EL RELLENO HOLOCENO DE LA DEPRESIÓN DE ZARAUZ Recibido: 1994-12-10 Jose Miguel EDESO Escuela Universitaria de Ingenierfa Tecnica Industrial y Topograffa c/Nieves Cano, 12 -Vitoria-Gasteiz
LABURPENA Zarautzeko sakonaldearen Holozenoren betelurraren azterketak 16 metrotako jalkinaren aurkipena adierazten du (une batzuetan 30 metro baino gehiago), lase erregresiba bategaitik aldendua bi aurrerapen transgresiboak ezagutzen direlarik, sakonaldearen arlo batzuk giza taldeak jabeti zirelarik. Itsas erdi mailak gaur eguneko itsasertz gainditu zuen giro sedimentario ezberdinak agerteraziz, gorabehera sedimentologiko garrantzitsuetan adierazten dena. Hitz-gakoak: Holozeno, sondaketa mekanikoak, sondaketa elektrikoak, sedimentologia, palinologia, mikroloraminileroak, silex, itsas transgresioa, Karbono 14. RESUMEN El analisis del relleno Holoceno de la depresión de Zarauz pone de maniliesto la existencia de 16 metros de sedimentos (mas de 30 m. en algunos puntos), pudiendo reconocerse 2 pulsaciones transgresivas separadas por una lase regresiva, en la que algunos sectores de la depresión lueron ocupados por grupos humanos. El nivel medio del mar super6 la linea de costa actual imponiendo diversos subambientes sedimentarios, 10 que se traduce en importantes variaciones sedimentol6gicas. Palabras clave: Holoceno, sondeosmecanicos, sondeos electricos, sedimentologia, palinología, microloraminileros, silex, transgresión marina, carbono 14.
1 1. EL RELLENO HOLOCENO DE LA DEPRESION DE ZARAUZ 1.1. Localización, descripción geológica y fisiográfica La depresión de Zarauz (Iocalidad situada al W de San Sebastián) ocupa una superficie aproximada de dos kilómetros cuadrados. Se alarga en dirección Este-Oeste y estci rodeada por una serie de relieves de alturas modestas y morfología suavizada, -Tailamendi, 118 m.; Aldapa-aundi, 156 m.; Mendibeltz, 185 m.; Perratuko-Soloa, 175 m.; Aitz, 152 m., Talai, 192 m.; etc-, excepto en su borde septentrional que se abre directamente al mar Cantábrico. El fondo de la depresión constituye una amplia superficie horizontal, de escasa altitud, desarrollada entre los 0,5 y 5,5 m.s.n.m. Los únicos accidentes dignos de mención que interrumpen esta zona, están constituidos por un cordón de dunas litorales que la aíslan del mar. La mayor parte del primitivo cordón arenoso ha desaparecido debido a la constante ampliación del núcleo urbano de Zarauz. El relleno detrítico de la depresión varía de unos puntos a otros. La máxima potencia detectada se localiza en el extremo oriental, donde se superan los 40 m. de espesor. En el resto de la depresión, los diferentes sondeos mecanicos y electricos efectuados nos indican que el relleno oscila entre los 14 y 20 m. La depresión de Zarauz ha sido excavada por la erosión a expensas de los materiales Mesozoicos y Paleoceno-Eocenos. Si exceptuamos los pequeños enclaves Trifásicos cartografiados por Hanisch (1974), los materiales mas antiguos que configuran este espacio han si do datados como Cretácico inferior. Estos materiales afloran en el extremo meridional de la depresión, y están constituidos por lutitas y margas arenosas con intercalaciones lenticulares de calizas masivas y areniscas, margas y calizas y por una sucesión flyschoide francamente calcárea (fig. 1 ).
Este manchón cabalga (según Hanisch, 1974), el flysch del Cretácico Superior (ver fig. 2). Su potencia es muy difícil de determinar, puesto que frecuentemente presenta laminaciones tectónicas. Esta constituido por calizas arcillosas de color rosa, verde o gris, muy bien estratificadas en bancos de 30-40 cm. de potencia. Encima se desarrolla una monótona sucesión con caracteres de verdadero flysch (Campos, 1979), constituida por una alternancia de calizas, margas, limolitas, pizarras, etc., bien estratificadas en lechos de 25 centímetros. El extremo septentrional esta formado por materiales MaastrichtiensesMontienses y Eocenos. Los primeros configuran pequeñas bandas longitudinales de margas y calizas muy arcillosas de color rosa 0 rojo salmón, bien estratificadas en lechos de unos 30 cm. de espesor, mientras que los segundos tienen un marcado carácter flyschoide. Hacia arriba, estos materiales son sustituidos por la formación Jaizkibel, constituida por areniscas feldespáticas separadas entre si por delgadas intercalaciones lutíticas. La depresión de Zarauz interrumpe la alineación que desde el Cabo Higuer hasta los alrededores de Zumaya articula el litoral guipuzcoano. Esta unidad, de dirección general Este-Oeste esta constituida por materiales areniscosos (formación Jaizkibel) y flyschoides (flysch de Guipuzcoa). Entre Fuenterrabia y Orio, los materiales que integran esta unidad se disponen buzando hacia el Norte, mientras que a partir de la ría de Orio, la serie Terciaria esta invertida. Esta inversión de los estratos es un fenómeno que no alcanza excesiva profundidad, puesto que a unos 20 m. por debajo del nivel del mar las capas se incurvan recuperando los buzamientos, con inmersión de los estratos hacia el Norte. Jerez et al., (1971), atribuyen esta disposición tectónica al empuje del manto de corrimiento Aya-Zarauz-Aizarnazabal. Hanish (1974), estima sin embargo que se trata de una estructura diapírica, conformada ya en el Maastrichtiense. Posteriormente, el diapiro es sucesivamente enterrado y extruido. En un momento determinado, el diapiro es afectado por el manto de corrimiento descrito por Jerez, y el Cretacico inferior Ilega a superponerse al Trias, a la vez que su empuje provoca la inversión de las capas del flysch Terciario. Campos (1979) esta de acuerdo con esta hipótesis, aunque la considera sumamente rebuscada. En su opinión, la inversión observada en los términos terciarios es un fenómeno localizado que no ha sido generado por el empuje del manto de corrimiento si no por el movimiento ascensional y perforante de la masa salina. Este hecho se ve apoyado por el dispositivo arqueado de los horizontes invertidos. Morfológicamente, la depresión de Zarauz esta flanqueada por colinas de escasa altitud (100-200 m.) y cima redondeada. Las pendientes medias de estas colinas son bastante elevadas, 10 que favorece el desarrollo de procesos solifluidales de todo tipo. Estas pequeñas colinas alcanzan el litoral mediante importantes acantilados verticales y/o subverticales de altura variable. A sus pies se desarrolla una plataforma de abrasión marina de anchura moderada (50-100 m.), que esta parcialmente recubierta por materiales desprendidos desde los acantilados y por acumulaciones arenosas, mas 0 menos importantes. Estos depósitos detríticos están constituidos por bloques, cantos y gravas de arenisca, calizas y margas. 1.2. Descripción y análisis geomorfol6gico del relleno Holoceno El relleno detrítico Holoceno de Zarauz ha podido ser estudiado gracias a los numerosos sondeos efectuados por la empresa Euroestudios, S.A. (1974 y 1980), por el Ministerio de Obras Publicas (1964) y por diversos sondeos encargados por nosotros. Concretamente, hemos analizado doce sondeos mecánicos y ocho sondeos electricos longitudinales que abarcan la practica totalidad de la depresión de Zarauz. Esta información se ha completado con el estudio de numerosas trincheras de construcción abiertas en diversos puntos de la depresión, 10 que nos ha permitido analizar el relleno holoceno hasta una profundidad de 9,5 m. 1.2.1. Sondeos mecánicos con extracción de testigo continuo y sondeos eléctricos (fig. 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10 y 11 ). El sustrato rocoso subyacente sobre el que se asienta el relleno detrítico de la depresión de Zarauz es sumamente irregular, puesto que está surcado por una serie de paleovalles separados entre si por pequeños umbrales rocosos constituidos por calizas, calizas margosas y margas. Los sondeos mecánicos efectuados (ZS-1 y ZS-4), nos indican que dicho sustrato esta profundamente alterado (mas de 2,5 m.) y meteorizado. En nuestra opinión, la meteorización se produjo en condiciones subaereas antes de iniciarse la invasión marina de la depresión. La potencia del relleno varia extraordinariamente de unos puntos a otros. Las maximas acumulaciones se detectan en el sector oriental y suroriental de la depresión, superándose, en todos los casos, los 25 m. (ZS-3, ZS7, C-8-8', C-6-6',). También son importantes las acumulaciones observadas en el sector meridional, puesto que aquí la potencia del relleno alcanza los 20-22 m. (C-1-1', C-2-2', y C-5-5',). En el resto de la depresión el espesor oscila en torno a los 14-16 m. Únicamente sobre los umbrales calizos disminuye sensiblemente el espesor, tal y como se observa en el sondeo mecánico 4 yen el sondeo eléctrico 3-3'. Las características granulométricas y texturales de los materiales experimentan importantes variaciones espaciales, como consecuencia de las diferencias topográficas del fondo de la cuenca, de la mayor o menor proximidad a la línea de costa y de los diferentes subambientes desarrollados dentro de la depresión, en función de las oscilaciones experimentadas por el mar durante el Holoceno y el desigual desarrollo de los cuerpos sedimentarios. Todo el 10 nos permite diferenciar cuatro sectores netamente contrastados: 1.2.1.1. Borde interno de la depresión, excepto el sector oriental. El relleno detrítico varía de unos puntos a otros, aunque por 10 general supera los 16 m. Predominan los sedimentos de grano fino, no detectándose ni cantos, ni gravas. De abajo a arriba encontramos la siguiente sucesión:
1.2.1.2. Sector central No existen demasiadas variaciones granulométricas. Sin embargo, se observa un adelgazamiento longitudinal de las distintas series que integran el relleno, desapareciendo antes de alcanzar la parte externa de la depresión. El relleno detrítico Holoceno se asienta sobre un sustrato rocoso (ZS-3) constituido por margas yesiferas. Sobre el, encontramos, de abajo a arriba, los siguientes niveles:
Estos tres niveles únicamente se han detectado en el sondeo mecánico ZS-2.
1.2.1.3. Zona externa de la depresión En la parte mas externa de la depresión el relleno difiere sensiblemente de 10 observado hasta ahora. En general, los materiales descritos en el borde interno yen el centro de la depresión se van adelgazando progresivamente desapareciendo antes de alcanzar el borde externo. En esta zona se han realizado dos sondeos y tres cortes eléctricos. Sintetizando toda esta información, podemos diferenciar dos sectores diferentes: 1.2.1.3.1.Tramo centro occidental. Todo el conjunto se apoya sobre un sustrato rocoso constituido por margas yesiferas de edad Triasica. Sobre este basamento se reconoce la siguiente sucesión (de muro a techo).
Por ultimo, en la parte mas alta de la acumulación, las arenas adquieren un color marrón característico. 1.2.1.3.2. Sector central. El relleno detrítico se asienta sobre un sustrato rocoso formado por calizas arcillosas grises con ocasionales intercalaciones de caliza arenosa con vetas de calcita. La potencia del relleno varía de unos puntos a otros. Concretamente, el sondeo efectuado en esta zona refleja un espesor de 8,20 m., mientras que el corte eléctrico 3-3' registra espesores de mas de 40 m. Ello es debido a que el sondeo mecánico se ha efectuado justo encima de un pequeño umbral rocoso, mientras que el sondeo eléctrico corta un importante paleovalle, cuyo fondo se sitúa a mas de 30 m. por debajo del nivel intermareal medio actual. De abajo a arriba encontramos la siguiente sucesión:
1.2.1.4. Vaguada oriental El relleno detrítico Holoceno alcanza aquí los máximos espesores detectados en la cuenca. En la parte Interna de la vaguada, el espesor medio del sedimento es de 33 m. En la parte media, el relleno alcanza los 35 m., mientras que en la boca se superan los 39 m. Todos estos materiales colmatan un profundo paleovalle, flanqueado por paleovertientes bastante pronunciadas. Respecto al nivel medio del mar, el fondo del paleovalle se ubica a -26 m. en la parte interna, a -31 m. en la zona media y externa. En la actualidad esta vaguada está. recorrida por la ría de San Pelayo que capta los aportes de los arroyos de Aranburu, Makazeta, Almizarro e Ibarrola. Como su mismo nombre indica, el tramo final del colector puede definirse como un microestuario, tipo ría, parcialmente colmatado por las arenas de origen e61ico y marino (estas ultimas transportadas por las olas durante los fuertes temporales del NW, que peri6dicamente baten ellitoral cantábrico) y por los cantos y gravas desprendidos desde las partes altas del monte Talaimendi. El sustrato rocoso está constituido por una alternancia de calizas arcillosas, calizas arenosas, calizas margosas, argilitas y areniscas, más o menos meteorizadas. En algunos sectores del tramo medio afloran incluso arcillas yesíferas. La parte interna de la vaguada tiene una composición muy similar a la del borde de la depresión. De muro a techo, se suceden los siguientes niveles (C-6-6').
A medida que nos acercamos al borde externo de la vaguada, el sedimento sufre importantes modificaciones. En la parte media presenta la siguiente sucesión:
El sustrato rocoso está constituido por una alternancia de calizas arcillosas, calizas arenosas, calizas margosas, argilitas y areniscas, más o menos meteorizadas. En algunos sectores del tramo medio afloran incluso arcillas yesíferas. La parte interna de la vaguada tiene una composición muy similar a la del borde de la depresión. De muro a techo, se suceden los siguientes niveles (C-6-6').
A medida que nos acercamos al borde externo de la vaguada, el sedimento sufre importantes modificaciones. En la parte media presenta la siguiente sucesión:
Hacia el Oeste (sobre un pequeño umbral rocoso), el relleno experimenta importantes variaciones, tal y como se observa en ZS-5. Concretamente, desaparecen las arcillas basales, predominando las arenas y gravas. De muro a techo tenemos:
Por último, el borde externo de la vaguada presenta la siguiente secuencia (de muro a techo): -17 m. de arcillas limosas grises con contenidos variables de arena y materia orgánica. -26 m. de arena fina marrón-amarillenta con ocasionales vetas y nódulos de arena cementada y restos de conchas. Lateralmente se indentan lentejones de gravas calizas. A tenor de lo observado, es preciso diferenciar dos subtramos; el más bajo, topográficamente hablando, formado por arenas marinas, y el tramo superior , constituido por arenas de origen eólico. Es muy posible que intercalados en este conjunto arenoso se desarrollen pequeños lentejones de gravas.
a) Primera pulsación transgresiva Desconocemos la altura máxima alcanzada por el nivel del mar durante esta primera fase transgresiva, aunque a tenor de los resultados obtenidos, estimamos que en estos momentos, el nivel marino se situaría, a lo sumo, 1 metro por debajo del nivel actual. En estas condiciones, se depositaron arcillas limosas con contenidos variables de arena y materia orgánica. Estos materiales conformaban una amplia llanura Iutítica ("mud flat") que recubriría toda la depresión. En los paleovalles, estos materiales alcanzan importantes espesores, superando incluso los 15 m. Posiblemente, los aportes tenían un doble origen: fluvial y marino. Al elevarse el nivel medio del mar, la competencia de los pequeños ríos que drenaban la depresión disminuyó rápidamente, depositando su carga detrítica. Por otra parte, la salinización de estos cursos favoreció la fioculación de las arcillas y limos de origen fluvial que se acumularon en estos canales. Los aportes marinos también suministraron cantidades importantes de sedimentos finos, así como porcentajes variables de arenas finas. Todo ello nos indica que, en estos momentos, la depresión de Zarauz funcionaba como una llanura intermareal ("tidal fiats"), donde se acumulaban sedimentos muy finos en un ambiente sumamente tranquilo, poco o nada agitado, predominando la decantación sobre el lavado. El principal agente responsable de la deposición son las mareas y, en menor grado, el oleaje. Esta interpretación se ve plenamente ratificada por los sondeos efectuados en la depresión. Así, en la base del sondeo 1, se detectan 100 cm. de arcillas grises con algo de arena fina e indicios de materia orgánica y fragmentos de conchas (origen marino indudable). Lo mismo se observa en el resto de los sondeos. En algunos casos (ZS-2), junto a estas arcillas y limos se detecta la presencia de gravas calizas. Parece evidente que estas gravas tienen un origen fluvial o coluvionar, puesto que el sedimento es anguloso y se sitúa aliado de los pequeños paleovalles que drenaban la depresión. A medida que el nivel medio del mar se fue elevando, la energía de las mareas y/o olas aumentó considerablemente, pasándose de una llanura lutítica a una llanura mixta ("mixed fiat") primero, y arenosa después ("sand fiat"). Esta sucesión nos muestra un ciclo transgresivo completo. Los diversos sondeos efectuados reflejan fielmente esta evolución. Sobre las arcillas y/o limos basa les (ZS-1 , ZS-2 y ZS-3) se desarrollan niveles de arenas finas con intercalaciones de limos y arcillas en lechos centimétricos y arenas grises con algo de arcilla. Los sedimentos acumulados en estos momentos están muy bien representados en el borde interno, centro y vaguada oriental de la depresión. Por el contrario, en el borde externo existen diferencias sustanciales. La máxima potencia observada oscila entre los 520 cm. de ZS-2, 390 cm. de ZS-1 y 220 cm. de ZS-3. Estamos seguros que el espesor original del sedimento era muy superior al actual. La evolución posterior de la depresión determinó el desmantelamiento parcial, -incluso total en algunos puntos-, de los sedimentos anteriormente citados. En el borde externo, la rápida elevación del nivel medio del mar instauró un régimen típico de costa siliciclástica, desmantelando parcial o totalmente las acumulaciones de llanura intermareal. Al pie de los acantilados y en áreas próximas se van a depositar sedimentos de talla gruesa (bloques, cantos, gravas y arenas), tal y como se observa en el sondeo mecánico ZS-4 y en los cortes eléctricos 1-1' y 3-3'. En estos casos, el principal agente deposicional es el oleaje y el medio sedimentario se caracterizaba por su elevada energía, predominando el lavado sobre la decantación. A medida que nos alejamos de los acantilados, desaparecen los materiales gruesos, acumulándose únicamente arenas. La falta de dataciones absolutas nos impide establecer la cronología de esta primera fase transgresiva. Los trabajos efectuados por Mary (1983) en las costas asturianas sitúan esta pulsación entre el 8000 y 6000 B.P. estableciendo el nivel medio del mar 1-2 m. por encima del actual. b) Primera fase "regresiva" Las oscilaciones de la línea de costa favorecieron la emersión de los bordes de la depresión de Zarauz. El medio sedimentario experimentó profundas modificaciones, predominando la erosión sobre la deposición. Todo ello, favoreció el vaciado parcial del relleno detrítico depositado en la fase transgresiva anterior. c) Segunda pulsación transgresiva Una segunda pulsación transgresiva volvió a inundar esta zona entre el 4000 y 2000 B.P. En el centro y borde interno de la cuenca se depositaron sedimentos similares a los descritos anteriormente: arcillas grises con bastante arena e indicios de materia orgánica (ZS-1 ), limos arenosos grises con vetas de arena intercaladas cada 10 cm. (ZS-2) y arcillas arenosas grises (ZS-3). Estas acumulaciones son típicas de llanura intermareallutítica. Sin embargo, el mayor porcentaje de arenas intercaladas entre los limos y arcillas' nos indica que la velocidad media del agente durante la deposición era superior a la observada en la base del nivel. Posiblemente en estos momentos la influencia del oleaje era mayor, el medio más agitado y la acumulación más irregular. Sobre estos materiales se depositaron importantes acumulaciones arenosas que, en la base, presentan intercalaciones centimétricas de limos. Su potencia oscila entre los 220 y 360 cm. Esta sucesión nos muestra una fase transgresiva completa habiéndose depositado el material en un ambiente típico de llanura intermareal (lutítica, mixta y arenosa). En los paleovalles, los sedimentos suelen presentar espesores mucho más importantes (ver figs. 3-3', 6-6', y 7-7,). Por último, en el borde externo de la depresión, la energía ha sido máxima, de ahí que sobre la secuencia transgresiva basal se acumularon bloques, gravas y cantos al pie de los acantilados y arenas en el resto de la cuenca (ver ZS-4 y C-8-8'). El espesor de estos niveles oscila entre los 2 y 6 m. d) Estabilización del nivel marino La fase transgresiva anterior deja paso a un período de estabilidad. A medida que el nivel medio del mar se estabiliza el borde interno de la cuenca queda al des cubierto, acumulándose niveles arcillosos muy orgánicos con intercalaciones de turba. Al mismo tiempo, en la parte externa se depositaron niveles arenosos similares a los que configuran las playas actuales. Por último, la estabilización definitiva del mar, permitió el desarrollo de una marisma supramareal que fue colmatando paulatinamente la depresión. En las inmediaciones de la línea de costa, la deflacción eólica arrastró los materiales arenosos de la playa, configurando un cordón eólico de dirección E-W. Este cordón (10 m. de altura), cerraba parcialmente la bahía, favoreciendo el desarrollo de áreas encharcadas donde se acumulaban arcillas. La única zona abierta, se situaba en el extremo oriental de la depresión. Por esta boca drenaban sus aguas los numerosos ríos que existían en la zona, pero también permitían la penetración de las olas, sobre todo durante los fuertes temporales del NW. Estas olas arrastraban arena depositándola a lo largo del canal, penetrando varios cientos de metros en el interior de la depresión. 1.2.2. El corte de Herriko-Barra (fig. 13 y 14) El depósito de Herriko-Barra se localiza en el núcleo urbano de Zarauz (Guipúzcoa). Concretamente, el depósito se ubica en el extremo occidental de la depresión, a unos 300 m. en línea recta de la playa actual. Su descubrimiento fue posible gracias a las zanjas abiertas durante las obras de construcción de diversos bloques de viviendas. Topográficamente, el depósito forma parte de la amplia llanura detrítica que coimata la depresión, quedando en marcado por los escarpes orientales del monte Santa Bárbara. La altura del techo del depósito respecto al nivel medio del mar es de 4,45 m. 1.2.2.1. Análisis y descripción de loS niveles 1) Nivel A (muestras 1, 2 y 3). Desgraciadamente, las trincheras abiertas en los aledaños de Herriko Barra nos han permitido muestrear únicamente los 9,5 m. superiores del relleno. aunque su potencia oscila en torno a los 14 metros. La parte basal visible del depósito está integrada por una acumulación detrítica compuesta por bloques, cantos, gravas y arenas con huellas evidentes de redondeamiento. La máxima potencia observada es de 2,5 m., aunque no hemos podido ver el muro de la formación. El sedimento es sumamente heterométrico, puesto que todas las fracciones granulométricas están representadas. Las conchas y la conchuela triturada son muy abundantes, lo que enmascara los parámetros sedimentológicos de la acumulación. No se observan estructuras sedimentarias claras aunque sí se advierte una cierta orientación de los cantos en dirección contraria al flujo dominante. El contacto con los materiales suprayacentes (arenas en el sector oriental y arcillas y limos en el occidental) es claramente irregular, constituyéndose una discontinuidad erosiva muy neta. La fracción gruesa representa el 60,5% del volumen y peso del sedimento. Su histograma granulométrico nos muestra un claro predominio de los cantos de talla media (52%) y pequeña (37%), de ahí que la media se sitúe en torno a los 6,9 cm. Valores similares se observan en las acumulaciones actuales de Maia-arria (Talaimendi) y Jaizkibel. El centilo alcanza los 40 cm. y presenta sus vértices totalmente redondeados, lo que nos indica que la energía cinética media del agente era muy elevada. Pese a todo la fracción bloques únicamente representa el 2%. Litológicamente, predominan las calizas, calizas arenosas, calizas margosas (45%), areniscas (40%) y, en menor grado, las margas, argilitas y pizarras (15%). Todos estos materiales están ampliamente representados en la depresión, por lo que no podemos afirmar que su deposición esté ligada a las corrientes litorales, sino más bien, son aportes locales. El grado de conservación varía extraordinariamente según la litología. Así, las argilitas, pizarras, margas, calizas margosas y calizas arenosas, están profundamente alteradas, fragmentándose fácilmente, mientras que las calizas y areniscas son mucho más resistentes, puesto que su estado de conservación es excelente. El índice de redondeamiento no alcanza valores muy altos, situándose en torno a 196. Valores similares se han medido a lo largo del litoral vasco (Edeso et al., 1990), sobre todo en zonas poco protegidas. La escasa dureza de los materiales y la intensa acción erosiva de los temporales del NW, fragmentan los cantos y bloques haciendo disminuir su índice de rodamiento. Pese a todo, los cantos muestran huellas evidentes de haber sido sometidos a procesos de abrasión marina. La fracción fina (ver cuadro), presenta una textura francamente arenosa (más del 97%). La masiva presencia de conchuela triturada en los intervalos de mayor talla, desvirtúa sensiblemente los parámetros sedimentológicos. Predominan las arenas de talla media y fina, aunque las arenas gruesas también están bien representadas. La talla media de grano es de 199 micras y las máximas retenciones se observan en el intervalo 0,2-0, 125 mm. (47,64%). El histograma granulométrico es claramente bimodal, lo que denota una mezcla de sedimentos de origen diferente. Una subpoblación está formada por materiales gruesos (0,5-2 mm.), constituidos por conchuela triturada y aportes procedentes del acantilado, mal clasificados, mientras que el resto del sedimento está formado por arenas silíceas, bien clasificadas y de origen marino. Al mezclarse ambas subpoblaciones, la clasificación empeora (moderada/buena), aunque sus valores son similares «Ji:0,67) a los observados en el "foreshore" de la playa de Zarauz y de otras acumulaciones litorales guipuzcoanas. La asimetría es fuertemente negativa (la fracción fina está mejor clasificada que la gruesa) y la kurtosis (muy leptokúrtica), nos indica que la energía cinética se restringió al 50% central durante un tiempo superior al normal. La curva acumulativa es sigmoidal bastante enderezada, tal y como corresponde a una acumulación semiforzada. Como hemos observado en las playas actuales, es muy probable que la conchuela y las arenas gruesas se acumulasen durante los fuertes temporales del NW que periódicamente baten la costa, imponiendo condiciones hidrodinámicas distintas a las descritas anteriormente. A medida que nos aproximamos al techo del nivel, las características sedimentológicas de los materiales difieren ligeramente. Siguen predominando las arenas (más del 93%), destacando las de talla fina (58,26%) y media. Por el contrario, las arenas gruesas apenas están presentes y la conchuela desaparece. Esto se refleja en su histograma, que es fuertemente unimodal y en su clasificación, que puede considerarse excelente (ver cuadro). Valores similares se detectan en muchas playas guipuzcoanas. La curva acumulativa es hiperbólica, de tipo sigmoidal sumamente enderezada, tal y como corresponde a un sedimento evolucionado que ha sufrido un transporte completo. La deposición ha sido libre, por exceso de carga, y la velocidad del agente apenas experimentó fluctuaciones durante la sedimentación. En este nivel hemos recogido muestras de Ostrea edulis, Atlanta peroni, Patella caoerulea y Mitylus galloprovincialis. Coronando este nivel (muestra 3) se localiza un pequeño lentejón arenoso que no tiene continuidad lateral. Este sedimento está constituido por materiales finos (la fracción gruesa está ausente), predominando las arenas (72,37%). A su vez, la fracción arenosa está formada por arenas de talla media (39,01 %) y fina (28,44%), aunque las arenas gruesas representan alrededor del 5%. En este caso, el histograma granulométrico es polimodal y la clasificación moderada (0, 76). T odo ello se refleja en su curva acumulativa, que es sigmoidal ligeramente tendida, tal y como corresponde a una sedimentación semiforzada. La talla media aumenta considerablemente, situándose en 228 micras. La conchuela triturada sigue siendo abundante y la materia orgánica se incrementa notablemente, representando el 1 ,2% del sedimento. Todos estos parámetros nos sugieren una mezcla de sedimentos de origen distinto. Posiblemente, las arenas gruesas y parte de las medias tienen un origen fluvial, mientras que el resto son de origen claramente marino. En nuestra opinión, estamos ante un relleno de canal afectado por la marea, lo que nos hace sospechar que su deposición se produjo en los últimos momentos de una pulsación transgresiva o en el inicio de una fase regresiva. 2. Nivel B (muestras 4, 5 y 6). Este nivel tiene una potencia irregular (2 m. como máximo), adelgazándose progresivamente de Este a Oeste, terminando en bisel. El contacto con el nivel subyacente es sumamente irregular observándose una clara discontinuidad estratigráfica. No se observan estructuras sedimentarias, ni tampoco conchuela triturada. La materia orgánica es escasa (0,17% en la base y 0,54% en el techo), aunque hemos recogido algunos macrorrestos vegetales en la parte superior del nivel, donde se observan huellas de bioturbación. El sedimento presenta textura arenosa (más del 95%), predominando las arenas de talla fina (entre un 54 y un 62%) y media (29,5 y 40,2%), observándose las máximas retenciones en el intervalo 0,2-0, 125 mm. (más del 55%). Las arenas gruesas son escasas, ya que en ningún caso sobrepasan el 0,64%. Todos estos datos se reflejan en la talla media del sedimento, que oscila entre las 182 y 190 micras. El histograma granulométrico es unimodal en todos los casos y la clasificación buena/muy buena (0,35-0,42). Como consecuencia, la curva acumulativa es sigmoidal enderezada, tal y como corresponde a un sedimento homométrico, sumamente evolucionado y que ha sufrido un transporte completo. La asimetría es negativa y la kurtosis mesokúrtica, lo que nos indica que la energía cinética apenas experimentó fluctuaciones. Estos parámetros nos sugieren que estamos ante un sedimento de origen eólico (alineación de dunas litorales). 3) Nivel C (muestra 7) Este nivel se ubica en la parte alta de la supuesta duna. Aquí es donde se han recogido numerosos elementos de ocupación humana (sílex, huesos, ocre rojo, cenizas, etc.). Desde un punto de vista textural, este nivel es menos arenoso que el anterior (67,55%). El resto del sedimento está constituido por arcillas (23,69%), limos (2,5%) y materia orgánica (6,3%). También hemos recogido abundantes fragmentos vegetales y algunos cantos angulosos cuyo origen no puede explicarse más que pensando en una intervención humana. Los parámetros sedimentológicos son similares a los descritos en el apartado anterior: histogramas unimodales, curva sigmoidal enderezada, buena clasificación, curva mesokúrtica, etc. Posiblemente se trata de una transformación del nivel anterior en base a procesos edáficos (altos porcentajes de materia orgánica e indicios de bioturbación). 4) Nivel D (muestras 9, 10, 17 y 18) Estos materiales se localizan encima del nivel que acabamos de describir y sobre los cantos y gravas basales (nivel A) que configuran el borde occidental de la depresión. El sedimento tiene estructura laminar bioturbada y un alto porcentaje de materia orgánica (16-17% en la parte interna) y macrorestos vegetales (troncos, hojas, semillas, etc.), perfectamente conservados. Predominan los materiales de textura limo-arcillosa (más del 98%), siendo escasa la fracción arenosa, puesto que, en ningún caso supera el 1, 70¡0. Todos estos parámetros nos indican que durante la deposición predominó la decantación sobre el lavado y que la energía cinética media del agente era extraordinariamente baja. Posiblemente estamos ante una acumulación de tipo "marsh" de agua dulce, generado en una llanura costera por los aportes fluviales continentales y con la participación de procesos de ladera. La potencia media de este nivel oscila entre los 3 m. del sector occidental y los 90 cm. del borde oriental. El análisis de la materia vegetal presente, mediante C-14, ha permitido datar estos sedimentos en una edad de 5800-5730 :t 110 B.P. en la base (1-15.351,1-15.350) y en 4920 :t 100 B.P. (115.349) en el techo de este nivel. En la base, se desarrolla un pequeño canal de estructura lenticular, colmatado por materiales arenosos (930¡0). Predominan las arenas de talla gruesa (57, 73%) y, en menor grado, las medias (32,89%). La fracción gruesa (más de 2mm.), supone el 5,5% del sedimento, predominando las gravas y los macrorestos vegetales (semillas de Corylus y Quercus). La talla media del sedimento se sitúa en 570 micras. El histograma granulométrico es unimodal, la clasificación moderada/buena (0,65) y la curva parabólica. En definitiva estamos ante un sedimento homométrico, bien evolucionado y que ha sufrido un transporte completo. Su deposición ha sido forzada, predominando el lavado sobre la decantación. Todos estos parámetros nos indican que la clasificación del sedimento no se ha producido en un medio fluvial, sino marino, de ahí que en nuestra opinión estamos ante un canal fiuvio-mareal fuertemente afectado por la dinámica litoral (oleaje y corrientes). Parece evidente que inicialmente, los drenajes de al menos parte de la depresión se organizaban en torno a estos canales. Estos drenajes eran bastante defectuosos y favorecían el desarrollo de amplias zonas encharcadas que funcionaban como trampas de sedimentos. Paulatinamente, los drenajes se hacen cada vez más difíciles e incluso pudieron llegar a desaparecer (¿construcción de un cordón litoral de origen marino y/o eólico, que colapsó totalmente la depresión?), lo que favoreció el desarrolló de zonas semipantanosas que fueron rápidamente colmatadas por los sedimentos. En 880 años, se depositaron más de 250 cm. de arcillas y limos, lo que arroja una velocidad media anual de 2,84 mm./año. 5) Nivel D2 (muestras 11, 15 y 16). Intercalado en el nivel anterior, se desarrollan barras arenosas, de tamaño decimétrico, en forma de canal y una banda detrítica de estructura lenticular. El contacto entre ambas formaciones es claramente erosivo. Los materiales que constituyen esta acumulación son bloques, cantos, gravas y arenas, sin estructuras nítidas, aunque algunos cantos se disponen imbricados. La parte inferior está constituida exclusivamente por sedimentos de textura fina y tampoco se observan estructuras sedimentarias. Sedimentológicamente, en el muro del nivel, predominan los materiales de textura arenosa, aunque las arcillas y limos están muy bien representados. Destacan las arenas de talla media (50 y 64%), aunque tanto las finas como las gruesas son relativamente abundantes. La media de grano se incrementa ligeramente de muro a techo, oscilando entre las 263 y 285 micras. Al mismo tiempo, la materia orgánica disminuye, pasando del 1 ,35% al 0,45%. Estas arenas son particularmente ricas en fragmentos de concha, lo que denota claramente su origen marino. Los histogramas granulométricos son unimodales, la clasificación moderada (0,67) y la curva acumulativa sigmoidalligeramente tendida, lo que nos indica que su deposición ha sido semiforzada. La skewnes es simétrica y la kurtosis mesokúrtica, lo que nos sugiere que la velocidad del agente durante la deposición apenas experimentó fluctuaciones. La parte superior de este nivel está constituido por cantos, gravas y arenas, muy ricas en fragmentos de conchas. La fracción arenosa supone el 72,24% del total analizado, predominando las arenas finas (42,92%) y en menor grado las medias (28,92%). La talla media disminuye sensiblemente situándose en torno a las 182 micras. Obviamente, ello nos indica que la energía cinética media del agente evolucionó hacia valores más bajos de lo normal. Evidentemente, los materiales gruesos tienen un origen claramente continental, puesto que, o bien, son coluviales, o bien proceden de los acantilados periféricos. La clasificación es moderada/buena (0,58-0, 74) y la curva sigmoidalligeramente tendida. El origen marino de este nivel queda fuera de toda duda. Su posición en el interior del nivel D, nos sugiere que su deposición está ligada a una pequeña pulsación transgresiva, aunque en función de la geometría de los cuerpos sedimentarios, es posible que su origen esté ligado a deslizamientos por migración de canales. 6) Nivel E (muestras 12 y 19). Encima del nivel arcillo-limoso descrito anteriormente, se desarrolla una pequeña acumulación detrítica de 1 m. de potencia, formada por materiales sumamente heterométricos, puesto que todas las fracciones granulométricas están representadas. El contacto entre ambas formaciones es sumamente irregular y claramente erosivo. El depósito presenta una cierta estructura imbricada, proando los cantos en dirección contraria a la corriente. La base del nivel está constituida exclusivamente por sedimentos de granulometría fina, con algunos macrorestos vegetales, fragmentos de conchas y abundante materia orgánica (1,3%). La textura es areno-arcillosa, puesto que la fracción arenosa representa únicamente el 66,07% del volumen total analizado. Predominan las arenas de talla fina (40,74%) observándose las máximas retenciones en el intervalo 0,20, 125 mm. (46, 19%). En consecuencia, la talla media de grano es de 180 micras. El histograma granulométrico es unimodal, la clasificación moderada (0,65) y la curva acumulativa sigmoidalligeramente tendida. La kurtosis (platikúrtica), nos indica que la velocidad del agente experimentó importantes fluctuaciones durante la deposición. En definitiva, todos los parámetros sedimentológicos obtenidos, nos sugieren que estamos ante un sedimento homométrico y bien evolucionado. Sin embargo, todos estos caracteres difieren sensiblemente de los que presentan las playas actuales y parecen equipararse con acumulaciones típicas de llanura intermareal mixta o arenosa. La parte alta de este nivel está constituida por materiales gruesos y finos. Concretamente, la fracción gruesa supone alrededor del 55% y está formada por bloques, cantos y gravas de caliza, marga, argilita, caliza arenosa, caliza arcillosa y arenisca. El grado de conservación de los materiales depende de cada litología, aunque en general es bastante bueno. Granulométricamente, predominan los cantos de tamaño medio (42%) y pequeño (38%). La fracción bloques se incrementa ligeramente oscilando en torno al 5%. El centilo, -perfectamente rodado-, alcanza los 85 cm. de longitud. Las litologías son locales, no existiendo aportes alóctonos, lo que parece indicar que su deposición se produjo al pie de los acantilados que flanqueaban la depresión. El índice de rodamiento es bastante moderado, (173); si bien es cierto que todos los cantos presentan huellas evidentes de haber sido rodados, también lo es, la existencia de un elevado porcentaje de cantos rotos. La escasa resistencia de los materiales y los fuertes temporales del NW no han tenido demasiados problemas para fragmentar estos materiales. Características similares se observan en todas las acumulaciones rocosas ubicadas sobre la plataforma de abrasión o en el interior de las calas poco protegidas. La fracción fina presenta textura arenosa (82, 72%), destacando las arenas finas (51,93%) y medias (30, 75%). Las características sedimentológicas del techo del nivel son similares a las descritas al analizar el muro: idéntica talla media (180 micras), histograma unimodal, buena clasificación (0,52) y curva sigmoidal bastante enderezada. Ahora bien, existen diferencias importantes entre esta acumulación y el nivel 02, lo que parece sugerirnos que su deposición se ha producido como consecuencia de dos momentos transgresivas distintos. 7) Nivel F (muestras 20 y 21). Está constituido exclusivamente por sedimentos de grano fino. El contacto con el nivel subyacente es irregular y posiblemente erosivo. Su potencia oscila en torno a los 100 cm., no observándose estructuras sedimentarias. De muro a techo, la fracción arenosa disminuye rápidamente (77 y 56,9% respectivamente), aunque la talla media de grano se mantiene (176-179 micras). Por el contrario, la materia orgánica, -aún no siendo abundante-, se incrementa, pasando del O, 14% en la base a un 0,39% en la parte superior. Los histogramas granulométricos son ligeramente bimodales y la clasificación moderada (0,58 y 0,67), lo que se refleja en la curva acumulativa, que es hiperbólica de tipo sigmoidalligeramente tendida (sedimentación semiforzada). Todo ello nos sugiere una mezcla de sedimentos de origen distinto; concretamente, una parte del sedimento parece haberse depositado en un medio de llanura mareal (llanura mixta), mezclándose con aportes de origen eólico, procedentes de la playa. 8) Nivel G (muestras 13 y 14) Es un sedimento de textura arcillo-arenosa, puesto que la fracción arenosa representa únicamente el 35,26%, predominando las arenas de talla fina. Las máximas retenciones se producen en los tres últimos intervalos, aunque la cantidad de arena acumulada en cada uno de ellos no es demasiado elevada. El histograma granulométrico es polimodal, pudiendo diferenciarse, al menos, tres subpoblaciones distintas, de origen diferente. La talla media apenas alcanza las 153 micras, la clasificación es pobre (0,99) y la asimetría negativa, lo que nos indica que la fracción fina está mejor clasificada que la gruesa. La curva acumulativa es hiperbólica tendida, lo que denota una sedimentación forzada y un sedimento sumamente heterométrico, que ha sufrido un transporte incompleto. En definitiva, la acumulación se ha producido en un medio de marisma intermareal, periódicamente afectado por olas de tempestad. Hasta aquí llegaban importantes aportes de origen fluvial y coluvial, así como algunos materiales de procedencia eólica. 1.2.2.2. Análisis micropaleontológico Con el fin de realizar un análisis paleoecológico (Cearreta, 1993), por medio de las asociaciones de foraminíferos bentónicos, han sido estudiadas 20 muestras de campo tomadas en los diferentes niveles encontrados en el depósito de Herriko-Barra. Únicamente 7 de las veinte muestras estudiadas contienen fauna de foraminíferos bentónicos. Este hecho define micropaleontológicamente tres niveles marinos correspondientes al nivel basal A, al subnivel intermedio D2 y al nivel superior E (todos ellos presentan asociaciones faunísticas similares). Se han encontrado 50 especies diferentes (Cearreta, 1993) aunque el nÚmero máximo de formas distintas en cada muestra ha sido de 28. Sobre la base de su abundancia relativa (número de individuos de cada especie como porcentaje o relación con el número total de individuos) todas estas formas han sido divididas en tres categorías diferentes. Un primer grupo está formado por 35 especies accesorias cuya abundancia media no representa más del 1% de las asociaciones. Un segundo grupo de 7 especies secundarias, que constituyen individualmente entre 1-3% de las asociaciones faunísticas, está compuesto por Textularia truncata, Spirorutilis wrightii, Adelosina cliarensis, Rosalina irregularis, Asterigerinata mamilla, Elphidium williamsoni y Haynesina germanica. Finalmente, un tercer grupo de 8 especies dominantes está constituido por Cibicides lobulatus, Rosalina anomala, Brizalina variabilis, Ammonia beccarii, Quinqueloculina lata, Gaudryina rudis, Triloculina trigonula y Elphidium crispum. Los 3 niveles marinos definidos micropaleontológicamente en este depósito parecen caracterizar dos fases transgresivas que corresponden al nivel basal A y al nivel superior E (que incluiría el subnivel 02), correspondiendo ambos a ambientes típicos de playa arenosa (costa de alta energía y elevada salinidad, siendo el oleaje el mecanismo dominante). El resto de los niveles presentes en el depósito de Herriko Barra no contiene fauna de foraminíferos bentónicos y, por tanto, se considera que representan medios sedimentarios continentales. Por su parte, el nivel B que parece definir un medio de dunas coste ras eólicas, está formado exclusivamente por granos de cuarzo de tamaño arena pero es muy probable que originalmente incluyera caparazones de foraminíferos bentónicos que fueron transportados por el viento desde la playa próxima. Sin embargo, la exposición subaérea de estos materiales y la formación del suelo suprayacente (nivel C) sugiere una disolución posterior de los caparazones calcáreos por el agua de carácter ácido que ha ido percolando desde la superficie. 1.2.2.3. Análisis palinológico Únicamente se ha analizado el contenido polínico del nivel arqueológico de Herriko barra (Isturiz, 1993). Los resultados obtenidos ponen de manifiesto el alto porcentaje de polen arbóreo (50%-80%), destacando la presencia de Alnus, Corylus, Pinus y Quercus. En la última muestra el aliso alcanza su máximo (un 60%), disminuyendo el avellano y el roble y aumentando el pino. El resto de los árboles aparecen en proporciones muy pequeñas, pudiendo destacar algunos taxones termófiros como Ulmus y Tilia. En cuanto a la flora herbácea, la mayor proporción de Cichoriaceae y Artemisia está en la primera muestra, descendiendo aquellas bruscamente en las siguientes. Los porcentajes de Poaceas son bajos y casi constantes. Sin embargo, los porcentajes de esporas son altos en todas las muestras, lo que nos indica un ambiente de humedad casi constante durante el período estudiado. El resto de plantas herbáceas es variado y casi siempre en proporciones pequeñas. Algunas de ellas, como Humulus e Hypericum, son propias de la aliseda, y otras, como Cyperaceae, Juncaceae, Nymphaceae, nos indican la presencia cercana de agua dulce. En conclusión, podemos afirmar que en estos momentos, el entorno de Zarauz estaba ocupado por un bosque mixto, en el que predominaba el avellano, el pino y el roble. Junto a estas zonas arboladas se detectan espacios no arbolados ocupados por Cichoriaceae, Poaceae y Artemisia. La proporción de aliso se va incrementando paulatinamente hasta configurar un paisaje cerrado formado fundamentalmente por una aliseda acompañada de algunos avellanos, pinos y robles, denotándose la presencia esporádica de castaño, fresno, sauce, olmo, tilo y arbustos como Viburnum. 1.2.2.4. Industria lítica y ósea Los análisis de la industria hallada en el depósito de Herriko Barra han sido realizados por Múgica (1993). En el nivel C se han recogido abundantes rascas y útiles de sílex y hueso, lo que nos ha permitido determinar la existencia de un nivel arqueológico fértil. La industria lítica la constituyen algo más de 900 evidencias, en su mayor parte fragmentos o simples lascas que certifican la elaboración de útiles "in situ" (los útiles tipológicamente clasificables se elevan a 110). También se han recogido restos de ave (Elorza, 1993), observándose, al menos 5 especies distintas (Larus canus/tridactylus, Alca torda, Alca impennis, Uria aalge y Fratercula arctica). 1.2.3. Corte de Argiñano La construcción de dos bloques de viviendas en las proximidades del restaurante Argiñano, nos ha permitido muestrear la alineación dunar que cierra parcialmente el extremo oriental de la depresión (posteriormente, otras trincheras nos han permitido ratificar y completar nuestras observaciones). Ambos cortes se sitúan a unos 75 m. de distancia uno de otro ya 20-25 m. de la playa actual. Altimétricamente, el techo de ambos se ubica a unos 9 m. por encima del nivel intermareal medio actual. El sedimento está constituido, casi exclusivamente, por arena. Estos materiales muestran un grado de cementación sumamente variable, coexistiendo zonas fuertemente cementadas junto a otras débilmente trabadas. Cuando la cementación es importante, la granulometría y los parámetros sedimentológicos se desvirtúan extraordinariamente. Estas acumulaciones presentan una clara estratificación cruzada planar, presentando las láminas buzamientos suaves (3-5') y moderados (8-9' y 12-15'). 1.2.3.1. Corte 1 Este desmantelamiento ha exhumado 5 metros de sedimento. Los análisis efectuados nos permiten afirmar que la fracción arenosa supera, en todos los casos, el 98% del volumen total analizado, predominando las arenas de talla media (76 y 81%). Por el contrario, las arenas gruesas están débilmente representadas puesto que, en ningún caso, sobrepasan el 2,38%. Una parte de estas arenas gruesas están formadas por granos cementados de arena y conchuela triturada (muy abundante). Lo mismo podemos decir respecto a la fracción gruesa (más de 2 mm.), ya que está constituida, casi exclusivamente, por arenas cementadas, aunque en algunos casos se han recogido también caparazones de Potamides, huesos de un carnicero y algún macroresto vegetal. Pese a todo, los histogramas granulométricos siguen siendo unimodales y las curvas acumulativas hiperbólicas sumamente enderazadas (sedimentación libre por exceso de carga). La talla media oscila entre las 300 micras de la base y las 266 del techo del nivel. Estas variaciones parecen señalarnos que, o bien la segregación de grano experimentó ligeras variaciones, o, por el contrario, la velocidad del agente sufrió ligeras variaciones disminuyendo su competencia. La clasificación, tal y como podíamos esperar, es excelente, (si: 0,35-0,45), aunque en aquellos lugares donde la cementación es intensa, se desvirtúa, empeorando. 1.2.3.2. Corte 2 Hemos muestreado 5,30 m. de sedimento. El depósito presenta estratificación cruzada planar de bajo ángulo, estando las láminas inclinadas 18-20° hacia el NE, 12° al S y 12-15° hacia el SE. El grado de cementación es importante, aunque ésta disminuye de techo a muro. Los parámetros sedimentológicos están condicionados por este hecho, empeorando ligeramente. Pese a todo, los valores obtenidos nos indican claramente que estamos ante un sedimento de origen eólico. Predominan las arenas de talla media (hasta un 81 %), observándose las máximas retenciones en el intervalo 0,4-0,25 (entre el 42, 79 y 56,68%). La talla media oscila entre las 259 y 278 micras. Los histogramas son unimodales, la clasificación excelente y la curva acumulativa hiperbólica de tipo sigmoidal sumamente enderezada. Es decir, estamos ante un sedimento homométrico, bien evolucionado y que ha sufrido un transporte completo. Las características sedimentológicas son claramente eólicas, pudiendo adscribirse esta formación con un depósito de dunas ubicado cerca de la línea de costa. Estos materiales se localizan encima del nival basal (A) de Herriko Barra, por lo que podemos afirmar que su deposición se produjo inmediatamente después de la primera pulsación transgresiva. El material arenoso que configura estas dunas fue arrastrado desde la zona de "backshore" de la playa (abundancia de conchas), puesto que en las costas macromareales el "foreshore" está permanentemente húmedo, lo que impide los procesos de deflación eólica. Un depósito de características similares ha sido estudiado por Cearreta et al. (1990) en Gorliz (más de 12 m. de arenas biogénicas cementadas, con estratificación cruzada), habiendo sido datado en 5700-6000 B.P. Estos datos coinciden con lo observado por nosotros en Herriko Barra (5800 :t 170 B.P.). La formación de este cordón dunar implica el desarrollo de una fase regresiva (posterior a la transgresión de Herriko Barra), que favoreció la emersión de una amplia zona litoral sometida a procesos de deflacción eólica, formándose una serie de alineaciones dunares de más de 5 m. de altura. Encima de las arenas cementadas (eolianitas), y en claro contacto erosivo se sitúan unos 2 m. de arena gris-amarillenta suelta que recubre amplios espacios de la depresión. Hasta fechas recientes estos campos de dunas eran plenamente funcionales, aunque la paulatina expansión del núcleo urbano y la construcción de un campo de golf, supusieron la desaparición de los últimos vestigios dunares. Estas acumulaciones eólicas cementadas, apenas han sido afectadas por las oscilaciones transgresivas recientes. Es posible que cuando dichas pulsaciones se produjeron el sedimento arenosos ya se había cementado (cemento tipo menisco), aumentando su resistencia. Únicamente en los extremos de la depresión (nivel D2 y E de Herriko Barra), se dejaron sentir los efectos de estas oscilaciones transgresivas. 1.2.4. Acumulaciones eólicas actuales Como ya hemos señalado anteriormente, únicamente quedan acumulaciones eólicas en el sector oriental de la depresión. Actualmente, estos materiales están fijados por la vegetación, puesto que sobre ellos se ha construido un campo de golf. Topográficamente se disponen inmediatamente detrás de la línea de "backshore", extendiéndose hacia el interior de la depresión, (sobre todo en el sector central) constituyendo un pequeño cordón longitudinal de dirección E-W, que domina el espacio litoral mediante un microtalud de 7-8 m. de altura. La fracción arenosa supera, en todos los casos, el 98%, predominando las arenas de talla media, que suponen entre un 79 y un 91 %. Las máximas retenciones se observan en el intervalo 0,4-0,25, acumulándose entre un 51, 1 y 69, 1% del sedimento. La talla media, oscila entre las 259 y 289 micras. Los parámetros sedimentológicos son similares a los descritos en el apartado anterior: histogramas unimodales, excelente clasificación, asimetría positiva, curva sigmoidal enderezada y kurtosis mesokúrtica. En definitiva, las características sedimentológicas, de las dunas actuales y subactuales de la depresión de Zarauz, son casi idénticas. Unicamente varía su grado de cementación, nulo en las dunas más recientes y presente en las acumulaciones que hemos definido como subactuales. 1.2.5. La playa de Zarauz La playa de Zarauz se ubica en el extremo septentrional de la depresión, alargándose en dirección Este-Oeste. Tiene una longitud de 2100 m. y una anchura media que oscila en torno a los 160 m. durante la bajamar. En su borde oriental, la playa se ve interrumpida por la desembocadura de una pequeña ría que funciona como el colector principal de la depresión. Durante la pleamar, el borde occidental de la playa es totalmente recubierto por las aguas, mi.entras que en el sector central y oriental queda una pequeña franja al descubierto. Unicamente durante los fuertes temporales del NW, toda la playa queda sumergida por las aguas. Hasta no hace mucho tiempo, la playa estaba dominada por un cordón arenoso de origen eólico (7-10 m. de altura). Hoy día, este cordón ha desaparecido en su mayor parte, debido a la constante expansión urbana que ha experimentado Zarauz en las últimas décadas. Sólo en el borde oriental perviven algunos retazos degradados de dicho cordón. En definitiva, podemos diferenciar los siguientes subambientes:
a) Foreshore. La particular morfología de la playa introduce diversas variaciones sedimentológicas, pudiéndose diferenciar dos sectores netamente contrastados: a.1) Extremo oriental. Predominan las arenas de talla media (90,99%), observándose importantes retenciones en el intervalo 0,4-0,25 mm. (62,6%), de ahí que la talla media se sitúe en 327 micras. Los histogramas son unimodales, la clasificación buena/excelente (O"i: 0,38 y 0,36) y la curva acumulativa sigmoidal sumamente enderezada, lo que evidencia una elevada energía del agente responsable de la deposición. La acumulación se ha producido por exceso de carga, sin apenas experimentar fluctuaciones. a.2) Sector central y oriental. Paulatinamente, a medida que nos desplazamos hacia el Oeste, las arenas finas van incrementándose (10,98% en el sector central y 30,43% en el extremo occidental), puesto que estos espacios están más protegidos del oleaje (altos fondos arenosos que modifican el punto de ruptura de la ola, puntas y muros rocosos que absorben un porcentaje elevado de la energía liberada por los trenes de olas, olas de refracción y reflexión que perturban la normal trayectoria de los trenes de olas, etc.). El resto de los parámetros tienen características similares a las descritas anteriormente. b) "Backshore". Únicamente alcanza cierta entidad en el sector central y oriental de Zarauz. Esta zona se inunda sólo durante las tormentas y presenta laminación paralela. Durante los períodos de buen tiempo está sometida a procesos de deflacción eólica que alimentan las dunas. También aquí predominan las arenas de talla media, que llegan a representar más del 93%. Las máximas retenciones se producen en el intervalo 0,4-0,25, acumulándose entre un 69 y un 73%. La talla media se eleva ligeramente, situándose en torno a las 309 micras. Los histogramas son unimodales y la clasificación excelente. El agente responsable de su deposición (olas de tempestad) se caracteriza por presentar una energía media muy elevada, lo que determina la buena clasificación del material. La curva acumulativa es sigmoidal enderezada, tal y como corresponde a un sedimento homométrico, sumamente evolucionado y que ha sufrido un transporte completo. La deposición se ha producido por exceso de carga, sin apenas experimentar fluctuaciones la velocidad del agente. c) Desembocadura de la ría. Los últimos 350 m. de la ría de Zarauz están fuertemente influenciados por la acción del oleaje, sobre todo durante los fuertes temporales del NW que periódicamente azotan el litoral, aportando enormes masas de sedimentos arenosos. Igual que ocurría en la playa, también aquí predominan las arenas de talla media (89,03%), observándose las máximas retenciones en el intervalo 0,4-0,25 (63, 78%). La talla media disminuye ligeramente, situándose en torno a las 255 micras. El resto de los parámetros son idénticos a los descritos en el backshore los materiales acumulados en este espacio también presentan laminación paralela de alta energía. la dinámica litoral de la playa de Zarauz apenas se conoce. los diversos estudios efectuados mediante la utilización de tarjetas trazadoras, nos indican que en Zarauz las corrientes superficiales predominantes son las del NW (Fernández et al., 1983), discurriendo paralelas a la costa. En el borde oriental de la depresión, estas corrientes adoptan una dirección SW-NE. En condiciones normales, estas corrientes no tienen capacidad de arrastre, puesto que el perfil de la playa apenas experimenta modificaciones, constatándose incluso aportes de arena (oleaje). Por el contrario, durante los fuertes temporales del NW, toda la playa es sometida a una intensa erosión, variando su perfil (se suaviza desapareciendo las bermas superiores). No sabemos como se redistribuye la arena en el fondo de la bahía, aunque sospechamos que tiende a acumularse cerca de la orilla formando bancos y barras submareales (observación directa por inmersión). 1.3. Evolución paleográfica de la depresión de Zarauz la depresión de Zarauz ha funcionado, al menos durante gran parte del Holoceno, como una llanura intermareal ubicada en costa abierta y dominada por las mareas y por el oleaje. Dentro de esta llanura se individualizan diversos subambientes alargados paralelamente a la costa y de anchura variable. la complicación es máxima puesto que la paleotopografía del fondo de la depresión introducía importantes variaciones, así como la alternancia de 2 períodos transgresivos y otros tantos regresivos que se sucedieron a lo largo del Holoceno. Cada una de estas fases transgresivas pudo modificar sustancialmente los depósitos acumulados en el período anterior, lo que dificulta extraordinariamente su interpretación. Por el contrario, los períodos regresivos favorecieron el desmantelamiento parcial del relleno en los bordes de la cuenca y en aquellos lugares donde la regresión exhumó los sedimentos depositados en la fase transgresiva anterior. Una vez analizada toda la información disponible, podemos esbozar la evolución paleogeográfica de la depresión de Zarauz. Antes de iniciarse la transgresión holocena, este espacio constituía una amplia plataforma erosiva surcada por profundos paleovalles que desagüaban en el mar fuera del espacio investigado. En estos momentos, la línea de costa se ubicaba a varios kilómetros de distancia de la actual. Ters (1973), Deserces (1973), labra.jmi (1977) y Mary (1983, 1990), estiman que hacia e110.000 B.P., el nivel medio del mar se localizaba unos 45-50 m. por debajo del actual, lo que significa que la línea de costa se situaba unos dos kilómetros mar adentro. labra.jmi (1977) y Deserces (1973), sitúan la costa aquitana hacia el 9.000 a -40 m. (fig 17). a) Primera pulsación transgresiva No sabemos cuando se inicia la invasión marina de la depresión de Zarauz, aunque si admitimos la cronología propuesta por los autores citados anteriormente, las primeras manifestaciones marinas ya se habrían producido alrededor del 8000 B.P ., aunque posiblemente en los profundos paleovalles que surcaban la depresión, la influencia marina debió notarse mucho antes, probablemente hacia el 9000 B.P.), iniciándose ya la deposición de sedimentos. Una vez anegado el espacio investigado, la escasa energía del medio, la paleotopografía del fondo ó el desarrollo de cordones arenosos submareales favoreció la deposición de materiales de grano fino, fundamentalmente arcillas y limos (llanura fangosa). A medida que el nivel medio del mar se fue incrementando, la energía cinética media de los agentes deposicionales creció y, sobre los sedimentos anteriormente citados se acumularon materiales arenosos, desarrollándose una llanura mixta primero y arenosa después. Transversal y longitudinalmente, se producen importantes variaciones sedimentológicas, individualizándose distintos paleoambientes. Concretamente, en el borde externo de la depresión se desarrollaron potentes acumulaciones arenosas y/o depósitos detríticos gruesos; estos últimos, sobre todo al pie de las zonas acantiladas dominadas por escarpes rocosos. La deposición de estos materiales pudo favorecer el desarrollo de cordones submareales, más o menos paralelos, aislando parcialmente el resto de la depresión de las influencias marinas directas, lo que favoreció la deposición de sedimentos finos. En cualquier caso, resulta bastante difícil evaluar la altura máxima alcanzada por el nivel del mar durante el máximo holoceno, aunque según Mary (1983) se situaría entre 1 y 2 m. por encima del nivel actual. Por el contrario, la altura mínima alcanzada por esta fase transgresiva osciló en torno a 1 m. por debajo del nivel marino actual. La talla media del sedimento arenoso (incluso en los depósitos detríticos gruesos), es sensiblemente menor que la de las playas actuales. Este hecho puede ser debido a una disminución de la competencia del medio, a una capacidad de segregación de partículas sensiblemente menor o a variaciones en las corrientes litorales. Es posible que la fracción arenosa de los depósitos detríticos gruesos tenga un origen diferente, habiéndose depositado después de la acumulación de los cantos y bloques y bajo condiciones hidrodinámicas distintas. Es decir, inicialmente pudo desarrollarse una playa o cordón de cantos y, posteriormente (al final de la pulsación transgresiva), se acumularon los materiales arenosos (fig. 16). Las dataciones efectuadas mediante el método del C-14, nos indican que esta fase transgresiva se produjo antes del 5810 + 170 B.P.(1-15.352) y podría corresponderse con el denominado máximo fiandriense de diversos autores europeos (Larsonneur, 1971; Ozer, 1976; Ters, 1973 y Labeyrie, 1984). b) Primera fase regresiva Posteriormente se inició una fase regresiva (desconocemos la altura media del nivel del mar en estos momentos, aunque a tenor de lo observado creemos que se situaría por debajo del nivel actual, puesto que supuso la emersión de una banda arenosa a partir de la cual se desarrolló un cinturón de dunas, lo que favoreció una dinámica mareal con deposición de arenas y formación de barras paralelas a la costa, de origen submareal y/o eólico. Estas barras estaban interrumpidas por pequeños canales ("tidal inlets") que facilitaban el drenaje de la depresión durante la bajamar y el aporte de arenas al interior durante la pleamar. Al ser abandonados estos canales, se depositaron sedimentos groseros de estructura lenticular ("lag"), tal y como se observa en Herriko Barra (M9). A medida que la depresión fue cerrándose, los primitivos drenajes se hicieron cada vez más difíciles, desarrollándose (al menos localmente), áreas pantanosas de tipo "swamp" (zona palustre con árboles) o "marsh" (pantano con vegetación acuática herbácea). Todos estos datos nos indican que estamos ante un modelo de formación costera de tipo "stationary barrier (hig foredune)", descrito por Thom et al. (1978). La parte interna de la bahía experimentó un rápido proceso de colmatación, predominando los sedimentos de grano fino en un medio de tipo marisma (pantano salino en la base y pantano de agua dulce en la parte alta), alimentado por aportes fluviales de escasa intensidad y nula capacidad erosiva. Antes de desarrollarse plenamente el nivel palustre anteriormente citado, se formó un pequeño nivel edáfico sobre los cordones arenosos interiores que cerraban la depresión. Estos espacios fueron ocupados por diferentes grupos humanos que desarrollaron aquí sus actividades. A medida que los cordones eólicos y/o submareales aislaban el interior de la depresión, el nivel medio de los pantanos se fue incrementando, invadiendo las aguas los espacios habitados por los grupos humanos prehistóricos. En estos momentos, el entorno de Zarauz estaba dominado por un bosque mixto caducifolio (alnus, corylus, pinus, quercus I. pedunculala, etc), bajo unas condiciones climáticas templado húmedas. Labeyrie (1984), estima que la temperatura media del agua del mar en Europa occidental superaba en 2°C. los valores actuales. Junto a estas zonas arbóreas cohexistían áreas de bosque abierto, con vegetación arbustiva o herbácea, y zonas encharcadas que favorecían el desarrollo de especies acuáticas de agua dulce. En estos bosques habitaba una rica fauna de ungulados bastante variada. También han sido identificadas diversas especies de aves marinas que caracterizan un yacimiento cuya tafocenosis es debida al ser humano. No sabemos cuando se produjo esta fase regresiva, aunque ya se habría iniciado en el 5810 + 170 B.P. (1-15352) y no habría concluido todavía en el 4920 + 100 B.P.(1-15349). c) Segunda pulsación transgresiva. Esta situación se vio interrumpida por una nueva pulsación transgresiva que podría relacionarse con el máximo Dunquerquiense descrito por numerosos autores europeos o con la transgresión "Xivares" en la costa asturiana (Mary, 1983). Ignoramos la altura media alcanzada por el nivel del mar, aunque según Mary (1983), ésta se situaría ligeramente por encima del nivel marino actual. En Herriko Barra, el techo del sedimento de origen marino se sitúa unos 2,15 m. por encima del nivel actual, lo que implica que la película de agua rebasaba ampliamente su posición actual. Esta pulsación transgresiva desmanteló casi totalmente los cordones arenosos que cerraban la depresión, así como parte del relleno interno. En el interior, se acumuló una típica secuencia de llanura intermareal, mientras que en el borde externo predominan las barras arenosas con gravas y los depósitos detríticos gruesos. Estos niveles se acumularon directamente sobre el "marsh" pantanoso subyacente, siendo el contacto claramente erosivo. Ignoramos cuando se produjo esta fase transgresiva, aunque sabemos que fue después del 4920 :t 100 B.P. Mary (1990), fija esta fase en torno a12.150 B.P. Fuera de la zona estudiada, aunque muy próxima a ella (Orruaga, Zumaia), existe un pequeño nivel marino ubicado un metro por encima del nivel máximo actual. Esta acumulación (cantos rodados y arenas con conchas), puede relacionarse con esta fase transgresiva, aunque la falta de dataciones absolutas nos impide establecer su cronología. d) Segunda fase regresiva El retroceso del nivel marino favoreció el desarrollo de una serie de cordones eólicos que aislaron parcialmente la depresión del influjo marino. Este hecho, favoreció el desarrollo de amplias marismas inter y supramareales. Esta fase regresiva se produjo antes del 1390 + 40 B.P., sin poder precisar más. La estabilización del nivel del mar en una posición similar a la actual, favoreció el desarrollo de un potente cordón dunar (de más de 8 m. de altura), que semicerró la depresión, dejando únicamente una pequeña apertura en el borde oriental. Las dataciones efectuadas en las dunas de Gorliz, arrojan una edad de 5.700-6.000 B. P . (Cearreta et al., 1990), por lo que es posible que la base de las dunas de Zarauz pueda emparentarse con estas acumulaciones, mientras que el tramo superior sería posterior. Esta pulsación regresiva favoreció el desarrollo de una marisma intermareal afectada por las mareas vivas y temporales, aunque los aportes eólicos y fluviales debieron ser importantes. La continua progradación del relleno, supuso la desaparición de esta marisma intermareal y el desarrollo de una marisma supramareal surcada por numerosos canales de trazado meandriforme. 2. BIBLIOGRAFIA AL TUNA, J., CEARRETA, A., EDESO, j.M., ELORZA, M., ISTURIZ, M.j., MARIEZKURRENA, K., MUjIKA, j.A. y UGARTE, F. (1993). El yacimiento detrítico de Herriko-Barra (Zarautz, Pais Vasco) y su relación con las transgresiones marinas Holocenas. 2§ Reunión de Cuaternario Ibérico. V. 2, 923-942 p. AEQUA. Madrid. CAMPOS, j. (1979). Estudio geológico del Pirineo al W del río Bidasoa. Rev. Munibe, vol. 31 , fasc. 1-2. 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