Erosión eólica y disolución química en calizas urgonianas del estuario de la Ría de Guernica...

Revista de la Sociedad Geológica de España 26 (1)

EROSIÓN EÓLICAYKARSTIFICACIÓN SOBRE CALIZASURGONIANAS DELESTUARIO DE LARÍADE GERNIKA (BIZKAIA):

FACTORES CONDICIONANTES

Wind-eroded and karstification forms on Urgonian limestones of the "Ría de Gernika" estuary (Biscay):constraining factors

Javier Elorza1 y Benito Ábalos2

1 Departamento de Mineralogía y Petrología, Universidad del País Vasco, UPV/EHU, PO Box 644, E-48080 Bilbao.([email protected])

2Departamento de Geodinámica, Universidad del País Vasco, UPV/EHU, PO Box 644, E-48080 Bilbao.([email protected])

Abstract: A number of wind-eroded (ventifacts) and karstification geomorphic features observed inbasal zones of rocky cliffs at the mouth of the "Ría de Gernika" (Bizkaia) is described for the first timein this paper. In the rigth bank (Laida beach area), Urgonian facies (Albian-Aptian) composed of fine-grained limestones exhibit eolian erosive forms such as keels, grooves, shaving, pits and pinnacles.These forms were sculpted by abrasive, quartz-rich sands transported by prevailing NW and SE winds.Labyrinthine rills characterize there a special kind of chemical dissolution assisted by wind action. Inthe left bank of the estuary (Mundaka area), Urgonian facies sandy marls occur leeward the dominantNW winds. This has led to the predominance of honeycomb-tafoni morphologies as an effect of thecombined rock chemical dissolution and mechanical disaggregation. In a few cases ventifacts are stillactive, though currently active dissolution forms usually overprint them. We thus interpret that thegeomorphic features described in this paper were sculpted notably during a past, coldest epoch. Furtherprecissions on the onset of coastal ventifaction (during the Little Ice Age or older times) remainsspeculative with the available data

Key words: ventifacts, tafoni, carbonate rocks, coast, Quaternary, Biscay.

Resumen: En las zonas basales de los acantilados próximos a la desembocadura de la Ría de Gernika(Bizkaia) son reconocidas, por primera vez, diversas formas erosivas de origen eólico (ventifactos) yde disolución química. En el margen derecho (playa de Laida), sobre las calizas compactas de granofino de facies urgoniana (Albiense-Aptiense), se aprecian morfologías eólicas como quillas, grooves,virutas, pits y pináculos indicativas de haber sido generadas por la abrasión de las arenas transportadaspor vientos NO y SE dominantes. Además son observados rills laberínticos producto de una especialdisolución química asociada con el viento. En el margen derecho (Mundaka), los acantilados estánconstituidos por margas arenosas de facies urgoniana. Es aquí donde se producen, al abrigo del vientoNO, morfologías haloclásticas tipo honeycomb-tafoni, propias de una actividad de disolución química-disgregación mecánica. Se confirma que la actividad eólica fue relevante en épocas más frías sin poderprecisar su inicio (Pequeña Edad de Hielo?), y que la abrasión eólica, aunque todavía activa, estásiendo relevada por una acción más intensa de disolución en consonancia al actual clima templadohúmedo.

Palabras clave: ventifactos, tafoni, rocas carbonatadas, litoral, Cuaternario, Bizkaia.

Elorza, J. y Ábalos, B. (2013): Erosión eólica y karstificación sobre calizas urgonianas del estuario dela ría de Gernika (Bizkaia): Factores condicionantes. Revista de la Sociedad Geológica de España, 26(1), 85-98.

85

Revista de la Sociedad Geológica de España, 26(1), 2013

En ambientes litorales actuales, las rocas expuestas enlos acantilados pueden sufrir la abrasión del viento cargadode arena y quedar registrados sus efectos en los llamadosventifactos. Los ventifactos, bajo el punto de vista geo-morfológico, se definen como fragmentos rocosos detamaños variables que se presentan como cantos facetados,o bien se producen sobre las superficies rocosas fijas, quehan sufrido abrasión por la acción de arenas transportadaspor el viento (Greely y Iversen, 1985; Knight, 2008). Laabrasión de estos fragmentos genera caras suaves plano-cóncavas a plano-convexas características. Los ventifactosterrestres se pueden encontrar en ambientes tan disparescomo los desérticos cálidos, periglaciares, montañosos ocosteros. Ventifactos bien desarrollados también se hanpodido observar en imágenes enviadas por el Mars Explo-ration Rover (MER) y en la de las primeras misiones deexploración de la superficie de Marte, lo que sugiere que laabrasión eólica es uno de los más importantes procesos ero-sivos en ese planeta (McCauley et al., 1979; Laity yBridges, 2009). Existen también estudios experimentalessobre la formación de ventifactos, modificando variablestales como el tipo de material, la duración del ataque, lasdirecciones del impacto (Bridges et al., 2010), y modeliza-ciones sobre la relevancia de los granos de arena rebotandodentro de cavidades previas (Várkonyi y Laity, 2012). Elexamen textural por medio del microscópico electrónico debarrido (MEB) ha sido utilizado con éxito por autorescomo Whitney (1979), Bridges et al., (2004) y Sellier,(2006), entre otros.

La presencia de ventifactos en zonas litorales estásobradamente referenciada en la literatura. Así, en Gwee-barra Bay (Noroeste de Irlanda), están desarrollados enlitologías variadas como calizas, doleritas, granitos, cuar-citas y diamictitas, dado que se acumularon como bloqueserráticos en un momento postglacial (post-13ky BP), sibien los efectos erosivos son más evidentes en las litolo-gías de grano fino (Knight, 2005). También, sonreconocidos en calizas y cuarzo-doleritas en Northumber-land, Inglaterra (Braley y Wilson, 1997); en las costas deEscocia (Wilson et al., 2002a); en doleritas en el Lago Suli-van, Malvinas (Wilson et al., 2002b); en litologías comoperidotitas ultramáficas y rocas ígneas máficas, tipo dia-basa, en Taylor Valley, Antártida (Gillies et al., 2009) y enlas costas de Mason Bay, Stewart Island, Nueva Zelanda(Bishop y Mildenhall, 1994). En el entorno de la CostaCantábrica, han sido descritas recientemente estructuraserosivas en superficies rocosas de la zona litoral de Noja(Cantabria; cf. Ábalos y Elorza, 2013). En esta zona se con-centran varios factores favorables para su desarrollo, comoson: un régimen de vientos bien definido; suficiente dispo-nibilidad de arena abrasiva de composiciónmayoritariamente cuarcítica; litologías favorables a la abra-sión que incluyen calizas y dolomías de facies urgoniana, yla ubicación de numerosos afloramientos del sustratorocoso en las zonas supra e intermareal.

En este trabajo caracterizamos, por primera vez, en losacantilados del margen derecho del estuario de la Ría deGernika, un conjunto de morfologías eólicas como quillasparalelas a la dirección del viento, grooves subhorizonta-

les, pits, pináculos y virutas, con un brillo característico enla superficie de caliza afectada. También, se desarrollanrills con trazados laberínticos horizontales y verticales, pro-ducidos por el efecto combinado y repetitivo de la finacondensación diaria (rocío) en la superficie de las calizasjunto con la acción del viento, como agente de evacuación.En las zonas fuera del impacto directo de las olas, son cla-ras las formas habituales de pequeños lapiaces y rillsverticales, producto de la acción superficial (bajo la acciónde la gravedad) de las aguas meteóricas. Contrariamente,en los acantilados del margen izquierdo del estuario se pro-mueven estructuras por disolución química-disgregaciónmecánica con formación de honeycomb-tafoni, condicio-nadas por el carácter granular de las margas arenosaspresentes. En los escasos niveles de calizas intercalados seproducen pequeños lapiaces. Consideramos que la activi-dad eólica desarrollada sobre estas rocas, aunquedisminuida, se sigue produciendo en la actualidad sin quesu inicio pueda ser precisado con exactitud.

Contexto geográfico y geológico

El estuario de la Ría de Gernika, de dirección aproxi-mada Norte-Sur, presenta una disposición alargada de 12km de longitud y 1 km de anchura máxima en la desembo-cadura. Se estrecha de manera importante aguas arribahacia el núcleo urbano de Gernika, donde se conecta con elrío Oka, de limitada extensión en la red fluvial. Desde1984, el estuario forma parte del espacio protegido de inte-rés ecológico, denominado en su conjunto “Reserva de laBiosfera de Urdaibai (Bizkaia)”. Ofrece en su desemboca-dura dos márgenes netamente diferenciados entre sí. Elmargen derecho (municipio de Ibarrangelu, playa deLaida), está constituido por una amplia barra arenosa tran-sitable en bajamar, que permite observar sin dificultad laplaya intermareal y el acantilado rocoso. La base del acan-tilado en contacto con las arenas, puede ser seguida deforma continua hasta alcanzar los límites exteriores delestuario (puntal de Antzora). Es justo en una pequeña zona(“L” en la Fig. 1), al NE (43º 24´16.16”N; 2º 41´04.78”Ohasta 43º 24´ 02.88” N; 2º 41´05.93”O), donde las calizasurgonianas aflorantes ofrecen unos rasgos morfológicossingulares, propiciados tanto por la disolución químicaejercida por las aguas de lluvia como por la acción eólica.A diferencia del anterior, el margen izquierdo (zona “M”en la Fig. 1), perteneciente al municipio de Mundaka (43º24´18.88” N; 2º 41´52.65” O hasta 43º 24´ 47.62” N; 2º42´05.06” O), comprende un pequeño puerto natural alabrigo del viento NO, conectado con la bocana submareal,que es la vía natural por donde se canaliza la corriente prin-cipal de reflujo en bajamar. No tiene apenas depósitos dearena y los tipos de erosión se circunscriben fundamental-mente a la disolución química-disgregación mecánicaproducida en las rocas de los acantilados (Fig. 1).

La amplitud de la marea llega a alcanzar los 4,5 metrosy puede considerarse como perteneciente a un estuariomacro-mesomareal. El volumen mareal, con valoresmedios de 4.858.300 m3 supera sustancialmente al fluvialdel río Oka, que alcanza caudales medios de 0,59 m3/s con

86 EROSIÓN EÓLICA Y KARSTIFICACIÓN SOBRE CALIZAS URGONIANAS


mínimos nulos y máximos de 10 m3/s. Los materiales apor-tados se disponen en una llanura estuarina de levependiente (0,2 m/km) desde Gernika hasta Murueta (másinformación disponible en http://www.urdaibai.org/es/ingu-rumena/geologia/estuarioa.php).

Los acantilados rocosos, cubiertos en su mayor partepor vegetación de monte bajo (encinar cantábrico), hastaunos pocos metros del alcance de las pleamares, estánconstituidos en el margen derecho por “Calizas en bancosmétricos con rudistas y corales” (litología nº 26 en laleyenda de las hojas geológicas 38-IV Elantxobe” y “38-IIIMungia” del mapa Geológico del País Vasco publicado porel Ente Vasco de la Energía-EVE), con alternancias de“Margas arenosas” (nº 24)” y “Margas y areniscas calcá-reas con niveles y cantos de brecha calcárea (nº 28)”,mientras que en el margen izquierdo se presentan “Margasarenosas, localmente niveles de calizas (nº 10)”, “Margascon brechas bioclásticas, localmente canalizadas (nº15)”y “Brechas y megabrechas calcáreas (nº16)”. Todo el con-junto litológico mencionado pertenece a las faciesurgonianas (Albiense-Aptiense, indiferenciado) y ha sidoplegado por la orogenia alpina, con una disposición anti-clinal alargada, condicionada por la halocinesis de las salestriásicas del Keuper.

Materiales y procedimientos analíticos

Los materiales muestreados para su estudio en el labo-ratorio contienen superficies afectadas por erosión eólica opor erosión química. Del margen derecho del estuario sehan analizado calizas compactas de grano fino (litología nº26) y del margen izquierdo las margas arenosas (litologíanº10, de las especificadas en la sección anterior). Las téc-nicas utilizadas en los laboratorios de la Universidad del

País Vasco han sido la petrografía convencional, con unmicroscopio óptico trinocular de luz transmitida (OlympusBH2 UMA); la determinación del contenido en CaCO3 (%)de las diferentes litologías (siguiendo los fundamentos delmétodo de Bernard) mediante el «Calcímetro Automático»,fabricado por Aquitaine Technique Innovation (Burdeos),con una fiabilidad de 4%; y el análisis por difracción derayos X (DRX) de las muestras en polvo de caliza y margasarenosas con un difractómetro Phillips PW 1710, dotadocon anticátodo de Cu y monocromador de grafito. Para lacaracterización morfológica de los granos de cuarzo, se hautilizado un microscopio electrónico de barrido (MEB),modelo JEOL JSM-T 220, con filamento de wolframio, quelleva incorporado un equipo fotográfico GEOL UHR. Lascondiciones operativas han sido de 20 kV y 6x10-9 A.

Caracterización de las arenas y vientos

La arena, como componente necesario para la efectivaacción erosiva del viento, procede tanto de los aportes delrío Oka, como de las arenas suministradas por otros peque-ños cursos fluviales que desembocan en el mar. Estosúltimos aportes, por la deriva local, son transportados sobrela plataforma marina hacia el E. Junto a los producidos porla erosión de los acantilados y de la misma plataforma, ade-más de los restos de caparazones calcáreos marinos,forman los sedimentos arenosos del estuario (Galparsoro etal., 2010). Actualmente, bien de forma natural y tambiénpor los vertidos de dragados efectuados en la ría, hay unimportante volumen de arena depositada en la zona emer-gida de la playa de Laida (dunas supramareales), y en lazona intermareal, cubierta dos veces al día por la marea(Monge-Ganuzas et al., 2003, Cearreta et al., 2004; Cea-rreta et al., 2006). Las arenas de tonos cremas-amarillentostienen una composición mixta (siliciclástica-carbonatada),aunque el análisis visual y calcimétrico efectuado (n=10;%CaCO3 = 19,5±0,4) nos indica que son predominante-mente cuarcíticas (≈ 80% de cuarzo). La DRX permitedetectar la presencia de cuarzo mayoritario, además deotros minerales como calcita pobre y rica en Mg, y trazasde aragonito. La fracción carbonatada, visible con lupabinocular, procede de la fragmentación de las conchas debivalvos, gasterópodos y equínidos presentes en la biotalitoral. El tamaño de grano corresponde a fino-medio (150-300 micras), con una esfericidad media (4,5) y morfologíassubangulares-angulares (2,5-1,5) según la tabla de Powers(1982). Estos caracteres son indicativos de un transportelimitado y/o de una reciente separación de la roca original(Figs. 2A-B).

La zona litoral de la Ría de Gernika, queda afectada porun clima templado húmedo sin estación seca y moderadatemperatura (media anual de 14,4ºC; Octubre/Marzo:11,3ºC; Abril/Septiembre: 17,5ºC) y muy lluvioso (1537mm/año), según los datos obtenidos en la estación metere-ológica de Bermeo (año 2010) (http://www.aemet.es/es/serviciosclimaticos/datosclimatologicos).

Respecto al régimen de vientos, Viedma-Muñoz (2005)caracteriza la dirección de los vientos dominantes en la cor-nisa cantábrica con datos obtenidos en los observatorios de

87Javier Elorza y Benito Ábalos


Fig. 1.- Localización geográfica de la desembocadura de la Ría deGernika (Bizkaia). Margen derecho con la playa de Laida, con lazona estudiada recuadrada (L). Margen izquierdo con la localidadde Mundaka, puerto deportivo y zonas del acantilado estudiadas(M). Las imágenes son ortofotos disponibles en el Instituto Geo-gráfico Nacional (www2.ign.es).

Santander, Sondika (Bizkaia), Monte Igueldo y Fuenterra-bía (Gipuzkoa). En general, los vientos predominantes enSantander son, durante todo el año, de componente O,variando en menor medida al ONO (viento conocido comoel “gallego”), mientras que rolan por efecto topográfico alNO en la zona de Bilbao. Los vientos de componente SSE,SSO y S (conocidos como “suradas”) son también notablesen la zona.

En la Ría de Gernika existe un régimen local de vien-tos y otro régimen general, ambos tipos de indudableinterés. Los vientos locales y moderados del NO y SE (<10m/s), son debidos a las brisas marinas y terrales diarios,fundamentalmente durante la temporada estival sin lluvia.El fuerte viento habitual del NO (>10 m/s), controlado porfactores orográficos propios de la cornisa cantábrica,resulta ser básicamente dominante y mayoritario en el pri-mer semestre (Octubre/Marzo). El viento fuerte del SE(>10 m/s), debido al fenómeno Foehn, produce un vientoseco y muy caliente que se mueve a elevadas velocidades yde forma brusca, desde zonas altas de la meseta hacia lacosta. Respecto a la humedad relativa, durante el primersemestre los valores oscilan entre el 40 % y el 90 %, conun valor medio del 70 % y durante el segundo semestre, losvalores se encuentran entre 50 % y >90 %, con un valormedio del 80 % (Cearreta et al., 2004; Cearreta et al.,2006).

Morfologías erosivas en el margen derecho (Playa deLaida)

Entre las morfologías más relevantes encontradas en losafloramientos rocosos del margen derecho existen variasque son difíciles de asignar exclusivamente a la erosióneólica (ventifactos), puesto que seguramente han sidomodificadas por disolución química y/o por la acción delimpacto de las olas cargadas de arena. También es consi-derable el efecto de alteración provocado por las aguasmeteóricas y la intensa actividad orgánica de patellas(lapas), balanus, (bellotas de mar) y algas verdes instala-das en las superficies rocosas de la zona intermareal.

Por erosión eólica

Estas son las morfologías más interesantes, pues per-miten confirmar las direcciones de los vientos dominantesque han actuado sobre ellas. Quedan localizadas en zonasmuy limitadas en extensión, muchas veces cubiertas par-cialmente por las arenas, según las acumulacionesproducidas por los temporales y por los predecibles movi-mientos estacionales de invierno-verano. Se han podidoreconocer las siguientes:

Quillas paralelas a la dirección del viento. Son esca-sas, y aparentemente están retocadas por otros agentes. Sepresentan como quillas romas de trazado rectilíneo, conligera curvatura, que se mantienen paralelas encarando ladirección dominante del viento NO (Fig. 3A). También sedisponen con las mismas características pero orientadas ensentido opuesto, enfrentándose al viento del SE (Fig. 3B).



Fig. 2.-A: Imagen de las arenas de la playa de Laida, donde sonreconocibles los granos de cuarzo, opacos y restos de fragmentoscarbonatados. B: Detalle de los granos de cuarzo, previamente eli-minados los fragmentos carbonatados, a través del microscopioelectrónico de barrido. Nótese que la mayoría de los fragmentosson angulosos, indicativos de una reciente incorporación comosedimento y/o con un corto transporte.

Fig. 3.-Morfologías de erosion eólica (ventifactos) en calizas ur-gonianas de Laida (Bizkaia). A: Quilla irregular subvertical y pa-ralela al viento dominante NO, que está siendo modificada por lameteorización química. B: Quilla aguda e inclinada paralela alviento ocasional del SE. C: Conjunto de grooves formados por elviento dominante del NO. Nótese que las formas están fuerte-mente condicionadas por la orientación de las superficies ex-puestas a la abrasion, formando diferentes tipos y tamaños degrooves, junto con pequeñas quillas irregulares. Los rectángulosseñalados como D y F, remarcados en blanco, corresponden a losdetalles expuestos en las Figs. 3D y 3F. D: Detalle de la Fig. 3C,con los grooves interdigitados y una ligera pendiente hacia el NO,propia del movimiento ascendente de los granos. Son visibles lospequeños granos de arena adheridos a la superficie. E: Conjuntode grooves formados por la abrasion ejercida por el viento NO,que afectan tanto a la delgada lámina espeleotémica de tono ama-rillo (e), como a la roca carbonatada. F: Detalle de los grooves in-terdigitados con la superficie brillante y restos de la láminaespeleotémica (e). G: Microfotografía de la lámina espeleotémica(e) compuesta al menos por dos etapas de crecimiento (1 y 2),sobre la biomicrita urgoniana (bm). Ambas etapas muestran lacontinuada abrasion eólica, con diferentes superficies erosivas (a,b y c) espaciadas en el tiempo. Nícoles cruzados y tinción conrojo de Alizarina S. El rectángulo señalado como H, remarcado enblanco, corresponde al detalle expuesto en la Fig. 3H. H: Detallede la Figura 3G. Nótese cómo ambas etapas (1 y 2) quedan deli-mitadas por las superficies erosionadas a, b y la actual c en la bio-micrita urgoniana (bm). Nícoles paralelos y tinción con rojo deAlizarina S.



Fig. 3.

Grooves subhorizontales. Forman conjuntos de acana-laduras rectilíneas que cubren la totalidad de las superficiesrocosas expuestas, con disposiciones alargadas N-S. Lasdimensiones pueden alcanzar 10 cm de longitud y 0,5-1 cmde anchura. La profundidad del canal/arista es <3-5 mm ysu inclinación respecto a la horizonal es de 10º al NO. Elbrillo tanto de las zonas deprimidas como elevadas esintenso, pero no aparece la pátina característica denominada“pátina del desierto”. Por la disposición de los grooves, elviento que los originó procede del NO, siendo la orientaciónde la superficie rocosa determinante para su mayor o menordesarrollo. Posiblemente, algunos de estos grooves puedenestar retocados por el viento ocasional del SE, si llega a inci-dir sobre su superficie (Figs. 3C-D). En determinadas zonascon grooves subhorizontales hay restos de una fina láminade calcita espeleotémica, también afectada por erosióneólica. La formación de esta fina lámina (no datada), es pro-ducto de la precipitación de calcita, a partir de pequeñassurgencias intermitentes de agua en la caliza urgoniana. Losprecipitados microlaminares se habrían acumulado sobre lasuperficie rocosa en diferentes etapas durante la actividadde la erosión eólica (Figs. 3E-H).

Virutas. Con este nombre se hace referencia a pequeñassuperficies aisladas, claramente residuales, cuyos límitessiguen sufriendo disolución en la actualidad. Se presentanlisas, con una cierta ondulación y brillantes. Son de tonosmás oscuros que el conjunto de la roca. Resultan ser resi-duos de superficies más extensas, puesto que no alcanzanmás de unos pocos centímetros cuadrados, quedando aisla-das por extensas zonas corroídas sin brillo (Fig. 4A). Laszonas corroídas son producto de una agresiva meteoriza-ción química asociada con algas, que va relevando a laerosión eólica. Analizadas al microscopio ambas superfi-cies (desarrolladas a partir de una única litología de tipowackestone), muestran en la superficie brillante (p) unpulido continuo y en las zonas rugosas (d) una disolu-ción/descomposición por el concurso de un componentealgal no determinado (Figs. 4B-C).

Pits redondeados. Son oquedades dispuestas y agrupa-das en formas de varios centímetros cuadrados de superficiey 1-2 cm. de profundidad, con un brillo característico en susuperficie. Son el resultado de la disposición E-O de lasuperficie rocosa afectada, perpendicular al viento sur, prin-cipal causante de esta forma erosiva (Fig. 4D).

Formas lisas y pináculos. Se observan en bloques decalizas con superficies orientadas al sur. Se cree que se pro-ducen por impacto de la arena, transportada por elocasional e intenso viento SE, sobre superficies subverti-cales y prácticamente perpendiculares al viento,presentando inicios de formas almenadas (Fig. 4E). En oca-siones, las superficies diaclasadas cubiertas por óxidos dehierro, son también afectadas por la abrasión (Fig. 4F). Enotras, aparentemente más evolucionadas, generan formassemejantes a pináculos centimétricos subhorizontales ymanteniendo un brillo igual al mostrado en las formas lisas.Cuando afectan a superficies con pátina de calcita cremosa

de naturaleza espeleotémica, esta última actúa como unasuperficie más resistente a la erosión (Fig. 4G), aunquetambién se aprecia otra etapa espeleotémica más recientecubriendo los pináculos, sin los efectos erosivos mencio-nados (Fig. 4H).

Por disolución química (karstificación)

Las morfologías encontradas y consideradas comogeneradas por disolución química, se pueden encuadrar endos grupos ya que las condiciones de su formación fuerondiferentes.

Rills laberínticos. En las calizas micríticas masivas,cercanas al contacto con la arena de la playa, se observanlos llamados rills (Laudermilk y Woodford, 1932), de for-mas laberínticas más marcadas y con un pulido-brillonotable. Forman un conjunto de finas acanaladuras deorden milimétrico, tanto verticales como horizontales,nunca rectilíneas y mucho más estrechas que los groovessubhorizontales mencionados anteriormente. Se disponencon formas transversales redondeadas dando canales y aris-tas, que parecen seguir cierto orden geométricocondicionado por factores genéticos cuya acción se traduceen formas de componente horizontal en unos casos y verti-cal en otros. Cuando hay pequeños bioclastos quesobresalen de la superficie general, los canales y aristasrodean al obstáculo. El brillo se mantiene, pero sin pátinaque pueda ser observada mediante el microscopio conven-cional. También en las zonas próximas a las diaclasasconjugadas se aprecia el paso a una superficie plana conbrillo, por pérdida del fino relieve laberíntico (Figs. 5B-H).Podemos clasificarlos como rills próximos al tipo 2 y 4según la clasificación de Laudermilk y Woodford (1932).



Fig. 4.- Morfologías de erosión eólica (ventifactos) afectadas poruna etapa más agresiva de disolución química en las calizas ur-gonianas de Laida (Bizkaia). A: Restos de las llamadas virutaspulidas por el viento, de tonos oscuros y brillantes entre una masairregular de tonos claros, afectada por disolución química y algal.B: Aspecto de la superficie pulida parcialmente destruida por lacolonización más reciente de Balanus (bellotas de mar). El pen-drive rojo tiene una longitud de 4 cm. C: Fotomicrografía de unasuperficie pulida (p) y otra en continuidad, con formas rugosaspropia de la disolución química (d). Nótese que la superficie ru-gosa muestra la presencia de algas que facilitan el proceso de di-solución. Nícoles paralelos. D: Conjunto de pequeños pits desecciones redondeadas con superficies irregulares y brillantes,producidas por el viento del SE. E: Superficie subvertical puliday plana afectada por el viento del SE. Se inicia el proceso de for-mación de pináculos a favor de las irregularidades litológicas.Existe un fuerte control según la orientación de la superficie ro-cosa frente al viento del SE. F: Restos irregulares pulidos y bri-llantes de una inicial lámina de óxidos de hierro (a), afectadatambién por una intensa disolución. G: Formación de pequeñospináculos subhorizontales generados por el viento SE, favorecidospor la existencia de una delgada lámina espeleotémica de tonoamarillo (e). H: Vista de pináculos subhorizontales, semejantes alos expuestos en G, recubiertos por una más reciente lámina es-peleotémica brillante (re), sin aparentes efectos erosivos poste-riores.



Fig. 4.



Fig. 5.

Lapiaces. En las zonas más altas del acantilado, fueradel influjo de las olas y del impacto directo de las arenastransportadas por el viento, las calizas micríticas masivasquedan afectadas por la meteorización química superficial,con claras formas de disolución como pequeños lapiaces yrills asociados. Los trazados de sus crestas y acanaladuras

tienden a la verticalidad, como resultado del efecto de diso-lución por aguas de lluvia en su deslizamiento gravitatorio.Estas formas quedan netamente diferenciadas atendiendo asu verticalidad, rugosidad y falta de brillo, frente a los rillslaberínticos (pulidos y brillantes), anteriormente descritos(Figs. 6A-D).

Aunque en la cercana playa de Laga (43º 24´36.36” N;2º 39´17.31” O) también se han detectado estructuras deabrasión eólica hemos considerado preferible, en este pri-mer trabajo, centrar los análisis y estudios solamente en lazona de Laida-Mundaka.

Morfologías erosivas en el margen izquierdo (zona deMundaka)

Por su notable orografía, el margen izquierdo del estua-rio (municipio de Mundaka), se dispone especialmenteprotegido del viento dominante del NO. Además, la faltade playas cercanas, suministradoras de arena, y fundamen-talmente la litología de sus acantilados formados pormargas arenosas, hacen que la respuesta ante la meteoriza-ción y erosión supramareal sea netamente distinta a lareconocida en el margen derecho. Las margas arenosas



Fig. 5.- Morfologías producidas por el efecto combinado de di-solución química y abrasión por el viento en las calizas urgonia-nas de Laida (Bizkaia). A: Aspecto general de los bloques calizosafectados por este tipo de acción erosiva compleja. B: Visión dela superficie plana afectada por los rills laberínticos y comparti-mentada por diaclasas conjugadas. Las diaclasas favorecen unadisolución más agresiva, independiente de los rills. C-F: Detallesde los pequeños, finos y brillantes rills siguiendo trazados labe-rínticos horizontales y verticales propios de su formación com-pleja. Nótese en las Fig. 5E y F, el diferente comportamiento dela vena de calcita espática blanca sin rills, frente a la caliza degrano fino con rills. El diámetro de la moneda tiene 2,2 cm. G: Unmayor detalle de rills laberínticos brillantes. H: Fotomicrografíade los rills formados sobre una biomicroesparita con abundantesmicrofósiles. Nícoles cruzados. Los rectángulos señalados comoB, D, F y G remarcados en blanco, corresponden a los detalles ex-puestos en las Figs. 5B, 5D, 5F y 5G.

Fig. 6.- Morfologías de karstificación producida por aguas de lluvia en las calizas urgonianas de Laida (Bizkaia). A: Lapiaz de peque-ñas dimensiones en una caliza masiva rugosa y sin brillo con canales subverticales, generados fuera del influjo del agua marina. Lasvenas de calcita blanca, de mayor resistencia frente a la disolución, hacen de divisoria de aguas. B: Aspecto de la disolución químicadiferencial entre la roca caliza y una vena de calcita. La retención temporal de agua a lo largo de la parte superior de la vena (a) ha pro-ducido una clara depresión por una mayor disolución en la caliza. Además de los canales mayores se aprecian los finos rills subverti-cales en la superficie rugosa y sin brillo, característica de la disolución por aguas de lluvia, sin la concurrencia del pulido por la arenacuarcítica. C-D. Detalles de los rills subverticales que se forman en las superficies rugosas. El bolígrafo utilizado de escala tiene 14 cmde longitud.

(estudiadas por DRX y mediante análisis calcimétricos)están compuestas por cuarzo, calcita (34%) y dolomita,además de clorita, caolinita e illita. Estas características,condicionan su meteorización haloclástica formando losllamados honeycomb-tafoni.

Siguiendo la terminología de Viles (2001), considera-mos honeycomb a las morfologías que alcanzandimensiones desde milímetros a centímetros en tamaño,mientras que los tafoni pertenecen a rangos mayores decentímetros a metros, si bien su origen es el mismo. Otros

autores utilizan ambos términos indistintamente (Matsu-kura y Matsouka, 1991). En nuestro caso, aunque podemosadmitir algunos conjuntos de honeycomb, la mayoríacorresponde a tafoni con tamaños centimétricos, que nuncallegan a dimensiones decimétricas, posiblemente porqueantes se descomponen produciendo superficies más omenos planas.

Honeycomb-Tafoni. Estas morfologías forman un entra-mado de espacios vacíos de unos pocos centímetros de



Fig. 7.-Morfologías por disolución química-disgregación mecánica (haloclastia) en las margas arenosas urgonianas de Mundaka (Biz-kaia). A: Visión general de las morfologías de honeycomb-tafoni en el acantilado, constituido por margas arenosas oscuras, por encimadel nivel de la pleamar pero al alcance de las salpicaduras de las olas. B-C: Detalles de honeycomb-tafoni, condicionados por la pre-sencia de diaclasas y de la estratificación de las margas arenosas. D: Fotomicrografía de una marga arenosa con gran cantidad de terrí-genos favorables para que se produzca una rápida disgregación. Nícoles cruzados. E-F: Aspecto de honeycomb-tafoni, cercanos adiaclasas. El desarrollo de los honeycomb-tafoni no llega a destruir la bioturbación previamente producida. Los burrows se mantienenmineralizados por pirita, que está alterándose superficialmente a óxidos de hierro.

diámetro y de menor profundidad, concentrados en los bor-des de los bloques rocosos, siempre por encima del nivel dela pleamar. La concentración de estas morfologías se pro-duce a favor de las diaclasas y los planos de estratificación,que permiten una mayor exposición a la meteorización halo-clástica (Figs. 7A-D). Son visibles restos de pequeñoscristales de halita marina provenientes de las salpicadurasde las olas y delgados desconchamientos de la roca con for-mas concéntricas al espacio vacío en formación. Lasbioturbaciones incluidas en el sedimento y que han sidomineralizadas previamente mantienen sus formas, indepen-dientemente de que estas se encuentren en el campo deinfluencia de los honeycomb-tafoni formados (Figs. 7E-F).

Discusión

Varios trabajos recientes presentan revisiones sobre el“estado del arte” en cuanto al estudio de los ventifactos(Knight, 2008; Laity y Bridges, 2009; Várkonyi y Laity,2012, entre otros). Laity and Bridges (2009) considerandemostrado, sobre la base de estudios de campo, modelosanalíticos y simulaciones en un túnel de viento, que los dosaspectos esenciales para entender el proceso de formaciónde ventifactos son: (1) el principal agente de abrasión es laarena en saltación, y no así el aire, hielo o polvo; (2) ladeterminación de la dirección del viento dominante essiempre con la cara afectada en contra, no a favor delviento (on the upwind, not downwind or leeward) o que laabrasión a barlovento, no a sotavento, es la responsable deldesarrollo facetado y la formación de pits, flutes y grooves.A estos puntos podemos añadir un tercero: el efecto abra-sivo puede quedar registrado en las rocas en un tiemporelativamente corto. Las velocidades erosivas determina-das son muy variables, desde 0,01-0,05 mm/año sobrebasalto, en periodos de abrasión <100 años (Northern Ire-land), hasta alcanzar valores de 8,04-23,40 mm/año enpocas décadas o, a lo sumo, en unas pocas centurias sobrelitologías no especificadas en Victoria Land, Antártica(Knight, 2008).

Una peculiaridad relevante encontrada en este trabajoes la marcada diferencia de los dos márgenes del estuariorespecto a su litología, orientación de los afloramientos,abrigo/exposición al viento dominante NO, y diferente dis-ponibilidad de arena, como agente abrasivo. La menor omayor capacidad abrasiva dependerá de factores comofuerza y frecuencia del viento, naturaleza y tamaño de laspartículas, dureza y orientación de bloques-superficies derocas calizas masivas con un 80-85% CaCO3 frente a mar-gas arenosas (34% CaCO3), todo ello en el mismo climatemplado y húmedo ya comentado.

En el margen derecho (Playa de Laida), tanto el vientodominante de dirección NO y el más ocasional del SE,transporta arenas mayoritariamente silíceas (tamaño 150-300 micras y proporción ≈ 80% cuarzo, Figs. 2A-B), ensaltación y suspensión que impactan sobre los grandes aflo-ramientos de calizas urgonianas y producen un efectoabrasivo sobre las superficies, fácilmente afectadas por suescasa dureza. Este efecto no ha sido reconocido en frag-mentos de tamaño guijarro-bloque. Posiblemente ello sea

debido a que hayan sido cubiertos por el potente rellenosedimentario que recibieron los estuarios de la CornisaCantábrica durante el Holoceno. Éste relleno habría estadoinducido por dos eventos transgresivos datados a los 8000años BP y 2500 años BP (Cearreta, 1994). Concretamenteen este estuario, Pascual y Rodríguez-Lázaro (2006), esta-blecieron que durante los últimos 6500 años está siendorellenado, con una clara pulsación transgresiva datada hacia1919±50 BP. Por otro lado, la fuerte presión antrópica ejer-cida desde hace siglos en la zona pudo dificultar laformación y/o cubrió de sedimento los cantos facetados,que potencialmente debieron formarse durante los pasadosperiodos de frío, siempre asociados con una mayor inten-sidad del viento respecto al momento actual.

Otros dos condicionantes locales limitan el tiempo dela actividad abrasiva: (1) Las rocas afectadas pueden que-dar parcialmente cubiertas por el mar al menos dos vecesal día y durante un tiempo variable, según el nivel de cadapleamar. (2) Por otro lado, la mayoría de las arenas se ubi-can en la zona intermareal y normalmente estáncohesionadas por la humedad residual, que permanecedurante buena parte de la bajamar. Entendemos que deberápasar un tiempo para que estas arenas pierdan la cohesióny puedan ser transportadas por el viento. Para que se pro-duzca el transporte de arena fina y seca resulta necesariauna intensidad de viento crítica superior a 4-8 m/seg. (Pyey Tsoar, 1990).

Actualmente, los efectos de abrasión eólica sobre lassuperficies de los bloques calizos expuestos en la zonaintermareal son evidentes y se pueden confirmar con unsimple examen visual (Figs. 3-4). Con la orientación-dis-posición de las formas erosivas descritas más arriba pareceplausible que los dos vientos reconocidos han ejercidoabrasión. El viento dominante, de dirección media NO, hagenerado quillas paralelas a su dirección, aunque bastantedesdibujadas, y apretados grooves bien delineados (Figs.3A, 3C-F). Por su parte, el viento de dirección SE ha dadolugar a quillas, pits y, según la orientación de los aflora-mientos rocosos, superficies planas con un brillante pulido,además de pequeños pináculos subhorizontales, protegidoso completamente cubiertos por láminas de calcita espeleo-témicas (Figs. 3B, 4D-H).

La actividad abrasiva eólica tiene su máxima intensi-dad en la parte de los afloramientos más cercana a lasuperficie superior de los depósitos arenosos (fluctuantesegún el mayor o menor depósito regido por los temporalesestacionales) y se mantiene hasta una cierta altura porencima (≈ 1-1,50 m). También se puede constatar quecuanto más cercanas están las estructuras de abrasión alcontacto con la superficie arenosa, mejor se muestran ypreservan, dado que las zonas más bajas pueden quedarcubiertas temporalmente por las arenas, manteniendo unambiente de aguas marinas básicas frente a las meteóricas,más agresivas por su ligera acidez.

Los rills con trazados laberínticos horizontales y verti-cales encontrados, pueden quedar clasificados entre lostipos 2 y 4 de los llamados rillensteine por Laudermilk yWoodford (1932). Estos autores, en su estudio de los rillsen regiones desérticas, invocan la necesidad de la inter-



vención de una película de agua con suficiente contenidoen ácido carbónico como para producir una disolución ini-cial, acrecentada posteriormente con las sucesivas lluviasy el viento como agente conductor de los restos de agua através de la huellas iniciadas en la superficie rocosa. En elcaso de los rills de Laida, parece que son producidos porun efecto combinado y repetido diariamente por la altahumedad existente, con la formación de una fina lámina deagua de condensación (de espesor micrométrico), ejer-ciendo un muy leve ataque de disolución. La posterioracción de evaporación ocasionaría un secado, seguido dela evacuación de los restos y abrasión por el viento, car-gado de fina arena-polvo. De esta manera se puedenexplicar las disposiciones laberínticas horizontales y verti-cales de los rills por el doble efecto mencionado decondensación con disolución y concurso del viento, quemodifica la previsible verticalidad del trazado de los rillsen la zona basal de los afloramientos calizos (Figs. 5A-H).

Las evidencias de disolución por aguas meteóricas, conformación de lapiaces, dominan sobre la abrasión a partirde una altura donde las olas, generalmente, no alcanzan lasuperficie caliza (Figs. 6A-D). Dado lo habitual de esteefecto en el modelado kárstico de las calizas, no creemosnecesario incidir sobre el proceso.

Respecto al origen de los honeycomb-tafoni, Mustoe(1982), basándose en observaciones de campo y análisisquímicos en areniscas arcósicas cerca de Bellingham (Was-hington), indica que son producto de la evaporación delagua marina depositada por las salpicaduras de las olas yla precipitación en forma de pequeños cristales de halita enla superficie rocosa. Más que por descomposición química,la actividad erosiva (haloclastia) se produce por disgrega-ción de los granos minerales detríticos, ayudados por lacristalización intergranular de la halita. Justifica el mante-nimiento de las delgadas paredes que separan las cavidadesentre sí, por la protección ejercida por algas microscópicasque recubren las paredes. Las morfologías honeycomb sepueden producir rápidamente y se observan sobre superfi-cies que fueron planas hace menos de una centuria.

En el caso estudiado, las morfologías honeycomb-tafonide Mundaka parece que siguen los condicionantes indica-dos por Mustoe (1982), ya que se producen justo en la zonasupramareal muy cerca del nivel de la pleamar, con elaporte necesario de las salpicaduras de agua marina para laprecipitación de halita entre granos. Además, los efectoscombinados de la alta humedad relativa, una temperaturatemplada, las brisas diarias y el viento ocasional del SE,pueden ser agentes eficaces en la acción de disolución quí-mica-disgregación mecánica (haloclastia) de las margasoscuras arenosas (≈34% CaCO3), con una alta cantidad decomponente detrítico (Figs. 7A-F). Las característicasobservadas, así como la presencia en las cavidades de res-tos escamosos de la propia roca matriz y de componentesorgánicos negros sin llegar a generar un barniz que endu-rezca los bordes (e.g. André y Hall, 2005). Losafloramientos sugieren que se mantiene activa su forma-ción, al igual que su descomposición por destrucción de lasfinas paredes coalescentes en algunas zonas, agrandandolas lentículas y aplanando las superficies.

Edad de la erosión eólica

Existen diversas evidencias que permiten afirmar quela erosión eólica sigue siendo activa actualmente. Sinembargo, resulta difícil establecer cuando comenzaron aformarse las morfologías eólicas descritas. Las posibilida-des de establecer una cronología absoluta en estassuperficies parecen escasas, y las futuras investigacionessobre el particular deberían centrarse en la posibilidad dedatar alguna de las delgadas láminas espeleotémicas afec-tadas por la erosión eólica (Figs. 3E-H y 4G-H). Estasláminas, adaptadas a las superficies planas de caliza urgo-niana, son fácilmente diferenciables por sus tonos cremas y,si contuvieran suficiente cantidad de uranio, podrían apor-tar edades radiométricas (mediante el método Th230/U234),sobre las que basar la cronología relativa del sellado espe-leotémico y la continuada abrasión eólica.

En la Cornisa Cantábrica son escasos los ejemplos deespeleotemas presumiblemente del Holoceno datadosmediante el método Th230/U234. Así, Muñoz et al. (2004)establecieron en la cueva del Cobre (Cantabria) una distri-bución geocronológica, mediante edades obtenidas por estemétodo. El análisis seriado en diferentes espeleotemaslogró correlacionar los periodos de máximo crecimiento delos espeleotemas con estadíos cálidos productores de unamayor vegetación y las interrupciones en el crecimientopara los episodios fríos (cese de escorrentía subterránea porformación de permafrost, cese de la actividad orgánicageneradora del CO2 necesario para la disolución y poste-rior precipitación del carbonato). Los periodos para laformación de espeleotemas quedan remarcados durante elHoloceno (últimos 10 ka BP) y entre los 40-55 ka BP y 90-115 ka BP. Rodridguez-Asensio y Flor (1983) detectaron enla zona del Cabo de Peñas y El Otero (Asturias), que unaparte de la industria lítica encontrada es de composicióncuarcítica y tipológicamente pertenece al Paleolítico infe-rior, pero ha sido retocada por efectos de eolización duranteetapas frías y secas comprendidas entre el Paleolítico infe-rior y el Paleolítico superior, posiblemente durante la faseeólica de Würm I o en fases sucesivas Würm I al IV.

Si se admite que los momentos más favorables para laabrasión eólica se producen bajo condiciones climáticasfrías y secas, más que bajo condiciones lluviosas y máscálidas, parece que en el caso estudiado aquí, el periodomás propicio y cercano en el tiempo, a escala secular, pudohaberse producido durante la etapa fría llamada PequeñaEdad del Hielo (Little Ice Age), desarrollada aproximada-mente desde 1350 hasta la segunda mitad del siglo XIX. Laexistencia de un glaciarismo residual, correspondiente a laPequeña Edad del Hielo (PEH), ha sido constatado y ana-lizado morfológicamente con avances y retrocesos de lospequeños glaciares formados en los Picos de Europa, Piri-neos y Sierra Nevada (González-Trueba, 2005 yGonzález-Trueba et al., 2005). La erosión eólica dominanteen la PEH estaría siendo relevada actualmente por una acti-vidad de disolución más intensa, evidenciada en lassuperficies rugosas y sin brillo de las calizas, que se des-arrollan mayoritariamente asociadas con organismosalgales (Figs. 4A-C). Otro elemento que apoya esta hipó-



tesis es la ausencia de evidencias de erosión eólica conser-vadas en las calizas que forman parte en la actualidad delas zonas de plataforma de abrasión emergida. Posible-mente, este tipo de litologías carbonatadas responde deforma rápida tanto a la abrasión eólica (generando morfo-logías en pocas décadas), a la posterior disolución,intensificada por efecto de las aguas meteóricas más agre-sivas, llegando a quedar borradas en periodos de tiempogeológicamente muy cortos (Ábalos y Elorza, 2013).

Conclusiones

Se muestra, por primera vez, la presencia de formaserosivas por abrasión eólica (ventifactos) en las superficiesde calizas urgonianas (Aptiense-Albiense), situadas en labase de los acantilados del margen derecho (playa deLaida), del estuario de la Ría de Gernika.

Las variadas estructuras eólicas reconocidas incluyenquillas paralelas a la dirección dominante del viento, groo-ves, pits, pináculos y virutas con un brillo característico.En su desarrollo están fuertemente condicionadas por eltipo de litología, tamaño de grano del agente abrasivo,orientación de la superficie afectada frente a los vientosdominantes y altura del bloque rocoso donde se produce laacción erosiva respecto al nivel de base, constituido por lasuperficie superior de los depósitos arenosos estuarinos.

Dos direcciones dominantes de vientos son las que hanquedado registradas en los ventifactos. Una menos intensay estacional, de componente SE y otra más constante, decomponente NO. Ambas se mantienen manifiestamenteactivas en la actualidad. Las finas partículas de arena (150-300 µm), compuestas por ≈ 80% de cuarzo, actúan comoel agente abrasivo principal y quedan retenidas a poca dis-tancia, formando las arenas de la zona supramareal(complejo dunar de Laida) y en las zonas intermarealespróximas.

El efecto combinado de disolución, por condensaciónde la alta humedad existente formando rocío y abrasión,de la arena transportada por el viento genera rills de for-mas laberínticas y superficies brillantes, con complejostrazados verticales y horizontales. Las formas de lapiacescon rills, exclusivamente verticales y rugosos sin brillo, seproducen en zonas fuera de la acción de las olas y son pro-ducto de la disolución química por las aguas de lluvia. Enel margen izquierdo de la ría (zona de Mundaka), los efec-tos erosivos son diferentes, quedando reflejados en laformación de honeycomb-tafoni condicionados por laslitologías dominantes, en este caso margas arenosas fácil-mente afectadas por disolución química-disgregaciónmecánica.

No hay pruebas determinantes para establecer el iniciode la actividad eólica abrasiva (¿post-glaciar?), mientrasque sí existen evidencias de que se sigue produciendo elfenómeno en la actualidad. Parece que la erosión eólica esmás propia de periodos fríos y secos, como posiblementese produjo, a escala secular, durante la Pequeña Edad delHielo. Actualmente es minoritaria y está en recesión,siendo relevada por una disolución química más intensa,acorde con el actual clima húmedo y cálido.

Atendiendo al tipo de litología que mejor desarrolla losrasgos de abrasión (carbonatada de grano fino), parece quela erosión eólica actúa de forma rápida, pudiendo generaren pocas décadas ventifactos como los descritos. Sinembargo, sus vestigios también pueden ser destruidos rápi-damente, sin dejar evidencias reconocibles tras periodosigualmente cortos.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por el proyectoCGL2008-01130/BTE del Ministerio de Ciencia e Innova-ción (Grupo Consolidado) y el projecto GIU09/61 de laUniversidad del País Vasco (UPV/EHU). Agradecemos alos Drs. J. Sangüesa (DRX) y S. Fernández-Armas (MEB),técnicos de los Servicios Generales de Investigación (SGI-ker) de la UPV/EHU, por las facilidades recibidas en eltratamiento de las muestras. Los autores quieren agradeceral Editor junto con los revisores Drs. J.P. Calvo Sorando yF. Moral Martos sus comentarios y sugerencias que hanayudado a mejorar el presente trabajo.

Referencias

Ábalos, B. y Elorza, J. (2013): Ventifacts and associated weath-ering forms in early Albian carbonates of the Cantabrian coast(Noja, Northern Spain). Geomorphology (in press). doi:10.1016/j.geomorph.2013.04.028

André, M.F. y Hall, K. (2005): Honeycomb development onAlexander Island, glacial history of George VI Sound andpaleoclimatic implications (Two Step Cliffs/Mars Oasis, WAntarctica). Geomorphology, 65: 117-138. doi: 10.1016/j.geo-morph.2004.08.004.

Bishop, D.G. y Mildenhall, D.C. (1994): The geological settingof ventifacts and wind-sculpted rocks at Mason Bay, StewartIsland, and their implications for late Quaternary paleocli-mates. New Zealand Journal of Geology and Geophysics, 37:169-180.

Braley, S.M. y Wilson, P. (1997): Ventifacts from the coast ofNorthumberland. Proceedings of the Geologists’Association,108: 141-147.

Bridges, N.T., Razdan, A., Greeley, R. y Laity, J.E. (2004): Highresolution laser scanning techniques for rock abrasion and tex-tural analyses on Mars and Earth. Lunar and PlanetaryScience, 35: 1897.

Bridges, N.T., Razdan, A., Yin, X., Greeley, R., Ali, S. y Kushu-napally, R. (2010): Quantification of shape and texture forwind abrasion studies: Proof of concept using analog targets.Geomorphology, 114: 213-226.

Cearreta, A. (1994): Análisis micropaleontológico e interpretaciónpaleoecológica del relleno sedimentario holoceno en el Estua-rio del Bidasoa (Golfo de Bizkaia). Geobios, 27: 271-283.

Cearreta, A, Monge-Ganuzas, M. y Iriarte, E. (2004): Segui-miento y evaluación sedimentológica del proyecto deregeneración dunar en Laida (Reserva de la Biosfera de Urdai-bai). Informe final (Octubre 2001-Diciembre 2004). Informeinédito para el Departamento de Medio Ambiente y Ordena-ción del Territorio del Gobierno Vasco, 42 pp.

Cearreta, A., Monge-Ganuzas, M. y Iriarte, E. (2006): Segui-miento morfodinámico de la desembocadura del estuario delOca (Reserva de la Bioesfera de Urdaibai). Informe inéditopara el Departamento de Medio Ambiente y Ordenación delTerritorio del Gobierno Vasco, 131 pp.



Galparsoro, I., Borja, A., Legorburu, I., Hernández, C., Chust, G.,Liria, P. y Uriarte, A. (2010): Morphological characteristics ofthe Basque continental shelf (Bay of Biscay, northern Spain):their implications for integrated coastal zone management.Geomorphology, 118: 314-329. doi: 10.1016/j.geomorph.2010.01.012

Gillies, J.A., Nickling W.G. y Wilson, M. (2009): Ventifacts andwind-abraded rock features in the Taylor Valley, Antarctica.Geomorphology, 107: 149-160.

González-Trueba, J.J. (2005): La Pequeña Edad del Hielo en losPicos de Europa (Cordillera Cantábrica, NO de España). Aná-lisis morfológico y reconstrucción del avance glaciar histórico.Revista Cuaternario y Geomorfología, 19: 79-94.

González-Trueba, J.J.,Martín Moreno, R. y Serrano, E. (2005): Elglaciarismo de la Pequeña Edad del Hielo en las MontañasIbéricas. Síntesis y estado actual de conocimiento. RevistaCuaternario y Geomorfología, 21: 57-86.

Greely, R. y Iversen, J.D. (1985): Wind as a geological processon Earth, Mars, Venus and Titan. Cambridge University Press,Cambridge, 322 p.

Hoja 38-III (Mungia) (1992): Mapa geológico del País Vasco.Mapa, memoria y bases de datos. Escala 1:25000. Ente Vascode la Energía (EVE). Bilbao.

Hoja 38-IV (Elantxobe) (1992): Mapa geológico del País Vasco.Mapa, memoria y bases de datos. Escala 1:25000. Ente Vascode la Energía (EVE). Bilbao.

http://www.aemet.es/es/serviciosclimaticos/datosclimatologicos.Ministerio de Agricultura, Alimentación y Medio Ambiente).Estación metereológica de Bermeo.

http://www.urdaibai.org/es/ingurumena/geologia/estuarioa.php.Urdaibaiko Galtzagorriak © 2011. [email protected] Vasco, Ayuntamiento de Gernika-Lumo y Reservade la Biosfera de Urdaibai.

Knight, J. (2005): Controls on the formation of coastal ventifacts.Geomorphology, 64: 243-253.

Knight, J. (2008): The environmental significance of ventifacts:A critical review. Earth-Science Reviews, 86: 89-105.

Laity, J.E. y Bridges, N.T. (2009): Ventifacts on Earth and Mars:Analytical, field, and laboratory studies supporting sand abra-sion and windward feature development. Geomorphology,105: 202-217.

Laudermilk, J.D. y Woodford, A.O. (1932): Concerning rillen-steine. American Journal Sciences. Fifth series, XXII, 134:135-154.

Matsukura, Y. y Matsuoka, N. (1991): Rates of tafoni weatheringon uplifted shore platforms in Nojima-Zaki, Boso Peninsula,Japan. Earth Surface Processes and Landforms, 15: 51-56.

McCauley, J.F., Breed, C.S., El-Baz, F., Whitney, M.I., Grolier,M.J. y Ward, A.W. (1979): Pitted and fluted rocks in the West-ern Desert of Egypt: Viking comparison. Journal ofGeophysical Research, 84: 8222-8232.

Monge-Ganuzas, M., Iriarte, E. y Cearreta, A. (2003): Regenera-ción dunar en la Reserva de la Biosfera de Urdaibai (Bizkaia,País Vasco). Geogaceta, 34: 119-222.

Muñoz, M.B., Martín-Chivelet, J. y Rossi, C. (2004): Implica-ciones paleoclimáticas de la distribución geocronológica deespeleotemas en la Cueva del Cobre (Palencia). Geogaceta,35: 179-182.

Mustoe, G.E. (1982): The origin of honeycomb weathering. Geo-logical Society of America Bulletin, 93: 108-115.

Pascual, A. y Rodríguez-Lázaro, J. (2006): Marsh developmentand sea level changes in the Gernika Estuary (southern Bay ofBiscay): foraminifers as tidal indicators. Oceanography of theBay of Biscay. (X.A.G. Morán, J.M. Rodríguez y P. Petitgas,Eds.) Scientia Marina, 70: 101-117.

Pye, K. y Tsoar, H. (1990): Aeolian Sand and Sand Dunes. UnwinHyman, London, 396 p.

Powers, M.C. (1982): Comparison chart for estimating roundnessand sphericity. AGI Data Sheet 18.American Geological Ins-titute.

Rodridguez-Asensio, J.A. y Flor, G. (1983): Industrias paleolíticaseolizadas en la región del Cabo Peñas. VI Reunión do grupoespañol de traballo de Cuaternario. Santiago-O Castro-Vigo.23-46.

Sellier, D. (2006): Contribution à la caractérisation des marquesde la corrosion éolienne par l’analyse exoscopique de venti-facts du Massif armoricain. Zeitschrift für Geomorphologie,NF 50: 393-420.

Várkonyi, P.L. y Laity, J.E. (2012): Formation of surface featureson ventifacts: Modeling the role of sand grains reboundingwithin cavities. Geomorphology, 139-140: 220-229.

Viedma-Muñoz, M. (2005): El régimen de vientos en la cornisacantábrica. Nimbus, 15-16: 203-222.

Viles, H.A. (2001): Scale issues in weathering studies. Geomor-phology, 41: 63-72.

Whitney, M.I. (1979): Electron micrography of mineral surfacessubject to wind-blast erosion. Geological Society of AmericaBulletin, 90: 917-934.

Wilson, P., Christiansen, H.H. y Ross, S.M. (2002a): The geo-morphological context and significance of wind-abradedgravels, boulders and outcrops from the coast of Scotland.Scottish Geographical Journal, 118: 41-57.

Wilson, P., Clark, R., Birnie, J.M. y Moore, D.M. (2002b): LatePleistocene and Holocene landscape evolution and environ-mental change in the Lake Sulivan area, Falkland Islands,South Atlantic. Quaternary Science Reviews, 21: 1821-1840.

MANUSCRITO RECIBIDO EL 1 DE ABRIL DE 2013.ACEPTADO EL MANUSCRITO REVISADO EL 24 DE ABRIL DE2013.



Date post:	29-Nov-2023
Category:	Documents
Upload:	independent
View:	0 times
Download:	0 times

Erosión eólica y disolución química en calizas urgonianas del estuario de la Ría de Guernica...

Documents