CARACTERIZACIÓN GRANULOMÉTRICA, MORFOMÉTRICA, LITOLÓGICA Y SEDIMENTOLÓGICA

DE LAS TERRAZAS FLUVIALES DEL VALLE DEL RÍO OIARTZUN (GIPUZKOA, PAÍS VASCO).

 José Miguel EDESO FITO

Universidad del País Vasco

Escuela Universitaria de Ingeniería Técnica y Topografía

C/ Nieves Cano

Vitoria-Gasteiz

Laburpena

Oiartzun bailaran garatutako ikerketa geomorfologikoa adierazi digu 4 mailako terraza daudela. Hauek, gaur egungo talwegaren arabera, 20-22, 10-12, 3-5 eta 0-2 metrotako altueratan daude. Sortutako azken maila holozenoa da eta besteak, zaharrenak, Tardiglaziar, Wurmiensem; eta, seguruenik, Rissiense, dira hurrenez hurren. Dena den, datazio absolutuaren irizpideen gabezia ez digu zehatzagoak izan uzten. Ia metaketa guztiak bat datoz chanel bar formazioarekin; nahiz eta, batzuetan pointbar eta uholde-lautada metaketak identifikatu. Pilaketa horiek baldintza hidrologiko altuetan, korrente uher fluxu altuaz (gravel lithofacies) eta sedimentu askoz eratu dira.

Hitz garrantzitsuenak: Ibai terraza, Holozeno, Pleistozeno, Eemiar, Estuario, Chanell bar, Point bar, Oiartzun., Gipuzkoa.

Resumen

La investigación geomorfológica desarrollada en el valle del Oiartzun ha puesto de manifiesto la existencia de 4 niveles de terraza situados a 20-22, 10-12, 3-5 y 0-2 metros respecto al talweg actual. El nivel más reciente es Holoceno, mientras que los 3 más antiguos son de edad Tardiglaciar, Wurmiense y, posiblemente, Rissiense, aunque la falta de criterios de datación absoluta nos impide precisar más. Prácticamente todas las acumulaciones se identifican con “chanell bar” (barras de canal), aunque en ocasiones hemos identificado acumulaciones de “point bar” y de llanura de inundación. Estos depósitos se han formado en condiciones hidrológicas elevadas, en el seno de una corriente turbulenta de flujo alto (gravel litofacies) muy cargada de sedimento.

Palabras clave: Terraza, Holoceno, Pleistoceno, Eemiense, Estuario, Chanell bar, Point bar, Oyarzun, Guipuzcoa

Summary

The geomorphologic investigation performed in the Oiartzun valley, have demonstrated the presence of 4 terrace levels placed at 20-22, 10-12, 3-5 and 0-2 meters in relation to the present talweg. The most recent level is Holocene, and the tree older are Tardiglaciar, Wurmiense and possibly Rissiense, but without further dating criteria it is not possible to be more precise. Almost all the accumulations are identify as channel bar, occasionally we have been formed on high hydrologic conditions, within a high turbulent continuous flow (gravel litofacies) heavy loaded with sediment.

Key words.Terrace, Hollocen, Pleistocen, Eemiense, Estuary, Channel bar, Point bar, Oiartzun, Oyarzun, Guipuzcoa

La investigación geomorfológica efectuada a lo largo del valle del río Oiartzun, ha puesto de manifiesto la existencia de 4 niveles de terraza localizados a distintas alturas respecto al talweg actual: 20-22 metros, 10-12 metros, 3-5 metros y 0-2 metros. Dadas las particulares condiciones del valle, la mayor parte de las acumulaciones se localizan entre los núcleos urbanos de Ugaldetxo y Ergoien, ya que aguas arriba de este último punto entramos en la zona de cabecera, donde predominan los procesos de erosión y transporte sobre los de deposición. Aguas abajo de Ugaldetxo, el valle se convierte en un paleoestuario, por lo que la mayor parte de los depósitos fluviales, o bien han desaparecido o están enterrados en el sedimento Holoceno que colmata el mencionado estuario. Tan sólo hemos localizado algunas acumulaciones fluviales antiguas (materiales completamente alterados) situadas varios metros por encima del techo del relleno estuarino actual.

En cada uno de los niveles de terraza observados se han seleccionado diversos cortes, analizando, siempre que ha sido posible, la litología de la fracción gruesa (> 2 cm.), la granulometría de la acumulación, el grado de rodamiento de los cantos presentes en el depósito (se ha utilizado el granito como litología de referencia), el índice de aplanamiento y de torrencialidad y las características sedimentológicas (en ocasiones se han efectuado análisis morfoscópicos) de la fracción arenosa (< 2 mm.). Esta información se ha completado mediante la caracterización geomorfológica de la acumulación (potencia, altura sobre el talweg, altura sobre el nivel del mar, extensión, contacto con el sustrato rocoso subyacente…) y la determinación de estructuras sedimentarias.

1. Localización y características morfológicas.

La cuenca del río Oiartzun o Bertandegi se localiza en el extremo nororiental de Gipuzkoa (ver figura 1), desarrollándose entre el macizo Paleozoico de Cinco Villas-Stock granítico de Peñas de Aia y la bahía de Pasajes. Cubre una superficie de 84,75 km² (40,5 km de perímetro) siendo la longitud del río principal de 18,5 km. En conjunto, el valle adopta una dirección general NW-SE, presentando importantes contrastes altimétricos, ya que en apenas 6,6 km se pasa de alturas en torno a los 700/800 metros a cotas por debajo de los 40 metros (Ergoien), lo que determina el modelado de profundos y encajonados valles en V, dominados por fuertes vertientes sometidas a intensos procesos erosivos, sobre todo en aquellos puntos en los que la cubierta vegetal ha desaparecido (ver figura 2)

Figura 1. Localización de la zona de estudio

En todo su recorrido el valle tiene un único lecho, aunque la presencia de barras sumergidas y emergidas (sobre todo en el tramo medio e inferior) provoca el desarrollo de varios canales en su tramo medio y bajo. Considerado en su conjunto, el río Oiartzun presenta un trazado relativamente sinuoso (índice de sinuosidad: 1,68) y una anchura bastante discreta: menos de 3 metros en la cabecera, entre 3 y 5 metros en el tramo medio y más de 5 metros en el estuario. Entre el antiguo poblado minero de Ardi iturri y la ferrería de Olaberria, el río dibuja una serie de meandros encajados al inscribir su cauce sobre los materiales paleozoicos de Cinco Villas (figura 3 y14). A partir de este punto, adopta un trazado bastante rectilíneo hasta Ugaldetxo (traza dos amplias curvas un poco antes de llegar a Alzibar), viéndose de nuevo obligado a dibujar diversos meandros (muy abiertos) al entrar en el paleoestuario. A partir del barrio de La Fandería (Errentería) el río está canalizado y su cauce ha experimentado profundas modificaciones en los últimos siglos, por lo que su primitiva morfología ha cambiado sustancialmente.

Figura 2. Perfil longitudinal del río Oiartzun

La pendiente media se sitúa en torno al 5,49%, oscilando entre los 12,25% de la zona de cabecera (hay tramos en los que la pendiente supera el 68%) y los apenas 0,7% del tramo bajo/estuario (ver figura 2).

Todas estas características nos permiten afirmar que estamos ante un río joven, de marcado carácter fluvio-torrencial, elevada energía hidráulica y acusada capacidad erosiva. Las importantes precipitaciones que se recogen en esta zona (entre 1900 y 2300 mm. al año) aseguran una buena alimentación del caudal, lo que unido a las fuertes pendientes existentes en muchos lugares de la cuenca y a las altas tasas de variación que ésta presenta, explican el desarrollo de una red fluvial con valores altos de densidad de drenaje, elevada frecuencia de cauces y acusado volumen de roca erosionada.

Figura 3. Cuenca del río Oiartzun.

Morfológicamente, el valle se inscribe sobre los relieves montañosos que articulan el sector nororiental del arco plegado vasco y el tramo occidental del Macizo Paleozoico de Cinco Villas-Peñas de Aia. La cabecera de la cuenca está dominada por abruptos relieves modelados por la erosión a expensas de los granitos de Peñas de Aia. Es aquí donde se localizan las máximas altitudes de la cuenca, con cotas por encima de los 700-800 metros:  Irumugarrieta (806 m.), Txurrumurru (826 m.), Errolbide (838 m.), Enarri (674 m.), Errenga (786 m.), Biandiz (797 m.) y Munanier (781 m.), prolongándose hacia el oeste a través de las cimas de Kausoko gaña (627 m.), Uzpuru (575 m.) y Zaria (632 m.), desarrolladas estas últimas sobre los esquistos Carboníferos de Cinco Villas. Este conjunto de alineaciones montañosas constituyen la divisoria de aguas entre el río Oiartzun y los ríos Bidasoa y Urumea.

En esta zona se constatan los desniveles más importantes del valle, siendo frecuentes los saltos verticales de varios metros (incluso alguna decena) de altura (por ejemplo, Danborreko urjauziak) y las laderas dominadas por fuertes pendientes sobre las que circula el agua de escorrentía a gran velocidad. Los diversos arroyos existentes en la cabecera presentan perfiles longitudinales muy acusados, con pendientes por encima del 55%. Podemos destacar, entre otros, Gazteluko erreka, Unaileku erreka, Txurrumurru erreka, Putretako erreka, Inzensoro erreka, Mandabide erreka, Olaxar erreka, Martuzenai erreka, etc.

Características similares, aunque cotas algo más bajas, presentan los relieves desarrollados sobre la sucesión esquistosa de Cinco Villas: Amexti, (471 m.), Isatxoko kaxkua (482 m.), Arritxurieta (457 m.), Basate  (630 m.), etc. El aspecto morfológico de estos espacios no difiere demasiado del descrito anteriormente; laderas dominadas por fuertes pendientes, angostos valles en V de acusado perfil longitudinal y transversal, pequeños saltos verticales e interfluvios de cima redondeada.  

Flanqueando el macizo paleozoico se disponen los materiales Triásicos formados por rocas duras y resistentes a la erosión, lo que ha determinado el desarrollo de una serie de crestas y crestones areniscosos y conglomeráticos de moderada altitud, pudiendo destacar el cresterío de Irupagota (329 m.), Pagolarre (337 m.), Axeriko Arriya (341 m.), Leuneko Arkaitzak (391 m.), Beltzaiz (420 m.) e Iruarrita (414 m.). A partir de Ergoien la morfología del valle cambia drásticamente, al incidir el cauce los materiales “blandos” del Triásico y del Cretácico superior. El paisaje está dominado por una sucesión de colinas de aspecto redondeado o alomado, entre las que destacan algunos relieves más vigorosos modelados por la erosión sobre las areniscas, conglomerados o calizas urgonianas. Este es el caso de las crestas areniscosas de Urkabe (236 m.), de los crestones conglomeráticos de Arkale (269 m.), Altzi (244 m.), Peluko torria (237 m.), Arraskularre (200 m.), y las colinas de Trapada (182 m.), Munuaundi (131 m.), Larre (180 m.), Altamira, etc.

Este paisaje de colinas, de altitud cada vez más moderada, se prolonga hasta la bahía de Pasajes. Las únicas excepciones dignas de mención, la constituyen el enclave calizo de San Marcos-Txoritokieta (249 m.), profundamente karstificado, y los relieves del monoclinal de Jaizkibel-Ulia que cierran por el Norte la bahía.

Q₁ es el caudal específico aforado; S₁ es la superficie de la cuenca en la sección de aforos; h₂ es la lluvia media sobre la cuenca; d₂ es el déficit de escorrentía medio; q₂ es la escorrentía total media sobre s₂; Kc es el índice de compacidad de Gravelius y Ca es el alargamiento medio de Caquot.

2. Características litológicas y morfoestructurales de la Cuenca del Oiartzun

Desde un punto de vista litológico (ver figura 4), la cuenca del Oiartzun se desarrolla a caballo entre dos unidades netamente contrastadas: Macizo de Cinco Villas-Stock granítico de Peñas de Aia y la cobertera Mesozoico-Terciaria, cuya estructura ha sido perfectamente determinada por Rat y Floquet (1975), bajo el nombre de "arc plissé basque".  

Figura 4. Mapa litológico-estructural de la Cuenca del río Oiartzun.

2.1. Macizo Paleozoico de Cinco Villas y stock granítico de Peñas de Aia

Los afloramientos Paleozoicos de Cinco Villas se presentan muy incompletos (Campos, 1979), ya que únicamente observamos los materiales Carboníferos, representados por la ya mencionada sucesión esquistosa de Cinco Villas. Litológicamente (ver figura 4), la sucesión está formada por pizarras y grauvacas, con eventuales intercalaciones de calizas y conglomerados. Las malas condiciones de observación impiden establecer estructuras dignas de mención. Únicamente se reconocen varios sistemas de pliegues hercínicos sobreimpuestos (isoclinales tumbados de flanco inverso bien desarrollado y pliegues isópacos) (Campos y García Dueñas, 1975), así como diversas fracturas y pliegues secundarios de dirección general E-W y NE-SW y edad Tardihercínica o alpina.

Intruidos en estos materiales se dispone el stock granítico de Peñas de Aia (granitos heterogranulares y leucogranitos, granodioritas). En conjunto, constituye un afloramiento de algo menos de 100 km. cuadrados, presentando una forma ligeramente ovalada y alargada en dirección NNE. Siguiendo los trabajos de Campos (1979), podemos afirmar que el stock está dividido en dos partes por la falla inversa de Aritxulegi, importante accidente tectónico de dirección E-W y orígenes posthercinícos, que ha jugado un papel importante durante el ciclo alpino. La extrusión granítica determinó el desarrollo de una aureola metamórfica, integrada por corneanas de andalucita y cordierita y de albita-epidota. El espesor de esta aureola no supera los 100 metros.

Estructuralmente, la cuenca alta del Oiartzun está dominada por el borde NW de Cinco Villas, el cuál se presenta jalonado por una falla inversa de gran salto, responsable de que a lo largo de más de 18 km. (entre Villabona y Ergoien), el Carbonífero se disponga cabalgando con vergencia NW y según una superficie bastante inclinada, a la cobertera mesozoica. Este accidente se conoce con el nombre de falla inversa de Ereñozu. En los alrededores de Ergoien, la falla de Ereñozu se pone en contacto con la de Aritxulegi, que separa el macizo Paleozoico de Cinco Villas del stock granítico de Peñas de Aia.

La existencia de materiales de dureza contrastada (granito y pizarras), ha favorecido los procesos de erosión diferencial, quedando en resalte los apuntamientos graníticos de Peñas de Aia. Topográficamente constituyen las cotas dominantes de la cuenca, generando un abrupto paisaje formado por importantes escarpes verticales y subverticales. Los recubrimientos detríticos superficiales son relativamente abundantes, alcanzando cierta entidad en los interfluvios de cima redondeada (fundamentalmente alteraciones), en los rellanos estructurales, en las zonas de debilidad (fallas de Aritxulegi y Ereñozu) y al pie de los paredones graníticos de Aia. Las características sedimentológicas de estas acumulaciones nos sugieren que estamos ante depósitos de origen periglaciar (Edeso, 1990) y edad wurmiense.

2.2. Cobertera Mesozoico-Terciaria

La composición litológica de la cobertera Mesozoico-Terciaria es sumamente variada. Así, sobre las formaciones paleozoicas se dispone discordante un tramo detrítico, que ha sido datado como Triásico (Buntsanstein). Estos materiales tienen un color rojo intenso y una potencia que oscila entre los 100 y 500 m. En la base de la sucesión se sitúa un paquete de areniscas rojas con intercalaciones conglomeráticas. Sobre ellas se desarrolla una alternancia de areniscas y lutitas que hacia el techo de la serie dejan paso a lutitas con pasadas areniscosas.  La mayor resistencia ante la erosión mecánica de las areniscas y conglomerados triásicos, ha favorecido el modelado de una serie de crestas y cuestas que se disponen adosadas al conjunto Paleozoico de Cinco Villas: Pagolarre, Iruarrieta, Urkullu, Luengo Arkaitzak, etc. Estos relieves dominan el valle del Oiartzun mediante importantes escarpes verticales y/o subverticales. Están afectadas por numerosas fracturas de dirección general NW-SE y W-E, lo que ha favorecido el desarrollo de potentes depósitos coluviales de areniscas y argilitas.

El Triásico superior (el Trías medio no aflora) está formado por una alternancia de arcillas abigarradas y limos de color rojo intenso. Cuando aflora en los diapiros, el Keuper contiene masas de ofita (p. ej. cantera de Alzibar) englobadas entre las arcillas irisadas y salíferas. Podemos destacar los diapiros de Oiartzun y San Marcos. Entre Ergoien y Ugaldetxo, el río Oiartzun discurre sobre materiales del Keuper, lo que explica la amplitud que el valle tiene en esa zona (aprovecha también la falla de Aritxulegi que se prolonga hasta la bahía de Pasajes).

El Jurásico únicamente está representado por las formaciones Liásicas (existe un hiato que se prolonga desde el Liásico superior hasta el aptense) de la antiforma de Oiartzun. Es fundamentalmente carbonatado, encontrando dolomías, calizo-dolomías brechoides, calizas, margocalizas y margas limosas. Topográficamente estos afloramientos configuran pequeñas colinas recubiertas por suelos muy potentes. Únicamente en las canteras se ha exhumado un lapiaz cubierto (p. ej. en la cantera de Ugaldetxo) y algunas cavidades de moderado desarrollo (cueva de Torre, Txatola, etc.). La antiforma presenta dirección general Norte-Sur y está afectada por diversas fracturas de dirección SW-NE. Aflora en la zona de Iturrioz- Ugaldetxo y forma un manchón bastante amplio en la orilla derecha, entre Elizalde y Katalintxo.

El urgoniano constituye una serie de retazos discontinuos, de escasa potencia, formados por calizas bioclásticas bien estratificadas. Estos materiales se disponen jalonando la falla inversa de Ereñozu, aflorando también en el diapiro o bloque de San Marcos-Txoritokieta. El sector oriental del bloque está limitado por la falla de Otzazulueta-Txoritokieta, de dirección NE-SW, el borde sur por la falla de Martutene-Txoritokieta y el borde nororiental por la zona de cizalla de Txoritokieta (Garrote et al., 1990).

El complejo supraurgoniano está constituido por limos y arcillas amarillas y/o rojas: sobre ellos se sitúa una secuencia rítmica en la que se repiten conglomerados, areniscas y limos y arcillas. Encima de estos materiales se desarrolla un tramo formado por areniscas cuarcíticas de color rosa o blanco. La sucesión se continúa mediante un conjunto de areniscas (400 m.) estratificadas en gruesos bancos de tamaño métrico, con algunas intercalaciones muy delgadas de limos de color amarillo. Encima se dispone un tramo de limos y areniscas de grano fino, que deja paso a un nivel de limos y arcillas bien estratificadas de color amarillo, con lo que termina la sucesión. Todo el conjunto está afectado por diversas fallas de dirección NE-SW y NW-SE, pudiendo destacar por su entidad las fallas de Aristiburu y Altamira (estas fallas limitan un graben tectónico situado entre el macizo de Cinco Villas y el de San Narciso donde aparece pinzado el Cretácico).

Topográficamente, los materiales más duros han quedado en resalte por erosión diferencial. Presentan un típico modelado en crestas y crestones (sobre todo los conglomerados), a cuyos pies se acumulan ingentes masas de derrubios procedentes de la destrucción de los relieves dominantes y de la alteración del sustrato rocoso, posiblemente bajo condiciones climáticas más frías que las actuales.

El flysch del Cretácico Superior está formado por pizarras calcáreas grises y por una alternancia monótona de calizas, margas, calizas arenosas y areniscas bien estratificadas (Cenomaniense superior-Campaniense). La escasa resistencia de estos materiales ha favorecido su desmantelamiento, modelándose un pasillo erosivo de dirección general E-W, que recibe el nombre de corredor Irún-San Sebastián. Su fondo (presenta un típico modelado en colinas), está dominado por el frente del monoclinal del Jaizkibel, por los crestones conglomeráticos de Elatzeta-Altziko-Zabala-Arkale-Trapada y por los apuntamientos calizos de San Marcos-Txoritokieta. El principal accidente de la cobertera es la falla inversa de Elatzeta, de dirección general E-W a ENE-WSW y buzamiento Sur.

Por último, dominando la bahía de Pasajes, se dispone el monoclinal de Jaizkibel-Ulia. Está compuesto por calizas arenosas y areniscas silíceas muy duras y resistentes a la erosión, presentando un típico modelado en crestas, cuestas, hog-backs y barras, aunque su altura no rebasa los 300 metros.

 3. Niveles de acumulación fluvial

Las particulares características morfoestructurales y topográficas de la cuenca del Oiartzun nos permiten diferenciar tres sectores fluviales claramente contrastados (ver figura 5):

Figura 5. Niveles de terraza entre los núcleos de Ugaldetxo y Ergoien.

Figura 6. Red hidrográfica principal del río Oiartzun.

- La cabecera, con características netamente torrenciales o fluvio-torrenciales. Las acumulaciones detríticas, -recientes y antiguas-, son escasas, puesto que los primeros depósitos observados se localizan a tan sólo 105 metros de altura sobre el nivel del mar, muy cerca ya del núcleo urbano de Ergoien (tramo medio). Por encima no hemos encontrado ningún nivel de terraza. Sólo en el cauce actual existen cantos y bloques más o menos rodados, pero estas acumulaciones no constituyen depósitos estables, ya que son removilizados durante las bruscas pulsaciones de corriente que periódicamente afectan a la cuenca. Una gran parte de estos materiales procede de los intensos desmantelamientos efectuados durante la explotación a cielo abierto de las minas de Ardi iturri (se cerraron en 1984).

Resulta evidente que en la cabecera del río Oiartzun predominan los procesos de erosión y transporte. El fuerte encajamiento del río favorece los aportes de materiales gruesos desde las laderas periféricas y desde las escombreras mineras existentes en la zona. Estos sedimentos caen al cauce por simple gravedad (o son arrastrados por movimientos en masa o por las aguas de arroyada), y una vez allí son evacuados por el río, sobre todo durante los períodos de fuertes lluvias. El transporte es claramente torrencial (condiciones hidrodinámicas sumamente enérgicas), lo que favorece la fragmentación y el escaso/moderado rodamiento de los cantos y bloques. La deposición (aguas abajo) se produce al disminuir la competencia, ya sea por el cese de la precipitación (descenso brusco del caudal), por la suavización de la pendiente o por la existencia de obstáculos en el cauce.

- Tramo bajo. Presenta características típicamente fluviales/estuarinas. Los depósitos detríticos son muy abundantes desarrollándose en ambas márgenes del río. El relleno de fondo de valle ocupa un gran desarrollo espacial, aunque las deposiciones de materiales gruesos únicamente se producen durante los períodos de fuertes crecidas e inundaciones. Este proceso debe de haber sido muy intenso en el pasado, puesto que en unos pocos cientos de años se produjo la completa colmatación  del estuario del Oiartzun, hasta tal punto que los astilleros y el puerto existente en la villa de Rentería debieron desplazarse hacia la bahía de Pasajes (varios kilómetros al norte). Los aportes fluviales se mezclan o son sustituidos por otros de carácter marino, lo que altera o complica las características sedimentológicas de las acumulaciones.

- Uniendo ambos tramos se desarrolla un sector intermedio de pendientes moderadas/débiles. Las acumulaciones detríticas son importantes, localizándose sobre todo en la orilla derecha, puesto que el río tiende a discurrir adosado a los relieves Cretácicos y Jurásicos que articulan su margen izquierda. Todo ello configura un valle fuertemente disimétrico y de características fluviales, aunque con algunas evidencias de tipo fluvio-torrencial. En este tramo tienen particular importancia los aportes laterales de los ríos Karrikako erreka (de características marcadamente torrenciales), Auztegi erreka, Epeleko erreka y Eldotz erreka. Estos cursos incorporan al cauce principal materiales de mayor tamaño y distinta composición, puesto que tienen un carácter torrencial muy acusado e inscriben su cauce sobre litologías muy diversas. Sin embargo, el colector principal sólo es capaz de arrastrar materiales de talla moderada, lo que se traduce en un transporte cada vez más selectivo. Parte de los aportes laterales no pueden ser evacuados debido a la escasa competencia del río, y se van acumulando en la desembocadura de estos afluentes, produciendo incluso modificaciones locales en el trazado del curso principal.

Figura 15. Depósitos fluviales en el tramo medio del Oiartzun

3.1 Acumulaciones fluviales recientes: TI (+ 0-2 metros)

Si exceptuamos los materiales localizados en el talweg actual (muy afectados por procesos antrópicos), el relleno de fondo de valle configura una amplia llanura aluvial que se dispone flanqueando el canal principal del río, adquiriendo un gran desarrollo espacial entre el núcleo de Ergoien y el estuario-bahía de Pasajes. El sedimento tiene un espesor de 2-4 metros y una anchura media de 40-50 metros, excepto entre Alzibar y Ugaldetxo (y en el estuario) donde se superan incluso los 150-200 metros. Su morfología es completamente llana, dominando el cauce actual mediante un escarpe vertical muy nítido. La mayor parte de los depósitos se apoyan directamente sobre el talweg, aunque en algunos puntos el río ha excavado su cauce, por lo que el relleno queda colgado algunos decímetros/metros por encima del canal activo principal.

Estas acumulaciones presentan dos litofacies bien diferenciadas; la inferior, constituida por cantos y gravas empastados en una escasa matriz arenosa y la superior, formada por sedimentos finos de naturaleza areno-limo-arcillosa. En general, en el tramo basal no se aprecian estructuras sedimentarias, pudiendo definirse como depósitos masivos, aunque en algunos puntos se observan cantos imbricados dispuestos en lechos horizontales y estratificación groseramente gradada, lo que nos sugiere que la deposición se produjo en el seno de una corriente turbulenta de flujo elevado (gravel lithofacies). Según el código de descripción de facies de Miall (1977), los depósitos sin estructuras se definen como gravas masivas con textura no granosostenida (matriz supported) (Gms). Las acumulaciones con ciertas estructuras son gravas masivas a algo estratificadas lo que se corresponde con un código de facies Gm. Ambas presentan textura incluida, una pobre clasificación de los cantos y una matriz mal clasificada de naturaleza fundamentalmente arenosa (¿high-strength debris flow?). En algunos depósitos (por ejemplo, en el de Larzabal/Fandería), las gravas y arenas han sido segregadas siendo particularmente abundantes en la parte superior de la barra.  

El nivel fino superior presenta estructuras masivas o laminares, más o menos bioturbadas, con abundantes restos de raíces y materia orgánica (laminated sand y silt and mud). El transporte de estos materiales se produjo en suspensión (tracción débil) sedimentándose por decantación en condiciones poco enérgicas (facies St, Sp, Sh y Fl de Miall; 1996).

Algunos de los depósitos estudiados tienen abundantes cantos y gravas de siderita, limonita, goethita, blenda ferrífera, galena y fluorita, lo que nos indica que su deposición se produjo una vez iniciada la explotación minera de Ardi iturri, por lo que en ningún caso su antigüedad supera los 2100 años. Se han analizado un total de nueve acumulaciones (ver cuadro 1) distribuidas a lo largo del cauce/estuario del río Oiartzun.  Los puntos seleccionados son los siguientes (de cabecera a desembocadura): Minas de Ardi iturri, Villa Blanca/ferrería Olaberria, Ergoien-Alzibar, Iturrioz.  Ugaldetxo-Iturrioz, La Fandería/Larzabal, Gabierrota, Viteri e Iztieta (estos dos últimos dentro del casco urbano de Rentería) (ver figura 5 y 13):

Figura 13. Relleno Holoceno del estuario del Oiartzun.

Cuadro 1. Localización de los depósitos estudiados.

3.1.1. Características granulométricas, morfométricas y litológicas

El análisis granulométrico del relleno de fondo de valle pone de manifiesto que el sedimento experimenta una rápida evolución a partir del depósito de Minas de Ardi iturri; disminuye la mediana de grano pasando de 7,5 cm. a tan sólo 3,3 cm. en Gabierrota (entre 4,5 y 5 en los puntos intermedios), se reduce también el centilo (58 cm. en Minas, 44 en Villa Blanca, 24 en Iturrioz y 24 en Larzabal[1] y10,3 en Gabierrota), excepto en Alzibar-Ergoien donde los aportes laterales del río Karrika lo eleva hasta los 85 centímetros y en la parte final del estuario donde intervienen otros mecanismos de deposición/remoción.

Los cantos pequeños (2-6 cm.) aumentan paulatinamente a medida que nos acercamos a la desembocadura: 39% en Minas, 70% en Villa Blanca, 68% en Alzibar-Ergoien, 75% en Iturrioz, 67% en Ugaldetxo-Iturrioz, 72% en Iztieta y 84% en Gabierrota.

 La composición litológica del sedimento presenta un claro predominio de los materiales graníticos y de las pizarras, aunque ambos porcentajes tienden a decrecer a medida que nos alejamos de la cabecera (ver cuadro 2). La causa que explica esta reducción son los aportes laterales que recibe el río Oiartzun a lo largo de su recorrido, ya que todos sus afluentes discurren sobre litologías más variadas (no graníticas), de ahí que los sedimentos depositados presenten una mayor diversidad litológica y una ausencia total de material granítico.  

Cuadro 2. Características litológicas y granulométricas del relleno de fondo de valle-estuario del Oiartzun.

Los bloques (> 24 cm.), que en cabecera suponen el 8% del total analizado (son inexistentes en el talweg actual), prácticamente desaparecen aguas abajo de Ergoien: 1% en Villa Blanca, 2% en Alzibar-Ergoien y 0% en Iturrioz, Ugaldetxo-Iturrioz, Gabierrota e Iztieta.

Tal y como hemos reseñado anteriormente, llama la atención la presencia de cantos de fluorita, siderita, blenda y galena (sobre todo en las acumulaciones ubicadas en el tramo medio y alto donde llegan incluso a formar lechos muy continuos), cuya deposición debe estar ligada a la explotación minera de Ardi iturri, ya iniciada por los romanos. En los depósitos antiguos no hemos encontrado este tipo de cantos, de manera que pueden utilizarse como indicadores cronológicos relativos.

Morfométricamente, los cantos graníticos presentan altos valores de desgaste con medianas elevadas (230-260 en la zona de cabecera y tramo medio y por encima de 300-317 en el tramo inferior-estuario), lo que parece indicar una fuerte actividad de la corriente en un régimen de tipo fluvial-torrencial. Tanto el porcentaje de cantos rotos como el de cantos muy desgastados tiende a incrementarse a medida que nos acercamos a la desembocadura. Los cantos rotos o poco rodados oscilan entre el 2 y el 3% en la zona de cabecera, representando alrededor del 6% en el estuario. Esta anomalía puede estar vinculada a remociones postdeposicionales de cantos antiguos (más alterados y descompuestos) durante las fases transgresivas holocenas y/o al arrastre desde la plataforma continental de materiales pleistocenos. Su peor conservación (y por lo tanto su menor resistencia) junto a un transporte violento, explican su fragmentación.

Respecto al aplanamiento no se aprecia incremento o disminución de los índices a lo largo del valle. No hay que olvidar que éste es un parámetro muy controlado por la litología y estructura de la roca (diaclasas). Tricart (1961) señala que, a diferencia del rodamiento, el aplanamiento no ofrece pautas bien organizadas de cabecera a desembocadura.  

Las estructuras sedimentarias son escasamente visibles. En ocasiones se observa imbricación de cantos, con estratificación groseramente gradada u horizontal, lo que parece señalar que la deposición se produjo en el seno de una corriente turbulenta de flujo elevado (depósitos de fondo de canal). En algunos depósitos, el sedimento presenta granoclasificación ascendente, con material muy grueso en la base que paulatinamente va disminuyendo de tamaño hasta ser sustituido por gravas y arenas. En Villa Blanca-ferrería de Olaberria se observa un depósito de point bar en la parte interna del meandro, mientras que en la externa (aguas abajo) se desarrollan dos barras laterales superpuestas unidas a la orilla derecha. En la parte superior de la barra inferior se acumulan grandes cantidades de gravas de mineral de hierro, zinc y plomo, hasta tal punto que los procesos de oxidación que han afectado posteriormente al depósito, han determinado el desarrollo de conglomerados y películas ferruginosas. Presentan facies Gms con cuñas de arena (Sp). Concluyen mediante un tramo arenoso de 30-40 cm.

Un interesante corte ha podido ser observado recientemente (diciembre del 2005/enero del 2006) en las trincheras de construcción abiertas en el antiguo campo de fútbol de Larzabal (Errentería). Aquí se han efectuado 12 sondeos mecánicos con extracción de testigo continuo (figura 7) y 10 calicatas (los resultados están siendo estudiados en estos momentos) y se ha abierto una trinchera de 150 metros de largo, 50 de ancho y 5-6 metros de profundidad, lo que nos ha permitido estudiar el relleno fluvial existente en este punto. El depósito se inicia mediante una típica barra de canal, con cantos imbricados, escasa fracción fina y cierta estratificación horizontal (facies Gm). En su interior se desarrollan cuñas arenosas (facies St o Sp) más o menos amplias o niveles de gravas bien clasificadas (facies Gt).

Figura 7. Sondeos mecánicos con extracción de testigo continuo efectuados en Larzabal-Ugaldetxo.

La parte superior es mucho más homométrica predominando las gravas y las arenas, siendo bastante abundantes los restos vegetales (ramas y troncos de varios metros de longitud) contenidos en su interior. Sobre esta barra se dispone otra más pequeña y de morfología lenticular, constituida por materiales gruesos con cantos imbricados y estratificación horizontal difusa. Todo el conjunto es fosilizado por un nivel arenoso (con escasas gravas) primero y areno-arcilloso después (facies Sp y Fm o Fl). El origen de la acumulación es en gran parte fluvial, aunque no descartamos la presencia de materiales marinos en la parte alta del relleno. Hay que tener en cuenta que la base de la acumulación se encuentra entre 2 y 3 metros por debajo del nivel marino actual (ver figura 7).

Como ya hemos señalado anteriormente, a lo largo de todo el valle, sobre el tramo detrítico basal se ha depositado un nivel arenoso/areno-arcilloso de 100/150 centímetros de potencia media. Su génesis está relacionado  con acumulaciones típicas de llanura de inundación (“flood basin”) o con descensos bruscos de la energía de la corriente al disminuir el caudal o al emerger la barra (barras de arena transversales), de ahí que en ocasiones los depósitos presenten estructuras laminadas más o menos bioturbadas o simplemente aparezcan con estructura masiva.

Cuadro 3. Características morfométricas del relleno de fondo de valle

3.1.2. Características sedimentológicas

El análisis sedimentológico de la fracción fina del nivel grueso basal, muestra resultados similares en todos los casos, excepto en algunos tramos del relleno estuarino. Los histogramas granulométricos son polimodales, predominando por lo general las arenas de talla gruesa. La fracción arenosa representa siempre más del 80% del total analizado excepto en Minas de Ardi iturri y en los niveles de llanura de inundación donde disminuye ligeramente, situándose en torno al 50-70%  (ver cuadro 4).

La clasificación es moderada o incluso buena en los niveles finos superiores y en el estuario y pobre o muy pobre (> 2,0) en el tramo inferior o en los rellenos gruesos de la parte baja del valle; las curvas acumulativas son parabólicas o hiperbólicas de tipo sigmoidal sumamente tendidas, lo que nos indica que estamos ante un sedimento heterométrico, poco evolucionado y que ha sufrido un transporte incompleto. La deposición ha sido forzada predominando el lavado sobre la decantación. La skewnes es simétrica o positiva (la fracción gruesa está mejor clasificada que la fina) y la kurtosis es mesokúrtica o groseramente platikúrtica.

El nivel fino superior presenta parámetros sedimentológicos distintos. En general, los histogramas granulométricos son bimodales, lo que parece indicar una mezcla de dos subpoblaciones depositadas bajo condiciones hidrodinámicas diferentes. Durante los momentos de mayor energía se acumulan las arenas gruesas y a medida que la película de agua pierde competencia, comienzan a acumularse sedimentos más finos siendo la decantación el principal mecanismo de deposición.

La curva acumulativa es de tipo sigmoidal, más o menos tendida, excepto en la desembocadura donde aparecen incluso curvas hiperbólicas (claro predominio de la decantación). La talla media disminuye sensiblemente y la angulosidad es negativa, lo que nos indica que la fracción fina está mejor clasificada que la gruesa, predominando la decantación sobre el lavado.

Cuadro 4. Características sedimentológicas de la fracción arenosa

Las acumulaciones analizadas se pueden identificar como depósitos de fondo de canal (barras longitudinales o transversales) y depósitos de “point bar” en el tramo superior y medio del Oiartzun, y "levés" naturales en la parte baja del valle (no incluimos los depósitos fluviales del estuario). En todos los casos, su acumulación parece estar relacionada con bruscas pulsaciones de corriente que imponen un transporte masivo del material y una deposición en "vrac" o montón. Las variaciones granulométricas obedecen a la disminución de la competencia en función del rápido decremento experimentado por la pendiente media del río y a los aportes laterales de los colectores del Oiartzun, sin descartar las variaciones del caudal y la posición del sedimento dentro de la barra. En ocasiones, se observan intercalaciones arenosas (facies St y Sp), en forma de cuña y con escasa continuidad lateral. Posiblemente son el resultado de la movilización de formas arenosas, en los momentos de baja energía.

El nivel fino superior se interpreta, en algunos casos, como una acumulación típica de llanura de inundación (en el tramo bajo ruptura de "levé"), y en otros, obedecen simplemente a la deposición de material fino al disminuir la energía del medio o bien a una disminución de la profundidad al crecer verticalmente la barra (llegando incluso a emerger).

Todas estas características nos sugieren que estamos ante un sistema aluvial braided de gravas. La mayor parte de las acumulaciones se identifican como barras longitudinales y/o transversales. Como señala Leopold y Colman (1957), estas barras se inician por la sedimentación de las fracciones más gruesas de las cargas de fondo que transporta la corriente en la parte central del canal; posteriormente, al existir un obstáculo, se van acumulando más cantos, pudiendo llegar incluso a emerger sobre el nivel del agua. Las cuñas y niveles de arena se relacionan con momentos de baja/media energía.  

3.2. Acumulaciones fluviales subactuales: TII

Bajo esta denominación englobamos las acumulaciones fluviales situadas en torno a los 3-5 m. por encima del talweg actual. En algunos puntos este nivel se apoya directamente sobre el relleno de fondo de valle (dibuja un escalón muy nítido de 1 ó 2 metros de altura), aunque en otros lugares está separado por un escarpe rocoso que ha sido excavado por el río Oiartzun a expensas del sustrato subyacente. Este nivel de terraza es bastante continuo entre los barrios de Ergoien y Ugaldetxo presentando un grado de conservación aceptable. Topográficamente configura un rellano horizontal o suavemente inclinado hacia el río.

Los cortes analizados se localizan en Ergoien (está fosilizado por un coluvión de 50 centímetros de espesor), Alzibar-Ergoien, Alzibar ferrocarril minero (está recubierto por un depósito coluvial de 2 metros de potencia), Alzibar-Karrika, Alzibar núcleo urbano e Iturrioz.

Aguas abajo de este último enclave existen diversos vestigios fluviales, aunque la falta de cortes nítidos nos ha impedido efectuar su análisis. Este es el caso de los depósitos de Ugaldetxo y del hipermercado Alcampo.

Cuadro 5 Localización de los depósitos estudiados (TII, +3-5 metros)

3.2.1. Características granulométricas, morfométricas y litológicas

Desde un punto de vista granulométrico se observa una clara evolución del tamaño del sedimento a medida que nos acercamos a la desembocadura. La mediana de grano (el centilo permanece más o menos invariable excepto en Ergoien-Alzibar donde es anormalmente bajo) aumenta paulatinamente al alejarnos de la cabecera (pasa de 4,2 cm. en Ergoien plaza a 6,5 en Alzibar-Karrika, estabilizándose a partir de éste punto), lo que no resulta fácilmente explicable. Parece relacionarse con pulsos repetitivos y liberación espasmódica del sedimento bajo condiciones fuertemente rexistásicas y, posiblemente, en circunstancias climáticas más frías que las actuales.

El porcentaje de cantos pequeños (2-6 cm.) es elevado en todas las acumulaciones, oscilando entre el 69 y el 77%. La única excepción la constituye el depósito de Alzibar-Karrika donde únicamente suponen el 42%. Este hecho se explica fácilmente si tenemos en cuenta que los aportes del Oiartzun se mezclan con los del Karrika, siendo los materiales transportados por este último curso de mayor talla.  En este punto predominan los cantos de tamaño mediano, representando el 46% del total estudiado. Los bloques son escasos en todos los depósitos, ya que no superan el 3%.

La litología es muy variada, -granito, pizarras, cuarzo, areniscas, cuarcitas, ofitas y diabasas-, aunque predomina el granito en las acumulaciones más altas y las pizarras en el resto de los depósitos (ver cuadro 6).  El grado de conservación de los materiales es bastante bueno lo que nos sugiere que su antigüedad no es excesiva. Aunque en la zona de estudio no existen (o no se han encontrado) criterios que permitan establecer la edad de estas acumulaciones, en otros valles guipuzcoanos han aparecido diversos indicios que aportan pistas sobre  el marco temporal en el que se produjo la deposición. Así, en el valle del Oria y más concretamente en el casco urbano de Tolosa, sobre una acumulación situada 1,5-2 metros por encima del talweg actual, se localizó un yacimiento prehistórico al aire libre cuya edad oscila en torno a los 9000 años (comunicación oral de José Antonio Mujika), por lo que la terraza situada debajo presenta una cronología más antigua. También en el valle del río Oñate se han recogido diversos sílex sobre una de estas terrazas. La edad de estos útiles se cifra entre los 12.000 y los 23.000 años, sin poder precisar más (Ugarte et al., 1984). Teniendo en cuenta todos estos datos, creemos que no es aventurado apuntar una cronología Tardiglaciar a la acumulación (¿Dryas?).

Morfométricamente los desgastes son elevados, incrementándose paulatinamente a medida que nos alejamos de la cabecera, con la única excepción del depósito de Alzibar-ferrocarril. Los índices de rodamiento oscilan entre 235 (Ergoien plaza) y 280 (Iturrioz), siendo escasos los cantos rotos, ya que si exceptuamos el nivel de Ergoien plaza, en el resto no superan el 2%. Los cantos muy desgastados tampoco son muy elevados, aunque alcanzan cierta entidad en Ergoien-Alzibar, en Alzibar núcleo urbano y en Iturrioz. El elevado porcentaje de cantos rotos del depósito de Ergoien, parece indicar unas condiciones de transporte de tipo torrencial, con fuertes pulsaciones de corriente durante la época de crecida y deposición de los materiales al restablecerse las condiciones hidrodinámicas normales.

Los máximos del histograma se sitúan entre 150 y 249: Ergoien, 200-249; Alzibar-Ergoien, 150-199 y Alzibar-Karrika, Alzibar e Iturrioz 200-249 y 100-149. Estas cifras nos sugieren una importante ruptura del material a partir de Ergoien. En efecto, los índices más altos se observan en este punto, mientras que aguas abajo disminuye la mediana y se produce un desplazamiento de los máximos del histograma. Ello puede ser debido a una removilización de materiales meteorizados, procedentes de antiguas acumulaciones fluviales  y depósitos de ladera, o el resultado de un transporte violento y masivo (¿sediment gravity flow?) que favorece la fragmentación de los cantos.

3.2.2. Características sedimentológicas

Los parámetros sedimentológicos son similares en todos los casos, aunque se observan ligeras diferencias entre unas acumulaciones y otras. La fracción arenosa disminuye paulatinamente a medida que nos aproximamos a la desembocadura. En Ergoien supone el 88,3% del sedimento fino analizado (< 2 mm.), mientras que en Alzibar-Ergoien desciende hasta el 76,21%, en Alzibar-ferrocarril minero se sitúa en el 74,74%, en Alzibar-Karrika alcanza el 67,44% y en Alzibar sólo representa el 45,94%, aunque vuelve a elevarse ligeramente en Iturrioz (53,47%). Los depósitos localizados en la zona más próxima a la cabecera presentan un claro predominio de las arenas gruesas (65,23 y 59,28%), mientras que los ubicados en el tramo medio/inferior están constituidos por arenas medias y finas, lo que se traduce en la talla media del sedimento, que oscila entre las 727 micras de Ergoien plaza y las 274 micras de Alzibar-ferrocarril minero (ver cuadro 8).

Los histogramas granulométricos son claramente polimodales, la clasificación pobre o incluso muy pobre (moderada en Alzibar-ferrocarril minero) y la curva acumulada parabólica o sigmoidal sumamente tendida, lo que nos indica que la sedimentación ha sido forzada predominando el lavado sobre la decantación. Estos parámetros son típicos de sedimentos poco evolucionados, heterométricos y que han sufrido un transporte incompleto. En definitiva, estas características son frecuentes en cursos torrenciales sometidos a fuertes pulsaciones de corriente, aunque también podemos encontrarlas en los debris flow. El transporte del sedimento es en "vrac" o montón y la deposición se produce en condiciones forzadas, iniciándose la acumulación en el momento en el que el río abandona el macizo de Cinco Villas (el valle, que hasta ahora era estrecho y angosto se abre considerablemente lo que determina la deposición de su carga sedimentaria). La fracción limo-arcillosa no se deposita, ya que la energía cinética del medio se mantiene lo suficientemente elevada como para evacuar dicha fracción hacia el estuario.

Todas estas acumulaciones parecen relacionarse con depósitos de fondo de canal (algunos rasgos apuntan hacia “debris flow o mass flow”), sedimentados bajo condiciones hidrodinámicas elevadas, posiblemente relacionadas con períodos de crecida. Según la clasificación de Miall (1977) son facies Gms o Gm, es decir, gravas masivas con textura no granosostenida y sin estructura sedimentaria, o bien gravas masivas o algo estratificadas con estratificación horizontal e imbricación de cantos. También son frecuentes las cuñas e intercalaciones de arenas y gravas (St y Sr).

3.3. Acumulaciones fluviales antiguas: TIII y TIV

Dentro de las acumulaciones fluviales antiguas englobamos dos niveles de terraza situados a 10-12 y 18-22 metros por encima del talweg actual (figura 8). Las características geomorfológicas y morfotopográficas difieren sensiblemente de unos depósitos a otros, aunque existen algunos rasgos comunes que es preciso reseñar:

Figura 8. Perfil transversal del valle del Oiartzun a la altura de Alzibar. Se observan cuatro niveles de terraza localizados en una de las orillas del río.

 - Ninguna acumulación supera los 4 metros de espesor y la mayoría de ellas tienen grosores que fluctúan entre los 2 y los 3 metros. La extensión longitudinal y transversal de los depósitos es sumamente variable.

- El grado de alteración de los materiales es bastante acusado, hasta tal punto que en ocasiones resulta imposible efectuar los análisis granulométricos y morfométricos de la fracción gruesa (> 2 cm.), ya que los cantos se rompen al intentar extraerlos del depósito. Además, la descomposición de los materiales rocosos (desagregación y arenización de los granitos, cuarcitas y areniscas, alteración de las pizarras…) puede modificar los parámetros sedimentológicos de la fracción fina (< 2 mm), por lo que hay que ser muy cuidadoso a la hora de recoger la muestra y al efectuar la interpretación de los índices y gráficos obtenidos.

 - Casi todas las acumulaciones se mezclan o están fosilizadas por coluviones o por sedimentos fluviales depositados por los afluentes del río Oiartzun. Mención especial merece la terraza de Ugaldetxo-Isasti, ya que sobre los materiales dejados por el canal principal (el contacto es claramente erosivo) se desarrollan una serie de barras lenticulares de cantos y gravas y lentejones areno-limosos depositados por el río Auztegi erreka.

 - El nivel TIII es bastante continuo, aunque sólo aparece entre los núcleos de Ergoien y Ugaldetxo. No hemos localizado ninguna acumulación, ni en la cabecera ni en el paleoestuario del Oiartzun-bahía de Pasajes. El nivel TIV es mucho más discontinuo, configurando una serie de retazos aislados que no siempre conservan su topografía plana original.

- Algunas acumulaciones del nivel TIII presentan una acusada pendiente longitudinal. Concretamente, entre el restaurante Fortaleza y el núcleo de Alzibar y entre Iturrioz y Ugaldetxo, se desarrolla un estrecho nivel de terraza que se dispone fuertemente inclinado lo que nos sugiere que en estos momentos el valle del Oiartzun tenía una pendiente longitudinal mucho más elevada que la que presenta en la actualidad en ese mismo tramo.

- En general no se observan estructuras sedimentarias, aunque en muchos casos parece que se han producido remociones postdeposicionales bastante intensas. Muchas de estas planas han sido sometidas a explotación agrícola, por lo que las tareas propias del campo pueden haber afectado a las características sedimentológicas del material arenoso. 

- Por encima del nivel TIV se han detectado indicios que apuntan la existencia de un nivel más antiguo (TV) situado en torno a los 30-32 metros de altura. Los cortes detectados son bastante precarios, por lo que no podemos caracterizar sedimentológicamente este nivel. Estos vestigios han sido localizados en los alrededores del cementerio de Oiartzun, en el núcleo urbano de Elizalde y en el cementerio viejo de Rentería.

3.3.1. Niveles situados a 10-12 metros: TIII

La caracterización de este nivel de terraza se ha efectuado a partir de los depósitos de Ergoien I-Tornos Thor (fosilizado por un coluvión de 100 cm. de espesor), Ergoien II núcleo (mezclado con aportes laterales torrenciales), Ergoien III-Ferrocarril minero (fosilizado por un depósito fluvial compuesto por gruesos clastos rodados de arenisca triásica), Alzibar-Ergoien (parcialmente cubierto por un coluvión), Alzibar núcleo urbano (se mezcla con los aportes del Karrika), Iturrioz (enlaza con un coluvión) y Ugaldetxo-Isasti (superposición de aportes fluviales diferentes).

Algunas de estas acumulaciones presentan estructuras sedimentarias, aunque las malas condiciones de observación no permiten afinar demasiado en su identificación. Tal y como se recoge en el cuadro 9, el depósito de Ergoien III-ferrocarril minero presenta cantos imbricados y cierta granuclasificación, mientras que en el de Ergoien II se insinúa una estructura laminar. Un análisis más detallado pone de manifiesto una disminución del tamaño de grano a partir de la base, aunque antes de alcanzar el techo de la acumulación se produce un nuevo incremento, lo que podemos interpretarlo como una reactivación de la corriente o una superposición de dos barras. El resto son acumulaciones de barras masivas, excepto la ya mencionada de Ugaldetxo-Isasti.

3.3.1.1. Características granulométricas, morfométricas y litológicas

Las características estratigráficas de estos depósitos evolucionan rápidamente a medida que nos alejamos de la zona de cabecera, aunque localmente los rasgos granulométricos, morfométricos y litológicos pueden verse alterados por los aportes secundarios de los afluentes del río Oiartzun (sobre todo el Karrika y el Auzpegi erreka). En términos generales, podemos afirmar que el centilo experimenta una drástica reducción a partir de Ergoien I-Tornos Thor, pasando de 73 a tan sólo 27 cm. en Iturrioz (31,5 cm. en Isasti y 45 en Alzibar). Una evolución similar presenta la mediana, la cual tiende a disminuir aguas abajo de Ergoien, aunque tanto en Alzibar como en Ugaldetxo-Isasti, su valor sufre importantes incrementos (ver cuadro 10). En ambos casos son los aportes laterales de los colectores secundarios los responsables de este aumento. En Ergoien-ferrocarril minero, la terraza del Oiartzun está fosilizada por un depósito fluvial de un curso afluente (posiblemente del Iruarrieta); está acumulación está integrada por gruesos bloques de arenisca roja micácea (Triásicas), situándose el centilo en torno a los 95 cm., lo que pone de manifiesto la elevada energía de los colectores secundarios del Oiartzun.

El porcentaje de cantos pequeños (2-6 cm.) es muy elevado (71% en "tornos Thor", 72% en Ergoien, 56% en Alzibar, 83% en Iturrioz y 70% en Isasti), mientras que los bloques únicamente alcanzan cierta entidad en Alzibar (aportes del Karrika) y "Ergoien I-Tornos Thor" (es el depósito situado más cerca de la cabecera).

El granito está muy bien representado en todas las acumulaciones, aunque su importancia tiende a disminuir aguas abajo de Ergoien, pasando de un 50-55% a valores por debajo del 30%. Este descenso va acompañado de una evidente diversificación litológica, lo que pone de manifiesto la importancia de los aportes laterales y de ladera y, probablemente, el predominio de condiciones de rexistasia que facilitaron la meteorización y evacuación del material hacia el cauce del río.

Morfométricamente no existen diferencias sensibles entre los diversos depósitos evaluados. En todos los casos los desgastes son elevados, aunque lógicamente, a medida que nos alejamos de la zona de cabecera aumenta el valor de la mediana, pasando de 250 en Ergoien I-Tornos Thor a 313 en Ugaldetxo-Isasti. El número de cantos no desgastados es débil (menos del 2%) o nulo, mientras que el porcentaje de cantos muy desgastados alcanza valores significativos en Ugaldetxo-Isasti (11%), Alzibar y Ergoien I-Tornos Thor (6%).

La presencia de varios máximos de desgaste en los histogramas, nos permite afirmar que la influencia de las condiciones hidrodinámicas del río ha sido moderada, puesto que estas variaciones morfométricas están supeditadas (al menos en parte), no al equilibrio fragmentación-desgaste, sino a los efectos de alteración de los cantos, que no permiten un desgaste elevado, puesto que la capa alterada desaparece rápidamente durante el transporte; confirma esta idea, la estabilización de la mediana de grano y la relativa homogeneidad del valor de la mediana del índice de desgaste aguas abajo, excepto en Isasti, donde las condiciones hidrodinámicas de transporte parecen haber influido algo más.

3.3.1.2. Características sedimentológicas

Los análisis sedimentológicos son similares en todos los casos. La fracción arenosa es dominante en la mayor parte de las acumulaciones, oscilando entre el 83,27 y 74,11%, ya que únicamente en Alzibar, el porcentaje de arenas disminuye sensiblemente, situándose en el 49,15% (aportes laterales). Predominan las arenas gruesas y medias, lo que se traduce en una talla media más elevada, situándose ésta entre las 504 micras de Ergoien II y las 364 de Ergoien I-tornos Thor.

Los histogramas granulométricos son polimodales, la clasificación pobre o mala/muy mala (S_o > 4 en Ergoien II núcleo, Ergoien-Alzibar, Alzibar, Iturrioz y Ugaldetxo-Isasti) y la curva acumulada parabólica o sigmoidal muy tendida, lo que nos indica que estamos ante sedimentos que han sido depositados en condiciones forzadas. Son materiales sumamente heterométricos, poco evolucionados y que han sufrido un transporte incompleto. Su origen parece estar relacionado con bruscas pulsaciones de corriente que imponen un transporte masivo, caótico y desordenando. La acumulación se produce cuando el río encuentra algún obstáculo o bien, cuando la disminución de la pendiente le obliga a dejar toda o parte de su carga detrítica.

Un caso especial es el depósito de Ugaldetxo-Isasti (Edeso y Ugarte, 1986; Edeso, 1990). Sobre la terraza del Oiartzun (contacto claramente erosivo), se desarrolla un segundo nivel fluvial (2-2,5 metros de potencia) formado por barras lenticulares de tamaño métrico y lentejones de gravas y cantos empastados en una matriz areno-limo-arcillosa masiva (ver figuras 9, 10 y 11). Creemos que el nivel inferior (barra del Oiartzun) se identifica con una formación aluvial del tipo Gms, es decir, gravas masivas con textura no granosostenida (matriz support) y ausencia de estructuras sedimentarias. Tras su deposición, esta acumulación fue parcialmente desmantelada por el río Auztegi erreka, excavándose un paleocanal de 6 metros de anchura (1,5 metros de profundidad), que posteriormente fue colmatado por depósitos fluviales de características muy diferentes de las que presenta el río Oiartzun.

Figura 9. Depósito de Isasti. Sobre la terraza del Oiartzun se acumulan materiales arrastrados por el río Auzpegi.

Estas acumulaciones están compuestas por cantos y gravas de cuarcitas, cuarzos (84%), areniscas (4%) y conglomerados (12%). El centilo es moderado[2] (7,7 cm.), la clasificación buena (S_o = 1,16/1,21), las curvas hiperbólicas sigmoidales ligeramente tendidas y los histogramas bimodales. Estos parámetros nos sugieren que estamos ante un régimen fluvial de baja energía, posiblemente relacionado con un perfil longitudinal poco pronunciado y de amplio perímetro mojado. En nuestra opinión se trata de un sistema aluvial de tipo “braided” constituido por múltiples canales de baja sinuosidad. Este tipo de formas (Ramos, 1988) se generan en áreas de drenaje con descargas muy variables y con una cubierta vegetal escasa. Dabrio y Fernández (1986) nos indican que una barra refleja una historia compleja con múltiples episodios de deposición y erosión. Eynon y Walter (1977), afirman que el proceso de transporte de los cantos que conforman las barras se produce principalmente en las etapas de avenida y de alta energía, no existiendo movimiento durante los períodos de baja energía. Bajo estas condiciones únicamente suelen desarrollarse barras de arena.

Figura 10. Corte del depósito de Isasti. Sobre la terraza del Oiartzun se observan diversas barras de gravas y arenas depositadas por el río Auzpegi.

            Según el código de descripciones de facies de  Miall (1996), las barras longitudinales se corresponden con un Gm/Gms o Gmg (gravas masivas o algo estratificadas) con estratificación horizontal e imbricación de cantos, mientras que los rellenos de canal y los canales secundarios con un St (arenas con chanell-fill cross bedding) y los crecimientos longitudinales o laterales de las barras con un Sp (arenas y limos con estratificación cruzada planar), características típicas de un sistema aluvial braided.

Figura 11. Sistemas de barras de Auzpegi erreka.

            El hallazgo de diversos restos de rinoceronte lanudo (Coelodonta antiquitatis) en el nivel +10 metros (Torres et al., 1995)^[3], pone de manifiesto el origen wurmiense de la acumulación, apuntando hacia unas condiciones climáticas bastante más frías que las actuales, con un nivel marino situado unos 120/140 metros por debajo del actual y una costa retirada alrededor de 9 kilómetros hacia el Norte. El valle del Oiartzun tenía que salvar mayores desniveles topográficos para alcanzar el litoral, por lo que su capacidad erosiva/transporte era mayor.

3.3.2. Niveles altos de acumulación fluvial: TIV (18-22 m.)

No son excesivamente abundantes las acumulaciones aluviales situadas por encima de los 18 m. de altitud (respecto al talweg actual). Sin embargo, hemos localizado una serie de retazos discontinuos, bastante extensos y potentes, distribuidos a lo largo del tramo medio e inferior del Oiartzun. No siempre presentan una topografía horizontal, sino que en ocasiones se disponen inclinados hacia el talweg actual.

Las malas condiciones de observación, junto con la precaria conservación de los materiales, han impedido, en la mayor parte de los casos, la realización de análisis granulométricos y morfométricos. Los únicos depósitos investigados han sido los de Maxalen Berri, Arresku larre (no se ha podido hacer la morfometría), Treku y Alaberga^[4].

3.3.2.1. Características granulométricas, litológicas y morfométricas.

Todos los materiales que constituyen estas acumulaciones están profundamente alterados. Las pizarras han perdido su tonalidad negra, presentando un color gris característico y una resistencia mucho menor ante los impactos. Los granitos están argilitizados/arenizados, sus micas se han descompuesto totalmente y la resistencia del canto es escasa/nula. Las areniscas se desmenuzan entre los dedos y las cuarcitas presentan un córtex de alteración bastante importante (5-10 mm.). Únicamente los cuarzos permanecen inalterados.

Desde un punto de vista granulométrico, los depósitos de Maxalen Berri y Treku presentan características muy similares: centilos moderados (29,  y 38 cm. respectivamente), débil porcentaje de bloques (2 y 3%), medianas de grano muy bajas (4,1 y 4,3 cm.) y elevada proporción de cantos pequeños (2-6 cm.: 74 y 66%), lo que nos indica una buena clasificación del material y una escasa competencia en el transporte.

Litológicamente predominan los granitos (47 y 38%), aunque no se alcanzan porcentajes tan elevados como los que se observan en las acumulaciones fluviales estudiadas anteriormente. Ello puede ser debido a la intensa desagregación y descomposición que han sufrido los materiales, sobre todo los granitos de grano grueso y los granitos porfídicos (totalmente descompuestos) o al hecho de que los aportes laterales eran muy importantes en el momento de la deposición. También las pizarras, muy alteradas, presentan porcentajes elevados (45 y 52%), completándose el espectro granulométrico mediante la presencia de areniscas rojas micáceas, ofitas, cuarzos, cuarcitas, areniscas, diabasas...

Por el contrario, el depósito de Arresku larre es mucho más heterométrico, con un centilo de 70 cm. (bloque de cuarcita), y una mediana de grano de 5 cm. El porcentaje de cantos pequeños todavía es elevado (62%), pero los bloques son más abundantes (5%). Litológicamente no existen demasiadas diferencias, predominando los materiales graníticos (55%), pizarras (36%), cuarzos (1%), areniscas (7%), etc.

El depósito de Maxalen Berri se mezcla con aportes coluviales procedentes de la cresta conglomerática y areniscosa de Markelain. Este coluvión está constituido por bloques, cantos y gravas de areniscas, conglomerados, areniscas cuarcíticas, areniscas rojas micáceas y cuarcitas. Debajo se desarrolla un nivel de 4 metros de potencia formado por arcillas negras con abundante materia orgánica y macrorrestos vegetales. Las características sedimentológicas de la fracción arenosa no presentan diferencias significativas a lo largo del perfil, siendo idénticas tanto para el coluvión como para el depósito negro/marrón situado debajo (únicamente varía el porcentaje de arena): curvas hiperbólicas, buena clasificación (S_o = 1,13 y 1,17), simetría negativa, talla media reducida, histogramas bimodales, predominio de las arenas finas (30-34%) y abundancia de limos y arcillas. Todo ello nos sugiere que estamos ante una zona encharcada (¿llanura de inundación? ¿brazo abandonado?) que fue colmatada por una colada de bloques procedente de los escarpes areniscosos y conglomeráticos superiores.

Por último, en el depósito de Alaberga (figura 12) el centilo es reducido, ya que no rebasa los 23 cm. (cuarzo). Predominan los cantos pequeños (62%), siendo particularmente escasos los bloques (1%). Litológicamente existe una mayor diversidad, puesto que al ubicarse la acumulación en la parte inferior del valle, se supone que ha recibido importantes aportes laterales procedentes de áreas distintas. El granito representa el 33% de los materiales, seguido por las pizarras (29%), cuarzos (18%), areniscas (2%) y otras litologías diversas (cuarcitas, conglomerados, etc.).

Morfométricamente no se observan diferencias sensibles, aunque hay que señalar que dada la mala conservación de los materiales, los resultados obtenidos son meramente indicativos.    La media es relativamente alta, oscilando entre 229 en Treku y 295 en Maxalen Berri (235 en Alaberga y 250 en Arresku larre). El porcentaje de cantos rotos es moderado (0% en Arresku larre, 2% en Maxalen berri y 6% en Alaberga). Proporciones similares presentan los cantos desgastados, oscilando éstos entre el 2 y el 6%. En general, los máximos del histograma se sitúan entre 200-249 y 250-299.

Cuadro 15. Características morfométricas del nivel IV de terraza.

3.3.2.2. Características Sedimentológicas

Cuadro 16. Características sedimentológicas del nivel TIV (+ 18-22 metros)

Cuadro 18. Síntesis de las características granulométricas, litológicas y morfométricas de los cuatro niveles de terraza estudiados.

El análisis sedimentológico presenta rasgos típicamente fluviales. Predomina la fracción arenosa, oscilando entre el 64,62 y 78%. Sólo en Arreskularre disminuye el porcentaje de arenas (44,45%), aunque creemos que en este caso es debido a la deposición de arcillas de origen coluvial procedentes de la ladera contigua. La talla media es muy alta (506-715 micras), la clasificación mala/muy mala (excepto en Alaberga III), los histogramas granulométricos polimodales y la curva acumulada parabólica o sigmoidal muy tendida (hiperbólica en Alaberga III).  Estos valores nos indican que estamos ante un depósito forzado, heterométrico, poco evolucionado y que ha sufrido un transporte incompleto. La skewnes es fuertemente positiva y la kurtosis mesokúrtica/platikúrtica, lo que nos sugiere que la velocidad del agente evolucionó hacia valores más bajos de lo normal durante cortos períodos de tiempo.

La fuerte diferencia entre la media y la mediana y el elevado valor del índice de asimetría, nos indica claramente que estos materiales han sufrido intensos procesos diagenéticos que enmascaran sus características sedimentológicas, de ahí que todos estos datos sólo tienen un valor orientativo.

El depósito de Alaberga presenta una secuencia estratigráfica sensiblemente diferente de la observada en el resto de las acumulaciones. El nivel basal no presenta cambios significativos, pero lateral y longitudinalmente es sustituido por una acumulación arcillo-arenosa con pequeñas gravas muy alteradas de cuarzo, granito, pizarra, etc. La fracción arenosa representa únicamente el 39,93%, lo que nos indica que, si bien los aportes tienen características francamente fluviales, la deposición se produjo en un ambiente muy diferente. Sobre estos materiales se localiza un nivel fino muy continuo; la fracción gruesa representa menos del 0,5% y está formada por gravas angulosas de cuarzo. Las arenas suponen el 38.97%, predominando las de talla fina y media. Los parámetros sedimentológicos son distintos a los que configuran los niveles inferiores: histogramas bimodales (mezcla de dos subpoblaciones distintas), moderada clasificación y curva acumulativa hiperbólica lo que nos sugiere que la decantación ha predominado sobre el lavado y que la velocidad del agente deposicional fue sumamente moderada. Tampoco se detectan remociones postdeposicionales, lo que nos indica que el ambiente sedimentario presentaba rasgos muy distintos de los típicamente fluviales.

Figura 12. Depósito de Alaberga. Estratigrafía e histograma granulométrico y litológico de la fracción gruesa.

Un depósito de características similares fue estudiado por Gómez de Llarena (1950) en la margen derecha del río Oiartzun, aguas abajo de Rentería, concretamente en la central térmica que Iberdrola tiene en Pasajes de San Juan. Posiblemente se trataba de una acumulación de materiales fluviales en un ambiente estuarino, en un momento en el que el nivel del mar se situaba varios metros por encima del actual, lo que nos hace atribuir esta acumulación al interglaciar Eemiense (+ 4,5-6 metros) (Edeso, 1990). Un argumento a favor de esta hipótesis, es el elevado grado de alteración de los materiales y la similitud que existe entre éstos y los estudiados en el estuario del río Bidasoa (Edeso, 1990, 2005; Edeso et al.,1993), que han sido atribuidos al interglaciar Eemiense.

3.4. Síntesis de las características sedimentológicas de los niveles de terraza

Una vez analizados los cuatro niveles de terraza existentes en el valle del río Oiartzun podemos extraer las siguientes conclusiones:

-Todos los depósitos analizados (excepto el tramo superior del nivel TI), presentan litofacies clásticas de gravas (gravel-beding rivers) que se vinculan con corrientes de tracción y con flujos de gravedad (sediment gravity flow), turbulentos y muy enérgicos.

- En la mayor parte de los casos se identifican con barras de canal, cuya deposición se inicia mediante los niveles más gruesos (carga de fondo transportada en la parte más profunda del canal), disminuyendo paulatinamente el tamaño de grano a medida que crece la barra, pudiendo llegar ésta a emerger completamente. Al reducirse la profundidad, se desarrollan lentejones y cuñas de arena y/o gravas y, en ocasiones, quedan atrapados restos orgánicos de gran tamaño. No podemos descartar que algunas de estas barras llegasen a emerger formando islas (al menos en los momentos de aguas bajas). En ocasiones, la movilización de formas arenosas en las etapas de menor energía o en los laterales de las barras, determina el desarrollo de facies arenosas (St y Sp) en forma de cuña y con escaso desarrollo lateral.

 - Son depósitos con fábrica clasto soportada, lo que nos indica que su deposición se produjo en el seno de una corriente capaz de transportar los cantos de mayor tamaño rodando por el fondo. Una vez depositados, la matriz arenosa se infiltró en los espacios intersticiales de los cantos.

- Son frecuentes los cambios texturales, tanto en la vertical como en la horizontal. Los clastos están pobremente clasificados, así como la matriz arenosa incluida entre ellos (litofacies Gm, Gmm o Gmg). Eventualmente las capas son masivas o bien pueden mostrar una incipiente estratificación gradada de los clastos o de la matriz, así como una cierta imbricación. Todo ello nos sugiere que en algunos casos estamos ante depósitos del tipo debris flow (high-strengh debris flow), aunque en la mayor parte de los depósitos las características observadas apuntan hacia un sistema aluvial braided de gravas, siendo las gravas la litología dominante y las arenas la secundaria (transporte de fondo en el primer caso y en suspensión en el segundo).

En el depósito de Ugaldetxo-Isasti hemos reconocido un sistema braided que se dispone sobre una barra de fondo de canal del Oiartzun. Este depósito está constituido por una serie de lentejones de gravas y arenas y varias barras lenticulares de material grueso (longitudinal gravel bedform). Posiblemente su deposición se relaciona con descargas de aguas esporádicas y abundantes capaces de evacuar ingentes masas de sedimento. Esto implica que la zona de estudio presentaba condiciones claramente rexistásicas con laderas tapizadas de coluviones y condiciones climáticas frías.

- El tramo superior del nivel TI  se identifica con una facies detrítica de grano fino (en algunos casos de arenas masivas: Sm), transportada en suspensión y depositada en planicies de inundación (es posible que en Maxalen Berri estemos ante una acumulación de este tipo, aunque vinculada a un canal abandonado). Se definen como litofacies St (estratificación cruzada), Sh, Sp y Fl, sin estratificación visible, bioturbadas y con abundante materia orgánica y raíces. Su deposición se ha producido a partir de flujos débiles muy ricos en sedimentos que escapan del canal principal (rupturas de levée), de ahí que estas acumulaciones presenten curvas hiperbólicas (predominio de la decantación) y estén, por lo general, bien clasificadas.

 - En el estuario la situación es algo más compleja ya que los mecanismos fluviales coexisten con otros marinos (figura 14). El porcentaje de arcilla y limo se incrementa considerablemente, mezclándose con arenas finas. La clasificación es bastante buena y los histogramas bimodales. En general se observan interlaminaciones de arena y limos/arcillas (silt and mud; laminated sand), habiéndose depositado en un medio poco enérgico. Junto al sedimento se reconocen abundantes restos bioclásticos, por lo que la bioturbación ha podido ser muy intensa.

Figura 14. Relleno detrítico Holoceno del estuario del Oiartzun.

 - El desigual grado de conservación de los diferentes depósitos investigados dificulta extraordinariamente la comparación de sus parámetros sedimentológicos, morfométricos y granulométricos, así como la identificación de los diferentes subambientes fluviales imperantes en el momento de la deposición. En cualquier caso, un rápido vistazo al cuadro adjunto nos permite efectuar las siguientes afirmaciones:

 * El centilo y la mediana tienden a disminuir a medida que nos alejamos de la cabecera, excepto en el nivel TII donde se observa todo lo contrario. No resulta fácil explicar este hecho aunque quizá se relacione con diversos pulsos cargados de sedimento, cada uno de ellos menos enérgico que el anterior y, por lo tanto capaz de evacuar sedimentos de menor tamaño y a una distancia más corta. Sea cual sea el mecanismo responsable de la deposición, creemos que en estos momentos las condiciones climáticas eran bastante frías (Tardiglaciar) y la cuenca presentaba condiciones rexistásicas generalizadas. Los procesos de crioclastia y la removilización de depósitos coluvionares antiguos, aportaron grandes masas de detritos al cauce, formándose corrientes muy cargadas de sedimento (¿debris flow?) en cuyo frente se colocaron los materiales de mayor talla, quedando relegados el resto a la zona intermedia del flujo. Esto nos permitiría explicar el incremento que experimenta la mediana de grano aguas abajo de Ergoien.

* El nivel TI es muy reciente y está relacionado con la ocupación y explotación del medio por parte del hombre. La práctica totalidad de los materiales evacuados por el río se relacionan con la puesta en explotación de las minas de Ardi iturri a partir del siglo I antes de Cristo y con los intensos procesos de deforestación experimentados por la cuenca durante la Edad Antigua y Media. El incremento de la erosión y la deposición en el mismo cauce de importantes volúmenes de roca (escombreras), facilitaron el transporte de grandes masas de sedimento por parte del río Oiartzun y de sus colectores principales, formándose un nivel de terraza muy continuo a partir del pequeño núcleo urbano de Ergoien.

 Esta carga detrítica provocó la rápida colmatación del estuario del Oiartzun y de la bahía de Pasajes, hasta tal punto que en el siglo XIX tuvieron que trasladarse los astilleros situados en la villa de Rentería a Pasajes, ya que el estuario no tenía calado suficiente para permitir la salida de los barcos construidos en este punto. El antiguo puerto de la villa fue totalmente colmatado (en 1900 desaparecieron los últimos vestigios), e incluso el puerto de Pasajes tuvo que ser sometido a costosísimos dragados para devolverle su operatividad.

* Además, resulta evidente que a lo largo de toda su historia los aportes  locales (tanto de los afluentes como de las laderas próximas), han introducido modificaciones importantes en las características sedimentológicas de las acumulaciones. Este es el caso del río Karrika (y en menor medida del río Auztegi), el cual ha funcionado durante el Pleistoceno medio/superior y Holoceno como un curso torrencial aportando sedimentos gruesos de mayor tamaño que los que podía evacuar el curso principal. Este hecho modifica drásticamente los valores granulométricos (incrementa la mediana, el centilo y el porcentaje de cantos medios), litológicos (mayor diversidad) y sedimentológicos (incrementa y altera los porcentajes de las diversas fracciones finas, empeora la clasificación…) de las terrazas depositadas en este punto.

* Las características morfométricas son similares en todos los casos, aunque los valores más elevados se alcanzan en el relleno de fondo de valle. Este hecho se explica fácilmente si tenemos en cuenta la desigual alteración que los materiales graníticos presentan. Los cantos y bloques de los niveles TII, TIII y TIV muestran diversos grados de meteorización lo que empeora su morfometría.

* Respecto a los valores sedimentológicos de la fracción fina, todas las acumulaciones (excepto el nivel superior de TI) tienen histogramas polimodales, mala clasificación (a lo sumo moderada), curvas parabólicas o sigmoidales muy tendidas, skewnes positiva y distintos grados de remoción. Estos parámetros nos indican que el sedimento ha sufrido un transporte incompleto y una deposición forzada, predominando el lavado sobre la decantación. Estas características son típicas de depósitos de fondo de canal (sistemas aluviales braided de gravas) en los que el material grueso ha sido transportado como carga de fondo y la arena en suspensión. La deposición de la carga detrítica da lugar a la formación de barras longitudinales con textura no granosostenida y sin estructuras sedimentarias o a lo sumo a gravas masivas o algo estratificadas con imbricación y estratificación horizontal.

 El nivel superior de TI y las acumulaciones finas de los estuarios, muestran curvas hiperbólicas, buena o moderadas clasificaciones e histogramas bimodales, lo que nos sugiere que la decantación ha predominado sobre el lavado, el transporte ha sido bastante completo y las remociones postdeposicionales inexistentes o poco significativas. Son depósitos de inundación, con estructura laminar o masiva y fuertes bioturbaciones.

 * La Kurtosis se sitúa por debajo de 1 (o en torno a 1) en las acumulaciones antiguas y subactuales, mientras que en los depósitos recientes rebasa ampliamente este valor (excepto en el estuario). En el primer caso, la velocidad del agente evolucionó hacia valores más bajos de lo normal durante un lapso de tiempo importante, instaurando unas condiciones hidrodinámicas moderadas. Por el contrario, la deposición de los niveles recientes se produjo bajo condiciones más enérgicas, superando el agente la velocidad media durante un período de tiempo más o menos largo. Este hecho quizás esté relacionado con la cubierta vegetal y con el clima. A lo largo del Holoceno, la cuenca del Oiartzun presentaba y presenta condiciones claramente biostásicas predominando un clima templado más o menos húmedo. En estas condiciones los arrastres se producen en momentos de aguas altas, depositándose el material al disminuir la pendiente, al descender el caudal o como consecuencia de la presencia de obstáculos en el cauce. Por el contrario, los otros 3 niveles se pueden vincular a momentos fríos (rexistasia), con abundante material suelto que llega al cauce desde las laderas periféricas.

* Las acumulaciones detríticas ubicadas en el estuario del Oiartzun presentan características distintas de las del resto de la cuenca (skewnes negativa, mayor porcentaje de sedimentos limo-arcillosos, predominio de arenas de talla fina y media, media y mediana reducida, mejor clasificación, etc.), puesto que su deposición se produjo bajo condiciones hidrodinámicas diferentes y en un ambiente sedimentario fuertemente influido por la dinámica mareal.

4. Síntesis y discusión: evolución Cuaternaria del valle del Oiartzun.

Resulta bastante difícil intentar establecer la evolución paleogeográfica del valle del Oiartzun dada la exigua información disponible. Las acumulaciones fluviales detectadas nos indican la alternancia de fases de incisión y de deposición. En función del precario estado de conservación que presentan los niveles más altos, pensamos que dichas acumulaciones deben situarse dentro de una cronología del Pleistoceno superior y/o medio para los niveles TII, TIII y TIV y Holocena para el nivel TI. La única excepción lo constituye el depósito de Alaberga, cuya génesis parece relacionarse con el interglaciar Eemiense, ya que su deposición se produjo en un ambiente estuarino con un nivel marino más alto que el actual.

Respecto a la evolución del valle del Oiartzun, hay que reseñar que la red hidrográfica responsable del modelado es muy antigua, posiblemente finiterciaria, tal y como señala Santana (1966), o al menos Cuaternaria antigua. Poco sabemos de su evolución ya que los  depósitos hallados suponen retazos de las acumulaciones originales, en clara discontinuidad longitudinal, enterrados bajo suelos de origen Holoceno, utilizados y reorganizados por el agrosistema imperante. Las estructuras de estas acumulaciones resultan casi irreconocibles, presentando un aspecto de depósito tipo "debris flow" o bien características claramente fluvio-torrenciales ("vrac" o montón). Su deposición parece estar relacionada con pulsaciones instantáneas de corriente, que transportan en masa los materiales localizados en el talweg y áreas periféricas, depositándolos cuando disminuye la pendiente, o bien cuando cesan los aportes hídricos al cauce.

La ausencia de criterios de datación absoluta nos obliga a especular sobre la formación y evolución de estas acumulaciones. Teniendo en cuenta el precario estado de conservación de los materiales gruesos que conforman el nivel TIV, creemos que dicho nivel debe atribuirse a algún momento del Pleistoceno medio o superior. La presencia de diversos depósitos coluviales fosilizando y mezclándose con las acumulaciones fluviales, nos sugiere que su deposición se produjo bajo condiciones claramente rexistásicas (clima frío), lo que apunta o bien al período glaciar rissiense o a los primeros momentos del Würm.

Los depósitos de Alaberga y Pasajes de San Juan pueden atribuirse al interglaciar Eemiense ya que su sedimentación se produjo en un ambiente estuarino. Esta hipótesis se ve apoyada por el grado de alteración de los materiales (similar al que presenta el depósito de Anzarán en Irún) y por su posición topográfica, dos metros por encima del relleno holoceno del Oiartzun. Resulta evidente que en estos momentos existía un amplio paleoestuario que llegada hasta los alrededores de Ugaldetxo recogiendo todos los aportes fluviales del río Oiartzun. Tras esta fase transgresiva, el nivel marino se retiró rápidamente, situándose durante las fases más frías del Würm unos 120/140 metros por debajo de la posición que ocupa en la actualidad. En estas condiciones, el río Oiartzun desembocaba en el Cantábrico varios kilómetros al Norte de su posición actual, lo que favoreció la eliminación del relleno estuarino formado en la fase anterior y la formación del nivel TIII.

La presencia de restos de rinoceronte lanudo subraya la edad wurmiense de la acumulación. Prácticamente todos los depósitos se mezclan o están cubiertos por coluviones o por niveles fluviales de características contrastadas (barras relacionadas con aportes laterales, depósitos braided…). Todo ello nos sugiere que en estos momentos el clima era frío y húmedo y la cuenca presentaba unas condiciones rexistásicas muy nítidas. Las laderas estaban tapizadas de derrubios (groizes de Aritxulegi y Ergoien) de origen frío que llegaban en masa al talweg del Oiartzun, siendo evacuados mediante pulsos cargados de sedimento de marcado carácter turbulento. El resultado es la formación de barras longitudinales y transversales producidas por corrientes de tipo braided (facies Gm, Gmm y Gmg), constituidas por gravas masivas con imbricación de cantos y, a veces, estratificación horizontal.

El atemperamiento climático de finales del Pleistoceno, determinó el desarrolló de una intensa fase erosiva que ahondó el cauce del río Oiartzun, desmantelando parcialmente las acumulaciones fluviales reseñadas anteriormente. Un nuevo enfriamiento a partir del 14.700/12.900 (Oldest Dryas o Younger Dryas), determinó la deposición de un nuevo nivel de terraza (TII) situado entre 3 y 5 metros por encima del talweg actual. La aparición de diversos restos de sílex en un nivel situado a una altura similar en la cuenca del río Oñati, e incluso, de un asentamiento al aire libre de edad Holocena (9000 BP) en el valle del Oria, subrayan esta afirmación.

El Holoceno supone el anegamiento de una parte importante del valle del Oiartzun y la formación de un amplio estuario que llegaría hasta los alrededores de Ugaldetxo. Las laderas se estabilizan, al ser cubiertas por una exuberante vegetación (Edeso et al, 1993, 2005), tal y como nos indican los análisis palinológicos efectuados en el estuario del Bidasoa y en el relleno de la depresión de Zarautz. En estas circunstancias el río comienza a incidir su cauce y tan sólo es capaz de transportar sedimentos finos que acumula en el estuario junto a otros aportes de origen marino. La irrupción del hombre en estos espacios y la consiguiente alteración del medio (talas, roturaciones, desaparición del bosque, incendios…) y, sobre todo, la puesta en explotación de las minas de Ardi iturri a partir del siglo I antes de Cristo, favorecieron el desarrollo de intensos procesos erosivos y la formación de un relleno de fondo de valle ubicado directamente sobre el talweg actual. Localmente, el río continúa incidiendo su cauce, pero en la mayor parte de su recorrido se limita a transportar y depositar sedimentos. El resultado de todo ello es la rápida colmatación del estuario del Oiartzun y de la bahía de Pasajes. Este proceso se mantiene en la actualidad, ya que las diversas inundaciones acaecidas durante el siglo XX han transportado enormes masas de derrubios hasta la parte baja del valle (figura 14), formando acumulaciones fluviales de hasta dos metros de espesor en tan sólo 24 horas.

La rapidez del relleno se deduce fácilmente si observamos la cartografía antigua de la bahía y analizamos las características del sedimento que colmata estos espacios (Edeso, 1990). Hemos podido comprobar que el techo del relleno holoceno (los últimos 4 ó 5 metros) está formado por materiales de origen fluvial, dentro de los cuales es frecuente encontrar fragmentos de tejas y escorias, lo que nos indica que su deposición se ha producido en períodos históricos. Aguas arriba de la localidad de Erentería, el relleno de fondo de valle contiene abundantes fragmentos de mineral de hierro, cinc, cobre etc. Estos fragmentos proceden de las minas de Ardi iturri y nos indican que la antigüedad máxima de estos niveles es romana.

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