ITINERARIO nº 5

VALLE DE LASTUR

© Jose Miguel EDESO FITO

Universidad del País Vasco

1. LOCALIZACION

El acceso al valle kárstico de Lastur se realiza desde la carretera local que une el núcleo de Itziar y el barrio de Madariaga. A unos 4 Kms de Itziar, la carretera se bifurca; uno de los ramales nos conduce hacia la cabecera (sector de Ugarteberri), mientras que el otro enlaza con el núcleo ~rbano de San Nicolás de Lastur primero y con Mendaro después. Recomendamos tomar la bifurcación de la izquierda, señalada mediante un cartel metálico que nos indica la dirección de las canteras.

El valle seco de Lastur presenta una dirección general SE-NW, quedando flanqueado, al W, por las alineaciones montañosas de Lizartxo-Otarre-Larraskanda- Garehaprso-Garaluz-Sosote y al E por los relieves de Agido-Andutz-Endoia- Lizarreta-Arbil.

A lo largo de este recorrido recomendamos detenernos en la explotación minera Duquesa, donde podemos contemplar las formaciones carbonatadas urgonianas, prestando una atención especial a sus características estratigráficas y litológicas (color en fresco y alterado, dureza, pureza, grado de recristalización, contenido fosilífero, masividad, etc.).

En las paredes de la explotación, se observan numerosos conductos kársticos exhumados durante la explotación de la cantera. Es interesante prestar una especial atención al conducto situado en el borde izquierdo de la explotación (hacia Madariaga). Esta oquedad puede definirse como un pequeño sumidero fósil en avanzado estado de reconstrucción quimiolitogénica (estalactitas, estalagmitas, coladas, etc) y/o clástica (el techo ha cedido en parte desplomándose sobre las galerías). Junto a estos materiales aparecen abundantes restos óseos, mal conservados, de mamíferos (ciervo, etc) y micromamíferos.

En el fondo de valle (valle seco y karstificado), se observan acumulaciones fluviales formadas por gravas redondeadas empastadas en una matriz arcillo-limosa de color pardo. El fondo del valle de Ugarteberri aparece rehundido por una dolina embudiforme, de planta oval y paredes subverticales a verticales. En su interior se abre una pequeña boca que nos pone en contacto con la red endokárstica de la zona.

Enfrente de la cantera y, a unas decenas de metros de la dolina citada anteriormente, se abren las bocas de las cuevas conocidas como Ugarteberri I y II. Son unas cavidades cómodas y fácilmente visitables, de dimensiones modestas, que enlazan entre sí. En su interior se detectan restos de antiguas acumulaciones fluviales similares a las observadas en el exterior. Todo ello nos indica que en algún momento de su historia la cavidad ha funcionado como un sumidero, siendo posteriormente abandonada por la circulación hídrica, iniciándose, en una etapa posterior, su vaciado.

La cueva (Ugarteberri I), presenta un trazado horizontal ligeramente descendente, que concluye en una sima de 10 metros de salto, la cual a su vez enlaza con una serie de galerías recorridas por un pequeño curso de agua (Ugarteberri II).

En las proximidades del caserío Ugarteberri, puede contemplarse un pequeño sumidero difuso que capta los aportes de la regata que drena la cabecera del valle. El cambio litológico que se produce en la zona se traduce en un paisaje más abierto, ocupado por praderas y cultivos.

Aguas abajo, el valle presenta una débil circulación superficial, desapareciendo ésta en los alrededores de San Nicolás de Lastur. Este recorrido nos permitirá observas las formas exokársticas (lapiaz, dolinas disimétricas, sumideros, etc.) que accidentan el fondo de valle, así como las diversas formaciones vegetales que tapizan sus laderas. Para ello, podemos elegir cualquier afloramiento rocoso.

Una última parada se recomienda en el valle del Deba (p.ej. en el puente de Sasiola), pudiendo contemplar la morfología de la zona, las diversas surgencias que drenan el macizo de Lastur y el relleno Holoceno del estuario del Deba.

El viaje de regreso puede efectuarse siguiendo la carretera de la costa, lo que nos permitirá observar los acantilados actuales, los rellenos estuarinos del Deba y del Urola, el relleno holoceno de Zarauz y la desembocadura de la ría de Oria.

2.  MARCO GEOLOGICO

Geológicamente, la zona estudiada forma parte de la Cuenca Vasco- Cantábrica, predominando los materiales Cretácicos y Cuaternarios que se disponen según direcciones generales WNW-ESE (concuerdan con las direcciones regionales más importantes). A nivel local, la zona se inserta dentro de la Unidad de Oiz, configurando el sector de Erlo-Andutz-Arno (y más concretamente, el Macizo de Lastur).

2.1.- Estratigrafía

Litológicamente, predominan las calizas arrecifales y pararrecifales asociadas a sedimentos terrígenos ligados a cambios laterales de facies. Dentro de este apartado, podemos diferenciar los siguientes conjuntos litológicos:

a) Calizas arrecifales urgonianas

Las calizas arrecifales urgonianas del Macizo de Lastur se disponen en bancos mal estratificados o bien formando conjuntos masivos. Predominan las calizas compactas (porosidad muy reducida, inferior al 5%), resistentes, muy recristalizadas y puras (más del 95% de carbonato cálcico). En general, estas rocas presentan tonalidades gris-negras en corte fresco (colores claros por alteración), aunque zonalmente se desarrollan masas de color salmón, rosa e incluso verde (visibles en la cantera).

Son calizas masivas o estratificadas en potentes bancos, de carácter biomicrítico con Rudistas y Corales y el resto de la fauna típica de los cuerpos arrecifales urgonianos. La litología general es de calizas puras, con escasa contaminación terrígena, y generalmente con aspecto masivo en el afloramiento. La potencia media de estos materiales oscila en torno a los 700-800 metros.

Normalmente, el substrato impermeable está constituido por los materiales arcillosos del complejo Purbeck-Weald o por los tramos argilíticos y margosos del propio Complejo Urgoniano, mientras que el techo suele estar constituido por las formaciones detríticas paraurgonianas.

b) Calizas impuras, margas, limolitas y areniscas (Complejo Urgoniano).

Se agrupan bajo esta denominación un conjunto de litologías diversas que se presentan en forma de alternancias. Las litologías más frecuentes, son las lutitas calcáreas grises con niveles de megabrechas, las brechas calcáreas, las calizas margosas (normalmente alternando con calcarenitas y brechas calcáreas), de color gris oscuro o negro y las margas y limolitas calcáreas con intercalaciones de areniscas.

Las margas y margocalizas configuran pequeños afloramientos repartidos dentro del complejo Urgoniano. Pueden definirse como cambios laterales de facies, predominando las margas y margocalizas estratificadas en bancos decimétricos de color gris blanquecino sucio en las superficies de alteración y gris oscuro (a casi negro) en corte fresco.

Su menor resistencia a la erosión ha favorecido el desarrollo de zonas más suaves (pequeños rellanos) y de importantes, -aunque locales-, recubrimientos detríticos superficiales, constituidos por un coluvión muy irregular formado por clastos aristados de tamaño decimétrico/centimétrico empastados en una matriz limo-arcillosa abundante. Estos clastos no presentan huellas de disolución y su génesis está relacionada con procesos erosivos mecánicos.

Asociados a estos materiales, se desarrollan lutitas oscuras o casi negras (grises por alteración) con porcentajes de carbonato elevados/medios. Estos materiales suelen configurar también la base del complejo, siendo su potencia muy variable.

c) Areniscas, lutitas y margas (Complejo Supraurgoniano).

Básicamente, el complejo Supraurgoniano se resuelve mediante una alternancia de lutitas negras y areniscas. Las lutitas se presentan en estratos de tamaño decimétrico a métrico, color oscuro, debido al fuerte porcentaje de materia orgánica y sulfuros contenidos en su interior. También son frecuentes las pajuelas de mica blanca. Por el contrario, las areniscas, mucho menos abundantes, configuran pequeños niveles de 15 a 20 cm. de potencia, pudiendo definirse como litarenitas y litarenitas arcósicas, con óxidos de hierro, mica blanca y abundante materia orgánica, nódulos y septarias.

d) Cantos, gravas, limos y arcillas Cuaternarios.

Las acumulaciones de origen Cuaternario son escasas, configurando una serie de manchones discontinuos de escasa potencia y reducida extensión espacial. Dentro de este conjunto, podemos diferenciar tres formaciones distintas:

- Coluviones y restos insolubles ligados a los procesos de Karstificación. Destacan las arcillas y limos (en menor grado arenas), que colmatan las fisuras existentes en el karst. Eventualmente, se observan depósitos de ladera constituidos por clastos aristados de tamaño centimétrico empastados en una matriz arcillo-limosa de color pardo. Estas acumulaciones no rebasan, por lo general los 150 cm. de potencia.

- Materiales aluviales. Alcanzan cierta entidad en el valle del Deba. En la zona estudiada únicamente se observan algunas pequeñas acumulaciones en el fondo de Ugarteberri. En estos casos se trata de clastos pequeños y redondeados de argilitas y lutitas, empastados en una matriz arcillo-limo-arenosa de color pardo amarillento. La potencia de estas acumulaciones oscila entre los 100 y 200 cms. Existe un importante manchón situado entre el caserío Ugarteberri y la cantera Duquesa. Acumulaciones similares se detectan en el interior de las cavidades kársticas de la zona (Ugarteberri).

- Rellenos artificiales y escombros ligados a la actividad minera. Son fragmentos de caliza de tamaño diverso que tapizan las áreas próximas a las canteras de Duquesa y Uretxe.

MAPA GEOLOGICO

2.2.- Tectónica

El valle de Lastur forma parte de la unidad litoestratigráfica denominada Erlo- Andutz-Arno, la cual está constituida por afloramientos de términos calcáreos y detríticos del complejo Urgoniano (Aptense superior-Albense). Como ya hemos señalado anteriormente, este conjunto presenta una potencia de 700-800 m., aunque dadas las condiciones de afloramiento existen importantes variaciones de unos puntos a otros.

La estructura general del área se define mediante una sucesión de pliegues con ejes de dirección aproximada NW-SE. En el sector meridional predominan los pliegues inclinados o tumbados, vergentes al Norte, mientras que en el resto de la zona destacan los pliegues de geometría aproximadamente recta. Todo el conjunto está afectado por fallas (en general normales) de dirección NW-SE, NE-SW y N-S. Las direcciones fundamentales de fracturación son N30'-N50'. En cuanto a la naturaleza de las fallas, las más importantes parecen estar relacionadas con fracturas profundas del zócalo.

La estructura más importante que aparece en .la zona cartografiada es el cabalgamiento del Andutz (610 m.). Aquí, los materiales urgonianos se disponen sobre los supraurgonianos. Al margen de estas estructuras se dibujan pliegues anticlinales y sinclinales de dirección NW-SW, que en conjunto configuran un anticlinorio.

3.- MARCO GEOMORFOLOGICO

Geomorfológicamente, el valle de Lastur puede definirse como un valle seco y ciego de origen kárstico que ha sido modelado por la erosión a expensas de los materiales urgonianos del Macizo de Lastur. Este valle, de dirección general S-N en cabecera y SE-NW a partir de San Nicolás de Lastur, no presenta circulación hídrica en superficie, desapareciendo ésta a través de los numerosos sumideros ubicados a lo largo de su talweg.

En cualquier caso, hay que señalar la existencia de dos tramos más o menos activos, dependiendo del régimen de lluvias, separados entre sí por un tramo inactivo de unos 650 metros de longitud. El primer tramo se desarrolla desde la cabecera del valle hasta el caserío Ugarteberri, cerca del cual, las aguas se infiltran a través de un sumidero difuso. El otro tramo discurre por la parte central del valle, y tras atravesar el barrio de San Nicolás de Lastur va infiltrándose progresivamente hasta su total desaparición entre los caseríos de Laizaola y Abeletxe.

La disolución ha sido particularmente importante en las zonas más fracturadas, de ahí que el exokarst presente un acusado control estructural. Las dolinas, se alinean siguiendo la dirección de las fracturas, presentando un perfil disimétrico y/o embudiforme. En su fondo se abren una serie de sumideros, -que enlazan con la red endokárstica subyacente-, a través de los cuales se infiltran los aportes hídricos de la zona.

Existen también numerosos indicios que ponen de manifiesto la existencia de una red endokárstica (al menos en parte abandonada), cuyas dimensiones y características no son conocidas en su totalidad.

Algunos de estos indicios se observan en el borde meridional de la cantera Duquesa. En este punto existen restos de una antigua surgencia abandonada en avanzado estado de reconstrucción quimiolitogénica y relleno clástico. La parte central de la cavidad se ha hundido (dolina pozo), col matándose de bloques calizos empastados en una matriz arcillo-limosa de color pardo. Junto a estos bloques existen fragmentos de coladas parietales y restos óseos de diversos animales (ciervo, caballo, microforaminíferos, etc.).

Enfrente de la cantera se abren dos cavidades que parecen haber funcionado como sumideros. En el interior se observan huellas de una circulación hídrica intensa, que desmanteló parcialmente las acumulaciones depositadas en una fase anterior. No se aprecian vestigios que denoten una circulación de agua actual, aunque la cavidad está parcialmente colmatada por materiales de origen fluvial y/o fiuvio-torrencial (cantos y gravas rodados empastados en una matriz areno-Iimo-arcillosa de color pardo). Este relleno colmató casi totalmente la cavidad y fue sellado por una pequeña colada estalagmítica (fase de abandono). Posteriormente, la circulación hídrica se reactivó iniciándose la destrucción del depósito anteriormente citado, hasta tal punto que en la actualidad apenas quedan vestigios del relleno (unos 100 cms. como máximo). Todo ello nos indica que la cavidad ha conocido diferentes fases de reactivación y abandono. Actualmente, existe circulación débil en el fondo de la cavidad.

En las proximidades de la cueva (aguas arriba, a unos 30 metros de distancia), se abre un sumidero localizado en el fondo de una dolina.

El valle de Lastur está enmarcado por abruptos relieves calcáreos cuyas laderas presentan un característico lapiaz descubierto, semicubierto y cubierto. Las formas más típicas son los regueros de disolución, meandros, lapiaz de diaclasas y formas cavernosas desarrolladas bajo suelo. En las zonas de mayor debilidad (fracturas), se observan alineaciones de dolinas de tamaño diverso. Normalmente, el fondo de estas dolinas está parcialmente colmatado por arcillas de descalcificación y subproductos insolubles genéticamente ligados a la disolución de los materiales carbonatados.

A lo largo del valle de Lastur, también se observan acumulaciones fluviales ubicadas a unos 3 metros por encima del fondo de valle actual. Su deposición se ha producido bajo condiciones hidrodinámicas distintas de las actuales, predominando en esos momentos la circulación superficial del agua. Estas acumulaciones jalonan eJ valle, configurando sendas terrazas de origen fluvial. Alcanzan su máxima representatividad aguas arriba del caserío Ugarteberri coincidiendo con el afloramiento de materiales menos permeables (calizas impuras).

En definitiva, la zona estudiada se inserta en el Macizo de Lastur, el cual puede definirse como una media montaña caliza desarrollada, -altimétricamente hablando-, por debajo de los 1.000 m. de altura. Morfológicamente, el paisaje es sumamente abrupto y escarpado, estando dominado por escarpes verticales y laderas de fuertes pendientes (superiores al 50%).

El fenómeno kárstico está muy desarrollado, alcanzando su máxima expresión en la depresión de Lastur (acusado control estructural de la disolución e infiltración). Es una gran cuenca endorreica de 17 ,25 km2 totalmente flanqueada por alineaciones montañosas. En su fondo se dibujan una serie de dolinas y rehundimientos de dimensiones variables. En algunas de estas dolinas se abren sumideros.

En las proximidades de las fracturas o sobre determinadas formaciones menos carbonatadas se observan algunos depósitos de ladera de escasa potencia (100-200 cms.), formados por clastos aristados de caliza, caliza-margosa y marga, empastados en una matriz limo-arcillosa de color pardo-amarillento, más o menos oscuro.

4.- CARACTERISTICAS CLIMATICAS

4.1.- Introducción

Según el mapa de isoyetas del Gobierno Vasco (1.988), podemos estimar que esta zona recibe entre 1300 y 1600 mm. de precipitación media anual. La ausencia de estaciones meteorológicas en la zona nos obliga a utilizar los datos suministrados por el observatorio de Eibar, al menos en lo referente a temperaturas y precipitaciones. El resto de las variables, se analizarán utilizando los registros del observatorio del monte Igueldo.

4.2. -Variables climatológicas

El territorio histórico de Gipuzkoa se inserta dentro del dominio climático templado-oceánico. Esta variedad climática se caracteriza por presentar precipitaciones elevadas, bien repartidas a lo largo del año, no existiendo estación seca. Los valores térmicos son moderados, lo que se traduce en inviernos templados (influjo de masas de aire húmedas y tibias y de corrientes marinas) y veranos suaves como consecuencia del alto índice de nubosidad y de la llegada de masas de aire oceánico que mitigan los excesos estivales.

4.2.1.- Precipitaciones

A tenor de lo que acabamos de reseñar, en el Valle de Lastur las precipitaciones medias anuales oscilan entre los 1.300 y 1.500 mm., pudiendo rebasarse esta cantidad en las zonas altas (por encima de los 500 m.), donde pueden alcanzarse los 1.600-1.700 mm.

Extrapolando los datos del observatorio de Eibar, podemos fijar la cantidad media de precipitación anual en 1.504 mm. Son lluvias muy bien repartidas a lo largo del año, presentando un máximo otoño-invernal muy nftido y un "mínimo" claramente estival. Los meses más lluviosos son diciembre y noviembre (196,5 y 195,6 mm. respectivamente) y los menos húmedos, julio (49,5 mm.), agosto (73,2 mm.), junio (76,2 mm.) y septiembre (83,2 mm.). En ningún caso puede hablarse de mes seco, aunque si existen dos subsecos Oulio y agosto).

Estos máximos otoño-invernales están ligados a perturbaciones de carácter frontal y origen, Atlántico. Las borrascas ondulatorias del frente polar y las masas de aire oceánico resbalan paralelas a lo largo de la cornisa cantábrica penetrando a trav~s del País Vasco hacia el Mediterráneo. A su paso generan precipitaciones importantes, las cuales se ven reforzadas por la orografía.

Llama la atención la importante variabilidad mensual, anual y estacional de las precipitaciones, hasta tal punto que los valores estadísticos medios no se ajustan a los valores reares de precipitación, existiendo años anormal mente secos, junto a otros excesivamente húmedos. Así, en 1957 las precipitaciones alcanzaron únicamente los 1.190,4 mm., mientras que en 1982 se recogieron 1832,8 mm. Todavía es más importante la variabilidad mensual; en enero de 1964 se recogieron tan solo 42, 1 mm., mientras que en enero de 1978 se contabilizaron 464 mm.

 

PRECIPITACIONES MEDIAS (MM/M2)

Eibarko estazioko batez besteko prezipitazioak (1957-1987)

MES

Valores

Enero 182,3
Febrero 138,3
Marzo 142,9
Abril 137,6
Mayo 112,4
Junio 76,2
Julio 49,5
Agosto 73,2
Septiembre 83,2
Octubre 143,3
Noviembre 195,6
Diciembre 196,5

Total anual: 1504,0

Estas precipitaciones se recogen en un elevado número de días, oscilando éstos en torno a los 155,5. Estos valores son típicos de los climas oceánicos y nos indican la gran importancia que tienen las precipitaciones suaves o moderadas (sirimiri}. Tampoco son raros los períodos cortos de lluvia intensa, pudiendo recogerse cantidades importantes de precipitación en reducidos intervalos de tiempo (p. ej. julio de 1988 y marzo de 1.991, registrándose más de 100 mm. en 36 horas}. El número máximo de días de precipitación se produce en diciembre (16, 1}, enero (15,3}, marzo (14,8} y noviembre (14,3} y el mínimo en julio (9,2}, agosto (10,4} y septiembre (10,7}.

Las precipitaciones sólidas (granizo y nieve} son escasas. El número de días de granizo se eleva a ocho, siendo más frecuentes entre octubre y abril (el máximo se alcanza en enero}. La nieve es muy escasa, ya que únicamente se constatan cinco días de media al año, pudiendo producirse las nevadas entre diciembre y marzo, con un máximo en febrero. En ambos casos, la duración de la nieve y el granizo en el suelo es efímera, desapareciendo en unas pocas horas.

4.2.2.- Temperaturas

El clima oceánico se caracteriza por la dulzura de sus temperaturas. No puede hablarse de período frío (ningún mes presenta temperaturas medias inferiores a los 7ºC.) y el verano es suave. Todo ello es debido al alto índice de nubosidad que mitiga la pérdida de calor por irradiación en invierno y evita el calentamiento excesivo en verano. Este hecho, junto con el papel atemperante del mar suaviza los rigores invernales y mitiga los excesos estivales, de ahí que la oscilación térmica anual sea muy baja, situándose en torno a los 12,8°C.

La temperatura media anual es de 13,4°C., oscilando entre los 7,2°C. de enero y los 20°C. de julio y agosto. El análisis de las temperaturas medias nos permite afirmar que los inviernos son moderados y los veranos suaves. Las temperaturas máximas medias se producen en verano, situándose en torno a los 25,6°C. (ningún mes presenta valores inferiores a 11oc) (18,3°C. de media anual), mientras que las temperaturas medias de las mínimas más bajas, se producen en enero y febrero: 3,3 y 3,6°C., respectivamente. La media anual de las mínimas se sitúa en 8,6°C.

Las temperaturas medias de las máximas absolutas se producen durante el verano, oscilando entre los 33,2°C de julio y los 35,2°C de agosto. Durante esta estación también se registran las temperaturas máximas absolutas, superándose, en ocasiones los 40°C. Estos valores tan elevados son provocados por invasiones de aire tropical continental o marítimo Ounto con el efecto foehn).

Las temperaturas mínimas absolutas (-12.C. el17 de enero de 1957) están ligadas a invasiones de masas de aire continental, muy frías y secas. Las temperaturas medias de las mínimas absolutas registran valores negativos en noviembre, diciembre, enero, febrero y marzo, aunque en ningún caso se rebasan los 3. bajo cero.

El riesgo de heladas es bajo (16,8 días de media anual), siendo enero (5,5 días), el mes de mayor riesgo.

 VALORES TÉRMICOS (Observatrorio de Eibar)

MES

T

TM Tm tm tM
Enero 7,2 3,3 11,0 -2,9 17,4
Febrero 7,9 3,6 12,2 -2,5 19,1
Marzo 10,1 4,9 15,2 -0,4 23,1
Abril 11,6 6,6 16,7 1,4 25,7
Mayo 14,8 9,4 20,2 4,1 29,7
Junio 18,0 12,4 23,6 7,7 33,2
Julio 20,0 14,5 25,5 10,0 34,8
Agosto 20,0 14,4 25,6 9,5 35,2
Septiembre 18,8 13,0 24,6 7,5 32,8
Octubre 15,0 10,1 19,9 5,1 27,4
Noviembre 10,1 6,1 14,1 0,1 21,0
Diciembre 7,8 4,2 11,5 -1,3 17,1
Media anual 13,4 8,6 18,3 -4,1 36,0

T. Temperatura mensual media

TM. Temperatura media de las mínimas

Tm. Temperatura media de las máximas

tm. Temperatura media de las mínimas absolutas tM. Temperatura media de las máximas absolutas

 

 

 

En definitiva, podemos afirmar que las heladas, aunque excepcionales no son desconocidas. Como señala Merino (1990), la suavidad del invierno aparece igualmente sobre la carta del número de días de helada que pone en evidencia la rareza de temperaturas mínimas inferiores a O"C.

4.2.3.- Evapotranspiración

El cálculo de la Evapotranspiración real (E.T.R.) se ha efectuado mediante el método empírico de Thornthwaite.

Según Thornthwaite la evapotranspiración (E.T.P.) mensual sin ajustar (que es preciso corregir según el índice de iluminación que está en función de la latitud), se sitúa en torno a los 658,55 mm. anuales. Efectuados los cálculos pertinentes obtenemos los siguientes resultados:

EVAPOTRANSPIRACION REAL

MES

ETR

Enero 18,2
Febrero 23,5
Marzo 36,7
Abril 63,1
Mayo 80,6
Junio 101,2
Julio 117,0
Agosto 108,4
Septiembre 87,5
Octubre 59,3
Noviembre 28,7
Diciembre 19,8

Total anual: 744,20

4.2.4.- Viento

A nivel regional, la máxima frecuencia corresponde a los vientos de componente NW (19,79%), aunque seguidos muy de cerca por los de componente S (19,79%) y N (15,57%). También son importantes los vientos del W (10,09%), mientras que el resto de las direcciones apenas tienen importancia, ya que en ningún caso representan más del 6% anual.

El porcentaje de calmas supone el 17 ,570¡0 de las observaciones y el de vientos flojos, el 62, 7%, lo que nos permite afirmar que existe un elevado porcentaje de tiempo poco ventoso. Este hecho, se explica fácilmente, debido al importante papel que desempeñan las brisas nocturnas. .

Al margen de los vientos flojos y de las calmas, hay que destacar la importancia de los vientos muy fuertes (fuerza 5 o más), los cuales suponen el 20,3% del total anual. Incluso podemos afirmar que los vientos muy fuertes y atemporalados, representan el 4, 77% de las observaciones.

El carácter meridional del País Vasco con respecto al eje del cinturón de los vientos del Oeste, repercute en diferencias importantes de la circulación general de vientos según las diversas estaciones del año. En invierno, predominan los vientos de componente S, mientras que en verano, dominan los procedentes del N. Esto es debido a que durante el invierno, el anticiclón continental desvía el flujo general del W hacia el NE y por lo tanto, el flujo sobre el País Vasco es frecuentemente del S o del SE. Por el contrario, en verano, quedamos bajo el influjo del Anticiclón de las Azores y recibimos vientos de margen oriental de Anticiclón (componente N).

La velocidad media anual es de 15,2 km/h, pudiendo considerarse como valores bastante bajos, sobre todo si tenemos en cuenta el importante porcentaje de vientos fuertes y muy fuertes. Este hecho se explica fácilmente, ya que el predominio anual corre a cargo de los vientos del N, los cuales son débiles, presentando velocidades medias de 11 ,4 km/h. Por el contrario, los vientos del S tienen una velocidad media de 22, 1 km/h, con ráfagas de más de 120 km/h.

Las ráfagas máximas rebasan los 100 km/h, alcanzando en ocasiones valores por encima de los 180 km/h (184 km/h en noviembre de 1982 y 187 km/h en enero de 1975), predominando la componente S y SSE.

5.- CLASIFICACIÓN CLIMATICA

Según la clasificación climática propuesta por Papadakis (1.966) y atendiendo al tipo de invierno existente en las áreas bajas, lo clasificaremos dentro del grupo Av (cálido). Respecto al tipo de verano, podemos clasificar esta zona como O (arroz). La combinación de estos valores, nos permite afirmar que el régimen térmico es Continental templado cálido (CO/TE) y el régimen de humedad es HU (húmedo). La lluvia de lavado se sitúa en 816,2 y el índice anual de humedad es de l' 76. A su vez, la combinación de estos regímenes térmicos y de humedad, nos permite clasificar el clima dentro del grupo Continental Templado Cálido.

Por el contrario, si aplicamos la clasificación propuesta por Koppen, podemos afirmar que el clima de esta zona puede definirse como mesotermoal húmedo (Cfb). Es un clima templado, sin estación seca, presentando una buena distribución de las precipitaciones a lo largo del año, con un máximo otoño-invernal muy nítido y un mínimo estival acusado. Los inviernos son suaves, no existiendo ningún mes por debajo de los TC. Es decir, no puede hablarse de mes frío. El verano es suave y poco lluvioso, aunque son relativamente frecuentes las invasiones de masas de aire cálido y seco, el efecto foehn y los procesos de carácter tormentoso. También en invierno, las invasiones de aire polar continental pueden determinar olas de frío intenso, descendiendo las temperaturas por debajo de los O'C.

6.- AGUAS SUBTERRANEAS Y SUPERFICIALES

Desde un punto de vista hidrogeológico, la zona investigada forma parte de la macrounidad Azpeitia-Motrico. Las particulares características lito-estructurales de la zona, nos permiten diferenciar 4 unidades hidrogeológicas distintas, las cuales cubren una superficie de 45 km2, siendo sus recursos medios de 38 Hm cúbicos al año.

La zona que configura la unidad Erlo-Arno forma parte de la cuenca del Deba, desarrollándose entre el monte Izarraitz y las proximidades de Motrico. Hidrogeológicamente, está incluida en las cuencas de los ríos Deba y Urola. La zona kárstica abarca una superficie de 36 km2 (la cuenca tiene 56 km2), quedando limitada por los tramos argilíticos del propio complejo urgoniano o por las facies de transición hacia el complejo supraurgoniano. El substrato impermeable está formado por materiales arcillosos del complejo Purbeck-Weald, o bien por tramos argilíticos y margosos del complejo urgoniano. A su vez, la unidad de Erlo-Arno puede subdividirse en dos subunidades distintas, que son la de Erlo y la de Lastur-Arno.

La subunidad de Lastur-Arno se extiende entre el valle de Ugarteberri y el barrio de Olatz. El río Deba atraviesa la subunidad por su zona central, constituyendo el área de menor cota topográfica (entre 4 y 15 m.), dividiendo todo el conjunto en dos sectores diferentes: Lastur-Arno Norte (margen izquierda del Deba) y Lastur-Arno Sur (margen derecha). Los afloramientos susceptibles de ser karstificados (en Lastur-Arno Sur), ocupan unos 29 km2 y están constituidos, casi exclusivamente, por calizas arrecifales urgonianas. La zona externa constituida por materiales de baja permeabilidad que alimentan a la unidad es de unos 22 km2.

Estructuralmente, estos materiales forman parte del anticlinorio de Tolosa-Arno (SE-NW), el cual está constituido por una sucesión de pliegues suaves de dirección general NW-SE y SE-NW. A su vez, todo el conjunto está afectado por fracturas normales de dirección SE-NW y SW-NE. Son precisamente las zonas de mayor fisuración las que han desarrollado formas kársticas más completas.

La circulación subterránea está controlada por el desarrollo de los procesos kársticos a favor de zonas de debilidad (fracturas, contactos, etc.), realizándose o bien a través de conductos amplios, individualizados entre si, o mediante pequeñas fisuras intercomunicadas e inaccesibles.

El mayor volumen drenado por el macizo de Lastur se efectúa a través de los grandes conductos descritos anteriormente. Asociados a estas redes se generan manantiales de caudales importantes, aunque con régimen muy variable. El papel de la circulación por pequeñas fracturas tiene un efecto regulador en cuanto contribuyen a mantener el caudal de base de las surgencias con aportes que pueden oscilar entre los 10 y 50 I/s. (Carreras et al; 1987).

En definitiva, podemos afirmar que el Macizo de Lastur está compartimentado en una serie de bloques que presentan un funcionamiento autónomo. Es posible que esta compartimentación no exista a nivel de la red de pequeñas fisuras que puede llegar a constituir un entramado que intercomunique amplios sectores del macizo. En cualquier caso, el mayor volumen drenado por el macizo corresponde al primer tipo de redes que originan los manantiales de mayor caudal aunque con régimen muy variable.

El resultado de los ensayos de trazado (fluoresceina sódica) efectuados por distintas entidades y organismos (G.E. Eibar, G.E. Morkaiko, GERS, Euroestudios), confirman que el sentido del flujo subterráneo se realiza hacia el río Deba (SE-NW) y que las surgencias localizadas en su margen derecha drenan el Macizo de Lastur. Las velocidades de circulación oscilan entre los 10 m/h y los 255 m/h aproximadamente.

Las surgencias que drenan el Macizo se localizan en los alrededores del río Deba. De todas ellas, podemos destacar los manantiales de Sasiola y Tantorta (abastecen de agua a Deba), los cuales presentan caudales en estiaje de 20 y 30 I/s. respectivamente, observándose notables incrementos en épocas de recarga. En la zona de Mendaro se ubican los manantiales de Mala, cuyos caudales oscilan en torno a los 15 I/s. Al SE de Mendaro, en el valle de Kilimón, existen una serie de surgencias estacionales y permanentes ubicadas a distintas alturas.

Al margen de estas surgencias, existen otras difusas, cuyos caudales oscilan entre 1 y 10 I/s. En todos los casos son aguas bicarbonatadas cálcicas, escasa o moderadamente mineralizadas, aptas para el consumo humano, aunque sólo se aprovecha el 5% de los recursos disponibles.

El Macizo de Lastur configura un acuífero kárstico permeable por fisuración y karstificación, de funcionamiento libre. Los frecuentes cambios laterales de facies y las fractura que afectan al conjunto carbonatado, determinan la compartimentación de toda la subunidad en sectores o secciones perfectamente individualizadas entre sí.

BALANCE DE LA UNIDAD DE LASTUR-ARNO SUR

SECTOR Superficie  Entradas Hm/año  Salidas Hm/año
 

Km2

 Infiltr.  Otras  Visibles Ocultras
Kilimon 13,5 11,5 1 12,5
Margen derecha excluido Kilimon 23,8 20,2 - 9 11
Total 37,5 31,7 1 21,5 11

Según Carreras et al. (1987) = Carreras et al. (1987)

La alimentación de la unidad procede de la infiltración directa de las precipitaciones sobre los materiales permeables y de los aportes de cuencas adyacentes, cuyas aguas se infiltran de manera total a través de sumideros. Las salidas se efectúan, en todos los casos, a través de surgencias y por aporte directo al cauce del río Deba.

7.- VEGETACIÓN

En el valle de Lastur pueden individualizarse las siguientes formaciones vegetales:

7.1.- Repoblaciones de coníferas

Existen dos formaciones destinadas al aprovechamiento maderero, cada una de las cuales contiene una especie dominante diferente:

-Plantación de alerce:

Se trata de una plantación en edad ya maderable, en la que se aprecian grandes claros. Estos espacios se deben a los sucesivos aclareos a los que ha sido sometida durante la fase de crecimiento de la especie de interés comercial. La escasa densidad de la conífera, ha permitido el desarrollo de un abundante estrato arbustivo y herbáceo.

El estrato arbóreo está dominado por ejemplares de gran talla del alerce (Lar ix kaempferi), al que acompañan algunos ejemplares de gran porte de haya (Fagus sylvatica).

El estrato arbustivo-subarbóreo, está compuesto por avellano (Corylus avellana), castaño (Castanea sativa) y endrino (Prunus spinosa). En este mismo estrato, pero con una abundancia menor, se encuentran el espino albar (Crataegus monogyna), laurel (Laurus nobilis, y brezo blanco (Erica lusitanica).

El estrato subarbustivo esta formado por ejemplares juveniles de las especies de gran abundancia presentes en el subarbóreo-arbustivo, además de rusco (Ruscus aculeatus}, brezo (Erica sp.) y zarza (Rubus gr. ulmifolius}.

El estrato herbáceo esta representado por rodales en las zonas donde la penetración de la luz es mayor, quedando compuesto por los helechos Polystichum setiferum, polipodio (Polypodium vulgare} que se desarrolla con preferencia sobre los troncos y en las grietas de las rocas, blechno (Blechnum spicant}, culantrillo menor (Asplenium trichomanes}, culantrillo negro (Asplenium adiantum-nigrum}, culantrillo blanco (Asplenium ruta-muraria}, primaveras (Primula sp.}, aro (Arum maculatum}, hierba de San Roberto (Geranium robenianum}, saxifraga (Saxifraga hirsuta subsp. hirsuta}, Galium sp., fresa (Fragaria vesca}, aleluyas (Oxalis sp.}, formando un tapiz casi continuo sobre la superficie del suelo, Vicia sp., androsemo (Hypericum androsemum}, ortiga (Unica dioica}, eléboro verde (Helleborus viridis subsp. occidentalis}, rubia silvestre (Rubia peregrina}, y las gramíneas Brachypodium sylvaticum subsp. sylvaticum, Brachypodium pinnatum y la cañuela (Festuca gr. rubra}.

Hay que citar también la presencia de un importante estrato muscinal, que en las bases y anfractuosidades de las rocas aflorantes forma almohadillas de gran tamaño.

Las especies trepadoras están representadas por la hiedra (Hedera helix}, la zarzaparrilla (Smilax aspera} y la nueza negra (Tamus communis}. Todas ellas se desarrollan tanto sobre árboles y arbustos como recubriendo las rocas que afloran sobre el suelo.

-Repoblación de pino de Monterrey

Se trata en este caso también de ejemplares en edad maderable, muy espaciados por clareo. Es por ello, por lo que en este caso se constata idéntico desarrollo de los estratos subarbustivo, arbustivo y herbáceo que en el anteriormente descrito para el alerce, si bien no se constata la presencia de haya (Fagus sylvatica} en el nivel arbóreo, cumpliendo en este nivel el pino de Monterrey (Pinus radiata} el papel dominante. Además, en el estrato arbustivo se comprueba una clara dominancia del avellano (Corylus avellana}, y la aparición del arce campestre (Acer campestre}. En este estrato se ha observado una disminución de la abundancia del endrino (Prunus spinosa} y la aparición de ejemplares dispersos de abedúl (Betula celtiberica).

En el piso herbáceo domina el Brachypodium syvaticum subsp. sylvaticum, y hay que destacar la presencia de pequeños plantones de roble pedunculado (Quercus robur}.

7.2.- Bosque mixto

El bosque mixto aparece disperso por las laderas que enmarcan el valle de Lastur. El estrato arbóreo esta formado por roble pedunculado (Quercus robur}, haya (Fagus} y abedúl (Betula celtiberica}, mientras que el estrato subarbóreo-arbustivo está dominado por el salguero negro (Salix atrocinerea}, roble pedunculado (Quercus robur}, castaño (Castanea sativa}, abedul (Betula celtiberica} y avellano (Corylus avellana}. Ocasionalmente, encontramos endrino (Prunus spinosa}, majuelo (Crataegus monogyna}, arraclan (Frangula alnus}, encina (Quercus ilex}, madroño (Arbutus unedo}, abedul (Betula celtiberica}, etc.

El estrato arbustivo presenta ejemplares juveniles de las especies ya descritas para el subarbóreo. En el estrato herbáceo, escaso debido a la gran abundancia de hojarasca de castaño y roble, se presentan todas las especies que se han citado en el caso de las plantaciones de coníferas para este mismo nivel, además del helecho común (Pteridium aquilinum}.

 

Hay que citar, por último, la presencia de un importante estrato muscinal que adquiere un gran desarrollo frente al herbáceo, quizás debido a la abundante hojarasca que le proporciona condiciones de humedad y luz favorables.

7.3.- Herbazal-matorral

Se observan diversos ejemplares de porte arbustivo muy disperso, que se concretan en salguero negro (Salix atrocinerea), avellanos (Corylus avellana), roble pedunculado (Quercus robur), abedúl (Betula celtiberica), endrino (Prunus spinosa), majuelo (Crataegus monogyna) muy disperso, brezo blanco (Erica lusitanica) y brezo (Erica sp.), Daboecia cantabrica, zarza (Rubus gr. ulmifolius).

En el piso herbáceo domina el lastón Brachypodium pinnatum, intercalándose ejemplares de helecho común (Pteridium aquilinum) y blechno (Blechnum spicant, relativamente abundante), cañuela (Festuca gr. rubra), androsemo (Hypericum androsemum), betónica (Stachys officinalis) y saxífraga (Saxifraga hirsuta subsp. hirsuta).

7.4.- Roquedo

En las oquedades de la roca se desarrollan pequeñas comunidades vegetales. En ellas, el estrato arbustivo resulta inexistente, siendo sustituido por ejemplares de este porte dispersos sobre la superficie o en pequeños grupos junto a las rocas de mayor tamaño. Dentro de las especies arbustivas se presenta el endrino (Prunus spinosa), avellano (Corylus avellana) y salguero negro (Salix atrocinerea). Las rocas aflorantes aparecen cubiertas en gran medida principalmente por la zarza (Rubus gr . ulmifolius), hiedra (Hedera helix), zarzaparrilla (Smilax aspera) y brezo (Erica sp.).

En otras zonas se desarrolla el lastón Brachypodium pinnatum, con algunos ejemplares de cañuela (Festuca gr. rubra) y Agrostis sp. Hay que citar además, algunos ejemplares de hierba de San Roberto (Geranium robertianum), rubia silvestre (Rubia peregrina), aro (Arum maculatum), culantrillo menor (Asplenium trichomanes) y saxifraga (Saxifraga hirsuta subsp. hirsuta).

7.5.- Comunidad de gramíneas de las cotas bajas

Presenta un estrato arbustivo en forma de rodales distribuidos aleatoriamente. Estos rodales están formados por brezo blanco (Erica lusitanica), endrino (Prunus spinosa), majuelo (Crataegus monogyna), argoma (Ulex europaeus subsp. europaeus), madroño (Arbustus unedo) y algunos pies de haya (Fagus sylvatica). El estrato herbáceo está dominado por el lastón (Brachypodium pinnatum). Entre estos últimos se aprecian céspedes de cañuela (Festuca gr. rubra).

7.6.- Comunidad de gramíneas de cotas medias yaltas

Esta formación ocupa algunas laderas medias, predominando en ellas el estrato arbustivo, formado predominantemente por brezo blanco (Erica lusitanica) y argoma (Ulex europaeus subsp. europaeus). Dentro del estrato subarbustivo se ha encontrado el brezo (Erica sp.) y la zarza (Rubus gr. ulmifolius). Aparecen también rodales compuestos por ejemplares de haya (Fagus sylvatica), roble pedunculado (Quercus robur), salguero negro (Salix atrocinerea), majuelo (Crataegus monogyna) y endrino (Prunus spinosa).

En el estrato herbáceo resulta dominante el lastón (Brachypodium pinnatum), acompañado por cañuela (Festuca gr. rubra) y helecho común (Pteridium aquilinum). Se han detectado de modo muy disperso ejemplares del eléboro verde (Helleborus viridis subsp. occidentalis), aro (Arum maculatum) y saxifraga (Saxifraga hirsuta subsp. hirsuta).

En las cotas más altas se aprecia un enriquecimiento de especies, apareciendo pequeños ejemplares de haya (Fagus sylvatica) y de modo mucho más disperso encinas (Quercus ilex subsp. ilex). Se han encontrado también algunos acebos (llex aquifolium). A estas cotas existe una abundancia ligeramente mayor de la cañuela (Festuca gr. rubra), tendencia que también siguen la argoma y el brezo blanco.

8.- TRAMO LITORAL

Una vez concluida la visita del valle de Lastur, podemos seguir la carretera de la costa deteniéndonos en la playa de San Telmo (Zumaya). Es una rasa actual de 500.000 m2, que ha sido modelada por el mar a expensas del flysch Cretácico superior. Litológicamente, este tramo está constituido por una potente serie de bancos delgados de calizas y margas, finamente areniscosas, de color gris claro, azulado o verdoso amarillento. Todo esto conjunto dibuja un sinclinorio de dirección general SE-NW.

Topográficamente, predominan una serie de colinas de cima plana y vertientes escarpadas que dominan el espacio litoral mediante un acantilado vertical de 30-40 metros de altura, que está siendo sometido a un intenso retroceso. Podemos observar también la playa de Itxurun, así como las pequeñas cuevas modeladas por el mar en la zona, aprovechando las debilidades de la roca.

Otra zona interesante, es la desarrollada entre Zarauz y la desembocadura de la ría de Orio. Esta zona está constituida por materiales calizo-margosos. Entre Orio y Zarauz, los materiales se disponen invertidos y el grado de fisuración es elevado, lo que favorece el modelado de acantilados altos (50-85 metros) y de una extensa plataforma de abrasión.

BIBLIOGRAFIA

CARRERAS, A.; HIDALGO, J.; OCTAVIO DE TOLEDO, F.; TAMES, P. (1987). Estudio de evaluación de los recursos Hidraúlicos subterráneos de la provincia de Guipúzcoa. Munibe, 39. San Sebastián.

ENTE VASCO DE LA ENERGIA (1992). Mapa Geológico del País Vasco. Escala 1/25.000. Hoja 63-1. Ondarroa.

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GOBIERNO VASCO (1991). Mapa de Vegetación de la Comunidad Autónoma del País Vasco. Hojas 63-1 (Ondarroa) y 63-111 (Zumaya). Departamento de Urbanismo, Vivienda y Medio Ambiente. Vitoria-Gasteiz.

GRUPO ESPELEOLOGICO LEIZARPE (1993). Estudio Hidrogeológico del karst de Izarraitz. San Sebastián.

MERINO, A. (1990). Bioclimatología de Guipúzcoa. Lurralde, 13. p. 63-116. San Sebastián.