CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL YACIMIENTO … · sobre las características, evolución y...

CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL YACIMIENTO ARQUEOLÓGICO DE ONDARO (NABARNIZ, PAÍS VASCO) 67

Serie PaleoantroPología nº35.Bizkaiko Foru aldundia-diPutación Foral de Bizkaia.

año 2016-2017. BilBao. iSSn 0214-7971 kobi

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koBie Serie PaleoantroPología, nº 35: 67-82Bizkaiko Foru Aldundia-Diputación Foral de BizkaiaBilbao - 2016-2017ISSN 0214-7971

CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL YACIMIENTO ARQUEOLÓGICO DE ONDARO

(NABARNIZ, BIZKAIA)

Geomorphological characterization of Ondaro archaeological site (Nabarniz, Biscay)

José Miguel Edeso Fito1

Recibido: 06-II-2018Aceptado: 20-III-2018

Palabras clave: Bizkaia. Nabarniz. Ondaro. Conducto kárstico. Relleno detrítico. Terrazas erosivas. Gravetiense. Dolina de hundimiento. Gako-hitzak: Bizkaia. Nabarniz. Ondaro. Hodi karstiko. Metaketa detritiko. Higadura-terrazak. Gravette aldia. Hondoratze-dolina. Key words: Biscay, Nabarniz, Ondaro, Karst cave, Detritus fill, Erosional terraces, Gravettian, Collapse doline

RESUMEN

Ondaroko Koba (Nabarniz, Cuenca del Oka, Bizkaia) es un conducto kárstico abandonado que presenta una serie de incisiones, rellanos y terrazas erosivas situadas a distintas alturas respecto al suelo actual de la cavidad. Sobre la terraza o repisa inferior (T1) se ha excavado un canal de anchura métrica que posteriormente ha sido colmatado por sedimentos de origen fluvio-torrencial depositados en un medio de baja energía y de funcionamiento intermitente. Sobre ellos se desarrollan facies con fuerte presencia humana, habiendo sido datadas las más antiguas en torno al 27500 ± 120 BP (Cal BP 31435-31175), lo que se corresponde con el momento cultural Gravetiense. Posteriormente, el depósito ha sido parcialmente erosionado por flujos de arroyada concentrada, modelándose una serie de cubetas colmatadas por sedi-mentos con claras evidencias humanas, cuya edad desconocemos. Por último, el tramo final de la galería ha colapsado modelándose una dolina de hundimiento en el exterior, a través de la cual se accede actualmente a la cavidad. También en este caso, desconocemos la crono-logía del evento, pero no parece aventurado situarlo en algún momento del Holoceno.

LABURPENA

Ondaro haitzuloa (Nabarniz, Oka arroa, Bizkaia) alde batera utzitako hodi karstiko bat da, eta hainbat ebaki, laugune eta higadura-te-rraza ditu zuloaren zenbait altueratara. Beheko terraza edo erlaitzean (T1) metro bateko zabalerako ubide bat induskatu zen eta, ondoren, sedimentu flubiouhartarrez bete zen, aldizkako funtzionamendua zuen energia baxuko ingurune batean jalkita. Horien gainean giza present-zia handiko faziesak agertzen dira; zaharrenek 27500 ± 120 BP inguruko datazioa dute (31435-31175 BP artean kalibratua) eta, beraz, kulturalki Gravette aldiari dagozkio. Ondoren, uhar kontzentratuko emariek apur bat higatu egin zuten jalkina, eta giza aztarna argiz bete-tako kubetak eratu ziren; hala ere, ez dakigu horien antzinatasuna zenbatekoa den. Azkenik, galeriaren azken zatia kolapsatu eta kanpoal-dean hondoratze-dolina bat eratu zen eta, hain zuzen ere, hortik sartzen da gaur egun haitzulora. Oraingoan ere ez dakigu gertaeraren antzinatasuna, baina Holozenoko uneren batean izan zela dirudi.

1 Escuela Universitaria de Ingeniería. c/Nieves Cano, 12. 01006. Vitoria-Gasteiz. e-mail: [email protected]

Web http://www.bizkaia.eus/kobie

JOSÉ MIGUEL EDESO FITO68

Serie PaleoantroPología nº35.Bizkaiko Foru aldundia-diPutación Foral de Bizkaia. año 2016-2017. BilBao. iSSn 0214-7971ko

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ABSTRACT

Ondaro Cave (Nabarniz, Oka river basin, Biscay) is an abandoned cave passage with a series of incisions, ledges and erosional terraces located at different heights over the modern passage floor. A channel about a metre wide was eroded in the lower terrace or ledge (T1) and later filled with fluvio-torrential sediments deposited by a low-energy intermittent stream. Facies with clear evidence of human occupation formed on top of those sediments. The oldest of the levels has been dated to about 27,500 ± 120 BP (31,435-31,175 cal BP), which corres-ponds to the time of the Gravettian culture. Later, these levels were partially eroded by concentrated flows that washed out a series of hollows that became filled with sediment containing further evidence of human occupation, of an unknown age. Finally, the last part of the passage fell in, creating a collapse doline on the surface, which is the modern entrance to the cave. Again, the time of this event is unknown, but it might be dated in a time in the Holocene.




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La cavidad está constituida por una única galería abierta en forma de cañón, de 420 m de longitud y trazado groseramente rec-tilíneo (ligeramente sinuoso en el tramo final). Tiene una anchura media de 3 m oscilando su altura en torno a los 20 m (ADES, 2011). Las paredes y el techo (en el tramo investigado) son lisas, siendo prácticamente nulas las formas de reconstrucción quimiolitogénica. Sin embargo, -en ambas paredes, y a distintas alturas- se han mode-lado una serie de surcos e incisiones (figura 6), de trazado longitudi-nal levemente inclinado (aunque con bruscas rupturas de pendiente en algunos puntos) y moderado desarrollo. En la parte media y baja de la pared derecha (mirando desde la entrada) del conducto, se han modelado dos terrazas erosivas (T1 y T2) de varios metros de anchu-ra que se disponen a distintas alturas respecto a la solera actual de la cavidad (figura 6 y 7). Ambas, -localizadas a +1/2 m la inferior (T1) y a + 6 m (T2) la superior-, tienen asociadas rellenos sedimentarios de índole diversa, aunque sólo en la inferior se han encontrado evi-dencias arqueológicas (López Quintana et al. 2016-2017).

El acceso a la cavidad se efectúa a través de una boca orienta-da al S-SW, de 6,8 m de anchura por 2,2 m de altura, con una morfología groseramente lenticular. Sin embargo este aspecto es engañoso ya que la entrada original está parcialmente sepultada por una serie de derrumbes cuya génesis parece relacionarse con el hundimiento del tramo inicial del conducto (procesos mecano-plásticos) cuyo resultado es la formación de un hemicono/caos de bloques. Una vez rebasada la misma, es preciso descender a través de una rampa fuertemente inclinada, salvando un desnivel de 11,5 m en apenas 13 m lineales, lo que se traduce en una pendiente media del 88%.

De este modo accedemos a un conducto de morfología freáti-ca, -similar a la de los cursos epigeos-, en “tubo cuadrado” clara-mente controlado por factores lito-estructurales. El resultado es una única galería abierta, con cambios de desnivel que favorecen la formación de cubetas que se llenan de agua en períodos de lluvias intensas. Concluye (ADES, 2010) mediante un meandro desfondado a mitad de desarrollo. Actualmente es un conducto prácticamente abandonado ya que su actividad hídrica es escasa, estando relacionada con aguas de escorrentía que penetran desde la boca. Sin embargo, en el pasado ha conocido una prolongada actividad freática tal y como lo demuestran las estrías, acanaladu-ras y terrazas rocosas erosivas que accidentan las paredes.

El presente trabajo se enmarca dentro del estudio multidiscipli-nar del depósito arqueológico existente en la cavidad de Ondaro (Nabarniz, Cuenca del Oka, Bizkaia). Dicho trabajo se ha desarro-llado durante los años 2016 y 2017, bajo la dirección del arqueó-logo Juan Carlos López Quintana (López Quintana et al. 2016-2017). En el seno de la prospección efectuada en el conducto kárstico, se recogieron una serie de muestras de sedimento que posteriormente fueron analizadas en el laboratorio, con el fin de caracterizar los parámetros granulométricos de los diversos niveles observados. Estos datos, junto con otros obtenidos durante la visita y muestreo de la cavidad (morfología del conducto, formas erosi-vas, depósitos clásticos…), nos aportan una valiosa información sobre las características, evolución y dinámica del relleno detrítico, complementándose esta información con la aportada por otros investigadores (evidencias arqueológicas, presencia de micromamí-feros, etc.), así como por los datos recogidos por los espeleólogos del grupo ADES, relativos a la topografía y morfología de la men-cionada cavidad.

Sin embargo, somos conscientes de que la información disponi-ble es muy escasa y fragmentaria, aportando únicamente una serie de pinceladas, que en ningún caso son suficientes para reconstruir la compleja evolución y dinámica del conducto investigado.

Las muestras obtenidas en la cavidad de Ondaro han sido analizadas en el laboratorio de Sedimentología de la Escuela de Ingenieros de Vitoria-Gasteiz. Cada una de las muestras ha sido sometida a un análisis granulométrico mediante tamizado en seco para las fracciones mayores de 50 µm (Folk y Ward, 1957; Visher, 1969; Folk, 1974; Reineck et al., 1980), complementándose esta información mediante el análisis morfoscópico de los granos de arena, utilizando para ello un binocular de 30 aumentos (Powers, 1953; Shepard, 1963). El análisis de los limos y arcillas se ha rea-lizado mediante el método densimétrico de Meriaux (1953). Los resultados de estos análisis han sido tratados mediante el progra-ma Gradistat, plasmándose la información en diversas tablas y gráficos.

Por último, se ha datado mediante carbono-14 (AMS) una muestra del nivel arqueológico en los laboratorios Beta Analytic Inc (Miami, EEUU).

1. LOCALIZACIÓN DE LA ZONA DE ESTUDIO.

La cavidad de Ondaro se localiza en el sector oriental de la cuenca del Oka (territorio histórico de Bizkaia) y más concretamen-te en las proximidades del barrio de Ikazurieta (figuras 1, 2 y 3), que a su vez forma parte del término municipal de Nabarniz. Su emplazamiento concreto se sitúa en la ladera suroccidental de la alineación Garaiko Ariztia (304 m) – Araozar (340 m) – Iragoiti (324 m), a una altitud de 240 msnm., en un pequeño rellano kars-tificado, -intensamente lenarizado, (lapiaz cubierto y semicubierto junto con algunas dolinas)-, que se dispone dominando el tramo alto/ cabecera fluvio-torrencial de Omaerreka, cuyo trazado general (NW-SE), coincide con las principales líneas de fractura existentes en la zona (figura 4 y 5). De hecho, la boca de la cavidad se abre en el frente nororiental de una dolina de hundimiento (pozo o ventana) cuya génesis se vincula a la propia evolución del conduc-to kárstico investigado (figura 5). Figura 1. Localización de la cavidad de Ondaro



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Figura 3. Vista 3D de la zona de estudio.

Figura 2. Localización y características morfológicas del emplazamiento de la cavidad.




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Figura 4. Marco lito-estructural simplificado.

Figura 4 bis. Leyenda



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Figura 5. Características geomorfológicas del entorno de la cavidad.

Figura 6. Vista general de la galería. Se observan los dos rellanos o terrazas fluviales. En la inferior (T1) se localiza el yacimiento investigado.




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la erosión diferencial, modelándose pequeñas crestas y barras de tamaño variable, no siempre cartografiables. Por encima de la cavidad, y muy relacionada con ella, ya que presumiblemente forma parte de su cuenca de alimentación, se desarrolla la depre-sión kárstica de Ikazurieta-Intxaurraga, la cual se ha modelado aprovechando tanto la intensa fracturación, como los contactos litológicos entre las calizas Aptienses, las margas Neocomienses, las margas Jurásicas y las calizas y dolomías laminadas también Jurásicas. Estos condicionantes explican tanto la forma como la orientación de la depresión, ya que ésta se dispone alargada en dirección NW-SE.

3. EVIDENCIAS Y CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL YACIMIENTO.

Se han analizado un total de 6 muestras, correspondiendo una de ellas al relleno más reciente de la cavidad (la solera actual) y las otras 5 al depósito situado sobre el rellano o repisa inferior de la galería (figuras 6, 7 y 8). La caracterización granulométrica de las diversas muestras obtenidas es la siguiente (cuadro 1):

2. CARACTERÍSTICAS LITO-ESTRUCTURALES.

Desde un punto de vista geomorfológico y lito-estructural (figuras 4 y 5), la zona investigada forma parte del dominio hidro-geológico del Anticlinorio Norte de Bizkaia, subunidad de Ereñozar. En gran medida esta unidad está alimentada por el conjunto de pequeñas cuencas endorreicas (depresiones kársticas) localizadas entre Gabika y Nabarniz. De todas ellas podemos destacar por su importancia, la desarrollada entre Arbina, Araozar, Iragoiti y Atxoro (depresión de Ikazurieta-Intxaurraga), modelada sobre el flanco meridional de una estructura anticlinal localmente alterada por el cabalgamiento de Berreño, la falla de Aulestia-Azkoitia y la falla de Gernika-Ibarrangelua, esta última de dirección general NNE-SSO. Perpendiculares a ellas se desarrollan un gran número de fracturas secundarias que han desempeñado un papel fundamental en la carstificación.

Litológicamente la cavidad se ha modelado a expensas de las calizas arrecifales urgonianas masivas de la banda anticlinal Nabarniz-Santa Eufemia (figura 4), que lateralmente, pasan a cali-zas impuras y a calizas terrígenas. Estas diferencias litológicas explican la presencia de diversos resaltes topográficos, como con-secuencia del distinto grado de resistencia de los materiales ante

Figura 7. Vista general del rellano erosivo.



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Al margen de estas acumulaciones, el relleno, cuya potencia no ha podido ser evaluada ya que no existen cortes significativos, está constituido por una abundante fracción gruesa (83,7% del total analizado) compuesta por fragmentos angulosos de calcita (domi-nantes), caparazones de gasterópodos, gravas rodadas de arenisca y limolita, así como algunos restos óseos de micro-mamíferos. También se observan concrecionamientos de carbonatos, aunque estos últi-mos son postdeposicionales y se han formado por goteo. En resumen podemos afirmar que la mayor parte de la fracción gruesa está constituida por materiales que no han experimentado ningún tipo de transporte o éste ha sido muy reducido, vinculándose a procesos graviclásticos/crioclásticos, movimientos de reptación, aportes bioló-gicos y, quizás, elementos movilizados por el hombre.

3.1 Relleno de la solera actual.

Se corresponde con el relleno de la galería actual (la muestra ha sido tomada entre el yacimiento y la zona de encharcamiento situada algo más abajo) (figura 8). A pesar de ser una zona muy transitada (y en consecuencia pisoteada y alterada), las caracterís-ticas geomorfológicas del entorno nos indican que existe una cierta circulación hídrica puntual (o estacional), de escasa entidad, constituida por pequeños flujos concentrados que tienden a encharcar las zonas más deprimidas, generando una discreta lámi-na de agua de escasa profundidad. En cualquier caso, no se obser-van arrastres de sedimento o a lo sumo éste queda relegado a partículas muy finas que se depositan en el fondo de los encharca-mientos, aunque no constituyen depósitos significativos.

CARACTERÍSTICAS GRANULOMÉTRICAS DEL RELLENO ARQUEOLÓGICO DE ONDARO

NivelColor

Munsell

Fracción Gruesa

%

Fracción Arenosa

%

Arena Gruesas

%

Arenas Medias

%

Arenas Finas

%

Mediana

en µm

Media

µm

Clasific.

Ø

SK1

Ø

KG

ØHistogra-ma

Curva granulum.

Solera actual

10YR 5/4 83,70 67,07 57,2 16,8 26,0 617,7 486,0 1,55 0,32 0,84 Polimodal Parabólica

Sla 10YR 5/4 5/5 14,05 53,57 14,2 16,3 69,2 166,9 190,6 1,17 -0,27 1,09 PolimodalHip-Sig Tendida

Slab-o 10YR 6/4 6/5 40,66 30,11 29,8 21,3 48,9 258,9 276,3 1,55 -0,08 0,82 Polimodal Logarítmica

Slac 10YR 6/4 6/5 11,62 37,36 20,2 21,1 58,7 196,4 219,0 1,37 -0,18 0,92 PolimodalHip-Ten.

Logarítmica

H-Clsn 10YR 5/3 4/3 53,37 25,98 27,1 20,4 52,5 228,2 255,8 1,47 -0,15 0,82 Polimodal Logarítmica

Lmt-1 Lmt-2

10YR 4/3 49,80 30,00 24,2 21,1 54,6 215,4 241,6 1,39 -0,16 0,85 PolimodalLogarítmica Hip-Tend.

Cuadro 1. Características granulométricas de los diversos niveles que integran el relleno de la cavidad de Ondaro.

Figura 8. Plano de la cavidad y principales zonas reseñadas en el texto: yacimiento, solera de la galería, caos/hemicono y zonas encharcadas. Topo: ADES.




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finas. La deposición coincide con la ocupación de la cavidad por parte de la fauna troglófila y con el desarrollo de procesos gravi-clásticos o crioclásticos que aportan elementos gruesos no trans-portados. Existen evidencias que apuntan hacia remociones post-deposicionales con un evidente lavado de finos.

3.2. Rellano erosivo inferior: T1.

Sobre el primer rellano o repisa inferior (T1), -situado unos 2 m por encima del suelo actual de la cavidad, e identificado con una terraza rocosa de origen fluvial-, se ha modelado un pequeño surco erosivo de 1,50-2,00 m de anchura y 16 m de longitud (figura 7 y 9). No hemos podido observar su progresión longitudinal aunque probablemente se trata de un pequeño canal de tamaño métrico que recorre el rellano mencionado anteriormente. Transversalmente, tiene forma de cuenco ligeramente disimétrico (figura 9), con el lado más tendido hacia el muro de la cavidad. Ha sido modelado por la erosión como consecuencia de la interactuación de procesos mecanoclásticos junto a otros típicamente químicos (disolución y corrosión). Está totalmente colmatado por sedimentos de origen diverso, oscilando su potencia media en torno a los 40 cm.

A priori, podemos diferenciar dos conjuntos sedimentarios distintos. El más inferior está constituido por 3 facies que siguiendo la nomenclatura utilizada por los arqueólogos han sido denomina-das Sla, Slab-o y Slac (López Quintana et al, 2017). En el conjunto superior se han reconocido 5 facies (H-Clsn, Lmct, Lmt-1, Lmt-2 y Lsac), todas ellas con evidentes huellas de antropización y/o biotur-

La fracción fina, de color marrón amarillento en seco (10YR 5/4), tiene un 67,07% de arena, predominando las arenas gruesas y muy gruesas (cuadro 1 y figuras 9 y 10) (57,2%) seguidas de las finas (26%), lo que sitúa la talla media en torno a las 486 µm (cuadro1). Es un sedimento heterométrico, poco evolucionado, lo que se refleja en la clasificación que es mala y en los histogramas polimodales, -bimodales si eliminamos los elementos no transpor-tados-, lo que pone de manifiesto la mezcla de dos subpoblaciones distintas. La curva acumulativa es parabólica (figura 9 y 10), lo que nos indica que la deposición ha sido forzada, con importantes variaciones de la energía cinética media hacia valores más bajos de lo normal. En condiciones de alta energía se depositaron las gravas y las arenas gruesas y muy gruesas, mientras que al disminuir ésta (claro predominio de la decantación sobre el lavado) lo hicieron las arenas finas, los limos y las arcillas, percolando las partículas a través de los poros y huecos existentes en el sedimento grueso. A esto se suman los restos biológicos (gasterópodos y huesos de micromamíferos) y los aportes gruesos, -fragmentos de calcita y caliza-, probablemente relacionados con la destrucción de diversos espeleotemas como consecuencia de procesos graviclásticos y/o periglaciares. La presencia de animales troglófilos e incluso el trán-sito y visita de la cavidad por diversos grupos humanos, explican la intensa remoción postdeposicional que ha sufrido el sedimento (bioturbación), así como la modificación de sus valores granulomé-tricos.

Todos estos parámetros apuntan hacia un curso epigeo poco significativo, incapaz de evacuar materiales superiores a las gravas

Figura 9. Corte transversal del depósito estudiado. Se señalan las principales unidades diferenciadas por los arqueólogos (López Quintana et al., 2017).



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Figura 10. Curva acumulativa del relleno de la solera actual de la cavidad. Figura 11. Histograma granulométrico del relleno actual.

Figura 12. Curva acumulativa del nivel Sla. Figura 13. Histograma granulométrico del nivel Sla.

Figura 14. Curva acumulativa del nivel Slab-o. Figura 15. Histograma granulométrico del nivel Slab-o

Figura 16. Curva acumulativa del nivel Slac. Figura 17. Histograma granulométrico del nivel Slac.




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ésta hacia valores más bajos de lo normal. No hay evidencias que apunten hacia remociones postdeposicionales significativas, ni tampoco se observan procesos de bioturbación. Todos estos rasgos se reflejan en los histogramas granulométricos que son polimoda-les (figuras 12 y 13), en la clasificación que es muy mala y en las curvas acumulativas que son transicionales entre las hiperbólicas y las sigmoidales tendidas. La angulosidad gráfica es negativa (la fracción gruesa está mejor clasificada que la fina) y la kurtosis mesocúrtica. Estos rasgos apuntan hacia un medio fluvio-torrencial o hacia un pequeño canal de arroyada concentrada, de escasa competencia, capaz únicamente de transportar partículas de redu-cido calibre, cuya deposición se produjo en condiciones poco enérgicas, con un claro predominio de la decantación sobre el lavado. La sedimentación tuvo lugar, probablemente, en períodos de aguas bajas o en fases de abandono del canal.

b.- Nivel Slab-o. Se desarrolla sobre el nivel anterior, presen-tando un color marrón amarillento pálido (10YR 6/4 6/5). El con-tacto con la facies subyacente es laminar ligeramente irregular, adaptándose a la morfología curvada del canal. Su espesor tam-bién es irregular, disminuyendo paulatinamente desde la zona más profunda hacia el borde más tendido (figura 9), aunque en ningún caso supera los 12 cm.

La fracción gruesa representa el 40,65% del total analizado y está constituida por clastos (centilo: 5,8 cm) y gravas no rodadas de espeleotemas, concreciones carbonatadas, fragmentos de cali-zas y numerosos restos óseos de micromamíferos y de otros anima-les de mayor tamaño (se ha identificado hiena).

bación, por lo que desde el punto de vista sedimentológico estas 5 facies se han agrupado en dos únicas unidades.

3.2.1. Conjunto sedimentario inferior.

Se dispone directamente sobre el fondo del canal, que tal y como hemos señalado anteriormente, ha sido excavado por la erosión sobre el nivel de terraza inferior (T1). El contacto con el sustrato rocoso es claramente erosivo (“seudolaminar curvado”), configurando una serie de niveles sedimentarios que se adaptan a la morfología del canal, colmatándolo parcialmente. Su espesor es irregular, aunque en ningún caso supera los 20 cm.

a.- Nivel basal (Sla). Coincidiendo con la zona más tendida (situada al pie del muro de la galería) se ha depositado una “cuña alargada” de sedimento que se adapta a la morfología del canal adoptando un dispositivo inclinado. Su espesor tiende a incremen-tarse a medida que nos alejamos del eje del canal, pero en ningún caso supera los 6 cm. Es un sedimento areno-limoso de color marrón/marrón amarillento en seco (10YR 5/4 5/5). La fracción gruesa oscila en torno al 14,06% y está constituida por gravas rodadas de arenisca y limolita (< 1 cm), algunas concreciones carbonatadas, -formadas por goteo-, y restos de espeleotemas.

La fracción arenosa representa el 53,57% del total analizado (cuadro 1), predominando las arenas finas y muy finas (69,2%), lo que sitúa la talla media en torno a las 190,6 µm. Es un sedimento poco evolucionado, depositado en condiciones forzadas y en un medio sometido a importantes fluctuaciones de energía, oscilando

Figura 18. Histograma granulométrico del nivel H-Clsn. Figura 19. Histograma granulométrico del nivel H-Clsn.

Figura 20. Histograma granulométrico del nivel Lmt-1. Figura 21. Histograma granulométrico del nivel Lmt-1.



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mo a la pared) por un flujo de arroyada concentrada de duración efímera. Posteriormente, el surco creado fue colmatado por materia-les fuertemente influenciados por la actividad antrópica (figura 9).

3.2.2 Conjunto sedimentario superior.

Está constituido por diversas facies deposicionales, que poco o nada tienen que ver con la circulación de flujos superficiales. En todos ellos las evidencias humanas y/o biológicas son muy signifi-cativas, modificando sustancialmente los parámetros granulométri-cos del sedimento. Estos materiales colmatan completamente el paleocanal excavado sobre la terraza erosiva inferior, que probable-mente en esos momentos ya estaba colgada respecto a la solera de la cueva. Dentro de este conjunto, podemos diferenciar las siguien-tes niveles.

a.- Nivel H-Clsn. Tiene una potencia media variable, adelga-zándose paulatinamente a medida que nos acercamos al fondo del rellano erosivo (figura 9), dónde ha sido totalmente desmantelado por la erosión provocada por algún pequeño canal de arroyada concentrada. Posteriormente, la forma erosiva fue colmatada por la facies Lmt-2, cuya potencia no rebasa los 15 cm.

La fracción gruesa es muy abundante, ya que representa el 53,37% del total analizado. Está compuesta por cantos angulosos de caliza (el centilo se eleva hasta 8,6 cm), huesos no rodados de origen diverso, carbones, fragmentos de calcita y gravas rodadas (< 1 cm). Algunos clastos aparecen tiznados de negro lo que nos indica que han estado en contacto con el fuego, lo que unido a la presencia de carbones, nos permite suponer que se trata de un hogar prehistórico. Por último, también hay que reseñar que el contenido en materia orgánica de este nivel es muy elevado, lo que subraya la afirmación anterior, ya que su origen puede estar vincu-lado con la descomposición de restos vegetales y animales aporta-dos por el hombre.

La fracción fina tiene color marrón oscuro (10YR 5/3 4/3) y está compuesta mayoritariamente por limos y arenas. La fracción areno-sa representa el 25,98%, predominando las arenas finas y muy finas (52,5%), de ahí que la talla media se sitúe en torno a las 255,8 µm. Es un sedimento poco/nada evolucionado cuyo trans-porte ha sido incompleto. Una parte significativa de los materiales que lo integran, están vinculados con procesos o actividades de origen antrópico lo que desvirtúa significativamente las caracterís-ticas granulométricas naturales del nivel. Este extremo se complica aún más ya que existen indicios evidentes de bioturbación al estar el nivel parcialmente revuelto y alterado. Todo ello se refleja en los histogramas que son polimodales, en las curvas acumulativas loga-rítmicas y en la clasificación y selección que son muy malas (cuadro 1 y figuras 18 y 19).

b.- Nivel Lmt-1/Lmt-2. El nivel anterior ha sido parcialmente erosionado, modelándose una serie de microcubetas irregulares que posteriormente han sido colmatadas por sedimentos de carac-terísticas contrastadas. En consecuencia, el contacto con el nivel subyacente es claramente erosivo. El espesor oscila de unos puntos a otros, aunque en ningún caso rebasa los 10 cm (incluyendo aquí Lmct). No es totalmente homogéneo, ya que la parte basal presen-ta una mayor cantidad de elementos gruesos (básicamente frag-

La fracción arenosa supone el 30,11% del total de finos analiza-do, predominando las arenas finas, aunque todas las fracciones granulométricas están representadas, lo que pone de manifiesto la escasa selección del sedimento. La talla media se sitúa en torno a las 276,3 µm, cifra similar a la de la mediana, lo que unido a la angulo-sidad gráfica simétrica, nos indica que el sedimento no ha experi-mentado remociones postdeposicionales significativas (cuadro 1 y figuras 14 y 15). Sin embargo, sí se constatan procesos de bioturba-ción que enmascaran y modifican los parámetros granulométricos.

Es un sedimento mal clasificado, con histogramas polimodales y curvas de tendencia logarítmica, lo que nos indica que tras su deposición, el material fue removilizado mezclándose las distintas fracciones granulométricas, posiblemente por la fauna que ocupó la cavidad tras el abandono de la actividad hídrica. Si eliminamos los elementos exógenos (ajenos a la dinámica fluvio-torrencial), la curva adquiere un aspecto transicional entre las hiperbólicas y las sigmoidales muy tendidas, tal y como se corresponde a un sedi-mento poco o nada evolucionado, cuya deposición se produjo en condiciones forzadas no predominando ni el lavado ni la decanta-ción. Todo apunta hacia un flujo de arroyada concentrada, de escasa entidad, incapaz de evacuar los sedimentos depositados en fases anteriores. El material transportado por este flujo se mezcló con fragmentos procedentes del entorno de la repisa, constatándo-se algunos bloques desprendidos desde el techo del rellano.

c.- Nivel Slac. Se dispone sobre el anterior siendo su contac-to laminar curvado (se adapta al relleno lenticular del canal). Sin embargo, a diferencia de los anteriores, su extremo interno (sector más próximo a la pared de la galería) ha sido desmantelado, tras su deposición, por un pequeño flujo hídrico de arroyada concentra-da, (figura 9).

Dentro de este nivel se individualizan diversos bloques y cantos calizos desprendidos desde el entorno inmediato. Obviando estos materiales, la fracción gruesa representa el 11,62% del total ana-lizado y está constituida por una serie de materiales que no han experimentado (o este ha sido irrelevante) ningún tipo de transpor-te (restos óseos, concreciones carbonatadas, fragmentos de caliza urgoniana, calcita) junto con algunas gravas rodadas de limolita y caliza.

La fracción fina (10YR 6/4 6/5) presenta un porcentaje de arenas en torno al 37,36% , predominando las arenas finas y muy finas (58,7%), lo que sitúa la talla media en torno a las 219 µm. Sus parámetros granulométricos son similares a los de la facies anterior, es decir, estamos ante un sedimento heterométrico, poco evolucionado y que ha experimentado un transporte incompleto. Todo ello se refleja en la clasificación que es mala, en los histogra-mas polimodales y en la curva acumulativa que es transicional entre las hiperbólicas tendidas y las logarítmicas (figuras 16 y 17). Estas características reflejan, por un lado, las condiciones deposi-cionales típicas de ambientes poco enérgicos que ven dificultada su circulación siendo obligados a depositar su carga detrítica, y por otro, a aportes y remociones postdeposicionales que alteran el nivel, mezclando los componentes con otros no transportados y con diversos restos biológicos (fuerte bioturbación).

Todas estas características apuntan hacia un depósito típico de encharcamiento en un momento de total abandono de la circula-ción hídrica, al menos sobre la terraza fluvial inferior. Tras este abandono, el nivel fue parcialmente desmantelado (extremo próxi-




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88%. Obviando estas acumulaciones, se intuye que la cavidad dibujaba una doble S muy abierta, concentrándose los procesos erosivos (y las acumulaciones detríticas) en su borde interno (mirando desde la boca, aparecen en la pared izquierda primero y en la derecha después), recordando vagamente la dinámica de los meandros.

A distintas alturas se observan surcos y repisas erosivas (figura 6) modelados en condiciones epigeas por cursos fluvio-torrenciales, cargados de sedimento que ejercen una importante erosión mecá-nica debido al carácter abrasivo de su carga detrítica. Presumiblemente, en estos momentos la altura de la lámina de agua permanecía relativamente estable, con un valor de pendiente poco acusado, ya que de lo contrario los surcos e incisiones no presentarían la horizontalidad que actualmente se observa.

A +6 y a +2 m (a -7 y -12 m respecto a la boca de acceso) se han modelado dos terrazas rocosas sobre las que se han deposita-do sedimentos fluviales y/o fluvio-torrenciales, así como graviclas-tos y crioclastos de tamaño variable. En la terraza inferior se constatan evidencias de ocupación antrópica, siendo el estudio de estos materiales el principal objetivo del presente trabajo. Parece evidente admitir que las variaciones del nivel de base local (deter-minado por la depresión del Oma) y general (nivel del mar) altera-ban la estabilidad del flujo hídrico, lo que incidía en la dinámica erosiva, pasando ésta de tener una componente horizontal/subho-rizontal a otra claramente vertical, de tal manera que los surcos, rellanos y terrazas quedan colgados respecto al flujo principal. Este hecho explica la brusca ruptura que presentan ambas terrazas, ya que de manera repentina su trazado se incurva en sentido descen-dente (figura 6), con el fin de adaptarse a la nueva situación creada tras el descenso del nivel de base (¿erosión remontante?). Es pro-bable que esta misma causa explique la escasa entidad de las acumulaciones detríticas, ya que al producirse la inflexión aumenta considerablemente la energía cinética del agua, se incrementa la competencia y se erosionan las acumulaciones sedimentarias que pudieran existir.

Sobre esta terraza inferior se ha modelado con posterioridad, un pequeño canal disimétrico, de morfología cóncava y tamaño métrico. Está colmatado por sedimentos de origen diverso, sin estructuras sedimentarias y, en algunos casos, con múltiples evi-dencias de ocupación tanto por parte de grupos humanos como de animales (cubil de hienas).

Durante las últimas fases de la actividad hidrológica y en con-diciones hidrodinámicas poco enérgicas, se depositaron los mate-riales limo-arenosos (con gravas centimétricas) que configuran las facies basales Sla y Slab-o. Desconocemos la edad de esta acumu-lación, así como las condiciones climáticas imperantes en el momento de su deposición, aunque sabemos que su formación se produjo con anterioridad al 31435-31175 cal BP (29485-29225 cal BC), siendo el clima húmedo y frío tal y como lo indican tanto la palinología, (Iriarte-Chiapusso et al. 2016-2017) como los micromamíferos presentes en el relleno sedimentario (Suarez-Bilbao et al. 2016-2017).

Es probable que el abandono o semiabandono de la circulación hídrica se produjese como consecuencia del descenso del nivel de base local (representado aquí por la depresión del Oma) y general (descenso del nivel del mar y retirada de la línea de costa), motiva-do éste último por el enfriamiento climático del Wurm II/III (Ultimo

mentos de caliza), mientras que en la parte superior el porcentaje disminuye sensiblemente. Lateralmente, Lmct y Lmt-1 se acuñan contra Lmt-2 (contacto erosivo, tanto con esta última facies como con H-Clsn).

La fracción fina tiene un color marrón oscuro (10YR 4/3) y está compuesta por arcillas, limos y arenas. Estas últimas representan el 30% del total de finos analizados, predominando las arenas finas y muy finas (54,6%), aunque tanto las gruesas como las medias están bien representadas, constatándose, al menos, tres subpobla-ciones de origen distinto. Todo ello sitúa la talla media en torno a las 241,6 µm, cifra no excesivamente diferente de la de la mediana (215,4 µm), lo que unido al valor de la angulosidad gráfica inclusi-va nos sugiere que las remociones postdeposicionales no han sido demasiado intensas y, quizás, estén vinculadas a procesos de bio-turbación (animales excavadores).

Es un sedimento poco evolucionado, que ha experimentado un transporte incompleto, lo que se refleja en los histogramas polimo-dales, en la clasificación que es muy mala y en las curvas acumula-tivas que son transicionales entre las logarítmicas y las hiperbólicas muy tendidas, lo que apunta hacia una sedimentación forzada (cuadro 1 y figuras 20 y 21). Todos estos rasgos nos indican que estamos ante un depósito de origen antrópico, que removilizó parcialmente algunas acumulaciones torrenciales o relacionadas con flujos de arroyada situadas debajo, y que posteriormente expe-rimentó importantes bioturbaciones que alteraron aun más las características de la acumulación.

Respecto a los materiales de la terraza T2 únicamente pode-mos señalar que su origen se relaciona con procesos fluvio-torren-ciales más enérgicos que los señalados en T1. Al no existir eviden-cias arqueológicas este nivel no ha sido estudiado en profundidad, ya que queda fuera de los objetivos del presente estudio.

4. SÍNTESIS Y DISCUSIÓN.

Aunque el objeto del presente trabajo es la caracterización geo-morfológica y sedimentológica del yacimiento de Ondaro, resulta evidente que el depósito investigado se enmarca en un contexto de sumo interés. En función de la información disponible, podemos afirmar que al menos durante la mayor parte del Pleistoceno Superior (presumiblemente durante mucho antes), la cavidad de Ondaro ha funcionado como un conducto kárstico del tipo sumidero (captaba las aguas de la depresión de Ikazurieta-Intxaurraga y del entorno próximo) cuyo nivel de base se situaba en el fondo de la paleodepre-sión/paleocabecera kárstica de Oma. El yacimiento investigado se sitúa justo en la parte final del mencionado conducto.

Al analizar el entorno, lo primero que llama la atención es la falta de evidencias de paragénesis en el conducto investigado, por lo que todo apunta a que la circulación hídrica ha sido epigea alternando fases de incisión junto a otras de deposición, predomi-nando las primeras sobre las segundas. La morfología actual del tramo final de la cavidad, ha sido drásticamente modificada en algún momento del Pleistoceno Superior o del Holoceno, ya que una parte significativa del techo de la galería ha cedido como consecuencia de procesos clásticos generando un hemicono/caos de bloques por el que actualmente se accede a la cavidad, salvan-do un desnivel de 11,5 m con una pendiente media en torno al



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estimamos que el colapso pudo haberse producido durante el Holoceno, como consecuencia de la descalcificación de la roca y en un momento en el que la actividad hídrica y quimiolitogénica era prácticamente nula.

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Máximo Glaciar). Este hecho provocó el incremento de la pendien-te de los cursos de agua epigeos e hipogeos, y el desarrollo de procesos de erosión remontante con el fin de restablecer la curva de equilibrio de los diversos flujos que drenaban la zona. Todo ello explica la brusca ruptura de pendiente que presenta la terraza erosiva T1, cuyo segmento final se incurva hasta desaparecer por debajo del actual relleno de la galería de acceso. Pese a todo, durante las primeras fases del enfriamiento, todavía se detecta algún tipo de circulación hídrica, aunque los materiales deposita-dos (¿fluvio-torrenciales?, ¿arroyada concentrada?) se mezclan con gelifractos y con restos procedentes de la destrucción de espeleo-temas.

La cavidad comienza a ser utilizada como cubículo por las hienas (encontramos no sólo sus restos sino también los de su alimentación) y, esporádicamente por el hombre.

Sobre este nivel se desarrolla la facies H-Clsn caracterizada por ser un nivel de ocupación humana de edad gravetiense (López Quintana et al. 2016-2017). Junto a los diversos artefactos y evi-dencias recogidas por los arqueólogos, llama la atención la presen-cia de hogares que ponen de manifiesto una importante ocupación humana, tanto en el tiempo como en el espacio. Junto a estos vestigios son abundantes los crioclastos de caliza, lo que apunta hacia condiciones climáticas frías y, presumiblemente, húmedas. Las dataciones mediante C-14 arrojan una edad de 27500 ± 120 BP (31435-31175 cal BP/29485-29225 cal BC) lo que se corres-ponde con el interestadial GI5 avanzando ya hacia H3.

Por encima (Lsac), encontramos una facies en la que las evi-dencias humanas siguen estando presentes, aunque en este caso no hay hogares por lo que la ocupación parece menos intensa. Posteriormente, se instauró algún tipo de circulación hídrica (¿flu-jos de arroyada concentrada?) responsable del desmantelamiento parcial de una parte del relleno y del modelado de dos cubetas adyacentes que posteriormente serán colmatadas por sedimentos de origen diverso. En uno de los casos (figura 9) se deposita la facies Lmt-2 y en el otro las facies Lmt-1 y Lmct. Desconocemos la cronología de estos sucesos pero, presumiblemente, se relacionan con algún interestadial cálido de finales del Pleistoceno (¿Bollin-Allerod?) o incluso con el Holoceno, ya que desaparecen los crio-clastos, aumenta el contenido en materia orgánica y aparecen conchas de Ruditapes y Scrobicularia, (López Quintana et al. 2016-2017) que por lo general, en el entorno de Urdaibai, se asocian a niveles holocénicos. Son especies típicas de ambientes estuarinos o de ámbitos litorales (playas y zonas intermareales), lo que apunta hacia un nivel marino en ascenso y a una posición de la línea de costa sensiblemente más próxima que la del período gravetiense

El último episodio en el modelado de la cavidad, fue el hundi-miento del tramo final de la galería y la formación de una dolina pozo o dolina ventana en el exterior y de un hemicono/caos de bloques en el interior de la cavidad. El bloqueo del conducto invier-te la exigua circulación hídrica y favorece el desarrollo de zonas encharcadas que perviven en la actualidad. Estos débiles flujos apenas son capaces de movilizar partículas muy finas, procedentes tanto de la masa de derrubios colapsada, como de las formaciones edáfico-coluviales del exterior. Los gruesos bloques que se obser-van sobre el suelo actual y sobre las terrazas erosivas, se vinculan a procesos graviclásticos relacionados con el hundimiento de parte del conducto. Aunque no tenemos datos cronológicos precisos,




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