“Es muy interesante verles bajar a una cueva; y hay que verles correr cuando ven que hay agua en la cueva; lo que van buscando es alcohol� Groucho Marx
LA CUEVA DE
GOIKOETXE Y EL KARST DE PEÑA FORUA
UNIÓN DE ESPELEÓLOGOS VASCOS EUSKAL ESPELEOLOGOEN ELKARGOA UNION DE SPELEOLOGUES BASQUES
Autores: A. Aramburu G. Aranzabal M. Arriolabengoa J.A. Barberá I. Basterretxea A.I. Camacho J. Castaños P. Castaños J.M. Edeso C. Eraña A. García S. Giralt J. Granja A. Guenaga R. Gutiérrez E. Iriarte
J.C. López Quintana J.J. Maeztu V. Martinez-Pillado J. Moreno X. Murelaga M. Napal J.E. Ortiz C. Prieto I. Renteria Z. San Pedro A. Suarez T. Torres P.J. Uribarri I. Vadillo I. Yusta J.C. Zallo
Fotografía: G. Aranzabal J. Granja
Edita: UNIÓN DE ESPELEÓLOGOS VASCOS EUSKAL ESPELEOLOGOEN ELKARGOA UNION DE SPELEOLOGUES BASQUES
www.euskalespeleo.com Atzeko Kale, 30. 20560 Oñati (Gipuzkoa) Euskal Herria. E-mail: karaitza@euskalespeleo.com Fax: 943 78 03 78 Presidente: David Díez Thale Vicepresidente: Pedro Uribarri Secretario: Javier Moreno García Tesorero: Óscar Quintela Comisión editora Karaitza: Carlos Eraña, Iñaki Latasa y Víctor Abendaño. Número de Inscripción en el Registro de Asociaciones del Gobierno Vasco: Sección Primera, G/204/86.
Diseño y maquetación:
CALLE MAYOR publicaciones www.callemayor.es Fecha de edición: DICIEMBRE 2011 Depósito legal: SS-110/92 ISSN: 1133-5505
Edición patrocinada por el Departamento de Medio Ambiente, Planificación Territorial, Agricultura y Pesca del Gobierno Vasco.
FOTOGRAFÍA PORTADA: "Imagen de la Sala roja" FOTOGRAFÍA CONTRAPORTADA: "Gours en la galería principal del sistema Malloku"
ÍNDICE Presentación
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Nota introductoria
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El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio.
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POR GOTZON ARANZABAL Y JOSÉ JAVIER MAEZTU.
La protección del Sistema Malloku y el karst de Peña Forua. La custodia del territorio.
43
POR JAVIER MORENO.
La fotografía en Goikoetxe.
57
POR JOSU GRANJA.
La vida oculta del mundo subterráneo.
64
POR ANA ISABEL CAMACHO Y CARLOS PRIETO.
Aplicación de técnicas hidrogeológicas para el estudio del karst de Peña Forua.
85
POR IÑAKI VADILLO Y JUAN ANTONIO BARBERÁ.
Estudio paleoambiental a partir de precipitados químicos: espeleotemas de la Sala Roja (Cueva Goikoetxe, Busturia, Bizkaia).
101
POR A. ARANBURU, E. IRIARTE, I. YUSTA, S. GIRALT, V. MARTINEZ-PILLADO, I. RENTERIA, A. SUAREZ Y M. ARRIOLABENGOA.
Aproximación al registro paleoambiental de la cueva de Goikoetxe (Busturia): Evidencias sedimentarias y paleontológicas.
119
POR J.M. EDESO, G. ARANZABAL, J.C. LÓPEZ QUINTANA, A. GUENAGA, J.C. ZALLO, P. CASTAÑOS, J. CASTAÑOS, Z. SAN PEDRO, X. MURELAGA, T. TORRES, J.E. ORTIZ, P.J. URIBARRI, I. BASTERRETXEA, A. GARCÍA Y R. GUTIÉRREZ.
Monitorización climática del Sistema Malloku. POR G.ARANZABAL, I. BASTERRETXEA, S. DÍEZ, P.J. URIBARRI, A. GARCÍA, R. GUTIÉRREZ, J. MORENO, C.ERAÑA Y M. NAPAL.
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Las galerĂas del tercer nivel de Goikoetxe se caracterizan por el color blanco de sus formaciones.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua Presentación
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Presentación DAVID DÍEZ THALE
Presidente de la Unión de Espeleólogos Vascos.
Estimado lector, tienes en tus manos el resultado de un ambicioso trabajo coordinado e impulsado por el colectivo espeleológico de la Unión de Espeleólogos Vascos / Euskal Espeleologoen Elkagoa. Este primer volumen monográfico –edición especial aperiódica de nuestra publicación anual Karaitza – te acerca un nuevo hito en las actividades desarrolladas por la espeleología vasca, producto de la firme trayectoria que sucesivas generaciones de espeleólogos vascos hemos mantenido, desde aquellas primeras Jornadas Vascas de 1.956, en las que la U.E.V./E.E.E. apostó por mantener una clara orientación científico-cultural en la práctica de esta disciplina, además de la exploradora. Es nuestra intención que la entrega de este volumen monográfico no sea la primera y última de esta nueva colección, puesta a disposición de las autoridades, lo estudiosos y la sociedad vasca. Esta publicación presenta el proyecto que coloquialmente se conoce desde el año 2010 en la U.E.V. / E.E.E. como “proyecto Goikoetxe” Este proyecto se apoya en dos columnas que, a nuestro entender, lo hacen innovador. La primera es que los espeleólogos, junto con el propietario de unos terrenos, hacemos protección y gestión de una cavidad y de un sistema kárstico, valiéndonos de la figura de Custodia del Territorio y consiguiendo una protección más efectiva para el karst de la que ofrece la normativa legal de aplicación. La segunda es que somos los espeleólogos los que coordinamos e impulsamos al panel de científicos con los que colaboramos. La complicidad con el propietario de los terrenos, Gorka Zabala, ha sido esencial. Desde el primer momento supo anticipar que el aire frío que sacaba esa grieta de su korta significaba que “algo” interesante había oculto al otro lado. Rápidamente puso su hallazgo en conocimiento de los espeleólogos del grupo ADES, y tomó las medidas precisas que han permitido el descubrimiento de una cavidad sobresaliente en todos los conceptos. Y además, sensible hacia los valores del medio subterráneo, nos ha facilitado enormemente el trabajo a los espeleólogos y expertos que hemos invadido su terreno en numerosas ocasiones. Ha sido un miembro más del equipo. Ójala cunda el ejemplo. Ya desde estas primeras páginas queremos mostrar a Gorka y su familia nuestro más profundo agradecimiento. En este marco de estrecha colaboración con el propietario, y apoyados por el Gobierno Vasco, hemos podido coordinar e impulsar unos estudios multidisciplinares sobre el sistema cavernario de Peña Forua con expertos de las distintas disciplinas asociadas al karst: biología, geología, paleontología, hidrología, climática. Y presentamos aquí y ahora un avance de las investigaciones. Hemos de insistir en que no puede entenderse como un libro que presenta un estudio concluso de los valores del karst de Peña Forua y del sistema Malloku. Las razones de ello se deben, sobre todo, a las condiciones temporales que rigen las subvenciones públicas, y a que las investigaciones sobre la cavidad, lejos de despejar las incógnitas, han abierto muchas más dudas que repuestas que requerirán de más tiempo, más análisis en laboratorio y más estudios.
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Los laminadores en Goikoetxe se deben a los rellenos sedimentarios de la sección baja de la galería. Acarreos fluviales que forman rellenos de 4-5 m de espesor.
Pasamos ahora el testigo del impulso de las investigaciones a estos científicos, pero no sin antes mostrarles nuestro más sincero agradecimiento y nuestro compromiso para, como siempre, ofrecernos como colaboradores y ser sus ojos en el subsuelo en la tarea de deshacer esos nudos gordianos que plantean los enigmas que esconde esta cavidad (y otras). Es inexcusable el agradecimiento al agente de custodia, la Dirección de Biodiversidad y Participación Ambiental del Departamento de Medio Ambiente del Gobierno Vasco. Ha creído en nosotros para realizar este novedoso proyecto y ha sufragado no solo el acuerdo de custodia, sino también los estudios que hemos considerado precisos para estudiar holísticamente el medio subterráneo. También a la Diputación Foral de Bizkaia, quien ha impulsado los trabajos de estudios del sedimento detrítico. No podemos dejar de mencionar y agradecer es su justa medida al promotor y motor de este novedoso proyecto, a Javier Moreno, que desde la Comisión del Karst de la U.E.E / E.E.E. está realizando una loable labor impulsando el conocimiento, estudio, divulgación y protección de nuestros valiosos karst y sus fantásticas cavernas. Vaya también nuestro agradecimiento y reconocimiento para todos los miembros del Grupo ADES, que desde el primer momento se ilusionaron y comprometieron con el proyecto Goikoetxe y al que han dedicado muchas horas de exploración, pero también sacrificado otras muchas, convirtiéndose en perseverantes colaboradores, en la toma de datos y muestras, así como en la necesaria ayuda prestada a todos los expertos que nos han acompañado en este viaje. Es nuestra convicción –y la de los expertos- que la cueva de Goikoetexe y el Karst de Peña Forua esconden todavía muchos e interesantes secretos. Esperamos poder seguir desvelándolos en compañía de nuestros amigos -científicos y espeleólogos del ADES y de la U.E.V / E.E.E.- con quienes la colaboración en anteriores proyectos, como en el presente, continúan fortaleciendo nuestros lazos y construyen puentes que nos auguran futuros éxitos.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua Nota introductoria
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Nota introductoria GOTZON ARANZABAL Y JAVI MORENO
Para los espeleólogos, abordar un trabajo como el que nos planteamos con la Cueva de Goikotxe no ha sido fácil. Se nos ha antojado duro salirnos de los habituales quehaceres de nuestra afición y pasión para enfrentarnos a una figura tan novedosa en nuestro ordenamiento jurídico, como es la Custodia, acompañada del estudio científico que deseábamos se llevara a cabo. La Cueva de Goikotxe se lo merecía. Desde el primer momento en que los espeleobuceadores llegaron a la que es la sala de entrada desde la korta, no cabía duda de que estábamos ante una cavidad sobresaliente: bellísimos paisajes, restos paleontológicos, paquetes sedimentarios espectaculares, formaciones químicas sobresalientes… Por ello, empujados por la curiosidad, quisimos ir más allá de hacer la tradicional topografía, y nos pusimos manos a la obra para proteger eficazmente la cueva y aunar científicos de distintas especialidades que pudieran estudiarla y desvelar sus misterios. Nuestro objetivo principal siempre ha sido mostrar el karst como un sistema complejo, donde la cavidad debe entenderse en su contexto, y donde coexisten, estrechamente relacionados, muchos valores. El karst debe entenderse como uno, al igual que las disciplinas científicas que lo estudian deben coordinarse como una. Algunos pelos hemos dejado en la gatera, pero estamos satisfechos del resultado. Hasta este momento sólo se ha arañado la superficie; pero, de mientras, este libro, muestra del trabajo realizado, queda para la posteridad. Ahora al lector le toca juzgar.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio
El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio GOTZON ARANZABAL * JOSÉ JAVIER MAEZTU *
RESUMEN: En este artículo se presenta el estudio del karst de la Peña Forua, desde el punto de vista de la principal cavidad existente: la cueva Goikoetxe a la que llamaremos “Sistema Malloku”. Podemos considerar a este artículo como una introducción a los demás que completan esta publicación, de un carácter más especializado y por tanto como una introducción para contextualizar el marco físico donde se han desarrollado nuestras actividades. Hemos seguido un esquema de estudio basado en un modelo de descripción de cavidades y del karst (MAEZTU, 1992) y hemos recogido toda la información existente sobre las cavidades existentes en la zona del Catálogo de Cuevas y Simas de Urdaibai (ADES, 2010).
LABURPENA: Artikulu honetan Foruatxeko karstaren ikerketa aurkezten da hango haitzulo nagusiaren ikuspuntutik (Goikoetxeko koba), Malloku Sistema izenekoa. Argitalpen honetako beste artikulu espezializatuagoen sarrera honetan, gure aktibitateen kokaleku izan den testuingugu fisikoa aurkezten dugu. Ikerketaren egitura kobak deskribatzeko ohizko ereduari jarraituta egin dugu (MAEZTU, 1992) eta inguruko haitzuloei buruzko informazio guztia Urdaibaiko Leizeen eta Koben Katalogotik ateratakoa da (ADES, 2010).
ABSTRACT: In this paper we show Peña Forua karst study from the speleological point of view and the karst area general features. So this is a first stage for the other papers in this review, more specialized and we can see it as a general introduction of the main cave of this karst (Goikoetxe /Malloku System). We make a descriptive work based on the model (MAEZTU, 1992) and we have take information of the last speleological work (ADES, 2010) carried out for the Urdaibai area.
1.- A MODO DE INTRODUCCIÓN: NOTAS SOBRE LAS DENOMINACIONES E HISTORIA DE LAS EXPLORACIONES. 1.1.- Algunas aclaraciones.
La segunda entrada es la grieta ampliada de Goikoetxe Korta, situada en el interior de la cuadra del caserío Goikoetxe que es por donde se accede habitualmente. Esta entrada se abrió en el año 2009 ya que antes era una grieta por la que circulaba una fuerte corriente de aire. Por ello en muchas ocasiones hablamos de la cueva de Goikoetxe.
Actualmente el Sistema Malloku cuenta con varias entradas. La cueva Apraiz o Iturgoien II es el punto de surgencia del sistema y por donde han progresado las exploraciones subacuáticas. Esta cavidad era ya mencionada en el Catálogo Espeleológico del GEV y hasta la exploración de los sifones era una cueva de 160 m de longitud con un río subterráneo en su interior. Gracias a la exploración subacuática se ha podido conectar esta cavidad al resto del sistema.
Aunque sin conectar, es más que probable la implicación de otras entradas -conjunto de sumideros de Erlatxe, como posible cabecera hidrológica - en el sistema, al tiempo que existen cavidades que quedan a menos de 20 m de galerías exploradas y que realmente forman parte del sistema aunque se encuentran colmatadas por los depósitos de tipo detrítico o clástico.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio
Momento de explorar el tercer sifón.
El hecho de que la mayor parte de las galerías se encuentre debajo del valle cerrado de Malloku y que la cabecera de absorción se encuentre en el punto más bajo de este valle - conjunto de sumideros de Erlatxe- justifican por si mismo el nombre del sistema. 1.2.- La exploración subacuática. Los 150 m que se conocían en la cueva Iturgoien/Apraiz daban una idea del grado de karstificación de esta área pero el sifón en Iturgoien marcaba el límite de lo accesible. Dentro de un proyecto de exploración de sifones en cuevas de Urdaibai que los espeleobuceadores Antonio García y Ricardo Gutiérrez estaban llevando a cabo, sería en abril de 2009 cuando se acercan por Iturgoien a calibrar las opciones de exploración del sifón. Es ahí cuando puede decirse que comienza la historia del Sistema Malloku. Una historia que por razones técnicas se escribe distinta según se trate de las exploraciones del sector aéreo o del subacuático. En este último, las zonas vadosas alternan con tramos de galería freática por lo que serán las inmersiones las que van dando a conocer esta parte del sistema, y por tanto, son los espeleobucedores los que las describen.
Entrada Iturgoien II. Actúa como trop plein del sistema, entrando en carga tras periodos de fuerte precipitación.
El primer sifón no plantea gran dificultad. La inmersión descubre un sifón de 25 m de largo y 5 m de profundidad máxima; meandriforme, suelo arenoso y manteniendo orientación sur. Al otro lado vuelve la cavitación en régimen vadoso que a lo largo de los siguientes 100 m mantiene la misma característica morfogenética que el sector de entrada de Iturgoien. En este punto, la galería vuelve a sifonar (sifón nº2). 50 m de desarrollo por 7 m de profundidad y similar en características al sifón nº1. La diferencia se encuentra a la salida del sifón. La galería cambia totalmente de aspecto. Pasado un caos de bloques puntual, la galería gana sustancialmente en altura y los espeleotemas pasan a ser los protagonistas. Es en este tramo donde se establece la conexión propiamente dicha con las galerías de la Cueva de la Cuadra de Goikoetxe.
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Entrada Goikoetxe en su estado original.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio
Chimeneas de equilibrio entre el piso activo y el piso medio. En crecida el agua sube desde abajo, retirándose por gravedad cuando el nivel desciende.
Sección galería en el sector de la cueva Iturgoien. Se observa a ambos lados de la galería una veta de calcita hidrotermal que también aparece en la Sala Roja, así como en alguna otra cavidad del macizo de Peña Forua (cueva Uresandi).
Prosiguiendo 150 m río arriba -dirección sur- vuelve la morfología freática hasta alcanzar el denominado sifón nº3, en la base de un tubo-chimenea de 2x2 m de sección y 12 m de altura, todo él tapizado de colada estalagmítica. El sifón nº3 es similar a los anteriores aunque el sedimento arenoso depositado en el fondo es sensiblemente superior. Tras él, el río Aprese vuelve a circular en régimen vadoso a lo largo de los 70 siguientes metros, hasta sifonar nuevamente. En este tramo se observan varios puntos en los que la galería gana en altura y que probablemente son los mismos por los que en épocas de crecidas se da un trasvase de aguas entre los pisos medio e inferior.
Goikoa) y el hecho de que por ellas surja un río subterráneo, ha hecho que no pasen desapercibidas. Incluso se conocen leyendas relacionadas con estas cuevas.
El sifón nº4 presenta una sección más modesta. Tubo de 1x1 m que profundiza rápidamente 5 m hasta alcanzar una pequeña sala. Al fondo, una fractura estrecha conduce a una burbuja. A continuación y a 4 m de profundidad, una fractura transversal desciende hasta los 11 m a la vez que se va estrechando hasta el punto de impedir la progresión. Este es el lugar que marca por ahora la punta de la exploración subacuática. 1.3.- Las exploraciones del Sistema Malloku. Un poco de historia. Las cuevas Apraiz/Iturgoien son de siempre conocidas. Su ubicación próxima a los caseríos Apraiz (Bekoa; Erdikoa y
El Grupo Espeleológico Vizcaíno cataloga estas cuevas con las siglas VI-615 para la surgencia propiamente dicha, y VI230 para la cueva penetrable, a la que se refiere con el nombre de Iturgoien II. A ésta última le asigna un desarrollo de poco más de 100 m. Por la década de los 80 del siglo pasado, el grupo ADES de Gernika visita Apraiz, explorando las galerías y realizando un levantamiento topográfico. Se dibuja 160 m de galería y se detiene la exploración en un lago-sifón, inaccesible en aquellos momentos. El tiempo pasa y la cueva, a pesar de no quedar en el olvido, ya que es frecuentemente visitada por la belleza de la galería, no despierta gran interés espeleológico al presentarse el sifón “Terminal” como infranqueable con los materiales y técnicas que se disponían. No será hasta el año 2005 cuando la cueva Apraiz se ponga como objetivo de exploración. En este año el ADES comienza a revisar todas las cavidades de Urdaibai con miras a elaborar un completo catálogo. En el transcurso de los trabajos, Gorka Zabala, propietario del caserío Goikoetxe, co-
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio
Entrada Goikoetxe en su estado original.
Desobstruyendo la entrada de Goikoetxe.
Estado actual de la entrada de Goikoetxe.
munica a miembros del ADES que en el edificio de la cuadra se abre una grieta por la que circula el aire. La grieta no pasa de tener unos centímetros de anchura y además se encuentra colmatada por sedimentos, pero ciertamente, entre las piedras, circula el aire. En esta tesitura, el ADES no duda en relacionar esta grieta con la surgencia de Apraiz, y a pesar de lo insignificante del orificio, decide tenerlo en cuenta y catalogarlo. Tiempo después, llega el momento de afrontar la exploración del sifón de Apraiz. Espeleobuceadores franquean el sifón y certifican que al otro lado se abren importantes galerías que se dirigen hacia la cuadra de Goikoetxe. Con esta información, la desobstrucción de la grieta cobra interés. El 24 mayo de 2009 se decide dar comienzo a los trabajos y ante mayúscula sorpresa, la desobstrucción resulta ser bastante sencilla. En pocas horas, el acceso a las galerías de Goikoetxe Korta es una realidad. Al “escurrirse” por el pequeño orificio practicado, que a duras penas permite el paso, una sala de notables dimensiones y absolutamente concrecionada sorprende a los exploradores. Desde el primer metro, Goikoetxe Korta se
presenta como una magnífica cavidad. El primer impacto resulta ya tan notable que, al informar a Gorka Zabala sobre lo visto, se hace la observación de que ello puede que sea una buena o también, mala noticia. Buena, porque realmente su propiedad alberga un verdadero “tesoro”. Mala, porque, precisamente por ello, es posible que de aquí en adelante los espeleólogos le vayamos a causar serias molestias. A la siguiente incursión, ya pertrechados con el material necesario para dar comienzo una exploración, la cueva corrobora su magnificencia, no ya solo por la belleza de sus galerías, sino también porque se descubren los primeros restos paleontológicos y porque la potencia y secuencia de los sedimentos, tanto carbonatados como fluviales, hacen entrever que de esta cueva se va a poder extraer valiosa información sobre el pasado paleoclimático de la comarca de Urdaibai. En esta primera salida se alcanza la extraordinaria “Sala Roja”. A la salida se informa a Juan Carlos López Quintana –arqueólogo colaborador del ADES- de los restos paleontológicos hallados, y éste inmediatamente se ofrece a visitar la cueva.
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Cabeza de oso en su ubicación.
La siguiente entrada está dedicada a mostrar a López Quintana los restos paleontológicos. Se identifican ejemplares de ciervo y oso. Tampoco pasa desapercibido para los arqueólogos el valor de la cueva y propone dar comienzo de inmediato un estudio pluridisciplinar que involucre a las distintas ramas científicas con material de estudio potencial en una cavidad. La exploración prosigue. El acceso ha debido ser ampliado para permitir el trasiego de personas poco habituadas a las estrecheces. En la Sala Roja se descubre una pieza que se identifica como molar de rinoceronte. Pero parece que la Sala Roja marca el límite de lo accesible. Una colmatación de la galería provocada por la potencia de los sedimentos carbonatados se muestra como infranqueable. Sin embargo la circulación de aire y la morfología de la galería indican que posiblemente continúe más allá. No sin pesar, porque ello supone romper rellenos estalagmíticos, se decide afrontar una desobstrucción. Después de varias sesiones y de franquear dos barreras, se alcanza la continuación. Al otro lado “la fiesta” parece no tener límite. Se siguen descubriendo restos paleontológicos y las series de sedimento muestran que estamos ante un auténtico laboratorio natural.
La espeleometría supera rápidamente los 3000 m. Pero la dimensión física de la cueva pierde protagonismo ante la dimensión que comienzan a adquirir los estudios científicos y la necesidad de proteger el medio donde se encuentran tales tesoros. 1.4.- El Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio. Los espeleólogos nos encontramos con la oportunidad de gestionar el estudio integral de una cavidad. Es por ello que en el año 2010 el ADES decide delegar la gestión de la cueva en la Unión de Espeleólogos Vascos (UEV). A partir de ahora será la UEV la que coordine los estudios. Dado que Goikoetxe alberga un yacimiento paleontológico, es la Diputación Foral de Bizkaia la que tiene competencias sobre el Patrimonio cultural. Con las características que presenta el acceso principal al sistema y con la importancia y valores que atesora, había que “hacer algo”. A ese “algo” la respuesta se la ha dado la Custodia del Territorio, figura creada por el Gobierno Vasco para gestionar el valor del patrimonio natural del territorio.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio
Bajo esta figura, La UEV (Unión de Espeleólogos Vascos), con la total connivencia tanto del ADES de Gernika (grupo descubridor y explorador de la cavidad) como de Gorka Zabala, del caserío Goikoetxe, se erigen en “custodiadores” del entorno donde se desarrolla la cavidad y comienza a realizar las primeras acciones para la protección, estudio y puesta en valor de la cavidad. Por ello se informa a los responsables y se consigue autorización para el cierre de la entrada con ánimo de preservar el contenido y regularizar las visitas. Será el Gobierno Vasco, a través de la recién creada figura de “Custodiador del Territorio” el que subvencione en mayor medida los gastos, incluidos los generados por la realización de una serie de estudios preliminares y los de instalación de estaciones climáticas repartidas en siete puntos diferentes de la cavidad. Con la positiva experiencia del primer año, para el 2011 se decide continuar acogiéndose a la figura de Custodia del Territorio. Será la principal fuente de financiación de los gastos que van a generar los ambiciosos estudios que se pretende afrontar. Simultáneamente, la Diputación Foral de Bizkaia se hace cargo del estudio sedimento-paleontológico que inicialmente se desarrolla en un perfil estratigráfico de la Sala Roja. Hasta el momento, la espeleometría de la cueva supera los 3400 m. Están en marcha trabajos paleontológicos; sedimentológicos (tanto de espeleotemas como de aluvión); climáticos; hidrogeológicos (con inyección de trazadores y posterior recogida de muestras incluido); geomorfológicos; bioespeleológicos (de fauna terrestre y acuática) y fotográficos. Trabajos que se pueden ver en esta publicación, bien acabados o en fases preliminares.
ría de Gernika-Mundaka, abarcando parte de los municipios de Busturia, Murueta y Forua. Geográficamente toda la comarca, se articula en torno a Gernika y la ría, configurando un paisaje de colinas y valles. De esta forma el conjunto de la comarca queda limitado por la línea de costa al norte, y por una serie de montes de diferentes alturas a ambos márgenes de la ría y el monte Oiz como frontera sur. El paisaje se encuentra condicionado por una climatología favorable y la cercanía del mar, así como por una elevada presión antrópica, que lo ha modificado. Debido a sus características físicas y humanas y a sus peculiaridades dentro del País Vasco, la cuenca hidrográfica de la ría de Gernika-Mundaka presenta una figura de protección particular desde 1984: Reserva de la Biosfera de Urdaibai. Por su situación geográfica (43º latitud norte), y la cercanía del mar Cantábrico, las precipitaciones son abundantes (1200 mm/año), aunque la forma de cubeta cerrada de la comarca, implica un microclima especial, ligeramente más cálido que las zonas limítrofes, ya que casi todos los vientos, con excepción del norte son subsidentes, originando un aumento de la temperatura al descender hacia el valle (efecto foëhn). Estos factores climáticos y fisiográficos provocan que la zona se encuentre bien cubierta por vegetación, y a pesar de la intensa actividad humana con plantaciones de repoblación y prados, el color verde es el dominante en el paisaje. La vegetación potencial de la zona aunque por lo general muy alterada, se conserva en aquellas zonas menos accesibles (zonas calizas de elevada pendiente). Es en estos lugares donde aparece el importante encinar cantábrico, que lejos de considerarse como una “reliquia postglaciar”, constituye una formación dinámica y viva que forma una maraña de vegetación tupida y casi impenetrable que sólo permite el paso por veredas y caminos. Este es el caso de la Peña Forua, siendo de esta forma la prospección en foto aérea poco menos que imposible.
2.- ENCUADRE GEOGRÁFICO GENERAL. El Karst de Peña Forúa se encuentra enclavado en la comarca de Busturialdea (Bizkaia), en el margen izquierdo de la
A nivel geomorfológico es de destacar las elevadas pendientes y la presencia de materiales de diferente dureza ante la erosión, quedando en resalte aquellos más com-
Participantes en una de las numerosas salidas de estudio realizadas en Goikoetxe.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio
petentes (calizas), frente a los menos competentes. De esta forma entre los materiales más blandos aparecen corredores y valles más amplios, como la zona dónde se encuentra Gernika y la propia ría, excavada en materiales triásicos. Por el contrario, entre los materiales más duros figuran las calizas que quedan en resalte y ofrecen espectaculares miradores (cumbre del monte Ereñozar) sobre la comarca. En líneas generales la región forma parte del flanco sur del Anticlinorio Vizcaíno, buzando por norma general los estratos hacia el SW. La presencia atestiguada del hombre desde hace más de 12000 años, unido a la elevada densidad de población, provoca que la comarca esté totalmente antropomorfizada. Núcleos de población, carreteras, huertos, pinares, polígonos industriales e infraestructuras generales, provocan una elevada alteración del paisaje. Únicamente las zonas calizas, de difícil acceso y elevada pendiente, parecen mantenerse al margen de esta globalización del paisaje humano. La elevada densidad del encinar cantábrico protege con celo lo que en estas áreas se encuentra. Gracias a ello ha sido posible encontrar tesoros como el sistema de Mallloku y quizás sea en estos lugares donde puedan aparecer nuevos descubrimientos, ya que fuera de senderos y veredas el área es prácticamente impracticable. Sólo ahora y con la ayuda de tecnologías LIDAR y RADAR de alta resolución que “leen” el relieve por debajo de la vegetación empezamos a describir la superficie de estas áreas. Situación geográfica de Urdaibai y Peña Forua.
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3.- EL AREA KÁRSTICA DE PEÑA FORUA. El karst de Peña Forua se presenta como una estructura elevada orientada en sentido NNW-SSE. Esta área abarca una franja de 4000 m de longitud y unos 700 m de anchura conformando un área kárstica independiente con una extensión aproximada de 3 km2, conocida como la “Subunidad Kárstica de Peña Forua” (ADES, 2010). El área presenta un aspecto macizo y compacto, totalmente cubierta por vegetación, con una altura media bastante constante en el centro que se eleva hasta los 354 msnm en Atxondo. La altura disminuye hacia los extremos N y S, formando una típica lentilla urgoniana. Las pendientes son elevadas, especialmente en los vertientes E y W, ya que pasamos de los 70 msnm hasta la cota citada en muy poca distancia. Además en la vertiente W, nos encontramos con el valle cerrado de Malloku, que va a actuar como cuenca vertiente, aumentando considerablemente la cantidad de agua que puede circular por el interior del karst (recarga alóctona). Ello permite un importante número de cavidades por km2 y la presencia de grandes volúmenes a pesar de las limitaciones físicas del área kárstica. De igual manera la cercana presencia del nivel del mar y la infiltración han provocado que los niveles de base se encuentren cercanos al nivel del mar por lo que la organización del drenaje se concentra en las zonas más bajas. En el caso de Peña Forúa las surgencias principales se encuentran a menos de 20 msnm. 3.1.- Geomorfología del karst. Los factores condicionantes. El área kárstica de Peña Forua se dispone de manera muy semejante a otros karsts urgonianos del País Vasco o del entorno de Urdaibai con los que comparte muchas características provocadas por la combinación de los factores geográficos, geológicos, climatológicos y antrópicos que existen en la zona.
En lo alto del cordal entre el alto de Peña Forua y la cumbre de la Peña Murueta, un pequeño hueco entre la vegetación permite colocar al macizo en el contexto de Urdaibai.
3.1.1.- LOS FACTORES GEOLÓGICOS: ESTRATIGRAFÍA Y TECTÓNICA.
Las calizas de Peña Forua son calizas arrecifales del Albense-Aptense. Todo el conjunto está formado por organismos órgano-constructores (calizas de rudistas en facies urgoniano), que se encuentran por doquier en la Cuenca Vasco-Cantábrica. Normalmente aparecen formando estructuras de aspecto triangular (tan características de Euskadi como Udalaitz o Anboto) y formando estrechas barras orientadas en la dirección del Anticlinorio Vizcaíno. De esta forma la extensión de los karsts urgonianos no es especialmente grande. Son característicos las elevadas pendientes y su carácter en resalte al estar limitadas por fallas sobre materiales menos competentes. Normalmente estas calizas se encuentran bien fracturadas, presentan un alto contenido en carbonatos, lo que unido a la elevada precipitación de la cornisa cantábrica, provocan fuertes tasas de infiltración y de karstificación. Estas características litológicas son comunes a los afloramientos urgonianos de las calizas aptienses de Urdaibai, siendo Peña Forua un ejemplo más.
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Cueva-mina Aitzkirri. El óxido de hierro es más que evidente.
Al igual que otros muchos karst de Facies Urgoniano, En Peña Forua, va a resultar determinante la aportación de importantes volúmenes de aguas en tránsito procedentes de las areniscas de la Formación Deba, que encajan por el W a las calizas. Este hecho provoca una aceleración de la disolución y por lo tanto un aumento de la karstificación y la generación de importantes volúmenes en proporción a un área reducida. La gran cantidad de vegetación también resulta importante en la generación de C02. Estos dos factores son los que explican la amplia karstificación de los karsts cantábricos. Respecto a las condiciones estructurales que han afectado a la roca, sí que podemos destacar ciertos factores particulares. En primer lugar la dureza de la roca provoca que la respuesta ante las tensiones sea siempre rígida, siendo una roca tendente claramente a la fracturación antes que al plegamiento, aunque la existencia de rocas encajantes más plásticas puede atenuar las tensiones. La estructura se orienta a nivel general en sentido NNW-SSE, por lo que las fracturas principales también van a seguir esta dirección con otro sistema secundario perpendicular a este. El factor estructural es clave en el desarrollo del Sistema Malloku, donde se observa como las galerías y orientación principal se adaptan a esta fracturación (N 340º).
Completamente camuflado por la vegetación, uno de los varios sumideros que se alinean a lo largo de la vertiente occidental del valle Malloku, justo en el contacto entre las calizas y materiales impermeables.
Existe un factor distorsionador que es el afloramiento al NW del diapiro de Gernika. El empuje de esta estructura ha levantado las capas de tal forma que buzan más entre 30º y 45º hacia el W, remarcando el carácter agreste del relieve y generando ocasionalmente la formación de canchales y pedreras, únicos lugares no cubiertos por la vegetación. 3.1.2.- LOS FACTORES FISIOGRÁFICOS. EL RELIEVE.
Debido a la cercana presencia del nivel del mar y a la presencia de materiales competentes donde se asienta el karst, podemos definir a la zona como un área de relieve agreste a pesar de la modestia de las cotas, ya que desde la cumbre de Atxondo y Murueta en torno a los 350 msnm hasta la ría de Gernika-Mundaka apenas hay 1500 m en línea recta. Estos parámetros se pueden considerar muy parecidos en todo el entorno de montes y colinas que rodean Urdaibai, siendo comunes los valores de pendiente por encima del 20%. Para el caso de las calizas y en concreto de Peña Forua, debido a su mayor dureza, el resalte sobre el entorno es mayor y es fácil llegar a valores de pendiente del 30-50%. Con esos valores es difícil la generación de dolinas, limitadas a las zonas de menor pendiente, siendo el lapiaz, la forma de infiltración predominante para la recarga autóctona.
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Sin embargo, lo más importante a nivel de relieve lo constituye el valle cerrado de Malloku, encajado entre el collado San Martín (263 msnm) al sur y el collado Kariku (130 msnm) al norte y cuyo punto más bajo se sitúa a la cota 64 msnm. Este valle de 1500 m de largo por 500 m de anchura máxima, abierto al oeste de la barra caliza y en pleno contacto mecánico con los materiales impermeables, va a constituir el elemento más destacado. La depresión de Malloku, lo que provoca es una importante recarga alóctona que va a entrar al karst, de forma directa, sin la regulación que supone el atravesar la barra caliza a través del lapiaz. Ello supone importantes volúmenes de agua en poco tiempo y la más que comprobada inundación del nivel medio, cuando el nivel inferior no puede desaguar todo el caudal. 3.1.3.- LOS FACTORES CLIMÁTICOS.
El clima es un importante factor en el modelado kárstico, ya que de él dependen la precipitación y temperatura, factores ambos que combinados son importantes a la hora de explicar la velocidad de respuesta o de transmisión del karst, así como otras formas tanto endokársticas como exokársticas. La precipitación de la zona es abundante pues los 1200 mm/año homogéneamente distribuida. También debe tenerse en cuenta la importante humedad relativa del aire siempre alta debido a la influencia marina. Hay que destacar que las temperaturas son suaves durante todo el año (media 14º C). Todo ello permite la existencia de un importante bosque de encinar cantábrico muy denso y actualmente poco alterado por el hombre. Esta cubierta vegetal permite una elevada evapotranspiración, que calculamos superior al 50% del total precipitado y en consecuencia una menor infiltración. En cualquier caso existe siempre agua suficiente para circular por el interior del karst y esta abundancia de agua a lo largo del tiempo ha provocado que los niveles de base se encuentren muy evolucionados, muy por debajo de los puntos de infiltración difusa de la parte superior del karst y cercanos al nivel del mar (cota 20 msnm). Además, la bondad climática existente en la comarca con temperaturas suaves, precipitaciones abundantes y bien distribuidas, aseguran la presencia de bosque, factor junto al suelo muy importante para explicar la presencia de C02 abundante, durante gran parte del año, elemento clave para la formación de cavidades y sobre todo para los procesos de reconstrucción, de los cuales es prodigo el Sistema Malloku como veremos más adelante. Estudios realizados en karsts cercanos desde el punto de vista climático (GARCIA CODRON, 1984), estiman una tasa de disolución actual para estos entornos de alrededor de los 35-40 mm/ky. Esto supone que con las condiciones climáticas actuales (que sabemos no se han mantenido ni siquiera 10000 años) un rebajamiento general del karst del orden de 30-40 m cada 100000 años, cifra que debe tomarse más como orden
de magnitud comparativa con otros karsts con diferentes modelados climáticos que como un dato en si mismo. 3.1.4.- FACTORES PALEOCLIMÁTICOS Y TEMPORALES.
Más importante que el clima actual son sin duda los climas del pasado en los que se ha creado y evolucionado la cavidad. Este hecho, objeto de investigación actual gracias a la fauna y a los sedimentos encontrados en Goikoetxe y en otras cavidades, (ARANZABAL y MAEZTU, 2011) tiene que ser deducido de fuentes indirectas y de datos generales disponibles para el conjunto de la cornisa cantábrica. En cualquier caso sabemos que en los últimos 500000 años el clima no ha sido estable. En este lapso de tiempo existen numerosas pruebas que indican que a lo largo de periodos aproximados de 1000 siglos, la temperatura media del planeta ha sido varios grados por debajo de la actual (glaciaciones) y durante “cortos” periodos de 100 siglos la temperatura media ha sido igual o superior a la actual (interglaciares). Este sencillo esquema se va complicando a medida que nos acercamos al presente, con alternancias más complejas de frío con sequía y/o calor con precipitación a lo largo del Pleistoceno Superior y del Holoceno (Dryas, óptimo climático etc.). Aunque no se han encontrado en los montes vascos restos que indiquen la presencia de glaciares, si se han atestiguado restos de acumulaciones morrénicas de circo glaciar en partes altas de Aralar y Gorbea (UGARTE, 1990). También disponemos en la cornisa cantábrica de suficientes elementos (restos paleontológicos, registros arqueológicos, palinología etc.) para decir que en el entorno geográfico que nos ocupa, el clima sufrió largos episodios con bastante más frío que el actual y otros en los que el clima era igual o más cálido. En latitudes más altas y en altas montañas estas glaciaciones permitieron el establecimiento de casquetes glaciares con un espesor en ocasiones de varios kilómetros que provocaron una modificación global del clima, de la circulación general atmosférica y un descenso de hasta 100 m del nivel del mar en los momentos de más frío. Este hecho es de la mayor importancia, ya que estas variaciones del nivel general de base están relacionadas con la evolución del relieve de la zona y el establecimiento de los diferentes niveles en el Sistema Malloku. En esos momentos la línea de costa se situaba 12 Km más al norte y el relieve, probablemente situado a una mayor altura, tuvo que adaptarse al nuevo perfil de equilibrio generado por ese descenso del nivel de base. Esta situación afectó a todos los karsts de la cornisa cantábrica que han evolucionado en el último millón de años. Y podemos hablar de una evolución policíclica con épocas de encajamiento y creación de conductos (glaciaciones) y otras en las que esos conductos se rellenan (interglaciares), dando como resultado la presencia de varios niveles de galerías (co-
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Cantera Peña Forua. Es la mayor agresión al karst de Peña Forua. Ha supuesto la excavación de 200.000 m3 de caliza y el desmantelamiento de varias cavidades, algunas de ellas con restos arqueológicos. La piedra caliza es tras el agua el recurso más demandado en Euskadi.
lectores) donde se observan estas fases de relleno y excavación, como ocurre de manera tan gráfica en el Sistema Malloku. Otra cosa es asignar fechas a estos niveles, datos que esperemos nos sean facilitados por los diferentes estudios que se realizan por otros especialistas, pero comparando con otras cavidades de la zona, con yacimientos donde se han realizado estos estudios, suponemos unas fechas aproximadas que podemos aventurar (LOPEZ QUINTANA, 2010). (LOPEZ QUINTANA et al 2010). Piso inferior < 80/120 Ky. Piso medio < 200/240 Ky. Piso superior < 240/300 Ky. A nivel de exokarst, como ejemplo de todo esto, ponemos el funcionamiento actual de la depresión de Malloku y el funcionamiento que pudo tener en el pasado. Actualmente en esta depresión existen unos sumideros que alimentan hídricamente al Sistema Malloku, que es drenado hacia el norte por el río Aprese, que emerge al exterior por la surgencia de Apraiz, ya fuera del valle Malloku. Esto es ahora así, pero podemos adivinar que no siempre lo fue. Las exploraciones espeleológicas desarrolladas parecen indicar que en origen, por el valle Malloku el agua circulaba superficialmente y que a la altura del actual collado Kariku (extremo norte del actual valle cerrado) el río se sumía por un potente sumidero y emergía de nuevo tras un corto recorrido subterráneo, esto es unos 80 m por encima del nivel de drenaje actual en ese punto. Este hipotético sumidero se relaciona con el piso superior del Sistema Malloku (¿270000 años?), donde han aparecido restos fósiles y restos de depósitos fluviales con fases de relleno y erosión.
3.1.5.- EL FACTOR HUMANO. LA EROSIÓN ANTRÓPICA.
Realmente es difícil encontrar un karst sin alterar en Euskadi (MORENO 2006). La alta necesidad de áridos para construcción provocan que la caliza sea el 2º recurso más consumido después que el agua con 17 TM /año. Peña Forua no es ajena a este hecho y presenta dos canteras. La de mayor tamaño se encuentra al sur. Se trata de la cantera de Atxaga o de Peña Forua. Presenta unas dimensiones de 200x200x50 m. Ello ha supuesto la remoción de unos 2 millones de m3 de caliza. En este gran volumen se produjo el desmantelamiento de algunas cavidades de las que quedan restos o paredes (cuevas de Atxaga; Ginerradi), donde han aparecido restos paleontológicos del Pleistoceno. Como consecuencia de la explotación, a finales de Octubre de 2011, se exploró una cavidad que había aparecido unos meses antes en el escarpe. Esta cavidad puede ser realmente interesante por su forma y tamaño y puede que estuviera relacionada con otra cavidad de gran tamaño, ya totalmente desmantelada (cueva de Ginerradi), a la que se hace referencia en el catálogo del GEV (1985) y de la que algunos habitantes de la zona tienen recuerdo. Otra cantera de menor entidad se encuentra al norte con unas dimensiones de 70x20x20 m, estando actualmente paralizada su actividad extractiva y parcialmente regenerada por acumulación de residuos inertes. Además de estas alteraciones al karst, es destacable la presencia de repoblaciones forestales en el lado oriental, ocupando aproximadamente el 25% de la superficie. El resto, en su mayor parte se encuentra cubierto por encinar cantábrico
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con poco grado de alteración. Por último, es de destacar la existencia de varios caseríos en los extremos de la barra caliza, con el consiguiente cambio del espacio en función de las necesidades de los mismos: huertas, pistas forestales… 3.2.- Características del exokarst. El karst de Peña Forua presenta las siguientes características generales, citadas anteriormente. 1.- Estructura alargada de escasa extensión (3km2) con una orientación general NNW-SSE y fracturación coincidente a esa orientación. Hecho que va a ser determinante en la orientación de los conductos del Sistema Malloku. 2.- Abundante cubierta vegetal de encinar cantábrico, con escasa alteración, aunque en el lado oriental hay una mayor presencia de repoblaciones forestales. La erosión antrópica más visible se manifiesta en las canteras situadas en los extremos. 3.- Roca masiva y de alta pureza lo que le hace quedar en resalte sobre el entorno, delimitando pendientes elevadas y una limitación de las formas de absorción directas (dolinas y sumideros) a las zonas de menor pendiente. Predominio del lapiaz cubierto y semicubierto con numerosas cavidades epikársticas de poco tamaño. 3.2.1.- FORMAS EXOKÁRSTICAS.
El lapiaz cubierto o semicubierto es la principal forma de absorción existente. La elevada densidad de vegetación impide verlo en conjunto, pero se observa un lapiaz de fracturación con formas desde redondeadas en las partes más bajas a un lapiaz de cresta o aguja en las zonas más elevadas y expuestas. Este hecho lo relacionamos con las altas pendientes, ya que en el 80% del área nos encontramos con pendientes superiores al 30%. Aunque las heladas actualmente no son muy habituales debido al efecto atemperador del mar, en algunas zonas de elevadas pendientes nos encontramos con canchales y graveras de hasta 80 m de longitud por 30 m de anchura en zonas de alta pendiente. El hecho de que no estén colonizados por vegetación es que siguen siendo lo suficientemente activos o móviles para impedir la regeneración forestal. En cualquier caso creemos que la generación de estas graveras pueden estar relacionadas con actividad minera, siendo en origen escombreras que debido a las altas pendientes y las precipitaciones no se estabilizan. En cualquier caso suponen menos del 1% de la superficie del karst. El lapiaz como forma de absorción difusa, va a suponer una ralentización de la infiltración. Como consecuencia, estas aguas
infiltradas tienen tiempo para disolver la caliza y van muy cargadas en C02 debido a la abundante vegetación. Todo ello va a provocar que los conductos se vean continuamente salpicados por numerosas formaciones, que presentan colores ocres. Estos tonos tan característicos y que hacen al Sistema Malloku diferente, los relacionamos con este hecho y con la presencia de óxidos de hierro en las arcillas que rellenan el epikarst. Parece ser que estas arcillas fueron objeto de explotación en puntos concretos en época romana.
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SISTEMA MALLOKU (Apraiz-Goikoetxe)
Busturia (Bizkaia)
ALZADO ESQUEMÁTICO DEL SISTEMA MALLOKU
Por el contrario, el agua infiltrada por dolinas y sumideros supone una entrada rápida de agua al karst y por tanto una respuesta inmediata. Sobre la Peña Forua encontramos un campo de dolinas en el extremo SE. Para interpretarlas y darlas un sentido espacial, han sido determinantes las imágenes LIDAR y RADAR, ya que en las ortofotos pasan totalmente desapercibidas. Se trata de un campo de dolinas alineadas a favor de fracturas E-W, ortogonales al sistema principal de fracturación N-S. La localización de estas dolinas se corresponde con la zona de menor pendiente de toda la Peña Forua, ya que aquí este valor ronda el 20%. Es posible reconocer aproximadamente 30 dolinas con unas dimensiones entre 20 y 40 m de diámetro. Ocupan un campo aproximado de 1000x300 m. Creemos que por la situación de estas dolinas al SE de peña Forua, no tienen relación hidrológica con la surgencia de Iturgoien y el río Aprese de Goikoetxe, sino que pertenecen a la cuenca que es drenada hacia la cantera de Atxaga o de Peña Forua, donde se encuentra el manantial de Olagorta y que tiene su cabecera hidrológica en el sumidero de San Martín, en el extremo sur del valle Malloku.
Sumidero Erlatxe. Es la cabecera hidrológica del sistema.
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Topografía: ADES. Gernika-2011
Topografía: ADES. Gernika-2011
Lo que si va a tener gran importancia en la evolución morfológica del sistema de Malloku, en su comportamiento hidrológico y en los depósitos, es el ya citado valle cerrado Malloku que da nombre al sistema. Esta depresión de 1500x500 m con fondo plano, supone una importante aportación de agua al sistema, probablemente mucho más importante que la procedente por infiltración difusa. Nuevamente a través de las imágenes LIDAR, podemos ver cómo este valle con forma de cuenco disimétrico presenta su lado E de forma definida en contacto con las calizas y totalmente recto. Por el contrario el lado W se presenta con forma más redondeada y ondulante y se presenta abarrancado por numerosos arroyos en sentido W-E que se estrellan contra la barra caliza, formando numerosos sumideros (sumideros de Erlatxe). Estos sumideros se encuentran en dolinas y depresiones, a veces alineadas con la fracturación. Nuevamente se encuentran en zonas de ruptura de pendiente donde los arroyos pierden energía y se infiltran al karst.
una respuesta inmediata ante las precipitaciones y en caso de precipitaciones elevadas provocan tal aumento del caudal en el río Aprese, que el piso inferior no puede drenar. Como consecuencia puede producirse la anegación parcial del piso medio a través de chimeneas de equilibrio, aunque con las observaciones realizadas en el transcurso de las exploraciones, parece ser que en la actualidad este trasvase resulta excepcional. Este hecho es fundamental para explicar la evolución del piso medio, abandonado por el río hace tiempo, siendo los gours el mejor indicador de esta evolución de tipo epifreático. También se ha constatado que desde la vertiente oriental de la galería proceden dos pequeños caudales (recarga autóctona) y que contribuyen a la inundación parcial y al relleno de agua de los gours. Los sumideros y pequeñas cavidades originados en este fondo de valle los estudiaremos en el apartado siguiente (endokarst).
Las cavidades que aparecen se encuentran colmatadas por sedimentos y son por tanto impracticables pero suponen
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Explorando el curso del río Aprese en el sector de Goikoetxe entre los sifones 2-3.
4.- EL ENDOKARST DE PEÑA FORUA. EL SISTEMA MALLOKU. 4.1.- Localización y accesos al sistema. Actualmente el acceso al interior del sistema se puede realizar a través de la entrada de Apraiz (denominada como Iturgoien II en los catálogos vizcaíno y de Urdaibai) y a través de la entrada de la cuadra de Goikoetxe. La cueva Apraiz, localizada a escasos metros de la surgencia, es conocida desde siempre. No así la grieta de Goikoetxe, que se sitúa exactamente dentro de la cuadra del caserío Goikoetxe. Ambas entradas se localizan en el Municipio de Busturia. Coordenadas UTM* Iturgoien II:
Coordenadas UTM Goikoetxe Korta:
X: 524111 Y: 4801087 Z: 21
X: 524169 Y: 4800851 Z: 50
La entrada Goikoetxe –que en la actualidad es el principal acceso- no resulta practicable hasta el año 2009. La apertura de la grieta original permitió acceder a la mayor parte del desarrollo explorado en el sistema y constatar la relevancia del entramado subterráneo para distintas disciplinas de trabajo y estudio. Se da la curiosa circunstancia que se localiza en el interior de una instalación ganadera. Para su exploración se cuenta con la autorización y complicidad de Gorka Zabala, propietario de los terrenos y la instalación. 4.2.- El Sistema Malloku. Las exploraciones espeleológicas nos indican que el desarrollo del sistema supera los 3400 m y el desnivel total es de 90 m (-40 /+50). Actualmente tiene las dos entradas citadas. La galería principal tiene orientación sur-norte. Es recorrida por un río subterráneo en el nivel inferior (río Aprese) y existen otros dos antiguos niveles.
*Coordenadas en Datum ETRS89. Zona 30-T KARAITZA BILDUMA EUSKAL ESPELEOLOGOEN ELKARGOA
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Detalle de la Sala Roja.
4.2.1.- NIVEL INFERIOR.
4.2.2.- NIVEL MEDIO.
La entrada inferior al sistema coincide con el punto por donde surge el río subterráneo (Apraiz) que da acceso a una única galería meandriforme, con una sección media de 1,5 a 2 m de anchura por 4 m de altura. A 150 m de la entrada, el techo de la galería se sifona. Este es el punto que durante años marcó el desarrollo conocido de la cavidad. La exploración subacuática permite descubrir la continuación de la galería freática en un tramo de 15 m. A continuación la galería vuelve a discurrir en régimen vadoso durante otros 100 m, manteniendo las mismas características morfogenéticas iniciales. Un nuevo sifón de 30 m da acceso de nuevo a una galería aérea, pero en este caso, la morfología cambia radicalmente. Se acaba de alcanzar la confluencia con la cueva de la cuadra de Goikoetxe, único lugar de la cavidad en la que la acumulación de clastos de tamaño métrico se impone en la sección de la galería.
Dejando el nivel activo inferior y superado el segundo sifón, es posible, superada la barrera de bloques, ascender a los niveles superiores del sistema. Este punto coincide con el actual acceso a través de la entrada artificial de la cuadra de Goikoetxe, pero que sin duda en su día fue una cavidad natural. Así lo atestiguan tanto los depósitos fluviales como los restos de fauna extinta que allí se localizan. A media subida, en dirección sur, se abre el nivel medio. 250 m de desarrollo por este conducto (siempre en dirección sur) permiten situarse justo bajo la vertical del collado Kariku. Y esto se plasma en la galería. La Sala Roja -que conserva un importante perfil de sedimentos fluviales- se presenta repleta de formaciones estalagmíticas de un llamativo color sangre, que hasta hace poco pensábamos estaba relacionado con la presencia de mineral de hierro pero que al parecer y en función de los diferentes análisis efectuados, debe tener otro origen. (Arantxa Aranburu. Comentario personal. Busturia Diciembre 2011)
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Aportes estacionales contribuyen a la inundación parcial del piso medio.
El collado Kariku se muestra contundente al provocar un cambio morfológico. La galería se colapsa por las concreciones formadas a favor de una fractura que ortogonalmente cruza el conducto. Un angosto paso permite alcanzar el otro lado, donde el conducto parece el de otra cavidad. Justo en este punto, al E, se localizan tanto el pasaje que permite ascender al nivel superior del sistema, como un aporte temporal que llega a canalizar un significativo caudal responsable de la inundación parcial del conducto principal. A partir de aquí, la estratificación deja de ser evidente. En los siguientes 150 m, las paredes se tornan verticales y por zonas, se intercalan techos horizontales. La sección media alcanza los 4 m de anchura. Existen grandes gours estacionalmente inundados. Aquí se juntan dos aportes temporales: el ya mencionado y otro a mitad de recorrido. La galería se inunda, pero un pequeño aliviadero trasvasa el agua al nivel inferior. Este sector finaliza bruscamente. Un cambio de orientación cercano a los 90º (la tectónica impone su ley en el desarrollo de la cueva) y la galería se estrecha hasta el metro de anchura y puntualmente desfonda hasta alcanzar incluso (25 m por debajo) el nivel freático. 100 m de recorrido, y las características de la galería retoman la morfología anterior. La
orientación sur y los 4 m de anchura se mantendrán ya hasta el final. Lo más destacado de este sector son los depósitos fluviales. Ocupan la totalidad de la sección en rellenos que alcanzan a superar los 4 m de espesor. El conocido como Cráter es consecuencia de la perforación que un aporte efectúa en los sedimentos: un agujero de 6 m de diámetro por 15 m de profundidad. La apariencia de laminador que por tramos adopta la galería es consecuencia de la potencia de los rellenos sedimentarios que llegan a alcanzar casi el techo. El desarrollo del nivel medio del sistema culmina en una zona compleja. Superficialmente, este punto coincide con el punto más bajo del valle Malloku. Una sucesión de fracturas inciden en la galería formando distintas ramificaciones de desarrollos inferiores a 100 m. Asociadas a aportes de escasa consideración y sin relación con el exterior parecen dirigirse hacía el nivel freático (aparentemente “pinchado” en una poza de 2x3 m). Se intercalan sucesivos trasvases entre los conductos, dando al sector una apariencia ramificada y en cualquier caso, compleja. Lo más relevante de esta zona, aparte de los sedimentos y la presencia de varias piezas óseas de grandes mamíferos extintos, es la galería que, netamente ascendente, llega a alcanzar casi la super-
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Galería de grandes Gours, parcialmente inundados.
ficie (los datos topográficos y la presencia de restos orgánicos vivos así lo atestiguan). Se puede pensar que esta galería pudo haber sido el antiguo sumidero del río de Malloku, y es lo que hoy se denomina como posible Entrada Sur. Se encuentra a unos 1000 m de la cabecera hidrológica actual (sumideros de Erlatxe). 4.2.3.- NIVEL SUPERIOR.
Este nivel, a pesar del escaso desarrollo que se le conoce -no va más allá de los 100 m- resulta realmente interesante. El acceso, ya mencionado anteriormente, se realiza desde el nivel medio, ascendiendo por una pronunciada pendiente, tapizada toda ella por colada estalagmítica. En lo alto ¡más cantos rodados! asociados, además, con restos de grandes mamíferos. Es de destacar las formaciones “Estalactitas de Miel”, que parecen surgir de la roca. Probablemente este nivel se relaciona con el antiguo sumidero de Malloku en lo alto del collado Kariku.
Preparando la inmersión en el segundo sifón.
4.3.- Morfología de los conductos del Sistema Malloku. Además de la descripción espeleológica, describimos los conductos encontrados en función de su morfología y hacemos un repaso de las formas endokársticas que contienen. La descripción de los sedimentos detríticos y químicos no se realiza más que de forma superficial, ya que se tratan ampliamente por los respectivos especialistas de dichos depósitos.
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Cristales de Miel. Estas formaciones parecen surgir de la roca no a través de una fisura sino por porosidad. Su profusión y cantidad hacen casi imposible la progresión por este piso, siendo recomendable no acceder a él ya que cualquier despiste provoca la destrucción involuntaria de esta belleza.
4.3.1.- CONDUCTOS ACTIVOS CON EVOLUCIÓN ACTUAL EN RÉGIMEN FREÁTICO PERMANENTE.
Se encuentran en el piso inferior. Son las galerías que se encuentran totalmente inundadas por agua y por tanto por debajo del nivel de la surgencia de Apraiz (21 msnm). Han sido exploradas con técnicas de espeleobuceo. Presentan secciones alargadas en la vertical (2x4 m). En estas galerías el agua fluye en dirección norte con un mínimo gradiente potencial, condicionando que los sedimentos acarreados y depositados sean muy finos. Existen 4 tramos sumergidos que llamamos respectivamente –de norte a sur- como sifón 1, 2, 3 y 4, este último ya infranqueable por estrechez a los 60 m. En total suman unos 140 m (4% de los conductos explorados). Alcanzan una profundidad máxima de hasta -11 m con respecto a la cota de la surgencia de Apraiz, por lo que el punto más bajo del sistema se establece a10 msnm. La inexistencia de formaciones estalagmíticas nos indica que estas galerías nunca han evolucionado en régimen vadoso. Son las galerías más modernas del Sistema Malloku.
4.3.2.- CONDUCTOS ACTIVOS CON EVOLUCIÓN GENERAL EN RÉGIMEN VADOSO CON INTERVALOS ESTACIONALES FREÁTICOS.
Pertenecientes también al piso Inferior. Se trata del tramo aéreo de la cueva Apraiz (160 m) entre los sifones 1 y 2 (100 m) y el tramo que discurre paralelo a cotas inferiores a la entrada por Goikoetxe entre los sifones 2, 3 y 4 (150 m). Estas zonas suponen el 12% de las galerías del Sistema Malloku. Presentan secciones alargadas de tipo meandriforme (2x4 m). El tramo coincidente y paralelo a cota inferior con Goikoetxe, presenta chimeneas verticales que interpretamos como chimeneas de equilibrio, por donde el agua asciende e incluso puede llegar a rebosar en crecidas. Los procesos de reconstrucción son mínimos o centrados a puntos concretos con goteos del exterior. El agua discurre con poco gradiente, los sedimentos forman playas y acumulaciones de tipo terraza y son de granulometría fina. Existen marmitas y pozas, donde el espeleólogo debe sumergirse parcialmente. La temperatura del agua es de 13/14 Cº.
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El tercer nivel del sistema Malloku.
Suponemos que en épocas de fuertes precipitaciones estas zonas sufren fuertes variaciones de nivel, ya que el agua no puede ser evacuada por los conductos freáticos, produciéndose un efecto “presa” que provoca una subida del agua por las chimeneas de equilibrio citadas, pudiendo llegar en ocasiones a inundar parcialmente el piso medio, al rebosar en aquellos puntos que se encuentren más cercano al nivel del río. 4.3.3.- CONDUCTOS VADOSOS NO ACTIVOS CON INUNDACIÓN PARCIAL EN INTERVALOS ESTACIONALES. PISO MEDIO.
Este tipo de conductos que se corresponden con el nivel medio representa el 80% del Sistema Malloku y son sin duda las galerías más representativas y fotografiadas por la belleza de sus formaciones y depósitos. Así mismo es donde han aparecido los restos paleontológicos más numerosos e importantes. Este nivel presenta diferencias significativas con el inferior. La galería se abre paso a favor del plano de estratificación fuertemente buzado. Presenta en la primera parte un volu-
men mayor y la sección se encuentra totalmente enmascarada por los depósitos de suelo/fluviales, a su vez cubiertos por mantos estalagmíticos. En paredes y techo abundan todo tipo de formaciones, aunque el buzamiento condiciona la distribución geográfica de los sedimentos reconstructivos: a oriente, coladas estalagmíticas tapizan la pared; a occidente, la pared carece de precipitados carbonatados. La infiltración en este sector se manifiesta importante. Así lo atestiguan las numerosas estalactitas, y estalagmitas de caudal que “invaden” la sección. Como consecuencia el agua queda atrapada en los numerosos gours, formándose pozas estaciónales de escasa profundidad. También puede ocurrir que desde el nivel inferior en fuertes crecidas, a través de chimeneas de equilibrio, se inunde parcialmente este nivel (son destacables los niveles de crecida antiguos situados hasta 8 m por encima del nivel del suelo). El otro elemento destacado de este sector son los sedimentos fluviales. Las sucesivas corrientes de agua que fluyeron por este conducto no debieron parecerse en nada al actual. La potencia de los sedimentos lo atestigua. Restos de terrazas de cantos rodados de tamaño decimétrico, con
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Tubo de transición entre el nivel activo y el medio. La sección freática queda oculta por los numerosos depósitos químicos.
tramas arenosas de procedencia alóctona, se conservan a lo largo de la galería. Ante la presencia de cantos rodados colgados de paredes y techos, las distintas etapas de relleno-reexcavación resultan evidentes, pero no existe una correlación clara entre estas diferentes fases. (J.M. Edeso. Comentario personal. Busturia Diciembre 2011).
fases de relleno y excavación de difícil localización temporal, pero en cualquier caso es evidente una antigüedad mayor que el piso inferior y menor que el superior.
En el tramo final, cerca de lo que se conoce como Entrada Sur, nos encontramos con varias ramificaciones que acaban a los 100 m. Son de menor volumen que las anteriores y generalmente de carácter meandriforme con predominio de la altura. Se relacionan con la infiltración exterior aunque con ningún sumidero en particular; probablemente se encuentran cerca del fondo del valle Malloku, como atestiguan los datos topográficos y los restos orgánicos que aparecen. Presentan corrientes estaciónales que parecen dirigirse hacia los pisos inferiores, aunque un aumento súbito e importante del nivel freático puede provocar que el agua ascienda, invirtiendo el sentido normal de circulación. La morfología de los depósitos, con importancia de los gours, indica una evolución en el tiempo en zona epifreática con épocas de inundación y otras de sequía. Así mismo los depósitos localizados en paredes y techo parecen indicar
Se trata de un tramo de 100 m (3% del conjunto) al que se accede por una colada vertical (antigua chimenea de equilibrio). La sección meandriforme alargada en la vertical queda totalmente enmascarada por los procesos de reconstrucción. Sin duda lo más llamativo de este nivel superior son las extrañas formaciones estalagmíticas –Cristales de Miel- formadas en uno de los laterales. Son pequeñas ramificaciones de aspecto cristalino y color miel que –desafiando la gravedad- parecen surgir directamente de la pared, sin estar asociadas a fisura aparente. Lo más probable sea que –literalmente- la roca “sude” la humedad sin que exista una fractura clara. Un fenómeno que bien merece el estudio por parte de especialistas en el tema. Lo realmente complicado para los especialistas va a ser acceder a esta galería. No resulta fácil ni para el espeleólogo acostumbrado a desenvolverse en este medio.
4.3.4.- CONDUCTOS VADOSOS NO ACTIVOS. PISO SUPERIOR.
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Este nivel es el más antiguo de la cavidad. Se está ante lo que seguramente fuera el conducto primigenio. El río Malloku se sumiría al alcanzar Kariku, para resurgir seguidamente al otro lado del mismo. Las dos cuevas “Familien” localizadas en la vertiente norte de Kariku y próximas una a la otra, con depósitos fluviales casi idénticos en potencia y composición a los que se observan en el nivel superior, son probablemente la continuación natural del conducto y posiblemente la surgencia debía localizarse por las inmediaciones. El análisis y comparación de los restos paleontológicos asociados a los depósitos del piso superior con los sedimentos de las cuevas Familien, pueden arrojar información explícita al respecto. 4.4.- Génesis y evolución de la red kárstica. El Sistema Malloku se corresponde a un sistema perfecto y lineal de nivel freático con múltiples inputs (FORD y WILLIAMS, 1989), procedentes sobre todo de la recarga alóctona aportada por la depresión de Malloku y los numerosos sumideros que existen o existieron, al tiempo que la recarga autóctona aportaba también múltiples inputs de agua de forma difusa, mientras que ha existido solamente un output (Surgencia de Iturgoien). El conjunto del karst de Peña Forua estaría constituido por este sistema (al norte) y por un sistema sin descubrir al sur (Cantera de Peña Forua, surgencia Olagorta), donde el esquema de múltiples inputs un solo output parece repetirse.
Conductos freáticos de la cueva de la Cantera de Peña Forua.
FORUKO ARROBIKO KOBAZULOA FORUA (Bizkaia)
Aunque el sistema se estructura a 3 niveles, la generación de estos niveles ha sido generalmente en régimen freático o epifreático y siempre cercana al nivel de base existente, que ha variado en función del nivel de base del mar y por lo tanto en función de las variaciones climáticas del Pleistoceno medio y superior, aunque en su evolución ha predominado un régimen vadoso con alternancias de inundación parcial ya que una vez generado el conducto, éste ha sido en varias ocasiones rellenado (épocas interglaciares con elevación del nivel de base) o reexcavado (épocas glaciares con descenso del nivel de base), y sobre todo modificado por los procesos de reconstrucción estalagmítico con formas de lo más variadas en forma, tamaño y color, que surgen a través de las juntas de estratificación y diaclasas con el agua cargada de carbonatos arrastrados por la recarga autóctona y que supone también una importante cantidad de agua aportada al conjunto del sistema (en torno al 30-50%). El piso medio, con un porcentaje del 80% del total de los conductos, es el más representativo. Se encuentra comunicado con el inferior a través de chimeneas de equilibrio por las que supuestamente asciende (o ascendía) el agua de manera rápida en momentos de crecidas fuertes y por las que luego desciende de manera más lenta, pudiendo permanecer anegada durante periodos más o menos prolongados. Este tipo
Topografía de la cavidad Foruko Arrobiko kobazuloa.
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valle en la época de esa sedimentación) a 130 msnm y el fondo actual a 64 msnm.
Cueva Elkariku, situada justo en lo alto del collado Kariku.
Cuando este artículo se encontraba en fase de elaboración se ha producido un descubrimiento que parece oponerse a lo que aquí describimos. Se trata de la Cueva de la Cantera de Forua (ver erosión antrópica y otras cavidades del endokarst). Esta cueva parece mostrar una tipología de conductos totalmente diferente. Aunque se encuentra dentro del karst de Peña Forua, pertenece a otra subunidad hidrológica (surgencia Olagorta), pero nos da una idea de que quizá el Sistema Malloku sea un sistema kárstico mucho más joven que al que representaban estas galerías y que quizás el drenaje no se producía como ahora (hacia el norte en su mayoría y una pequeña parte hacia el sur), sino que podía ser al revés. Esta cavidad presenta un perfil en zig-zag (múltiple loop) (FORD Y WILLIAMS, 1989) y una morfología claramente de génesis freática, lo que implica fuertes ascensos del agua por galerías de tipo batifreático (similares a las encontradas en Gorbea, sima Otxabide). Este descubrimiento establece como mínimo, según lo explorado hasta el momento, un nivel freático a una cota de 150 msnm, es decir 130 m por encima del nivel actual (la exploración puede alterar este valor aumentándolo). La cavidad presenta numerosos sedimentos de tipo detrítico, muy alterados, coladas parietales antiguas y por su aspecto y volumen, deducimos una antigüedad mucho mayor que el sistema de Malloku (¿350-550 Ky?).
Gernika al fondo, vista desde la entrada de la cueva de la Cantera de Peña Forua a150 msnm.
de evolución epifreática con anegación parcial de la galería y descenso progresivo del nivel de agua en un flujo laminar es fundamental para explicar el gran desarrollo de los gours en esta zona, que pueden aparecer desde totalmente secos a estar completamente llenos de agua. Este piso se encuentra conectado con el piso superior con lo que creemos es también una antigua chimenea de equilibrio generado cuando se estaba formando el piso medio. El valle Malloku es el elemento fundamental del relieve externo por su relación con el sistema kárstico al que da nombre. Se supone que este valle, al igual que la cavidad que circula por debajo, ha sido rellenado y excavado, aunque desgraciadamente no podemos ver restos de esta sedimentación desmantelada por la erosión. Sí podemos encontrar restos de esta sedimentación en los antiguos conductos situados en el collado Kariku, que por cota y morfología (Familien koba), pueden corresponderse con el piso superior. Si datamos éstos y coinciden con los de estos sumideros, podemos establecer las fechas y tiempos de excavación de esta depresión, desde el collado Kariku (fondo del
Ignoramos si esta ha sido la única surgencia en tiempos pasados del karst. Puede que la surgencia de Apraiz/Iturgoien, sea relativamente nueva y esté relacionada con la evolución del relieve y la excavación del valle Malloku. Es decir, que como hipótesis cabe suponer que la surgencia sur, podía ser antiguamente la más importante y como consecuencia de los cambios del nivel de base y de la evolución del relieve, tuvo lugar la excavación del valle Malloku y esto supuso una captura, de buena parte de su cuenca, dejando a esta unidad sin su aporte principal de agua. Debemos tener en cuenta que a diferencia de lo que tendemos a pensar, la evolución de los sistemas kársticos no es ni isótropa ni homogénea, sino todo lo contrario, por lo que en el estado actual de las exploraciones esto es lo que pensamos, no cabe duda que nuevas exploraciones pueden hacer corroborar o desmentir esta hipótesis. 4.5.- Las otras cavidades de la Peña Forua: 4.5.1.- SECTOR NORTE.
Además del Sistema Malloku propiamente conocido con los accesos actuales a través de Apraiz/Iturgoien y Goikoetxe, existen otras cavidades en el karst de Peña Forua que tienen, tuvieron, o pueden tener relación con el sistema, y que situamos sobre datum ETRS89.
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Sumideros permanentes como Erlatxe (X:524361; Y:4799640; Z:85) que es la cabecera hidrológica del sistema Malloku (río Aprese), y orienta el drenaje hacia el norte, mientras que el sumidero San Martín, apenas a 600 metros al sur, (X:524484; Y:4799062; Z:170) es al parecer la cabecera hidrológica del sistema Cantera Peña Forua-surgencia Olagorta que drena hacia el sur. Datos preliminares sobre la coloración efectuada en Diciembre 2011
hallarse todos ellos colmatados y por tanto resultar impenetrables para el espeleólogo y no catalogados y sin embargo, claramente son cavidades relacionadas hidrológica y morfológicamente con el sistema. Las galerías próximas y por debajo del fondo del valle presentan ramificaciones complejas y hasta cierto punto difusas que probablemente mantengan relación con estas otras cavidades. 4.5.2.- SECTOR SUR.
Sumideros estacionales como la grieta de Erlatxe (X:524404; Y4799611; Z:80); sima Erlatxe (X:524429; Y:4799580; Z:80); Malloku (X:524174; Y:4800076; Z:100) y Mallokubarri (X:524120; Y:4800261; Z:100) -éste último a tan solo 20 metros topográficos de permitir a los espeleólogos la unión física con el sistema- conducen al interior del karst las escorrentías superficiales procedentes del margen occidental del valle Malloku y transportan las aguas hasta el colector del río subterráneo Aprese. Pequeñas cavidades como Karikugane (X:524160; Y:4800593); Kariku I (X:524104; Y:4800612; Z:117); Kariku II (X:524097; Y:4800612; Z:117); Kariku (X:524053; Y:4800656; Z:100); Mallokubarri I (X:524086; Y:4800397; Z:115) y Mallokubarri II (X:524100; Y:4800400; Z:115) situadas tanto al norte como al sur del collado Kariku y próximas al desarrollo de las galerías conocidas, formen parte del sistema a pesar de que la unión física se vea imposibilitada por estrechamientos extremos y sobre todo, por colmatación total de los conductos. Especial significación cobran las cavidades situadas al norte del collado Kariku: Familien I (X:524051; Y:4800701; Z:72) y Familien II (X:524050; Y:4800674; Z:82). Esta última (a falta de correlaciones sedimentológicas) casi con total seguridad sea el mismo conducto del tercer nivel del sistema, pudiendo aportar por ello valiosa información. Por último, las simas Atxurkulu I (X:524759; Y:4799957; Z:305) y Atxurkulu III (X:524868; Y:4799975; Z:270) abiertas en lo alto del cordal del macizo a favor de importantes y profundas fracturas, en la misma orientación dominante N-S que la galería principal del sistema, indican que la fracturación juega un importante papel en la génesis y evolución del mismo. En el extremo septentrional del macizo se abre la cueva Uresandi (X:524223; Y:4801275; Z:42). 60 m de galería meandriforme cuyo encaje en el Sistema Malloku resulta, como poco, complicado. Lo lógico es que se trate de una cavidad que debió funcionar como dren de un pequeño sector de la subunidad kárstica. Estas son parte de las cavidades que se encuentran catalogadas, pero no hay que obviar el hecho de que –sobre todoa lo largo del fondo del valle Malloku se localizan numerosos accidentes en forma de sumideros puntuales; dolinas de hundimiento; grietas de lapiaz… con el denominador común de
Ya hemos comentado que la cabecera de este sector se encuentra en el sumidero San Martín, por lo que la cabecera hidrológica se debe situar en este punto. En el extremo sur de la Peña Forua se abren otra serie de cavidades asociadas al drenaje del macizo hacia su vertiente sur. Son cavidades de escasa entidad y desarrollo si exceptuamos la cueva recientemente aparecida en el frente de extracción de la cantera. La “Cueva de la Cantera de Forua” (X:525507; Y:4798118; Z:150) es diferente al resto de cavidades del karst de Peña Forua tal y como se describe a lo largo de este artículo. Su exploración en los próximos meses se sitúa como la principal incógnita de la ecuación del Karst de Peña Forua. En el extremo inferior-sur del macizo, el sumidero Arrola (X:525191; Y:4797959; Z:25) y la cueva Arrola (X:524999; Y:4797939; Z:35), son cavidades que mantienen curso de agua, aunque en el segundo, éste sea estacional. El resto de cavidades conocidas en este sector –hasta un total de 9- son pequeños agujeros que, bien debido a estrechamientos; a colmatación; o bien por haber sido total o parcialmente destruidos por la actividad minera, no aportan información que pueda considerarse relevante. Las cuevas Ginerradi y Atxaga contenían yacimientos prehistórico-paleontológicos pero fueron absorbidas en su totalidad por la cantera. La cueva Atxeta, abierta junto a la cantera, ha sobrevivido a la actividad minera y presenta en su interior un importante yacimiento arqueológico.
5.- ALGUNAS NOTAS HIDROGEOLÓGICAS. La subunidad kárstica de Peña Forua/Murueta (también conocida en alguna toponimia como Azbiribi) forma parte de la unidad kárstica de Santa Eufemia-Ereñozar, abarcando la zona calcárea septentrional de Bizkaia, dentro de la estructura general que constituye el anticlinal norte vizcaíno. Esta subunidad se asocia a los afloramientos de calizas urgonianas del flanco oeste de la estructura anticlinal diapírica de Gernika. Este afloramiento calizo es drenado actualmente hacia el sur por el manantial de Olagorta y el que nos ocupa, de Apraiz, al norte. Este es el punto por
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Descriptiva imagen en la que se observa perfectamente la potencia de la reexcavación de los sedimentos fluviales. En el detalle se puede observar cómo afloran diversas piezas óseas de fauna extinta.
donde descarga el aparato kárstico asociado al Sistema Malloku, cuya recarga procede principalmente del agua difusa de las precipitaciones directas sobre los materiales carbonatados y sobre todo, por la secuencia de pequeños y numerosos sumideros que se alinean a lo largo del valle Malloku en el contacto de las calizas con materiales de escasa permeabilidad. El karst de Peña Forua presenta una recarga de tipo mixto. Por un lado nos encontramos con la recarga procedente de la precipitación sobre el área kárstica que se absorbe a través del lapiaz (infiltración difusa) y por otra parte la recarga alóctona efectuada a través de sumideros a los que llega el agua recogida en el valle Malloku. Este valle actúa como cabecera hidrológica de un sistema de drenaje subterráneo. En el extremo sur y a lo largo del margen occidental del valle se localizan escorrentías superficiales –de carácter tanto permanentes como estacionales- que se adentran en el subsuelo al alcanzar el contacto con los materiales carbonatados, siendo colectados todos ellos por un sistema de galerías subterráneas que confluyen en un colector principal, formando el que denominamos río Aprese. Todo el sistema drena hacia el norte y el río Aprese
emerge al exterior por la surgencia igualmente denominada como surgencia Apraiz, ya fuera del valle Malloku. Esto es ahora así pero podemos adivinar que no siempre lo fue. Las exploraciones espeleológicas desarrolladas parecen indicar que en origen, por el valle Malloku el agua circulaba superficialmente y que a la altura del actual collado Kariku (extremo norte del actual valle cerrado) el río se sumía por un potente sumidero, y emergía de nuevo tras un corto recorrido subterráneo. El porcentaje de cada tipo de recarga para la surgencia de Apraiz lo podemos estimar en aproximadamente un 50% para la recarga autóctona y de otro 50% para la recarga alóctona. Si bien el área de infiltración difusa es mayor que el área de recarga alóctona, en la primera existe un grado de evapotranspiración mayor. Asimismo la infiltración por el lapiaz supone una alimentación más continua y de respuesta más lenta ante precipitaciones, y probablemente unas características químicas y físicas diferentes. Por el contrario suponemos que la infiltración por los sumideros es una respuesta más rápida y que dependiendo del grado de humedad del terreno puede ser cuestión de horas. Por ello suponemos al karst de Peña Forua como muy trasmisivo y
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Cráter de la galería principal. Esta oquedad se ha formado por goteos procedentes del techo de la galería ¿nivel superior? ¿recarga difusa? La exploración y escaladas posteriores nos lo dirán.
poco capacitativo, con elevadas velocidades de transmisión a través de los drenes y poca permanencia del agua, al tiempo que las reservas de agua que puede tener son escasas, como demuestran la sequía de pequeñas fuentes tras períodos sin precipitación. Actualmente la formación de cavidades se realiza a cotas muy bajas (20 msnm +/- 20 m) y posiblemente las cavidades formadas por encima de esa cota tuvieron lugar hace bastante tiempo. Como hemos citado anteriormente, la aparición de grandes galerías freáticas a una cota de 150 msnm en la Cueva de la Cantera de Peña Forua, nos indica que las condiciones actuales de drenaje, bien pudieron ser diferentes en otras épocas. Un nivel de base 130 m por encima del nivel actual, indica cuando menos un rebajamiento del terreno y/o un nivel más elevado que el actual e incluso un posible levantamiento isostático. El nivel del mar máximo en el Eemiense, trasgresión que se corresponde al interglaciar de 120000/100000 BP (Riss/ Wurm), era aproximadamente de 6 a 10 m por encima del nivel actual, por lo que un nivel tan elevado debemos achacarlo sobre todo a un rebajamiento por evolución del relieve.
6.- CONCLUSIONES. 1.-El Sistema Malloku es una cavidad de 3400 m actualmente practicables, con los accesos a través de las cuevas Apraiz (sólo con técnica de espeleobuceo) y la Cuadra de Goikoetxe. Esta es una de las cavidades más interesantes de todo Urdaibai para la práctica de la espeleología y una de las más interesantes del País Vasco para estudios de diversas ramas de la ciencia. Espeleólogos; sedimentólogos; paleontólogos; biólogos…tienen en esta cavidad un verdadero laboratorio. Es por ello que la Unión de Espeleólogos Vascos, en colaboración con el Gobierno Vasco -acogiéndose a la figura de “Custodia del Territorio”- y la Diputación Foral de Bizkaia, ha asumido el reto de la protección del medio donde se asienta tal tesoro. 2.- El karst de Peña Forua es una unidad kárstica de tamaño pequeño-medio, (3 km2) correspondiente a una típica lentilla urgoniana, alargada en sentido NNW-SSE, hecho que va a condicionar totalmente la estructura del Sistema Malloku, alargado en esa misma dirección y totalmente condicionado por la fracturación dominante.
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6.- Además de la recarga autóctona, provocada por la precipitación directa sobre el karst, la depresión de Malloku permite una recarga alóctona extra y muy rápida (sumideros de Erlatxe) que ha favorecido el desarrollo y el cavernamiento del Sistema Malloku, en un área reducida. No se han logrado conectar estos sumideros con el sistema de forma directa, pero sí se relacionan por coloración (Diciembre 2011). Estas cavidades colmatan a los pocos metros. 7.- El Sistema Malloku presenta importantes volúmenes de cavernamiento a 3 niveles. Los mayores volúmenes los encontramos en su piso medio, donde destacan la presencia de coladas y gours y que estacionalmente se anega parcialmente. El piso superior se presenta acotado en desarrollo lo que impide valorar su potencial y el piso inferior, por donde discurre actualmente el río Aprese, se encuentra anegado en buena parte de su recorrido (sifones que conectan Goikoetxe con el manantial de Apraiz/iturgoien II). 8.- La gran profusión de los procesos de reconstrucción estalagmíticos se relacionan con una alta producción de C02 a nivel del suelo por la vegetación. Por el contrario, el color de los mismos (Estalactitas de Miel; Sala Roja) resulta a día de hoy un tanto misterioso.
No todo Goikoetxe es rojo. El tercer nivel, si por algo se caracteriza, es por el color blanco en todo su recorrido. El contraste es aun mayor teniendo en cuenta que justo al lado se abre la lateral donde se encuentran los cristales de miel.
3.- El clima, de carácter atlántico, con elevadas precipitaciones anuales (>1200mm/año) y temperaturas suaves, provoca que el área kárstica esté totalmente cubierta por vegetación, dificultando su observación directa. 4.- A nivel exokárstico destaca el lapiaz cubierto y semicubierto como forma principal de absorción. Las pendientes son elevadas, generalmente por encima del 50%. Existe un importante campo de dolinas de tamaño medio al SE en una zona donde las pendientes no superan el 20%. 5.- La alteración antrópica se manifiesta en la presencia de dos canteras, una en cada extremo. La situada al sur (Atxaga o Peña Forua), de mayor tamaño, ha supuesto el desmantelamiento de cavidades en las que han aparecido importantes restos paleontológicos del pleistoceno y una cavidad de tipo freático.
9.- La morfología del Sistema Malloku, estructurado a 3 niveles, dos de ellos activos y uno, el superior, totalmente fósil, así como los sedimentos encontrados, nos indican una evolución policíclica, relacionada con los cambios del nivel de base general determinados por el nivel medio del mar y relacionados con los paleoclimas acontecidos en el Pleistoceno Superior. Se puede denominar al Sistema Malloku como un sistema perfecto y lineal de nivel freático con múltiples inputs El piso medio es el de mayor volumen e interés por los sedimentos que presenta. Este piso tiene una antigüedad que estimamos en torno a los 200000-240000 años. El piso inferior por el contrario es más reciente y creemos que tiene menos de 80000 años, probablemente creado en el último período interglaciar. El piso superior puede tener una antigüedad en torno a los 250000-300000 años. La aparición de la Cueva de la Cantera de Peña Forua, nos indica en cualquier caso una fase de Karstificación anterior ¿350000-550000 años?, en la que el nivel freático estaba mucho más elevado y por lo tanto suponemos en un período cálido sin casquetes glaciares y un paleorelieve diferente y más elevado. 10.- El área kárstica de Peña Forua drena hacia los extremos. La surgencia de mayor caudal, situada al sur (OlagortaCantera de Peña Forua), presenta la cabecera hidrológica en los sumideros de San Martín. Esta cuenca ocupa aproximadamente un 60% del área kárstica de Peña
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Forua. Hacia el norte, la surgencia de Apraiz/Iturgoien drena el río Aprese. El principal colector es el Sistema Malloku. Su cabecera se sitúa en el conjunto de sumideros de Erlatxe Estas condiciones actuales no han tenido porqué mantenerse en el tiempo. 11.- Las cavidades encontradas, la estructura y litología, y otros factores condicionantes, provocan que el karst de Peña Forua se corresponda con una tipología de acuífero kárstico “sensu stricto”, muy trasmisivo y poco capacitativo, con escasa capacidad de regulación y rápida respuesta ante las precipitaciones. 12.- El estudio de los restos óseos encontrados, así como el estudio de los sedimentos de la cavidad, pueden dar muchas respuestas al conocimiento de la fauna prehistórica y de la evolución del paisaje en Urdaibai. Realmente, los espeleólogos y científicos han recibido un golpe de suerte con el descubrimiento de esta cueva. Por otra parte, un karst, una cavidad como el Malloku, iempre puede cambiar. Las exploraciones pueden avanzar, localizar nuevas galerías, encontrar formas y depósitos que avalen o que tiren por tierra nuestros estudios. La exploración es el motor primario de estas investigaciones y por supuesto no ha terminado. El objetivo común y prioritario debe ser el proteger este bien. Para protegerlo, primero, hay que respetarlo y luego, conocerlo. Hay una labor que realizar. Además de los estudios propiamente dichos, es necesaria la difusión de nuestro trabajo. Jornadas de divulgación y publicaciones tanto científicas como divulgativas son sin duda los pasos siguientes. ¡Hagámoslo bien!
7.- AGRADECIMIENTOS. A todas las personas de los diferentes grupos de la UEV que han ayudado a la realización de las labores de exploración topografía y fotografía que componen este artículo. A los espeleobuceadores Antuá y Richard por su valor para “abrir la lata”. A los miembros del ADES por su insistencia y tenacidad en descubrir nuevas cavidades y nuevas galerías incluso cuando este artículo se estaba escribiendo. A Javier Moreno por hacer casi todo. A Juan Carlos López Quintana y Amagoia Guenaga (AGIRI) por haber creído desde el principio en el potencial del Sistema Malloku y en la capacidad de los espeleólogos para trabajar en él. A los científicos colaboradores que muestran un entusiasmo superior –si cabe- al de los propios espeleólogos por descubrir y extraer la información a este entorno. A Petrus por su incesante labor de mejora de la topografía. A los dueños del caserío Goikoetxe por las facilidades mostradas para el desarrollo de los trabajos. A Ángel Álvarez, responsable durante muchos años del Grupo Espeleológico Vizcaíno (GEV) y recientemente fallecido, al que le debemos agradecimiento por mostrar el camino de investigación que actualmente existe en la Unión de Espeleólogos Vascos. Al Gobierno Vasco y a la Diputación de Bizkaia, por financiar los trabajos espeleológicos y científicos en el Sistema Malloku. Al ayuntamiento de Gernika-Lumo por ayudar al sostenimiento del colectivo ADES.
X
¡¡Aunque sólo sea por estos dos ejemplares en peligro de extinción!!
La cueva Familien II que se abre próxima a Goikoetxe, seguramente sea el mismo conducto del tercer nivel de Goikoetxe. Las cotas y restos sedimentarios así parecen indicarlo.
Durmiendo como un lirón. En noviembre del 2011, la fauna de Goikoetxe ofreció una nueva sorpresa. Este Lirón Gris, apareció de repente, en medio de la galería. A disgusto no parece que se encuentre. Detalle.
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Gorka Zabala con la familia (custodios del territorio) y amigos visitando la cueva.
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Anexo 1: Gráfico que muestra las diferentes variaciones de la temperatura a través de testigos de hielo (verde) y concentraciones de O16/O18 de la concha de foraminíferos (azul). En rojo la correlación de estas gráficas con un elevado volumen de hielo (rojo zonas de valle) y un elevado nivel de agua (rojo zonas de pico).
Anexo 2: Cuadros resumen karst Peña Forua y Sistema Malloku. KARST PEÑA FORUA: Zona
Km2
Altitud
Morfoestructura Edad/facies Fracturación
Karst de Peña Forua
3
20-340 msnm
Flanco anticlinal N-S
Aptiense/ Urgoniano
N-340
Buzamiento
Contenido carbonatos roca Potencia media Grupo Espeleológico Zona
35-40 W
>90 %
250
ADES (GERNIKA)
EXOKARST: Clima/Precipitación % ETP Cubierta Vegetal
Formación y orientación del Karst
Pendiente
Forma dominante
Forma peculiar
Nº total de cavidades
Cavidad más importante Desarrollos/desnivel
*Índices Karstificación
Atlantico/1200 mm/año 40% Encinar Cantábrico
Lentilla Urgoniana. N-S
Altas y muy altas entre 30 y 50%
Lapiaz cubierto
Depresión de Malloku
33
Sistema del Malloku 3400/ -40 + 50 (90 m)
1.- 11 2.- 136 3.- 1500
*Índices de karstificación: 1.- Nº de cavidades por km2 2.- Tamaño medio de la cavidad 3.-Metros de galería por km2
ENDOKARST: Cueva más importante % sobre espeleometría
Nº de otras cavidades % sobre espeleometría total de todas ellas
Tipología cavidad más importante
Formas dominantes
Génesis
Surgencia Principal caudal medio
Otras surgencias
Observaciones
Sistema de Malloku 76%
32 24.6%
Cavidad policiclica a varios niveles
Espeleotemas y gours
Freático y posterior incisión vadosa
Apraiz (N) 60 l/s
Atxaga (S) 30 l/s
Yacimiento Paleontológico. Importancia Paisajística prioritaria
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GalerĂa principal del sistema Malloku.
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La protección del Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. La custodia del territorio JAVI MORENO*
Bella imagen de los cristales de miel.
1.- LOS KARST: PROTEGER Y GESTIONAR COMO UN TODO PARA SU CONSERVACIÓN EFICAZ. Por sus orígenes geológicos, el territorio vasco es rico en terrenos de litología caliza: Gorbeia, Urkiola, Jorrios, Aralar, Sierra Salvada, Aizkorri y los principales y más valorados macizos montañosos vascos están formados por esta roca. Estos terrenos también son conocidos con el nombre de “karst”, ya que en los mismos se produce el característico proceso de karstificación, en donde el agua no sólo desempeña su habitual papel de ser el eje de la vida, sino que cobra un papel adicional al penetrar en las fisuras y disolver la roca, formando conductos, galerías y, cuando son penetrables para las personas, cuevas. En la figura 1 se muestra un modelo de cómo es esa karstificación. La riqueza de los karst abarca el enorme valor geológico de la roca y el que encontramos en sus “huecos”, que sirven de
FIGURA 1. Corte de un karst. Como se ve, estamos ante unos suelos que han de ser comprendidos en tres dimensiones, a la que hay que añadir la cuarta dimensión del tiempo a una escala superior a la humana. Ésta es la única manera de comprender el funcionamiento de los karst y, consecuentemente, la única efectiva para adoptar medidas de gestión y protección eficaces.
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mañón, Gorbeia, Izki, Pagoeta, Urkiola y Valderejo). Y lo mismo hay que decir de los Biotopos Protegidos, toda vez que, de los cinco Biotopos declarados, tres están netamente asociados a suelos calizos (Itxina, San Juan de Gastelugatxe y Leitzaran). En estos momentos se está tramitando un nuevo Biotopo que abarca una zona muy valiosa endokársticamente: los Montes de Triano y Galdames. Sin embargo, esta legislación se fija en la lámina superficial de los karst (o exokarst), dejando, en términos generales, desvalido de protección su interior (endokarst). A salvo de las aguas subterráneas por la normativa del agua, y la tradicional referencia y mención a las cavidades más conocidas de un karst (generalmente por ser hábitat de murciélagos o albergar algún bien cultural), el endokarst no se gestiona, ni siquiera se repara en él, y así están generalmente olvidados el epikarst, la zona no saturada o la freática, los sedimentos detríticos y químicos, la belleza interior, la fauna cavernícola estricta… La normativa de protección de un karst y su plan de gestión han tener necesariamente en cuenta su peculiar naturaleza e ir dirigidos a garantizar su conservación como conjunto. Y ello es muy difícil de alcanzar si no se les concibe como lo que realmente son: bloques cuatridimensionales de roca (ancho, largo, alto y tiempo) con muy abundantes valores y bienes de distinta naturaleza en su exterior y, sobre todo, en su interior. Precisan ser entendidos y valorados como un sistema complejo e íntegro, en el que todos sus valores están estrechamente relacionados: cualquier cambio en un factor afecta irreversiblemente a los otros.
FIGURA 2. Clasificación de los suelos no urbanizables por el planeamiento urbanístico de la zona.
continente de procesos de sedimentación química y física, de hábitat de fauna y flora, de cauces y acuíferos de agua subterránea, de refugio y fuente de recursos para las personas… Y además su interior es un auténtico guardián en el tiempo, a modo de congelador, de todo lo que atraviesa o cae en él, y que pasa a ser testigo de los procesos geológicos, climáticos y culturales del pasado. Estos lugares son, por tanto, auténticos tesoros de nuestro patrimonio. La legislación protectora del medio natural vasco valora muy positivamente el medio kárstico y, si vemos los resultados, lo considera sin duda el suelo de mayor riqueza ambiental de la CAPV. De los nueve parques naturales aprobados, ocho están en su totalidad en terrenos totalmente calizos o en donde la caliza constituye un elemento clave en la configuración del paisaje (Parques Naturales de Aizkorri-Aratz, Aralar, Ar-
Podemos afirmar que la protección actual de los karst, e incluso de las cavidades más conocidas, es insuficiente para lograr su correcta conservación, y ello se debe, sobre todo, al desconocimiento de lo que realmente se está protegiendo. Su principal valor es también su mayor debilidad: el hecho de que su interior esté oculto a los ojos del observador ordinario favorece que “lo que no se ve, no existe”. En este marco, el colectivo de la Unión de Espeleólogos Vascos nos hemos lanzado a ir más allá de nuestra habitual tarea exploradora, y hemos protegido y estudiado una cavidad recientemente descubierta por el Grupo Espeleológico ADES y que, desde los primeros momentos, mostró todo tipo de representaciones del endokarst y todas ellas de un gran valor: es una cueva sobresaliente para los fines que pretendíamos, y cuya boca se sitúa en una finca en donde mantenemos una excelente relación con el propietario. Así, con este proyecto hemos pretendido, por un lado, que los espeleólogos vascos nos arrogáramos el papel de protectores, gestores y conservadores de una cavidad y un sistema subterráneo de gran valor; y además impulsar el conocimiento científico sobre la cavidad. Sobre este segundo
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FIGURA 3.1. Zonificación de los terrenos que realiza el Plan Regulador de Uso y Gestión (PRUG) que rige en la de Reserva de la Biosfera de Urdaibai.
objetivo, nos remitimos al resultado que muestran el resto de artículos de este volumen. Ahora nos referimos al primero.
2.- ACTUAL PROTECCIÓN DEL ENTORNO. El sistema Malloku y el karst de Peña Forua, con su cuenca de captación, están sometidos a un régimen legal de protección y gestión que les viene del urbanismo, de estar enclavado en una Reserva de la Biosfera UNESCO, de la normativa de aguas, de la ambiental y de la cultural. El karst abarca los territorios de Busturia, Murueta y Forua, y los tres municipios han clasificado el karst en sus respectivos planeamientos urbanísticos como Suelo No Urbanizable de Especial Protección, como muestra la figura 2, siguiendo las categorías de las Directrices de Ordenación del Territorio. A esta categorización se acompaña un régimen de usos dirigidos hacia la conservación natural de los terrenos. Además, nos encontramos en la Reserva de la Biosfera de Urdaibai, declarada por la UNESCO en 1984, y bajo los auspicios de la Ley 5/1989 y de su principal norma de desarrollo, el Decreto 242/1993, que aprueba su régimen jurídico de usos (co-
FIGURA 3.2. Zonificación que realizar el PAT de Encinares Cantábricas, dictado en desarrollo del PRUG de Urdaibai para los terrenos P3.
nocido como el PRUG). Ambas normas ofrecen una ordenación de carácter supra-urbanístico o cuasi-ordenación del territorio, a la que hay que añadir, para nuestro estudio, la Orden de 18 de noviembre de 2004, del Consejero de Ordenación del Territorio y Medio Ambiente, por la que se aprueba definitivamente el Plan de Acción Territorial (PAT) de encinares cantábricos de la Reserva de la Biosfera de Urdaibai. Esta normativa otorga una gran atención a los sistemas kársticos, que se sitúan casi en su integridad en los terrenos denominados de “Área de Encinares Cantábricos” (P3), y a los que se les otorga la mayor protección en el marco de la normativa de la Reserva, con un régimen de conservación muy estricto. El sistema Malloku (ver la figura 3.1) se halla principalmente dentro del P3, por lo que se deberán cumplir las prescripciones de los art. 32 y 33 del PAT, y dado que parte de la cavidad se desarrolla en el subsector P.3.B (ver la figura 3.2), también le es de aplicación el restrictivo uso del suelo del art. 26.1 del PAT. Ya dentro de la normativa de aguas, aunque con gran influencia en el urbanismo y en la ordenación del territorio, todo este karst se encuentra manchado en los mapas como acuífero de vulnerabilidad Muy Alta (ver figura 4), lo que aún le protege aún más ante actuaciones antrópicas.
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FIGURA 4. Clasificación de los suelos por la vulnerabilidad de los acuíferos.
En cuento al régimen estricto de conservación de la naturaleza, parte de los terrenos en los que se sitúa el karst han sido declarados como Lugar de Interés Comunitario (LIC) en el marco de la Red Natura 2000 (ver figura 5), y próximamente deberán designarse Zona de Especial Conservación, acompañado de unas preceptivas medidas de conservación. Este reconocimiento le viene, a ciencia cierta, del más alto valor naturalístico reconocido a este entorno: el encinar cantábrico. Además de su valor intrínseco, posee un gran interés desde el punto de vista de la fauna de vertebrados, sobre todo cuando se trata de masas tan extensas como la de Peña Forua: su estructura enmarañada y densa, la abundancia de árboles y arbustos productores de frutos, y las cuevas y oquedades, son factores que se combinan para dar lugar a unas condiciones óptimas para la fauna de aves y mamíferos. Es un lugar excepcional para la vida natural. Adicionalmente, el hecho de haberse localizado restos paleontológicos en el interior del sistema pone en marcha el régimen de la Ley 7/1990, de 3 de julio, de Patrimonio Cultural Vasco. Estos restos paleontológicos, en cuanto bienes muebles, pasan a formar parte de nuestro patrimonio cultural, y aunque formalmente no hayan pasado a ser bienes culturales vascos –calificados o inventariados, ni ellos mismos ni, desde luego,
FIGURA 5. Los lugares Red Natura 2000.
la cavidad–, sí que se tratan de bienes de dominio público por mor del artículo 47.1 de esta Ley, y deben ser preservados. Por último, hemos de señalar que la depresión Malloku se recoge en el Anexo I del “Inventario de Puntos de Interés Geológico en la Reserva de la Biosfera de Urdaibai” de 2005. En conjunto, estamos ante una zona bien protegida y conservada, en la que únicamente se ha detectado, además de la cantera activa del sur, como principal factor de futuros impactos el de las masas forestales de coníferas que, dentro de la cuenca de Malloku, ocupan, según nuestras estimaciones, un total de 0,89 km2, y que se explotan en los terrenos de aporte alóctono al sistema. Con seguridad, cuando se vaya a proceder a su tala, se originará un potencial grave impacto sobre el sistema kárstico con la apertura de pistas, los residuos generados en la actividad y la consiguiente erosión del terreno. Sin embargo, a pesar de la maraña de normas protectoras de este medio,los espeleólogos descubridores de este sistema observamos que la regulación se dirige en líneas generales a la lámina de tierra exterior (exokarst) y a bienes muy concretos del patrimonio cultural, con la única salvedad del valor otor-
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gado al acuífero (zona saturada del karst principalmente, aunque también puede incluir su epikarst). Los valores del subsuelo en su conjunto están aún ayunos de una correcta atención. Con este proyecto tratamos de buscar una herramienta jurídica de protección dirigida hacia una eficaz conservación del endokarst en su integridad, con sus flujos de energía y materia, su complejo régimen de aguas, su climatología interior tan característica, la roca caja con sus “huecos” -sean accesibles por personas (cuevas) o no (resto de galerías y conductos)-, sus depósitos químicos y detríticos… es decir, su conjunto íntegramente considerado. Y así la Unión de Espeleólogos Vascos y el propietario de los terrenos, concienciados de los enormes y variados valores en juego, acordamos realizar una mayor protección por sus propios medios mediante la aplicación del principio de cautela ambiental hasta sus últimas consecuencias. Y para ello se acudió a un novedoso instrumento del sistema legal de conservación del territorio: la custodia del territorio.
Esta relación jurídica está amparada por un agente que potencia el acuerdo a través de medidas incentivadoras, denominadas genéricamente incentivos a las externalidades positivas, dirigidas tanto al propietario como la entidad de custodia, y que pueden consistir en ayudas públicas, beneficios fiscales, pagos por servicios ambientales, aportaciones de fondos privados, etiquetas ambientales o compensación ambiental entre otros muchas. Así, la custodia se configura como una nueva herramienta con la que los usuarios toman parte activa en la protección y conservación del patrimonio natural y cultural. Y es necesaria la adopción de tipo de figuras a la vista de los últimos datos sobre la biodiversidad en Europa: la biodiversidad sigue disminuyendo. No es suficiente un sistema jurídico de conservación ambiental donde todo gira en torno a un legislador negativo (es decir, impositivo y basado en prohibiciones) y que potencia e impone una gestión principalmente inspectorapolicial; muy al contrario, es preciso tomar medidas proactivas (conservadoras, reparadoras o de mejora) para preservar nuestro patrimonio natural y cultural.
3.- ¿QUÉ ES LA CUSTODIA DEL TERRITORIO? La custodia del territorio se define como un conjunto de estrategias o técnicas jurídicas a través de las cuales se implican a los propietarios y usuarios del territorio en la conservación y uso de los valores y los recursos naturales, culturales y paisajístico; para conseguirlo, promueve acuerdos y mecanismos de colaboración continua entre propietarios, entidades de custodia y otros agentes públicos y privados (Basora Roca, X. y Sabaté i Rotés, X. 2006). Esta figura, de nuevo cuño en nuestro derecho, está recogida en artículo 72 de la Ley 42/2007, de 13 de diciembre, del Patrimonio Natural y de la Biodiversidad. Así, en la custodia del territorio tenemos, por un lado, al propietario de un terreno; por otro, a una entidad de custodia, esto es, una organización pública o privada, sin ánimo de lucro, que lleva a cabo iniciativas de acuerdos de custodia; y en tercer lugar a un agente que incentiva esta relación. Entre propietario y entidad de custodia se suscribe voluntariamente un acuerdo de custodia, que no es otra cosa que un convenio o contrato dirigido específicamente a la conservación ambiental, cultural o paisajística de un entorno. Este acuerdo, traducido a nuestro derecho, puede adoptar muy diversas formas, tanto nominadas como innominadas, y puede tener de trasfondo diversos negocios jurídicos: compraventa, arrendamiento, usufructo, servidumbre, donación, herencia, legado, concesión sobre el dominio público, convenio administrativo y un largo etcétera, que se adaptarán a las condiciones y objetivos de la custodia concreta (duración, vigencia, fuerza vinculante, efectos frente a terceros, consecuencias registrales y fiscales…).
No podemos dejar a las administraciones la exclusiva responsabilidad en la consecución de objetivos ambientales: no pueden llegar a todos lados y tienen un abigarrado aparato basado en un férreo cumplimiento de controles de legalidad que les impide moverse con soltura. Somos, por tanto, los usuarios, en un ejercicio de corresponsabilidad, quienes tenemos que tomar partido activo en la conservación del medio, bajo la tutela e incentivo de las administraciones u otros agentes. Y la custodia del territorio es, para ello, un buen instrumento que ha demostrado su valía en otros países. Pero, e insistiremos en ello, no es el único instrumento. Y probablemente tampoco el mejor para su uso en los karst y en las cavidades.
4.- LA CUSTODIA DE UNA CUEVA. ¿ES POSIBLE? La custodia tiene un encaje más complicado en las cavidades que en otros lugares, como, por ejemplo, en terrenos forestales o riberas de ríos. Y la razón principal de ello es la complicada naturaleza jurídica de las cavernas. La premisa de partida es que la titularidad de un fundo no alcanza “hasta los infiernos”, como decía el derecho medieval. La configuración vertical de la propiedad, como se viene a llamar, se estratifica en el vuelo, el suelo y subsuelo. Y tanto el vuelo como el subsuelo de una finca tienen su límite espacial en lo que es de interés al propietario. Por ello, y sin ahondar en detalles que exceden el propósito de esta trabajo, defendemos que una cavidad no pertenece, per se, a la finca o fincas que están sobre ella. Indudablemente habrá cuestiones que
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FIGURA 6.1. Desarrollo del Sistema Malloku sobre el Catastro. Únicamente se ha custodiado una de las fincas por las que discurre, en concreto donde se abre la boca de acceso aéreo al sistema. Ello es uno de los puntos más complicados de la custodia en los karst, ya que para que sea eficaz, se debe gestión de la integridad de los suelos calizos junto con su cuenca de captación.
merecen un estudio concreto, como son las bocas de acceso o aquella parte del pórtico de entrada que se ha destinado a un uso (fermentación de queso o cerramiento de ganado, por ejemplo); pero no se puede predicar la titularidad por una persona de toda la cavidad exclusivamente amparados en que el hecho de que está debajo de su finca. Dicho esto, hay que añadir que las cavidades (mejor dicho, el endokarst) albergan valores que los someten a un régimen jurídico u otro, según la naturaleza del bien en juego. Así, las zonas freáticas o por las que circulan ríos activos son dominio público hidráulico (normativa de Aguas). Si las cuevas contienen bienes de interés cultural declarados, son de titularidad pública cultural (normativa cultural). También pueden ser objeto de un rendimiento económico por ser yacimientos mineros, lugares de cultivo o destinados a usos agrícolas y ganaderos (normativa del sector primario, industrial, turística). Si constituyen hábitat de especies catalogadas, están bajo el régimen predominante ambiental (normativa de conservación del medio). Con ello, la naturaleza jurídica de las cavidades es tan compleja que su custodia, y por extensión todo su régimen jurídico, es difícil de abordar. Puede ser misión imposible, y desde luego totalmente alejada de la realidad, dividir la cavidad en bienes jurídicos (como si de piezas independientes se tratara, sin considerarlas como parte de un puzzle) y determinar quiénes son los poderes públicos implicados. Pero, por muy difícil que sea, no debemos dejar pasar esta interesante opor-
tunidad de aplicar las bondades de la custodia. De hecho, las posibilidades que se abren son muchas, y los principales beneficiados son las cavidades y, por ende, el patrimonio subterráneo, con todos sus valores: geóticos, biológicos, paisajísticos, culturales, industriales o recreativos.
5.- BUENAS PRÁCTICAS EN EL MANEJO DE KARST. NUESTRAS PREMISAS DE PARTIDA PARA LA CONFIGURACIÓN DE LA CUSTODIA. Uno de los principios ineludibles a la hora de configurar la custodia es entender que todos los elementos del karst, estén en superficie o en el interior, son inseparables y forman una unidad de conservación y de gestión. No se puede dividir el medio kárstico en los distintos valores, según la administración competente, ni subdividirlo en bienes según las ramas del derecho o de la ciencia. Todo es uno. Hemos seguido, para dar cuenta de ello, los criterios técnicos especialmente dirigidos a los karst que postula la Unión Internacional de Conservación de la Naturaleza (UICN) en su “Guidelines for Cave and Karst Protection”, Copyright 1997, International Union for Conservation of Nature and Natural Resources Prepared by the WCPA Working Group on Cave and Karst Protection. A ello hemos añadido, de forma más sectorial, pero igualmente holística, las propuestas de la Ac-
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FIGURA 6.2. Corte ideal del terreno realizado partiendo de la cartografía geológica del Ente Vasco de la Energía (EVE). Como se observa, la protección y gestión del karst debe considerar no sólo la lámina superficial, sino que también debe comprenderse en su configuración vertical: cobertera, epikarst, zona no saturada, nivel freático, nivel de fluctuación, nivel de base y karst saturado.
ción Europea COST 620 para las aguas subterráneas, y el Manual para la gestión agro-forestal de los Karst desarrollado por el Ministerio Forestal de British Columbia (Canadá). Y también nos hemos fijado en las normas que el PAT de Encinares Cantábrico establece sobre el santuario y cueva de Santimamiñe del Volumen 1.II.3.2.
Así, nuestra gestión se realiza íntegramente en un fundo localizado en P3 del PRUG de Urdaibai, en un lugar Natura 2000 del término municipal de Busturia y en suelos urbanísticamente clasificados como de Especial Protección. Hemos respetado su regulación vigente y hemos incrementado las medidas para la conservación de los terrenos.
Desde una visión jurídica, hemos seguido las indicaciones del manual “Estudio Jurídico sobre la Custodia del Territorio” publicado por la Fundación Biodiversidad y disponible on-line en su web.
6.- CONTENIDO DE LA CUSTODIA.
Con ello, hemos abordado la configuración de esta Custodia, que necesariamente se ha de limitar aquí a una única finca. Nos es imposible custodiar las decenas de fincas situadas en el medio kárstico con su cuenca de captación, pese a que ésta sería la única opción que garantizaría la conservación del karst (figura 6.1). En la figura 6.2, sobre el corte tridimensional que ofrece la cartografía geológica del EVE en este entorno, observamos que la custodia debiera abarcar no sólo el suelo de las fincas, sino todo el karst, junto con los terrenos de captación de aguas, tal y como postula la UICN. En la finca objeto de custodia se abre la boca de acceso terrestre al sistema Malloku y bajo la misma se desarrolla principalmente este complejo. Por ello, parte importante del éxito de la conservación es factible, aunque no tendremos posibilidad de intervenir en las actuaciones que provengan extramuros de la finca.
El propietario de los terrenos, Gorka Zabala, y la Unión de Espeleólogos Vascos (UEV) hemos suscrito un acuerdo de custodia consistente en una servidumbre ambiental o de conservación por la que el propietario concede a la UEV un derecho real de disfrute inmediato pero contenido limitado, de carácter personal, voluntario, continuo y no aparente, sobre parte de sus terrenos, todo ello promovido, en calidad de agente de la custodia, por el Departamento de Medio Ambiente del Gobierno Vasco. Esta servidumbre tiene una configuración negativa, es decir, consiste en un no hacer por el propietario y traspasa a la UEV la gestión de estos terrenos. Sin embargo, antes de optar por esta opción, dimos bastantes vueltas a la institución. Al principio, barajamos con el propietario las posibilidades de constituir derechos reales de arrendamiento o de usufructo, lo que finalmente descartamos, ya que la gestión hubiera pasado a recaer totalmente sobre la UEV,
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(y no su goce total): el preciso para su conservación. Y bajo esa faceta se servía la UEV de los mismos, y, correlativamente, se obligaba el titular del fundo, limitándosele exclusivamente algunos contenidos del derecho de propiedad. Así, utilizamos la configuración negativa de la servidumbre, y con ello la UEV pasa a ostentar un derecho a que el propietario de un bien jurídico no haga algo, o permita que la UEV adoptar medidas conservadoras, reparadoras o de mejora. De sus caracteres doctrinales, se ha recogido en el contrato las de: • Continua, cuyo uso es o puede ser incesante, sin la intervención de ningún hecho humano. • No aparente, de las que no presentan indicio alguno exterior de su existencia. • Negativa, principalmente, prohibiéndose al dueño del predio sirviente hacer algo que le seria lícito sin la servidumbre. • Voluntaria, establecida por la voluntad de los propietarios, pero, por supuesto, no contraria a Ley, en nuestro caso, al PAT y demás normativa de la Reserva, municipal o cultural de aplicación. • Personal, ya que si bien se carga sobre un predio, se establece a favor de una persona, la UEV, sin que se vea beneficiado por el gravamen otro predio. De ahí que esta figura satisfaga los fines que nos proponemos. FIGURA 7. La zonificación adoptada en el Acuerdo de Custodia.
y deseábamos que el propietario no viera este acuerdo como una injerencia total en los terrenos objeto de Custodia. También, amparados en la libertad de pactos del código civil, analizamos la posibilidad de crear una figura ad-hoc, pero lo desechamos en seguida, al igual que la posibilidad de compra-venta, tanto por las complicaciones de escrituras, segregación y demás (que seguramente harían imposible jurídicamente la enajenación), como por los gastos de mantenimiento y ges-
tión posterior de los terrenos, que serían inmanejables para la UEV. También se rechazaron otras figuras como la enfiteusis (carácter más perpetuo), el derecho de superficie (no hay intención de plantar nada, por ahora), e incluso el arrendamiento rústico (y otras figuras afines como la aparcería) dada la carga administrativa que supone su constitución. Elegimos finalmente la servidumbre ya que únicamente afectaba a un aspecto concreto del uso de los terrenos
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Hemos optado por una figura en la que el propietario realiza un tímido traspaso de gestión de la superficie objeto de la Custodia, reservándose aquél ciertos derechos de goce y la posibilidad de recuperar los terrenos a su sola voluntad. Con ello, el propietario cede parte de la gestión del predio. Y también se recoge que, a la extinción del Acuerdo, recupera todos sus derechos, pero asume voluntariamente unos compromisos de conservación. Este derecho real no precisa su inscripción registral, y no se va a proceder a la misma; y tampoco el Derecho Foral prevé aquí prescripcio-
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nes especiales (Ley 3/1992): no es complicada ni tediosa su constitución. Acompañamos como anexo el Acuerdo. Es importante destacar, como insiste el contrato firmado, que la custodia no es de la cavidad, sino que su objeto son los terrenos que se hallan sobre la misma, en la lámina superficial, dado que es donde el propietario despliega su poder dominical. Con ello, su finalidad es la preservación y conservación ambiental estricta de los terrenos bajo los que se localiza la cavidad, así como la evitación de cualquier actuación realizada en el predio que pueda afectar a la cueva y que altere alguno de los elementos que ésta alberga (bióticos, geóticos, culturales), y en particular del sistema kárstico. En la custodia se han establecido dos zonas (ver figura 7): a. Zona de preservación estricta o Zona A: comprende los terrenos titularidad del propietario que se encuentran inmediatamente encima de la cavidad Goikoetxe, así como banda de 10 metros a cada lado. Son los sombrados con dos colores en la figura. b. Zona de captación de aguas o Zona B: comprende los terrenos titularidad del propietario situados cuenca arriba de la cavidad y que recogen, de forma difusa o concentrada, las aguas que llegan a la cavidad de Goikoetxe. En la figura se recogen delimitados por una línea azul punteada. En la zona A no realizará ningún uso, a salvo de los de mantenimiento que actualmente realiza (uso de korta y limpieza de zarzas), y la preservará de manera estricta. Para su delimitación nos hemos basado en los criterios de protección propuestos por el Ministerio Forestal de Bristish Columbia (figura 8). En la zona B podrá realizar exclusivamente aquellos usos que se demuestren que no afectan a la cavidad ni al sistema de drenaje que lleva a la misma, aplicando el principio de cautela ambiental. A tal fin, toda actuación que pretenda desarrollar en esta zona B será previamente valorada por la UEV y se buscará la alternativa que menor daño produzca al sistema natural. La UEV dispone del goce en estas zonas, de forma no exclusiva ni excluyente respecto del propietario; nos comprometemos a no alterar dichos terrenos, manteniéndolos en su estado original, y no a ejecutar actuaciones que impidan la realización futura de usos a los que están jurídicamente abocados los terrenos. Esta custodia se acompaña de una serie de acuerdos en los que los espeleólogos intentamos causar el menor perjuicio posible sobre la intimidad y descanso de los habitantes del caserío; y el propietario nos permite deambular por sus terrenos. Es de destacar que uno de los beneficios más agradecidos por el propietario, como él mismo suele relatar, es que se ha desentendido de la cueva. Muy concienciado de la belleza y valores de la cavidad, y dado que ha alcanzado cierta fama
FIGURA 8. El manual de manejo de las masas forestales en karst canadienses que propone la administración de British Columnia prevé una superficie de afección preferente sobre la cavidad que se ha seguido en esta custodia. Si bien es cierto que los criterios geológicos debieran ser los finalmente decisorios, con esta configuración se ha optado por una respuesta lógica a la zonificación de protección en superficie que queríamos desarrollar.
que atrae a curiosos, el propietario no tiene otra opción que desatender las peticiones que le dirigen para ir a visitar la cavidad, y remite directamente a los espeleólogos, sus custodiares. Con ello, se ha quitado de encima el entuerto de acompañar a la gente a la cavidad, tener que andar vigilando el paso de visitantes, las posibles complicaciones en caso de daños por los visitantes y otras perturbaciones que le ocasiona tener esa entrada al subsuelo en sus terrenos.
7.- CIERRE Y BALIZAMIENTO DE LA CAVIDAD. Uno de los fines de la custodia ha sido devolver la cavidad al estado natural anterior a la intervención antrópica, y para ello se cerró la entrada de la cavidad por dos motivos principales. El primero era reponer la dinámica natural de la cavidad a las condiciones originales, corrigiendo la alteración en el régimen ventilatorio que la desobstrucción seguramente ocasionó. La segunda consistía en proteger la cavidad del vandalismo y en regular el régimen de visitas para preservar los valores de su interior,y evitar alteraciones del sedimento o daños de los espeleotemas. Para ello, era preciso cerrar herméticamente y bajo llave la cavidad. Y con ello, además la UEV controla el acceso a la cavidad y la regulación de la actividad espeleológica en la misma. También se ha procedido al balizamiento del interior de la varios puntos de la cavidad, siguiendo las ideas y propuestas de Paúl De Bie, del Speleo Club Avalon de la Federación Flamenca de Espeleología. Con ello, se ha dirigido por pasillos el tránsito en los lugares más sensibles de la cavidad. Los beneficios conseguidos con el balizaje han sido, además, evitar compataciones del suelo que alteren los intersticios y destruyan hábitat de fauna troglobia, evitar afear el paisaje de la cavidad por el paso, y proteger los paquetes de sedimento y los puntos de yacimiento localizados.
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FIGURA 9. Foto del cierre hermético de la cavidad.
8.- VALORACIÓN. En cuanto a lo positivo, hemos comprobado que la bondad de esta figura es que permite una implicación activa de los propietarios y los espeleólogos, quienes tenemos una sensibilidad y conocimiento mayor hacia el verdadero mundo oculto de nuestros karst. Pero la custodia del territorio no es una panacea ni soluciona todos los problemas de conservación de las cavidades, y ello por varias razones. La primera es que se centra en la lámina superficial de suelo (única sobre la que puede disponer jurídicamente el propietario) y en el concepto de cueva (esto es, la parte de los conductos que es penetrable y conocida), se deja fuera la práctica totalidad del endokarst. La segunda es que, como señala Unión Internacional para la Conservación de la Naturaleza (UICN), una buena gestión debe abarcar toda la cuenca hidrográfica de un karst, no sólo una finca, y ello porque los impactos en el karst y en las cavidades, por el efecto de caja negra, pueden venir de lejos, tanto en el tiempo como en el espacio. La tercera es por los distintos valores y bienes jurídicos que contienen las cavidades, que pueden llevar a conflictos entre las administraciones com-
FIGURAS 10 y 11. Fotos del balizamiento realizado en el interior. Con ello se evita la compactación de terrenos y dañar el paisaje, entre otros efectos perjudiciales para el sensible medio subterráneo.
petentes, y nos dejen a los espeleólogos bajo un fuego cruzado. Por último, los espeleólogos corremos el riesgo de convertirnos en dependientes de las ayudas y políticas públicas para ejecutar proyectos de conservación de la naturaleza, lo que no podemos permitir, ya que nuestro papel es y debe ser el de exploradores y ojos subterráneos de la sociedad. Este modelo, con sus limitaciones, se puede exportar a otras cavidades y sistemas sobre todo bajo terrenos de naturaleza pública, aunque en muchos casos esto sea muy complicado, ya que algunas cavidades y karst de gran extensión pasan por debajo de numerosas fincas en amplias zonas, incluso por varios municipios, Territorios Históricos, Comunidades Autónomas (Sistema del Haya-Ponatal, en Sierra Salvada, p.e.) y hasta Estados (La Piedra de San Martín en Larra, p.e.). Es una buena herramienta, por tanto, para conservar los karst y cavidades, pero no puede ser la única. Sigue siendo imprescindible una normativa que se fije específicamente en el endokarst, y unas administraciones que, trabajando coordinadamente, gestionen y protejan eficazmente la unidad kárstica hacia su conservación.
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La Sala roja.
BIBLIOGRAFÍA. BARREIRA, A. (coord.), et al. 2010. Estudio jurídico sobre la custodia del territorio. Plataforma de Custodia del Territorio de la Fundación Biodiversidad, 279 pp.. Disponible en http://www.custodia-territorio.es.
PAÚL DE BIE, “Protección de las cuevas y respeto al medio subterráneo. Algunas ideas y sugerencias”. Disponible en www.cuevasdemurcia.com/PPROTECCION/ cave-proteccion.pdf
“Guidelines for Cave and Karst Protection”, Copyright 1997, International Union for Conservation of Nature and Natural Resources Prepared by the WCPA Working Group on Cave and Karst Protection.
ZWAHLEN F. (ed.) 2004. COST Action 620. Vulnerability and Risk Mapping for the Protection of Carbonate (Karstic) Aquifers. Informe final COST Action 620. Brüssel, Luxemburg, European Commission, 297 pp.
Karst management handbook for British Columbia. For. B.C. Min. For., Victoria, B.C.
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Anexo: ACUERDO DE CUSTODIA. En Busturia, a 1 de julio de 2011 REUNIDOS De una parte, Gorka, con DNI XXX-N, en su propio nombre y derecho (en adelante el propietario), en calidad de titular de la finca que se describe. De la otra, David, con XX, y en calidad de presidente de la Unión de Espeleólogos Vascos – Euskal Espeleologoen Elkargoa (en adelante, la UEV), con domicilio social en Atzeko Kale, 30 (20560) de Oñati, Gipuzkoa, y CIF G 20330726, y en representación de la misma. COMPARECEN Ambas partes se reconocen mutuamente capacidad suficiente para el otorgamiento de este contrato y en su virtud MANIFIESTAN 1) El propietario es titular de la finca denominada Goikoetxe, situada en Busturia. 2) La UEV es una asociación sin ánimo de lucro cuyos objetivos fundacionales van dirigidos, entre otros, a la conservación y protección de cavidades en la CAPV y que asume las tareas de entidad de custodia del territorio. 3) Bajo los terrenos del propietario se localiza la cueva de Goikoetxe. Esta cavidad alberga grandes valores naturales, ambiental, paisajísticos y, posiblemente, culturales aún por descubrir. Ahora ambas partes verifican que la cueva, que puede contener elementos singulares y muy sensibles, debe ser bien explorada y estudiada, y es necesario adoptar todas las medidas precisas para su preservación. 4) Ambas partes reconocen que la cueva está más allá de la titularidad del propietario, en tanto en cuanto la facultad dominical alcanza a la porción de subsuelo que es de su interés como titular del predio. Sin embargo, sí que tiene todas sus facultades en los terrenos sobre los que se localiza y afectan a la cavidad y sobre los que ahora constituye un derecho real de goce, de carácter conservacionista, a favor de la UEV y dirigido hacia una custodia del terreno en los términos de la Ley 42/2007 del Patrimonio Natural y de la Biodiversidad. En estos terrenos toda actuación que se realice tendrá su repercusión en el subsuelo, en la cavidad y sus elementos, y en todo el sistema kárstico; de ahí el interés de ambas partes en velar por la conservación en estos terrenos superficiales. 5) El propietario ha mostrado una alta sensibilidad hacia los valores de la cueva y es consciente de que la gestión que se realice en sus terrenos repercutirá, antes o después, en la sensible y valiosa cavidad de Goikoetxe y en el karst de Peña Forua. 6) Ambas partes comparten el interés en conservar la cavidad en un estado óptimo, y para ello velarán porque sobre los terrenos calizos que se señalan, se lleva a cabo una preservación estricta de las condiciones ambientales tendentes a evitar daño sobre la cavidad y los elementos que alberga, y, por extensión, sobre el sistema kárstico.
7) La UEV, por su parte, cuidará de estos terrenos y, además, desarrollará en la cavidad y en el karst unos estudios multidisciplinares para conocerlos en detalle, con sus elementos y su funcionamiento integrado en el karst, determinando con ello las medidas concretas para preservar la cavidad, el karst y sus valores, los cuales informarán al propietario a la hora de ejecutar actuaciones sobre los terrenos. 8) Las partes suscribieron en 2010 un primer acuerdo de custodia cuyos resultados han sido muy satisfactorios para ambos y muestran su voluntad para continuar con la custodia ya de forma indefinida, con respecto total a la normativa legal de obligada aplicación, en particular, la vigente de la Reserva de la Biosfera. A tal fin, ambas partes establecen las siguientes ESTIPULACIONES PRIMERA.- NATURALEZA JURÍDICA Mediante este acuerdo de Custodia del Territorio el propietario constituye una servidumbre ambiental o de conservación por la que concede a la UEV un derecho real de disfrute inmediato pero contenido limitado, de carácter personal, voluntario, continuo y no aparente, con el contenido que se señala en este Acuerdo. SEGUNDA.- TERRENOS OBJETO DEL CONTRATO La custodia del territorio abarcará dos zonas: - Zona de preservación estricta o Zona A: comprende los terrenos titularidad del propietario que se encuentran inmediatamente encima de la cavidad Goikoetxe, así como banda de 10 metros a cada lado. - Zona de captación de aguas o Zona B: comprende los terrenos titularidad del propietario situados cuenca arriba de la cavidad y que recogen, de forma difusa o concentrada, las aguas que llegan a la cavidad de Goikoetxe. En el mapa Anexo se sitúan ambas zonas. En caso de conflicto entre la parte gráfica y la aquí delimitación de las zonas aquí descritas, prevalecerá esta última. En cualquier momento se podrá acordar una nueva delimitación siempre que sirva a los objetivos de la estipulación siguiente. TERCERA.- CONTENIDO La custodia del territorio tendrá por objetivo principal la preservación y conservación ambiental estricta de los terrenos en los que se localiza la Cavidad denominada Goikoetxe, así como la evitación de cualquier actuación realizada en el predio que pueda afectar a la cueva y que altere cualquiera de los elementos que ésta alberga (bióticos, geóticos, culturales), y en particular del sistema kárstico. Así, el propietario traspasa a la UEV la gestión de estos terrenos señalados en la estipulación anterior, conservándose los derechos de nuevo uso para la zona B y limitados a aquellos actos que no tengan ninguna incidencia en el objetivo señalado.
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CUARTA.-DEBERES Y OBLIGACIONES DEL PROPIETARIO El propietario asume el compromiso de: - En la zona A no realizará ningún uso, a salvo de los de mantenimiento que actualmente realiza (uso de korta y limpieza de zarzas), y la preservará de manera estricta. - En la zona B, realizar exclusivamente aquellos usos que se demuestren que no afectan a la cavidad ni al sistema de drenaje que lleva a la misma, aplicando el principio de cautela ambiental. A tal fin, toda actuación que pretenda desarrollar en esta zona será previamente valorada por la UEV y se buscará la alternativa que menor daño produzca al sistema natural. Además, - Permitirá que la UEV realice las tareas de seguimiento, investigación y asesoramiento precisas para llegar a los objetivos de conservación de la cavidad Goikoetxe. - Permitirá el paso y la deambulación por sus terrenos a los miembros de la UEV y sus colaboradores mientras dure este contrato. - Permitirá colocar un cerramiento en la boca de acceso a la cavidad, que mantendrá finalizada la custodia. - Permitirá que la UEV realice actuaciones de custodia en los términos definidos en la estipulación sexta. QUINTA.- DERECHOS Y DEBERES DE LA UEV. La UEV adquiere los siguientes derechos y deberes generales. - Realizará estudios y actuaciones de custodia, incluyendo la prospección de los terrenos, su exploración espeleológica, la ejecución de proyectos de investigación y protección, y demás actuaciones que así se determinen. - Realizará cualquier actividad con total respecto a la intimidad y descanso del propietario, su familia o cualquier persona que habite el caserío. - No entrará en sus terrenos a horas intempestivas o cuando cause cualquier alteración de los hábitos ordinarios del propietario y su familia. A tal fin, acordarán un horario en el que la UEV y sus socios realicen sus trabajos, que podrán ser alteradas unilateralmente por el propietario si ellos le produjeran molestias. - El ejercicio de los derechos que le otorga el propietario se realizarán con el máximo respeto hacia la dignidad del propietario y guardará secreto de todo lo que incumba a su intimidad y propiedades que nada tengan que ver con el objeto de custodia. En particular, la UEV dispondrá de los siguientes derechos y deberes: - Disponer del goce, de forma no exclusiva ni excluyente respecto del propietario, de los terrenos descritos en el acuerdo segundo. - No alterar dichos terrenos, manteniéndolos en su estado original, y en modo alguno ejecutar actuaciones que impidan la realización futura de usos a los que están abocados los terrenos. - Asesorar al propietario, con carácter previo, de las actuaciones que pretenda realizar sobre los terrenos de la Zona B.
SEXTA.- ACTUACIONES DE CONSERVACIÓN A REALIZAR EN EL MARCO DE LA CUSTODIA Anualmente, la UEV comunicará al propietario las actuaciones positivas que se realicen en el marco de esta custodia, y le entregará la memoria de resultados tras su ejecución. Para el 2011, el propietario reconoce haber tenido acceso al proyecto redactado por la UEV y denominado “LJDA”. Ambas partes dan el consentimiento para su ejecución. SÉPTIMA.- CONTRAPRESTACIÓN Anualmente, en la reunión señalada en el apartado octavo, ambas partes acordarán la contraprestación por la custodia. En el año 2011 el propietario cobrará de la UEV la cantidad de XX euros, incluidos todos los conceptos. El pago se realizará en un único pago a diciembre de 2011. Esta cantidad estará supeditada a la obtención por la UEV de externalidades positivas para la ejecución de las actividades de custodia previstas para este año. OCTAVA.- DURACIÓN. La presente custodia del territorio tendrá vigencia indefinida hasta denuncia de cualquiera de las partes. Ambas partes se comprometen a reunirse al menos una vez al año, preferiblemente en el primer trimestre, y donde la UEV someterá a consideración del propietario las actuaciones de conservación a realizar, y analizarán el devenir del mismo. La UEV expondrá al propietario, con todo detalle, el avance de las investigaciones y de las medidas que considera precisas sobre los terrenos para mantener la cavidad y el karst en buen estado. En cualquier caso, el propietario se compromete a mantener el cerramiento en la boca, así como a tener en consideración las medidas que desde la UEV se le señale para lograr el buen estado de la cavidad y el sistema kárstico en general. NOVENA.- EXTINCIÓN. La custodia se extinguirá - por incumplimiento de alguna de las partes de sus obligaciones, previa denuncia. - por la voluntad de cualquier de las partes, previa notificación con una antelación de quince días. En caso de extinción anticipada, ambas partes se comprometen a realizar los esfuerzos precisos para llegar a liquidar la custodia, incluyéndose el concepto de contraprestación. El propietario se compromete a que, llegado este supuesto, la UEV podrá acceder a la cavidad las veces que precise para retirar todo el material depositado en la cavidad, lo que ésta llevará a cabo con la mayor celeridad. Y en muestra de conformidad, firman los comparecientes el presente contrato que consta de cinco folios, y que se suscribe en cada hoja de los dos ejemplares idénticos que se otorgan mutuamente, en el lugar y fecha del encabezamiento.
Fdo. El propietario
Fdo. La UEV
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Sala inicial del sistema Malloku.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua La fotografía en Goikoetxe
La fotografía en Goikoetxe JOSU GRANJA (ADES) A la hora de abordar el trabajo fotográfico en Goikoetxe nos hemos planteado un doble objetivo: de un lado, reflejar su morfología, la propia realidad física de la cueva; de otro, recrear su belleza estética, que en una cavidad como ésta adquiere especial relevancia. Uno y otro van, evidentemente, relacionados y no se entienden por separado. En la espeleología en general la imagen tiene, por sí misma, una fuerza estética especial. Esta suerte de hipogeografía, por así llamarla, tan diferente al convencionalismo de la naturaleza exterior, y la luz artificial que utilizamos para sacarla de la negrura, provocan en el espectador una sensación extraña de irrealidad. Y así las formas y colores surgentes de la oscuridad son una fuente inspiradora, evocadora, que nos conduce al enfoque artístico. Como decimos, esto es así en las cavidades en general, pero especialmente en Goikoetxe alcanza proporciones sorprendentes. Así como en otras cuevas el toque artístico es puntual, reducido a determinadas zonas, siendo la regla general buscar una mera descripción, una expresión del espacio; en Goikoetxe el espacio y las formas -o habría que decir mejor, formaciones- se confunden, porque éstas cubren completamente aquél. Los depósitos químicos lo invaden prácticamente todo, y la imagen final es resultado de esta explosión de formas y colores. Las galerías se han excavado a favor de un estrato fuertemente buzado, pero casi no somos conscientes de él. Las formas han dejado paso a las formaciones, que dominan completamente en los niveles medio y superior. Su predominio es tan abrumador que han llegado a colmatar los conductos, y han obligado a los primeros exploradores a desobstruir algunos puntos. Reflejar ante la cámara este espacio subterráneo con un enfoque austero, puramente descriptivo, huyendo de la mera “postal” que poco aporta en un aspecto científico, es imposible en Goikoetxe, donde la prosa apenas encuentra lugar ante el barroquismo que lo invade todo. Hemos fotografiado las zonas más representativas de los tres niveles con que cuenta la cueva. Se ha dedicado, lógicamente, la mayor cantidad de tomas al nivel medio, pues representa el 80% del espacio explorado. Pasamos a describir seguidamente lo principal del trabajo realizado en cada sector. Primero repasaremos el nivel medio, que como hemos dicho es el más extenso de la cueva; luego el nivel inferior por el que discurre el cauce activo, y por último, las fantásticas cristalizaciones del piso superior.
1.- NIVEL MEDIO. 1.1.- Sala inicial. Como hemos indicado, en el nivel medio se desarrolla la mayor parte de la cueva. Tras la gatera de entrada por la korta de Goikoetxe, pronto accedemos a una sala que representa el mayor volumen conocido de la cavidad. Lo hacemos por la parte superior, descendiendo una gran colada inclinada que cubre completamente el lado oriental. Esto es una característica que, como se ha explicado en el artículo dedicado a la morfología, se mantiene invariable en todo el conducto del nivel medio. Debido al buzamiento del estrato en que se abre, y según avanzamos hacia el fondo de la cavidad (sur), la parte izquierda (este) es una rampa pavimentada de fuerte inclinación. Las coladas caen desde lo alto con una potencia tal que no se ve la roca. En la parte superior la calcita llega a formar cornisas o cúpulas colgadas. En la parte inferior, cuando el grado de inclinación disminuye, se forman pequeños gours. El colorido abarca toda la gama de ocres y cremas, hasta el rojo intenso. Como hemos dicho, esta primera sala es el mayor volumen de Goikoetxe, pero aún así, no permite distanciarse lo suficiente para abarcar en una sola toma todo el panel que nos muestra el lado sur. Esta primera dificultad se repetirá en otros lugares del nivel medio, donde el motivo no puede ser abarcado en toda su dimensión por falta de ángulo suficiente de visión, ni siquiera utilizando objetivo ultra-angular (aprox. 90º de visión). Sería necesario alejarse más del motivo... Este problema lo hemos resuelto mediante la fusión de dos tomas horizontales ultra-angulares, con lo que hemos conseguido una visión panorámica, desde el suelo al techo, de aproximadamente 150º. Se ha tenido especial cuidado en iluminar las cúpulas con ángulo rigurosamente vertical, incidiendo siempre desde abajo. En esta sala inicial también se han fotografiado los restos de asta de ciervo, en una zona de gateras colmatadas por sedimentos, y una galería muy concrecionada en el extremo sur, que parte de la base de la colada por la que continúa la ruta hacia el interior de la cueva. 1.2.- Galería hasta la Sala Roja. Ascendiendo por esta colada hasta su parte superior, proseguimos hacia el fondo de la cavidad. Una vez arriba se pasa un pequeño desfonde y accedemos a varios espacios rela-
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Situaci贸n de las fotograf铆as en la cavidad.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua La fotografía en Goikoetxe
tivamente abiertos, separados por algunos pasos bajos y siempre con tendencia a caer hacia el oeste. Se han fotografiado estas pequeñas salas, intentando reflejar su nivel de concreción, y se ha prestado atención al cráneo de oso que se encuentra en una de ellas, mediante primeros y medios planos. La principal dificultad se ha dado en una de esas salas, que presenta en su pared oriental unos vistosos tubos de órgano cayendo desde considerable altura. Es el único lugar de la cavidad donde se manifiestan este tipo de formaciones. Para obtener una toma frontal de este panel, de nuevo nos encontramos con la imposibilidad de distanciar la cámara lo suficiente. El eje visual ha de ser perpendicular al de la galería, y a lo ancho no hay distancia. Para ello ha sido necesaria una fusión panorámica de dos tomas verticales. Se ha optado por las verticales para evitar en lo posible la convergencia angular que se provocaría en las claras líneas que marcan los tubos. Continuando nuestro recorrido fotográfico por este nivel medio, un descenso de las coladas nos lleva hasta la base de las mismas, por la cual avanzaremos los próximos metros. En este tramo aparecen gours de consideración con diques muy desarrollados, no siempre embalsados. Sobre ellos la galería se prolonga en altura, con una sección estrecha en la que abundan los desplomes en la pared oeste. Una vez más se plantean dificultades en cuanto a la orientación de las fotografías, y problemas de distribución de la luz y de encuadre, pues los inevitables planos cercanos, aparte de tapar el paisaje, tienden a sobreexponerse al intentar iluminar los lejanos. Es la tónica de la mayor parte de la cavidad, que ha precisado del concurso de varias personas para la iluminación, o bien disparos de flash por radio. Para reflejar la considerable altura que alcanza la galería, hemos colocado un espeleólogo encaramado en alguna repisa en lo alto. Los gours se han resuelto con iluminación rasante.
La iluminación de esta sala no ha sido complicada. Simplemente se ha cuidado de que la luz sea lo más lateral posible, con aportes de contraluz desde el fondo en casi todos los casos. En los dos extremos de la Sala Roja hay cúpulas o coladas colgadas bastante desarrolladas. Una se ubica en lo alto de la antesala y la otra sobre el escalón que da paso hacia el interior. En la primera, que forma un auténtico balcón, se ha podido situar un espeleólogo sobre ella, con iluminación basal y lateral. En la segunda, con el modelo sentado bajo ella, ha predominado el contraluz. 1.4.- Entre la Sala Roja y El Cráter. Continuemos nuestra ruta fotográfica por este nivel medio, hacia las profundidades de Goikoetxe. Un pequeño escalón nos pone en la base del resalte que precede a las desobstrucciones. Franqueadas estas estrecheces, descendemos de nuevo a un pasaje habitualmente inundado. En este tramo se ha utilizado la luz incidente desde abajo hacia arriba, con el fin de resaltar la textura de algunos bancos de sedimentos laterales, colgados sobre la galería. Más adelante la galería se amplía, con una bóveda muy lisa en la que se alternan los tonos ocres con los cremas muy claros y varios grupos de estalactitas rojas. Estos contrastes han planteado dificultades, que se han resuelto aumentando por software el rango dinámico del resultado. Otro estrechamiento relativo y estamos en el tramo desfondado del pasamanos. Este tipo de galería tiene una solución clara: combinar iluminación frontal lo más basal posible para resaltar texturas de laterales y techos, y contraluz desde el fondo, y así se ha hecho. Se pudo conseguir una posición del espeleólogo lo más estable posible, en oposición, para evitar movimientos involuntarios. Algo parecido hemos hecho un poco después, en una serie de pasos bajos embarrados.
1.3.- La Sala Roja. 1.5.- El Cráter. Unos metros más entre gours y después de subir ligeramente a la izquierda llegamos a la Sala Roja, quizá el espacio más emblemático de la cavidad. Dominan las columnas y grupos de estalactitas de color rojo sangre, uno de los sellos de identidad de Goikoetxe. Este tono tan llamativo e intenso, que al principio creíamos relacionado con el contenido en hierro de la calcita, parece que hay que interpretarlo por otras causas, quizá más relacionadas con el aporte bioquímico que puramente mineralógico. Por el momento la investigación está en curso y se desconoce el origen. Lo que sí podemos afirmar desde nuestro simple punto de vista fotográfico o meramente visual, si se quiere, es que el espectacular tono que lucen no tiene nada que ver con otros espeleotemas que hemos fotografiado en cavidades donde se sabe a ciencia cierta del protagonismo del hierro (Galdames, Carranza). El de Goikoetxe es un tono mucho más vivo, intenso y brillante.
Y ya estamos en el gran desfonde circular que corta toda la base de la galería, conocido como El Cráter. La dificultad no ha sido de iluminación, sino de colocación de la cámara. El mejor ángulo visual obliga a situarse frente a la boca de la galería inferior, en una cornisa de arena algo inestable. Una fuente de luz se colocó en el fondo de la galería inferior, con el fin de resaltar el gour. Y junto a él se situó al espeleólogo, dando referencia al volumen. El resto de iluminación partió de ambos laterales, intentando destacar las estrías que convergen hacia abajo. Para finalizar con el nivel medio, se realizaron varias tomas en las gateras a continuación de El Cráter. Se recurrió a luz rasante por suelo y techo, y no plantearon especial dificultad.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua La fotografía en Goikoetxe
como exudaciones cristalinas más asociadas a la porosidad que a las fisuras.
2.- NIVEL INFERIOR. Hemos trazado nuestro particular descenso fotográfico al nivel inferior desde la sala inicial, cuya parte inferior comunica con una serie de conductos que bajan al río. En estos conductos, de hábito descendente, hay formaciones dignas de mención, con especial predominio de las estalactitas isotubulares. Se ha utilizado el contraluz para destacarlas. Esta galería acaba en un ensanchamiento relativo, en el que se da una gran variedad de espeleotemas. Se han reflejado con primeros planos, en su mayoría. En especial hay que destacar la gran cantidad de fragmentos isotubulares que aparecen fusionados en el pavimento, quizá delatando antiguos episodios sísmicos. Antes de acceder al cauce activo, existe un punto en el que las raíces han penetrado en la galería desde lo alto de una diaclasa. Se nos ofrece aquí un punto de vista insólito y poco frecuente en una cavidad. No cabe duda de que estamos ante un elemento exógeno al medio subterráneo, pero también es digno de ser documentado, pues forma parte del particular paisaje de la cueva. Un haz de finas raíces de tono rojizo cae desde lo alto. Debido a lo estrecho de la diaclasa, justo puede colocarse un espeleólogo junto a ellas. Hemos recurrido de nuevo a iluminación incidente desde la base, siguiendo el trazado rectilíneo que marcan las raíces en su descenso. Como apenas había espacio para orientar el flash, ha sido el espeleólogo colocado el que ha servido de soporte a un flash. Para evitar movimientos involuntarios al accionar este flash se ha disparado por control de radio. Ya en el río, se ha prestado especial atención al tramo de galería que muestra más claramente su sección freática. Es uno de los pocos espacios de Goikoetxe en que predominan las formas limpias sobre las formaciones, que en este nivel, dada su juventud, son inexistentes.
3.- NIVEL SUPERIOR. Por último, tocamos el nivel superior de la cueva, donde quizá se muestran los espeleotemas más exclusivos de Goikoetxe, sin perjuicio, claro está, de las estalactitas sangrientas de la Sala Roja que hemos visto antes.
Esta auténtica explosión de belleza mineral merecía un trabajo fotográfico especial. Hemos utilizado primeros planos para plasmar la delicadeza de estas formaciones, intentando que las gotas de agua pendiendo de los cristales nos aporten la referencia de su tamaño. No ha sido fácil moverse en el exiguo espacio que deja la galería para no tocar ni rozar siquiera los cristales, pero hemos evitado que nuestro trabajo se cobrase el que sería cruel tributo de formaciones rotas. A veces ha sido necesario tumbarse en el pavimento para colocar la cámara junto a los cristales. Cuando se trata de fotografiar a escasos centímetros del motivo, es imprescindible utilizar diafragmas muy cerrados para asegurar la profundidad de campo. Con los cristales hemos cerrado a f11 o incluso f16. Así han entrado en foco los segundos y últimos planos, que en una galería como ésta no nos hemos atrevido a difuminar... ¡sería demasiado desperdicio! Cuestión bastante complicada ha sido el ángulo de visuales utilizado. En la mayoría de las tomas ha sido necesario componer el encuadre desde abajo, ya que así se dominaban mejor los cristales. Las iluminaciones laterales y basales fueron imprescindibles. Más difícil fue introducir en la escena la escala humana, por lo reducido del espacio. En algunas fotos se pudo colocar un espeleólogo en último plano, en un ensanchamiento al fondo de la galería. El trabajo fotográfico se hace muy reconfortante ante espectáculos como los que brinda esta galería, y puede decirse que casi toda la cueva, pero siempre nos quedaremos, más que con las fotos conseguidas, con las sensaciones de haberlo disfrutado in situ, porque en este caso, afortunadamente, la realidad natural siempre será superior a su representación en la cámara. Por último, he de agradecer la ayuda del equipo de apoyo en las diferentes sesiones, sobre todo a Gotzon, que siempre ha estado ahí, y a Idoia y Mariano, porque han sabido tener la paciencia necesaria para posar y colaborar en todo lo preciso.
Se trata de una galería relativamente modesta si la comparamos con las dimensiones del conducto en el nivel medio. Al contrario que en él, ahora es la pared oeste la que muestra mayor profusión de los espeleotemas. Los llamados Cristales de Miel despliegan todo su esplendor. Son algo exclusivo, un regalo que la geología ha hecho a Goikoetxe. Cristalizaciones finísimas, algunas de apenas el grosor de un cabello, y con un color ámbar o miel característico. Una tendencia a la excentricidad realza su belleza. Surgen de la misma roca,
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Tubos de 贸rgano.
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La vida oculta del mundo subterráneo ANA I. CAMACHO(1) Y CARLOS PRIETO(2) (1)
Museo nacional de Ciencias Naturales de Madrid, (CSIC), Departamento de Biodiversidad y Biología Evolutiva, C/ José Gutiérrez Abascal 2, 28006- Madrid (España).
(2)
Universidad del País Vasco (UPV/EHU), Departamento de Zoología y Biología Celular Animal, Facultad de Ciencia y Tecnología, Apdo.644, 48080- Bilbao (España).
RESUMEN: Tras hacer un breve repaso de las características más destacadas del medio subterráneo y de la fauna cavernícola, así como de los métodos de muestreo utilizados para la recogida de la fauna, tanto acuática como terrestre, se presenta el estudio preliminar de la fauna recogida en el sistema Malloku (Goikoetxe-Iturgoien-Apraiz). Junto con la información obtenida de la bibliografía zoológica, se constata la presencia de 50 especies, presentándose fotografías para casi todas ellas. Más de tres cuartas partes pertenecen a la fauna terrestre y, por otro lado, casi la cuarta parte son elementos troglobios o estigobios. Una gran parte del material recogido está todavía en proceso de estudio pero ya tenemos 25 especies plenamente identificadas, incluyendo las dos que todavía carecen de nombre por tratarse de especies nuevas para la Ciencia: el gasterópodo Zospeum sp.nov. y el crustáceo Bathynellidae sp.nov. Con los resultados obtenidos hasta el momento, el sistema Malloku ya es la cavidad mejor conocida biológicamente del País Vasco.
1.- INTRODUCCIÓN. Para la fauna que habita el mundo subterráneo, éste es mucho más vasto y complejo que lo que el espeleólogo puede llegar a conocer y explorar. Comprende un entramado tridimensional de fisuras, micro-fisuras, grietas, galerías y conductos de todos los tamaños imaginables, interconectados entre sí y con el exterior, que constituyen un auténtico ecosistema (figura 1); un verdadero universo de dimensiones casi infinitas para faunas diminutas —apenas superan el milímetro de longitud en la mayoría de los casos—. Así, el hábitat no es único; son muchos los micro-hábitats capaces de albergar fauna, y todos los ambientes acuáticos y terrestres deben ser estudiados para conocer la biodiversidad de un ecosistema kárstico. El agua de lluvia, de fusión de nieve, de niebla, del rocío matutino… llega a las cuevas filtrándose desde el exterior, atravesando la cobertera superficial, el medio subterráneo superficial (MSS), o precipitándose por fisuras y pozos o por insurgencia de corrientes superficiales, hasta llegar a las cavidades que podemos explorar (macrocavernas) y a las que por nuestro enorme tamaño no podemos entrar (mesocavernas).— y El agua llega cargada de materia orgánica, vegetal y animal, de sales minerales, de energía, en definitiva.
A estos aportes deben añadirse la caída de materia en simas y pozos, el arrastre por las corrientes de aire que circulan a través de las entradas, las raíces profundas de algunas plantas en las galerías superficiales, las deyecciones y restos que dejan los animales visitantes (murciélagos y animales hibernantes) o los atraídos por las condiciones de humedad y temperatura. Ya tenemos las fuentes que rellenan gours, pozas, charcos, lagos, medios más o menos permanentes o temporales, más o menos someros o profundos; luego, esas aguas se reúnen en torrentes o ríos, más o menos caudalosos dependiendo del momento, y que recorriendo galerías o precipitándose por pozos van alcanzando cada vez zonas más profundas, desapareciendo a veces en sifones y recargando los acuíferos más profundos. A través de fuentes y surgencias, ventanas al mundo subterráneo, estás aguas acaban saliendo al exterior, y su fauna vuelve a ser accesible al bioespeleólogo. A veces forman nuevos ríos epigeos discurriendo en parte en superficie y en parte bajo tierra, en el hiporreos, en los terrenos no consolidados, formando parte del medio intersticial: agua subterránea en sentido amplio. Aguas cargadas de formas de vida diminutas, que establecen poblaciones, aisladas entre sí o con vías de comunicación, con dinámicas propias, tan complejas o sencillas como las de los hábitat superficiales y, eso sí, viviendo, todas ellas, en total oscuridad.
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FIGURAS 1-5. Fauna subterránea acuática. 1, Proteus anguinus: tres individuos en un acuario del laboratorio subterráneo de Moulis (Francia)(tamaño, 20 cm); Foto C. Puch. 2, Limnohalacarido indeterminado (vista dorsal, microscopio electrónico de barrido). 3, Tardígrados (vista ventral, microscopio estereóscópico); Foto A. Camacho. 4, Stenasellus virei cf buchneri (cabeza en vista frontal, microscopio electrónico de barrido ambiental- ESEM-, anchura, 1.2mm); Foto servicio de microscopía electrónica del Museo Nacional de Ciencias Naturales de Madrid (CSIC). 5, Hexabathynella sevillaensis (vista lateral, microscopio fotónico, tamaño, 1,2 mm); Foto A. Camacho.
2.- CÓMO ES EL AMBIENTE SUBTERRÁNEO. El único factor estable y previsible en el medio subterráneo, y lo único que tiene en común la fauna subterránea, es la ausencia de luz, la oscuridad total. Dicha ausencia impide la fotosíntesis y la existencia de plantas verdes y, por tanto, el primer eslabón de la cadena trófica está incompleto. La mayor parte del alimento procede del exterior, y en el interior es la propia dinámica de las poblaciones que allí viven, comen, defecan, se reproducen y mueren lo que contribuye a completar los recursos y cerrar el ciclo. La tarea que en el exterior realizan principalmente las plantas transformando en materia orgánica cargada de energía química la materia inorgánica con la energía lumínica del Sol, en el mundo subterráneo solo la llevan a cabo los microorganismos, pero utilizando la energía química de las sustancias inorgánicas. Las demás condiciones del medio son locales, pero no menos importantes.
La temperatura ambiente, ya a unos metros de la entrada, apenas varía a lo largo del año y su valor equivale al de la temperatura media en el exterior, por lo que las cavidades a mayores latitudes y altitudes son más frías, disminuyendo 0.65ºC cada 100 m de elevación y 0.5ºC cada grado de latitud. Los factores de variación vienen dados por la forma, orientación y dimensiones de la galería de entrada, de la existencia de otras entradas y de la entrada de ríos subterráneos. La humedad del aire es un factor crítico para la fauna terrestre. En las cuevas o galerías habitadas por fauna cavernícola tiene valores de saturación o muy cercanos, de forma que el agua se condensa y moja todas las superficies expuestas, pero las cavidades secas (con humedad relativa inferior al 95%) o las galerías recorridas por una corriente de aire están deshabitadas. Bastantes especies cavernícolas pueden sobrevivir semanas en presencia de luz atenuada o con temperatura algo diferente de la habitual pero mueren tras unas horas de exposición a una menor humedad del aire.
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Una concepción antigua del medio subterráneo lo consideraba simple, aislado, estable, previsible y pobre en recursos alimenticios. Se admitía que debía estar poblado por comunidades poco diversificadas, relictas (supervivientes de un tiempo remoto), muy especializadas, uniformes, con muchos caracteres similares (convergentes), entre las cuales existía poca competencia. Sin embargo hoy nadie duda de que el medio subterráneo no es más simple que cualquier otro medio exterior. Está formado por un mosaico de micro-hábitats. Su aislamiento es relativo. Ya hemos descrito cómo conecta con el exterior a través de una red tridimensional de fisuras y grietas. A gran escala, comparado con el medio exterior, es, en efecto, relativamente estable. Es algo más previsible que el medio exterior, pero está condicionado por él. La escasez de recursos alimenticios es un argumento algo más fundado que los anteriores, sobre todo por la falta de los productores primarios, las plantas, aunque también lo es sólo de forma local.
3.- CÓMO SON LOS ANIMALES CAVERNÍCOLAS. En este medio, como en todos los medios exteriores, las faunas terrestres son muy diferentes de las acuáticas. Pero una cosa está clara: comparten muchas características generales, ya que se han adaptado a un medio que impone una condición igual para todos: la oscuridad. Los seres subterráneos responden a la vida en el medio subterráneo de forma muy variada. No existen respuestas comunes, pero sí se pueden observar ciertas tendencias generales (convergencia), algunas de las cuales no son exclusivas de este medio, aunque en él son muy frecuentes. Los animales cavernícolas son ciegos —o apenas ven— y la mayoría son blancos o traslúcidos; pocos tienen algo de pigmentación. Estas características también las presentas los habitantes de los fondos abisales marinos —único medio que comparte con el subterráneo la oscuridad absoluta— y la fauna del suelo. Otros caracteres de la fauna de cuevas, que han sido llamados "adaptaciones predictivas" o simplemente adaptaciones al medio ambiente, son: • Aumento de los sentidos del tacto y químico. Dicho aumento se puede producir a través de un mayor desarrollo del número de estructuras receptoras (higro-, termo-, mecano- y quimio- receptores), las cuales les permiten desplazarse, buscar comida y pareja en un mundo oscuro. • Alargamiento de apéndices, como patas o antenas, el cual proporciona la superficie extra que se requiere para el desarrollo de estructuras receptoras, aunque no siempre es así... • Actividad metabólica más baja en las formas de cueva que en sus parientes de superficie.
• Ausencia de los ciclos estacionales y circadianos que regulan la actividad y los ciclos reproductivos de la mayoría de las especies epígeas. • Reproducción no cíclica, durante todo el año. O como en el caso del Stenasellus (crustáceo isópodo), que se reproduce una vez cada dos años, si las condiciones son buenas, y que en cuevas frías con poca comida puede esperar 3, 4 ó 5 años entre dos puestas sucesivas. • Tendencia al alargamiento de las diferentes fases del ciclo vital. • Tendencia a tener poca prole (estrategia de la “K”), con disminución del número de huevos por puesta, aumento del tamaño de los mismos y con cuidado parental para que sobreviva. • Desarrollo más directo, es decir dilatación de la fase embrionaria en detrimento de la postembrionaria. El huevo es transportado en estructuras protectoras durante mucho tiempo y dentro de él se suceden las primeras etapas del desarrollo, incluida la metamorfosis en muchas ocasiones, de manera que la forma que surge del huevo es similar a un adulto en miniatura. • Retención de caracteres juveniles en el estado adulto. Por ejemplo, el famoso "proteo" es como una salamandra epigea adulta, pero conserva las branquias de la fase juvenil que las formas epigeas pierden al abandonar el agua. • Clara tendencia a la supresión de fases larvarias y longevidad mayor en las especies de cueva. En cuevas frías, el metabolismo podría estar modulado por la baja temperatura y, de ahí, podría derivarse una mayor longevidad, pero en cuevas tropicales, la fauna subterránea parece ser también más longeva que la superficial emparentada. No todas estas características se dan juntas ni en todos los grupos faunísticos. Por ejemplo, el alargamiento de apéndices es más frecuente entre las formas cavernícolas terrestres que entre los animales acuáticos, mientras que la retención de caracteres juveniles en el estado adulto es más propio de los seres acuáticos subterráneos.
4.- CÓMO SE CLASIFICA LA FAUNA CAVERNÍCOLA. Se han propuesto diferentes clasificaciones para la fauna presente en las cavidades subterráneas. La más conocida y utilizada por su simplicidad es la de Schiner-Racovitza, la cual ha sido reformulada por numerosos autores. Según Bellés (1987):
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Troglobios (estigobios si son acuáticos) son los organismos estrictamente infeudados en el medio cavernícola y presentan, aunque no siempre, regresión ocular, despigmentación, alargamiento de apéndices y superdesarrollo de estructuras sensoriales. Un ejemplo dentro de los gasterópodos es Zospeum, un género de caracoles diminutos, ciegos, despigmentados y limífago. Troglófilos (estigófilos si son acuáticos) son los organismos que, siendo muy frecuentes en el medio cavernícola, donde pueden completar su ciclo biológico, pueden encontrarse también en otros medios húmedos y oscuros, especialmente el endógeo, o en el caso de fauna acuática, en el medio intersticial. Un ejemplo dentro de los gasterópodos es Elona quimperiana, un caracol detritívoro de gran tamaño presente en casi todas las cavidades de la región cantábrica. Subtroglófilos (sin contraparte acuática) son los organismos que colonizan temporalmente el medio cavernícola para poder cerrar su ciclo biológico o para hibernar. Sin ejemplos cercanos entre los invertebrados, podemos mencionar aquí a las especies de murciélagos cavernícolas. Trogloxenos (estigoxenos si son acuáticos) son los organismos que circunstancialmente pueden llegar al medio cavernícola, donde pueden vivir un tiempo variable, aunque allí son incapaces de cerrar su ciclo biológico y que carecen de los caracteres morfológicos propios de los troglobios. Un ejemplo dentro de los gasterópodos sería cualquier caracol epígeo que cayese por una sima o que se refugiase en la zona de entrada buscando la humedad. No siempre es fácil etiquetar a los seres subterráneos bajo una terminología tan estricta, y lo que no ofrece duda es que todas las formas de vida que encontramos en el mundo subterráneo, sea cual sea el estatus que les queramos asignar, son importantes dentro del ecosistema; son fuentes de materia y energía que será aprovechada por los supervivientes.
5.- CÓMO EVOLUCIONÓ LA FAUNA CAVERNÍCOLA. Las teorías que tratan de explicar cómo y por qué los organismos de superficie invaden y colonizan las cuevas enlazan tres fenómenos: preadaptación de ancestros superficiales, invasión y colonización por poblaciones fundadoras que ocupan nichos vacíos y especiación (formación de nuevas especies). Parece ser que la preadaptación, el tener caracteres útiles para vivir en las cuevas (sean morfológicos, fisiológicos o de conducta), es un requisito indispensable para que un ser epigeo llegue a una cueva, activa (huyendo, por ejemplo, de condiciones climáticas extremas) o pasivamente (siendo arras-
trado por agua de infiltración, crecidas o la simple gravedad), y se quede, colonizando espacios vacíos donde la presión de la selección es menor que en el medio del cual procede y donde hay menor competencia por los recursos alimenticios. No está claro si existe un estado intermedio, el troglófilo (entre epigeo y troglobio). Lo que parece probable es que los animales troglófilos ) están perfectamente preadaptados para la vida en las cuevas y, a menudo, parecen ser morfológica y ecológicamente intermedios entre ancestros epigeos y troglobios completamente evolucionados (troglomórficos) (Barr, 1967 y 1968). A veces, en el pasado, los troglófilos eran llamados “troglobios en status nascendi”. Algunos autores consideran que los troglobios evolucionan muy rápidamente a partir de invasores preadaptados y es improbable que existan estados troglófilos intermedios (Howarth, 1981). Como hay muchos troglófilos y estigófilos en las cuevas, aparentemente bien adaptados a esa vida, muchos autores opinan que permanecerán así, en ese estado de adaptación, indefinidamente. El estatus ecológico y evolutivo de troglófilos y estigófilos puede ser diferente entre cuevas tropicales y de climas templados; algunas especies consideradas troglófilas en los trópicos viven exclusivamente en ambientes subterráneos en latitudes templadas, considerándose troglobias. La especiación —la formación de nuevas especies— se puede producir en las cuevas en la interfaz epigeo-hipogeo, cuando los inmigrantes de las poblaciones de superficie colonizan exitosamente el hábitat subterráneo, y ya en el propio medio, cuando faunas diversificadas se han establecido en ese ambiente. En todos los casos debe darse un aislamiento físico entre poblaciones (fallas, capturas de arroyos, orogenia…), interrumpiéndose el flujo genético al no poder reproducirse juntas, de modo que cada una de las poblaciones separadas irá poco a poco evolucionando por su cuenta, con la consiguiente diversificación de linajes. De este modo aparecen las nuevas especies, cuando ha pasado un tiempo suficiente y se han dado un número grande de generaciones como para que los cambios se vayan fijando en las poblaciones. Dado el aislamiento de las poblaciones subterráneas y la escasa capacidad de dispersión de los animales que las integran, las poblaciones acaban constituidas por especies muy diferentes de unas zonas a otras, generándose así los endemismos: especies restringidas a área concretas. Así, de esta manera, se ha llegado a la diversidad que ahora podemos encontrar en el medio subterráneo y que aún no nos ha desvelado su verdadera dimensión. Los animales subterráneos responden a las condiciones de ese medio con soluciones similares (ceguera, despigmentación, etc.), lo que se llama evolución convergente, y eso hace que las especies hermanas sean morfológicamente tan similares, que resulten indistinguibles en muchas ocasiones. Sin embargo, cuando se estudian molecularmente, cuando se analizan fragmentos de
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FIGURA 6. Representación idealizada del medio intersticial, con algunos representantes característicos de la biota estigobia. A, isópodo estenasélido; B, anfípodo; C, batinela; D, copépodo harpacticoide; E, ostrácodos; F, copépodo ciclopoide; G, oligoquetos; H, gasterópodo prosobranquio; I, biofilm bacteriano. Aproximadamente a la misma escala, con H= 2 mm de longitud. Modificado de Malard et al., 2002.
genes mitocondriales, se encuentran entre ellas las diferencias suficientes como para concluir que se trata de especies distintas, lo que se llama “especies crípticas”. Hoy en día, con la generalización de las técnicas moleculares (Barcoding, p.e.), se están encontrando, entre las poblaciones subterráneas de diversos grupos tanto terrestres (colémbolos…) como acuáticos (anfípodos y batinelas, principalmente), numerosas especies crípticas que han pasado desapercibidas a la taxonómía clásica (morfológica). Llega, pues, el tiempo de aunar la taxonomía clásica y la molecular para que el mundo subterráneo, más que otros hábitats, nos desvele la verdadera biodiversidad que alberga.
6.- QUIÉNES SON LOS ANIMALES CAVERNÍCOLAS. Prácticamente todos los grupos animales que podemos encontrar en la superficie están presentes en el medio subterráneo, aunque en menor diversidad y abundancia. Los vertebrados, por ejemplo, están muy mal representados en las
cuevas de nuestra región; el proteo de las cuevas de Croacia y Eslovenia es el único vertebrado cavernícola de Europa; algunos murciélagos son habitantes habituales de las cuevas y pueden transferir gran cantidad de energía al mundo subterráneo pero, como acabamos de indicar, sólo son subtroglófilos. Hay unas cincuenta especies de peces de aguas dulces y saladas que viven en cuevas de África, América, sur de Asia y Australia. También se conoce algún anfibio, como el Proteus (Figura 1) europeo y algunas especies de salamandras y tritones que viven en cuevas de Norte América. Entre los reptiles, algunas serpientes de Malasia y Cuba entran a las cuevas a comer murciélagos. Un solo pájaro, el guácharo, que únicamente vive en cuevas de la región venezolana de Caripe. Tres especies más de aves anidan en cuevas, pero no todo su ciclo vital tiene lugar en el mundo subterráneo. La fauna invertebrada, por el contrario, sí está bien representada en el mundo subterráneo. Bellés (1987) enumera hasta 40 grupos (clases y órdenes) principales representados en la fauna cavernícola íbero-balear. En el medio terrestre predominan gasterópodos, arácnidos, miriápodos e insectos,
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mientras que en el medio acuático los seres dominantes son los crustáceos. Los grupos de invertebrados terrestres son menos numerosos que los acuáticos pero más ricos en especies. Los moluscos están reducidos a los gasterópodos pulmonados y los crustáceos a unos pocos isópodos, mientras que los arácnidos, miriápodos e insectos son mayoritariamente terrestres. Entre las formas acuáticas no hay prácticamente insectos, salvo algunas especies de escarabajos acuáticos y algunas larvas acuáticas de insectos terrestres que han sido arrastradas y sobreviven en el agua subterránea un cierto tiempo. Sin embargo sí encontramos todo tipo de gusanos (nematodos, oligoquetos, turbelarios), algunos tardígrados (“ositos de agua”; Figura 2), algunas sanguijuelas (hirudíneos), caracoles (gasterópodos y bivalvos), garrapatas (ácaros hidrácnidos y limnohalacáridos; Figura 3) y crustáceos, sobre todo de grupos inferiores como copépodos, ostrácodos, remipedios, anfípodos, isópodos (Figura 4) y batinelas (Figura 5). Crustáceos superiores, como gambas y cangrejos, apenas aparecen en las aguas subterráneas, aunque existen algunas especies cavernícolas en el mundo. Incluso en España tenemos una “gamba” (Typhlatya miravetensis Sanz y Platvoet, 1995) que vive en una cueva de Castellón y los famosos cangrejos “jameitos” (Munidopsis polimorpha) de Canarias. En algunos de estos grupos que hemos mencionado apenas hay especies adaptadas a la vida subterránea (por ejemplo entre los gusanos planos o turbelarios). En otras ocasiones, en cambio, todas las especies del grupo son subterráneas, como ocurre con las batinelas, los termosbaenáceos o los remipedia.
7.1.1.- MUESTREO “DE VISU”.
Consiste en recoger la fauna detectable a simple vista. El material necesario para capturarlo es unas pinzas blandas, un pincel fino y un aspirador de boca, y en una serie de tubos de plástico o vidrio (vacíos, con alcohol de 70º y de 96º) para las capturas. La exploración detenida de paredes, techo y suelo, mirando en las oquedades y las formaciones estalagmíticas, levantando piedras y restos de coladas, removiendo restos orgánicos (maderas, guano, cadáveres) es el método habitual de recogida de la fauna terrestre. En muchos casos, las especies capturadas a mano no pueden ser muestreadas de otra forma. 7.1.2.- TOMA DE MUESTRAS.
Consiste en recoger una muestra del sustrato que se sospecha podría contener fauna, la cual por ser demasiado pequeña para detectarla a simple vista (básicamente, ácaros y colémbolos) ha de extraerse posteriormente en el laboratorio. La posibilidad y el tamaño de la muestra depende fuertemente de la disponibilidad de un sustrato suelto (suelo terroso, restos vegetales o animales, guano). Los fragmentos orgánicos, incluyendo la barrida meticulosa del suelo que los sostenía, se recogen en un contenedor hermético y, ya en el laboratorio, se colocan en un embudo Berlese (una rejilla situada en un embudo con una bombilla encima que va resecando la muestra y un frasco con alcohol donde cae la fauna que escapa del calor debajo). 7.1.3.- CEBOS.
Esta fauna se llama estigobia, ya que vive en las gotas de agua que hay entre los granos del sedimento (estigon), no libremente. En la figura 6 puede verse cómo es esta fauna y el medio en el que vive, tanto dentro de las cuevas como en el medio hiporreico asociado a los ríos del exterior.
7.- CÓMO SE CAPTURA Y ESTUDIA LA FAUNA SUBTERRÁNEA INVERTEBRADA. Una vez más tenemos que separar el mundo terrestre del acuático, ya que sus habitantes son muy diferentes y los medios para capturarlos son, por ello, distintos. En cualquier caso, para capturar la fauna primero hay que acceder al medio, lo que obliga a conocer las técnicas de progresión en cavidades, tanto horizontales como verticales. 7. 1.- El muestreo de la fauna terrestre subterránea. Podemos considerar dos estrategias, muestreo ocasional es el realizado durante una visita de la cavidad y muestreo sistemático es el que requiere una serie de visitas donde se recoge la fauna concentrada por cebos o atrapada por trampas.
Consiste en la colocación de un cebo orgánico oloroso (carne o pescado pasados, queso, paté, plátano, etc), rodeado de piedras (si es posible) que permita el refugio de la fauna atraída, el cual se visitaría posteriormente (tras una semana o quincena) lo que permitiría recoger (con las herramientas antes citadas) ejemplares de la fauna atraída. A menos que el muestreo se haga regularmente (en cuyo caso habría que renovar el cebo), se debe retirar el cebo no consumido. La cantidad de cebo no debería superar unos pocos gramos para no alterar en exceso el balance energético de la cavidad. 7.1.4.- TRAMPAS DE CAÍDA.
Consiste en la colocación, en una excavación en el suelo ajustada a su tamaño, de un vaso de plástico parcialmente rellenado con un líquido conservante no evaporable (etilenglicol, por ejemplo, con unas gotas de jabón líquido), que se deja actuar durante un plazo de tiempo variable (una quincena o un mes en las cuevas con fauna abundante): todos los invertebrados errantes son susceptibles de caer en ellas. En algunas cavidades de montaña, con fauna muy escasa, las trampas se ceban con un líquido atrayente y se dejan actuar durante lar-
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FIGURA 7: Foto muestreando en un gour de Goikoetxe.
go tiempo pero una trampa olvidada puede estar esquilmando la fauna indefinidamente. 7. 2.- El muestreo de la fauna acuática subterránea. El agua en las cavidades puede hallarse chorreando por paredes, coladas y formaciones, o rellenando gours, charcos, pozas y lagos en el epikarst, o circulando en ríos, por conductos inundados (sifones) o en régimen freático en zonas profundas. Dependiendo del medio que se vaya a muestrear, así será la técnica que deba emplearse. En general son cuatro los tipos básicos de muestreo: la caza “de visu”, la filtración de agua activa (puntual) o pasiva (dispositivos fijos a medio plazo), las trampas con cebo (atracción y concentración de la fauna) y los sustratos artificiales.
7.2.1.- MUESTREO DE VISU.
Consiste en coger lo que se ve. Requiere mucha paciencia para los paupérrimos resultados que rinde. Es tan solo apropiado para la colecta de algunos anfípodos o isópodos grandes que son detectables a simple vista. La ventaja es que se perturba poco el medio. La fauna que se ve se recoge con una manga (figura 8a) o con un “aspirador” manual (figura 8b). 7.2.2.- FILTRACIÓN DE AGUA.
Se remueve el sustrato, con las manos, los pies o con una pequeña pala, y se filtra el agua turbia que transporta los animales que, al ser sacados del fondo, han pasado a la columna de agua (Figura 7). Se utilizan redes de mano como las de la figura 8a, o con mango para fondos más profundos (figura 8c). El tamaño de luz de malla que se utiliza para construir las mangas depende del tamaño de los animales que se vaya a capturar. Cuanto más pequeña es la luz de ma-
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Figura 8. Aparatos para el muestreo de fauna acuática subterránea. a) redes de mano; b) aspirador manual; c) red de mano con mango; d) muestreador "surber"; e) filtro freatobiológico; f) tubo y bomba de BouRouch; g) red de deriva; h) trampas con cebo; i) manga para muestreo en galerías inundadas; j) aspirador manual para muestreo en galerías inundadas; k) sustrato artificial.
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FIGURA 9: Foto de minikaraman en la orilla del río de Goikoetxe.
lla, más partículas minerales (limo…) se retienen, lo cual complica el procesado posterior de las muestras. Este método rinde buenos resultados en charcos someros, gours, orillas de ríos y lagos. En las corrientes de los ríos subterráneos se emplean los mismos métodos que en los ríos de la superficie (WELCH, 1948; MACAN, 1958; SOUTHWOOD, 1978), utilizando una red con mástil (Figura 8c) y aplicando diferentes métodos (“kicking” o removido del sustrato con los pies; “cook” o removido con pala…), o utilizando un muestreador tipo surber (figura 8d). En lagos profundos se puede usar el “filtro de Cvetkov”, diseñado para muestrear en pozos artificiales. Está basado en las redes tipo plancton modificadas (figura 8e). En las orillas arenosas de ríos y lagos se utilizan los mismos métodos que en el medio intersticial epigeo, pero adaptados a las limitaciones que impone la progresión en cavidades. Son los métodos de Karaman-Chappuis (CHAPPUIS, 1942, 1950) y de BouRouch (BOU, 1974). El primero consiste en excavar un agujero en la arena hasta que el agua comienza a fluir y rellenarlo (Figura 9). Entonces se filtra, con red o tamiz, este agua turbia con los animales sacados del sustrato, removiendo constantemente para que los ejemplares no vuelvan a introducirse entre el sedimento a causa del “tigmotactismo” (necesidad de tener constantemente todo el cuerpo en contacto con los
granos de arena) que posee la fauna intersticial. El tubo y bomba de Bou-Rouch —el cual sirve también para muestrear bajo el lecho del río, en el hiporreos (figura 8f)— permiten alcanzar una mayor profundidad. Primero se introduce una cierta longitud en el sedimento golpeándolo con un mazo. El tubo está perforado en su extremo por varias hileras de agujeros. Una vez alcanzada la profundidad deseada, se acopla en el extremo superior una bomba de mano y, una vez cebada, se bombea succionando el agua freática con la fauna que la habita. Se recoge el agua en un cubo (tantos litros como se quiera; se recomienda un mínimo de 60 l para obtener una representación de lo que allí vive), y se filtra en manga o con tamices el sedimento retenido con la fauna extraída. Este método es pesado de emplear y requiere el concurso de dos personas, por lo que no es muy frecuente que se use en ríos subterráneos (Figura 10). Cuando se quiere filtrar agua durante un cierto período de tiempo en una corriente subterránea o en una surgencia se emplean las redes de deriva (figura 8g), que pueden retirarse a las 24 horas o pueden dejarse puestas varios días. Estos dispositivos recogen la fauna que sale activamente del sustrato, por sus ritmos biológicos, y pasa a la columna de agua, siendo arrastrada pasivamente por la corriente. En momentos de crecida estos dispositivos son muy útiles, porque el se-
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FIGURA 10: Muestreando con tubo Bou-Rouch en el Pozo Azul.
dimento resulta “lavado” por la corriente, la cual saca la fauna del mismo de forma masiva. El momento puede ser aprovechado por el bioespeleólogo, quien rara vez tiene acceso a esa fauna, en cantidades tan grandes. Mediante el uso de “redes de goteo” (Figura 11) se puede también recoger la fauna que, arrastrada por el agua de infiltración, se desliza desde los techos por paredes, coladas o estalactitas, hacia las galerías. En las galería inundadas o sifones la fauna puede muestrearse filtrando el agua con redes de mano modificadas (figura 8i), o con pequeños aspiradores manuales especialmente diseñados (figura 8j). 7.2.3.- TRAMPAS CON CEBO.
Se basan en el principio de atracción y concentración de fauna. Se pueden emplear muchos modelos (figura 8h), pero siempre consisten en poner un dispositivo sumergido, anclado de alguna manera, con un cebo orgánico oloroso en su interior (carne pasada, queso fuerte, salchichas, chorizo o paté), que permita la entrada a los animales pero que, al mismo tiempo, les dificulte la salida. Estos dispositivos atraen solamente a los animales carnívoros, juntándose a veces depredadores y presas, por lo que si se dejan actuar mucho tiempo se puede encontrar dentro una carnicería y el hábitat esquilmado de fauna. No rinden muy buenos resultados, ya que si se dejan poco tiempo (24 horas) no se recoge mucha fauna y si se dejan demasiado tiempo la población puede alterarse. 7.2.4.- SUSTRATOS ARTIFICIALES.
se basan en la colonización de los “lugares vacíos” de un medio. Se pueden desarrollar muchos modelos en función del medio donde van a colocarse (figura 8k), pero todos los que se usan en el medio intersticial e hiporreico se basan en el modelo de COLEMAN & HYNES (1970), y los que se usan en ríos
FIGURA 11: Foto recogida de goteos en Ojo Guareña (Burgos). Foto C. Puch.
subterráneos son similares a los que se emplean en los ríos epigeos (Boisson, 1984). Estos, a diferencia de las trampas, permiten la entrada y salida libre de los animales. Deben estar colocados un tiempo mínimo para que puedan llegar los diferentes grupos animales y establecerse, pero no hay un tiempo máximo, ya que las poblaciones tienden a alcanzar el equilibrio y desarrollar sus ciclos vitales normales en estos sustratos.
8.- LOS HABITANTES DE GOIKOETXE. Aún tenemos un largo recorrido para encontrar, estudiar y etiquetar a todos los animales que viven en este espacio subterráneo. Sin embargo, y dado que ya se han realizado unos estudios previos, sí podemos contar lo que hasta ahora hemos descubierto (Anexo 1). 8.1.- Fauna terrestre. Los grupos principales de la fauna terrestre de Goikoetxe e Iturgoien-Apraiz son los gasterópodos, miriápodos, ácaros, arácnidos, insectos y crustáceos isópodos. GASTERÓPODOS (FIG. 12).
Se han encontrado cuatro especies, dos de ellas troglobias. Cryptazeca spelaea Gómez, 1990 pertenece a un género cantabropirenaico compuesto por seis especies (GÓMEZ, 1990a, 1990b). Presentan una concha fusiforme, brillante, ambarina (incolora y transparente en las cavernícolas), con abertura piriforme sin reborde, callo parietal y base de la columnilla truncada. En el País Vasco viven las dos únicas especies cavernícolas; además de por caracteres anatómicos, se diferencian por el tamaño de la concha: C. elongata (Macizo de Ranero) tiene alt. 6-7 y Ø 2-2.3 mm, mientras que C. spelaea (Bizkaia oriental) tiene alt.>7 y Ø >2.5 mm.
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FIGURA 12. GASTERÓPODOS. a, Zospeum sp.nov.; b, Cryptazeca spelaea; c, Oxychilus navarricus; d, Elona quimperiana. Fotos: Carlos Prieto (a-c), Joxerra Aihartza (d).
Zospeum sp.nov. pertenece a un género troglobio repartido por Alpes Dináricos (unas 10 especies) y norte de Iberia (4 especies). Son ciegos y despigmentados, y su concha es diminuta, cónica, transparente, con abertura redonda y rebordeada y columnilla con pliegues. Viven en colonias sobre coladas arcillosas, alimentándose de microorganismos y sustancias del limo. En el País Vasco viven Z.bellesi (N de Navarra), Z.biscaiense (Aramotz) y Z.suarezi (Encartaciones), y se han encontrado tres nuevas especies aún no descritas (ALTONAGA et al., 1985; GÓMEZ & PRIETO, 1985). Y los estudios moleculares en curso han permitido reconocer cuatro li-
najes genéticos dentro de “Z.suarezi” por lo que todavía se nombrarán más. La especie encontrada en Goikoetxe vive también en muchas cuevas de la mitad oriental de Bizkaia y extremo suroccidental de Gipuzkoa. Las otras dos especies son troglófilas. Elona quimperiana (Férussac, 1821) es la única especie de su género, y se distribuye desde Galicia hasta el País Vasco-francés, con núcleos aislados en la Sierra de la Demanda y Bretaña francesa (¿introducción en s.XIX?). Figura en la Lista Roja de los Invertebrados en Peligro (sin necesidad). Es inmediatamente reconoci-
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FIGURA 13. MIRIÁPODOS. a, Scolopendrellidae indet.; b, Cryptops sp.; c, Lithobius sp. (con detalles del campo ocelar y de la cabeza); d, Pauropodidae indet.; e, Polydesmida indet. (lateral y dorsal); f, Mesoiulus sp.; g, Trachyspahera sp. (lateral y ventral). Fotos: Carlos Prieto.
ble por su concha grande y plana (25 mm), ambarina, traslúcida (dejando ver el moteado del animal) con abertura semilunar y reborde blanco. Presenta una marcada preferencia por las cavidades, donde puede cerrar el ciclo biológico. Oxychilus navarricus (Bourguignat, 1870) pertenece a un género mediterráneo con más de 100 especies, muchas endemismos muy localizados y algunas cavernícolas. Su concha es discoidal, brillante, translúcida, ambarina y con ombligo relativamente estrecho y su cuerpo es azul grisáceo y el borde del manto negro; pueden emitir olor a ajo al ser molestados. Se alimentan de materia en descomposición, carroña e incluso insectos hibernantes (presentan elevadas candidades de quitinasas). MIRIÁPODOS (FIG. 13).
Cuatro de las siete especies encontradas son trogloxenas. El escolopendromorfo Cryptops sp. (zona Raíces en Goikoetxe), un sínfilo escolopendréllido no determinado (sobre el agua de un pequeño gour), un paurópodo pauropódido no determinado (muestra de suelo en Iturgoien) y varios juveniles de un diplópodo polidésmido (muestra de suelo en Iturgoien) pertenecen
a la fauna edáfica o endógea, y su presencia es probablemente ocasional. El sínfilo y el paurópodo son ciegos y despigmentados, también caracteres comunes en la fauna edáfica. Los tres miriápodos restantes pertenecen a géneros bien representados en la fauna cavernícola vasco-cantábrica. El género Lithobius, con más de 300 especies repartidas por todos los continentes, incluye numerosas especies cavernícolas (15 en cuevas del País Vasco, 14 en Gipuzkoa pero sólo dos en Bizkaia). La especie recogida en Goikoetxe podría ser troglobia ya que, al igual que otras, muestra despigmentación, regresión ocelar (tamaño y número) y aumento del órgano de Tömösvary. El género Trachysphaera incluye más de 30 especies edáficas, endógeas y algunas cavernícolas distribuidas desde el Caúcaso y Asia Menor hasta la Península Ibérica. Su cuerpo es corto y globoso, con tronco de 10 anillos provisto de crestas transversales de frágiles salientes de aspecto de yeso que pueden enrollar en forma de bola, como el resto de gloméridos. Frecuentes en acumulaciones de materia orgánica vegetal, en el País Vasco se han citado tres especies: T. drescoi y T.ribauti son endémicas de Gipuzkoa mientras que T.rousseti se conoce de En-
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FIGURA 14. ÁCAROS. a, Ascidae indet. (ventral); b, Macrochelidae indet. (ventral); c, Zerconidae indet. (ventral; macho y hembra); d, Gamasida indet. (ventral); e, Ramusella cf. puertomonttensis (dorsal; y detalle del sensilo); f, Atropacarus striculus (dorsal y lateral); g, Neotrichoppia confinis (dorsal y lateral); h, Cerachipteria jugata (dorsal y lateral). Fotos: Carlos Prieto (a-d,f-h), Juan C. Iturrondobeitia (e).
cartaciones y Cantabria. El género Mesoiulus, milpiés de cuerpo muy largo y delgado y anillos surcados longitudinalmente en toda su periferia, está representado en la región vasco-cantábrica por cinco especies: dos de sendas cuevas de Cantabria y Asturias, M. cavernarum de Gipuzkoa, M. henroti de C. Akelar y la especie troglófila M. stammeri en las cuevas de Cantabria a Gipuzkoa, con las subespecies san-cipriani en Cantabria y Encartaciones y stammeri, en el este de Bizkaia y Gipuzkoa.
ácaros depredadores de nematodos y artrópodos, se han encontrado ejemplares de la familia ASCIDAE (0.55 mm) en una muestra tomada en la zona Raíces. Otros gamásidos extraídos de una muestra de sustrato orgánico recogida en en Iturgoien incluyen una especie de MACROCHELIDAE de gran tamaño (0.75 mm), otra de ZERCONIDAE (machos de 0.26 y hembras de 0.34 mm) y aún otra de una familia indeterminada. El material está siendo estudiado por Iñaki Balanzategi (UPV/EHU) y la Dra. Lourdes Moraza (U.Navarra).
ÁCAROS (FIG. 14).
Aunque son un subgrupo dentro de los arácnidos, los tratamos aparte por su diminuto tamaño y por su muestreo indirecto mediante la recogida de muestras de suelo con materia orgánica que son separadas en el laboratorio. La taxonomía es muy compleja, y las determinaciones se han basado en KRANTZ & WALTER (2009). La fauna presente en Goikoetxe se reparte entre gamásidos y oribátidos; no cabe esperar la presencia de ixódidos, parásitos de quirópteros, ya que éstos no colonizan Goikoetxe por falta de acceso aéreo pero sí la de hidracnelas (ácaros acuáticos). Pertenecientes a los gamásidos,
Los oribátidos, ácaros fungívoros y detritívoros, constituyen el grupo numéricamente dominante en el ambiente edáfico, y son también el grupo faunístico mayoritario en las muestras de suelo cavernícola. Estos ácaros están siendo estudiados por el Dr. J.Carlos Iturrondobeitia (UPV/EHU) pero ya se ha constatado la numerosa presencia de Ramusella cf. puertomonttensis Hammer, 1962 (más de 50 individuos en la zona Raíces), una especie con preferencia por suelos muy húmedos con abundante mantillo. En la muestra de Iturgoien, se han encontrado al menos cinco especies: Atropacarus striculus (Koch, 1835), Neotrichoppia confinis (Paoli,1908), Ra-
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FIGURA 15. OTROS ARÁCNIDOS. a, Ischyropsalis nodifera; b, Gyas titanus,; c, Meta menardi (hembra); d, Meta bourneti (hembra subadulta); e, Psilochorus simoni (hembra; y detalle del epigino). Fotos: Enric Peradalta (a), Alfonso Calvo, S.E.Burnia (b), Carlos Prieto (c-e).
musella insculpta (Paoli, 1908), Ramusella clavipectinata (Michael, 1885) y Cerachipteria jugata (Mihelcic, 1956), si bien todas ellas son trogloxenas. ARÁCNIDOS (FIG. 15).
TEGI & PRIETO, 1992). Los adultos son muy frecuentes en las paredes de las cuevas con curso de agua (Iturgoien), con las patas extendidas sobre la pared, mientras que los edáficos juveniles (color pardo con dibujo reticular y patas anilladas) parecen de una especie diferente.
Entre los opiliones podemos señalar Ischyropsalis nodifera Simon, 1879, perteneciente a un género sureuropeo con unas 20 especies, algunas de ellas troglobias, fácilmente reconocibles por el enorme desarrollo de los quelíceros. Esta especie troglófila fue citada de Iturgoien por RAMBLA (1980), pero en el País Vasco se han citado también tres especies troglobias (Prieto, 1990): I.navarrensis (Aralar), I.magdalenae (Montes de Triano) e I.dispar (Aitzgorri, Mañaria, Aramotz, Gorbea, Salvada, Ranero, Jorrios). Gyas titanus Simon, 1879, el opilión más grande de Europa (envergadura de patas, 15 cm) es otro troglófilo interesante. Especie montana y ripícola, fácilmente reconocible porque tienen un cuerpo negro con finas líneas transversales blancas y largas patas negras con articulaciones blancas, en Iberia se distribuye desde el N-Portugal hasta Pirineos, con un núcleo aislado en Guadarrama (GORROTXA-
Las arañas son muy frecuentes en las entradas, donde abunda Tegenaria inermis Simon, 1870, un trogloxeno poco interesante atraído por la oscuridad. Más al interior podemos observar a Meta menardi (Latreille, 1804), la “araña grande de cueva” (E.S.A., 2011), extendida por toda la región Paleártica pero restringida en Iberia al tercio septentrional, salvo Galicia, y enclaves aislados en Guadalajara y Portugal. Especie de gran tamaño, tiene el abdomen marrón con dos manchas negras y patas pardas con anillos negros, y construye telas que no suele utilizar como trampa ya que cazan activamente cochinillas, escarabajos, milpiés y polillas invernantes. Las hembras construyen capullos colgantes, de 2-3 cm y hasta 300 huevos que vigilan durante 2-3 meses hasta que muere. Meta bourneti Simon, 1922, la otra “araña grande de cueva”, es similar a M. menardi pero más robusta, con un abdomen par-
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FIGURA 16. INSECTOS APTERIGOTAS. a, Pseudosinella sp.; b, Arrhopalites sp.; c, Sinella (Coecobrya) sp.; d, Heteromurus sp.; e, Tullbergiinae indet.; f, Protura indet. (dorsal y lateral).
do claro sin dibujo y patas monocolores. En Europa sólo en enclaves aislados, pero más repartida en Iberia que la anterior, ocupando toda la periferia. Bellés (1987) indica que no coexisten en la misma cueva (¿exclusión competitiva?) pero ambas especies están presentes en Iturgoien. En las zonas internas de las cavidades sólo hay sitio para especies pequeñas. No se ha detectado ninguna especie troglobia pero sí un ocupante inesperado. El fólcido Psilochorus simoni (Berland, 1911) es una especie de origen norteamericano que se ha extendido por casi toda Europa aunque su presencia en Iberia (León y Barcelona) sólo se ha constatado recientemente (BENHADI, 2010), aunque sólo en ambientes epígeos. Los fólcidos hembra transportan la puesta por lo que el hallazgo de un capullo (con unos 12 huevos de 0.6mm Ø) sugiere la presencia de una especie verdaderamente cavernícola, a juzgar por el pequeño tamaño de la puesta. INSECTOS APTERIGOTAS (FIG. 16).
Los insectos incluyen dos grandes grupos, los primitivos entognados (colémbolos, proturos y dipluros) y los más avanza-
dos ectognados (tisanuros y todos los insectos alados). Entre los insectos carentes de alas, se han encontrado proturos y colémbolos. En la muestra de suelo de Iturgoien han aparecido numerosos ejemplares, adultos y juveniles, de una especie indeterminada de PROTURA y varias especies de colémbolos, que también se han obtenido en la muestra tomada, y en captura directa, en la zona Raíces. Entre ellas, en proceso de estudio, podemos mencionar al entomóbrido Pseudosinella sp., característicos por su furca muy desarrollada y largas antenas. En el País Vasco están citados dos géneros con especies troglobias (GALÁN, 1993), Tomocerus con la especie T.vasconicus en la C. Arrobieta (Gipuzkoa) y Pseudosinella, con más de una decena de especies troglobias, por lo que no es descartable que se trate de alguna de ellas. Alguna de las otras especies, Sinella (Coecobrya) sp., Heteromurus sp. y un TULLBERGIINAE indeterminado, podría ser también cavernícola. La presencia de Arrhopalites sp. es otro hallazgo interesante: estos diminutos esmintúridos, de hábitos muy acuáticos y frecuentes en las coladas mojadas y la superficie del agua en los gours, tienen ocelos y pigmentación reducidos lo que sugiere que pueda tratarse de troglobios. En el País Vasco están las dos especies cavernícolas ibéricas: A. boneti, conocida de mu-
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FIGURA 17. INSECTOS PTERIGOTAS (a-c) y CRUSTÁCEOS ISÓPODOS (d-e). a, Quaestus noltei de dos coloraciones; b, Larva de Mycetophilidae indet. (y detalle con el adulto); c, Scoliopteryx libatrix; d, Porcellio sp.; e, Trichoniscoides sp. Fotos: Carlos Prieto (a-b,d-e); Wikipedia (c).
chas cuevas de Aralar y Gipuzkoa oriental, y A. furcatus, conocida sólo de las cuevas de Aitzbitarte (Gipuzkoa). INSECTOS PTERIGOTAS (FIG. 17A-C).
La fauna de insectos de Goikoetxe es muy pobre. Entre los lepidópteros merece destacarse a Scoliopteryx libatrix (Linnaeus, 1758), una polilla fácilmente reconocible por su zona anterior de color óxido separada de una zona posterior parda por una línea transversal blanca y por el recortado borde posterior de las alas. Es característica de la asociación parietal, especialmente durante el invierno, donde se refugian en lugares oscuros y frescos donde hibernan. Entre los dípteros destacan los mosquitos MYCETOPHILIDAE; las larvas de los mosquitos de cueva, recorriendo sus hilos de seda, se alimentan de hongos y son frecuentes alrededor de materia orgánica y cadáveres de insectos cubiertos de hongos, y los adultos son relativamente numerosos en determinadas zonas de la cavidad. Entre los coleópteros destaca Quaestus noltei (Coiffait, 1965), perteneciente a un género troglobio endémico de la región cantábrica, extendido desde Asturias al extremo noroccidental de Gipuzkoa y tam-
bién en una cueva de Madrid, y compuesto por unas 20 especies, de las que ocho están en Bizkaia (ESPAÑOL & BELLÉS, 1980). Los anteriormente denominados Speocharis (nombre reemplazado por razones nomenclaturales) son pequeños (2-3mm) escarabajos fungívoros, pardo rojizos, ovalados y acuñados posteriormente, y su taxonomía descansa sobre caracteres anatómicos internos. En algunas cuevas conviven dos especies pero la determinación requiere el estudio de los órganos copuladores. Q. noltei es la única especie citada de las comarcas de Urdaibai y Markina pero, a juzgar por la diferente coloración, es posible que en Goikoetxe haya otra especie más. Deben ser muy abundantes ya que los aportes localizados de materia orgánica (cebos o el cadáver de un lirón hibernante) los atraen en elevado número. CRUSTÁCEOS (FIG. 17D-E).
La inmensa mayoría de los crustáceos son acuáticos, con la notable excepción de los malacostráceos isópodos, que presentan un cuerpo comprimido dorsoventralmente y en el que coexisten formas marinas, dulcícolas y terrestres. Entre estas
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FIGURA 18. CRUSTÁCEOS ACUÁTICOS. a, Pseudoniphargus guernicae; b, Batinelas de Goikoetxe;. Fotos: Carlos Prieto (a), I. Rey y A. Camacho (b),
últimas, y dejando aparte la presencia irrelevante de Porcellio sp., una especie común en las zonas de entrada, destaca el hallazgo de numerosos ejemplares de Trichoniscoides sp. Este género está representado por una docena de especies troglobias distribuidas por toda la Península, cuatro en el País Vasco (GALÁN, 1993): T. breuili en Bizkaia y Alava, T. pseudomixtus en el Aralar navarro, T.dubius en la cueva de Hernialde (Gipuzkoa) y T.cavernicola en numerosas cuevas desde Asturias hasta Gipuzkoa y Navarra.
pecies nuevas para la ciencia aún no han sido descritos formalmente), lo que hace de ella el núcleo más importante de la diversidad mundial. La especie encontrada, aún a falta de terminar el estudio morfológico y molecular, sabemos que pertenece a un género probablemente nuevo para la ciencia y la especie, sin duda, es nueva para la Ciencia. Han aparecido ejemplares en 4 localizaciones: gours de la Sala Roja, de la “sala del cráter”, de la “cornisa del cráneo de oso” y en la “sala de los ciervos”.
8.2.- Fauna acuática (Fig. 18).
El otro gran grupo de crustáceos es el de los maxilópodos, que incluye ostrácodos y copépodos como grupos representados en el medio subterráneo. En Goikoetxe no se han encontrado ostrácodos aún, pero sí dos especies, al menos, de los órdenes CYCLOPOIDA y HARPACTICOIDA.
No se han encontrado isópodos acuáticos pero sí anfípodos, crustáceos que presentan un cuerpo comprimido lateralmente y que se desplazan acostados sobre uno de sus lados. La especie encontrada en diversos gours y charcos, así como en el río subterráneo, es Pseudoniphargus guernicae Notenboom 1986, confirmada mediante análisis molecular por el Dr. Damian Jaume (IMEDEA, CSIC), y perteneciente a un género distribuido desde Dalmacia hasta Iberia y norte de África. La surgencia de Iturgoien es una de las tres localidades citadas por NOTENBOOM (1986) al describir la especie. El género Pseudoniphargus está representado en la región vascocantábrica por 14 especies, siete de ellas en el País Vasco: P.incantatus en Gipuzkoa oriental, P.unisexualis en Urbía y Aralar, P.vasconiensis en Gipuzkoa, P. elongatus en Encartaciones, P. jereanus en Salvada, P.gorbeanus en Gorbea y finalmente P.guernicae en Urdaibai. El tercer grupo de malacostráceos presentes en Goikoetxe son los batineláceos. Son un grupo muy antiguo, habitantes de las aguas subterráneas de todo el mundo, excepto de la Antartida. Todas las especies del grupo son estigobias salvo una que vive libremente en los fondos profundos (hasta 200m) del lago Baikal. Comprende unas 200 especies, de las que 35 son exclusivas de la península Ibérica (algunos géneros y es-
GUSANOS.
Los anélidos oligoquetos, gracias a las notables aportaciones de la Dra. Pilar Rodríguez y su equipo, constituyen uno de los grupos mejor representados en el medio acuático subterráneo de Bizkaia. ACHURRA & RODRÍGUEZ (2008) señalan en el punto nº2, correspondiente a la surgencia de Apraiz y la cueva Iturgoien, las siguientes especies: los enquitreidos Enchytraeus sp. y Marionina sp., el lumbricúlido Trichodrilus strandi Hrabe 1936 y los tubifícidos Gianius aquaedulcis (Hrabe 1960), Peristodrilus montanus (Hrabe 1962), Limnodrilus udekemianus Claparède 1862, Tubifex ignotus (Stolc 1886) y Lamadrilus sp. Más recientemente, RODRÍGUEZ & ACHURRA (2010) corrigen los dos últimos tubifícidos, citando respectivamente Lophochaeta ignota Stolc 1886 y describiendo la nueva especie Isochaetides gianii Rodríguez & Achurra 2010, la cual también encuentran en otras tres surgencias de la unidad kárstica Ereñozar-Santa Eufemia.
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9.- IMPORTANCIA DEL MEDIO SUBTERRÁNEO Y DE SUS HABITANTES. No por desconocida la fauna subterránea deja de ser tan importante o más que otras. El mundo subterráneo alberga comunidades diversas, más de lo que hasta ahora se sospechaba, aunque, eso sí, difíciles de capturar y de estudiar. La dificultad del medio y su aparente hostilidad han hecho que los estudios de esta fauna estén más atrasados que los de otras faunas de ambientes más accesibles al hombre. Sin embargo, y como ya dijimos en la introducción, cada día se van encontrando nuevas especies para la ciencia, tanto terrestres como acuáticas. A medida que las técnicas de progresión en cavidades y de muestreo evolucionan, podemos ir accediendo a más micro-hábitats subterráneos, a poblaciones que hasta la fecha resultaban inaccesibles. De modo simultáneo, las herramientas de estudio, tanto las morfológicas como las moleculares, evolucionan sin parar. Con la llegada de la microscopía electrónica de barrido (SEM y ESEM) y la microscopía confocal (Figura 19), la morfología externa de los animales diminutos se va perfilando y se pueden distinguir estructuras que resultan inapreciables con la microscopía óptica. Tal variabilidad va revelándose en las distintas especies. Las técnicas de análisis molecular (extracción, amplificación y secuenciación de ADN, nuclear y mitocondrial) van poco a poco simplificándose y popularizándose, de forma que se hacen accesibles a los taxónomos y permiten descubrir especies nuevas (“barcoding”) que, con los análisis morfológicos, pasaban inadvertidas. Gracias a todo ello estamos describiendo la verdadera biodiversidad de un mundo, considerado un desierto biológico hasta mediados del siglo pasado, que alberga una fauna única, un patrimonio genético propio, distinto y complementario del resto, que debe ser preservado como los demás para las generaciones venideras. Todos los ecosistemas juegan un papel en el mantenimiento de la vida en la Tierra. Conocemos bien la importancia de algunos de ellos, como el marino. De otros, en cambio, como es el caso del subterráneo, nos queda mucho camino por recorrer para entender su relevancia. De lo que no hay duda es de que la tiene; baste pensar en lo que significa el agua subterránea dentro del conjunto de las aguas dulces (95%). Aguas que debemos cuidar, ya que si bien gracias a su dinámica están en mejor estado de conservación que la mayoría de las aguas superficiales, la presión humana en superficie acaba notándose en profundidad, y la capacidad de recuperación de dichas aguas es lenta y no es infinita.
FIGURA 19. Batinela fotografiada con microscopio confocal. Foto: I. Rey.
terránea global es inmenso y la tarea que tenemos por delante los bioespeleólogos es ingente. Por suerte, y gracias a lo escondida y protegida que se mantiene esta fauna en general, estamos a tiempo de describir una buena parte de esa biodiversidad antes de que comience a disminuir como consecuencia de la actividad del hombre.
AGRADECIMIENTOS. A Javier Moreno, Carlos Puch, María Napal, Gotzon Aranzabal, Leire Heredia y Silvia Díez por su ayuda en los muestreos. A los siguientes zoólogos por las determinaciones de sus respectivos grupos taxonómicos: Juan Carlos Iturrondobeitia (UPV/EHU), ácaros oribátidos; Iñaki Balanzategui (UPV/EHU) y Mariló Moraza (U.Navarra), ácaros gamásidos; Jon Fernández (S.C.Aranzadi), araneidos; Javier Arbea (IES Alhama), colémbolos y Kepa Altonaga (UPV/EHU), gasterópodos. A J.R.Aihartza (UPV/EHU), Alfonso Calvo (S.E. Burnia), E. Peradalta e I.Rey (MNCN) por el uso de algunas de sus interesantes fotografías. A Damian Jaume (IMEDEA) que ha determinado los anfípodos de Goikoetxe.
En una época en la que océanos y aguas superficiales apenas quedan a salvo de la influencia humana, el medio subterráneo permanece inexplorado y casi virgen en amplias zonas del Mundo. Si en las regiones exploradas apenas conocemos la fauna subterránea, el potencial en biodiversidad subCOLECCIÓN KARAITZA UNIÓN DE ESPELEÓLOGOS VASCOS
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TABLA 1. Listado provisional de la fauna encontrada en el Sistema Malloku (Goikoetxe, Iturgoien, Apraiz). En la columna M se indica el medio (terrestre o acuático) y en la columna T se indica si el organismo es troglobio/estigobio. Nº
Filo/Clase
Clasificación
M
Especie
T
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50
Gastropoda Gastropoda Gastropoda Gastropoda Miriapoda Miriapoda Miriapoda Miriapoda Miriapoda Miriapoda Miriapoda Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Arachnida Insecta Insecta Insecta Insecta Insecta Insecta Insecta Insecta Insecta Crustacea Crustacea Crustacea Crustacea Crustacea Crustacea Clitellata Clitellata Clitellata Clitellata Clitellata Clitellata Clitellata Clitellata
Pulmonata: Ellobioidea: Carychiidae Pulmonata: Stylommatophora: Azecidae Pulmonata: Stylommatophora: Oxychilidae Pulmonata: Stylommatophora: Elonidae Chilopoda: Scolopendromorpha:Cryptopidae Chilopoda: Lithobiomorpha: Lithobiidae Diplopoda: Glomerida: Doderiidae Diplopoda: Polydesmida Diplopoda: Julida: Iulidae Pauropoda: Tetramerocerata. Pauropodidae Symphyla: Scolopendrellidae Parasitiformes: Gamasida: Ascidae Parasitiformes: Gamasida: Macrochelidae Parasitiformes: Gamasida: Zerconidae Parasitiformes: Gamasida: Acariformes: Oribatida: Oppiidae Acariformes: Oribatida: Phthiracaridae Acariformes: Oribatida: Oppiidae Acariformes: Oribatida: Oppiidae Acariformes: Oribatida: Oppiidae Acariformes: Oribatida: Achipteriidae Opiliones: Ischyropsalididae Opiliones: Phalangiidae Araneae: Tetragnathidae Araneae: Tetragnathidae Araneae: Agelenidae Araneae: Pholcidae Collembola: Entomobryomorpha: Entomobryidae Collembola: Entomobryomorpha: Entomobryidae Collembola: Entomobryomorpha: Entomobryidae Collembola: Entomobryomorpha: Tullbergiidae Collembola: Symphypleona: Arrhopalitidae Protura Pterigota: Lepidoptera: Noctuidae Pterigota: Coleoptera: Leiodidae Pterigota: Diptera: Micetophilidae Malacostraca: Isopoda: Oniscidea: Trichoniscidae Malacostraca: Isopoda: Oniscidea: Porcellionidae Malacostraca: Amphipoda: Hadziidae Malacostraca: Bathynellacea: Bathynellidae Maxillopoda: Copepoda: Cyclopoida Maxillopoda: Copepoda: Harpacticoida Oligochaeta: Enchytraeidae Oligochaeta: Enchytraeidae Oligochaeta: Lumbriculidae Oligochaeta: Tubificidae Oligochaeta: Tubificidae Oligochaeta: Tubificidae Oligochaeta: Tubificidae Oligochaeta: Tubificidae
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Zospeum sp.nov. Cryptazeca spelaea Gómez 1990 Oxychilus navarricus (Bourguignat 1870) Elona quimperiana (Férussac 1821) Cryptops sp. Lithobius sp. Trachysphaera sp. POLYDESMIDA indet. Mesoiulus sp. PAUROPODIDAE indet. SCOLOPENDRELLIDAE indet. ASCIDAE indet. MACROCHELIDAE indet. ZERCONIDAE indet. GAMASIDA indet. Ramusella cf.puertomonttensis Hammer 1962 Atropacarus striculus (Koch, 1835) Neotrichoppia confinis (Paoli, 1908) Ramusella insculpta (Paoli, 1908) Ramusella clavipectinata (Michael, 1885) Cerachipteria jugata (Mihelcic, 1956) Ischyropsalis nodifera Simon 1879 Gyas titanus Simon 1879 Meta menardi (Latreille 1804) Meta bourneti Simon 1922 Tegenaria inermis Simon 1870 Psilochorus simoni (Berland 1911) Pseudosinella sp. Sinella (Coecobrya) sp. Heteromurus sp. TULLBERGIINAE indet Arrhopalites sp. PROTURA indet. Scoliopteryx libatrix (Linnaeus 1758) Quaestus (Quaesticulus) noltei (Coiffait 1965) MYCETOPHILIDAE indet. Trichoniscoides sp. Porcellio sp. Pseudoniphargus guernicae Notenboom 1986 BATHYNELLIDAE sp.nov. CYCLOPOIDA indet. HARPACTICOIDA indet. Enchytraeus sp. Marionina sp. Trichodrilus strandi Hrabe 1936 Gianius aquaedulcis (Hrabe 1960) Lophochaeta ignota Stolc 1886 Isochaetides gianii Rodríguez & Achurra 2010 Limnodrilus udekemianus Claparède 1862 Peristodrilus montanus (Hrabe 1962)
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Zona inundada tras la Sala roja.
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Aplicación de técnicas hidrogeológicas para el estudio del karst de Peña Forua IÑAKI VADILLO PÉREZ Y JUAN ANTONIO BARBERÁ FORNELL Grupo de Hidrogeología, Facultad de Ciencias, Universidad de Málaga
RESUMEN: Se han aplicado técnicas hidrogeológicas para el estudio de las aguas de recarga alóctonas (sumideros) y autóctonas (surgencias y goteos) del sistema kárstico de Malloku. Estas técnicas han consistido en: (1) un estudio hidrogeoquímico de 18 muestras de agua recogidas durante los últimos meses del año 2011, en el que se han analizado 26 variables (SO42-, Cl-, NO3-, NO2-, F-, Br-, PO43-, Ca2+, Mg2+, Na+, K+, Li+, NH4+, Si, Sr, Fe, Al, Mn, Ba, Carbono inorgánico (HCO3-), Carbono orgánico total, Nitrógeno total, Fluorescencia natural, Presión parcial de CO2 y los Índices de saturación de calcita y dolomita) y (2) un ensayo de trazador con el que se han deducido conexiones hidráulicas entre los sumideros y los manantiales del sistema, las velocidades de flujo en el interior del acuífero y las relaciones espaciales entre la divisoria de las aguas subterráneas y la cuenca vertiente de las aguas superficiales. Con todo lo anterior se ha llevado a cabo una primera aproximación al funcionamiento hidrogeológico del sistema.
1.- INTRODUCCIÓN. En el macizo carbonatado de Peña Forua se ha desarrollado un complejo kárstico cuyo principal exponente es el Sistema Malloku, un sistema de sumideros, ríos subterráneos y cavidades que alberga la Cueva de Goikoetxe. Este sistema es objeto de exploración por parte del Grupo Espeleológico ADES de Gernika. Dentro de la cavidad de Goikoetxe se han desarrollado procesos geológicos entre los que destacan diversos encajonamientos del sistema, depósitos sedimentarios y formación de espeleotemas; en este último proceso destacan, en determinadas localizaciones, unas salas donde estas formaciones han adquirido un color rojo característico. Por todos estos motivos se están llevando a cabo investigaciones paralelas en varios campos de la Ciencia en general y de la Geología en particular, entre las cuales las referentes a la Hidrogeología y los estudios del funcionamiento hidrogeológico del sistema kárstico son objeto de la presente publicación. En esta publicación se han expuesto los pasos metodológicos y los resultados preliminares de las investigaciones hidrogeológicas llevadas a cabo en el sistema de Malloku y Peña Forua. Entre dichos estudios han destacado campañas hidrogeoquímicas para caracterizar las aguas de recarga del sistema alóctono (cuencas hidrográficas vertientes a los sumideros del sistema) y el sistema autóctono (aguas de goteo y la sur-
gencia kárstica de Iturgoien), además de la preparación, realización y resultados obtenidos en un ensayo de trazador llevado a cabo entre los días 16 y 19 de diciembre de 2011.
2.- CARACTERIZACIÓN DE LAS AGUAS DEL SISTEMA PEÑA FORUA. El estudio hidrogeoquímico se ha realizado durante los últimos meses del año 2011, en el periodo comprendido entre el 4 de noviembre y el 4 de diciembre de 2011. En este periodo se planificaron muestreos sistemáticos de las diversas aguas que afloran en la cavidad y en el entorno del afloramiento calizo. Los muestreos se desarrollaron el 4, 12 y 26 de noviembre y el 4 de diciembre, aunque la investigación continúa en la actualidad; sin embargo, para la realización de este artículo solo se han tratado las 4 primeras campañas hidroquímicas. Se diseñó una red de muestreo de 5 puntos de agua (Figura 1 y 2 y Tabla 1): 2 de ellos en el interior de la gruta (goteros de la sala de los espeleotemas rojo y goteros de espeleotemas blancos) y 3 en el exterior (manantial de Iturgoien y los sumideros de Erlatxe y de San Martín). En campañas sucesivas se irán ampliando puntos de agua, como es el caso del manantial de La Cantera, dado su interés como punto de descarga hacia el borde Sur del acuífero. Los puntos escogidos en el interior de la gruta fueron seleccionados atendiendo al color de los espeleotemas que drenaban, ya que se intuía que el color rojo y blanco de los es-
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FIGURA 1. Situación del karst de Peña Forua con la localización de las principales surgencias (Iturgoien y Cantera), los sumideros de control (San Martín y Erlatxe) y los puntos de goteo en el interior de la cavidad de Goikotexe (goteos de la Sala Roja y goteos blancos). Se han delimitado los afloramientos carbonatados y las cuencas hidrográficas.
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SISTEMA MALLOKU (Apraiz-Goikoetxe) Busturia (Bizkaia)
FIGURA 2. Representación en diagramas de Stiff de las composiciones medias de las aguas muestreadas en el interior de la cavidad (goteros blancos, goteros rojos y manantial de Iturgoien) y de los sumideros de San Martín y Erlatxe. Ver figura 1 para su situación.
peleotemas podía deberse a un quimismo diferente de las aguas, sobre todo en cuanto a la concentración de metales (Fe, Mn y Al). Los dos goteros se sitúan en el segundo nivel de la cavidad de Goikoetxe. Los puntos del exterior se adoptaron por criterios de hidrogeología kárstica, asumiendo que la entrada de agua por los sumideros de Erlatxe y de San Martín formaban parte de la recarga alóctona del macizo, y que aportaban caudal a la surgencia principal del lado norte de Peña Forua. Durante la investigación todos los parámetros inestables (Conductividad eléctrica, temperatura, pH y oxígeno disuelto) se han medido en el campo con un equipo Hach-Lange HQ40 Multi (Anexo fotográfico). Todos los sensores de medida se calibraron horas antes de la realización de los muestreos. Del mismo modo, en el caso de los goteros se midieron los caudales mediante cálculo volumétrico, ubicando recipientes en los puntos de goteo. Para la recogida de las muestras se utilizaron envases de plástico de 150 ml, que se limpiaron previamente con la propia agua a muestrear y viales de 2 ml para analítica de isótopos del agua (δ2H y δ18O). Las muestras de agua se almacenaron en viales cerrados hasta su análisis, que se producía durante los días posteriores. En cada punto, como mínimo, se recogieron 2 botes de plástico: (1) para la analítica de aniones (SO42-, Cl-, NO3-, NO2-, F-, Br- y PO43-) y cationes (Ca2+, Mg2+, Na+, K+, Li+ y NH4+), carbono inorgánico (HCO3-), carbono orgánico total, nitrógeno total y fluorescencia natural de las aguas y (2) para la medida de la concentración de diversos metales (Si, Sr, Fe, Al, Mn y Ba). En este último caso se procedió a acidificar la muestra con 1
ml de ácido nítrico en 100 ml de agua hasta rebajar el pH del agua a 2, lo que mantenía los metales en disolución. En el caso del gotero en la sala roja, además del muestreo anterior, se recogieron las muestras de agua filtradas con un tamaño de poro de 0’45 μm y 0’2 μm; con esto se pretendía estudiar la fracción mineral disuelta y particulada que predominaba en el agua y que podía dar lugar a los cambios mineralógicos y de color en los espeleotemas rojos. Las muestras de agua se analizaron con: un sistema de Cromatografía Iónica (Metrohm 792 Basic IC) que permitió analizar los iones mayoritarios; un equipo de Espectroscopía atómica de plasma por acoplamiento inductivo (ICP-MS) para la analítica de metales; un equipo Shimadzu (TOC-VCSN) para la analítica del carbono inorgánico, orgánico y nitrógeno total; y un espectrofluorímetro Perkin Elmer LS55 para la fluorescencia natural del agua. A todas las muestras se les calculó el error analítico para descartar aquellas con un margen de error por encima del 5 %. En ningún caso ha sido necesario descartar muestras ya que el error en todas ellas ha sido inferior a esa cifra. Por tanto, todas las aguas muestreadas en la presente investigación se han considerado para el tratamiento. A los datos hidroquímicos recopilados se les ha aplicado el programa hidroquímico EQ3 para calcular los índices de saturación de minerales y la presión parcial de CO2 (PCO2). Asimismo, se ha realizado un análisis multivariante (Análisis de Componentes Principales) con el objeto de observar correlaciones entre variables y separar familias de aguas. Con diversos programas de diseño gráfico se han obtenido los diagramas de Piper y de Stiff.
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TABLA 1. Resultados analíticos de las 18 muestras de agua recogidas en el periodo de investigación. Leyenda: CE-conductividad eléctrica, Tª-Temperatura del agua, OD-Oxígeno disuelto, COT-Carbono orgánico total, NT-Nitrógeno total, PCO2-Presión parcial de CO2, IS-Índice de saturación de calcita (cal) y aragonito (ara). Todas las unidades en miligramos por litro (mg/L), excepto CE en μS/cm, Tª en grados centígrados y Sr, Fe, Al, Mn y Ba en microgramos por litro (μg/L). Las concentraciones de Fe, Al y Mn de la muestra GOI-009 están expresadas en miligramos por litro.
2.1.- Caracterización hidroquímica. Si el único proceso hidrogeoquímico que afectase a la composición del agua fuese la concentración por evaporación de los solutos en el agua de lluvia, la composición de todas las aguas subterráneas en una misma área de estudio debería ser igual. Pero hay que tener en cuenta que el agua durante la infiltración en el terreno interactúa con las rocas, disolviendo o precipitando sales, se carga de CO2 procedente de la descomposición de la materia orgánica y de la respiración vegetal y se producen otros procesos como sorción-desorción, oxidación-reducción, etc., lo que introduce mayor complejidad durante la interpretación del origen y procesos en el agua subterránea (Appelo y Postma, 1993). Por este motivo, es necesario estudiar las aguas de recarga de los sistemas hídricos y las de descarga para, mediante su comparativa, deducir qué procesos físico-químicos y qué parámetros modifican el quimismo del agua de recarga. En el sistema carbonatado de Peña Forua se han controlado dos de los sumideros más activos (Figura 1 y 2): el sumi-
dero de Erlatxe y el de San Martín. En ambos puntos se aprecian las menores mineralizaciones en el agua (CE < 350 μS/cm), siendo el agua que se infiltra en el sumidero de San Martín la que menos mineralización presenta (193 μS/cm). En ambas aguas predomina el bicarbonato y sulfato como aniones y el calcio y sodio como cationes (Tabla 1 y figuras 2 y 3). El sumidero de Erlatxe presenta mayor afinidad hidroquímica, en cuanto a la mineralización del agua (CE), con la surgencia de Iturgoien lo que podría indicar una mayor conexión y contribución de ese sumidero al manantial. En el agua de descarga (Manantial de Iturgoien) se observa un incremento en la mineralización (CE media = 414 μS/cm) y un cambio en la hidroquímica con respecto al agua de los sumideros, ya que el segundo anión en importancia es el Cl-, en vez del SO42-, que es el que predominaba en las aguas de recarga alóctona (sumideros). Este proceso da idea de que solo una pequeña parte del agua que se drena por el manantial de Iturgoien proviene del sumidero de Erlatxe y que el mayor volumen de agua aportado a la descarga en Iturgoien proviene de la recarga autóctona en el interior del macizo kárstico.
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FIGURA 3. Diagrama hidroquímico de Piper con las muestras de agua recogidas durante el periodo de estudio.
Las aguas controladas en la zona no saturada (goteros de la Sala Roja y los goteros blancos) (Tabla 1) alcanzan las mayores mineralizaciones con cerca de 500 y 430 μS/cm, respectivamente. De igual modo que con el manantial de Iturgoien, el incremento de conductividad eléctrica (mineralización) es debido a los procesos de disolución de la roca caliza del macizo (CaCO3) que origina aumentos en la concentración de HCO3- (> 150 mg/L) y Ca2+ (> 50 mg/L). Con objeto de diferenciar las distintas familias de aguas, se han representado todas las muestras en un diagrama hidroquímico de Piper (Figura 3). Este tipo de diagrama permite agrupar las distintas familias de aguas dependiendo de la composición en cationes (Ca2+, Mg2+, Na+ + K+) y aniones mayoritarios (HCO3-, Cl- + NO3- y SO42-). Todas las aguas se agrupan en el vértice izquierdo de los diagramas ternarios de cationes y aniones, indicando que las facies de las aguas son predominantemente bicarbonatadas cálcicas. Se observa que las aguas de los sumideros de Erlatxe y San Martín tienden a separarse de las aguas subterráneas (goteos y surgencia) hacia aguas mixtas (centro de los diagramas ternarios), incrementándose principalmente el aporte de sulfatos. Este efecto se explica por el hecho que la fuente de mineralización del
agua de los sumideros proviene de los materiales aflorantes en las cuencas de drenaje superficiales y, en estas, afloran areniscas en cuya composición litológica predominan, entre otros, los sulfuros metálicos; los procesos de oxidación de sulfuros metálicos dan lugar a sulfatos y a la liberación de los metales asociados a los sulfuros (Fe, Mn). Este proceso se aprecia en la Tabla 1, donde el agua de los sumideros de Erlatxe y San Martín, muestran las mayores concentraciones de sulfato (25’6 y 14’5 mg/L) y metales, entre los cuales destaca el hierro y el manganeso, dándose la particularidad de que en la campaña del 26 de noviembre de 2011 se midieron concentraciones de hasta 18’6 mg/L de Fe y 2’4 mg/L de Mn. Otro aspecto interesante en el quimismo de las aguas es que tienen una importante aportación de sodio y cloruro. Esta aportación (Figura 3) está comprendida entre un 10%-20% para los cloruros y un 10%-30% para el sodio. Estos iones pueden tener un origen litológico o meteórico (lluvia); pero como no se tiene constancia de la existencia de rocas de tipo evaporítico (Halita-NaCl) en la cuenca vertiente de areniscas o en los materiales calizos que conforman el acuífero, el origen del sodio y el cloruro debe ser meteórico, aspecto lógico ya que el sistema de estudio se encuentra a escasos kilómetros de la línea de costa. Por tanto, la lluvia (no controlada en esta primera fase de estudio) debe ser el principal aporte de estos iones al agua de recarga.
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y fúlvicos) proveniente de la cobertera vegetal del macizo, que pudiera aporta un color rojizo-parduzco a los espeleotemas; de nuevo, el control del carbono orgánico total en el agua (COT en Tabla 1) permite descartar esta idea, ya que ambos valores, aun no siendo muy bajos, no presentan grandes diferencias. Como aspecto a destacar se observa un ligero incremento del nitrato (NO3-) en el agua del goteo blanco (5’5 mg/L) y en el agua del manantial (3’5 mg/L), con respecto a los sumideros y al agua de los goteros rojos (< 0’8 mg/L). No son concentraciones que lleven a pensar en procesos de contaminación por actividades humanas como fertilización o purines (Jiménez-Sánchez et al., 2008), ya que aun habiendo una cierta actividad agrícola y ganadera en la zona (Caserío de Goikoetxe), su ubicación descarta la afección al gotero blanco. En cualquier caso, la aportación del nitrógeno orgánico proveniente del suelo y su posterior nitrificación (Norgánico NO3-) debe ser la fuente de ese nitrato; queda, por tanto, explicar el por qué no se observan esas concentraciones de nitrato en el gotero de la Sala Roja, siendo esas aguas también de recarga autóctona y drenando los mismos tipos de suelo. 2.2.- Análisis multivariante. Una herramienta estadística que permite extraer más información a la base de datos hidroquímica es el Análisis de Componentes Principales (ACP). Esta herramienta estadística permite reconocer y cuantificar qué variables de las analizadas (CE, Tª, pH, HCO3-, Ca2+, etc.) están correlacionadas entre sí y representar las muestras por afinidad hidroquímica, lo que permite reconocer patrones, en este caso, hidroquímicos o de evolución temporal de las aguas. El objetivo de un ACP consiste en condensar la información contenida en varias variables originales en nuevas variables estadísticas, llamada Componentes Principales (CP), que aglutinen la información de las variables originales. FIGURA 4. Diagramas de barras con la concentración de los metales analizados para las primeras tres campañas de muestreo. En el primer muestreo solo se analizaron las muestras del manantial y del gotero de la Sala Roja.
Con respecto a los metales en las aguas de goteo (Tabla 1 y figura 4) cabe indicar que no se aprecia ninguna diferencia entre las aguas de espeleotemas sin coloración (goteos blancos) y las de los espeleotemas rojos (goteo rojos) que permita pensar que la tonalidad rojiza de los espeleotemas se deba a la inclusión en la estructura mineral de alguno de estos elementos. La primera hipótesis que se planteó ante esta coloración fue una mayor concentración de hierro (Fe) en el agua de los goteos rojos frente a la de los blancos; esta hipótesis debe ser descartada porque en el agua de ambos goteos la concentración media de hierro es similar (9 mg/L y 6 mg/L, para los goteos rojos y blancos, respectivamente). Otra hipótesis, una vez descartada esta, es la inclusión de materia orgánica (ácidos húmicos
Para ello se ha generado una matriz de datos con la hidroquímica de las muestras recogidas en toda la investigación (Tabla 1), que está formada por 18 muestras procedentes de los sumideros (7), manantial (4) y goteros de la cavidad (7) y 15 variables seleccionadas (CE, Tª, pH, O2 (oxígeno disuelto), COT (carbono orgánico total), CI (carbono inorgánico-HCO3-), NT (nitrógeno total), SO42-, Cl-, NO3-, NO2-, Ca2+, Mg2+, Na+ y K+). En el diagrama de variables (Figura 5 izquierda) se observa, por el grado de proximidad en el diagrama, qué parámetros están más correlacionados entre sí, así se diferencia: 1.- Un grupo formado por CE, Ca2+, HCO3- y Cl- en el lado positivo del eje X (Factor 1). Esta agrupación muestra que la mineralización de las aguas (CE) se agrupa junto con el HCO3- y Ca2+, por lo que explica el control del sistema cal-
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FIGURA 5. Representación de las variables (izquierda) y muestras (derecha) generados a partir del Análisis de Componentes Principales (15 variables y 18 casos).
cocarbónico en la mineralización de las aguas. Las muestras que se sitúen hacia la derecha en el diagrama de muestras (Figura 5 derecha) serán, por tanto, las más mineralizadas y con mayores concentraciones de los iones calcocarbónicos. 2.- Un grupo formado por SO42-, Mg2+ y Na+ que son variables que aportan la diferencia de quimismo de los sumideros (recarga concentrada) con respecto a las aguas de recarga difusa (lado negativo del eje X). De estas tres variables, el sulfato y el magnesio son las que más destacan (Tabla 1) como factores diferenciadores de quimismo con las aguas subterráneas. Las muestras situadas en el lado izquierdo del diagrama representan las mayores concentraciones de sulfato, magnesio y sodio pero son, también, las de menor mineralización. En el diagrama de muestras (Figura 5 derecha) se observan tres agrupaciones de aguas: (1) muestras del sumidero San Martín, (2) muestras del sumidero Erlatxe y (3) muestras del goteo blanco, goteo rojo y surgencia de Iturgoien. Las muestras de los dos primeros grupos de aguas pertenecen a la recarga alóctona. Tienen las menores mineralizaciones y mayor influencia de SO42-, Mg2+ y Na+. Son aguas cuya hidroquímica está muy separada de las del resto de aguas. Sin embargo, y dentro de esta diferencia de quimismo, las muestras de Erlatxe se sitúan más próximas a las de la surgencia, sugiriendo: (1) que las aguas del sumidero de Erlatxe se drenan por el borde norte (manantial de Iturgoien) y (2) que las aguas del sumidero de San Martín están desconectadas de la surgencia. El tercer grupo de muestras se caracteriza por tener mayores valores de CE, Ca2+, HCO3- y Cl-. Son muestras de aguas
subterráneas en las que el proceso que rige el sistema hidroquímico es la disolución de minerales carbonatados (CaCO3). Son aguas en las que el tiempo de contacto con la roca es mayor, lo que se traduce en mayores concentraciones de los iones del sistema calcocarbónico (HCO3- y Ca2+) y, por tanto, mayor mineralización. En este tercer grupo se observa una ligera separación de las muestras del gotero blanco, pero no es debido a cambios generales del quimismo de las aguas, es debido a que el nitrato y el nitrógeno total son muy superiores a las aguas del manantial de Iturgoien y el gotero de la Sala Roja. En este caso, como se ha comentado en el apartado anterior, debe tener su origen en el nitrógeno aportado por el suelo en la zona de recarga autóctona pero, en cualquier caso, sigue sin explicarse la diferencia de concentración entre los dos goteros. En cualquier caso, el número de muestras es todavía insuficiente para establecer conclusiones sólidas al respecto. 2.3.- Estado de saturación mineral. Otro de los aspectos importantes en la presente investigación ha sido el estudio del Índice de Saturación (IS) de minerales. El programa EQ3 permite calcular el IS para una gran cantidad de fases minerales, pero solo es útil estudiar aquellas fases que puedan controlar la disolución/precipitación de iones en las aguas de este estudio; por ese motivo se seleccionaron las fases minerales de minerales carbonatados (calcita y aragonito) y de minerales con hierro y manganeso en su composición química. Hay que indicar que como el IS de los minerales con hierro o manganeso siempre ha sido muy positivo no se han considerado para esta discusión, y solo se han mostrado los de la calcita y el aragonito.
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Medida de parámetros físico-químicos en el agua de goteo de la Sala Roja.
Toda agua natural tiene una capacidad de disolver minerales y se cuantifica mediante el “Índice de Saturación (IS)” del mineral en cuestión. El IS permite observar si un agua puede seguir disolviendo minerales, en este caso calcita (CaCO3), que es el mineral que conforma la roca caliza. Cuando el IS de la calcita es inferior a cero (Subsaturación en calcita), esa agua tiene la capacidad de disolver ese mineral (CaCO3 Ca2+ + HCO3-); cuando el IS es superior a cero (Sobresaturación en calcita) se puede producir precipitación de la calcita (Ca2+ + HCO3- CaCO3), proceso que es el que da lugar a los espeleotemas; por último, si el IS es cero o cercano a cero (Saturación en calcita) ese agua ha alcanzado el equilibrio con ese mineral y ni puede seguir disolviendo ni precipitando calcita a partir de esa agua (CaCO3 Ca2+ + HCO3-). El IScalcita en el agua de lluvia es inferior a cero, pero la infiltración del agua en el suelo y su contacto con los minerales carbonatados de la cuenca superficial y del macizo carbonatado, genera disolución de la roca (CaCO3 Ca2+ + HCO3-) y, por tanto, un incremento en el Índice de Saturación de la calcita en el agua. Este incremento paulatino provoca que, cuando esa agua de infiltración llegue al manantial o al interior de la cueva (aguas de goteo), el IScalcita sea más cercano o incluso superior a cero, lo cual indicaría que se produce precipitación de calcita y, por tanto, generación de espeleotemas.
Los resultados de los índices de saturación para la calcita y el aragonito, así como las presiones parciales de CO2 (concentración de CO2 en las aguas), se han recogido en la tabla 1. Las muestras de agua de los sumideros han presentado índices de saturación medios contrapuestos; en el sumidero de Erlatxe se observa sobresaturación en calcita (IS cal = 0’20) y aragonito (IS ara = 0’06), mientras que en el de San Martín todas las muestras están subsaturadas en ambos minerales (Is cal = -1’04 e IS ara = -1’18). Es decir, el agua del sumidero de San Martín mantiene la capacidad de seguir disolviendo dichos minerales, mientras que la sobresaturación del agua en Erlatxe permitiría la precipitación de ambos minerales. La diferencia de comportamiento debe encontrarse en el tamaño de la cuenca vertiente a los sumideros: la cuenca del sumidero de San Martín es de menor tamaño que la de Erlatxe, lo que ayuda a que en este último sumidero el caudal sea más permanente que en el primero; el agua esté más tiempo en contacto con la roca aflorante y se alcance la saturación/sobresaturación de esta agua. El agua del manantial tiende a presentar subsaturación en ambos minerales (Is cal = -0’11 e IS ara = -0’26). Teniendo en cuenta que hay mayor afinidad hidroquímica entre el sumidero de Erlatxe y el manantial, en cuanto a la mineralización y el contenido en cationes (Tabla 1 y figura 3), el único proceso que
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puede hacer que un agua de entrada sobresaturada en calcita y aragonito (Erlatxe) evolucione a aguas subsaturadas (manantial) es la mezcla con otras aguas subsaturadas del sistema. La rápida infiltración del agua de lluvia en el acuífero y el consiguiente bajo tiempo de contacto con la roca podría favorecer también ese estado de agresividad del agua, lo que apoyaría la hipótesis de que por la surgencia de Iturgoien se drena mucho más volumen de agua que el que aporta la recarga alóctona proveniente de Erlatxe. En las aguas de goteo se observan IS positivos de forma permanente y, por tanto, capacidad para precipitar minerales carbonatados. Esto indica que los procesos de formación de espeleotemas son activos en la actualidad, aspectos que tienen gran interés para los estudios mineralógicos o paleoclimáticos.
3.- ENSAYO DE TRAZADOR. En la surgencia de Iturgoien.
Con este experimento se pretende conocer la conexión hidráulica entre los diferentes sumideros inventariados, que constituyen una parte significativa de la recarga de los principales manantiales, y determinar el orden de magnitud de las velocidades de flujo en el interior del acuífero. Asimismo, otro de los objetivos del ensayo, y quizás el que despierta mayor interés, pretende definir las relaciones espaciales entre la divisoria de las aguas subterráneas y la cuenca vertiente de las aguas superficiales. Estos resultados permitirán precisar el funcionamiento hidrodinámico del acuífero y compararlo con otros estudios hidrogeológicos y espeleológicos previos. 3.1.- Condiciones hidroclimáticas durante el ensayo de trazadores. La precipitación en el área de estudio, previa a las experiencias realizadas en el campo, resultó anormalmente escasa. Quince días antes de la inyección de los trazadores, del 1 al 15 de diciembre, tan sólo se registraron 11 L/m2 en la estación meteorológica de Mújica (525.328 m [X_UTM], 4.793.031 m [Y_UTM] y 16 m s.n.m.), situada unos 8 kms al sur del macizo kárstico de Peña Forua. Esta mínima cantidad de lluvia en el sistema no fue suficiente para modificar los caudales drenados por los dos manantiales controlados durante el presente estudio, por lo que el sistema, previamente al experimento, se encontraba en condiciones de agotamiento. Desde la inyección hasta el final del ensayo se registró un periodo de precipitaciones abundantes sobre la región (Figuras 6 y 7), en la que se acumularon 32 L/m2 entre los días 16 y 21 de diciembre, 24 de los cuales se registraron durante 28 horas (entre las 5 horas del día 17 y las 8 horas del día 18 de diciembre). Estas lluvias, que se concentraron justo al inicio del ensayo de trazadores, favorecieron la movilización de las sustancias inyectadas en el interior
del sistema, desde los puntos de recarga concentrada (sumideros) hasta los puntos de descarga más importantes. La inyección de los trazadores se llevó a cabo en un contexto hidrodinámico de transición entre una situación de aguas intermedias y aguas altas, como se puede deducir de los caudales medidos de forma puntual antes y durante el ensayo de trazadores. Los caudales de descarga aumentaron considerablemente, como consecuencia de las abundantes lluvias registradas. En el manantial de La Cantera (Figura 1) se realizó una medida de caudal, horas previas al momento de inyección de las sustancias, con un valor de 104 L/s. Dos días después, se llevó a cabo un segundo aforo en el mismo manantial, que proporcionó un valor de 411 L/s. Sin embargo, en el manantial Iturgoien tan sólo se realizó una medida de caudal dos horas antes del comienzo del experimento, con un valor de 73 L/s, aunque observaciones posteriores pudieron corroborar la crecida de la surgencia. 3.2.- Metodología de trabajo. La formalización de un ensayo de trazadores incluye tres fases (Kass, 1998): (1) Trabajo de campo previo a la realización del trazado, (2) Elección y consecución de una estrategia de ensayo adecuada y (3) Análisis de los resultados. La determinación de las conexiones hidrogeológicas en un sistema kárstico requiere de un profundo conocimiento previo de las características físicas del área de estudio. Para ello se llevó a cabo un reconocimiento de campo que incluyó la localización de los puntos de inyección (sumideros de Erlatxe, al norte y de San Martín, más al sur) y la de los puntos de descarga más importantes (manantiales de Iturgoien, al norte y de La Cantera, al sur), que permitirían controlar la
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FIGURA 6. Curvas de concentración de Uranina y evolución en el tiempo de la conductividad eléctrica (CE) y la turbidez del manantial de la cantera (abajo). En el gráfico superior se muestra la distribución de las precipitaciones y de la temperatura del agua de la surgencia durante el ensayo.
llegada de los trazadores. Además, el análisis de las fotos aéreas contribuyó a delimitar las cuencas hidrográficas de los distintos sumideros existentes, así como de las principales divisorias superficiales sobre el macizo kárstico (Figura 1). Estas son: la cuenca norte, que drena aproximadamente dos tercios de la superficie de afloramientos carbonatados, situados en el extremo norte del macizo; y la cuenca sur que constituye el tercio restante del drenaje. Una vez se fijaron los objetivos del ensayo, se definió el procedimiento más adecuado para llevarlo a cabo. El experimento consistió en la inyección múltiple de 500 gr de Uranina (Acid yellow 73; número CAS: 518-47-8) en el sumidero de San Martín y otros 500 gr de Rhodamina B (Basic violet; número CAS: 81-88-9) en el sumidero de Erlatxe. Ambos puntos se encontraban activos en el momento de la inyección (Anexo fotográfico), con unos caudales de entrada inferior a 1 L/s en el primero, y con algo más de 1’5 L/s en el segundo. La selección del tipo y de la masa de sustancia fluorescente tuvo en cuenta la proximidad de los sumideros con los manantiales
a controlar (entre 1’5 y 2’3 kilómetros); la diferencia en las longitudes de onda de emisión de estas sustancias, que permiten su fácil detección por los equipos de registro (490 nm de la Uranina frente a los 560 nm de la Rhodamina B); y la supuesta conexión hidráulica entre el sumidero de Erlatxe y el manantial Iturgoien, más probable que la hipotética conexión hidrogeológica entre el sumidero de San Martín y la surgencia de La Cantera. Además se evitó en gran medida la tinción de las aguas de descarga con este tipo de sustancias, que siempre constituye una alarma social. El hecho de la existencia de un menor desarrollo espeleogenético en la vertiente sur del macizo (al menos explorado) y de las posibles dificultades en el flujo subterráneo hacia el manantial condicionaron la elección de Uranina para su inyección en este punto. Ésta destaca por su mayor intensidad de coloración frente a otras sustancias fluorescentes (a igualdad de concentración) y su mínimo grado de sorción por los sedimentos finos tales como arcillas y limos que pudieran estar presentes en el medio.
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FIGURA 7. Curva de concentración de Rhodamina B y evoluciones temporales del nivel de agua, la conductividad eléctrica (CE) y la turbidez en el manantial de Iturgoien (abajo) y la variación de la precipitación y temperatura del agua (arriba).
El registro de los datos de campo se llevó a cabo mediante la instalación de dos fluorímetros de campo (Anexo fotográfico) marca GGUN, modelo FL30 (Albilia Sarl, Suiza), en cada uno de los dos manantiales y el control de los caudales de descarga, realizados en la medida de lo posible y de forma puntual, mediante aforos químicos por dilución de sal común (Salinomadd, modelo Etrelec). Los fluorímetros portátiles son capaces de medir, de forma simultánea y con tiempos de registro variables, la intensidad de fluorescencia de hasta 3 tipos distintos de trazadores con diferentes longitudes de onda de emisión, así como de otros parámetros de campo in situ. Así, se registraron, cada 10 minutos, la intensidad de fluorescencia de Uranina y Rhodamina B, conductividad eléctrica (CE), temperatura y turbidez de las aguas subterráneas. Esto dispositivos han de calibrarse con las sustancias utilizadas en cada uno de los ensayos (Anexo fotográfico), puesto que la pureza de éstas depende del fabricante que las suministra. En este sentido, ambos dispositivos fueron calibrados en la Universidad del País Vasco. Para
ello se utilizaron diferentes soluciones patrón de Uranina y Rhodamina B (1 - 0’1 - 0’01 ppb, a partir de una disolución “madre” de 1000 ppb) y se midieron las intensidades (mV) de cada una de ellas que, posteriormente, se transformaron a valores de concentración conocida (ppb), mediante métodos de correlación lineal. El desarrollo del ensayo tuvo lugar durante varios días, aunque en el presente trabajo sólo se muestran los resultados preliminares correspondientes a los tres primeros días posteriores a la inyección, que se exponen a continuación. 3.3.- Resultados. Los resultados obtenidos tras tres días de ensayo fueron suficientes para registrar, casi por completo, el paso de la curva de concentración de los trazadores. El análisis de los datos proporcionados por los dos fluorímetros de campo, utilizados durante el ensayo, se resumen en la figuras 6 y 7 y en la tabla 2.
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Inyección en el sumidero San Martín 500 gr. [URN] (22:30; 16/12/2011)
Punto de Muestreo
Unidad
Iturgoyen
Cantera
Distancia al punto de inyección Tiempo de primera detección Tiempo hasta conc. máx. (pico) Máxima concentración Mayor velocidad de flujo Velocidad de flujo dominante (pico) Caudal medio (manantiales) Tasa de recuperación
2.080 24,1 27,4 5 86,3 75,9 -
1.750 -
Inyección en el sumidero Erletxe 500 gr. [URN] (22:30; 16/12/2011)
Iturgoyen
Cantera
Distancia al punto de inyección Tiempo de primera detección Tiempo hasta conc. máx. (pico) Máxima concentración Mayor velocidad de flujo Velocidad de flujo dominante (pico) Caudal medio (manantiales) Tasa de recuperación
1.485 23,3 26,4 38 63,7 56,3 -
2.295 -
Punto de Muestreo
km h h μg/L m/h m/h L/s %
Unidad
km h h μg/L m/h m/h L/s %
TABLA 2. Principales parámetros hidráulicos deducidos del ensayo de trazador.
La Uranina y la Rhodamina B fueron detectadas en las zonas de descarga del macizo kárstico de Peña Forua, la primera de ellas en el manantial de La Cantera (hacia el borde sur) y la segunda en la surgencia de Iturgoien (Figura 6 y 7). En la zona de descarga sur del acuífero (Figura 1), la primera detección de Uranina tuvo lugar 24’1 horas después de la inyección, por lo que la velocidad de flujo más rápida fue de 86 m/h y la velocidad de flujo dominante de 76 m/h (Figura 6 y Tabla 2). La máxima concentración de Uranina registrada en las aguas del manantial de la Cantera ha sido de 17’2 ppb. En este sentido, las observaciones de campo llevadas a cabo en el desarrollo del ensayo descartaron la tinción de las aguas subterráneas por los trazadores. La evolución de la conductividad eléctrica (CE) es simultánea a las variaciones de temperatura e inversa a los cambios de turbidez en la surgencia (Figura 6). Los valores mínimos de CE se alcanzaron tras las primeras lluvias significativas, que coincidieron con los valores mínimos de temperatura y el pico de máxima turbidez (> 667 NTU) en el agua del manantial. El siguiente período de lluvias (26 horas tras la inyección) provocó un aumento considerable de la mineralización (de 311 a 559 μS/cm) y de temperatura, conforme disminuyeron progresivamente los valores de turbidez del agua, hasta valores mínimos.
En el área de descarga norte se detectó Rhodamina B (Figura 7 y Tabla 2). La primera llegada de este trazador artificial, a las 23’3 horas de la inyección, permite estimar una velocidad de flujo más rápida de 64 m/h. El pico de concentración (41’7 ppb) se alcanzó a las 26’4 horas de la inyección por lo que la velocidad dominante calculada para esa línea de flujo ha sido superior a 56 m/h. En el manantial de Iturgoien, las variaciones que experimenta la CE son sincrónicas a la de la temperatura del agua. Lo mismo ocurre entre las variaciones de la lámina de agua a la salida de la cueva de Goikoetxe y la turbidez de las aguas subterráneas drenadas. Así, generalmente, las lluvias más intensas que tuvieron lugar (25 horas después de la inyección) en la zona provocaron un aumento (progresivo) significativo del nivel y turbidez del agua, que tuvieron como consecuencia inmediata la dilución y el enfriamiento de las aguas subterráneas. Tras este episodio de lluvia, los niveles de agua y turbidez retomaron los valores iniciales y comenzó la lenta y gradual mineralización y calentamiento de las aguas de descarga. En ambos casos, y dada la imposibilidad de realizar aforos puntuales de forma regular, no ha sido posible calcular la tasa de recuperación de los trazadores (relación entre la masa inyectada y la registrada en las surgencias).
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FIGURA 8. Conexiones hidrogeológicas entre los puntos de inyección (RB: Rhodamina; URN: Uranina) y los puntos de control, deducidas del ensayo de trazadores. En la parte central del macizo kárstico se representa la relación espacial entre las divisorias de aguas superficiales y subterráneas, determinadas a partir de la topografía del área de estudio (superficiales) y, de forma aproximada, mediante el análisis de los datos de campo proporcionados por el experimento.
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Tras un primer análisis, se observan, por tanto, velocidades similares de tránsito del trazador en el acuífero, aunque mayores hacia el borde sur del acuífero. Estas velocidades de flujo permiten que las curvas de concentración de ambos trazadores se registren rápidamente, entre 20 y 30 horas tras las inyecciones. 3.4.- Interpretación. Una primera aproximación al funcionamiento del acuífero kárstico de Peña Forua, de acuerdo con los resultados obtenidos a partir del ensayo de trazadores realizado, permite establecer, en una situación de aguas intermedias-altas, la divisoria de aguas subterráneas en el área de recarga del macizo. Así, los dos tercios de los afloramientos carbonatados situados al norte, junto con las aportaciones de la recarga por los sumideros, drenan sus aguas de recarga hacia el manantial de Iturgoien y, el tercio sur, conjuntamente con la recarga alóctona, lo hacen hacia el manantial de La Cantera (Figura 8). La detección de los dos trazadores en los respectivos manantiales muestra unas curvas de concentración rápidas, con formas muy acusadas y estrechas que indican un elevado grado de karstificación en el interior del sistema, un tránsito rápido de un flujo dominante proveniente de las áreas de inyección (áreas de recarga) y, por tanto, una buena conexión hidrogeológica entre éstas y las zonas de descarga. La geometría de estas curvas, prácticamente de tipo unimodal (sin apenas dispersión longitudinal), es significativa de un drenaje rápido, por un sistema de conductos kársticos preferenciales, o bien por una red bien organizada de elementos muy transmisivos (Mudarra et al., 2010). En el manantial de La Cantera se observa claramente la llegada de las aguas de recarga procedente de los sumideros (recarga concentrada), mucho menos mineralizadas, más frías y con mayor turbidez que las aguas infiltradas a partir de los afloramientos carbonatados (recarga difusa), con mayor CE, temperatura y menor turbidez. El hecho de que el pico de concentración de Uranina no coincida en el tiempo con la llegada de las aguas superficiales sugiere que la inyección de ésta no fue coetánea a la crecida experimentada por el caudal de entrada al sumidero, sino que se realizó horas después, cuando éste se encontraba en fase de agotamiento. El análisis de la curva de concentración de Rhodamina B y de los parámetros químicos en el manantial de Iturgoien demuestran un comportamiento más inercial y algo diferente al del sector drenado por la zona de descarga sur del acuífero, con variaciones menos acusadas en la CE, temperatura y turbidez y velocidades de flujo de las aguas subterráneas algo menores. Las variaciones de los niveles de agua del manantial y las diluciones de CE y los descensos de temperatura se producen de forma más gradual y los picos de turbidez son
relativamente menos acusados En esta surgencia la contribución de las aguas superficiales o de aquellas almacenadas en los conductos de la cavidad, con gran acumulación de sedimentos finos, es mayor y se prolonga más en el tiempo (a nivel de crecida). Todo lo anterior puede ser explicado por las dificultades que encuentran las aguas subterráneas en su recorrido hacia el manantial de Iturgoien, puesto que la circulación a través de la cueva de Goikoetxe se realiza por grandes conductos kársticos, aunque también lo hace aprovechando tramos menos transmisivos, hasta el momento no explorados por grupos espeleológicos.
5.- CONCLUSIONES. A partir de la aplicación de métodos de investigación hidrogeológica, en especial de técnicas hidroquímicas y de ensayo de trazadores, se ha puesto de manifiesto, de forma preliminar, el funcionamiento hidrogeológico del sistema kárstico de Malloku, en el macizo de Peña Forua (al NE de la población de Gernika-Lumo). La caracterización hidroquímica del acuífero carbonatado se ha llevado a cabo mediante el estudio de las aguas de recarga alóctonas (sumideros) y autóctonas (surgencias y goteos). Los dos grupos de aguas son de facies bicarbonatadas cálcicas, aunque las primeras resultan menos mineralizadas, con menor grado de saturación de calcita y aragonito, mayor contenido en Cl-, SO42- y metales (Fe, Al y Mn) que las segundas. La contribución de los sumideros es modesta, mientras que la recarga difusa por infiltración de agua de lluvia sobre los afloramientos carbonatados constituye las aportaciones más importante al caudal del manantial de Iturgoien. El ensayo de trazador realizado permitió confirmar las conexiones hidrogeológicas entre los sumideros de Erlatxe y el manantial de Iturgoien y el sumidero de San Martín y la surgencia de La Cantera. A partir de los resultados obtenidos se han calculado velocidades de flujo máximas en el interior del acuífero que varían entre 86 y 64 m/h. En último lugar, se han precisado las relaciones espaciales entre la divisoria de las aguas subterráneas, situada entre ambos sumideros, y la cuenca vertiente de las aguas superficiales.
AGRADECIMIENTOS. Los autores agradecen a todos los miembros del ADES de Gernika, así como al resto de personas pertenecientes al colectivo de espeleólogos vascos por la ayuda prestada para la recogida y medida de parámetros de las muestras de agua en el interior de la cavidad. Este trabajo es también una contribución al Grupo de Investigación RNM-308 (Grupo de Hidrogeología) de la Junta de Andalucía.
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[Arriba-izquierda] disoluciones patrón de Rhodamina B de 1000, 100, 1, 0´1 y 0´01 ppb utilizadas para la calibración de los fluorímetros de campo (Centro-izquierda) ; [Derecha] inyección de Uranina en el sumidero de San Martín y de Rhodamina B en el sumidero de Erlatxe (Abajo-Izquierda), el 16 de diciembre de 2011. Fotos de la Unión de Espeleólogos Vascos (UEV) y de Albillia Sarl (fluorímetro de campo GGUN, www.albillia.com)
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Los cristales de miel.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua Estudio paleoambiental a partir de precipitados químicos: espeleotemas de la Sala Roja (Cueva Goikoetxe, Busturia, Bizkaia)
Estudio paleoambiental a partir de precipitados químicos: espeleotemas de la Sala Roja (Cueva Goikoetxe, Busturia, Bizkaia) Paleoenvironmental study from chemical precipitates: Speleothems of the Sala Roja (Goikoetxe Cave , Busturia, Bizkaia) A. ARANBURU1, E. IRIARTE2 , I. YUSTA1, S. GIRALT3, V. MARTINEZ-PILLADO4, I. RENTERIA4, A. SUAREZ4 Y M. ARRIOLABENGOA4 (1)
Dpto. Mineralogía y Petrología, Facultad de Ciencia y Tecnología, Universidad del País Vasco, 48940 Leioa, Bizkaia (País Vasco). arantza.aranburu@ehu.es
(2)
Dpto. de Ciencias Históricas y geografía, Edificio I+D+i, Universidad de Burgos, 09001 Burgos,.
(3)
Institute of Earth Sciences Jaume Almera (CSIC), Lluis Sole i Sabaris s/n, E-08028 Barcelona.
(4)
Sociedad de Ciencias ARANZADI, Centro Geo-Q, 48940 Leioa, Bizkaia (País Vasco).
“Lo difícil es lo que tarda cierto tiempo; lo imposible es lo que tarda un poco más” FRIDTJOF WEDEL-JARLSBERG NANSEN
RESUMEN: El estudio de la evolución geológica de la cueva de Goikoetxe muestra las distintas secuencias de relleno de la cavidad haciendo posible diferenciar dos secuencias aloestratigráficas que incluyen tanto depósitos de relleno detrítico como de precipitado químico, alternando con eventos erosivos. Dichas secuencias permiten reconstruir la historia de la cavidad durante el transcurso de su formación. En relación a los precipitados de origen químico, han podido diferenciarse al menos tres generaciones de espeleotemas, con dos fases de formación de estalagmitas bien diferenciadas: Antuá (basculada debido a una erosión en la cavidad) y Moreno (de desarrollo vertical sobre Antúa y por tanto de génesis posterior). A partir del estudio petrográfico de estos espeleotemas, se han diferenciado distintas fases de crecimiento por cambios ambientales. Futuros análisis mediante catodoluminiscencia y microscopio electrónico permitirán establecer con mayor precisión la evolución paleoambiental del entorno, mientras que el análisis geoquímico determinará la razón de la coloración de las estalagmitas presentes en esta cueva. Además, también se realizarán dataciones U/Th con el fin de saber la edad exacta de cada proceso. Palabras clave: estalagmita, relleno siliciclástico, paleoambiente, fábrica cristalina, geoquímica y luminiscencia.
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LABURPENA: Goikoetxe Kobako azterketa geologikoak kobak pairatu dituen betekin ezberdinak jartzen ditu agerian, bertan bi seluentzia aloestratigrafiko bereizten direlarik: betekin detritiko zein kimikoak gainazal higakorrez mugaturik. Sekuentzia hauek kobaren bilakera geologikoa berreraikitzen laguntzen digute. Lan honen ardatz diren hauspeakin kimikoei dagokienez, gutxienez hiru espeleotema belaunaldi bereiztu dira, hauetariko bitan estalagmiten hazkuntzak gauzatu dituztelarik: Antua (kobako betekinaren higadurak eraginda baskulatuta dago) eta Moreno (Antua-ren gainean bertikalki hazten da eta, beraz, beranduagokoa). Espeleotema hauen azterketa petrologikoak aldaketek eragindako hazkuntza fase ezbedinak jarri ditu agerian. Luminiszentzia eta mikroskopio elektronikopeko etorkizuneko azterketek ingurugiro-baldintzen berri xeheagoan emango dizkigute, analisi kimikoek Goikoetxeko estalagmiten kolore gorriaren zergatia ulertzen lagunduko diguten bitartean. U/Th bidez espeleotema ezberdinak datatu eta prozesu geologikoak adinean kokatuko dira. Hitz gakoak: estalagmita, betekin siliziklastikoa, paleoingurugiroa, kristal-fabrika, geokimika eta luminiszentzia.
ABSTRACT: The study of the geological evolution of the Goikoetxe Cave has display different sequences of cavity filling. It is possible to differentiate two aloestratigraphic sequences that include both detrital and chemical filling deposits, alternating with erosive events. These sequences allow us to reconstruct the history of the cavity during the course of their training. In relation to the chemical precipitates, have been able to differentiate at least three generations of speleothems, with two stages of the formation of distinct stalagmites: Antuá (tilted stalagmite due to an erosion in the cavity) and Moreno (of vertical development on Antua and so later genesis). From the petrological study of these speleothems, had been differentiated stages of growth by environmental changes. Future analysis using cathodoluminiscence and electron microscope will be possible to establish more accurately the Paleoenvironmental evolution, while the geochemical analysis will determine the reason for the coloration of the stalagmites in this cave. In addition, there will also be dating U/Th in order to know the exact age of diferents geological process. Key words: stalagmite, siliciclastic filling, Paleoenvironment, Crystal fabric, geochemistry and luminescence.
1.- INTRODUCCIÓN. Este informe presenta los resultados preliminares obtenidos por las distintas líneas de trabajo iniciadas entorno a la evolución de su secuencia de relleno y, más concretamente, al estudio de los espeleotemas de la Sala Roja de la cueva de Goikoetxe, valorando principalmente la metodología de trabajo planteada. El marco geológico descrito en la Sala Roja pretende ser el embrión que sirva para fijar algunos pilares geológicos, niveles guía o dataciones que pueden y/o deben ser correlacionados y completados con datos del resto de galerías, con más de 3 km de desarrollo, del sistema kárstico de Malloku. Los datos geológicos que se presentan se integran en las líneas de estudio multidisciplinar planteadas en el Sistema Malloku, estando estrechamente relacionada con la línea de hidrogeología y arqueología.
2.- OBJETIVOS DEL ESTUDIO. El objetivo principal del estudio es conocer la evolución geológica de la cueva a partir de los rasgos geológicos de la galería intermedia, integrando la evolución del sistema kárstico de Goikoetxe y alrededores, con el encajamiento del nivel de base.
La caracterización del endokárst de Goikoetxe, tipo de cavidad (freático/vadoso), la estratigrafía de los procesos registrados en la cavidad, tipos de relleno sedimentario (autóctono o alóctono, de carácter detrítico y/o químico), procesos de sedimentación y vaciados de la cavidad, y la datación de todos estos eventos, es clave para el entendimiento de la dinámica geológica de la cavidad a lo largo del tiempo. El estudio petrográfico de las distintas generaciones de espeleotemas registrados en la cueva de Goikoetxe permite conocer, por otro lado, las condiciones climáticas del entorno de la cavidad durante su formación. La causa de la intensa coloración de los espeleotemas de la Sala Roja, junto a espeleotemas blancos, es abordada a través del estudio geoquímico-mineralógico de los espeleotemas y agua de goteo.
3.- METODOLOGÍA. El estudio geológico llevado a cabo en este trabajo se centra en la estratigrafía del endokarst de la Sala Roja. Los esfuerzos se han dirigido, en su mayoría, a analizar dos estalagmitas y una colada, pertenecientes a tres generaciones distintas de precipitado químico. El objetivo de estos análisis ha sido determinar las condiciones ambientales que dominaban en el entorno y sus fluctuaciones, durante la formación de los espeleotemas.
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SISTEMA MALLOKU (Apraiz-Goikoetxe) Busturia (Bizkaia)
FIGURA 1. Topografía en planta del Sistema kárstiko Malloku, señalando una de las zonas de acceso actual (Goikoetxe korta) y la Sala Roja, marco de nuestro estudio.
Para llevar a cabo este trabajo, se han muestreado dos estalagmitas en la Sala Roja de la Cueva de Goikoetxe: Antuá perteneciente a una primera fase de goteo, y Moreno, perteneciente a una generación posterior. El primer paso del estudio consistió en un análisis en muestra de mano (visu) para caracterizar la morfología y estructura interna del espeleotema y determinar sus características macroscópicas principales. Para ello se realizó un corte longitudinal de la estalagmita con disco de diamante puliendo la muestra con la intención de mejorar la visibilidad del corte realizado. Se extrajo una sección del eje central para el posterior estudio petrográfico mediante láminas delgadas al microscopio óptico. El estudio petrográfico es fundamental debido a que este tipo de depósitos endokársticos son susceptibles de sufrir importantes modificaciones diagenéticas que alteran significativamente los precipitados originales, y por tanto también los resultados que se puedan obtener en el laboratorio. Durante el estudio de los distintos intervalos que conforman el espeleotema, se tuvo en cuenta tanto la mineralogía y petrografía de los cristales principales, como las posibles alteraciones secundarias que pudieran haber sufrido los precipitados originales. La coloración de los espeleotemas puede relacionarse con la presencia de cationes incorporados durante el crecimiento cristalino, aunque también puede deberse a inclusiones de otros minerales y a la presencia de defectos. Con objeto de conocer la mineralogía y composición de los cristales, se han realizado análisis de espectrometría de Fluorescencia de rayos X (XRF). El estudio petrográfico y mineralógico se completará, en trabajos futuros, con el análisis a partir de Microscopio Electrónico de Barrido (SEM), de los servicios generales de la Universidad del País Vasco (UPV/EHU, SGiker) para determinar la composición química de los niveles más representativos.
La Luminiscencia de las estalgamitas y, en especial la catodoluminiscencia y fotoluminiscencia pueden, ayudar a interpretar la composición cristalina, poniendo de manifiesto la existencia de iones activadores o inhibidores o presencia de sales cálcicos relacionados con ácidos hímocos y fúlvicos. Estos estudios serán realizados en los laboratorios de petrología Sedimentaria (UPV/EHU) así como en el CSIC de Barcelona. Una vez concluida la determinación petrográfica, se determinan las zonas más favorables para el establecimiento cronológico. En total se han seleccionado entre 2 a 6 puntos de Antuá y de Moreno, así como de la primera generación de espeleotemas de flujo (colada) para realizar dataciones mediante la técnica de U/Th, en los laboratorios del CSIC de Barcelona, con el fin de localizar en el tiempo los medios y las variaciones ambientales identificadas.
4.- ENDOKARST DE LA SALA ROJA. 4.1.- Estratigrafía de eventos geológicos. La Sala Roja, núcleo del estudio preliminar de la cueva de Goikoetxe, representa la mayoría de los elementos/procesos geológicos identificados en la galería intermedia del sistema kárstico de Malloku (Fig. 1). El nivel intermedio tiene, aproximadamente, un desarrollo de 300m al sur de la entrada “artificial” actual (establo de Goikoetxe). El nivel kárstico intermedio presenta rasgos de disolución predominantemente freáticos, con desarrollo subhorizontal del tubo freático en torno a 50 m sobre el n.m.. Este conducto puede verse afectado por controles estructurales tales como la propia estratificación de la roca, vetas de calcita, diaclasado o fallas, provocando bruscos giros en el desarrollo del conducto y el agrandamiento de la cavidad a fa-
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FIGURA 2. Sección Estratigráfica de la Sala Roja, con la dsitribución espacial de los distintos elementos sedimentarios (sin escala).
vor de dichas discontinuidades. Los techos planos, paralelos a la estratificación y/o a la dirección de la veta de calcita que muestra la Sala Roja sugieren la existencia de una disolución diferencial a favor de la estratificación, quizás acentuada por la existencia de la calcita hidrotermal (no caliza). En las cavidades kársticas, el relleno sedimentario puede ser ordenado en base a varios criterios geológicos: litológicos, morfológicos y estratigráficos, principalmente. En nuestro caso, hemos elegido las Secuencias Aloestratigráficas como modelo para articular y ordenar los distintos depósitos y erosiones registrados en la cueva. Las Secuencias Aloestratigráficas son secuencias que agrupan unidades litoestratigráficas (basadas en la litología de los sedimentos) que están limitadas por sendas discontinuidades erosivas, tanto a techo como a muro. El nivel freático intermedio, y la Sala Roja en concreto, presenta secuencias aloestratigráficas mixtas, formadas por sedimentos tanto detríticos como químicos (espeleotemas), indicativas de procesos de relleno y vaciado de la cavidad. La superficie de erosión que delimita la base de la secuencia es la propia pared de la cavidad.
de potencia: arenas silíceas y gravas (hasta decimétricas) de limolita, lutita, areniscas y nódulos de limonita, que se articulan en secuencias métricas granodecrecientes, evidenciando varias fases de relleno de la cavidad. Atendiendo a la morfología y naturaleza de los sedimentos se infiere un origen alóctono de los sedimentos. Los rasgos sedimentológicos apreciables a simple vista sugieren un transporte fluvial polifásico procedente del exterior de la cavidad kárstica, probablemente de la Formación Supraurgoniana que aflora al E de Aitzbiribil, que llegó a colmatar casi la totalidad de la cavidad freática, alcanzando el techo, en algunos puntos, y dejando una zona muy reducida, en otros. La actividad del río pudo corresponder con: · La etapa freática activa “última” de la propia formación de la galería (nivel de base), pasando así de una fase freática netamente erosiva a una fase menos energética con depósito de la carga sedimentaria de fondo que llevaba el río subterráneo. · Una etapa de reactivación e inundación de la galería, ya en una etapa vadosa posterior a la formación de la galería (freática).
1ª SECUENCIA ALOESTRATICAFICA.
La galería freática intermedia, a lo largo de su recorrido y fundamentalmente en la Sala Roja (Fig. 2), está fosilizada por sedimentos detríticos de naturaleza siliciclástica de hasta 5 m
Observando la extensión de éstos depósitos a lo largo de la galería intermedia, el tamaño de cantos que transportaba el flujo y el carácter polifásico, parece más propio decantarse sobre la hipótesis freática con recarga alogénica (Fig. 3).
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Recarga autigénica
Recarga alogenética
Recarga difusa
FIGURA 3. Distintos tipos de recarga kárstica, donde la recarga alogénica parece encajar con el modelo de Malloku (modificado de Palmer, 1964).
La secuencia detrítica culmina con el desarrollo de una colada flowstone-1 (autóctona) de precipitado de carbonato subhorizontal de 40 a 67 cm de potencia, muy compacta (Fig. 4). La estructura interna alberga una alternancia de crecimientos verticales de calcita sobre calcita laminada paralela más pura. El desarrollo de esta colada nos indica:
flujo laminar (de agua) de baja energía o agua estancada, evidenciando el descenso o bien del nivel de base o del caudal hídrico del entorno (¿Aridez climática?). Esta secuencia finaliza con formas de goteo (estalagmitas), por filtración (recarga autigénica) y pequeñas inundaciones. 2ª SECUENCIA ALOESTRATICAFICA.
· El descenso del caudal hídrico (cese de la capacidad tractiva) con a) momentos de flujo laminar de agua, de baja energía, y formación de espeleotemas y b) momentos de “encharcamiento”, no circulación de agua y formación de espeleotemas subacuáticos. El color crema que muetra la colada es debido a la contaminación arcillosa que presenta. · La costra, de desarrollo básicamente subhorizontal, nos indica la cota aproximada de máximo relleno sedimentarioa lo largo de todo el conducto (nivel intermedio), llegando casi a alcanzar el propio techo en algunos sectores de la galería. · La formación de este precipitado de CaCO3 es también, la causa de la cementación parcial de la parte superior del relleno detrítico fluvio-kárstico. El desarrollo de esta colada está relacionada con el abandono del curso fluvial por descenso del nivel de base o descenso del caudal hídrico (¿aridez del clima?). Sobre la colada se observa un discreto nivel de cantos siliciclásticos, a modo de lags residuales (idénticos en naturaleza a lo infrayacentes) que evidencian pequeñas reactivaciones del caudal hídrico vadoso (capacidad de transporte) relacionados con posibles inundaciones. En definitiva, esta primera secuencia aloestratigráfica es el reflejo sedimentario de condiciones energéticas decrecientes. Tuvo su inicio con la erosión/formación de la galería intermedia en condiciones freáticas, seguido por el depósito de la carga tractiva alogénica del río en condiciones freatico-vadosas, y formación de la colada (flowstone-1) bajo condiciones de
Una fase de reactivación de la cueva provoca la erosión y vaciado del relleno sedimentario previamente descrito y la fracturación de algunas estalagmitas, dejando una estratigrafía relicta en el márgen E de la sala (Fig. 5), con una secuencia detrítica siliciclásticca en la base y colada flowstone-1 a techo. Cabe destacar el carácter netamente erosivo de este proceso, sin ningún depósito detrítico importante asociado a él. Ello nos hace pensar sobre una confluencia de factores, tales como: · Una importante entrada de agua vadosa y/o debido a un ascenso puntual del nivel freático, capáz de disolver (Fig. 5a) y fracturar la colada flowstone-1 y “evacuar” hasta la fracción más gruesa del relleno (elevada energía del flujo). · Favorecida por la disgregación del propio sedimento detrítico no-cohesivo. Los rasgos de erosión por disolución que presenta la colada nos atestigua la presencia de agua en esas cotas, indicando un ascenso importante del nivel del agua por incremento del caudal y erosión (vaciado) a lo largo de toda la galería intermedia (no solamente la Sala Roja) (¿Grandes deshielos?). Sobre esta superficie de erosión se desarrolla la segunda generación de espeleotemas, de carácter netamente vadoso. Por un lado, la colada en “cascada” de la pared oeste (flujo laminar Flowstone-2) que tapiza el paleorelieve generado por la erosión (color blanco) y la primera generación de estalagmitas de goteo, y color rojo (Fig. 6) al menos en el sector E de la sala Roja.
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FIGURA 4. a) Colada flowstone sobre la serie detrítica siliciclástica, cortadas por la superficie de erosión. b) Colada flowstone in situ, con estalagmitas decimétricas sobre ella (¿primera o segunda generación?) marcando la cota máxima de colamtación de la sala Roja (y la galería).
a
b
FIGURA 5. a) Colada flowstone-1 que cementa la serie siliciclástica infrayacente, con rasgos de disolución. b) Estratigrafía relicta de la serie detrítica siliciclástica fosiliza por la colada.).
La colada o flowstone-2 destaca por su carácter localizado en el espacio de la sala (preferentemente el lado oeste de la sala), tapizando el paleorelieve erosivo y por estar, incluso en el punto más alto, 2 m por debajo de la colada o flowstone-1. Su potencia varía en la lateral, siendo más potente en la pared oeste (salida de agua?) con más de 0.5 m de desarrollo, decimétrico en el suelo actual de la Sala Roja y desapareciendo, prácticamente, sobre el paleorelieve arenoso-siliciclástico. De forma coetánea continuó y proliferó la formación de estalagmitas de goteo, la mayoría de color miel-caramelo, proceso que se prolonga hasta la actualidad. Sin embargo, este
proceso de formación de estalagmitas se vió interrumpido bruscamente: la creación de una cavidad localizada, no por erosión sino por fracturación, en la entrada de la Sala Roja provocó, a su vez, la fracturación de algunas estalagmitas, de la segunda colada o flowstone-2 y el basculamiento /deslizamiento, de hasta 45º, de grandes bloques métricos de la primera colada o flowstone-1 con sus estalagmitas suprayacentes (pre-ruptura) sobre las paredes del colapso, incluso por debajo del suelo actual de la sala Roja (Fig. 6). Esta “inestabilidad”, sin embargo, no provocó ningún cambio en la dinámica de crecimiento de formas de goteo, creciendo sobre los bloques basculados nuevas estalagmitas (post-rup-
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FIGURA 6. a) Colada o flowstone-2 en el suelo actual de la Sala Roja. b) Estalagmitas de la fase pre-ruptura (basculadas) y post-ruptura (creciendo en la vertical) sobre el fragmento de flowstone-1 deslizado y basculado c) Bloque de colada o Flowstone-1, basculado, por debajo (en cota) de la colada Flowstone-2 y fosilizando la cicatriz de fractura (por colapso?) de la Flowstone-2.
tura). Estos rasgos sugieren, por tanto, un colapso instantáneo de la base del conducto de tipo gravitacional, quizás por pasar de concidiones freáticas a vadosas el piso inferior del karst. La estalagmita Antuá, pertene a la generación de estalagmitas “pre-ruptura” y está tomada de un bloque basculado y fosilizado por estalagmitas “post-fractura”. Todas las estalagmitas pertenecientes, claramente, a esta fase tienen una longitud entre 30-40 cm y un diámetro de de 6-10 cm en la base y de 6 cm en la parte superior. Respecto al color de este espeleotema, se puede apreciar que hay una variación desde el extremo hacia el centro aumentando la intensidad del color rojizo. Esta diferencia se debe a que en el borde se visualizan notablemente las líneas de crecimiento.
Sobre estos mismos bloques basculados así como sobre el paleorelieve crece una segunda generación de espeleotemas (“post-ruptura”) con claro predominio de las formas de goteo (estalactitas, fístulas, banderas y estalagmitas), la mayoría de color rojizo (alguna blanca). Se distinguen distintas familias de estalagmitas por tamaño y forma (Fig. 7): a) Estalagmitas y columnas de más de 5 m creciendo sobre el “suelo” excavado (pre y/o post ruptura). b) Estalagmitas de más de 2 m de longitud y en forma de cactus (pre y/o post ruptura). c) Estalagmitas cilíndricas de entre 1 m y 1.5 m (post-ruptura). d) Estalagmitas troncocónicas de órden decimétrico (30-40 cm, post-ruptura).
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FIGURA 7. a) distintas familias de estalagmitas, algunas creciendo sobre fragmentos de la colada. b) Estalagmita ramificada en forma de “cactus”. c) Estalagmita Moreno, correspondiente a la familia de estalagmitas de órden decimétrico.
FIGURA 8. Estalagmita Moreno, con los tres tramos de crecimiento diferenciados en muestra de mano.
Además de las formas de goteo, también se observan crecimientos laminados finos de tipo colada que recubren las cicatrices erosivas anteriormente mencionadas, asociados a flujos laminares de baja energía relacionados con el propio goteo de agua. La estalagmita Moreno corresponde a la fase de formación “post-ruptura”. Presenta una morfología prácticamente cilíndrica, con una longitud de 43 cm. y un diámetro de entre 6 y 9,5 cm., en la que se aprecia un único punto de goteo. En su base se observa un nivel de arcillas que se corresponde con el sedimento detrítico de la cavidad. Por encima de éstas, comienza la precipitación de carbonatos cementando la superficie.
En general predomina una coloración rojizo-acaramelada, y a lo largo de todo su eje se aprecia claramente una alternancia claroscura en la tonalidad de los niveles de crecimiento. En base a la textura, tasa de crecimiento y/o rupturas sedimentarias apreciadas, dentro de la estalagmita se observan tres tramos bien diferenciados: El tramo basal (Fig. 8 [1]) se caracteriza por presentar una precipitación homogénea del carbonato a lo largo de unos 10 cm y aparentemente mantiene una tonalidad algo más clara que el resto de la estalagmita. El tramo intermedio (Fig. 8 [2]) abarca alrededor de 27 cm y, al contrario que el tramo basal, se caracteriza por presentar ni-
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veles acaramelados alternando rítmicamente con otros de apariencia más opaca, cuyas potencias oscilan en torno a 1 cm.
GK 03
GK 05
El tramo superior (Fig. 8 [3]), de unos 5 cm, sigue caracterizado por la presencia de una ritmicidad en sus niveles, a diferencia respecto a tramo intermedio, de que la frecuencia de esta ritmicidad se vuelve mayor, presentando laminaciones de unos 0.2 cm de grosor. 4.2.- La datación de eventos. La datación tiene como objeto fechar y ordenar en el tiempo los distintos eventos geológicos diferenciados dentro de la Sala Roja. Las dataciones radiométricas mediante las series de desintegración del Uranio (230Th/234U) permite fechar de forma precisa muestras carbonatadas con edades comprendidas entre los 5000 y los 350000 años antes de la actualidad. Para ello, se sigue un sofisticado protocolo químico por el cual se disuelve la muestra y se separa, mediante resinas de intercambio iónico, el Uranio y el torio presente. La cuantificación de los diferentes isótopos de ambos elementos químicos se realiza por espectrometría alfa y el cálculo de la edad de la muestras se lleva a cabo mediante un programa informático. El método se basa en el diferente comportamiento geoquímico del uranio y del torio. En el momento de la precipitación del carbonato de la muestra se incorpora el uranio al precipitado mientras que el torio permanece en disolución. En ese preciso momento, se cierra el 'reloj atómico' y la edad de la muestra es cero. Con el paso del tiempo, el isótopo del uranio 234U se desintegra de forma espontánea y se transforma a 230Th, y emite una partícula alfa (un núcleo de He con masa 4 y número atómico 2). Esta transformación sigue la ley de decaimiento radioactivo (ley exponencial negativa) donde la constante de desintegración del uranio es de 245500 años. Es decir, con el paso del tiempo, disminuye la cantidad de 234U y aumenta la de 230Th. Así pues, la determinación precisa de los diferentes radioisótopos y la ley de decaimiento radioactivo permite calcular el tiempo transcurrido desde el cierre del 'reloj atómico' y, por tanto, determinar la edad de la muestra. A tenor de la estratigrafía establecida en la Sala Roja de Goikoetxe, los principales eventos a datar son:
· El final del relleno tractivo fluvio-kárstico y el inicio de la formación de la colada-1 (flujo laminar de baja energía y/o agua estancada).
· El inicio de la primera generación de las formas de go-
teo (pre-ruptura), y la primera evidencia de precipitados de color rojo-miel (Antuá).
· Erosión y formación de la 2ª generación de estalagmitas, (postruptura) en este caso, también de color rojo-miel (Moreno).
Moreno a
Moreno d
FIGURA 9. Muestras de la colada Flowstone-1 (Gk 03 y Gk 05), de la estalagmita de la primera generación (Antuá a y Antuá d) y de la estalamita de la segunda generación (Moreno a y Moreno d), enviadas para su datación en base a su contenido en U/Th.
El muestreo llevado a cabo para tal cometido, se ha centrado en (Fig. 9): 1) La colada-1: base (Gk 03) y techo (Gk 05) del flowstone de 40 a 67 cm de potencia, muestreado sobre uno de los bloques basculados. 2) Primera generación de estalagmitas (Pre-ruptura): la muestra Antúa, de 35 cm de longitud, actuamente inactiva, está situada encima del bloque de flowstone (muestras anteriores) desgajado, y basculada 45º junto con el bloque. Para la datación de U/Th han sido enviados dos fragmentos:
· de la base (Antuá 1a, 0-8 cm desde la base) · el superior (Antuá 1d, del centímetro 20 al 35). 3) Segunda generación de estalagmitas (Pre-ruptura): la estalagmita Moreno de 43 cm de longitud, con una coloración intensa, ha sido muestreada a base (Moreno d ) y techo (Moreno a) para su datación. Localizada en la zona más baja de la Sala Roja, representa la última fase de formación de estalagmitas. Las muestras se están estudiando en el labortario del Instituto de Ciencias de la Tierra de Jaume Almera (CSIC), y podremos disponer de los resultado entre los meses de FebreroMarzo.
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FIGURA 10. Estalagmita Antuá con la localización de las láminas delgadas para su posterior estidio petrográfico.
5.- PALEOCLIMA A PARTIR DE ESTALAGMITAS. Los espeleotemas son depósitos secundarios formados por la precipitación química de carbonato cálcico (CaCO3) en cuevas. La desgasificación del CO2 del agua de infiltración al llegar a la cueva provoca que precipite el carbonato cálcico que lleva en disolución. El modelo de circulación de la gota de agua, tanto en la superficie como a través de la roca, juega un papel crucial en la formación del espeleotema. Cuanto más largo sea el tiempo de residencia del agua en la roca, mayor será el contenido de carbonato disuelto en agua, aumentando la cantidad de calcita que precipite cuando ésta entra en la cavidad. Las cavidades bien aireadas tienden a tener una atmosfera de cueva con baja presión de CO2, lo que provoca que haya más desgasificación y, por tanto, mayor tasa de precipitación de calcita. La tasa de crecimiento de los espeleotemas está en función de la tasa de goteo, concentración de calcio, el grosor de la película que recubre el espeleotema y la temperatura de la cueva, entre otros factores. Según Martín-Chivelet et al (2004), el potencial de los espeleotemas en el campo de la reconstrucción paleoclimática viene determinado por múltiples aspectos: 1) Reflejan los cambios ambientales del exterior de la cueva a través de las variaciones de textura en su estructura interna. 2) Son sensibles al cambio climático en lapsos anuales e incluso décadas, pero no a eventos de tipo meteorológico, debido a su fuerte inercia térmica e hidrológica.
3) Pueden ser datados con alta precisión mediante técnicas radiométricas (230Th/234U) para ubicar la información paleoclimática en un marco temporal concreto. 4) Su resolución puede llegar a ser incluso anual, siendo así muy superior a la del resto de indicadores paleoclimáticos. 5.1.- Fábrica de calcita y crecimineto de cristales. Las estalagmitas están compuestas principalmente por cristales de calcita, cuyo eje-c cristalográfico se orienta generalmente perpendicular a la superficie de crecimiento. El hábito cristalino (acicular, fibroso o columnar) y la relación entre los diferentes cristales (en abanico, palisade o coalescente) da lugar a distintas fábricas cristalinas. Trabajos de Frisia et al. (2000-2002) y Frisia & Borsato (2010), entre otros, han demostrado la estrecha relación existente entre la fábrica cristalina de la estalagmita y las condiciones de formación:
· Fábrica calcítica columnar y ausencia de láminas micríticas. Estos rasgos indican condiciones de velocidad de goteo uniforme, con un grado de saturación en calcita bajo (una relación molar de Mg/Ca superior a 0,3) pero constante (entre 0,1 y 0,3 ml/min, Frisia et al., 2000), y ambiente húmedo.
· La fábrica dendrítica, indica condiciones de sobresatura-
ción similares a las de la calcita columnar (o sensiblemente superior) pero en condiciones variables de goteo. En algunos casos, el goteo puede cesar durante varios meses, coincidiendo con períodos secos (Frisia y Borsato, 2010).
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FIGURA 11. Detalles al microscopio de la estalagmita Antuá: en azul, distintas líneas de crecimiento y en rojo fábrica cristalina de la calcita (cristales palisade y columnar, fundamentalmente) .
· Fábrica cristalina acicular (en abanico). Estos rasgos se co-
rresponden con periodos de no-goteo (períodos prolongados de desgasificación y posible efecto de la evaporación) o un goteo extremadamente lento y alta sobresaturación de soluto (Frisia et al., 2002).
Si el agua de inundación o infiltración arrastra partículas pedogénicas a través de las fisuras y/o porosidad de la roca, algunas de éstas descansan sobre la terminación cristalina mientras que otras pueden ocupar el espacio intercristalino (intercristallite). La competencia por el espacio en la superficie de crecimiento de la estalagmita es muy elevada en eventos de inundación de cuevas, donde partículas de distinta naturaleza (filosilicatos, cuarzo, feldespatos, etc.) son introducidos al sistema. Esta contaminación crea el potencial para que se produzca la “fábrica de crecimiento competitivo”: cristales que decrecen en número y aumentan en la perfección cristalográfica hacia la dirección de crecimiento del cristal.
Con el objeto de observar estas diferencias de fábrica cristalina en las estalagmitas de la Sala Roja e inferir cambios ambientales de la cueva (tasa de goteo, grado de saturación en calcita o inundaciones) se han realizado láminas delgadas de la colada Flowstone-1, y de las estalagmitas Antuá (Generación 1, pre-ruptura) y Moreno (Generación 2, post-ruptura).
· La colada o Flowstone-1 se caracteriza por presentar una
·
potencia que oscila alrededor del medio metro, una laminación interna compacta paralela, irregular, con distintas fábricas cristalinas como: cristales aciculares en abanico, con crecimiento “coraliforme”, indicativos de crecimientos subacuáticos en agua encharcada (gours) o cristales columnares primarios con crecimiento perpendicular, a partir de un flujo laminar de baja energía. En la muestra Antuá (Fig. 10), de 35,8cm de longitud, diámetro basal de 8,5 cm en la base y de 6 cm en la parte superior, se han realizado 19 muestras (de la A Q) alternando en las dos caras del corte de la estalagmita, para poder correlacionar la secuencia de láminas delgadas y
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FIGURA 12. Detalles al microscopio de las distintos rasgos de crecimiento de la calcita de la estalagmita Moreno.
poder observar la mayor superficie posible de esta. Observando la pieza en su conjunto se aprecia un crecimiento cristalino relativamente homogeneo, aunque son apreciables 5 fases de crecimiento, siendo éstas más notorias en la parte inferior del espeleotema. Al microscopio estas marcadas líneas de crecimiento contienen partículas de cuarzo detrítico concentradas (Fig. 11). Él cuarzo es de origen alóctono, por lo que se relaciona con un proceso de inundación de la cavidad con aporte alóctono o resedimentación del registro siliciclástico infrayacente. Las líneas de crecimiento, en general, no influyen en el desarrollo de los cristales puesto que el crecimiento de éstas es continuo. Destaca el gran tamaño de los cristales columnares de la muestra (tamaño medio de 6 cm), con una fábrica en abanico, ya que los del centro son verticales y se van inclinando progresivamente hacia el borde. En base a la ausencia de aportes detríticos se puede concluir que las distintas fases de crecimiento son debidas a cambios en el ambiente de goteo, ocasionado por cambios climáticos, cambios en la vegetación o cambios en las condiciones de la cavidad. En la segunda mitad de la estalagmita el aporte detrítico es nulo y, por tanto, las diferentes fases de crecimiento apenas se aprecian.
·
El comienzo del desarrollo de la estalagmita Moreno se caracteriza por la presencia de una primera fase de crecimiento de cristales en mosaico, de pequeño tamaño, sobre los que se desarrollan cristales prismáticos, homométricos y de extinción plana que se disponen prácticamente de forma paralela unos a otros en idénticas orientaciones cristalográficas (Fig. 12a). Estos cristales columnares presentan entre sí contactos irregulares y se desarrollan perpendicularmente a las líneas de crecimiento del espeleotema, aumentando su tamaño según avanza su desarrollo (Fig. 12b-e).
Este tipo de fábrica permanece constante a lo largo de toda la estalagmita, sin que pueda observarse la presencia de micrita. De la homogeneidad observada en la textura, y la ausencia de líneas de crecimiento al microscopio óptico, se deduce una tasa de crecimiento relativamente constate durante su formación, sin una marcada estacionalidad reflejada en el caudal hídrico. Aunque en algún sector del tramo intermedio, pueden reconocerse algunos cristales columnares que incluyen fantasmas de una fábrica anterior relicta (Fig. 12g), en general no se aprecian rasgos de diagénesis, aunque sí de corrosión, patente por la abundante porosidad a lo largo del espeleotema (Fig. 12h).
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Espeleotema
Color
Muestra
SiO2
Al2O3
MgO
CaO
Na2O
K2O
TiO2
P2O5
Fe
Mn
Sr
Zuri
blanca
GkZu01 Gk01a1 Gk01a2
-
56,10 56,40
-
incolora miel
0,06 -
0,02
tubular tubular
0,09 -
406 357
-
32 12
Moreno Moreno
miel miel
GkMo01 GkMo02
-
-
56,05 56,08
-
0,0083 0,0166
-
-
0,0076 0,0018
0,0147 0,0025
385 357
-
10 36
Antua Antua Gorri
miel miel rojiza
GkAn01 GkAn02 GkGo2.01
0,01
-
56,43 56,00
-
0,0055 0,0044
-
-
357 392
-
37 28
-
-
56,48 55,25
-
0,0028 0,0045
-
0,32 -
0,0031 0,0011 0,006 0,0003
0,0039 0,0034
364 357
-
22 46
Familiakoa
rojiza
Fam3.01
-
-
-
55,86
-
-
0,0009
0,01
420
-
-
datos en %wt; Fe y Sr en ppm
Análisis. WDXRF
TABLA 1. Análisis composicional por Fluorescencia de Rayos X de las distintas muestras de espeleotema de la Sala Roja (Goikoetxe).
5.2.- Mineralogía y geoquímica de los espeleotemas. La caracterítica más distintiva de los espeleotemas de la Sala Roja es la convivencia de formaciones coloreadas (color miel a ligeramente rojizo) con otras estalagmitas blancas o incluso delgadas estalactitas tubulares incoloras. La coloración de los espeleotemas puede relacionarse con la presencia de cationes incorporados durante el crecimiento cristalino, aunque también puede deberse a inclusiones de otros minerales y a la presencia de defectos. La presencia de cantos de óxidos de hierro en la secuencia detrítica, así como en la Formación geológica de cabecera del karst induce a asignar al Fe el origen de la coloración de ciertas formaciones carbonatadas de la cueva, si bien este extremo debe ser comprobado. Con este fin, se han seleccionado 9 muestras de estalagmitas (Moreno, Antuá, Gorri, Zuri) y estalactitas tubulares de Goikoetxe y otra rojiza de la cueva cercana Familiakoa. Todos los espeleotemas son de calcita muy pura en las que no se acierta a ver diferencias en el contenido en Fe entre las formaciones blanca/incoloras y las de color miel (tabla 1). El rango de variación en Fe de los espeleotemas coloreados (357 a 420 ppm Fe) coincide con el de las incoloras, y apenas aparecen elementos que denoten la presencia de fases detríticas (Si, Al, K…). Si la diferencia estriba en el contenido en Fe, la técnica aplicada (espectrometría de Fluorescencia de rayos X, XRF) no es lo suficientemente sensible como para determinar cuantitativamente las diferencias. Con respecto al agua de goteo, con fechas de 5, 12, 26 de noviembre y 4 de diciembre de 2011 se han recogido muestras de goteo de la Sala Roja, filtrando a 0,45 y 0,20 μm. La proporción de material particulado >0,2 μm es variable a lo largo de los días de muestreo. En general se observan partículas de tamaño arcilla hasta limo, y de arena muy fina a fina en los filtros de la jornada del 5 de noviembre, caracterizada
por un episodio de lluvias muy intenso. El día 26 se ha recogido la mayor cantidad de material particulado >0,2 μm. El pequeño tamaño de partícula sólo permite una identificación por el color y morfología de las partículas, que consisten en granos, a veces traslúcidos de color blanco y marrón claro y de forma muy anecdótica oscuro/negro. Alguna partícula tiene forma planar. También se observan crecimientos ramificados que pueden consistir en desarrollos de microorganismos en el filtro tras su uso. La determinación semicuantitativa mediante XRF de la composición elemental de los filtros muestra contenidos marcadamente mayores en Si, Al, K, Ca y a veces en Fe, que interpretamos como resultado de la presencia de micropartículas de cuarzo, filosilicatos, carbonatos y en menor medida fases que contienen Fe (posiblemente hematites, goethita), similares a la composición mineralógica de los sedimentos más gruesos que rellenan la cavidad. Por tanto, las aguas que alimentan el crecimiento de las estalagmitas de la Sala Roja transportan principalmente partículas desde 0,2 hasta las 200μm, de forma variable según el día de muestreo, incorporadas en su circulación difusa por la red de fracturas de la cueva. No tenemos por ahora datos de goteo en espeleotemas incoloros que permitan valorar su influencia en la coloración. 5.3.- Luminiscencia (trabajo en su inicio). Muchos minerales emiten radiación característica, conocida como luminiscencia, cuando son irradiados por una fuente de energía. Las emisiones se producen normalmente en el rango visible; sin embargo, también existen emisiones ultravioletas (UV) y de infrarrojo (IR).
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FIGURA 13. Estalagmita Moreno. a) Luminiscencia UV de la estalagmita (40 ms) con ciclicidad claro-oscuro, de distinto rango. b) Aspecto y color de la estalagmita pulida, con luz natural.
La luminiscencia tiene distintos nombres dependiendo de la fuente de excitación utilizada: rayos-X produce radioluminiscencia; el bombardeo con electrones de alta energía produce catodoluminiscencia (CL) y el uso de radiación UV de alta energía genera fotoluminiscencia. La luminiscencia emitida por los minerales deja ver zonaciones, asociadas al crecimiento del mineral, que no son visibles de otra manera. Esta luminiscencia puede depender de diversos factores. Por ejemplo, al formarse los cristales de calcita o aragonito, el quimismo del agua puede ir fluctuando por causas ambientales y/o aporte de impurezas, quedando éstas incorporadas en el cristal. Estas impurezas provocan defectos en el cristal que pueden absorber parte de la energía aplicada sobre ellos y emitir fotones ópticos. Entre los iones “activadores” de la luminiscencia, en el caso del carbonato está el Mn2+, que puede sustituir al Ca2+ y Mg2+. Algunas impurezas iónicas no tienen un comportamiento “activador”, pero tienen la capacidad de absorber energía y transmitirla a los iones activadores y tienen por tanto la función de co-activadores (sensibilizadores o “sensitizers”). La luminiscencia del Mn2+ puede ser provocada por la presencia de Pb2+, por ejemplo. Otros iones, por el contrario, inhiben la luminiscencia atrapando parte o la totalidad de la energía absorbida por el ión activador: Fe3+, Fe2+, Co2+, Ni2+ por ejemplo. Como norma general, el comportamiento de un
ion concreto depende, en parte, del mineral en el que se encuentre y la concentración del mismo. A) CATODOLUMINISCENCIA (CL).
La Catodoluminiscencia se refiere a la emisión de luz visible (y UV) por el mineral cuando éste es sometido a un bombardeo con electrones, donde el “cátodo” es la fuente de electrones. Las características luminiscentes de la calcita están controladas por la relativa abundancia del Mn2+, iones trivalentes de REE, ambos activadores y la presencia de Fe2+, principal inhibidor del proceso. Por tanto, la intensidad de la catodoluminiscencia dependerá de la relación Fe/Mn y no de la concentración absoluta de cada catión. El aragonito no presenta las mismas propiedades CL que la calcita, aunque la composición química elemental sea igual. Por ejemplo, la presencia de iones Mn2+ provoca CL de color verde-amarillo, mientras que en la calcita el color es rojizo (Shopov, 2004). En el caso de los espeleotemas, si la calcita es limpia y pura, al tener muy baja proporción de Mn2+ presentan muy baja o nula luminiscencia. En las estalagmitas de la Sala Roja es previsible este comportamiento dada su pureza, aún así la CL po-
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dría detectar las posibles entradas de partículas derivadas de los suelos superiores por infiltración (micropartículas >0,2 μm –apartado 5.2– junto con el agua de goteo) o por episodios de inundación de la sala, y/o posibles variaciones en la concentración del Fe2+. B) LUMINISCENCIA UV.
La presencia de materia orgánica es muy frecuente en la mayoría de los carbonatos, y se incorpora en proporciones muy bajas (trazas), ya sea entre o dentro de los cristales minerales (Ramseyer et al., 1997). En espeleotemas (y otros precipitados de carbonato predominantemente inorgánico) los compuestos orgánicos se encuentran entre los cristales o dentro de los poros pequeños (30-150 nm) de la estructura de cristalina, lo que indica que se derivan de la capa de agua presente durante la precipitación de la calcita (Ramseyer et al., 1997). Hay cuatro mecanismos por los cuales la materia orgánica puede incorporarse a los espeleotemas: a través del aire, agua, transporte de fauna, y la producción autóctona. Las sales cálcicas de los ácidos fúlvicos y húmicos, derivados de los suelos e incorporados en las estalagmitas, pueden ser detectados mediante irradiación con luz UV (Párrette et al. 2005), al igual que la materia orgánica (Shopov et al., 1994). La aparición de estas sustancias, o la luminiscencia emitida, pueden ser utilizadas como indicadores de la productividad
del suelo suprayacente y de la cobertera vegetal y, por tanto, como indicador paleoclimático. A tenor de los trabajos de Shopov (1994, 2004) el bandeado observable en espeleotemas puede llegar a ser anual. Pero antes de usar la luminiscencia de las estalagmitas (Fig. 13) como indicadores paleoambientales, hay que asegurarse de que ésta es debida exclusivamente a la presencia orgánica (distintas sales derivadas de ácidos húmicos y fúlvicos o moléculas orgánicas) y, por tanto, es necesario comparar con los datos de la catodoluminiscencia (origen inorgánico) y análisis químicos.
AGRADECIMIENTOS. Los autores agradecen a la Unión de espeleólogos Vasco, por toda la ayuda personal y gráfica prestada y, en especial, a Gotzon Aranzabal, Javi Moreno y Antuá. Agradecemos también el apoyo técnico y humano de los SGIker (UPV/EHU, MICINN, GV/EJ, FEDER y FSE). Este trabajo es una contribución del Aranzadi-Geo-Q en colaboración con el dpto. de Mineralogía y Petrología de la UPV/EHU.
X
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La Sala roja.
GalerĂa de la miel.
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Aproximación al registro paleoambiental de la Cueva de Goikoetxe (Busturia): Evidencias sedimentarias y paleontológicas J.M. EDESO1; G. ARANZABAL2; J.C. LÓPEZ QUINTANA3; A. GUENAGA3; J.C. ZALLO3; P. CASTAÑOS4; J. CASTAÑOS6; Z. SAN PEDRO5; X. MURELAGA6; T. TORRES7; J.E. ORTIZ.7, P.J. URIBARRI2; I. BASTERRETXEA2; A. GARCÍA8; R. GUTIÉRREZ8 (1)
Dpto. de Ingeniería Minera y Metalúrgica, y Ciencias de los Materiales (UPV-EHU). C/ Nieves Cano, 12. 01006 Vitoria-Gasteiz. e-mail: josemiguel.edeso@ehu.es (Tfno.: 945-013229).
(2)
ADES (Asociación Deportiva Espeleológica Saguzarrak). Gernika-Lumo.
(3)
AGIRI Arkeologia Elkartea (Gernika-Lumo) y Círculo de Estratigrafía Analítica (Gasteiz).
(4)
GEO-Q. Aranzadi Zientzi Elkartea. Leioa.
(5)
Euskal Museoa – Bilbao – Museo Vasco.
(6)
Dpto. de Estratigrafía y Paleontología, Facultad de Ciencia y Tecnología (UPV-EHU, Leioa).
(7)
Laboratorio de Estratigrafía Biomolecular. Escuela Superior de Ingenieros de Minas (Madrid).
(8)
GAES (Grupo de Actividades Espeleológicas Subterráneas). Bilbo.
RESUMEN: Se presenta un avance de la primera fase (2011) del proyecto de investigación pluridisciplinar “Estudio paleoambiental de la cueva de Goikoetxe-sistema Malloku (Busturia, Bizkaia)”. El objetivo es el estudio de la evolución cronológica y paleoambiental de la cavidad a través del registro sedimentológico y paleontológico.
LABURPENA: Diziplina anitzeko “Goikoetxeko haitzuloaren-Malloku sistemaren (Busturia, Bizkaia) azterlan paleo-anbientala” ikerketa proiektuaren lehen fasearen (2011) aurrerapena aurkezten da. Helburua, haitzuloaren bilakaera kronologikoaren eta paleo-anbientalaren azterlana egitea da, sedimentu- eta paleontologia-erregistroaren bitartez.
ABSTRACT: Presentation of a preview of the first phase (2011) of the multidisciplinary research project, "Palaeoenvironmental Study of the Goikoetxe cave-Malloku system (Busturia, Bizkaia)". The goal is to study the chronological and palaeoenvironmental evolution of the cave through sediment and paleontological records.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua Aproximación al registro paleoambiental de la Cueva de Goikoetxe (Busturia): Evidencias sedimentarias y paleontológicas
FIGURA 1: Ubicación de las cuevas de Goikoetxe (GOK) y Atxagakoa (ATG), sobre modelo digital de elevaciones de la cuenca de Urdaibai (elaborado por A. Díez Castillo).
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1.- EL SISTEMA KÁRSTICO MALLOKUGOIKOETXE. El sistema kárstico Malloku-Goikoetxe forma parte de la Unidad de Santa Eufemia-Ereñozar, dentro de la cual se inserta la subunidad Peña Forua-Murueta (Figura 1) (Aranzabal y Maeztu, en este volumen). Todo el conjunto se desarrolla sobre la lentilla urgoniana de Muruetako Atxa, la cual se extiende desde el Arroyo Sollube (San Cristóbal) hasta el Arroyo Olaetacaserío Urdaibai. Tiene una longitud aproximada de 3,625 kilómetros oscilando su anchura máxima en torno a los 860 metros, lo que arroja una superficie de 3,1175 km2. 1.1.- Marco geológico. Litológicamente, forma parte del complejo urgoniano configurando una banda de dirección general NO-SE que se dispone paralela al estuario de Gernika-Mundaka. Los materiales más antiguos afloran en el sector oriental y occidental de la lentilla, estando constituidos por margas arenosas con algunos niveles de caliza (se sitúan en la base del paquete). En el sector oriental se observa una delgada banda de calizas impuras, integrada por una alternancia irregular de calizas y margas en estratos centi-decimétricos. El resto del lentejón (abarca la mayor parte del afloramiento) está constituido por calizas estratificadas en bancos decimétricos o métricos con corales y rudistas y por calizas masivas con rudistas y corales sin estructura interna y con escasa o nula contaminación terrígena. Hacia el Oeste la lentilla se pone en contacto con los materiales de la formación Deba, la cual está integrada por un conjunto de sedimentos detríticos, muy potente, monótono y continuo, formado por una alternancia de areniscas y lutitas. Se disponen en bancos de tamaño centi-decimétrico (localmente métricos), siendo frecuentes los horizontes ferruginizados, así como los nódulos de pirita oxidados y descompuestos, lo que explica la presencia de diversos minerales de hierro en el interior de la cavidad. En el sector occidental de la depresión de Malloku, en la semidepresión de Goikoetxe-Apraiz y en los alrededores de San Cristóbal, se localizan diversos depósitos coluviales cuya génesis parece relacionarse con los eventos fríos del Pleistoceno Superior (sistemas morfoclimáticos y morfogenéticos periglaciares). Los depósitos de mayor entidad se relacionan con coladas de bloques y lóbulos de gelifluxión y/o solifluxión, mientras que el resto se vinculan con acumulaciones residuales y arrastres torrenciales o de arroyada. Todo el conjunto urgoniano está afectado por dos fracturas longitudinales de dirección NNO-SSE. La primera se define como una falla inversa que se dispone en el contacto entre los materiales urgonianos y la formación Deba. La segunda, paralela a la anterior, compartimenta el conjunto urgoniano
en dos subconjuntos de diferente tamaño. Ortogonal y subperpendicularmente se disponen una serie de fracturas secundarias pero de gran interés para el desarrollo de los procesos de karstificación. Concretamente, en la intersección de una de estas fracturas con una de las principales, se abre el sumidero de Malloku y coincidiendo con otra de estas fracturas se localiza la entrada de Goikoetxe Korta. 1.2.- Marco topográfico y geomorfológico. Desde un punto de vista estrictamente topográfico, todo el conjunto configura un pequeño relieve montañoso cuya máxima cota no supera los 356,3 metros (Atxondo). El paisaje está dominado por fuertes pendientes rectilíneas (> 50%) colonizadas por un encinar denso y espeso, lo que dificulta considerablemente la observación y prospección de las formas kársticas. Los elementos geomorfológicos más importantes son las depresiones kársticas de Malloku y Goikoetxe-Apraiz. El modelado de ambas ha estado controlado y condicionado por la red de fracturas que compartimenta la lentilla urgoniana, orientándose ambas en la misma dirección que los accidentes principales. La depresión de Malloku presenta una longitud máxima aproximada de 1850 metros, oscilando su anchura en torno a los 1025 metros, lo que se traduce en una superficie de 1,663962 km2. Su fondo se localiza a 68,1 m snm, siendo el desnivel máximo observable de 288,2 metros. Su cuenca vertiente se desarrolla a caballo entre los materiales urgonianos y las areniscas y lutitas (junto con las coladas de bloques de edad Pleistocena) de la formación Deba. Concretamente, desde la ladera occidental de la depresión descienden pequeños cursos de funcionamiento torrencial que vierten sus aportes (y su carga detrítica) a los sumideros de Erlatxe (80 msnm) (Aranzabal y Maeztu, en este volumen). La vertiente oriental, modelada sobre las calizas urgonianas, presenta una morfología rectilínea, estando dominada por fuertes pendientes intensamente lenarizadas. Al Norte de Malloku se desarrolla la depresión actualmente semicerrada de Goikoetxe. Tiene unas dimensiones más modestas ya que no supera los 1000 metros de longitud, oscilando su anchura en torno a los 750 metros, lo que se traduce en una superficie de algo más de 0,700874 km2. El sector septentrional ha sido parcialmente desmantelado por la acción erosiva del arroyo Sollube, cuyo thalweg constituye el nivel de base superficial local (14,2 msnm). En su fondo se observa un depósito mixto de origen torrencial y residual cuya potencia resulta difícilmente evaluable. El resto del territorio se resuelve mediante una sucesión de formas exo y endokársticas de gran desarrollo, pudiendo destacar el campo de dolinas de Peña Forua (Aranzabal y Maeztu, en este volumen).
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua Aproximación al registro paleoambiental de la Cueva de Goikoetxe (Busturia): Evidencias sedimentarias y paleontológicas
FIGURA 2: Imágenes de la exploración del sistema Malloku.
2.- INTRODUCCIÓN A LA CUEVA DE GOIKOETXE Y SISTEMA MALLOKU (BUSTURIA). 2.1.- Historia de las investigaciones. En junio de 2009, el Grupo de Espeleología ADES se puso en contacto con AGIRI Arkeologia Kultura Elkartea ante el hallazgo de restos paleontológicos en la cueva de Goikoetxe, dentro del sistema Malloku. El 5 de julio de ese mismo año, miembros de AGIRI realizan una primera visita a la cueva, acompañados del ADES, examinando varios contextos estratigráficos con restos paleontológicos, y valorando muy positivamente el potencial paleoclimático de la cueva. A partir de ese momento, se pone en marcha un proyecto de investigación pluridisciplinar dentro del sistema Malloku, agluti-
nando las siguientes especialidades: Espeleología, Arqueología Prehistórica y Estratigrafía, Sedimentología, Paleontología, Tafonomía de macromamíferos, Micropaleontología y dataciones por racemización. Hasta mediados de 2011, el grupo ADES había localizado y referenciado, dentro del sistema Malloku, un total de 6 puntos con restos paleontológicos de desigual entidad. Estos puntos corresponden, en su mayor parte, a depósitos paleontológicos, habiéndose numerado de Norte a Sur con la sigla “DP” (DP-1, DP-2, DP-3…). La mayor parte se sitúa en el nivel intermedio del sistema, excepto el DP-1, localizado en una brecha de bloques, ligeramente por encima del nivel intermedio (en el nivel meso-superior); y el DP-4, que se ubica en el nivel superior y correspondería, por tanto, a la fase más antigua del sistema.
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FIGURA 3. Detalle de la Sala Roja, donde se ha realizado el sondeo S-1.
En el año 2011 se pone en marcha el proyecto pluridisciplinar “Estudio paleoambiental de la cueva de Goikoetxe-sistema Malloku (Busturia, Bizkaia)”, con un programa a desarrollar a medio-largo plazo (Figura 2). La primera fase (2011) se programa como una primera campaña de sondeos estratigráficos en la cueva, dirigida por el arqueólogo J.C. Zallo Uskola (AGIRI) y autorizada por el Servicio de Patrimonio Cultural de la Diputación Foral de Bizkaia con fecha 6 de abril de 2011. 2.2.- Objetivos y metodología de la primera fase (2011) del proyecto de estudio paleoambiental de la cueva de Goikoetxe. El objetivo primordial de este proyecto es el estudio pluridisciplinar del registro sedimentológico y paleontológico de Goikoetxe, como procedimiento de valoración y acercamiento
a la evolución paleoambiental y cronológica de la cavidad. Por tanto, el primer objetivo específico era obtener un perfil o columna de muestreo para la caracterización estratigráfica de este complejo sistema kárstico. El contenido sedimentario, paleontológico y micropaleontológico sería el soporte esencial para la contextualización paleoclimática de Goikoetxe, además de procurar posibles dataciones absolutas, en primer lugar mediante el método de racemización de aminoácidos en piezas dentarias (Torres et al. 2002). En esta primera campaña (2011) se ha realizado un perfil estratigráfico de 0,5 m de anchura en la Sala Roja (depósito paleontológico DP-3) (Figura 3), obteniendo una primera columna de muestras sedimentológicas. Este perfil en DP-3 debe ser completado con nuevos sondeos a realizar en consecutivas campañas de determinación estratigráfica del sistema.
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FIGURA 4. Muestreo sedimentológico en la Sala Roja de Goikoetxe (arriba) y en Familien Koba II (abajo).
La estrategia del sondeo se ha regulado por el método de coordenadas cartesianas, expuesto sistemáticamente por G. Laplace (1971), propio en los trabajos de Arqueología Prehistórica. El levantamiento de la masa del depósito se ha ejecutado en tallas de 10 centímetros de espesor. Para ello se sigue metódicamente el buzamiento de cada capa y se realiza un registro riguroso de las profundidades. El relleno sedimentológico se analiza desde los principios de la Estratigrafía Analítica (Laplace 1971; Sáenz de Buruaga 1996; Sáenz de Buruaga y otros 1998), definiendo los caracteres de la fracción fina, media y gruesa, la coloración de la matriz, el grado de compacidad del sedimento y la presencia de restos paleontológicos. De cada talla excavada se recupera una muestra para el estudio sedimentológico de laboratorio y el resto es procesado (lavado y tamizado con malla de 0,25 mm de luz) con el objeto de recuperar muestras de microfauna y otros posibles componentes de complicada recuperación manual durante el proceso de excavación. Queremos subrayar las dificultades y limitaciones del programa que presentamos, derivadas fundamentalmente de la anti-
güedad y complejidad del sistema Malloku, conjunto profundamente alterado y modificado por su propia evolución geomorfológica (superposición de hiatos erosivos, reexcavaciones, descensos hidrológicos…). 1) Precisamente, la complejidad del sistema Malloku exigía un análisis minucioso de los rellenos sedimentarios, para lo cual planteamos la aplicación de la metodología de la Arqueología Prehistórica, tanto en los muestreos estratigráficos como en la integración e interpretación de las diferentes especialidades: sedimentología, paleontología, tafonomía del registro paleontológico, micropaleontología y dataciones. 2) El estudio del registro paleoambiental de la cueva de Goikoetxe muestra importantes limitaciones derivadas fundamentalmente de la antigüedad del sistema. Nos encontramos posiblemente en fases del Pleistoceno medio, difíciles de datar de forma precisa (por el momento, disponemos de una datación por racemización de aminoácidos).
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3) El sistema Malloku genera, a nuestro entender, más preguntas que respuestas, por lo que concebimos este proyecto a medio-largo plazo. Por tanto, este primer texto es una aproximación y una primera propuesta, que deberá ser moldeada y/o modificada en las próximas campañas de investigación. 4) Por último, es necesario muestrear y analizar otros depósitos relacionados con el sistema Malloku (Familien Koba, Iturgoien II…) y establecer paralelos dentro del contexto de Urdaibai e incluso a escala regional: niveles de cantos en las cuevas de Santimamiñe y Atxagakoa; unidades estratigráficas con faunas antiguas, entre el Pleistoceno medio y superior, en Atxagakoa y Lezika; niveles de terraza fluvial al exterior, etc. 2.3.- Emplazamiento topográfico de los rellenos muestreados y de los depósitos paleontológicos reconocidos. 2.3.1. EMPLAZAMIENTO DE LOS RELLENOS ESTRATIGRÁFICOS MUESTREADOS.
Dentro de la primera fase (2011) del proyecto “Estudio paleoambiental de la cueva de Goikoetxe-sistema Malloku (Busturia, Bizkaia)” se ha realizado un sondeo estratigráfico principal (Sondeo S-1) en la Sala Roja (DP-3), situada a c. 240 metros de la boca de Goikoetxe Korta, dentro del nivel intermedio del sistema, que se ubica a c. 49 metros sobre el nivel mar (Figura 4). Además, de forma complementaria, se han tomado otras muestras más puntuales en los siguientes enclaves del sistema: - En la cueva de Familien Koba II (X:524.156; Y:4.800.883; Z:82), conducto correlacionable con el piso superior del sistema, a c. 28-33 metros por encima del nivel medio. - En la primera sala a la que se accede desde la boca de Goikoetxe Korta, sobre un relleno residual que incluye restos micropaleontológicos. - En el nivel inferior, a pocos metros sobre el cauce del río subterráneo actual, situado a c. 13-21 metros sobre el nivel del mar. 2.3.2.- LOS CONTEXTOS ESTRATIGRÁFICOS CON CONTENIDO PALEONTOLÓGICO.
Por el momento, se han reconocido 2 tipos de contextos estratigráficos con contenido paleontológico dentro de la cueva de Goikoetxe:
- Brecha de bloques carbonatados del tramo inicial de la cueva (DP-1). Corresponde al depósito paleontológico nº 1 (DP-1), ubicado ligeramente por encima del nivel intermedio del sistema, bajo la actual boca de acceso de Goikoetxe Korta. Aquí se ha examinado un conducto, reexcavado sobre una brecha de bloques calizos que incluye abundantes fragmentos de cuernas y vértebras de ciervo (Cervus elaphus). Este relleno está constituido exclusivamente por componentes gruesos, predominando los bloques calizos de bordes subangulares, recubiertos masivamente por costras de carbonato cálcico. La composición de este depósito del tramo inicial de Goikoetxe evidencia, al menos, cuatro fases en su proceso de formación: a) Una de las posibles cavidades naturales de acceso al sistema Malloku se localizaba sobre el punto DP-1 (Aranzabal y Maeztu, en este volumen), quedando colmatada (hasta la fecha de desobstrucción por parte del ADES) por un flujo o colada de bloques (acúmulos de gravitación del exterior) que se componía esencialmente de componentes gruesos y, en menor medida, por matriz fina (¿mecanismos de gelifluxión?, ¿segregación de hielo entre los cantos?). Posteriormente, se produciría el empotramiento y estabilización de ese depósito de materiales gruesos. El contexto climático de este episodio es difícil de determinar con los datos disponibles. b) En una consecutiva fase, de mayor humedad, se da un proceso de lixivación o pérdida de la matriz fina (sedimento). c) Un nuevo episodio, menos húmedo, y quizás más fresco, provocaría la formación de la brecha, precipitando carbonato cálcico y provocando una cementación del relleno a través de las zonas porosas y grietas. d) Finalmente, durante un período muy húmedo, se produce una activación hidrológica que reexcava la brecha, formando el conducto a través del cual podemos observar, en la actualidad, la composición de este relleno de bloques con abundantes huesos de cérvidos. En la galería exterior se aprecian, marginalmente, niveles de cantos rodados con restos de microfauna, correspondientes, por su posición estratigráfica, a este episodio de activación hidrológica de la cueva (nivel intermedio). - Depósitos de origen fluvial (terrazas). La cueva de Goikoetxe muestra, a lo largo de su recorrido, y tanto en el nivel intermedio como en el superior, nu-
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ALZADO ESQUEMÁTICO DEL SISTEMA MALLOKU
FIGURA 5. Alzado esquemático del sistema Malloku, con el emplazamiento de los 3 niveles (Topografía ADES).
merosos tramos de depósitos de génesis fluvial, llegando en algunos puntos a superar los 4 metros de potencia. En varios puntos de la cueva (depósitos DP-2, DP-3, DP-4 y DP-5) se han reconocido restos paleontológicos en el seno de estos rellenos de cantos o terrazas fluviales. En algunas ocasiones, en contextos verdaderamente caprichosos, como es el caso de una vértebra dorsal de cérvido que atraviesa un testigo residual de una terraza colgada (DP-2).
3.- ESTRATIGRAFÍA DE LA CUEVA DE GOIKOETXE.
Hacia la parte central de la cueva (DP-3 o Sala Roja), donde se asienta uno de los testimonios más potentes de estos rellenos de origen fluvial, se identifica una pelvis casi completa de rinoceronte dentro de la parte superior del corte estratigráfico. A escasa distancia, se recuperó en superficie, bajo el talud del relleno fluvial, un molar también de rinoceronte.
3.1.- Nivel o piso superior (Galería de las Estalactitas de Miel-Familien Koba I y II).
Un caso particular, también asociado a la dinámica fluvial del sistema, lo constituyen dos cráneos completos (uno, de oso de las cavernas, y el otro, de hembra adulta de ciervo), encajados en una oquedad de la galería de la cueva. Su estado de conservación (no muestran alteraciones por rodamiento; únicamente por precipitaciones acaso de manganeso) podría sugerir que proceden de una zona contigua, habiendo sido levemente removilizados por un descenso del nivel hidrológico de la cueva. Faltan por reconocer los 3 últimos depósitos de la cueva (DP-4 en el nivel superior; y DP-5 y DP-6, dentro del sector meridional del nivel intermedio). No obstante, en DP4 se localiza un hueso largo no determinado dentro de un contexto fluvial; en DP-5 aparece un fémur, posiblemente de rinoceronte, asociado a una terraza fluvial; y en DP6 se constata otra concentración de huesos y cuernas en posición superficial, ligeramente recubiertos por una capa de limos.
Los trabajos desarrollados por el ADES en el sistema Malloku-Goikoetxe (ADES 2010; Aranzabal y Maeztu, en este volumen) ponen de manifiesto la existencia de 3 niveles o pisos superpuestos (e interconectados entre sí), situados a +77/82 m el superior, a +49 m el intermedio y a +13/21 m el inferior (Figura 5).
Las características granulométricas de esta acumulación se han determinado a partir de las muestras recogidas en la cavidad de Familien II (82 msnm). Esta cavidad se sitúa 32 m por encima de Goikoetxe Korta y más o menos a la misma altura que el nivel colgado situado por encima de la Sala Roja (en opinión del ADES parece tratarse del mismo conducto), el cual presenta una longitud máxima observable de 100 metros. Este nivel es el más antiguo conocido del sistema Malloku-Goikoetxe. Presenta un relleno máximo observable (en Familien II) de 80 cm., pudiendo diferenciarse dos facies de características distintas. La inferior, compuesta por cantos y bloques de areniscas y lutitas (el centilo se sitúa en torno a los 22,3 cm) empastados en una matriz areno-limosa (10YR 6/4), configurando un depósito en vrac o montón. Presenta facies Gm (gravas masivas) con una ligera imbricación de los cantos y fábrica clasto soportada. Los materiales gruesos muestran un avanzado grado de descomposición fragmentándose fácilmente cuando son extraídos del depósito. Las areniscas tienen un córtex bien desarrollado, las lutitas están totalmente argilitizadas y tanto unas como otras presentan numerosas manchas de hierro, así como cementaciones más o menos significativas. Sobre estos materiales se desarrolla una facies limo-arenosa de unos 30 cm de espesor (10YR 6/4 7/4) con características granulométricas bastante diferentes de las reseñadas anteriormente.
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a.- Facies inferior. La fracción gruesa es claramente dominante, estando representada por cantos (50,96%) y gravas (26,66%). Predominan las areniscas subredondeadas (algunas están bien rodadas) y las lutitas (aplanadas y redondeadas), aunque también se observan algunas brechas, así como concreciones ferruginosas. La fracción fina supone únicamente el 22,38% del total analizado, predominando las arenas (67,825%), aunque también los limos alcanzan cierta entidad. Predominan las arenas finas y gruesas (43,8 y 34,9% respectivamente), lo que sitúa la talla media en 320,4 μm. El resto de los parámetros, -histogramas polimodales, curvas parabólicas (logarítmicas por contaminación), mala clasificación, asimetría gráfica inclusiva simétrica (débil fluctuación de la energía cinética durante la deposición) y angulosidad platicúrtica-, nos indican que estamos ante un sedimento poco evolucionado que ha sufrido un transporte incompleto. Su deposición se produjo en condiciones forzadas (¿disminución del gradiente hidráulico?, ¿cambio en la geometría del conducto?, ¿presencia de un obstáculo?...), con un claro predominio del lavado sobre la decantación. Una parte significativa de la fracción fina se acumuló posteriormente, en condiciones de baja energía, rellenando los poros y huecos existentes entre los cantos y gravas (mezcla de dos subpoblaciones distintas). b.- Facies superior. Contiene únicamente sedimento fino oscilando la fracción arenosa en torno al 14,36%. Las características granulométricas difieren sensiblemente de las reseñadas anteriormente, ya que predominan las arenas finas (87,5%) estando prácticamente ausentes las medias y las gruesas (12,1 y 0,4%, respectivamente), lo que sitúa la talla media entre las 104,2 y las 109,9 μm. Presenta histogramas unimodales, clasificación moderada y curvas acumulativas hiperbólicas sumamente enderezadas, lo que nos sugiere que estamos ante un sedimento bien evolucionado que ha experimentado un transporte completo. La deposición se ha producido por exceso de carga predominando la decantación sobre el lavado. La asimetría gráfica inclusiva es fuertemente positiva lo que nos indica que la energía cinética media osciló hacia valores más bajos de lo normal durante un lapso de tiempo bastante prolongado. Todos estos parámetros ponen de manifiesto que inicialmente circulaba por el conducto kárstico un curso fluvio-torrencial de alta energía, capaz de transportar ingentes masas de sedimento procedentes del exterior y cuya génesis se relacionaría con sistemas morfogenéticos periglaciares. La brusca disminución del gradiente hidráulico, determinó la deposición forzada de la fracción gruesa, mientras que la mayor parte de la fracción fina fue evacuada. Posteriormente, la cavidad se inundó completa-
FIGURA 6. Unidades estratigráficas determinadas en el sondeo estratigráfico S-1 (Sala Roja).
mente (¿cambio del nivel de base?, ¿incremento de los aportes?, ¿obstrucción del conducto?...) depositándose por decantación los materiales más finos. Una parte de estos materiales se infiltra a través de los poros y huecos existentes entre los cantos y las gravas mezclándose con la arena gruesa preexistente. Procesos de disolución y erosión inversa (trop plein) abrieron la boca de Familien II desaguando el conducto a través de ella. Todos estos datos apuntan que la cavidad pudo haberse colmatado por un crecimiento vertical provocado por la elevación del nivel de base local o como consecuencia de la disminución de la sección del conducto. La exis-
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FIGURA 7. Distribución granulométrica del relleno detrítico de la Sala Roja (del 1 al 15, las muestras sedimentológicas estudiadas).
tencia de una corriente con elevada carga detrítica, mayor de lo normal, pudo provocar el taponamiento de algunos tramos de la cavidad ocasionando una fuerte pérdida de competencia y una brusca deposición de la carga, iniciándose así el retro-relleno. Las condiciones climáticas imperantes en el exterior apuntan hacia una situación francamente rexistásica, con abundante material suelto (crioclastia) y predominio de la arroyada como mecanismo de evacuación. 3.2.- Nivel o piso intermedio (relleno detrítico de la Sala Roja: sondeo S-1). La Sala Roja tiene una longitud aproximada de 30 metros, situándose a 46 m sobre el nivel del mar y 4 m por debajo de la boca de Goikoetxe Korta. Aguas arriba la galería se colapsa por las concreciones formadas a favor de una fractura que ortogonalmente corta el conducto (Aranzabal y Maeztu, en este volumen), mientras que aguas abajo concluye mediante una brusca ruptura de pendiente. La distancia en línea recta respecto a la boca de entrada es de 239,57 metros. El relleno sedimentario oscila entre los 150 y los 200 cm, asentándose directamente sobre un sustrato rocoso profundamente erosionado como consecuencia de procesos de meteorización (sobre todo químicos). En la campaña de 2011 se ha realizado un sondeo estratigráfico principal (sondeo S-1), que aporta una secuencia de 1,50 m de espesor, siendo excavado en 15 tallas (unidades de le-
vantamiento del depósito, de 10 cm de grosor). El sondeo S1 ha procurado un total de 15 muestras, correspondientes a 8 unidades estratigráficas bien diferenciadas (Gsm-1, Csm-1, Gsm-2, Smgt, Csm-2, Gsm-3, Slm-Sj y Gsm-4). Las características granulométricas de cada una de estas unidades son las siguientes (de muro a techo) (Figuras 6 y 7): a. Unidad estratigráfica Gsm-4. Son gravas con matriz arenosa de color marrón. Se localiza sobre un sustrato calizo con huellas evidentes de alteración/erosión (¿lapiaz de arroyada?). La fracción gruesa es dominante, ya que los cantos y las gravas representan el 74,76% del total analizado. Son materiales heterométricos (centilo: 7 cm.), heterolíticos y relativamente oligomícticos (predominan las areniscas y lutitas, junto con fragmentos ferruginosos y calizos, representando éstos últimos una parte significativa de la fracción cantos). Los cantos presentan huellas evidentes de rodamiento, aunque muchos de ellos están rotos (índice de torrencialidad elevado) lo que nos sugiere que el transporte ha sido muy enérgico, en el seno de un flujo de características claramente torrenciales y en condiciones francamente rexistásicas. La fracción fina (10YR 5/4) es fundamentalmente arenosa, predominando las arenas finas (61,8%) lo que sitúa la talla media en torno a las 206,2-207,8 μm. La clasificación es mala, la asimetría negativa (fuertes variaciones en la energía cinética del medio durante un período de tiempo prolongado) y la curtosis leptocúrtica. Presenta histogramas bimodales y curvas acumulativas transicionales entre las hiperbólicas
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y las sigmoidales. Todo ello nos sugiere que estamos ante un sedimento formado por dos poblaciones distintas que posteriormente se han mezclado. En cualquier caso, el transporte ha sido incompleto y la deposición semiforzada. Originalmente se trataba de una barra de cantos (43,17%) y gravas (31,59%) con algo de arena gruesa. Su deposición se produjo en condiciones forzadas en un medio de alta energía, lo que determina un importante lavado de finos. Posteriormente se produjo la percolación de materiales finos mezclándose con las arenas depositadas anteriormente. Todas estas características, junto con el elevado grado de alteración de los materiales, nos sugieren que se trata de un depósito residual bastante más antiguo que el resto de sedimentos que integran el perfil. b.- Unidad estratigráfica Slm-Sj. Marca un cambio neto en el depósito, apareciendo una unidad estratigráfica con predominio absoluto de la fracción fina. Se trata de una capa de arena de coloración marrón clara que se alterna con finas laminaciones no horizontales (estratificación cruzada de bajo ángulo) de arenas más finas de coloración naranja (en húmedo), debido a la precipitación de óxidos de hierro. Advertimos que las condiciones deposicionales han experimentado un cambio sustancial respecto a las reseñadas anteriormente. La fracción gruesa está constituida exclusivamente por gravas, aunque éstas apenas representan el 3,48% del total analizado (la litología y las características morfométricas son similares a las del nivel inferior). La fracción fina (10YR 6/3) es fundamentalmente arenosa (95,92%) predominando las arenas gruesas (49,1%) y, en menor medida, las medias (34%), de ahí que la talla del sedimento se sitúe en torno a las 550,9 μm. La clasificación es mala, la skewness simétrica y la angulosidad gráfica inclusiva platicúrtica. Todo ello, junto con los histogramas bimodales y las curvas acumulativas parabólicas nos indican que el transporte ha sido incompleto y la sedimentación forzada, predominando el lavado sobre la decantación (facies St/barra de areno con estratificación cruzada “trough”). c. Unidad estratigráfica Gsm-3. El contacto con el nivel subyacente es claramente erosivo, lo que nos indica que entre la deposición de uno y otro se ha producido una fase de desmantelamiento. La fracción gruesa es dominante (81,91%), predominando los cantos pequeños y medios de areniscas y lutitas, aunque las gravas también están bien representadas (36,42%). La fracción fina es muy escasa (18,08%) estando formada, mayoritariamente, por arenas (83,76%). Destacan las arenas finas (51,5%) seguidas por las medias (35,7%), siendo las gruesas particularmente escasas, de ahí que la talla media se sitúe en torno a las 234,7 μm. El histograma es bimodal, la clasificación mala y la asi-
metría gráfica inclusiva simétrica (no se han producido fluctuaciones en la energía cinética del medio), la angulosidad leptocúrtica y la curva acumulativa transicional entre las hiperbólicas y las sigmoidales. Todos estos parámetros nos sugieren que estamos ante una barra de cantos y gravas (Gh/Gcm) depositada en condiciones de alta energía con un lavado casi completo de finos. Posteriormente, el agua se estanca en la galería (¿dificultades de drenaje?) y el sedimento arenoso se deposita por decantación en condiciones poco enérgicas. d.- Unidad estratigráfica Csm-2. Esta unidad estratigráfica presenta un claro contacto erosivo con el depósito reseñado anteriormente. Puede definirse como una facies Gcm (gravas masivas o algo estratificadas) con estructura horizontal inclinada e imbricación de cantos. La fracción gruesa es claramente dominante (84,45%), estando los cantos (45,64%) mejor representados que las gravas (38,71%). Son materiales heterométricos, heterolíticos, con distintos grados de rodamiento, (muy escaso en el caso de las calizas) y un índice de torrencialidad elevado lo que nos indica que el transporte ha sido impetuoso, con fragmentación de cantos por impacto y retrabajamiento de las aristas. La fracción fina es fundamentalmente arenosa (90,325%), predominando ligeramente las arenas finas (37,3%) y gruesas (32,6%). La talla media oscila entre las 356,4 y las 390,5 μm. Los histogramas son polimodales, las curvas parabólicas, la clasificación mala, la asimetría gráfica inclusiva negativa (desplazamiento de la energía cinética hacia valores más altos de lo normal) y la angulosidad gráfica es platicúrtica. Probablemente se produjo una brusca disminución de la energía durante las últimas fases de la formación de Csm-2, lo que determinó la deposición de los materiales finos por decantación. En el techo de la unidad se observan algunas diferencias significativas. La fracción gruesa sigue siendo dominante ya que representa el 73,65% del total analizado, predominando los cantos medios y pequeños (23,82%). El centilo se sitúa en torno a 10,4 cm (arenisca). Mayor importancia presentan las gravas (49,83%), dentro de las cuales predominan las de talla gruesa (el 29,876 se sitúan entre 12,5 y 20 mm.). Litológicamente destacan las areniscas y las lutitas junto con fragmentos ferruginizados y limonitizados, así como algunos clastos de caliza. Presentan un aspecto subredondeado (algunos están muy rodados) con huellas evidentes de impacto y fragmentación durante el transporte. La fracción fina es fundamentalmente arenosa (10YR5/3, 5/4) predominando las arenas de talla fina (31,2%) y gruesa (41,1%) aunque todas las fracciones están bien representadas. La talla media se sitúa en 379 μm/434,8 μm. La clasificación es mala, la asimetría gráfica inclusiva ligeramente negativa y la angulosidad gráfica platicúrtica. Todo
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ello, junto con la curva acumulativa parabólica y los histogramas bimodales, nos indican que estamos ante un sedimento poco evolucionado que ha experimentado un transporte incompleto, cuya deposición se ha producido en condiciones forzadas predominando ligeramente el lavado sobre la decantación. e.- Unidad estratigráfica Smgt. Se observa un claro predominio de las gravas (57,10% del total analizado) siendo escasos los cantos (5,99%). Presentan características litológicas y morfométricas similares a las reseñadas en la unidad anterior, lo que apunta hacia un origen común. La fracción fina es claramente arenosa (10YR 4/4) (94,415%) predominando las arenas gruesas (41,2%) y medias (31,7%), aunque todas las fracciones están representadas, de ahí que la talla media se sitúe en 457,7 μm. Igual que en el caso anterior, la clasificación es mala, la asimetría gráfica negativa y la angulosidad platicúrtica. El histograma granulométrico es polimodal y la curva acumulativa parabólica. El contacto con las formaciones subyacente y suprayacente es claramente erosivo, de tipo sinuoso/canaliforme. Puede definirse como una facies Gt (gravas estratificadas) con estratificación cruzada “trough”. Todos estos parámetros nos sugieren que estamos ante un sedimento poco evolucionado que ha sufrido un transporte incompleto, cuya deposición se produjo en condiciones forzadas, con fuertes variaciones de la energía cinética media (hacia valores más altos de lo normal) y predominio del lavado sobre la decantación. El sedimento se ha visto sometido a fuertes remociones postdeposicionales, perdiendo una parte de la fracción fina. f.- Unidad estratigráfica Gsm-2. Sobre la unidad Smgt se desarrolla una nueva acumulación constituida por materiales similares a los reseñados anteriormente (heterométricos, heterolíticos y oligomícticos), pero de menor talla. El contacto entre ambas formaciones es claramente erosivo, lo que nos indica un cambio sustancial en las condiciones deposicionales. Inicialmente se depositan gravas (44,65%) y materiales finos (55,35%) estando ausentes los cantos. Sin embargo hacia el techo de la serie encontramos cantos pequeños y medios representando éstos el 22,05% del total analizado (las gravas suponen el 39,52% y la fracción fina el 38,42%). Hay que reseñar que junto con las gravas encontramos concreciones arenosas cuya formación parece vincularse con procesos de circulación hipodérmica en régimen de flujo tranquilo y en fase de abandono. La fracción fina es fundamentalmente arenosa (10YR 5/4 – 4/4 en la base y 10YR 5/3 4/3 en el techo), ya que las arenas oscilan entre un 84,89 y un 87,72%, predominando las de talla gruesa (44,9 y 46,8% respectivamente) y media (32,2 y 25,5%), aunque todas las fracciones están representa-
das. La talla media del sedimento oscila entre las 426,4 μm. de la base y las 487,1 μm. de la parte alta de Gsm-2. En cualquier caso, estamos ante un sedimento relativamente poco evolucionado, que ha experimentado un transporte incompleto, cuya deposición se produjo en condiciones forzadas. Está mal clasificado, pero en su deposición no predominó ni el lavado ni la decantación y la energía cinética media no experimentó modificaciones excesivas durante el transporte (la skewness es simétrica y la angulosidad platicúrtica en la base y meosocúrtica en la parte alta). Los histogramas son bimodales y/o polimodales (en la base) y las curvas acumulativas parabólicas, lo que nos indica que la deposición ha sido forzada y el transporte incompleto. g.- Unidad estratigráfica Csm-1. Tiene una potencia aproximada de 75-80 cm. presentando un contacto laminar inclinado (en el sentido de la corriente) muy nítido. Los cantos aparecen ordenados en lechos proando aguas abajo. Se disponen inclinados y están empastados por una matriz arenosa de color marrón-amarillenta en húmedo (10YR 5/6 6/6 y 10YR 5/3, 4/3 en seco). La fracción gruesa es claramente dominante en todo el perfil, oscilando entre un 73,14 y un 85,6%, alcanzando los porcentajes más elevados en la base de la unidad. Si desglosamos la fracción gruesa en cantos y gravas, advertimos una alternancia rítmica entre una y otra. Así en la base predominan los cantos (65,66%), disminuyendo éstos hacia el techo del depósito. Los materiales situados encima sólo contienen un 32,56% de cantos, pasando éstos al 41,66% para de nuevo disminuir al 28,57%, incrementándose de nuevo en la parte alta hasta situarse en torno al 48,44%. Es decir, se observa una alternancia de subunidades de cantos-gravas y gravas-cantos. La fracción fina es bastante homogénea a lo largo del perfil (oscila entre un 23,95 y un 26,85%) excepto en la base dónde no supera el 14,40%. En todos los casos las arenas son dominantes rebasando el 91% (oscilan entre el 91,2675 y el 95,455%). Aunque todas las fracciones están representadas, predominan las arenas gruesas (aumenta de muro a techo con porcentajes que oscilan entre el 44,3 y el 62,1%) y en menor grado las medias (31,6% en la base y 22,1% en la parte alta). La media experimenta una evolución similar, pasando de 468,9 μm en el muro a 661,7 μm en el techo. La clasificación/selección es mala en todos los casos, los histogramas granulométricos, polimodales en la base y bimodales en el resto, y las curvas acumulativas parabólicas, lo que nos indica que la sedimentación ha sido forzada predominando el lavado sobre la decantación (transporte incompleto). La asimetría gráfica es simétrica en las subunidades en las que predominan los cantos y negativa en las que predominan las gravas, lo que refleja importantes variaciones en la velocidad del agente, jun-
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to con remociones post-deposicionales. Por último, en el techo los valores de la asimetría son positivos, lo que nos indica que la fracción fina está mejor clasificada que la gruesa y que la energía cinética media osciló hacia valores más bajos de lo normal. Por último, la angulosidad es, en todos los casos, platicúrtica. Creemos que estamos ante una superposición de barras de gravas (facies Gh) depositadas en condiciones hidrodinámicas que reflejan fluctuaciones significativas, tanto del nivel del agua como de la energía cinética del medio. Son barras con carga mixta, lo que nos sugiere que su transporte se produjo como carga de fondo en un canal fijo de alto gradiente hidráulico, sometido a bruscas pulsaciones de corriente, separadas en el tiempo por períodos de aguas bajas. h.- Unidad estratigráfica Gsm-1. Esta unidad presenta un contacto planar muy nítido con la infrayacente (ausencia de erosión). Granulométricamente, predomina la fracción gruesa con porcentajes que oscilan entre el 84,86% de la base y el 75,02% del techo del nivel. Los cantos, muy abundantes en la base (41,39%), disminuyen rápidamente hacia la parte alta de la acumulación, dónde no superan el 25,19%. Las gravas se hacen dominantes mientras que las arenas, de color marrón-amarillento claro en húmedo (10YR 5/4 en seco), presentan porcentajes similares a los observados en otras unidades: 15,12% en la base y 24,98% en el techo de la asociación estratigráfica. La fracción fina es fundamentalmente arenosa, ya que la arena representa entre un 86,225 y un 88,83% del total de finos analizados. En la base predominan las arenas gruesas (51,9%) aunque tanto las medias como las finas están bien representadas, lo que sitúa la talla media del sedimento en torno a las 461,7 μm. Sin embargo, a medida que nos aproximamos al techo de Gsm-1, advertimos que ambas fracciones disminuyen sensiblemente (36,4 y 13,2% respectivamente), al mismo tiempo que las finas se disparan por encima del 50%. Entre las principales estructuras se observa estratificación cruzada de bajo ángulo, lo que nos sugiere que estamos ante una facies Gt (gravas estratificadas)/Gh. La selección/clasificación es mala, la asimetría es positiva en la base (la energía cinética media fluctuó hacia valores más bajos de lo normal) y negativa en el techo (incremento de la velocidad del agente), la angulosidad es platicúrtica, los histogramas bimodales y la curva acumulativa parabólica. Todo ello pone de manifiesto que el sedimento ha experimentado un transporte incompleto y que su deposición ha sido forzada (brusca disminución del gradiente hidráulico) predominando el lavado sobre la decantación.
3.3.- Nivel o piso inferior (rellenos actuales). Se localizan a lo largo del piso inferior de Goikoetxe, configurando un depósito bastante discontinuo y de exigua potencia. Su mayor presencia tiene lugar en el thalweg del rio Aprese, aunque es muy probable que estas acumulaciones estén sometidas a cambios constantes como consecuencia de las rápidas variaciones experimentadas por el caudal del mencionado río. Actualmente el río Aprese solo es capaz de evacuar materiales finos. La presencia de algunos cantos y gravas en el thalweg se puede explicar cómo consecuencia del desmantelamiento de antiguas acumulaciones Pleistocenas existentes a lo largo de este nivel. Este curso es relativamente sinuoso, dibujando el cauce una serie de pequeños meandros en cuyo borde interno se depositan depósitos de point bar, mientras que en los tramos rectos encontramos barras longitudinales. La fracción fina está compuesta, casi en su práctica totalidad, por arena (98,1875%) predominando las arenas finas (65%) y medias (33,7%), estando las gruesas prácticamente ausentes (1,3%), de ahí que la talla media se sitúe en torno a las 210,3 μm. Es un sedimento unimodal, moderadamente bien clasificado, con asimetría gráfica positiva (la fracción fina está mejor clasificada que la gruesa y la energía cinética del medio osciló hacia valores más bajos de lo normal) y angulosidad mesocúrtica (débiles oscilaciones de la energía cinética media durante los momentos de aguas altas). Tras la deposición se han producido remociones postdeposicionales eliminándose una parte significativa de la fracción arenosa. Por último, hay que señalar que la curva acumulativa es hiperbólica bastante enderezada, lo que nos indica que estamos ante un sedimento bien evolucionado que ha experimentado un transporte completo. La deposición se ha producido por exceso de carga predominando la decantación sobre el lavado. Cuando el conducto no puede evacuar todos los aportes, el agua se eleva (chimeneas de equilibrio) desbordando e inundando la parte baja de la cavidad. En estas condiciones el agua tiende a estancarse depositando su carga detrítica. Estos materiales configuran una película centi-decimétrica en la zona media-inferior del nivel bajo de Goikoetxe. La fracción gruesa está totalmente ausente y la fracción fina es claramente limo-arenosa. Las arenas representan únicamente el 29,97% del total analizado, predominando casi exclusivamente las arenas finas (96,5%), de ahí que la talla media apenas alcance las 79,16 μm. Es un sedimento moderadamente bien clasificado, con histogramas unimodales y curvas hiperbólicas sumamente enderezadas lo que nos indica que la deposición ha sido libre, por exceso de carga y el transporte completo predominando la decantación sobre el lavado en un medio tranquilo, poco agitado y con una reducida energía cinética. La asimetría es negativa y la angu-
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FIGURA 8. Brecha de bloques del DP-1, con restos de cérvidos y gran bóvido.
losidad mesocúrtica por lo que podemos afirmar que la energía cinética se desplazó hacia valores más altos de lo normal pero sin provocar remociones post-deposicionales. Una vez concluida la fase de inundación se produce el drenaje de la cavidad, aunque todos los parámetros apuntan a que dicho drenaje es lento y continuo, tanto en el tiempo como en el espacio.
4.- EL REGISTRO PALEONTOLÓGICO DE GOIKOETXE: MACROMAMÍFEROS Y MICROFAUNA. 4.1.- Valoración provisional del contenido paleontológico. La identificación taxonómica y anatómica del material paleontológico de Goikoetxe ha sido realizada por los paleontólogos Pedro Castaños y Jone Castaños. Una primera observación de los restos localizados en DP-1, DP-2 y DP-3 sugiere un contenido paleontológico significativo en la cavidad. La variedad taxonómica de la exigua muestra reconocida por el
momento (cuatro o cinco especies en no más de una veintena de restos) es notable y puede aportar datos de carácter paleoambiental que completen la información de otras disciplinas. Las especies determinadas en la exploración del 17 de julio son las siguientes: ciervo (Cervus elaphus), gran bóvido (Bos primigenius/Bison priscus), oso de las cavernas (Ursus spelaeus) y rinoceronte (sin concretar la atribución taxonómica). La descripción taxonómica y anatómica de los restos paleontológicos identificados en cada uno de los depósitos paleontológicos reconocidos, quedaría así: - DP-1 (nivel meso-superior): varias cuernas y vértebras de ciervo (Cervus elaphus); y restos del esqueleto postcraneal de gran bóvido (Bos primigenius/Bison priscus) (Figura 8). - DP-2 (nivel intermedio): 1 vértebra dorsal y 1 cráneo de hembra adulta de ciervo (Cervus elaphus); y 1 cráneo completo de oso de las cavernas (Ursus spelaeus) (Figura 9). - DP-3 (nivel intermedio): 1 fragmento de pelvis y 1 molar de rinoceronte (Figura 10), sin poder concretar su atribución taxonómica.
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FIGURA 9. Depósito paleontológico DP-2: cráneo de oso de las cavernas (Ursus spelaeus) y vértebra dorsal de ciervo (Cervus elaphus), esta última atravesando un relleno fluvial residual.
4.2.- Tafonomía de macromamíferos. La Tafonomía, etimológicamente "leyes del enterramiento", propuesta formalmente por Efremov en 1940, es la disciplina de la Paleontología que investiga los procesos de fosilización que tienen lugar tras el enterramiento de restos orgánicos. Dentro del proyecto de estudio paleoambiental de la cueva de Goikoetxe, se propone la realización de un análisis tafonómico de los restos fósiles de macromamíferos vertebrados con el objetivo de establecer la/s historia/s tafonómica/s de los depósitos paleontológicos situados en contextos sedimentarios bien diferenciados; rellenos clásticos y terrazas fluviales. El análisis tafonómico, actualmente en desarrollo por Ziortza San Pedro, contempla el estudio de todos aquellos restos fósiles de macromamíferos recuperados en los diferentes depósitos paleontológicos localizados hasta el momento. En el caso de aquellos restos que no puedan ser extraídos de la cueva el análisis se realizará in situ. El buen estado de conservación de los restos fósiles recuperados hasta el momento, permite considerar la muestra como representativa de
FIGURA 10. Molar de rinoceronte del DP-3, del que procede la datación LEB8814.
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FIGURA 11. Restos micropaleontológicos determinados en Goikoetxe y Familien Koba II. (Foto: Xabier Murelaga).
la fauna cavernaria hallada en Goikoetxe. Esta buena conservación posibilita la identificación de los agentes, mecanismos y procesos tafonómicos que han intervenido en la formación de los depósitos paleontológicos, así como el establecimiento de la secuencia de intervención de cada uno de ellos en el proceso global de formación del registro paleontológico de la cueva. Igualmente, el análisis tafonómico proporciona datos sobre las actividades humanas, si las hubiera, desarrolladas en la cueva, permitiendo realizar una aproximación a las estrategias de aprovechamiento y subsistencia de los grupos humanos que pudieron visitar la cueva en el Pleistoceno. La tarea de observación de todos los fósiles se realizará de 1)
forma macroscópica mediante el uso de lupa binocular y de lente manual en casos de fósiles de gran tamaño recopilando toda la información observada en una hoja de cálculo. En aquellos casos en los que las marcas y alteraciones tafonómicas no puedan ser caracterizadas bajo la lupa, se precisará de un Microscopio Electrónico de Barrido (MEB) o de Replicas (de superficie y tridimensionales) de alta resolución si el tamaño del fósil no permite su observación en el microscopio1. 4.3.- Valoración provisional del contenido micropaleontológico. La caracterización taxonómica y anatómica del material micropaleontológico ha sido realizada por Xabier Murelaga. Por
La cámara porta-muestras de los microscopios electrónicos tiene un tamaño limitado y por el momento no pueden introducirse ejemplares de más de 10 ó 15 cm.
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Referencia muestra
Edad (ka BP)
LEB-8814
211,9
TABLA 1. Edad numérica de la muestra de Goikoetxe.
el momento, en el sondeo estratigráfico S-1 no se han recuperado muestras de microfauna, acaso por la ubicación tan interior del depósito. Sin embargo, dentro de las labores de prospección y rastreo en el sistema Malloku, hemos localizado 2 zonas con restos de microfauna en superficie. En ambos casos, los restos se han recuperado en el talud de sendos testigos de terrazas fluviales, por lo cual no es descartable que procedan de un contexto estratigráfico estable, a sondear para la campaña de 2012: a) Nivel superior (cueva de Familien Koba II). En la cueva de Familien Koba II los restos de microvertebrados son relativamente abundantes (Figura 11.6), habiendo identificado un primer molar inferior de Microtus (Microtus) agrestis (Figura 11.3) y 2 mandíbulas de Arvicola sapidus (Figura 11.4 y 5). Microtus (Microtus) agrestis se suele internar en zonas boscosas y requiere cierta humedad mientras que Arvicola sapidus es una especie que suele vivir asociada a cursos de agua. b) Nivel meso-superior de la cueva de Goikoetxe. En torno al DP-1 de la cueva de Goikoetxe se han registrado unas esquirlas de microvertebrados de las que se han identificado 2 molares de Lirón (Glis glis) (Figura 11.1 y 2). Esta especie se suele asociar a bosques por lo que su presencia en nuestro entorno es indicativa de un clima húmedo y templado.
despreciables para los propósitos de datación. El resultado de la muestra de Goikoetxe es el siguiente:
5.- CONCLUSIONES: ESTRATIGRAFÍA Y ACUMULACIONES PALEONTOLÓGICAS. 5.1.- Interpretación estratigráfica y cronología. Es evidente que el sistema kárstico Malloku-Goikoetxe es el resultado de una larga evolución geomorfológica cuyas raíces se hunden profundamente en el Pleistoceno Medio. Nada sabemos de la morfotopografía existente en aquellos momentos, ni de los procesos imperantes, ni de la posición que ocupaba tanto el nivel de base local como el general. Tan sólo atisbamos algunos rasgos de los sistemas morfoclimáticos que se han sucedido durante el Pleistoceno Medio y Superior, al mismo tiempo que tenemos leves indicios sobre las posiciones alcanzadas por el nivel marino durante las fases interglaciares del Pleistoceno. A medida que nos aproximamos al Pleistoceno Superior y, sobre todo al Holoceno, la información disponible se incrementa considerablemente (tanto en calidad como en cantidad), aunque evidentemente, todavía quedan numerosas lagunas así como múltiples interrogantes sin resolver. En definitiva estamos intentando reconstruir un puzle al que le faltan muchas piezas y del que ni siquiera conocemos su aspecto general. Pese a todo y merced a los datos disponibles, podemos esbozar la siguiente evolución crono-estratigráfica:
4.4.- Datación absoluta. El estudio se ha llevado a cabo en el Laboratorio de Estratigrafía Biomolecular (LEB) de la E.T.S.I. de Minas de Madrid, por parte de T. Torres y J. E. Ortiz. Las muestras fueron preparadas de acuerdo al protocolo del Laboratorio de Estratigrafía Biomolecular y analizadas en un cromatógrafo de líquidos de altas prestaciones HPLC-1100 con detector de fluorescencia. La muestra de Goikoetxe procede de un molar P34 inf de rinoceronte, recuperado por Mikel Aranzabal en el DP-3 o Sala Roja de la cueva. La edad se ha determinado introduciendo los valores D/L del ácido aspártico en el algoritmo de cálculo de edad establecido para el colágeno de la dentina de osos fósiles de la Península Ibérica (Ursus deningeri y Ursus spelaeus), modificado de Torres et al. (2002). A pesar de que la racemización es un proceso género-dependiente, se ha comprobado que las diferencias de racemización en el colágeno de mamíferos son
5.1.1.- NIVEL O PISO SUPERIOR (GALERÍA DE LAS ESTALACTITAS DE MIEL-FAMILIEN KOBA I Y II).
En algún momento del Pleistoceno Medio comienza a desarrollarse el sistema kárstico Malloku-Goikoetxe. Los vestigios más antiguos están representados por la Galería de las estalactitas de Miel y por las cavidades Familien Koba I y II. Sabemos que se trata de un conducto colgado situado 30 metros por encima de la boca de Goikoetxe y 34 metros por encima del nivel intermedio de la cavidad (Sala Roja). Presenta un relleno fluvio-torrencial (con restos paleontológicos asociados) constituido por materiales alóctonos procedentes de la formación Deba. El origen de estos sedimentos está relacionado con procesos periglaciares desarrollados en condiciones francamente rexistásicas, lo que apunta hacia un clima frío y, al menos estacionalmente, húmedo. Una vez pre-
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de evacuar la carga detrítica que transportaba. Ignoramos la causa que pudo provocar este proceso, aunque es posible que la simple colmatación de las partes bajas del sistema kárstico disparasen el mecanismo deposicional. Las galerías se inundan completamente, depositándose por decantación y en condiciones hidrodinámicas de baja energía los materiales finos transportados (decantación de arcillas, limos y arenas finas). Es posible que la apertura de Familien I (chimenea de equilibrio) y Familien II (trop-plein) solventasen parcialmente la situación, al funcionar como surgencias temporales (eyaculadoras) durante los momentos de aguas altas. Intentar determinar la cronología del relleno detrítico y de la primitiva cavidad es una tarea casi imposible, aunque teniendo en cuenta el avanzado estado de alteración de los materiales que configuran el relleno y su posición topográfica por encima de la Sala Roja (cuya cronología aproximada sí conocemos), no parece descabellado adscribir el depósito al estadio isotópico MIS-8 (o incluso anterior), lo que nos ofrece una horquilla cronoestratigráfica que oscila entre c. 301,0 y 244,0 ka BP. Es posible que ya a finales de este período comenzase el encajamiento de la cavidad merced al predominio de los procesos de erosión química. 5.1.2.- NIVEL O PISO INTERMEDIO (SALA ROJA).
FIGURA 12. Secuencias o niveles deposicionales identificados en el sondeo S1 de la Sala Roja.
parado el material, éste es movilizado por la red de drenaje superficial sumiéndose en el interior del Karst a través de algún sumidero penetrable situado en la parte alta de la lentilla urgoniana. Dentro del sistema kárstico este flujo configuraba una corriente tractiva bastante cargada de sedimentos pero de escasa capacidad erosiva mecánica, tal y como lo atestigua la reducida o nula presencia de carbonatos en la fracción arenosa y la escasa presencia de clastos calizos en el seno de la fracción gruesa. Probablemente los procesos químicos tenían una mayor entidad aunque no disponemos de información al respecto. Las características sedimentológicas nos sugieren que la colmatación se produjo por retro-relleno al ser incapaz el sistema
Si se confirma la valía de la datación disponible, y considerando su margen de error, podríamos plantear lo siguiente. Durante el estadio isotópico MIS-7 (cálido) (244,0-196,0 ka BP) se fitoestabilizan las laderas disminuyendo casi totalmente los aportes que llegan al cauce. Al mismo tiempo, el nivel marino se eleva rápidamente pudiendo situarse unos 15/20 metros por encima de su posición actual. Esta elevación del nivel de base inundó el segmento inferior del sistema kárstico, provocando una drástica disminución del gradiente hidráulico y de la competencia, lo que a su vez determinó la desaparición de los procesos mecánicos y el desarrollo de importantes procesos químicos que provocaron el abandonado del nivel superior (se pasa de un régimen freático a otro vadoso) y la formación del nivel intermedio, dentro del cual está la Sala Roja (unos 31 metros por debajo del nivel descrito anteriormente). El depósito de la Sala Roja de Goikoetxe está constituido por 4 secuencias deposicionales superpuestas (Figura 12), identificándose todas ellas con barras longitudinales de gravas, clasto soportadas, lo que nos indica que estamos ante una corriente capaz de hacer rodar los cantos de mayor tamaño por el lecho (Walker 1975), al mismo tiempo que transporta y evacúa los materiales más finos. En las etapas de menor energía la arena se infiltra en los huecos existentes entre los cantos, quedando atrapada y a resguardo de las nuevas pulsaciones de corriente. Las características de estas 4 secuencias deposicionales son las siguientes:
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a.- Secuencia basal. Nivel I. Está escasamente representada ya que configura un nivel de apenas 30 centímetros. Se apoya directamente sobre un sustrato rocoso erosionado (procesos de disolución), lo que parece indicarnos que antes de la deposición del sedimento circulaba algún tipo de corriente hídrica que, o bien no transportaba carga detrítica o bien tenía una elevada energía cinética evacuando todo el material que transportaba. Posteriormente, se formó una barra longitudinal con facies Gh (gravas con estratificación gruesa clasto soportadas), estratificación horizontal e imbricación. Tanto las características granulométricas como el elevado grado de alteración de los materiales, nos indica que estamos ante un depósito residual cuya edad supera significativamente a la de los materiales situados encima. b.- Nivel II. Tras una fase de abandono cuya duración ignoramos, se deposita un nivel arenoso, en condiciones similares a las que hoy observamos en el thalweg del río Aprese. Podemos relacionar esta acumulación con alguno de los subperíodos más cálidos del estadio isotópico MIS-7. En estas circunstancias, el entorno de la cavidad se caracteriza por estar totalmente colonizado por la vegetación (fitoestabilidad) lo que impide la llegada al interior de la cavidad de elementos gruesos. La red hidrográfica de paleo-Malloku sólo es capaz de arrastrar elementos finos, depositándose éstos en aquello lugares en los que el gradiente hidráulico disminuye (es muy posible que el nivel de base local y el general estuviesen bastante altos). c.- Los niveles III y IV nos sugieren un brusco cambio climático, pasándose de condiciones biostásicas a otras claramente rexistásicas. El clima experimenta un significativo enfriamiento, transformando la cubierta vegetal (rala) lo que favorece los arrastres de los depósitos coluviales por parte de las aguas de arroyada. Todos los datos disponibles nos sugieren que estamos ante una corriente tractiva sumamente cargada de sedimentos que funciona de manera “espasmódica”, es decir, mediante pulsos rápidos capaces de movilizar grandes cantidades de sedimento. No es una deposición continua ya que podemos diferenciar, al menos, dos pulsos principales de mayor duración. A su vez, dentro del nivel superior se reconocen tres subfases superpuestas que indican variaciones en las condiciones de transporte, en el caudal y, posiblemente, en el gradiente hidráulico. La datación disponible, sobre un molar de rinoceronte procedente posiblemente de este tramo estratigráfico, arroja una edad de 211,9 ka BP, lo que sitúa dicho nivel en el subestadio isotópico 7.3/7.4, es decir, en el tránsito entre una fase cálida y otra fría. Sin embargo, el margen de error de la datación podría modificar la fecha, por lo que no es descartable
que la deposición de estos materiales se haya producido a comienzos del estadio isotópico MIS-6. Al iniciarse este estadio isotópico (c. 196,0 ka BP) se instauran condiciones fuertemente rexistásicas bajo condiciones climáticas frías y húmedas, al menos estacionalmente. Los procesos de crioclastia se generalizan desarrollándose importantes depósitos (¿grèzes, groizes, coladas de bloques?) constituidos por clastos angulosos de tamaño medio y pequeño. En estas circunstancias, las aguas de escorrentía cargadas de sedimento y canalizadas a través de la paleored hidrográfica se sumen en masa a través de algún sumidero situado en la zona de Malloku, depositando hasta 4 metros de sedimento en el interior de la cavidad y entre 1,5 y 2 metros en la Sala Roja. El paso de un régimen claramente freático (con circulación prácticamente forzada) a otro vadoso tuvo que ser muy rápido quedando la galería abandonada y sin ningún tipo de drenaje, tal y como lo atestiguan la ausencia de cementaciones en el interior del sedimento. También durante la deposición, los procesos de erosión mecánica estaban muy restringidos ya que no se observan carbonatos en la fracción fina y hay pocos clastos en la gruesa. Durante el MIS-6 se inicia ya el encajamiento de la red hidrográfica endocárstica (el nivel del mar se situaba muy por debajo de su posición actual, por lo que todos los cursos de agua tendían a incidir sus cauces rebajando el nivel de base). El estadio isotópico MIS-5 es bastante complejo ya que se divide en 3 subestadios cálidos (5e: c. 130,0-115,0 ka BP; 5c: c. 105,0-92,0 ka BP; y 5a: c. 84,0-74,0 ka BP) y dos fríos (5d: c. 115,0105,0 ka BP; y 5b: c. 92,0-84,0 ka BP). Se suceden una serie de fases de incisión y deposición (¿) cuya correcta evaluación resulta sumamente complicada de efectuar merced a los datos disponibles en estos momentos. Durante los períodos más cálidos (clima muy cálido y húmedo del subestadio 5e) el nivel del mar se situaba entre 6 y 6,5 m. (algunos autores lo situan a + 7,5 m.) por encima de su posición actual. Por otro lado, las condiciones de fito-estabilización de las laderas eran absolutas (biostasia) siendo nula la llegada de detritos al cauce. La agresividad de las aguas también es menor (menos cantidad de CO2) predominando el desarrollo de las formas exocársticas frente a las endocársticas. La presencia de algunos “pegotes” fluviales en la parte media e inferior de las galerías del nivel 3, nos indican que en algún momento del Pleistoceno Superior se produjo la colmatación total o parcial de la cavidad y, posteriormente, tuvo lugar su vaciado, quedando tan sólo algunos vestigios que están en fase de evaluación. Es muy probable que dicha colmatación se produjese durante las primeras fases del estadio isotópico MIS-4 (c. 74,0 ka BP). A medida que progresa esta fase fría, el nivel marino desciende rápidamente situándose unos 140/150 metros por debajo de su posición actual en torno al 20,0 ka BP.
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La Cueva de Goikoetxe y el karst de Peña Forua Aproximación al registro paleoambiental de la Cueva de Goikoetxe (Busturia): Evidencias sedimentarias y paleontológicas
Probablemente, durante este dilatado lapso temporal se abre el sumidero de Malloku, a través del cual (durante los estadiales más húmedos) se recogen los drenajes de la depresión, los cuales transportan una elevada carga detrítica a través de los conductos de la cavidad. Tanto el nivel de base general como el local están muy bajos lo que favorece el desarrollo de un elevado gradiente hidráulico (energía cinética alta), de ahí que los drenajes endocársticos vacíen casi totalmente el nivel inferior de Goikoetxe (MIS-3). Tras el inicio de la deglaciación, se suceden una serie de subestadios cálidos y fríos (interestadiales Bolling-Allerod, Dryas…) lo que determina la alternancia de ciclos de erosión mecánica junto a otros de erosión química, profundizando este tercer nivel hasta alcanzar su configuración actual durante el Holoceno. Actualmente, el río Aprese tiene un reducido gradiente hidráulico lo que unido a la proximidad del nivel de base local y al claro predominio de las condiciones biostásicas en la zona, determinan que dicho curso de agua solo sea capaz de transportar elementos finos. 5.2.- Reflexión sobre la problemática de las acumulaciones faunísticas de Goikoetxe: estratigrafía y tafocenosis. El contexto sedimentológico de los restos faunísticos recuperados en Goikoetxe permite valorar tres grandes conjuntos estratigráficos, que exponemos a continuación, de más antiguo a más reciente: 1) Por el momento, se ha recogido un hueso largo no determinado en un relleno fluvial del nivel superior (depósito DP-4, a c. 77-82 metros s.n.m.), que sería el resto paleontológico más antiguo del sistema Malloku. 2) La mayor parte del registro paleontológico de Goikoetxe (depósitos DP-2, DP-3 y DP-5) se ubica dentro de los rellenos fluviales del nivel intermedio (a c. 50 metros s.n.m.), de donde procede la datación del molar de rinoceronte (211,9 ka BP). Sorprendentemente, uno de los huesos de mayor porte del nivel intermedio (la pelvis de rinoceronte del DP-3 o Sala Roja) apareció estratigrafiado en la parte superior del relleno, en el seno de la unidad estratigráfica Gsm-1, dentro de un episodio de relativa moderación de la energía hídrica. 3) Por último, los restos de cérvidos y gran bóvido localizados en el tramo inicial de la cueva (DP-1) aparecen dentro de una brecha de bloques que poco tiene que ver, en cuanto al contexto de deposición, con los rellenos de génesis fluvial. Posiblemente, y como se plantea en el trabajo de descripción del karst del sistema Malloku (Aranzabal y Maeztu, en este volumen), este depósito proceda de una primitiva cavidad natural situada de forma aproximada en el entorno de la korta de Goikoetxe. En prin-
cipio, se podría valorar como la asociación faunística más reciente de la cavidad. Otra de las cuestiones que plantea el sistema Malloku, y cuya resolución no es fácil a corto plazo, es la referente al origen u orígenes de las acumulaciones faunísticas y su historia tafonómica. Respecto al origen, está claro que todos los huesos que aparecen a lo largo de los 3 kilómetros de desarrollo del sistema Malloku no proceden de una única acumulación original, que pudiera haber sido removilizada y dispersada a lo largo de sus galerías. En este sentido, por el momento se pueden determinar con seguridad dos acumulaciones paleontológicas independientes, y muy posiblemente una tercera. Las dos primeras corresponderían a los depósitos DP-1 y DP-6, situados en los extremos del sistema y con predominio de cérvidos en ambos casos, cuyos contextos estratigráficos certifican su origen independiente. Y un tercer depósito, acaso de origen autónomo, serían los cráneos retenidos en la oquedad del DP-2, carentes de estigmas de rodamiento o transporte fluvial y que manifiestan una situación de prolongado encharcamiento o inundación. Por tanto, habría que proponer una acumulación originada en ese espacio interior de la cueva, desconociendo por el momento la tafocenosis de la misma. Tanto la formación y evolución paleoclimática del sistema Malloku, como el origen e historia tafonómica de su registro paleontológico, revelan una dinámica de una enorme complejidad. Comenzamos a entrever un sistema kárstico de gran antigüedad y complicada evolución geomorfológica, con diferentes e independientes acumulaciones faunísticas, en cuyas tafocenosis han podido intervenir desde trampas naturales, depósitos originados por carnívoros o, incluso en algún caso, animales que se internaron y murieron en el interior de la cueva (por ej, osos que se internaron para hibernar). La cueva de Goikoetxe-sistema Malloku se revela como un testimonio excepcional para el conocimiento de la evolución paleoambiental en el tránsito del Pleistoceno medio al Pleistoceno superior en Urdaibai, período muy mal conocido en la cuenca del Oka y en el resto del territorio de Bizkaia.
AGRADECIMIENTOS: - Dpto. de Cultura de la Diputación Foral de Bizkaia. - Dpto. Medio Ambiente. Gobierno Vasco. - Gorka Zabala y Familia. - ADES Espeleología Taldea. - Gotzon Aranzabal (fotografía) y Javi Maeztu. - AGIRI Arkeologia Kultura Elkartea. - Ayto. de Gernika-Lumo.
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Gours secos en la galería principal del sistema Malloku.
BIBLIOGRAFÍA.
ADES, ASOCIACIÓN DEPORTIVA ESPELEOLÓGICA SAGUZARRAK (2010): Urdaibai. Leizeen eta koben katalogoaCatálogo de cuevas y simas. Servicio Central de Publicaciones del Gobierno Vasco, 547 pp., Vitoria-Gasteiz, 2010. ARANZABAL, G. MAEZTU, J.J. (en este volumen): El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodia del Territorio. Revista Karaitza (monográfico Goikoetxe). EVE (1987): Mapa Geológico del País Vasco. Hoja 38-III. Munguia. Ente Vasco de la Energía. Bilbao.
SÁENZ DE BURUAGA, A. (1996): Apuntes provisionales sobre la historia y el concepto de Estratigrafía Analítica. Krei 1, 5-20. SÁENZ DE BURUAGA, A.; AGUIRRE, M.; GRIMA, C.; LÓPEZ QUINTANA, J.C.; ORMAZABAL, A.; PASTOR, B. (1998): Método y práctica de la Estratigrafía Analítica. Krei 3, 7-41. TORRES, T., ORTIZ, J.E., LLAMAS, F.J., CANOIRA, L., JULIÁ, R., GARCÍA-MARTÍNEZ, M.J. (2002): Bear Dentine Aspartic Acid Racemization Analysis, Proxy for Pleistocene Cave Infills Dating. Archeometry 44 (3), 417-426. WALKER, R. G. ED. (1975): Facies Models. Reprint Series 1, 121 p. Canadá.
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Curiosas raĂces localizadas en una galerĂa superior de la zona de entrada.
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Monitorización climática del Sistema Malloku G. ARANZABAL1; I. BASTERRETXEA1; S. DÍEZ1; P.J. URIBARRI1; A. GARCÍA1; R. GUTIÉRREZ1; J. MORENO1; C.ERAÑA2; M. NAPAL3 (1)
ADES (Asociación Deportiva Espeleológica Saguzarrak). Gernika-Lumo.
(2)
AMET (Aloña Mendi Espeleologia Taldea) Oñati.Gipuzkoa.
(3)
GEE/LET (Grupo de Espeleología de Estella/ Lizarrako Espeleologi Taldea). Estella. Navarra
RESUMEN: Se presenta un avance de la primera fase (2011) del proyecto de monitorización climática, en el seno de una investigación multidisciplinar sobre el Sistema Malloku (Busturia, Bizkaia). El objetivo es conocer las características del medio ambiente subterráneo en el sistema Malloku, y su interacción con el exterior. Para ello se han instalado nueve estaciones climáticas (8 interiores y 1 exterior), que monitorizan el aire (temperatura) y agua (temperatura, conductividad y altura de la lámina de agua) en la Cueva de Goikoetxe y su surgencia. La limitada serie temporal de datos de la que disponemos sugiere que el clima interior de la cavidad, que ha de considerarse como un sistema cerrado a efectos climáticos, está totalmente condicionado por el caudal y la temperatura del agua que penetra al sistema.
LABURPENA: Malloku sistemari (Busturia, Bizkaia) buruzko jakintza-alor anitzeko ikerketa barruan, monitorizazio klimatikoaren proiektuaren lehenengo fasearen aurrerapena aurkezten dugu. Ikerketa honen helburua Malloku sistemako lurrazpiko ingurugiroaren ezaugarriak eta kanpoaldearekin duen interakzioa ezagutzea da. Horretarako, 8 estazio klimatiko instalatu ditugu (8 barruan eta bat kanpoaldean). Hauek airea (tenperatura) eta ura (tenperatua, konduktibitatea eta uraren laminaren altuera) monitorizatzen dituzte Goikoetxeko Koban eta bere iturburuan. Eskuratu dugun datuen denbora-serie mugatuak hauxe iradokitzen du: uraren emariak eta tenperaturak zeharo baldintzatzen dute koba barruko klima, klima hau sistema itxitzat hartuko genuke.
ABSTRACT: We contribute the preliminary results of the first phase (2011) of the climatic monitoring project, which is part of a multidisciplinary research on the Malloku system (Busturia, Bizkaia). Our objective was to describe the features of the subterranean environment, and their interaction with the outside. To do this, we installed 9 climatic stations (8 under ground, 1 outside), which monitor the air (temperature) and water (temperature, conductivity and water level) at the Goikoetxe cave and its upwelling. Though still limited, collected data suggest that the internal climate of the cavity is strongly determined by the incoming water.
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media anual entre los 13 y 14 ºC, con 12.1 ºC de amplitud térmica (diferencia entre el mes más calido y el más frío).
1.- INTRODUCCIÓN. En el marco del proyecto de investigación multidisciplinar sobre la cueva de Goikoetxe (sistema Malloku) que acaba de comenzar, hemos instalado una serie de estaciones climáticas, con el objeto de realizar un seguimiento climático completo de sus condiciones ambientales. La comprensión de las características del medio ambiente subterráneo en las cuevas y de su evolución pasa por conocer los intercambios de energía y materia entre la cavidad y el exterior. Estos intercambios se materializan en cambios en la temperatura, en la composición gaseosa del aire de la cavidad, y en parámetros físico- químicos de sus aguas, elementos todos ellos monitorizables. Además de contribuir desde otra disciplina al conocimiento holístico del sistema Malloku, este estudio climático de la cueva de Goikoetxe reviste especial interés. En primer lugar, por haberse desarrollado en paralelo al estudio hidrogeológico del sistema (Vadillo & Barberá, 2011), al que complementa y del que se alimenta. En segundo lugar, y llevándolo al terreno del colectivo de espeleólogos, Goikoetxe, con su intensa monitorización, constituye un laboratorio inigualable para evaluar el efecto de la frecuentación humana (desobstrucciones, cerramientos, visitas) sobre el medio ambiente subterráneo. Presentamos a continuación los resultados obtenidos en 2011 junto con unas primeras conclusiones preliminares, que nos permitirán avanzar en el conocimiento del clima y funcionamiento subterráneo del Sistema Malloku.
2.- CONTEXTO DE TRABAJO. 2.1.- Clima y meteorología en Urdabai. El territorío de Urdaibai se encuentra enclavado en el litoral vasco, en el dominio climático atlántico, que se caracteriza por una elevada pluviosidad y temperaturas moderadas. Los datos aportados en este apartado se basan en las series climáticas registradas en el periodo 1999- 2005 por la estación Meteorológica de Muxika (Red Meteorológica de Bizkaia, integrada en la Red de Estaciones Meteorológicas del Pais Vasco) (Tabla 1). Otras dos estaciones proporcionan información meteorológica para el territorio de Urdaibai: la Boya y la Estación Meteorológica de Bermeo. TEMPERATURA
En el territorío de Urdaibai (piso bioclimático termocolino) la influencia del Mar Cantábrico hace que las temperaturas medias sean moderadas durante todo el año desde los 20 ºC de agosto hasta los 8 ºC de febrero, situándose la temperatura
El invierno se caracteriza por la retirada hacia el sur del anticiclón de las Azores y la entrada de los húmedos vientos atlánticos. Estos vientos hacen que predominen los días lluviosos con cortos intervalos de cielos despejados. La temperatura media en invierno ronda los 9ºC, y las temperaturas medias más bajas se dan en el mes de febrero (media de 8.1 ºC). Las temperaturas mínimas absolutas se dan en el mes de enero con -5.6ºC y en diciembre con -7.9ºC. Las heladas son escasas debido a que no se suelen sobrepasar las temperaturas de congelación. En verano las temperaturas son moderadas con una media estival que ronda los 19 ºC. El mes más caluroso es agosto con una temperatura media de 20.2 ºC. Las temperaturas máximas absolutas también corresponden a este mes, pudiéndose alcanzar los 41.5 ºC. Durante las estaciones intermedias, otoño y primavera, las temperaturas son moderadas, normalmente entre los 10 y 20 ºC. PRECIPITACIÓN.
La precipitación media anual de Urdaibai está alrededor de los 1240 mm. El periodo más lluvioso se corresponde con el final del otoño (noviembre 153.2 mm y diciembre 153.9 mm) seguido del principio de la primavera (abril 124.7 mm). En verano, la precipitación media es de 42 mm y ningún mes registra una precipitación menor de 30 mm, aunque los meses menos húmedos corresponden a la época estival, es decir, a junio y agosto. La humedad relativa media de las estaciones de otoño e invierno es del 80%, mientras que en primavera y verano es del 70%. El tiempo de insolación al año suma alrededor de 1.750 horas, lo que supone una media de 150-200 días de lluvia al año. 2.2.- El sistema Malloku. A. ESTRUCTURA FÍSICA.
La descripción del sistema Malloku se ha realizado con detalle por ARANZABAL, G. y MAEZTU, J.J. en este mismo volumen (Aranzábal y Maeztu, 2012). Sí conviene traer aquí, a los efectos que nos ocupan, algunas de sus características. Actualmente, el sistema tiene un desarrollo conocido de 3400 m y un desnivel total de 90 m (-40 /+50), con dos entradas: una denominada “Cuadra” a 50 m.s.n.m. (cota 0), que fue preciso desobstruir; y la surgencia sifonada de Iturgoien a 21 m.s.n.m. (cota -37). Se han asignado tres niveles diferentes a la cavidad. Un nivel inferior, el del río subterráneo Aprese, un nivel medio, corres-
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FOTOGRAFÍA 1. Recogida de datos en la estación “Chimenea”.
FOTOGRAFÍA 2. Sensor de la estación “Surgencia”, situado post-2º sifón.
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Variable
ENE
FEB
MAR
ABR
MAY
JUN
JUL
AGO
SEP
OCT
NOV
DIC
Anual
Tª Máx.(ºC) Tª Máx. Abs (ºC) TªMín.(ºC) TªMín.Abs.(ºC) Tª Media.(ºC) Precip.(mm)
13.1 22.4 3.8 -5.6 8.4 128.7
12.9 23.7 3.8 -3.5 8.1 124.1
16.8 27.4 4.9 -6.1 10.7 116.2
17.2 30.8 6.4 -0.1 11.9 124.7
20.4 34 9.2 2.8 14.8 88.1
23.7 39.2 13.1 6.5 18.4 34.6
24.1 36.3 14.0 8 19.1 54.4
25.8 41.5 15.1 8.7 20.2 36.6
23.7 35.9 12.3 3.9 17.5 80.4
21.0 32 10.2 0 15.4 143.9
14.9 24.9 6.0 -0.5 10.3 153.2
13.8 24.1 4.9 -7.9 9.3 153.9
18.95 22.4 8.64 -5.6 13.68 1238.8
TABLA 1: Distribución interanual de las temperaturas y precipitaciones en Urdaibai. Fuente: Departamento de Medio Ambiente y Ordenación del Territorio. Gobierno Vasco. Diagnóstico de la sostenibilidad de la Reserva de la Biosfera de Urdaibai”, usando como fuente la Red Metereológica de Bizkaia (1999-2005).
pondiente a una galería principal fósil de dirección N-S que representa el 80% del conjunto de las galerías, con aportes temporales que drenan a este sector las aguas infiltradas en el karst, y un nivel superior, formado por 100 m de galerías fósiles, que representan el 3 % del conjunto de las galerías. B. COMPORTAMIENTO CLIMÁTICO DEL SISTEMA. MECANISMOS DE TRANSFERENCIA DE ENERGÍA.
Las transferencias por conducción posibilitan la propagación del calor en distancias relativamente cortas, mientras que la mayor parte del intercambio se produce por convección (Andrieux, 1977; Manginet y Andrieux, 1988; Mangin y Bakalowicz, 1989). Este mecanismo implica un transporte de calor por un fluido, por el aire o por el agua. Debido a las propiedades físicas de cada uno de ellos, solamente el agua es capaz de asegurar una transferencia sobre largas distancias; en cambio, el aire, por su movilidad, favorece el intercambio a medias distancias. MECANISMOS DE INTERCAMBIO A TRAVÉS DEL AIRE EN EL SISTEMA MALLOKU.
Partiendo de la evidencia disponible, estamos ante una cavidad que a estos efectos ha de calificarse como cerrada, pues no tenemos constancia de que haya una comunicación directa entre el interior y el exterior. Los dos únicos accesos conocidos están cegados: la boca de entrada a través de la cuadra ha sido sellada herméticamente con una puerta metálica, devolviendo la cavidad a su estado natural anterior a la desobstrucción; y en el nivel inferior hay dos pasos permanentemente sifonados, únicamente transitables por espeleobuceadores, y que impiden, al menos que se sepa, transferencia de masa gaseosa entre Goikoetxe e Iturgoien. MECANISMOS DE CAMBIO A TRAVÉS DEL AGUA EN EL SISTEMA MALLOKU.
Aunque aún no se han definido con exactitud los límites de los terrenos que vierten a Malloku, se sabe que
parte de las aguas procedentes de recarga alóctona de la vertiente oeste de la depresión de Malloku se introducen en el interior del sistema a través de varios sumideros temporales en la zona de contacto, uno de los cuales es permanente, el de Erlatxe. La contribución de estos sumideros al sistema es modesta; la recarga difusa por infiltración de agua de lluvia sobre los afloramientos carbonatados es la responsable de las aportaciones más importantes al caudal del manantial de Iturgoien (Vadillo & Barberá, 2011). La conexión hidrogeológica entre las zonas de inyección y las de recarga es buena, debidas a una elevada karstificación en el interior del sistema. El drenaje desde estas zonas de inyección es rápido, por un sistema de conductos kársticos preferenciales, o bien por una red bien organizada de elementos muy transmisivos (Mudarra et al., 2010).
3.- MATERIAL Y MÉTODOS. 3.1.- Equipamiento y situación de las estaciones climáticas y parámetros monitorizados. En total se instalaron nueve estaciones climáticas, ocho en el interior de la cavidad y una en el exterior. Cada punto de muestreo monitoriza una serie de variables, en función del equipamiento instalado (Tabla 2; Imagen 1). Las ocho estaciones climáticas del interior de la cavidad, protegidas bajo llave, monitorizan las siguientes variables: A) EN EL AGUA:
- Conductividad (Cd; _S/ cm): Colocado en el segundo sifón, mide la conductividad del agua de la surgencia. - Temperatura (Tª; ºC): tres puntos en el río principal (nivel bajo) y uno de los afluentes principales (nivel medio, zona Gours).
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IMAGEN 1: Cuadro Resumen de las Estaciones colocadas.
Nombre
Situación
Nivel
Exterior
Exterior (Cuadra)
-
Surgencia
Río Principal: Surgencia.
Inferior
Chimenea
Río Principal: medio
Pasamanos
Río Principal: Cabecera.
Entrada Oso
Cota (m.s.n.m.)
Elemento
Parámetros
Aparato
55
Aire
Tª, PrAtm y Precipitación
Baro-Diver y Davis
19
Agua
Tª, Cd y Lámina de agua
CTD-Diver
Inferior
22
Agua
Tª y Lámina de agua
Hobo U20
Inferior
24
Agua
Tª y Lámina de agua
Hobo U20
Entrada cueva
Medio
50
Aire
Tª
Hobo U22
Junto restos oso
Medio
47
Aire
Tª y Humedad relativa
Hobo U23-001
Sala Roja
Sala Roja
Medio
47
Aire
CO2. Tª y Humedad relativa
Vaisala G70
Sur
Fondo cavidad
Inferior
51
Aire
Tª y Humedad relativa
Hobo U23-001
Gour
Galería Gours
Medio
45
Aire y Agua
Tª
Hobo U23-003
TABLA 2: Cuadro Resumen de las Estaciones colocadas.
- Lámina de agua (lámina; cm H2O): tres puntos de lámina de agua en el río principal. Uno cerca de la surgencia, uno en la cabecera y otro en un punto intermedio.
sor que captura temperatura y presión atmosférica (PrAtm). Este último es esencial para compensar los datos obtenidos de la lámina de agua. El registro de las variables es continuo, con un intervalo de 30 minutos (Imagen 2)
B) EN EL AIRE:
- Temperatura (Tª; ºC): cinco puntos (boca, yacimiento del oso, Sala Roja, Gours, fondo de la cavidad). - Humedad relativa (HR; %): tres puntos de humedad relativa (yacimiento del oso, Sala Roja, al fondo de la cavidad). - CO2 (CO2; ppm): un punto (Sala Roja). Además, se ha colocado en el exterior una estación meteorológica muy sencilla compuesta de un pluviómetro y un sen-
4.- RESULTADOS: DATOS CLIMÁTICOS REGISTRADOS. 4.1.- Datos climáticos del periodo en la estación Muxica. Presentamos los datos registrados por la estación meteorológica de Muxika en 2011.
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IMAGEN 2: Datos registrados en la Estación Pasamanos.
Variable
ENE
FEB
MAR
ABR
MAY
JUN
JUL
AGO
SEP
OCT
NOV
DIC
Anual
Tª Máx.(ºC) Tª Máx. Abs (ºC) TªMín.(ºC) TªMín.Abs.(ºC) Tª Media.(ºC) Precip.(mm)
13.15 21.8 4.8 -2.5 8.64 24.8
15.71 21.9 3.96 -1.2 4.44 162.6
16.41 23.2 6.15 -0.9 11.41 118
21.82 33.1 9.63 4.8 15.58 33
22.35 30.3 11.25 7 17.21 46.3
23.7 40.8 13.05 7.8 18.4 27.9
23.81 30.4 14.03 9.1 18.98 103.7
26.45 37.7 15.57 9.2 20.56 34.9
26.55 37.8 14.13 9.5 19.58 48.5
22.71 32.4 9.78 4.6 15.98 35.2
19.33 24.9 9.70 2.6 14.25 136
14.70 19.3 6.10 -3.7 10.13 55
20.56 29.47 9.85 3.86 14.60 899.4
TABLA 3: Distribución anual de las temperaturas y precipitaciones en Urdaibai durante 2011. Elaboración propia Fuente: EUSKALMET- AGENCIA VASCA DE METEREOLOGIA. 2012. Datos de estaciones. Climatología mensual. Estación C063 Muxika Diputación Foral de Bizkaia. Red Metereológica de Bizkaia.
La precipitación total registrada fue de 900 mm (Tabla 3). Teniendo en cuenta que la precipitacion media de la zona es de 1238 mm, podemos clasificar el periodo estudiado como muy seco. Durante el periodo se han producido varíos episodios de fuertes lluvias, destacando: - El periodo 13/2/2011 al 1/3/2011. con una precipitación acumulada de 173.6 mm, destacando el día 21/2 (48.1 mm) y el 22/2 (31.6 mm.).
El caudal máximo y la precipitación registrada en la estación de Muxika no guardan una proporción directa,siendo significativo el bajo caudal registrado en las precipitaciones muy abundantes y persistentes del 4 al 7 de Noviembre de 2011. (Tabla 4 ). En cuanto a la temperatura, el año 2011 ha resultado especialmentre caluroso, con una media de 14.60ºC, lo cual supera en 0.92ºC el valor normal para el periodo de referencia 1999-2005. 4.2.- Resultados obtenidos de la monitorización del sistema.
- Los días 15. 16. 17 de marzo, con una precipitación acumulada de 82.2 mm, destacando el día 16 (61.6 mm.)
4.2.1.- LÁMINA DE AGUA DEL RÍO EN EL NIVEL INFERIOR.
- Los días 4. 5. 6 y 7 de noviembre, con una precipitación acumulada de 117 mm, destacando el día 6 (60 mm) y el día 5 (47.8 mm).
Para medir las variaciones de caudal del río hipogeo del nivel inferior se han instalado tres sensores de lámina de agua: uno en la cabecera del río denominado estación ”Pasama-
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FOTOGRAFÍA 3. Recogida de datos en la estación “Surgencia”.
FOTOGRAFÍA 4. Recogida de datos en la estación “Sur”.
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Fecha 21/02/2011 16/3/ 2011 6/11/2011
Precipitación (mm)
Precipitación en el episodio
Caudal máximo (m3)
Tª agua(ºC)
Tª media del aire (ºC)
48 62 60
(20-21) 50 (15-16) 74 (05-06)107
18 58 34
9-10 11 13.7
10.1 12.4 13.8
TABLA 4: Comparativa de los valores de precipitación, precipitación del episodio, caudal máximo (m3) , temperatura del agua y temperatura media del aire registrados por la estación de Muxika.
IMAGEN 3: Registro anual de valores de lámina de agua en la surgencia (rosa; cm H2O ; eje vertical derecho) y precipitaciones registradas en la estación meteorológica de Muxika durante el año 2011 (azul; mm; eje vertical izdo).
nos” a 24 m.s.n.m.; otra en la parte media del río subterraneo, estación “Chimenea”, a 22 m.s.n.m. y la estación “Surgencia” cerca de la entrada a 19 m.s.n.m. Todas las estaciones están dotadas de un sensor de temperatura. En el registro de esta variable destacan tres momentos en los que el caudal del río hipogeo ha subido considerablemente. (Imagen 4). La altura de la lámina de agua alcanzada no guarda una proporción directa ni con el caudal, ni con la precipitacion registradas en la estación de Muxika. Las tres estaciones del nivel base respondieron casi simultáneamente, con un intervalo máximo de media hora entre “Pasamanos” respecto a las otras dos (“Chimenea” y “Surgencia”) en los registros de febrero y marzo ,y simultaneamente en los registros de noviembre.(Tabla 5) 4.2.2.- TEMPERATURA DEL AGUA DEL RÍO EN EL NIVEL INFERIOR.
Analizando el periodo estudiado (12-12-2010 al 10-12-2011), se aprecia que al comienzo del registro la temperatura del agua de la cavidad estaba aumentando progresivamente has-
ta llegar a los 12.4ºC en la estación “Surgencia”, 12.21ºC en la estacion “Chimenea”y 12.30ºC en la estación “Pasamanos”. También en la temperatura, como en la altura de la lámina de agua, se observan tres eventos, coincidiendo con las tres creidas (comparar imagen 4 e imagen 5): El día 21/02/2011. con la primera gran avenida, la temperatura del agua descendió en las tres estaciones hasta llegar a los mínimos registrados en el periodo (Tabla 6). La temperatura mínima se registró en un intervalo de media hora entre cada una de las 3 estaciones: 21:30h en “Pasamanos”, 22:00h en “Chimenea” y 22:30h en “Surgencia”. Previamente al descenso de la temperatura se registra un efecto pistón solamente en la estación “Surgencia”, donde la temperatura del agua sube de 12.4 a 12.6ºC, posiblemente debido al arrastre por parte de la masa de agua que viene del exterior de una masa de agua que estaba estabilizada térmicamente en la cavidad. Seguidamente, la temperatura del agua vuelve a subir en las tres estaciones, siendo más rapida la respuesta en la estación “Pasamanos”, que retorna además a su valor anterior.
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Fecha y hora
Altura máx. lámina de agua
Precipitación (mm)
Precipitación en el episodio
Caudal máx. (m3)
48 62
(20-21) 50 (15-16) 74 (05-06)107
18 58 34
(cm H2O)
21/02/2011 22:30h 16/3/ 2011 13:00h 6/11/2011 22:30h
1429.2 1185 1416.5
60
TABLA 5: Comparativa de los valores máximos de lámina de agua (cm H2O) en la estación “Surgencia”, y precipitación, precipitación del episodio, caudal máximo (m3) registrados por la estación de Muxika.
IMAGEN 4: Comparativa de la lámina de agua (kPa) en las tres estaciones del nivel inferior. *: picos de crecida referidos en el texto.
IMAGEN 5: Comparativa de la temperatura del agua en las tres estaciones (a la izquierda, en ºC) comparada con el nivel de la lámina del agua en cmH20.
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Surgencia Chimenea Pasamanos Temperatuario exterior
15/3
21/2
Estación 12.4 12.2 12.3
11.40 11.14 10.75
12.20 11.92 12.30
9-10
6/11 11.70 11.43 12.11
11
12.90 12.59 12.30
13.10 12.98 12.98 13.7
TABLA 6: Temperatura del agua (ºC) registrada en las estaciones “Surgencia”, “Chimenea” y “Pasamanos” en los tres eventos (columnas señaladas con una fecha y sombreadas en azul, enfriamiento, o rojo, calentamiento ), en comparación con los niveles de base en los periodos intermedios y temperatura del agua del rio exterior de Muxika.
Estación Surgencia Chimenea Pasamanos
Tª máx. del agua (ºC)
Tª mín. del agua (ºC)
Amplitud térmica (ºC)
13.4 12.98 12.98
11.37 11.139 10.748
1.7 1.841 2.232
TABLA 7: Valores de temperatura extremos y amplitud térmica (diferencia máxima) registrada en cada una de las estaciones en el conjunto del año.
El día 15/3/2011 con la segunda avenida, la temperatura del agua baja de nuevo en las tres estaciones (Tabla 6). La temperatura mínima se registró a las siguientes horas: 12:00 en Pasamanos, 13:30 en Chimenea y 14:30 en Surgencia. De nuevo previamente al descenso de la temperatura se registra un efecto pistón solamente en la estación “Surgencia”, donde la temperatura del agua sube de 12.2 a 12.4ºC. Durante el periodo siguiente la temperatura del agua del río hipogeo sigue aumentando poco a poco. El día 6/11/2011. ante la tercera subida de caudal, la temperatura del agua sube debido a que la temperatura del río alóctono es superior al del río hipogeo, hasta alcanzar las máximas del periodo, (Tabla 6). La temperatura máxima se registró a las 22:30h en “Pasamanos”, 00:00h en “Chimenea” y 23:30h en “Surgencia”. Previamente al aumento de la temperatura se registra un efecto pistón en la estación “Surgencia”y en la estación “Chimenea”: la temperatura del agua baja en estas estaciones al arrastrar el agua que viene del exterior a una masa de agua que estaba estabilizada en el subsuelo y en la cavidad. Analizando las gráficas de temperatura del agua de las tres estaciones del nivel inferior (Imagen 5), se observa que las estaciones “Chimenea” y “Surgencia” tienen un comportamiento parecido ante el aumento de caudal. La estación “Pasamanos” tiene, por su parte, una resiliencia (capacidad que presenta el medio para volver a su estado inicial desde el instante que una perturbación ha modificado sus parámetros) mayor que las dos anteriores, es decir, cuando llega la perturbación, se ve afectada, pero rápidamente vuelve a su estado de equilibrio,si bien la amplitud térmica en esta estación es también máxima (Tabla 7).
4.2.3.- CONDUCTIVIDAD DEL AGUA DEL RÍO.
La estación “Surgencia” está equipada con un sensor de conductividad de agua, además de los de temperatura del agua y altura de lámina de agua. El sensor no registró correctamente todo el periodo por quedarse fuera del agua en determinados periodos, así que nos limitamos a analizar los periodos registrados. El registro comenzó con una conductividad de 310μS/cm. La primera crecida del día 21/2/2011 provocó un descenso de la conductividad desde 380 μS/cm a las 16:30h, hasta 200μS/cm a las 22:30h, coincidiendo con la crecida de lámina de agua hasta 1186 cmH2O. A partir de aquí siguió aumentando la conductividad hasta llegar a 340μS/cm el día 16/3/2011 a las 7.00h. Desde este instante, coincidiendo con una crecida de lámina de agua de 1429 cmH2O máximo a las 13:00 h, comenzó a bajar hasta 220μS/cm ese mismo día a las 15:00h. Seguidamente siguió creciendo hasta llegar a 380μS/cm el día 25/5/2011 y baja en picado, perdiendo señal al quedar el sensor fuera del agua. El 5/11/2011 a las 5:30h se recupera de nuevo el registro marcando el valor máximo de 480μS/cm, valor que se mantiene hasta las 15:00h de ese mismo día, cuando comienza a bajar por una crecida que incrementó la lámina de agua máxima a 1417 cmH2O, hasta alcanzar una mínima de 280μS/cm a las 22:30h del 6/11/2011. A partir de aquí comienza a recuperar hasta llegar a los 400μS/cm el día 23/11/2011, donde de nuevo cae en picado al quedar de nuevo el sensor fuera del agua.
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Estación
Conductividad max.
Conductividad min.
Amplitud máxima
Surgencia
480μS/cm
200μS/cm
280μS/cm
TABLA 8: Valores de conductividad del agua extremos y amplitud (diferencia máxima) registrada en en la estación “Surgencia” en el conjunto del año.
IMÁGEN 6: Registro anual de los valores de conductividad del agua (mS/cm) en la estación “Surgencia”en el conjunto del año.
Los datos analizados reflejan cómo los periodos de lluvias intensas dan lugar a un descenso de la mineralización de las aguas subterráneas (expresado como un descenso en la conductividad) como consecuencia de un proceso de dilución (comparar imagen 4 e imagen 6). Uno de los factores que parece favorecer la dilución es el aporte de las aguas provenientes de las zonas de baja permeabilidad que se sumen en las calizas en puntos localizados, como es el sumidero permanente de Erletxe. En análisis realizados se ha probado que la conductividad del agua del sumidero era inferior a la de las aguas de la surgencia. Adicionalmente a ello, el agua de lluvia, de baja mineralización, penetra en el acuifero de forma difusa pero mediante una red muy transmisiva. Los periodos siguientes a las crecidas, el agua se va mineralizando y va aumentando de nuevo la conductividad, hasta alcanzar los mayores niveles de iones en condiciones de estiaje. 4.2.4.- TEMPERATURA DEL AGUA EN LOS GOURS (NIVEL MEDIO).
El agua de los gours del nivel medio, a diferencia del agua del río activo, es un agua proveniente de la recarga difusa por infiltración de agua de lluvia a través del endokarst o de la al-
macenada en el epikarst. La permanencia en el medio subterraneo es previsiblemente mayor y, por tanto, su temperatura es más estable y más representativa del clima subterraneo. Para medir esta variable se ha instalado un sensor de temperatura de agua en la estacion “Gours” a 45 m.s.n.m. La estación se localiza en un gran gour que, cuando alcanza su nivel máximo, se desborda para verter el agua al río activo del nivel inferior en un punto no conocido. En las épocas secas el gour está vacío y sin agua, al igual que ocurre con casi todos los gours del nivel medio. El comportamiento de la temperatura del agua de los gours es similar a la del río con las crecidas, pero con incrementos menores y más lentos y con un marcado efecto pistón. Comienza el registro con una temperatura de 12.77-12.75ºC estabilizada. El día de la primera crecida, el 21/2/2011 a las 17:30 h, sufre un efecto pistón y llega a subir hasta 12.85ºC; a las 21:30h comienza a bajar hasta llegar a 12.51ºC (temperatura mínima del registro). Tras una serie de oscilaciones de pequeña amplitud (0.1ºC) se estabiliza de nuevo en 12.06ºC 6 días después.
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Estación Gours
Tª máxima
Tª mínima
Amplitud máxima
13.26
12.51
0.75
TABLA 9: Valores de temperatura del agua(ºC) extremos y amplitud térmica (diferencia máxima) registrada en en la estación “Gours” en el conjunto del año.
Estación Surgencia Chimenea Pasamanos Temperatuario exterior
12.32 12.70 12.75 11.78
15/3
21/2
Inicio 12.82 12.70 12.75 11.78
12.65* 12.68 12.70 11.76*
12.73 12.70 12.73 11.78
12.56** 12.73** 12.73 11.81*
6/11 12.896 12.751 12.437 11.856
Final
13.16** 12.92* 12.56* 11.90*
12.99 12.80 12.27 11.88
TABLA 10: Temperatura (ºC) del aire registrada en las estaciones “Entrada”, “Oso”, “Gours” y “Sur” al inicio del periodo , en los tres eventos de crecida y al final del periodo. Bajo cada fecha, se señala el valor inicial (columna izda) y extremo alcanzado (columna dcha, descenso de tª en azul y ascenso de tª en rojo). Los valores marcados con asterisco retornan a su valor inicial, rápidamente (*) o en un periodo superior a las 48 horas (**)
Estación
Tª máxima
Tª mínima
Amplitud
Surgencia Oso Gour Sur
13.161ºC 12.920ºC 12.775ºC 11.904ºC
12.654ºC 12.678ºC 12.243ºC 11.759ºC
0.507ºC 0.242ºC 0.532ºC 0.145ºC
TABLA 11: Valores de temperatura del aire (ºC) extremos y amplitud térmica (diferencia máxima) registrada en las estaciones “Entrada”, “Oso”, “Gours” y “Sur” en el conjunto del año.
El día de la segunda crecida, el 16/3/2011. sufre un efecto pistón y sube la temperatura desde los 12.73 ºC hasta llegar a los 12.82ºC. nuevamente, una serie de oscilaciones de pequeña amplitud (0.08 ºC) llega a los 12.68ºC 5 días después, el 21/8. El 6/11/2011 coincidiendo con la tercera riada, la temperatura sube desde los 12.77ºC hasta llegar a los 13.26ºC (temperatura máxima del registro) el 7/11/2011. Seguidamente comienza a bajar hasta llegar a los 12.73ºC el 1/12/2011. Así, el comportamiento de la temperatura del agua registrado en la estación Gours es similar al comportamiento de la temperatura del agua del río con las crecidas pero con incrementos menores, una amplitud máxima de temperatura en todo el registro menor (0.75ºC) y mas lentos, con efecto pistón. El agua almacenada en los gours, al ser un agua de más permanencia en el acuífero, se va estabilizando y alcanza una temperatura de 12.73ºC. En periodos lluviosos con bajas temperaturas el agua fría que va entrando en el acuífero va alimentando los gours.
Comienza el registro con una temperatura de 12.32ºC en la estación “Entrada”; 12.70ºC en la estación “Oso”; 11.78ºC en al estación “Sur”. En el periodo comprendido entre el 26/12/2010 y el 26/3/2011. la gráfica registrada por la estación “Entrada” requiere de un estudio posterior para verificar si obedece a que la puerta de acceso a la cavidad no estaba cerrada. Destacamos que el 24/01/2011 se registran temperatura inferiores a 0ºC en la estación “Cuadra”, que coincide con un descenso de temperatura acusado en la estación “Entrada”. El día 21/02/2011. con la primera subida de lámina de agua del río, la temperatura del aire descendió en las tres estaciones hasta llegar a los mínimos registrados en el periodo (Tabla 10). Los incrementos son pequeños (0.025- 0.165 ºC); suceden rápido y se recuperan rápidamente. El registro de temperatura mínima se registro en un intervalo de media hora entre las estaciones “Entrada” y “Oso” y 18 h mas tarde en la estación”Gour”.
4.2.5.- TEMPERATURA DEL AIRE.
Para medir la temperatura del aire de la cueva se han colocado cuatro estaciones en el nivel medio y una estación al fondo: la estación “Entrada” a 50m.s.n.m., la estación “Oso” a 47 m.s.n.m.; la estación “Gours” a 45 m.s.n.m. y la estación “Sur” a 41 m.s.n.m.
El día 15/3/2011. con la segunda subida de lámina de agua del río, se produce un descenso de temperatura en la estación “Entrada” y ascenso en el resto, excepto “Gours”, que se mantuvo estable. Los incrementos son comparables (0.024- 0.169 ºC), y se producen en un intervalo corto, tardando en recuperarse un tiempo variable (13- 260 horas).
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IMAGEN 7: Comparativa de la temperatura del aire en las tres estaciones (a la izquierda, en ºC) comparada con el nivel de la lámina del agua en cmH20.
5/2/2011
Estación Entrada Oso Gours Sur
0.241 0.069
0 +1
0.241
+3
3/4/2011
26/3/2011 8 1 15 15
1.035 1.13
0 +1
29 10
1.14
+3
274
0.168 0.24
-1.5
20/8/2011 17 39
1.73 1.083 0.097 0.024
0 +1 +1.5 +2
3 2.5 12 14
TABLA 12: Incremento de temperaturadel aire (ºC) registrados en la fecha indicada (columna izda bajo cada fecha), retardo en horas respecto a la estación “Entrada” (columna central) e intervalo de tiempo en horas hasta la recuperación (columna dcha).
26/3/2011
Estación Chimenea Pasamanos Gours
0.774 0.193
0 +3
20/8/2011 0.868
0
2.5
0.144
+0.5
14
0.5
TABLA 13: Incremento de temperatura (ºC) del agua registrados en la fecha indicada (columna izda bajo cada fecha), retardo en horas respecto a la estación “Chimenea” (columna central) e intervalo de tiempo en horas hasta la recuperación (columna dcha).
El día 6/11/2011. ante la tercera subida de lámina de agua, la temperatura del aire sube, probablemente debido a que la temperatura del río alóctono es superior a la del río hipogeo. En todas las estaciones excepto en “gours” se alcanzaron las máximas del periodo. Los máximos de temperatura ocurren con un intervalo de media hora entre “Entrada” y “Oso”, 13 horas con “Sur” y 24:30 con “Gour”. En los días siguientes la temperatura va descendiendo hasta estabilizarse en valores inferiores (Tabla 10). Del mismo modo que los incrementos puntuales, los valores de amplitud térmica en el periodo son mucho menores en el aire, comparados con el agua (Tabla 11).
Imagen 7. Comparativa de la temperatura del aire en las tres estaciones (a la izquierda, en ºC) comparada con el nivel de la lámina del agua en cmH20. 4.3.- Influencia de las visitas a la cavidad y/o artefactos generados durante la recogida de datos. A lo largo de todo el periodo se han registrado subidas puntuales y significativas de temperatura del aire, en varias estaciones, el mismo día y encadenadas en el tiempo (Tabla 12). Con seguridad, las visitas a la cavidad y la manipulación de los sensores al recoger los datos han tenido una incidencia clara en ello, puesto que dichos incrementos son todos positivos, no son atribuíbles a ningún fenómeno meteorológi-
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TEMPERATURA DEL AGUA Nivel Inferior Inferior Inferior Medio
Estación
Tª máxima
Tª mínima
Amplitud
Surgencia Chimenea Pasamanos Gours
13.1 12.98 12.98 13.257
11.37 11.139 10.748 12.509
1.7 1.841 2.232 0.748
TEMPERATURA DEL AIRE Nivel
Estación
Tª máxima
Tª mínima
Amplitud
Medio Medio Medio Fondo
Entrada Oso Gours Sur
13.161 12.920 12.775 11.904
12.654 12.678 12.243 11.759
0.507 0.242 0.532 0.145
TABLA 14: Resumen de los valores mínimos y máximos de temperatura (ºC), y amplitud térmica, registrados en agua y aire en las diferentes estaciones.
co reseñable (como los picos de precipitación discutidos arriba). La recuperación tras el pico es relativamente rápida en casi todos los casos (inferior a 24h en el 75% de los casos), aunque dependiendo de su amplitud. También en la temperatura del agua se observan similares picos anómalos (Tabla 13), atribuíbles en este caso a la manipulación de los sensores.
5.- VALORACIÓN PRELIMINAR. 5.1.- Dinámica climática del sistema Malloku. El sistema de Malloku, a efectos climáticos, se presenta como un sistema cerrado al exterior. En general se admite que la temperatura del subsuelo corresponde a la media anual exterior para una misma altitud (DAWKINS, 1874, citado por CHOPPY; MAIRE, 1980)). En estas condiciones, y si nos atenemos a este dato, la temperatura media del sistema de Malloku seria la temperatura media de Urdaibai (13.68ºC). Pero esto no es regla absoluta, y numerosas excepciones muestran que no se cumple en todos los casos, como ocurre aquí, donde la temperatura media es inferior a este valor, que no se ha alcanzado en ningún caso de los monitorizados (Tabla 14). Los registros climáticos analizados han confirmado la influencia de las precipitaciones en la temperatura de la cavidad. Así, el agua que penetra en la cavidad es el principal vehículo de intercambio energético con el exterior. El caudal y la temperatura de este agua condicionan los cambios en los parámetros climáticos monitorizados. En el periodo estudiado se han registrado tres momentos en los que el caudal del río interior, situado en el nivel inferior, ha aumentado significativamente, en respuesta a un aumento
de las precipitaciones en el exterior. Estos episodios han determinado una disminución de la conductividad y una variación de la temperatura del agua, cuyo signo dependerá del sentido de diferencial de temperaturas entre el río hipógeo y el alóctono. Las temperaturas mínimas del agua del río se han registrado en el mes de febrero y las máximas en el mes de noviembre, coincidiendo con la dinámica exterior. La amplitud térmica de temperatura anual y la resiliencia del agua del río subterráneo disminuye a medida que se adentra en el acuífero, registrándose una amplitud de 1.7ºC en la surgencia; 1.841ºC en la zona intermedia y 2.232ºC en la cabecera del río subterráneo (Tabla 14). Esto se corresponde con la dinámica hidrológica del sistema: en periodos lluviosos, las zonas de recarga exteriores recogen importantes cantidades de agua que son introducidas al acuífero por el sumidero de Erlatxe. Gracias al elevado grado de karstificación del sistema, se realiza un tránsito rápido entre el sumidero y la surgencia de Iturgoien (Vadillo & Barberá, 2011). La temperatura del aire, si bien expresa fluctuaciones menores, como se corresponde a la menor capacidad convectiva de este fluído de menor densidad, varía en concordancia (signo e intensidad) con los cambios en la temperatura del agua. Los valores de estiaje (entendiendo “estiaje” como el periodo entre crecidas) son más estables, y razonablemente más representativos del clima subterráneo del Sistema. Como se ha visto anteriormente, el agua proveniente de la recarga difusa por infiltración de agua de lluvia constituye la aportación más importante al caudal del manantial de Iturgoien. Este agua, a diferencia de la que fluye por el río subterráneo, se ha introducido en el acuífero más lentamente, aunque por una red bien organizada de elementos muy transmisivos (Vadillo & Barberá, 2011). Así, el comportamiento de la temperatura del agua
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registrado en la estación “Gours”, la única en el nivel intermedio, es similar al comportamiento de la temperatura del agua del rio pero con incrementos menores y mas lentos, con efecto pistón. Al mismo fenómeno responde el efecto pistón observado en la temperatura y conductividad de las estaciones de agua del nivel inferior (“Pasamanos”, “Chimenea” y “Surgencia”). El arrastre del agua almacenada ,y estabilizada en el karst por parte del agua entrante provoca un pequeño pico de signo contrario y que precede a la crecida. En épocas de sequía el intercambio de energía entre el exterior y el interior se interrumpe. En esos periodos la temperatura de la cueva se estabiliza y estratifica térmicamente, y las galerías altas presentan una temperatura del aire superior a las inferiores. Además, el agua del río se carga de iones aumentando la conductividad, registrándose un máximo de 480μS/cm y un mínimo de 200μS/cm en una de las crecidas del río. Las galerías del fondo, representadas por la estación “Sur” 41 m.s.n.m., registran las menores temperaturas. Creemos que estas bajas temperaturas del aire del nivel inferior son debidas a que el periodo más lluvioso en Urdaibai se corresponde con los meses en los que sus temperaturas medias son inferiores a la media de la temperatura del sistema de Malloku. Asi los meses de noviembre a abril, con temperaturas medias inferiores a 12ºC, representan el 65% de la precipitacion media anual de Urdaibai. Hay que reconocer, no obstante, que este primer año estudiado ha sido un año muy seco y caluroso. Sería necesario obtener mediciones similares en años mas humedos y frios para mejorar nuestra comprensión los cambios termicos y gaseosos que se dan entre el exterior y el interior de la cueva de Goikoetxe- Sistema Malloku. 5.2.- Efecto de las visitas en el clima de la cavidad y limitaciones en los datos. La cueva de Goikoetxe representa un sistema de estudio perfecto para evaluar el efecto de la afluencia de espeleólogos en un medio de otro modo vírgen. El análisis de los datos revela un efecto significativo de las visitas a la cavidad. Estas se manifiestan por anomalías puntuales, que rompen con la estabilidad del sistema. A pesar de todo, se trata de un incremento puntual, que se revierte en pocas horas hasta volver al valor inicial. Podemos concluir que un nivel de frecuentación como el que aquí se produce no tiene un impacto negativo destacable sobre la cavidad. Hay que destacar que los picos observados podrían también atribuirse a artefactos generados durante la recogida de datos. Esto explicaría la coincidencia en fechas de dos de las anomalías detectadas en aire y agua (Tablas 12 y 13).
FOTOGRAFÍA 5. Colocación del sensor de la estación “Oso”.
Nuestros datos presentan otras limitaciones que impiden su uso o llaman a la cautela en su intepretación. Destacan dos series de datos que presentaron poca variabilidad o resultaron manifiestamente erróneos, por lo que no pudieron ser incluidos en los análisis. En primer lugar, la humedad relativa (HR) registrada en todas las estaciones y en todo el periodo ha sido superior al 100%. Por su parte, el medidor de CO2 no ha funcionado bien en todo el periodo, quizas debido a la alta humedad relativa que habria condensado agua en el aparato impidiendo una correcta medición. Especialmente preocupante es el caso de los sensores que quedaron emergidos, deteniendo las mediciones o invalidando la serie de datos del periodo. Para terminar, reseñar que los datos de lámina de agua deben ser aún corregidos según la presión barométrica. Además, estos datos serían mucho más informativos de poder traducirlos a caudal en cada punto, a partir de una medición directa o una sección de la galería.
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5.3.- Recomendaciones para el futuro. Finalmente, a la vista de los resultados actuales, pensamos en realizar una serie de cambios: - Instalar un sensor de temperatura de agua y medidor de lámina de agua en el sumidero de Erletxe. - Cambiar de estación de referencia de Muxika a la nueva estación de la Agencia Estatal de Meteorología situada en Forua-Gaitoka que se encuentra a 500 m de distancia de la zona de estudio.
- Cambiar la ubicación de los sensores de temperatura del agua y lámina de agua del río para que no queden al aire y colocarlos en un tramo de río con la sección adecuada para poder calcular luego el caudal. - Analizar lo sucedido con los sensores de CO2 y HR. - Redactar partes de salida a la cavidad en el que se reflejen el número de participantes asi como los horaríos de permanencia en cada zona para poder cuantificar el impacto de las visitas en la cavidad.
X
VI- BIBLIOGRAFÍA: ANDRIEUX, 1977… ARANZABAL, G, ; MAEZTU, J.J. (2012): El Sistema Malloku y el Karst de Peña Forua. (Busturia, Bizkaia). La Aportación Espeleológica al Proyecto Goikoetxe de Custodía del Territorío. Revista Karaitza (monográfico Goikoetxe). VADILLO, I.; BARBERA,J.A.(2012). Aplicación de técnicas hidrogeológicas para el estudio del karst de Peña Forua. Revista Karaitza (monográfico Goikoetxe). EUSKALMET- AGENCIA VASCA DE METEREOLOGIA. 2012. Datos de estaciones. Climatología mensual. Estación C063 Muxika. http://www.euskalmet.euskadi.net. CHOPPY, J. (1980).La température des cavités.Spelunca.3, pp.117-118.
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KARAITZA BILDUMA EUSKAL ESPELEOLOGOEN ELKARGOA
Pasamanos sobre el meandro de la galerĂa principal.