoramos su potencia exacta ya que no se han efectuado sondeos mecánicos en la zona. En cualquier caso, podemos afirmar que la llanura holocena presenta una longitud de 1600 m. y una anchura máxima de 500 m. La cartografía antigua de San Sebastián nos permite afirmar que esta zona constituía, hasta fechas muy recientes (siglo XIX), un pequeño brazo de mar que quedaba parcialmente aislado de la bahía por un cordón arenoso. El tramo inferior presenta rasgos francamente marinos, similares a los que se observan en las acumulaciones litorales actuales. Está constituido por arenas, con algunos macrorestos vegetales y, sobre todo, abundantes conchas enteras y rotas. Hemos podido identificar especies infralitorales típicas de fondos fangosos y arenosos (Corbula gibba, Tallerina baltica, Mactra glauca, Mya arenaria, Solen vagina, Cerastoderma glaucum y Turritella acutangula) y otras típicas de sustratos duros: Calliostoma zizyphinus, Patella caoerulea y Ostrea edulis. Esta última especie también aparece sobre sustratos blandos. El tramo superior es también fundamentalmente arenoso, aunque la arena es más fina que la señalada anteriormente, al mismo tiempo que el contenido en limos y arcillas alcanza valores reseñables. También aquí se encuentran restos vegetales y fragmentos de conchas, predominando las especies que toleran salinidades más bajas de lo normal: Cerastoderma glaucum, Mya arenaria, Ostrea edulis, etc. El ramo final está constituido por un pequeño nivel arcillo-limoso de 45 cm. de espesor. El sedimento tiene color negro y es muy rico en macrorestos vegetales y materia orgánica. Su deposición se produjo en un ambiente sumamente tranquilo, del tipo marisma supramareal y/o intermareal. A pesar de lo exiguo de la información, podemos afirmar que el origen de la sedimentación es francamente marino, mostrándonos las últimas fases del relleno sedimentario Holoceno. Las características sedimentológicas (y la presencia de conchas) del tramo basal, nos permiten afirmar que la deposición se produjo en un ambiente marino intermareal con salinidad normal. Posteriormente, el desarrollo de importantes cordones dunares, tal y como se observa en la cartografía antigua de San Sebastián, supuso el aislamiento del interior de la cuenca de las influencias marinas, lo que favoreció el desarrollo de una marisma intermareal primero y supramareal después. Por último, en fechas muy recientes, se produjo el relleno antrópico de esta zona, su ocupación y la canalización de la regata de Añorga, destruyéndose totalmente los edificios dunares. El Holoceno de San Sebastián (desembocadura del río Urumea) El tramo bajo del río Urumea presenta importantes acumulaciones detríticas desde el barrio de Epele (Hernani) hasta su desembocadura en la ensenada de La Zurriola. Estos sedimentos configuran una amplia llanura de 500 m. de anchura media (hasta 1500 m. en algunos puntos), 10 kms. de longitud y 70 m. de potencia máxima detectada. Actualmente, la mayor parte de la llanura Holocena está ocupada por asentamientos humanos, siendo muy escasas las zonas que permanecen libres. El río Urumea discurre lentamente a través de esta llanura dibujando amplios meandros. Su pendiente media se sitúa en torno al 0,012%. La potencia del relleno alcanza un espesor máximo conocido de 70 metros, aunque las variaciones laterales y longitudinales son muy rápidas. Este hecho nos sugiere que la paleotopografía preholocena era sumamente accidentada. Respecto al tipo de sedimento que colmata estos paleovalles, podemos decir que, por lo general, reflejan una sedimentación típicamente estuarina, predominando los depósitos de origen fluvial (sobre todo en los canales y parte distal del estuario) y las llanuras intermareales. En cualquier caso el influjo mareal es evidente, disminuyendo paulatinamente a medida que nos alejamos de la desembocadura. En el borde distal del estuario, la influencia del río es determinante, predominando las arcillas y limos masivos con abundantes fragmentos vegetales y lentejones arenosos que hacia abajo son sustituidos por arenas, gravas y cantos. A medida que nos aproximamos a la línea de costa, desaparecen los cantos y gravas, perviviendo únicamente las arenas y, sobre todo, las arcillas y limos masivos. En la parte externa del estuario, encontramos arenas gruesas de origen marino (barras) en las zonas más expuestas, y fangos arenosos y arenas fangosas en las llanuras submareales. Por último, al estabilizarse el nivel medio del mar tras la última pulsación transgresiva Holocena, se desarrollaron importantes cordones eólicos, tal y como se observa en la cartografía antigua de San Sebastián. Corredor Irún-San Sebastián El frente del monoclinal de Jaizkibel-Ulia-Mendizorrotz domina el corredor erosivo Irún-San Sebastián y los estuarios del Urumea e Ibaeta. Adopta un dispositivo general Este-Oeste, habiéndose modelado por erosión a expensas de los materiales que configuran el flysch Cretácico. Todos estos materiales están intensamente replegados, predominando los pliegues de escaso desarrollo, no observándose un despegue neto respecto a los términos infrayacentes. La secuencia supraalbiense es muy homogénea y potente, lo que determina el plegamiento de estos materiales con un estilo diferente de su sustrato, que es más rígido (areniscas y conglomerados albienses). Frecuentemente, se observan los lechos del flysch muy replegados, con pliegues decamétricos a métricos. Estos pliegues, en los niveles más competentes tienden a manifestar un carácter isópaco, mientras que en los más arcillosos muestran adelgazamientos de los flancos y engrosamiento de la zona de charnela. Estructuralmente, estos materiales están profundamente replegados, aunque su escasa resistencia a la erosión ha favorecido el desmantelamiento de los pliegues y el modelado de una serie de "corredores erosivos" cuyo fondo aparece salpicado por apuntamientos más duros de calizas y areniscas. Morfológicamente, el fondo de la depresión presenta un típico modelado en colinas de baja altitud (50-100 m.) y cima redondeada, que quedan separadas entre si por pequeños valles fluvio-torrenciales de fondo en cuna y/o en uve. Este corredor se cierra por el Sur mediante una serie de relieves más o menos amplios, entre los que destaca el diapiro de San Marcos-Txoritokieta y por el conjunto de colinas situadas al sur de Añorga. Al Oeste de San Sebastián, el corredor desaparece. Al pie del frente de Mendizorrotz se desarrolla una segunda alineación monoclinal que la podemos denominar cresta de Aratzain (344 m.), a pesar de que esta cota se ubica fuera del término municipal. Entre ambas se han modelado pequeños valles ortoclinales (arroyo Maskulartz) y anaclinales que vierten sus aguas directamente al colector del Oria. Litológicamente, la cresta de Aratzain está formada por areniscas y conglomerados de edad Paleocena. Este conjunto domina mediante un pequeño escarpe de unos 200 m. de altitud, el bajo valle del río Oria y el conjunto de colinas modeladas a expensas del flysch Cretácico (unidad de Aginaga). Diapiro de San Marcos Txoritokieta Es una estructura diapírica, cuyo borde septentrional cabalga el Cretácico Superior. En el borde meridional, es el Keuper el que se pone en contacto con los materiales del Cretácico Superior. Jerez et al. (1971), afirma que en el contacto septentrional de dichas estructuras, existen materiales que pueden ser considerados como de edad Maastrichtiense. Estos autores, concluyen que el conjunto se encuentra cabalgando en todo su contorno, mereciendo el calificativo de escamas tectónicas. La mayor resistencia de las calizas urgonianas que coronan el diapiro de San Marcos, nos explican el dominio topográfico de este conjunto sobre los relieves que configuran el corredor interno Irún-San Sebastián. La desigual dureza de los materiales ha favorecido el rápido excavado de los afloramientos flysch, mientras que las calizas han resistido mejor los embates erosivos, quedando en resalte. Sin embargo, la erosión química ha atacado la roca modelando un interesante paisaje kárstico. El lapiaz está ampliamente representado, pudiendo identificarse diversas variantes: lapiaz oqueroso, lapiaz meandriforme, lapiaz de diaclasas o "en pasillos" y lapiaz tubular. Las dolinas aparecen íntimamente ligadas a las pequeñas fracturas y contactos litológicos. Sobre las calizas arenosas, se desarrollan pequeñas dolinas24 de fondo plano de dimensiones reducidas, mientras que sobre las calizas puras y falladas predominan las grandes dolinas disimétricas, cuyo eje mayor se alarga siguiendo las fracturas. Podemos destacar las depresiones de Artxipi-enea (550 x 160 x 30 m.) y Arribeltz (500 x 200 x 50 m.), aunque ambas quedan ya en los bordes externos del municipio. En su fondo se abren pequeños sumideros que enlazan con una red endokárstica local de escasa extensión. En la periferia del diapiro (contacto con formaciones impermeables), se localizan pequeñas surgencias temporales de reducido caudal.
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