Lurralde :inv. espac.

N. 30 (2007)

p. 95-107

ISSN 1697-3070

LURRALDE

 

 

CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA DE DIVERSOS

DEPÓSITOS COLUVIALES LOCALIZADOS EN LA

CABECERA DEL RÍO OIARTZUN (GIPUZKOA)

Recibido: 21-12-2006

Aceptado: 30-01-2007

JOSE MIGUEL EDESO FITO

Universidad del País Vasco

 

Laburpena

               

Oiartzun ibaiaren goi-ibarrean (Bortziriak-Aiako Harriak mendimultzo Paleozoikoa) kokatutako kolubioi-metaketak aztertu ostean, Pleistozenoko hotzaldiekin harremanetan jar daitezke. Metaketa hauek ezin dira ulertu, soilik, faktore lito-estrukturaletan oinarrituta, hauetako batzuek ez baitute loturarik akzidente tektoniko garrantzitsuekin, eta, gainera, gaur egun, ez da nabarmentzen inolako aktibitaterik. Metaketa hauetako batzuek, era berean, ezberdintasun garrantzitsuak azaltzen dituzte, bai frakzio larriko aleen neurrian (> 2 cm), bai litologia mota ezberdinen alterazioan. Horrek guztiak iradokitzen digu une hotzak une epelago batzuek banatzen zituztela (biostasia- eta rexistasia-aldien txandaketa). Metaketa hauek, ziur aski, batzuetan Azken Maximo Glaziarrekoak dira, eta beste batzuetan berriz Izoztaro Berantiarrekoak (Goi Pleistozenoa).

 

Hitz-gakoak

Kolubioi-metaketak, periglaziarismoa, Izoztaro Berantiarra, Goi Pleistozenoa, grèzes littées, rexistasia, biostasia.

 

Resumen

El análisis de diversos depósitos coluviales localizados en la cabecera del río Oiartzun (Macizo paleozoico de Cinco Villas-Peñas de Aia) parece relacionarse con momentos fríos Pleistocenos. Dichas acumulaciones no pueden explicarse únicamente mediante factores lito-estructurales, ya que algunas de ellas no se vinculan a ningún accidente tectónico significativo y, además, no se ha observado funcionalidad actual. Parte de estas acumulaciones muestran diferencias significativas tanto en el tamaño de grano de la fracción gruesa (> 2 cm.) como en el grado de alteración de las diversas litologías, lo que nos sugiere la alternancia de episodios fríos separados por otros más cálidos (alternancia de fases de biostasia y rexistasia). La edad de estas acumulaciones oscila, probablemente, entre el Tardiglaciar y el Último Máximo Glaciar (Pleistoceno Superior).

Palabras clave: Depósitos coluviales, periglaciarismo, Tardiglaciar, Pleistoceno Superior, grèzes littées, rexistasia, biostasia.

 

Abstract

The analysis of several colluvial deposits in the head of Oiartzun river (Paleozoic massif of Cinco Villas-Aia's Rocks) might be related with pleistocenic cold events. Those accumulations cannot be only explained by litho-structure factors, as some of them are not linked to any relevant tectonic accident, and, anyway no actual function has been observed. Some of these accumulations show important differences both the size of grain of coarse fraction (> 2 cm) and the rate of alteration of several lithologies, which suggest the alternation of cold episodes by others warmer (varying biostasy and rexistasy cicles). The age of these sediments fluctuate, probably, between Late Glacial and Last Glacial Maximum (Late Pleistocene).

Keywords: Colluvial deposits, periglacial geomorphology, Late Glacial, Late Pleistocene, grézes littées, rexistasy, biostasy

 

Los trabajos geomorfológicos efectuados en el territorio histórico de Gipuzkoa son parciales, escasos e incompletos, lo que significa que las lagunas y carencias superan con creces a los conocimientos que actualmente se poseen, tanto en lo que se refiere a la evolución morfogenética y morfoclimática Cuaternaria, como a los distintos procesos geomorfológicos que se han sucedido en el tiempo y en el espacio. Uno de los temas más controvertidos (y desconocidos) es el relativo a la existencia o no de períodos fríos (glaciares y/o periglaciares) durante el Pleistoceno, a la intensidad y duración de los mismos y a los vestigios que estos períodos han dejado sobre el territorio, no sólo en las zonas montañosas de la divisoria de aguas Cantábrico-Mediterránea, sino también en las áreas más bajas e incluso en el ámbito litoral. El presente artículo no va a resolver estas lagunas ya que simplemente pretende aportar un pequeño grano de arena que arroje alguna luz sobre ésta y otras cuestiones relacionadas con los procesos periglaciares desarrollados durante el Pleistoceno.

1. Localización y características morfológicas.

La cuenca del río Oiartzun se localiza en el extremo nororiental de Gipuzkoa (figura 1), abarcando una parte significativa del macizo Paleozoico de Cinco Villas y del Stock granítico de Peñas de Aia. En la cabecera (figura 2), los contrastes altimétricos son espectaculares, ya que en apenas 6,6 Km. se pasa de alturas en torno a los 700/800 metros a cotas por debajo de los 40 metros (Ergoien), lo se traduce mediante el desarrollo de fuertes vertientes sometidas a intensos procesos erosivos, sobre todo en aquellos puntos en los que la cubierta vegetal ha desaparecido como consecuencia de la intensa actividad humana desarrollada en los últimos siglos/milenios. Los diversos cursos que configuran la cabecera del Oiartzun presentan fuertes pendientes longitudinales (> 68%), lo que determina el modelado de profundos y encajados valles en V, con un claro trazado rectilíneo (excepto entre el antiguo poblado minero de Ardi iturri y la ferrería de Olaberria donde el río dibuja una serie de meandros encajados al inscribir su cauce sobre los materiales paleozoicos de Cinco Villas) y una pendiente media del 12,25%.

Fig. 1: localizacion de la zona de Estudio

Figura 1. Localización de la cuenca del Oiartzun

Resulta evidente que estamos ante un río joven, de marcado carácter fluvio-torrencial, elevada energía hidráulica y acusada capacidad erosiva. Las importantes precipitaciones que se recogen en esta zona (entre 1900 y 2300 mm. al año) aseguran una buena alimentación del caudal, lo que unido a las fuertes pendientes existentes en la cabecera y a las altas tasas de variación de la pendiente, explican el desarrollo de una red fluvial en forma de enrejado con valores altos de densidad de drenaje, frecuencia de cauces y volumen de roca erosionada.

Figura 2: Perfil longitudinal del rio Oiartzun

Figura 2. Perfil del río Oiartzun

Morfológicamente, la cabecera se inscribe sobre los relieves montañosos que articulan el sector nororiental del arco plegado vasco y el tramo occidental del Macizo Paleozoico de Cinco Villas-Peñas de Aia. Este ámbito está dominado por abruptos relieves (figura 3) modelados por la erosión a expensas de los granitos que articulan estos espacios. Es aquí donde se constatan los desniveles más importantes del valle, siendo frecuentes los saltos verticales de varios metros (incluso alguna decena) de altura (por ejemplo, Danborreko urjauziak) y las laderas dominadas por fuertes pendientes sobre las que circula el agua de escorrentía a gran velocidad.

Figura 3. Cuenca del Oiartzun

2. Rasgos litológicos estructurales

La cabecera de la cuenca del río Oiartzun forma parte de la Unidad de San Sebastián, la cual a su vez se divide en dos subunidades diferentes que son el bloque de Ereñozu (sector meridional y suroccidental de la cabecera) y el bloque de San Sebastián en sentido estricto (resto de la cabecera). La mayor parte de los materiales que articulan la zona investigada pertenecen al Paleozoico (Devónico superior-Carbonífero) y al Triásico, siendo escasas las diferencias litológicas entre las dos subunidades reseñadas anteriormente (figura 4).

El Paleozoico está integrado por la “sucesión esquistosa de Cinco Villas” (Campos, 1979), formada por una potente sucesión flyschoide (alrededor de 2000 metros) de pizarras/esquistos negros y grauvacas (dominan las primeras) de color gris oscuro. Localmente pueden aflorar paquetes de calizas y margocalizas arenosas, gris azuladas y negras (Garrote et al., 1992) y conglomerados silíceos. En la Unidad de San Sebastián sensu estricto afloran además brechas sedimentarias (Castillo del Inglés).

Intruido en el Paleozoico se localiza el stock granítico de Peñas de Aia. Configura un afloramiento de 100 kilómetros cuadrados y dirección NNE-SSW, siendo su forma ovalada con una anchura máxima de 15 km. La intrusión provocó el desarrollo de una moderada aureola metamórfica de contacto, que en algunos puntos supera los 1000 metros (los máximos espesores se producen en la zona meridional). La falla de Aritxulegi divide el stock en dos partes distintas; la más septentrional, constituida fundamentalmente por granito y la meridional, mucho más rica desde el punto de vista petrográfico. Pesquera (1985) diferencia entre una Unidad Central y otra Periférica. En la primera encontramos granodioritas, dioritas (intensamente diaclasadas y alteradas), cuarzodioritas, gabrodioritas, granitos porfídicos y pórfidos y granitos. La Unidad Periférica está formada casi exclusivamente por granitos, presentando éstos diferentes tamaños de grano. No son raras las fracturas con procesos de alteración hidrotermal.

La cobertera Mesozoica engloba materiales que van desde el Triásico hasta el Maastrichtiense, aunque en la zona de cabecera sólo afloran materiales Triásicos y Cenomanenses. El Trías se dispone discordante sobre el Paleozoico, configurando una orla bastante continua en torno al macizo. El Buntsandstein está representado (300 m) por areniscas cuarzo-feldespáticas y limolitas rojas, aunque en el muro de la sucesión afloran microconglomerados y conglomerados cuarcíticos. El Muchelkalk es escaso, aflorando tan sólo en la zona de Ergoien. Está constituido por una alternancia de margas y calizas micríticas tableadas. El Keuper (arcillas y yesos) aparece asociado a fracturas, a zonas de debilidad tectónica o a estructuras diapíricas.

En el corredor tectónico de Aritxulegi y entre la falla de Ereñozu y Arresku Larre aflora el Cenomaniense. Está constituido por margas de color gris oscuro con eventuales intercalaciones de margocalizas.

Las particulares condiciones estratigráficas de la sucesión esquistosa de Cinco Villas (ausencia de fósiles y de niveles guía, monotonía de la serie, escasez de cortes y abundante cubierta vegetal) dificultan extraordinariamente el reconocimiento de estructuras dignas de mención. Pese a todo, Azpiri et al., (1984) determinan varias fases de deformación hercínica, responsables de la formación de pliegues isoclinales muy tendidos (N-S a N20ºE) y pliegues sinesquistosos de tamaño métrico a decamétrico (N-S, N30ºW y N10ºE). La orogenia alpina provocó la reactivación de fracturas hercínicas y la compartimentación de la cuneca mesozoica. Posteriormente se formaron diversos horst (San Narciso-Zubeltzu y San Marcial) y grabens (Aristiburu y Aritxulegi). Durante las últimas fases alpídicas (Garrote et al., 1992) se desarrollaron pliegues laxos y fracturas importantes como por ejemplo la de Aritxulegi, Ereñozu, San Narciso-Zubelzu y San Marcial.

Figura 4. Mapa litológico del Oiartzun

3. Características morfotopográficas

Morfológicamente, la cabecera del Oiartzun está dominada por los relieves abruptos de Peñas de Aia, que constituyen los puntos culminantes del espacio investigado. Estos relieves han sido modelados por la erosión a expensas de los materiales graníticos del stock de Aia-Larrun, desarrollándose entre los 500-800 m., alcanzando su cota altimétrica en Irumugarrieta (806 m.), Txurrumurru (789 m.), Erroilbide (838 m.), Enarri (674 m.), Errenga (786 m.), Biandiz (797 m.) y Munanier (781 m.), prolongándose hacia el oeste a través de las cimas paleozoicas de Kausoko gaña (627 m.), Uzpuru (575 m.) y Zaria (632 m.). Sobre estos mismos materiales, aunque con cotas algo más bajas, encontramos las cimas de Amexti, 471 m.; Isatxoko kaxkua, 482 m.; Arritxurieta, 457 m.; Basate, 630 m. etc. Las pendientes tienen un valor muy fuerte (45-60°), sobre todo en las cabeceras de los ríos Gazteluko erreka, Unaileku erreka, Txurrumurru erreka, Putretako erreka, Inzensoro erreka, Mandabide erreka, Olaxar erreka, Martuzenai erreka, etc.

Flanqueando el macizo paleozoico se disponen un conjunto de crestas y crestones areniscosos y conglomeráticos de moderada altitud, pudiendo destacar el cresterío de Irupagota (329 m.), Pagolarre (337 m.), Axeriko arriya (341 m.), Leuneko arkaitzak (391 m.), Beltzaiz (420 m.) e Iruarrita (414 m.).

4 Caracterización geomorfológica de los depósitos de ladera

La densa cubierta edáfica y vegetal de la mayor parte de la cabecera del Oiartzun, junto con la escasez de cortes y la escasa accesibilidad de algunas zonas, dificultan extraordinariamente la localización y cartografía de los depósitos de ladera. Además, la intensa actividad minera desarrollada en la zona desde la época romana ha modificado sustancialmente la topografía de Ardi iturri, destruyendo una parte significativa de las primitivas laderas de Cinco Villas.

Figura 5. Depósitos de ladera en la cabecera del río Oiartzun

Es muy probable que la mayor parte de las acumulaciones hayan desaparecido como consecuencia de la erosión ulterior. No hay que olvidar que el fuerte encajamiento de la red hidrográfica, junto con las elevadas pendientes existentes en la zona y la alta pluviometría, han propiciado el desarrollo de intensos procesos erosivos responsables del lavado y posterior evacuación de los derrubios a través de la red hidrográfica del Oiartzun. En consecuencia, los escasos depósitos localizados a lo largo de nuestra investigación, aparecen vinculados a rellanos y zonas de escasa pendiente o a zonas de ruptura de pendiente, sin descartar los que se asocian a accidentes tectónicos significativos.

Las acumulaciones analizadas han sido las siguientes (figura 5):

4.1.- Depósito de Epersoro y Larraundi

Se localiza entre los parajes de Epersoro y Larraundi (figura 6) y la peña Erroilbide, a una altitud que oscila entre los 480 y 540 m.s.n.m. Su localización ha sido posible gracias a la incisión efectuada por un pequeño curso torrencial de funcionamiento temporal, el cual ha desmantelado parcialmente el relleno coluvial de la ladera modelando un valle en V de más de 2,5 metros de profundidad. Este depósito presenta la siguiente estratigrafía:

Figura 6. Depósito de Epersoro y Larraundi

a.- Suelo de color negro desarrollado sobre la parte superior del coluvión. El suelo se define como un ranker, oscilando su espesor entre 20 y 60 cm. Tiene textura arenosa (63,33%), estructura granular pequeña y es muy friable, poco plástico y poco adherente. El contenido en materia orgánica oscila en torno al 4,9%, mientras que el pH no supera el 4,3. Su color es 10 YR 3/3. Sobre este suelo se observan algunos grandes bloques de granito que se han desprendido en fechas recientes por gravedad.

b.- Coluvión integrado por fragmentos de talla reducida empastados en una matriz arenosa relativamente abundante. Este nivel tiene un espesor de 1-1,5 metros y presenta las siguientes características granulométricas: predominio de los cantos pequeños (el 61% tienen entre 2 y 6 cm), por lo que la mediana oscila en torno a 5,4 cm. y el centilo no supera los 30 cm. Los bloques únicamente suponen el 2% del total. El granito es la litología dominante (94%), completándose el espectro litológico con algunos cuarzos lechosos blancos (2%) y algunos esquistos y rocas metamórficas.

El grado de alteración del granito es moderado en la mayoría de los cantos, aunque los de grano más grueso están bastante descompuestos.

c.- Nivel de bloques y cantos (90 cm). El centilo se eleva hasta alcanzar los 83 cm., aunque la mediana no supera los 7,5 cm. Los cantos pequeños disminuyen hasta situarse en torno al 41%, mientras que los bloques representan el 6% del total analizado. El grado de alteración del material es muy elevado, hasta tal punto que muchos de ellos se deshacen al extraerlos del depósito.

d.- Pequeño nivel (30 cm) formado casi exclusivamente por material fino con alguna grava y canto pequeño.

e.- Nivel integrado por gruesos bloques y cantos. Tiene una potencia máxima observable de 40 cm, aunque no se ve el muro de la acumulación. El centilo se eleva hasta los 70 cm. El grado de alteración es muy elevado lo que ha impedido efectuar su análisis morfométrico.

4.2. Depósito del túnel de Aritxulegi (470 m.s.n.m.)

Durante la construcción del túnel de Aritxulegi se exhumó un depósito coluvial de 5 metros de espesor formado por cantos graníticos empastados en una matriz arenosa bastante abundante (10YR 4/4). El centilo se eleva hasta los 64 cm y la mediana oscila en torno a los 7,2 cm. Los cantos pequeños representan el 40% del total, mientras que los bloques suponen el 5%.

Cerca de la base, la acumulación presenta un aspecto caótico y sumamente heterométrico, aunque el grado de conservación no es demasiado bueno. Debajo se dispone un nivel integrado por fragmentos de talla reducida, muy angulosos y bastante homométricos (3 cm), empastados en una matriz arenosa de color pardo. Este nivel tiene un espesor medio de 45 cm.

El contacto con el sustrato rocoso subyacente es bastante irregular, aunque las precarias condiciones de observación nos impiden precisar más.

4.3. Depósito de Agerretxo

La apertura de una pista forestal entre Aritxulegi y el poblado de Minas de Ardi Iturri exhumó dos depósitos de ladera ubicados a 235 y 280 metros sobre el nivel del mar respectivamente. La primera acumulación está formada por un manto granítico de 150 cm de espesor (no se ve el muro de la acumulación) que se dispone sobre las pizarras paleozoicas de Cinco Villas. El centilo se eleva hasta situarse en torno a los 80 cm., mientras que la mediana no supera los 5,8 cm. Los cantos pequeños representan el 41% del total, mientras que los bloques no superan el 4%. La composición dominante es el granito (98%) lo que nos indica que el material procede de los escarpes superiores de Erroilbide.

Más abajo se detecta una segunda acumulación cuyas características granulométricas y litológicas son sensiblemente diferentes a las reseñadas anteriormente. El depósito presenta una potencia de 2 metros predominando los cantos pequeños (81%) de pizarra (67%), granito (20%) y cuarzo lechoso (5%). En consecuencia, la mediana de grano se sitúa en 3,8 cm y el centilo apenas alcanza los 11,5 cm.

4.4. Depósito de Ergoien.

Se localiza a unos 90 m.s.n.m. en la orilla derecha de la carretera GI-3420 nada más rebasar el núcleo urbano de Ergoien (entre la antigua fábrica de tornos Thor y la pista que se dirige a las instalaciones mineras de Ardi iturri). El depósito está formado por tres niveles distintos (figura 7); el más inferior está constituido por pequeños fragmentos de pizarra sumamente alterados, cuya talla media no rebasa los 3-4 cm. de longitud. Son materiales muy angulosos, lo que nos indica que su transporte ha sido nulo. Se disponen en lechos, más o menos ordenados, separados entre sí por niveles finos de naturaleza areno-arcillosa. Todo el conjunto presenta una potencia media de 4 metros (6 en un depósito similar situado en Ardi iturri) presentando un contacto bastante rectilíneo (ligeramente inclinado) con el sustrato rocoso subyacente.

El análisis sedimentológico de la fracción fina nos indica que la fracción arenosa representa el 66,82% del total analizado, predominando las arenas gruesas (40,88%). La media se sitúa en 539 micras, el histograma es polimodal, la clasificación es mala y la curva acumulativa parabólica. Curiosamente estos parámetros son similares a los que presentan muchos depósitos torrenciales de la zona, aunque creemos que en este caso son heredados. Acumulaciones similares han sido observadas en Aritxulegi y en la zona minera de Ardi Iturri.

Figura 7: Deposito de Ergoien

Figura 7. Depósito de Ergoien

Este nivel ha sido parcialmente desmantelado por un discreto curso torrencial, responsable del modelado de un pequeño paleocanal que actualmente aparece relleno por areniscas rojas triásicas poco rodadas (Ir: 133). La fracción fina está compuesta por un 52,42% de arena, predominando las de talla media (21,3%) y fina (19,37%). La clasificación es pobre (1,57), el histograma polimodal, la curva hiperbólica de tipo sigmoidal bastante tendida y la talla media oscila en torno a las 276 micras.

Todo el conjunto está recubierto por un coluvión de areniscas triásicas (con algunos cuarzos y conglomerados) que proceden de los relieves próximos. La clasificación es mala, el histograma polimodal y la curva oscila entre logarítmica y parabólica, lo que nos indica que su deposición obedece a procesos graviclásticos.

En definitiva, el nivel basal de Ergoien nos recuerda a los depósitos de grèzes (groizes) litées. Sin embargo, su escasa altura respecto al nivel medio del mar y las peculiares características lito-estructurales de los materiales paleozoicos sobre los que se asienta, nos impiden obtener conclusiones climáticas absolutas sobre su origen y posterior evolución.

4.5. Depósitos coluviales al pie de las crestas y crestones Triásicos

Los depósitos coluviales desarrollados a partir de materiales Triásicos son muy abundantes en la zona de estudio. Podemos citar, entre otros, los observados al pie de las crestas y crestones areniscosos que flanquean el Macizo Paleozoico. Todos ellos enlazan o fosilizan niveles de terraza antiguos de edad Pleistocena (Edeso, 1990; 2006). Estas acumulaciones presentan potencias que oscilan entre 1 y 3 metros y están constituidas por gruesos bloques y cantos de arenisca roja (dominantes), argilitas y, en ocasiones, conglomerados. Sus parámetros sedimentológicos aportan escasa información, aunque podemos afirmar que la fracción arenosa supone alrededor del 50% del total, los histogramas son polimodales, la clasificación mala o muy mala, la curva acumulada tiende a ser logarítmica y la talla media oscila entre las 300 y 400 micras. Sin embargo la generalización del fenómeno nos impide vincular su formación a razones estrictamente lito-estructurales, apuntándose causas climáticas en su origen.

Otras formaciones coluviales similares se observan al pie de los paredones rocosos que dominan las cabeceras de los ríos Mugako erreka, Kamuxen, Txurrumurru, Tantai zabaleko erreka, Putretako erreka, Otsamantegiko erreka, etc. Aquí, los depósitos de ladera tapizan la vertiente entre los 500 y 250 m. de altitud. Las condiciones de observación no son buenas puesto que este espacio está recubierto por un espesa cobertera vegetal y edáfica.

5. Síntesis y evolución

La investigación geomorfológica desarrollada en la cabecera del río Oiartzun pone de manifiesto la existencia de diversos depósitos coluviales localizados al pie de las crestas y crestones areniscosos Triásicos y por debajo de los escarpes verticales y subverticales del stock granítico de Peñas de Aia. Algunas de estas acumulaciones se relacionan con fracturas o accidentes tectónicos importantes (falla de Aritxulegi, Ereñozu…), pero otras no muestran vinculación alguna con ningún accidente significativo (Epersoro-Larraundi, Agerretxo, etc.), lo que nos sugiere que la liberación del material detrítico pudo estar condicionado por factores morfoclimáticos.

Un recorrido por la zona de estudio pone de manifiesto que bajo las actuales condiciones climáticas no existen formaciones coluviales activas, incluso en las zonas más tectonizadas, como por ejemplo en el corredor de Aritxulegi o en la falla de Ereñozu. Este hecho nos plantea la hipótesis de que la formación de estas acumulaciones se produjo bajo condiciones climáticas más frías que las actuales, quedando en el aire la determinación del grado de frío imperante.

La estratigrafía de algunos depósitos nos sugiere el desarrollo de dos fases frías separadas por un período más cálido. La primera pudo producirse durante el Pleistoceno superior y, más concretamente, durante el Último Máximo Glaciar. Las condiciones climáticas fueron lo suficientemente rigurosas como para permitir el desarrollo de un pequeño aparato glaciar en la sierra de Aralar (barranco de Arritzaga)(Edeso, 1984), así como intensos procesos periglaciares en la mayor parte de las montañas que articulan la divisoria de aguas. No es exagerado suponer que en esta zona el frío fue lo suficientemente intenso como para imponer unas condiciones claramente rexistásicas lo que favoreció el desarrollo de procesos crioclásticos más o menos generalizados.

El cambio climático acaecido hacia el 14700 BP modificó sustancialmente las condiciones bioclimáticas del territorio. La vegetación colonizó y estabilizó las laderas, aunque una parte importante del material acumulado fue evacuado (antes de imponerse condiciones biostásicas) a través de la red hidrográfica. En estas condiciones se desarrolló un suelo sobre los depósitos reseñados anteriormente (nivel C de Erroilbide).

Al enfriarse de nuevo el clima durante el Tardiglaciar (nuevas condiciones rexistásicas), este suelo fue parcialmente erosionado y sobre él se acumuló un nuevo depósito coluvionar formado por fragmentos de granito de talla sensiblemente inferior a la detectada en la parte basal de la acumulación. Al iniciarse el Holoceno el clima evoluciona hacia valores templados y húmedos, fitoestabilizándose de nuevo la ladera. La explotación minera de Ardi Iturri a partir del siglo I después de Cristo, el desarrollo de la ganadería, de la industria naval y de las ferrerías, incidieron negativamente en la cubierta vegetal de la cabecera del Oiartzun favoreciendo el desmantelamiento de numerosos recubrimientos, tal y como lo demuestran las importantes acumulaciones fluviales actuales y subactuales que existen a lo largo del valle del Oiartzun-estuario bahía de Pasajes.

Pese a todo, creemos que no puede hablarse de un sistema periglaciar propiamente dicho (excepto quizás durante las fases más frías del Último Máximo Glaciar), pero sí se produjo un fuerte descenso de las temperaturas, predominando las condiciones rexistásicas en toda la región. En este sentido, los trabajos efectuados por Peñalba (1989, 1990) señalan que en el Tardiglaciar predominaban unas condiciones climáticas bastante rigurosas (frías y secas), desarrollándose unos paisajes vegetales abiertos con muy pocos espacios arbóreos. Esta situación se produjo hacia el 12540 ± 170 BP (un nuevo periodo frío tuvo lugar entre el 11000 y el 10000: Dryas III) y concluyó definitivamente en torno al 10.000.

En definitiva, creemos que puede afirmarse que durante el Pleistoceno superior se han producido al menos dos episodios fríos responsables de un intenso y generalizado coluvionamiento que en su mayor parte fue eliminado durante el Holoceno por la red hidrográfica del Oiartzun. Futuros trabajos permitirán precisar y matizar más tanto la cronología como la caracterización/génesis de las acumulaciones.

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