GEOMORFOLOGÍA CUATERNARIA Y PROCESOS ACTIVOS EN URIBE KOSTA OCCIDENTAL (VIZCAYA)

Tierra y Tecnología nº 57 | DOI http://dx.doi.org/10.21028/jmo.2021.04.14 Autor: Jon Ander Mezo Ortiz, jamezo95@gmail.com

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RESUMEN: Este estudio geomorfológico se ha centrado en la sección occidental del área de Uribe Kosta (Vizcaya), entre los municipios de Plentzia y Getxo, dentro del dominio del Arco Vasco en la Cuenca Vasco-Cantábrica. Se han diferenciado un sistema morfogenético litoral, incluyendo acantilados y plataforma de abrasión junto con las playas y superficies de rasa; un sistema morfogenético eólico, en el cual se incluyen una serie de depósitos de dunas colgadas (cliff-top dunes); un sistema morfogenético gravitacional, que recoge los procesos de ladera que se dan en los acantilados; y un sistema morfogenético fluvial, que abarca la red fluvial que actúa en la zona incidiendo sobre las superficies de rasa. Una vez caracterizados y cartografiados los sistemas morfogenéticos, así como la cartografía de las unidades geomorfológicas que los componen se ha establecido una secuencia cronológica relativa de la evolución geomorfológica del relieve a lo largo del Cuaternario y hasta el presente.

ABSTRACT: This geomorphological study has focused on the western section of the Uribe Kosta area (Vizcaya), between the municipalities of Plentzia and Getxo, within the Basque Arc domain in the Vasque-Cantabrian Basin. The morphogenetic systems had been described as follow: littoral morphogenetic system, including cliffs and a wave cut platform, along with beaches and rasa surfaces; an aeolian morphogenetic system, which includes a series of cliff-top dune deposits; a gravitational morphogenetic system, which collects the hillside processes that occur in the cliffs; and a fluvial morphogenetic system, which encompasses the fluvial network that acts in the area, affecting the rasa surfaces. A geomorphological map that collects all theunits characterized thoughout the work has been included. Once the morphogenetic systems and the geomorphological units have been characterized and mapped, a relative chronological sequence of the Quaternary morphological evolution of the relief has been established and the current situation of the environment has been verified.

INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

El área de estudio abarca la sección occidental de Uribe Kosta, junto con una zona perteneciente a Getxo; se trata del tramo de costa situada entre los municipios de Getxo y Barrika (Vizcaya).

Las rocas que conforman esta área (Fig. 1) se formaron en una zona de cuenca marina, hoy conocida como la Cuenca Vasco-Cantábrica que, por efecto de la apertura del Océano Atlántico, emergió como consecuencia de procesos tectónicos. Posteriormente, los cambios del nivel marino en primer lugar y los agentes erosivos en segundo lugar, han condicionado el paisaje que hoy en día puede observarse en esta sección de la costa vasca.

En dicha sección de costa se encuentra un relieve de acantilados marinos con numerosas playas a sus pies y una topografía subhorizontal culminante, interpretado como una rasa marina, la cual ha sido incidida por la red fluvial generando pequeñas cuencas.

A lo largo de todo este tramo de costa se encuentran numerosos afloramientos de gran interés, y que han sido recogidos en el Inventario de Lugares de Interés Geológico (Gobierno Vasco, 2019) elaborado por el departamento de Medio Ambiente del Gobierno Vasco. Por lo tanto, resulta evidente que se trata de una sección de la costa vasca con un patrimonio geológico muy rico y diverso.

Este trabajo tiene dos objetivos principales: por un lado, comprender la génesis del relieve y los procesos que han intervenido en ésta y, por otro lado, analizar la dinámica actual del medio y sus procesos activos. Para ello, se caracterizarán los diferentes sistemas morfogenéticos y unidades geomorfológicas, y se realizará un mapa que represente las mismas. De esta manera se podrá establecer una secuencia cronológica relativa en la evolución del área, además de constatar la dinámica actual.

CONTEXTO GEOLÓGICO

La zona de estudio se encuentra en la Cuenca Vasco-Cantábrica, que se extiende unos 200 km en la terminación occidental de los Pirineos y que constituye el margen Norte de Iberia en el Golfo de Vizcaya. La formación de la Cuenca Vasco-Cantábrica ha estado ligada al proceso de generación de cuencas pull-apart, relacionadas con la apertura del Golfo de Vizcaya (Rodríguez et al., 2008).

Dentro de la Cuenca Vasco-Cantábrica encontramos el Arco Vasco (Feuillée y Rat, 1971), el cual constituye la zona de mayor complejidad estructural de la cuenca que, a su vez está formado por tres grandes conjuntos estructurales que son, de Norte a Sur: el Anticlinorio del Norte de Vizcaya, el Sinclinorio de Vizcaya y el Anticlinorio de Bilbao. Estas estructuras dibujan en conjunto un arco de círculo con concavidad hacia el Norte (Cuevas et al., 1999).

La zona estudiada se encuentra en el dominio estructural del Sinclinorio de Vizcaya, cuyo núcleo se encuentra en Punta Galea (EVE, 1993) y que coincide con el extremo occidental de dicho área de estudio. Desde este punto y hacia el NE se extiende la sección de costa estudiada, que coincide con el flanco NE de la estructura. En lo referente a las características estructurales cabe destacar que el Sinclinorio de Vizcaya es un sinforme compuesto, vergente al NE, de dirección N130E cuyo eje se hunde suavemente hacia el NW. Se trata de una estructura tardía que deforma a pliegues y cabalgamientos generados previamente (Cuevas et al., 1999).

En lo referente a la estratigrafía, los materiales que afloran a lo largo del tramo de costa van desde el Cretácico superior (final del Cenomaniense) hasta el Eoceno medio (Luteciense). El Cretácico superior comienza con una serie de margas, margocaliza, calizas y calcarenitas con sílex, dentro del cual se encuentra una serie de brechas polimícticas y calcarenitas, también con sílex. Se encuentran también niveles decimétricos de areniscas y conglomerados silíceos. Posteriormente, dentro de esta misma unidad, aflora un flysch detrítico carbonatado; se pueden encontrar rocas volcánicas incluidas en esta unidad (pillow-lavas de Meñakoz). El límite Cretácico-Terciario aflora en la playa de Arrietara y está deformado por un complejo sistema de fallas relacionado con la falla de Aulestia-Azkoitia que hacen que los materiales aparezcan repetidos varias veces; son margas y margocalizas grises y rojas (Cretácico final) que dan paso a calizas, margocalizas y margas grises (Paleoceno). En contacto tectónico con los materiales del Cretácico superior se encuentra una unidad de flysch de llanura submarina. A continuación, tenemos un paquete de areniscas y microconglomerados con intercalaciones de lutita que presenta un resalte en la topografía (punta de Azkorri). Finalmente se encuentra una unidad de unos 1600m de potencia que aflora desde la playa de Gorrondatxe hasta la punta de La Galea, formada por materiales de tipo flysch margocalcáreo (EVE, 1993).

METODOLOGÍA

El presente trabajo ha conllevado 3 fases para su realización:

1. Fase de gabinete

Se ha recopilado información entorno a la zona de estudio. Dentro de ésta se encuentran trabajos previos sobre las formaciones geológicas del entorno, incluyendo los lugares de interés geológico (LIG), así como los mapas geológicos del Ente Vasco de Energía (EVE). También se ha recabado información de referencia sobre trabajos geomorfológicos previos en zonas de características similares a la que ocupa este trabajo.

2. Fase de campo

Se ha realizado trabajo de campo para reconocer, delimitar y describir las principales unidades y procesos geomorfológicos. Se han tomado también imágenes de dichas unidades para complementar los datos de campo.

3. Tratamiento de datos

Los datos de campo han sido almacenados y tratados con el software libre QGIS. Esta misma herramienta también ha permitido incorporar, a partir de las bases de datos del servicio FTP del Gobierno Vasco, el modelo digital del terreno, la red fluvial y la base litológica de la zona de estudio. Estos datos y el tratamiento QGIS ha permitido realizar una cartografía de unidades geomorfológicas a escala 1:30.000.

RESULTADOS

1. Sistema morfogenético litoral

1.1. Plataforma de abrasión y acantilados

La plataforma de abrasión actual constituye el primer frente de tránsito entre el mar y la tierra firme y se caracteriza por su topografía subhorizontal o de muy baja pendiente (2-3%) hacia el mar. En el caso de Uribe Kosta, la parte observable de esta plataforma de abrasión en marea baja constituye una franja de entre 100 y 50 m de media desde el pie del acantilado, aunque hay zonas en las que se acerca a los 200 m. Las zonas en las que mejor desarrollada se encuentra corresponden a la zona de Getxo, entorno al espigón de Punta Galea (sección más occidental del área de estudio), y la zona entre las playas de Barrika y Atxabiribil (Fig. 2). Se aprecia que en las zonas con orientación N-NE dicha plataforma se encuentra cubierta por bloques caídos, mientras que las zonas de orientación NW presentan la plataforma de abrasión al descubierto.

El entorno de Uribe Kosta se caracteriza por sus acantilados, los cuales están presentes en toda su extensión. Estos acantilados, dentro del área de estudio, varían en altura desde los 20-30 m hasta por encima de los 100 m en algunos puntos y, según su morfología, se trata de acantilados de tipo plataforma inclinada (Sunamura, 1992), es decir, acantilados asociados a plataformas de abrasión inclinadas ligeramente hacia el mar.

Además, pueden identificarse pequeños promontorios formados por rocas más competentes. Resulta de especial interés una de ellas ya que está asociada a una formación de lavas almohadilladas que aflora entre las rocas sedimentarias del flysch margocalcáreo (Carracedo et al., 2000) y genera dos pequeños escollos que sobresalen pocos metros sobre la superficie marina en marea baja.

1.2. Playas

Directamente sobre la plataforma de abrasión se asientan las diferentes playas que se encuentran a lo largo de Uribe Kosta. Estas playas se forman en las zonas más favorables al acúmulo de sedimento arenoso, en los entrantes entre los promontorios (Fig. 2). Estas playas en bolsillo (pocket beaches) presentan una mayor acumulación de arena de NE a SW, empezando por la playa de Barrika, con una acumulación de arena relativamente reducida; pasando por las playas de Barinatxe y Atxabiribil, en las cuales hay una relativamente buena acumulación de arena; hasta las playas de Gorrondatxe y Tunelboka, las cuales presentan formaciones de playa cementada (beach-rock). Cabe mencionar también la pequeña playa de Muriola, en el municipio de Barrika, con una situación más protegida que el resto de las playas y una relativamente buena acumulación de arena gruesa. Los sedimentos que componen estas playas están constituidos por arena biogénica en la que se mezclan componentes silíceos de aporte fluvial con componentes carbonatados derivados de las conchas y caparazones de los organismos marinos (Agirrezabala y Flor, 1988).

Dada la exposición de las playas, éstas sufren cambios estacionales notables en sus perfiles y volúmenes de arena. En este aspecto resulta destacable la pequeña playa de Muriola que, a pesar de su ubicación protegida, cambia totalmente su perfil en época de tormentas (otoño e invierno) por efecto del arroyo, del mismo nombre, que desemboca en ella, el cual cruza la playa incidiendo hasta 1,5 m por debajo del nivel de arena de periodos tranquilos. La única playa que desarrolla una zona de trasplaya, fuera del alcance de oleajes de tormenta, es la de Barinatxe; esta playa presenta a los pies del acantilado una acumulación de arena colonizada por vegetación, que en los últimos años se ha ido recuperando progresivamente gracias a los planes de protección.

Por otra parte, las playas cementadas (beach-rocks) nombradas previamente consisten en acumulaciones variables de arena y grava junto con escorias de fundición, fragmentos de ladrillos refractarios, plásticos, metales, vidrios y otros elementos de origen antrópico vertidos por diferentes empresas metalúrgicas durante la mayor parte del siglo XX, siendo su primera mitad la de mayor actividad, fuera de El Abra de Bilbao (Astibia, 2012). El cemento que las constituye esta formado por una primera fase de aragonito acicular que está parcialmente cubierta por una segunda fase, mucho menos abundante, de óxidos de hierro (Casas Valladolid, 2016), y su formación data de no más de mediados del siglo pasado (García-Garmilla, 1990; Cearreta, 1992). Se trata de un sistema de playa de grano grueso progradante, de tipo reflectiva-disipativa, generada en condiciones abiertas y con un importante hidrodinamismo (Martinez-García et al., 2013; Casas Valladolid, 2016).

Dichos depósitos presentan hoy en día un aspecto de roca totalmente consolidada, con laminación paralela muy bien marcada y en la que se pueden observar alternancias de episodios con mayor contenido de gravas intercalados entre capas más arenosas. En algunos puntos se aprecia como el muro de esta formación se apoya de manera discordante sobre las rocas flyschoides que conforman el sustrato rocoso, adaptándose a la morfología de estas. Por su parte, el techo de la formación se encuentra al descubierto, sin ningún material suprayacente, en gran parte colonizado por vegetación herbácea y a una elevación de 8-10 m sobre el nivel del mar actual. Por último, cabe destacar que estos depósitos de beach-rocks presenta un escarpe (Fig. 3) de cara al mar en toda la extensión de las playas de Gorrondatxe y Tunelboka. Este escarpe varía en altura desde los 0.5 m hasta los 6-7 m en las zonas donde se encuentra menor acúmulo de arena actualmente.

1.3. Superficies de erosión emergidas

Las unidades anteriormente descritas se presentan culminadas por una topografía subhorizontal. En esta topografía se han diferenciado superficies de baja pendiente (≤ 3%) en las cuales aflora el sustrato rocoso o bien, observado en cortes de carreteras y caminos, un desarrollo de suelo sobre este. Estas superficies han sido interpretadas como diferentes niveles de rasa.

Teniendo en cuenta los datos de cotas, las superficies subhorizontales, y los cambios de pendiente de estas superficies, se han diferenciado varios niveles (Fig. 4 y ANEXO 1) que se describen a continuación:

– 40 m: Se trata de dos zonas de pequeña extensión, la primera entre las playas de Barinatxe y Atxabiribil, en la parte superior del aparcamiento que da acceso a estas playas y la segunda en Barrika, sobre la playa de Muriola.

– 60-80 m: Es la de mayor extensión y consta de dos grandes superficies y un pequeño relicto situado en el barrio de Andra Mari de Getxo, de 0,08 km². Una de las superficies constituye la parte superior del acantilado de Punta Galea-Gorrondatxe y presenta una pendiente de 2,5% hacia el mar y una extensión de 1,37 km²; es la de mayor extensión y mejor conservada de todas. La segunda superficie, más irregular que la anterior, se extiende paralela a la costa y al afluente Lemotza del río Gobela, ambos límites de dicha superficie, con una extensión de 0,58 km².

– 80-100 m: Se encuentra en el municipio de Barrika y sobre ella se ha construido la mayor parte del núcleo urbano. Consta de una gran superficie de 0,4 km² que presenta una pendiente media de un 3% en dirección NW; hacia el mar. Además, se encuentra también un pequeño relicto de 0,05 km² que constituye la cima de la pequeña loma que separa a Barrika de la Ría de Plentzia.

– 100-120 m: Es la de mayor cota de todas y se encuentra en el barrio de Goiherri de Barrika. Se trata de una superficie subhorizontal con alguna pequeña irregularidad y de 0,3 km² de extensión.

2. Sistema morfogenético eólico

A lo largo de Uribe Kosta, en diferentes puntos, se encuentran formaciones detríticas de carácter arenoso (Fig. 5 y 6). Concretamente entre las playas de Atxabiribil y Arrietara (Sopelana), en Meñakoz, y en Barrika.

Las tres formaciones han sido en mayor o menor medida desmanteladas por acción antrópica, siendo la de Sopelana la más afectada de todas por la construcción del aparcamiento que da acceso a las playas; la de Meñakoz también se encuentra en parte desmantelada por la construcción del pequeño parking del que dispone; por último, la de Barrika es la mejor conservada de todas, a pesar de haber sido utilizada como cantera de áridos.

El depósito de Sopelana es descrito por Muñoz et al. (1990) como una formación en la que se diferencia un nivel basal turboso con abundante materia orgánica; un segundo nivel, que constituye la mayor parte del espesor del depósito, de composición arenosa y con rasgos de haber sufrido procesos edáficos; y un tercer nivel de suelo actual.

Martínez de Lahidalga (2012) describe el depósito de Meñakoz diferenciando también tres niveles: un nivel base de cerca de un metro de espesor con un contenido mayor de limo grueso y menor de arena, un nivel central arenoso y un nivel superior arenoso, con un contenido menor de limos.

Por último, el depósito de la zona de Barrika es descrito por Cearreta et al. (1990). Se trata del depósito más importante de los tres con un espesor máximo de 18 m y varios niveles bien diferenciados. Dichos niveles son principalmente arenosos, destacando un nivel central de más de 10m con varios horizontes edáficos, y alternancias de niveles de gravas de litología local (presentan clastos de sílex).

Los tres trabajos citados indican que las arenas presentan un rango granulométrico entre 0,17 y 0,24 mm. Esta buena selección se debe a un medio eólico que transportaría los sedimentos desde las playas, en la base de los acantilados, hasta su depósito sobre estos (Cearreta et al., 1990 y Martínez de Lahidalga, 2012).

Hoy en día estos depósitos se encuentran en gran parte cubiertos por vegetación, a excepción de zonas en las que se han generado escarpes a raíz de la extracción de material por acción antrópica. Estos escarpes no superan los 2-3 m de altura, pero son suficientes como para que en ellos se den pequeños procesos de ladera. Por otra parte, existen senderos sobre dichos depósitos a favor de los cuales se dan procesos de escorrentía concentrada que actúan también erosionando los materiales.

3. Sistema morfogenético gravitacional

Como se ha comentado previamente, Uribe Kosta se caracteriza por ser una costa acantilada y, por lo tanto, dichos acantilados presentan grandes pendientes que favorecen los procesos gravitacionales.

Como factor condicionante encontramos la disposición de la estratificación con un alto buzamiento, la alternancia de litologías más competentes con menos competentes, y el intenso plegamiento y fracturación de las rocas que componen el sustrato. Por otro lado, el principal factor desencadenante es la precipitación, junto con la socavación de la base de los acantilados por efecto del oleaje.

Una vez conocidos los principales factores que favorecen los procesos gravitacionales, se pueden dividir de la siguiente manera:

1.-Caídas de rocas: es el proceso más habitual y se da a lo largo de toda la costa. Generalmente las rocas desprendidas caen rebotando por las escarpadas laderas hasta alcanzar el pie de talud, del cual no suelen alejarse mucho. Los fragmentos de roca presentan unas dimensiones que rara vez superan el metro y lo más común es que sean de talla centimétrica. La caída de rocas está principalmente condicionada por la fracturación del sustrato rocoso y el agua juega un papel muy importante, tanto en la meteorización a favor del diaclasado como en la acción que tiene como desencadenante. Estas caídas de rocas generan depósitos a pie de talud que posteriormente son retrabajados por el oleaje si se depositan sobre la plataforma de abrasión marina.

2.-Movimientos de ladera: son procesos episódicos que ocurren cada cierto tiempo y duran unos pocos segundos, pueden alcanzar importantes magnitudes y ser muy destructivos. Por lo general suelen ocasionarse a favor de dos tipos de superficie, que son la estratificación y el contacto roca-regolito. Como ya se ha comentado se desencadenan por efecto de las intensas precipitaciones y acumulaciones de agua, formando deslizamientos traslacionales de tipo talud infinito que al avanzar pueden llegar a transformarse en flujos. Los depósitos que generan estos procesos se localizan al pie de los acantilados, suavizando su perfil (Fig. 7). En ocasiones, cuando se depositan sobre la plataforma de abrasión, al igual que las caídas de rocas, son retrabajados y erosionados.

4. Sistema morfogenético fluvial

La red fluvial (Fig.8) presenta una morfología dendrítica (Gregory y Walling, 1973). Los cauces de baja sinuosidad, fluyen paralelos a la costa y perpendiculares a la estratificación de los materiales subyacentes y las fallas que afectan a los mismos. Es el caso del Río Gobelas que, junto con sus afluentes, fluyen hacia la Ría de Bilbao, aunque su desembocadura se encuentra canalizada a la altura del barrio de Romo en Getxo; y de los afluentes de la Ría de Plentzia que fluyen hacia ésta con un grado menor de acción antrópica. Resulta importante recalcar que todos los cauces fluviales que actúan en el área han sido en mayor o menor medida antropizados y que por lo tanto su dinámica natural ha sido modificada.

En este trabajo se han estudiado especialmente los arroyos en los cuales se ha observado una mejor conservación de la dinámica natural.

Los arroyos estudiados discurren sobre materiales aluviales, los cuales representan el único depósito aluvial del área ya que no se encuentran terrazas ni otros aluviones y, presentan sedimentación de diferentes granulometrías en sus lechos. Además, se han observado en ellos características que indican que no se encuentran en estado de equilibrio.

Por un lado, se observan los tres pequeños arroyos Muriola, Meñakoz, y Sopelana, los cuales desembocan directamente al mar. En el caso de Muriola y Meñakoz, ambos presentan actuaciones antrópicas en su parte final en forma de presa y canalización respectivamente que, sin embargo, no camuflan la naturaleza verdadera del cauce que en ambos casos no alcanza el nivel base marino. El arroyo Sopelana, por su parte, se encuentra canalizado en prácticamente toda su extensión, exceptuando su tramo más alto. Esta canalización no permite observar su perfil ya que se trata de un conducto subterráneo que va a desembocar directamente en la playa de Atxabiribil. La parte alta del arroyo consiste en la confluencia de tres pequeños cauces que surgen en materiales arenosos en una zona de pinar y que, únicamente presentan agua en época de fuertes lluvias dada la permeabilidad de los materiales y la presencia de abundante vegetación.

Por otro lado, tenemos los arroyos Aranbaltza y Musurieta, los cuales presentan una mayor entidad y desembocan en una zona de marisma perteneciente a la Ría de Plentzia, probablemente formada en relación a la sedimentación de dichos arroyos. La particularidad que presentan en este caso es la presencia de knickpoints en sus perfiles (ANEXO 2), dichos knickpoints no aparecen en zonas asociadas a ninguna falla ni cambio en la litología del sustrato, lo cual podría indicar que estos arroyos no han alcanzad su estado de equilibrio.

DISCUSIÓN

Tras la caracterización de los diferentes sistemas morfogenéticos, se han diferenciado varias unidades geomorfológicas que conforman el paisaje de esta zona de Uribe Kosta tal y como es en la actualidad. Todas las unidades descritas durante el trabajo se encuentran recogidas en el mapa geomorfológico presente en el ANEXO 3.

 Dichas unidades han sido generadas por diferentes procesos y su formación ha ocurrido de forma secuencial, principalmente a lo largo del periodo Cuaternario. A continuación, se tratarán en orden cronológico los diferentes aspectos de las unidades descritas y los factores que han intervenido en su dinámica y formación.

1. Superficies de erosión emergidas

Las superficies de erosión emergidas que se han diferenciado en este trabajo coinciden con diferentes superficies clasificadas como rasas que han sido tratadas en diferentes trabajos previos. Hazera (1968) describe una superficie a 80 m en Algorta (en el límite SW de la zona de estudio), esta zona coincide con la zona de estudio de este trabajo y concuerda con los datos obtenidos; Hernández-Pacheco et al. (1954) describe varios niveles de rasas en la zona de Bermeo (al Este de la zona de estudio) entre las cuales hay una a 40 m y otra a 60 m; Aranburu et al. (2015) describen varios niveles en el entorno de Urdaibai (al Este de la zona de estudio) entre los cuales los inferiores corresponden a alturas de 25-55 m, 65-80 m y 100-145 m, además de afirmar que existen niveles de cuevas que coinciden con los niveles de rasas que describen en su trabajo. Existen también trabajos sobre rasas en Asturias (Flor, 1983; Álvarez-Marrón et al., 2008) que coinciden con las superficies descritas en este trabajo.

En el trabajo de Álvarez-Marrón et al. (2008) se realiza una datación de isótopos cosmogénicos para la rasa asturiana de +50 m en la cual se da como resultado una edad mínima de formación de 1-2 Ma AP lo cual corrobora las suposiciones ya hechas por Flor (1983) de comienzo de formación de rasas en el Plioceno-Pleistoceno.

La formación de dichas superficies se genera en condiciones de estacionamiento prolongado del nivel del mar o estadios pasivos en la dinámica cortical (Flor, 1983) en los cuales se superponen el levantamiento de la Cordillera Cantábrica con fenómenos de eustatismo (Flor, 1983). Tras comprobar datos sobre cambios del nivel marino ocurridos desde el Plioceno, tanto Álvarez-Marrón et al. (2008) como Aranburu et al. (2015) coinciden en que el control para la formación de las rasas de la costa cantábrica atiende a la combinación de los cambios del nivel marino con un levantamiento tectónico que varía entre 0,07 y 0,15 mm/año (Álvarez-Marrón et al., 2008).

2. Sistema fluvial

Posteriormente a la formación de los niveles de rasa y ya durante el Cuaternario, entra en juego la incisión fluvial, la cual es el principal factor modelador del relieve (del Val, 2013), que actúa erosionando y desmantelando las rasas (Aranburu et al., 2015) en el País Vasco. Flor (1983) ya sugiere el estudio de la red fluvial y las terrazas asociadas como elementos correlacionables con la formación de diferentes niveles de rasa, lo cual indica un control común en el funcionamiento de ambas. Por otro lado, del Val (2018) relaciona los procesos de agradación de terrazas e incisión fluvial con los cambios relativos del nivel marino a raíz de cambios climáticos durante el Cuaternario (Alternancia de periodos glaciares e interglaciares), además del aporte sedimentario relacionado con procesos gravitacionales derivados del efecto de las precipitaciones y la presencia de vegetación, también relacionada con el control climático. También existen evidencias en sistemas kársticos (Aranburu et al., 2015; Arriolabengoa, 2015) de formación de diferentes niveles de cuevas en relación con cambios climáticos, y en consecuencia del nivel marino, registrados en valles fluviales al E del área de estudio, en Guipúzcoa.

Una característica destacable de la red fluvial de la zona es su morfología dendrítica (Gregory y Walling, 1973) y el hecho de que en muchos casos los cauces se orientan de manera casi ortogonal a la dirección de la estratificación y de las fallas dominantes. Esto implica un control en las orientaciones de los cauces que viene dado por alguna otra característica del sustrato rocoso, probablemente la fracturación de los materiales. Esta zona ha sido sometida a intensos procesos de plegamiento que en muchos casos deriva en la formación de un sistema de diaclasado perpendicular a la estratificación, el cual coincide con las orientaciones principales de los arroyos.

En lo referente a los cauces que no muestran un estado de equilibrio tratados en este trabajo, se pueden diferenciar por un lado los arroyos Aranbaltza y Musurieta, y los arroyos Sopelana, Meñakoz y Muriola por otro (Fig. 8). Los dos primeros, muestran knickpoints que no coinciden con cambios litológicos por lo que su presencia se atribuye a una erosión remontante, indicativo de que no ha alcanzado un perfil estable, ya sea respecto al nivel marino actual o un estado del nivel marino relativo más bajo previo. No se conoce hasta qué punto existe una influencia antrópica que pueda intervenir en el proceso. En todo caso, debido al yacimiento arqueológico situado en los depósitos del arroyo Aranbaltza, se conoce que al menos el arroyo data de 90 mil años (Rios-Garaizar et al., 2018). Los segundos, en los tres casos, muestran una relación con zonas de materiales arenosos, algunos de los cuales han sido clasificados como paleodepósitos arenosos en este trabajo, que han podido influir notablemente en la formación de dichos cauces. En tal caso, estos arroyos deberían haberse formado de forma simultánea o posterior al depósito de los materiales arenosos, lo cual sugiere una edad de formación más moderna que la del resto de los arroyos que conforman la red fluvial de la zona, esto supone una razón por la cual estos cauces no muestran un estado de equilibrio.

3. Procesos litorales

Como ya se ha tratado durante el trabajo, se sabe que la zona de estudio está caracterizada por presentar acantilados y una plataforma de abrasión controlada por el efecto erosivo del oleaje. Las direcciones predominantes de oleaje oscilan entre N292,5ºE y N315ºE (Boya de Bilbao-Vizcaya, 2019), lo que podría explicar la ausencia de bloques caídos en las zonas de orientación NW de la plataforma de abrasión, al encontrarse directamente expuesta a la acción de las olas. Liria et al. (2009) hacen la siguiente descripción del oleaje en función del clima: para verano (junio-agosto), periodos inferiores a 10 segundos en más de un 75% con alturas de ola medias de 1,5 m que superan los 2 m en menos de un 10% de los casos; para invierno (diciembre-febrero), periodos superiores a 13 segundos y alturas de ola superiores a los 2 m en más del 50% de los casos; para primavera y otoño se registrarían valores intermedios y, por último, en condiciones extremas de oleaje se superan los 5 m de altura (varias veces al año) pudiendo superar los 10 m ocasionalmente (periodos de retorno de 20 años). Por otra parte, los rangos de marea oscilan entre 1,65 m para mareas muertas y 4 m en mareas vivas (REDMAR, 2005).

Dentro de este contexto de oleaje y con un nivel marino en su posición actual desde hace unos 3000 años (Cearreta y García-Fernández, 2015), y variando relativamente poco desde hace 7000 años (Leorri et al., 2012), se forman tanto la plataforma de abrasión actual como los acantilados. Al igual que en el resto de la costa Cantábrica, desarrollan procesos gravitacionales al tratarse de una zona con fuertes buzamientos e intensa fracturación de los materiales rocosos que componen el sustrato. Además, los principales desencadenantes de este tipo de procesos son los procesos de socavación del pie del acantilado (Corominas et al., 2018) y las lluvias intensas que coinciden precisamente con las épocas invernales en las cuales los procesos de socavación son más intensos.

Los depósitos gravitacionales, como ya se ha explicado, se depositan sobre la plataforma de abrasión y son retrabajados o conservados en función de la ubicación de estos, pudiendo llegar a formar parte de los depósitos de playa. En este sentido, son uno de los principales aportes de material detrítico dado que, como describen Galpasoro et al. (2010), en este sector de la costa vasca la plataforma continental presenta muy bajos índices de sedimento, exceptuando las áreas adyacentes a la desembocadura del río Nervión, donde existen depósitos de arenas de granulometría media a gruesa (Jounneau et al., 2008; Galpasoro et al., 2010). Cabe destacar que la corriente de deriva litoral, principal transportadora de sedimento por la plataforma presenta una orientación de W a E (Cruz-Sanjulián et al., 1982).

Asociados a los depósitos de playa se encuentran los paleodepósitos arenosos. Cearreta et al. (1990) concluyen que los niveles arenosos se corresponderían con fases de acumulación eólica en condiciones de clima seco y frío, intercaladas con depósitos de ladera y niveles freáticos propiciados por condiciones más húmedas. Por otro lado, Muñoz et al. (1990) realizan una datación de C¹⁴ de un trozo de madera carbonizada del nivel basal de Sopelana que da como resultado una edad de 41.100±2500 años, mientras que Martínez de Lahidalga (2012) correlaciona la rasa sobre la que se forma el depósito de Meñakoz con las rasas asturianas descritas por Álvarez-Marrón et al. (2008) dando para los depósitos una edad máxima de 1 Ma.

Por último, en el caso de las playas cementadas (beach-rocks) descritas durante el trabajo, el aporte de sedimentos antrópicos fue movilizado por acción del oleaje hasta depositarse en las zonas de Tunelboka y Gorrondatxe (Pujalte et al., 2015). Estos sedimentos fueron vertidos ilegalmente antes de llegar a la zona específica habilitada a unos 5 km de distancia mar adentro y en batimetrías comprendidas entre los 60-80 m (Azti Tecnalia, 2006). En la actualidad, estos depósitos, tras haber cesado el aporte de sedimento, están siendo sometidos a fuertes procesos erosivos, como indica el notable escarpe que presentan, por lo que su potencial de preservación es realmente bajo, lo que llegará a provocar su desaparición en las décadas venideras (Pujalte et al., 2015). No obstante, son un ejemplo excepcional de rocas del periodo Antropoceno que representan perfectamente los conceptos de tecnosfera (Haff, 2014) y tecnofósiles (Zalasiewicz et al., 2014).

CONCLUSIONES

La sección de Uribe Kosta tratada en este trabajo presenta un patrimonio geológico muy diverso y de gran valor. Dicha sección abarca parte del núcleo y flanco NW del Sinclinorio de Vizcaya, incluido en el Arco Vasco, el cual constituye la zona de mayor complejidad dentro de la Cuenca Vasco-Cantábrica.

Dentro de la evolución geomorfológica del área los principales controles del modelado del relieve han sido el clima y los cambios del nivel marino asociados, junto con los procesos de levantamiento tectónico. Estos factores han llevado, en primer lugar, a la formación de diferentes niveles de rasas marinas formadas y emergidas entre el Plioceno y durante el Pleistoceno. Se han identificado los siguientes niveles: 40 msnm, 60-80 msnm, 80-100 msnm y 100-120 msnm. Una vez emergidas estas superficies, y controladas por los mismos factores que las formaron, la incisión fluvial ha ido desmantelándolas formando una red de morfología dendrítica en la cual las direcciones de los cauces de los arroyos se disponen ortogonales a la estratificación y fallas. Además, dentro de esta red hay algunos arroyos que registran una erosión remontante ocasionada por un nivel marino previo más bajo.

Los procesos, tanto erosivos como deposicionales, causados por el oleaje juegan también un papel determinante en la morfología de la costa, generando la plataforma de abrasión marina actual y los acantilados tan característicos del área. En dichos acantilados se registran procesos gravitacionales, cuyos depósitos asociados pueden conservarse o erosionarse en función del alcance del oleaje. En los entrantes que se producen en los acantilados se forman playas en bolsillo (pocket beaches) por el depósito de sedimento tanto detrítico como biogénico y a lo largo del Cuaternario la arena de estas playas ha sido transportada y depositada por procesos eólicos formando dunas colgadas (cliff-top dunes) en la parte superior de los acantilados, las cuales hoy en día se encuentran sometidas a procesos erosivos de pequeña escala. En la zona occidental del área aparecen afloramientos de playas cementadas (beach-rocks) formados durante el siglo XX y compuestos, además de los sedimentos nombrados, por materiales de origen antrópico vertidos ilegalmente en zonas cercanas a la costa, y posteriormente depositados por la dinámica litoral. Estas playas hoy en día se encuentran sometidas a la erosión causada por el mismo oleaje que favoreció su formación, no obstante, constituyen afloramientos de gran interés de rocas pertenecientes al Antropoceno.

AGRADECIMIENTOS

Agradezco a Martín Arriolabengoa por ser mi tutor, guiarme a lo largo de la realización de este trabajo, darme consejo, y haberme dejado la libertad de poder organizar y ejecutar el trabajo de manera independiente, siempre bajo su supervisión. De la misma manera, agradezco al Ilustre Colegio Oficial de Geólogos, en especial a la delegación del País Vasco, por otorgarme el Premio a la Excelencia Académica por mi trabajo de fin de grado y darme la oportunidad de poder publicarlo. Así mismo, agradezco también a Augusto Rodríguez García y Joan Manuel Vilaplana por haber realizado la revisión del artículo y haber contribuido a mejorar la calidad y rigurosidad del trabajo.

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