Este itinerario se inicia en el mirador del parador del monte Jaizkibel, desde donde podemos observar las principales unidades morfoestructurales que configuran el extremo noroccidental del territorio histórico de Guipúzcoa. El punto elegido se ubica en el frente del monoclinal del Jaizkibel, ofreciéndonos una buena panorámica del macizo Paleozoico de Cinco Villas (y del macizo satélite de San Marcial y San Narciso)-stock granítico de Peñas de Aya, de los cresteríos areniscosos y/o conglomeráticos de Arkale, del corredor interno Irún-San Sebastian, del monoclinal del Jaizkibel y del estuario del Bidasoa. Las características lito-estructurales y geomorfológicas de estas unidades se abordaran posteriormente. Iniciamos el itinerario en el núcleo urbano de Rentería. Tomamos la carretera local que nos conduce a Pasajes de San Juan y, una vez rebasado el núcleo de Lezo, llegamos a la central térmica de Iberdrola, donde abandonamos la carretera local, girando a la derecha e iniciando la ascensión al monte Jaizkibel. Siguiendo la estrecha carretera local (podemos observar unas bellas vistas de la costa), llegamos hasta el parador del Jaizkibel, donde existe una especie de balcón y una piedra donde se dibujan todos los montes visibles desde ese punto. Desde el parador y siguiendo la carretera local que nos conduce a Fuenterrabía, llegamos al caserío Justiz (abandonamos la carretera siguiendo un camino de grava), aparcando allí nuestro vehículo. Al lado del caserío se sitúa una pista que desciende hasta el paraje conocido con el nombre de Marla. En este punto podemos observar las rasas Pleistocenas de Marla e Iturriointxo, el acantilado y la plataforma de abrasión actual. Es aconsejable bajar hasta las calas de Iturriointxo y La Bañera, muy próximas a la zona descrita anteriormente. Retornarnos de nuevo la carretera local dirigiéndonos hacia Fuenterrabía (podemos visitar la playa) y desde alli nos encaminamos al paraje conocido con el nombre de Playaundi (enfrente del aeropuerto), donde podemos estudiar el techo del relleno Holoceno del estuario del Bidasoa. Este rápido recorrido se completa detiéndonos en los lugares de Lastaola y Gobicenea (tramo distal del estuario del Bidasoa). 1.- MARCO GEOLOGICO Resulta interesante observar las características de cada una de las unidades que articulan el espacio considerado. Para ello podemos elegir el punto conocido como parador del Jaizkibel, o bien, recorrer todas estas unidades utilizando las numerosas carreteras existentes en la zona. En este caso, recomendamos acceder hasta el túnel de Aritxulegi (opcionalmente podemos recorrer la zona minera de Arditurri), así como la carretera que desde Ventas de Irún se dirige hacia el barrio de Gurutze (Oyarzun) y desde este punto hacia Rentería (zona de Arkale). 1.1.- Características estratigráficas a.- Macizo Paleozoico de Cinco Villas Estratigráficamente, las formaciones más antiguas están constituidas por los afloramientos Paleozoicos del Macizo de Cinco Villas. Campos (1979), señala que estamos ante la "sucesión esquistosa de Cinco Villas", formada por una alternancia de esquistos grauwáquicos, cuarcitas, calizas y areniscas laminadas con intercalaciones . conglomeráticas y calcáreas de color gris o negro. Este conjunto ha sido datado como Carbonífero. Encajados en estos materiales se encuentra un plutón granítico de 100 km2, forma ovalada y alargada en dirección NNE. La zona interna del plutón está formada por granito alcalino con biotita, de grano medio a grueso (carretera de AlzibarArtikutxa), mientras que la zona externa está representada por granitos porfídicos, granodjoritas, cuarzodioritas y dioritas (zona de Peñas de Aja).
En la zona de contacto entre los materiales Carboníferos y el conjunto granítico se desarrolla una aureola de metamorfismo de contacto, integrada por pizarras moteadas, pizarras negras y filitas. b.- Cobertera Mesozoico- Terciaria Sobre los materiales Paleozoicos de Cinco Villas se disponen, discordantes, las formaciones Triásicas (zona de Behobia, Oyarzun, etc.). Se inician mediante una serie detrítica de color rojo, formada por un nivel basal de conglomerados cuarcíticos que paulatinamente dejan paso a un paquete de areniscas, estratificadas en bancos métricos (zona de Ergoien). Encima de este nivel areniscoso, se desarrolla una alternancia de areniscas y lutitas rojo-vinosas que, paulatinamente, son sustituidas por un nivel de lutitas rojas muy compactas y homogéneas.
El Albiense está representado por una serie detrítica formada por limos, areniscas, argilitas y conglomerados. La serie se inicia mediante un nivel de arcillas y limos con intercalaciones carbonosas (IGME, 1.974). Sobre ellos se sitúa una secuencia rítmica formada por limos, lutitas, areniscas y conglomerados cuarcíticos, bien redondeados (p. ej. Arkale). Encima se disponen areniscas de grano fino y lutitas grises y rojas. El Cretácico Superior aflora ampliamente al SW de Irún. Campos y García Dueñas (1.974), diferencian dos tramos de litología contrastada. El tramo inferior, de facies flysch, está formado por una potente serie de calizas, margas, lutitas calcáreas y areniscas, en bancos delgados (30 cms.). El tramo superior se inicia mediante un paquete calizo-margoso, de color rosa o rojo, que paulatinamente es sustituido por calizas bien estratificadas de color blanco, gris o rosa (p. ej. zona de Urdanibia). El Paleoceno presenta una facies flysch, integrada por una alternancia de margas, areniscas y limos. Por encima se sitúa la llamada "formación Jaizkibel" (Campos, 1.979), compuesta por potentes bancos de areniscas cuarzosas Eocenas de color gris azulado y cemento calcáreo. Entre los gruesos bancos areniscosos se intercalan delgados niveles lutíticos. 1.2.- Rasgos estructurales La zona considerada se articula en dos unidades netamente contrastadas: Macizo Paleozoico de Cinco Villas y el conjunto formado por la cobertera Mesozoico- Terciaria, que, en esta zona constituye el extremo nororiental del denominado "arco plegado vasco". La cobertera, excepto en los detalles, traduce fielmente las deformaciones del zócalo subyacente (tectónica de revestimiento). En conjunto, podemos diferenciar las siguientes subunidades: 1.2.1.- Cadena Terciaria Costera: formación Jaizkibel Es una alineación montañosa, de dirección general E-W, que culmina en el monte San Enrique (549 m.). Puede definirse como un vigoroso relieve monoclinal (tipo cuesta/cresta/barra), constituido por potentes bancos de areniscas calcáreas, que dominan, mediante un abrupto escarpe de más de 300 m. de altitud, el corrredor Irún- San Sebastián, que ha sido modelado por la erosión a expensas del flysch Cretácico. Los valores de buzamiento, aumentan rápidamente de E a W, pasando de 15- 25° en el Cabo Higuer (Fuenterrabía), a 30-45° en la cima del monte San Enrique y más de 70° en el monte Txartikun (se disponen subverticales en la bahía de Pasajes). En definitiva, estamos ante un relieve monoclinal cuyo frente se asemeja a un muro continuo coronado por una cresta ininterrumpida y rectilínea que domina el corredor interno y la desembocadura del Bidasoa. 1.2.2.- Corredor Irún-San Sebastián Litológicamente, el corredor está formado por el flysch Cretácico. Estos materiales están intensamente replegados, siendo particularmente abundantes los pliegues métricos a decamétricos. Este corredor, se desarrolla entre el monoclinal del Jaizkibel y el borde noroccidental del macizo de Cinco Villas. 1.2.3.- Macizo Paleozoico de Cinco Villas No se conocen estructuras de plegamiento de gran tamaño, sino únicamente micro y mesopliegues isoclinales tumbados. Separados de la masa principal se localiza el anticlinal de San Narciso y el macizo satélite de San Marcial. Todo el conjunto está limitado por fallas de vergencia norte, y se dispone cabalgando los materiales de la cobertera Mesozoica. Encajado en el macizo Paleozoico se dispone el stock granítico de Peñas de Aya, que ha sido afectado por la falla de Aritxulegi, responsable del desplazamiento que han sufrido ambos conjuntos. Todos los materiales que configuran esta zona, adoptan un dispositivo hemoclinal (Campos y García Dueñas, 1.974), aunque en detalle se observan pliegues suaves a los que se asocian fallas inversas de vergencia Norte. A partir del macizo de Peñas de Aya, pueden diferenciarse tres compartimentos, que se van hundiendo paulatinamente de Sur a Norte. El bloque más elevado lo constituye el macizo Paleozoico de Cinco Villas y el stock granítico de Peñas de Aya. Este macizo cabalga el segundo bloque, formado por materiales Mesozoicos. Más al Norte,'los materiales Terciarios buzan al NW, dando paso a otro escalón más hundido que constituye el tercer compartimiento. 2.- MARCO GEOMORFOLOGICO Geomorfológicamente, podemos diferenciar las siguientes unidades: 2.1.- Cadena litoral (aquí se sitúa el parador). Puede definirse como una alineación montañosa de dirección general E-W y altitud moderada. Culmina en el monte San Enrique (547 m.), aunuqe en general/as cotas que configuran esta zona no rebasan los 450 m.s.n.m.: Beastegui (192 m.), Kukuarri (367 m.), Tontortxiki (264 m.), Txartikun (324 m.), Mitxitxola Tontor (425 m.), Guadalupe (207 m.), San Telmo (123 m.) y Jaizkibel o San Enrique (547 m.).
Es un relieve monoclinal complejo, de tipo cuesta/cresta, cuyo frente domina el corredor erosivo Irún-San Sebastián. El reverso estructural configura una serie de acantilados verticales y subverticales y está surcado por una red de cursos cataclinales que se disponen siguiendo las líneas de máxima pendiente, o bien, aprovechan las zonas de debilidad litológica (contactos, discontinuidades, etc.), para desarrollarse. Estos barrancos cataclinales han generado una serie de chevrones de gran tamaño, así como diversas barras y hog backs. 2.2.- Corredor Irún-San Sebastián. Se desarrolla entre el estuario del Bidasoa y la ensenada de la Zurriola (San Sebastián). Su origen es claramente erosivo, habiendo sido excavado por la erosión a expensas del flysch Cretácico. Su fondo, está salpicado por una serie de colinas de escasa altitud (40-60 m.), cima redondeada o plana y vertientes acusadas. Todo el conjunto, esta dominado por el frente de cuesta del Jaizkibel y aparece surcado por numerosos cursos anaclinales (normalmente secos), que son tributarios del Jaizubia. 2.3.- Relieves superiores del Macizo de Cinco Villas-Peñas de Aya. En esta zona se localizan las máximas altitudes existentes en el área considerada, aunque en ningún caso se rebasan los 850 m.s.n.m. Destacan las cimas desarrolladas sobre materiales graníticos, pudiendo destacar la cima de Errolbide (838 m.), Txurrumurru (789 m.), Irumugarrieta (806 m.), Enarri (674 m.), Errenga (786 m.), Biandiz (797 m.), Munanier (781 m.), etc. Estos espacios presentan fuertes pendientes, siendo frecuentes los escarpes verticales de varias decenas de metros de desnivel. Las cabeceras de los ríos y arroyos que drenan estos lugares (Errotazar, Olaberria, Jaizubia, Oyarzun, etc.), se encajan profundamente, modelando una serie de valles en V, que determinan el desarrollo de un paisaje abrupto y escarpado cuya accesibilidad es precaria. Estos cursos tienen características claramente torrenciales, teniendo que salvar, en un corto espacio, importantes desniveles (400-500 m.), lo que se traduce en perfiles longitudinales y transversales acusados. Los afloramientos Paleozoicos de Cinco Villas, -formados por litologías menos resistentes que las anteriores-, presentan formas más modestas aunque no por ello menos escarpadas. Altimétricamente, predominan las cotas desarrolladas entre los 400 y 500 metros, destacando las cimas de Amesti (471 m.), Olaundittu (492 m.), Isatxoko Kaxkua (482 m.), Otsandola (465 m.), 1Iiarrizu (501 m.), Urmendi (492 m.), Basate (630 m.), etc. El conjunto de materiales Triásicos mencionados anteriormente, se disponen adosados al macizo Paleozoico, configurando una serie de crestones conglomeráticos y areniscosos de altura moderada (200-350 m.). Estas formas enlazan con los cresterios de Arkale y Urkabe (Peluko, 237 m.; Arkaitzlepo, 269 m.; Markelin buru, 239 m.). Estas crestas se disponen dominando un "piedemonte" de colinas. 2.4.- Fondos de valle y desembocaduras fluviales. De todos ellos, destaca el estuario del Bidasoa, antiguo valle fluvial colmatado por sedimentos de naturaleza diversa, lo que determina el desarrollo de una llanura aluvial de dimensiones importantes (550 metros de anchura). Ahora bien, la profunda transformación experimentada por los espacios litorales en las últimas décadas ha trastocado profundamente su morfología primitiva (canalización de cauces fluviales, desaparición de campos de dunas y segmentos superiores de playas, destrucción de terrazas y marismas, cambios en el trazado de los canales, etc.), desapareciendo elementos de gran valor geomorfológico, ecológico y geográfico. 3.- VEGETACION La vegetación potencial de esta zona estaba compuesta por el hayedo acidófilo junto a algunas áreas de marojal en el piso montano (por encima de los 500-600 metros), mientras que en las zonas bajas se desarrollaba el robledal acidófilo y el robledal-bosque mixto de frondosas (en zonas de suelos arenosos era sustituido por el marojal). En las márgenes fluviales predominaban las alisedas, formando amplios bosques de ribera en el valle del Bidasoa y Jaizubia. En los espacios litorales se desarrolla una vegetación especialmente adaptada al medio, ya que tiene que soportar condiciones de vida muy difíciles (elevada salinidad, escaso suelo, erosión, viento, etc.). Este es el caso de los acantilados, marismas, dunas y playas. Sin embargo, el paisaje actual es bien distinto. La vegetación potencial ha sido sustituida por prados-cultivos atlánticos y por plantaciones forestales de pino insignis, quedando los bosques originarios relegados a pequeñas manchas dispersas que salpican el territorio. Según el Mapa de Vegetación de la Comunidad Autónoma del País Vasco, encontramos las siguientes formaciones vegetales en la zona: 3.1.- Robledal acidófilo y robledal-bosque mixto atlántico Estas formaciones dominan en el piso colino, predominando el roble pedunculado (Quercus robus), junto con plantas acidófilas como Blechnum spicant, Dryopteris dilatata, Pteridium aquilinum, Hipericum pulchrum, etc. En la zona investigada únicamente se observan manchones degradados o parcialmente alterados, ya que estas formaciones han sido sustituidas por repoblaciones de coníferas y/o prados-cultivos atlánticos. En zonas muy degradadas el roble suele ir acompañado de castaños (Castanea sativa), sauces (Salix atrocinerea), abedules (Betula celtiberica), rebrotes de cepa de castaño, robles jóvenes, avellanos (Corylus avellana), etc. Frecuentemente, aparece una especie foránea, naturalizada a partir de su cultivo como árbol ornamental y perfectamente adaptada a las condiciones biogeográficas de la zona: la falsa acacia (Robinia pseudoacacia). Sobre suelos menos ácidos (Jaizubia), el roble pedunculado se acompaña de fresno (Fraxinus excelsior), avellano (Corylus avellana), castaño (Castanea sativa), arce menor (Acer campestre), tilo (Tilia plathyphyllos), olmo de. montaña (Ulmus glabra), etc. En cualquier caso, la proporción de robles adultos suele ser muy pequeña, pudiendo, por el contrario, abundar los sauces, abedules (Betula celtiberica), castaños, avellanos, fresnos, etc. Frecuentemente aparecen falsas acacias y roble americano. 3.2.- Brezal-argomal-helechal Atlántico Es un conjunto de agrupaciones vegetales muy bien desarrolladas en la zona. Alcanza un desarrollo importante en las laderas del Jaizkibel (suelos ácidos) y en algunos enclaves del macizo Paleozoico de Cinco Villas-Peñas de Aya. En este caso, dominan los brezos (Calluna vulgaris, Erica cinerea, Daboecia cantabrica, etc.), junto con matas de arándanos (Vaccinium myrtillus), helecho común (favorecido por el hombre)(Pteridium aquilinum) y argoma (Ulex gallii). En Jaizkibel y Peñas de Aya destaca el brezal-argomal-helechal, con predominio de la gramínea Pseudarrhenaterum longifolium. Junto a esta formación, ocupando laderas septentrionales y suelos húmedos, destaca Molinia caerulea y matas dispersas de Erica ciliaris, Schoenus nigrans, etc. 3.3.- Prados y cultivos atlánticos Junto con las repoblaciones forestales son las formaciones vegetales y paisajísticas dominantes en la zona. En general, la pradera, los cultivos y las repoblaciones han sustitudo al robledal, quedando relegado éste a las zonas menos favorables para el cultivo. Plantas características de la flora de los prados (Gobierno Vasco, 1.991) son Anthoxanthum odoratum, Cynosurus cristatus, Lolium sp., Festuca arundinacea, Poa pratensis, Dactylis glomerata (todas ellas gramíneas), Taraxacum gr. praestans-officinale, Crepis vesicaria, Bellis perennis (compuestas), Trifolium pratense (leguminosas) etc. En las áreas favorables (vegas fluviales y zonas llanas próximas a los caseríos), se desarrollan pequeños cultivos hortícolas, así como algunos manchones de árboles frutales. En este sentido, merece la pena destacar el valle de Jaizubia, cuyo fondo aparece tapizado de cultivos, praderas y manchones de frutales. 3.4.- Prados-juncales y trampales Son agrupaciones herbáceas que ocupan zonas encharcadas o muy húmedas. Destacan, sobre todo, los prados-juncales (estuario del Bidasoa), formados por Juncus inflexus, J. conglomeratus, J. effusus, Bromus gr. racemosus, Mentha suaveolens, Holcus lanatus, Carex flacca, Poa trivialis, etc. 3.5.- Comunidades de acantilados litorales Pueden definirse como una serie de agrupaciones vegetales especialmente adaptadas a las zonas salinas (acantilados e incluso zonas de playa/dunas). En zonas rocosas muy afectadas por la acción del mar se desarrolla Plantago maritima, Asplenium marinum y Crithmum maritimum, mientras que en la parte alta de los acantilados (mejores suelos y menor salinidad), aparecen ya Festuca rubra, Daucus carota, Silene vulgaris, etc. 3.6.- Marismas y carrizales En la desembocadura del Bidasoa y Jaizubia, sobre la llanura aluvial holocena y en ambientes salobres, se desarrollan amplias zonas ocupadas por una rica vegetación de marismas (hoy día muy alteradas y degradadas), distribuidas en bandas de vegetación dependiendo de su mayor o menor proximidad al mar. 3.7.- Plantaciones forestales Son formaciones arbóreas homogéneas que han sido plantadas por el hombre con fines claramente comerciales. De todas las especies utilizadas destaca el Pino insignis (Pinus Radiata), junto con (en la zona de Jaizkibel) Pinus pinaster. 5.- ACANTILADOS y PLAYAS FOSILES DE MARLA Una vez contemplado el paisaje desde el parador del monte Jaizkibel, nos dirigimos hacia la ermita de Guadalupe. Unos 1.500 m. antes de llegar al santuario, abandonamos la carretera local y tomamos una pequeña pista que nos lleva hasta el caserío Juztis. Desde aquí y tras un cómodo paseo (unos 15 minutos), alcanzamos el paraje de Marla, donde podemos contemplar y recorrer los acantilados actuales, así como las rasas Pleistocenas allí existentes. 5.1.- Rasas de Marla e Iturriointxo El término rasa hace referencia a un conjunto de superficies erosivas de origen marino y morfología horizontal, que se disponen colgadas respecto al nivel medio del mar, presentando una inclinación transversal media, del orden de los 1 ó 2°, que biselan la parte superior de las areniscas eocenas de la formación Jaizkibel. Sobre estas superficies, se detectan, en algunos casos, sedimentos detríticos de origen marino: Marla-baratza y Marla-Kapelu. Las rasas se ubican a unos 40-45 m.s.n.m. y presentan unas dimensiones modestas, ya que su anchura oscila entre unas pocas decenas de metros y algo más de 240 m. Topográficamente, dibujan una superficie horizontal y subhorizontal, parcialmente desmantelada por los numerosos cursos cataclinales que drenan el reverso del monoclinal del Jaizkibel, de ahí que su continuidad lateral es reducida. Transversalmente, esta superficie enlaza con las vertientes mediante una serie de perfiles cóncavo-convexos que parecen relacionarse con un antiguo acantilado en avanzado proceso de destrucción. El frente de esta superficie queda colgado respecto al nivel marino actual, y está sometido a un rápido desmantelamiento como consecuencia de la acción de procesos marinos (olas, etc.) y continentales (desprendimientos, deslizamientos, etc.). Estos depósitos presentan la siguiente estratigrafía: a.- Suelo de potencia irregular, formado por arenas con cantidades importantes de materia orgánica. b.- Nivel arenoso de 150-200 cms. de espesor. No se observan estructuras sedimentarias. Unicamente advertimos la existencia de acumulaciones de óxidos de hierro (1 a 3 cms. de espesor) que conforman festones y niveles sinuosos muy continuos. c.- Sobre un sustrato rocoso profundamente alterado se desarrolla un pequeño nivel de gravas y cantos de litología diversa y morfología redondeada. Encontramos, cuarzos lechosos, cuarcitas, sílex, rocas metamórficas y areniscas. Existen también óxidos de hierro que nos sugieren la existencia de marmitas, cuencos o pozas de evorsión que se habrían formado al mismo tiempo que la rasa. La heterogeneidad litológica de estos materiales, junto con sus características morfológicas nos hacen pensar que fueron depositados por las olas y corrientes marinas durante el Pleistoceno medio (estas litologías no existen en Jaizkibel). En Iturriointxo, la rasa presenta características topográficas y morfológicas similares, aunque en este caso no se observan acumulaciones detríticas sobre ella. Hay que señalar que en el nivel arenoso (b) descrito en el depósito de Marla se han recogido diversas piezas de silex talladas que han sido datadas como pertenecientes al Paleolítico superior.
5.2.- Acantilados actuales El litoral presenta características marcadamente estructurales. La costa está dominada por un acantilado de altura variable (20-25 m.), a cuyo pie se desarrolla una plataforma marina de reducida extensión, puesto que no sobrepasa los 100 metros de anchura. Las acumulaciones detríticas son escasas, quedando reducidas a pequeñas playas de cantos y /o arenas (p.ej. El Molino, Iturriointxo, Biosnar, playa del Fraile, etc.), alojadas en el interior de las calas que salpican el litoral. Estos espacios están siendo sometidos a un intenso modelado por parte de las olas, observándose grandes paneles rocosos que se han desprendido de las paredes del acantilado acumulándose a sus pies. Estos bloques protegen la base del acantilado de la acción de las olas, aunque paulatinamente van siendo triturados y eliminados por el mar. La plataforma de abrasión marina presenta un micromodelado característico, estando taladrada por cubetas (son formas deprimidas de poca profundidad y anchura importante), pilancones (son depresiones circulares de fondo plano, cóncavo o en embudo y paredes verticales) y pozas de evorsión. Sus dimensiones varían extraordinariamente, oscilando entre unos pocos centímetros y varios metros de profundidad. La relación diametro/profundidad, es del orden 1/1 ó 1/2, aunque en ocasiones puede ser incluso 2/1 .Su fondo está parcial o totalmente col matado por clastos, arenas y restos de conchas. El modelado de la poza o pilancón es debido al rozamiento de las partículas sólidas contenidas en su interior contra las paredes de la cavidad. Al romper la ola, se genera un movimiento turbillonar acusado que determina el rápido movimiento rotacional de los materiales contenidos en su interior. Este mecanismo desgasta las paredes y el fondo de la oquedad, agrandándola. Podemos observar tambien el micromodelado que presenta la roca arenisca, observándose un gran número de alveolos, nidos de abeja, panes de soldado y tafonis. El modelado de estas formas es muy complejo y esta relacionado con procesos de disolución del cemento calcáreo de la roca, junto con la acción del haloclastismo, viento, humectación/desecación, debilidad de la roca, etc. 6.- EL HOLOCENO DEL BIDASOA Una vez recorrida esta zona, nos dirigimos hacia Irún, deteniéndonos en el paraje conocido con el nombre de Playaundi (confluencia del Jaizubia y Bidasoa, justo enfrente del aereopuerto). En este punto se han efectuado diversos sondeos mecánicos con extracción de testigo continuo, que ponen de manifiesto la existencia de más de 30 metros de sedimento. Su deposición está relacionada con las variaciones experimentadas por el nivel del mar durante el Cuaternario. El estuario del Bidasoa abarca el espacio comprendido entre el núcleo de Ergobia y la desembocadura del río Bidasoa. Este sector está recubierto por una potente masa de sedimentos Cuaternarios (relleno Holoceno), que configuran una amplia llanura litoral (con influencias fluviales evidentes). Con el fin de poder estudiar la potencia y las características geomorfológicas, sedimentológicas y paleogeográficas del relleno Holoceno, se han efectuado dos sondeos mecánicos con extracción de testigo continuo, así como diversos sondeos eléctricos. Concretamente, los dos sondeos mecánicos estudiados por nosotros, se localizan en el término municipal de Irún, en el paraje denominado Playaundi. Ambos se ubican en la orilla izquierda del río Bidasoa y están separados entre si por unos 500 m. de distancia. Morfológicamente, el relleno Holoceno del estuario del río Bidasoa constituye una amplia llanura de 7,5 kms. de longitud y 950 m. de anchura, que está fianqueada por una serie de colinas y vaguadas de formas convexas y de escasa altitud (Caigán, 57,5 m.; núcleo urbano de Irún, 34 m.; Buenavista, 71,6 m.; Migeltxoerenborda, 130 m.; Marizabalenea, 110 m., Iparretxiki, 47 ,5 m. y por el conjunto de colinas y relieves superiores que configuran el corredor interno IrúnSan Sebastián, la cadena Terciaria Costera y las estribaciones noroccidentales del Macizo Paleozoico de Cinco Villas- Peñas de Aia (San Telmo, 123,5 m.; Guadalupe, 207 m.; Gormendi, 184 m. etc.) Los sondeos se han realizado en el borde septentrional de una pequeña lengua de tierra, que separa la regata de Jaizubia del canal del Bidasoa, muy cerca de la confluencia de ambos ríos. El punto exacto de la perforación se localiza a 0,90 m. por encima de la línea máxima de pleamar. Es una antigua marisma desecada y consolidada por el hombre. Actualmente esta zona se utiliza como área de almacenamiento de las arenas de dragado que periódicamente se extraen en la desembocadura del Bidasoa y que son explotadas como áridos para la construcción. El segundo sondeo se localiza en la parte interna de Playaundi muy cerca del barrio de San Miguel. Concretamente, el punto exacto se ubica en la orilla izquierda del río Bidasoa, en una zona ocupada por huertas (antigua marisma) ya 1 m. por encima de la línea de máxima pleamar. Una vez analizado el relleno Holoceno del Bidasoa e identificados los diversos subambientes, podemos establecer la siguiente evolución:
En Playaundi es posible observar el techo del relleno detrítico. Para ello, es preciso bajar (en marea baja) al valle de Jaizubia (el punto exacto se sitúa cerca de un barco de dragado abandonado). En este punto podemos observar la siguiente secuencia deposicional:
Longitudinalmente, los niveles 2 y 3 desaparecen y directamente encima de la marisma se dispone un nivel arenoso de 40 cms. de potencia. Las conchas, enteras y en fragmentos, forman pequeños nivelillos horizontales. También son frecuentes los pequeños cantos y las gravas, cuya litología es similar a la de la terraza descrita anteriormente. El contacto con las arcillas también es erosivo. Esta secuencia sedimentaria parece indicarnos una pequeña pulsación transgresiva de edad histórica. Las arcillas basales denotan una fase claramente regresiva, de tipo marismeño o intermareal lutítico. Sobre estos materiales, se depositaron acumulaciones típicamente fluviales (las condiciones hidrodinámicas del río estaban muy poco marcadas, ya que ni siquiera desmanteló las arcillas subyacentes), poco o nada afectados por el oleaje, lo que nos induce a pensar que su deposición se produjo en condiciones claramente continentales, situándose el nivel medio del mar algo más bajo que en la actualidad, puesto que en el depósito no hemos recogido ningún fragmento de concha. Los parámetros sedimentológicos de la fracción arenosa ratifican plenamente esta afirmación. Longitudinalmente, este nivel fluvial es sustituido por un depósito groseramente clasificado. Es posible que el origen de estos materiales sea fluvial, aunque su deposición se produjo en un ambiente claramente marino. Las características sedimentológicas del material parecen indicarnos que su deposición se produjo en un canal mareal situado en medio de una llanura lutítica. Por último, sobre la terraza fluvial se observa una acumulación arenosa de origen marino cuya deposición se produjo durante una pequeña pulsación transgresiva de edad histórica que cubrió someramente estos espacios situando el nivel medio del mar ligeramente por encima de la línea de costa actual. Actualmente, durante la pleamar, estos depósitos quedan cubiertos por las aguas, excepto la parte superior de la terraza y las arenas suprayacentes. En la parte interna del estuario (aguas arriba de Behobia), el relleno detrítico oscila entre los 10-12 m., configurando dos amplias superficies horizontales que se conocen con el nombre de Lastaola y Gobicenea. Las características del relleno, han podido determinarse gracias a los numerosos sondeos eléctricos realizados por la empresa Euroestudios S.A. Estos sondeos, nos indican que el relleno detrítico está constituido, fundamentalmente, por sedimentos gruesos predominando las gravas y cantos de origen fluvial, aunque presumiblemente su deposición se ha producido en un ambiente marino. Lateralmente, el borde interno de ambas acumulaciones está solapado por depósitos coluviales, procedentes de las estribaciones septentrionales del macizo Paleozoico de Cinco Villas. En el corte de Lastaola, los depósitos fluviales pasan lateralmente a acumulaciones arenosas primero y areno-arcillosas después, lo que parece sugerirnos distintos ambientes sedimentarios dentro del paleovalle del Bidasoa. La altura del techo del nivel respecto al máximo alcanzado por la pleamar, oscila entre los 4 m. de Gobicenea y los 7 m. de Lastaola, lo que nos indica, que, al menos la base del nivel se ha depositado en un ambiente claramente marino. Rellenos similares han sido estudiados en la desembocadura del río Oyarzun, y parecen relacionarse con aportes fluviales típicos de la parte distal de un estuario. BIBLIOGRAFIA CARRERAS, A.; HIDALGO, J.; OCTAVIO DE TOLEDO, F.; TAMES, P. (, .987). Estudio de evaluación de los recursos Hidraúlicos subterráneos de la provincia de Guipúzcoa. Munibe, 39. San Sebastián. CAMPOS, J. (1.979). Estudio Geológico del Pirineo al Oeste del río Bidasoa. Munibe 31. Fasc. 1-2. p. 3-139. San Sebastián. CAMPOS, J; GARCIA DUEÑAS (1974). Hoja 25-04 (Irún) Mapa Geológico Nacional a escala 1 :50.000. 2~ serie. IGNE. EDESO, J.M. (1.992). El Holoceno de la provincia de Guipúzcoa. Asociación de Geógrafos Españoles. EDESO, J.M.; UGARTE, F.M. (1.990). Algunos datos sobre la Paleo-geografía litoral Cuaternaria de la costa: Jaizkibel-Bahía de Txingudi (Golfo de Vizcaya). Cuadernos de Sección. Historia-Geografía. Eusko Ikaskuntza. ENTE VASCO DE LA ENERGIA. (1.992). Mapa Geológico del País Vasco. Escala 1/25.000. Hoja 41-111. Irún. ENTE VASCO DE LA ENERGIA. (1.992). Mapa Geológico del País Vasco. Escala 1/25.000. Hoja 65-1 y 65-111. Irún-Ventas. GOBIERNO VASCO (1.991 ). Mapa de vegetación de la Comunidad Autónoma del País Vasco. Hojas 40-IV (Jaizkibel), 41-111 (Irún) y 65-1-111 (Irún-Ventas). Escala 1 :25.000. Departamento de Urbanismo, Vivienda y Medio Ambiente. Vitoria-Gasteiz. GRUPO ESPELEOLOGICO LEIZARPE (1.993). Izarraitz. Estudio Hidrogeológico del Karst de Izarraitz. San Sebastián. MERINO, A. (1.990). Bioclimatología de Guipúzcoa. Lurralde, 13. p. 63-116. San Sebastián. [En la versión electrónica no se han incluido las figuras n. 5, 6, 7, 9, 10, 11, 12 y 14 (la número 13 no existe por error de adjudicación de número)] |
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