Karstificación litoral en calizas-dolomías urgonianas (Aptiense-Albiense) de la costa oriental de Cantabria: meteorización química, actividad biológica y abrasión mecánica

Revista de la Sociedad Geológica de España 32 (1) KARSTIFICACIÓN LITORAL EN CALIZAS-DOLOMÍAS URGONIANAS (APTIENSE-ALBIENSE) DE LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA: METEORIZACIÓN QUÍMICA, ACTIVIDAD BIOLÓGICA Y ABRASIÓN MECÁNICA Coastal karstification in the Urgonian limestones-dolomites (Aptian-Albian) of the eastern coast of Cantabria: chemical weathering, biological activity and mechanical abrasion Javier Elorza1, Rubén Higuera-Ruiz2y Ana Pascual3 1 Departamento de Mineralogía y Petrología, Universidad del País Vasco UPV/EHU, Apdo. 644, 48080 Bilbao. [email protected] 2 Departamento de Biología y Geología, Instituto de Educación Secundaria Víctor García de la Concha, Calle Maximino Miyar s/n; 3300 Villaviciosa, Asturias. [email protected] 3 Departamento de Estratigrafía y Paleontología. Universidad del País Vasco UPV/EHU, Apdo. 644, 48080 Bilbao. [email protected] ISSN (versión impresa): 0214-2708 ISSN (Internet): 2255-1379 3 Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Abstract: The coastal fringe of eastern Cantabria (Noja-Castro Urdiales) conformed by Urgonian limestones and dolomites (Aptian-Albian), presents a high geomorphological diversity. This work reports a compilation of recognized geomorphic features. Firstly, continental karstification landforms, with marine influence, such as sinholes and karrens, including hollow cylinders (röhrenkarren-type tubes) in the supratidal zone. Secondly, coastal karstification features in the intertidal zone, related to a dominant mechanical and biological abrasion activity (coastal caves, tidal and surf notches, alveoli, rills, aquafacts). Thirdly, wind abrasion (ventifacts) in the supratidal zone. We discuss the different mechanisms, climatic conditions and temporal patterns that may have interacted to generate the different morphologies. The mineralogical composition of representative sands collected in the beaches of Ris-Trengandín (Noja), Valdearenas (Sonabia) and Ostende (Castro Urdiales), as well as microfaunistic content are also studied, with the purpose of contributing to a greater knowledge of its sedimentary dynamics. Keywords: Urgonian limestones, coastal karstification, karren, röhrenkarren, aquafacts, ventifacts. Resumen: La franja costera de Cantabria oriental (Noja-Castro Urdiales), conformada por las calizas-dolomías urgonianas (Aptiense-Albiense), muestra una alta diversidad geomorfológica. Se presenta una amplia recopilación de las morfologías reconocidas a diferentes escalas. Primeramente, son tratadas las formas generadas por karstificación en condiciones continentales, con influencia litoral (dolinas-lapiaces y cilindros huecos tipo röhenkarren) en el ámbito supramareal; en segundo lugar las formas debidas a la karstificación litoral en el medio intermareal, con una actividad dominante abrasiva tanto mecánica como biológica (cuevas litorales, notches, alvéolos, rills, acuafactos); y por último las formas ya en el supramareal, generadas por la abrasión eólica (ventifactos). Apoyados en trabajos anteriores, se discuten los mecanismos, condiciones climáticas y edades que debieron confluir para la generación de algunas de las morfologías. También se aborda el contenido en CaCO3de las arenas recogidas en las playas de Ris-Trengandín (Noja), Valdearenas (Sonabia) y Ostende (Castro Urdiales), así como su contenido micropaleontológico, con la finalidad de contribuir a un mayor conocimiento de la dinámica sedimentaria de la zona. Palabras clave: calizas urgonianas, karstificación litoral, lapiaces, röhrenkarren, acuafactos, ventifactos. Elorza, J., Higuera-Ruiz, R., Pascual, A., 2019. Karstificación litoral en calizas-dolomías urgonianas (Aptiense-Albiense) de la costa oriental de Cantabria: meteorización química, actividad biológica y abrasión mecánica. Revista de la Sociedad Geológica de España, 32 (1): 3-24. Introducción y objetivos A lo largo de la costa oriental de Cantabria (Noja-Castro Urdiales) son especialmente visibles y dominan en el paisaje potentes macizos de calizas con rudistas, corales y orbitolinas, pertenecientes a las sucesiones marinas someras del Complejo Urgoniano de edad Aptiense-Albiense, depositadas en la Cuenca Vasco-Cantábrica (Rat, 1959). Durante el proceso de rifting temprano (Barremiense inferior/Aptiense inferior), se formaron numerosas e importantes fallas extensionales sinsedimentarias de direcciones conjugadas NO-SE y NE-SO, que propiciaron una subsidencia diferencial y la consiguiente compartimentación de la Cuenca Vasco-Cantábrica. El escenario estructural resultante permitió la formación de paleoambientes sedimentarios de rampa-plataforma carbonatada, donde se depositaron las calizas con rudistas, corales y orbitolinas, y de margen-cuenca, con cambios laterales de facies sustanciales (Rosales, 1999; García-Mondéjar et al.,2004). Todos los materiales acumulados fueron afectados por la tectónica alpina compresiva, que invirtió el relieve y generó un conjunto de pliegues con directrices conjugadas, influenciados a su vez por la actividad diapírica regional de las sales y arcillas del Keuper infrayacentes (Martín-Chivelet et al., 2002). La potente masa carbonatada en facies urgoniana, de más de 7 km de espesor (Cámara, 1997) se encuentra extensamente representada tanto en los afloramientos de la costa como del interior de Cantabria, y ha sido objeto de diferentes tesis doctorales de interés regional (Rat, 1959; García-Mondéjar, 1979; Pascal, 1985; Rosales, 1995; Aranburu, 1998; López-Horgue, 2000), además de múltiples publicaciones (e.g., Martín-Chivelet et al.,2002; García-Mondéjar et al., 2004). En estas calizas, junto con los habituales procesos diagenéticos por enterramiento, se reconocen diversos tipos de silicificaciones, dolomitizaciones y mineralizaciones hidrotermales (PbZn-Fe), localizadas en zonas concretas de la potente serie sedimentaria. Las dolomitizaciones y mineralizaciones han sido intensamente explotadas (Heredia et al.,1990; Gil et al., 1990; Velasco et al., 2003; Águeda Villar y Salvador González, 2008; López-Horgue et al., 2010; Iriarte et al., 2012). El continuado desmantelamiento erosivo de la serie mesozoica ha producido relieves abruptos característicos, diferenciándose claramente las unidades carbonatadas (macizos kársticos) respecto a las unidades siliciclásticas infray suprayacentes, que muestran relieves más atenuados. La actual línea de costa en la parte oriental de Cantabria es quebrada, con promontorios y ensenadas, terrazas fluviales y rasas de origen marino, reconocibles a diferentes alturas, al haber sido levantadas por la tectónica activa post-miocena (Mary, 1983; Flor, 1983; González-Díez et al., 1996a, b; Alvarez-Marrón et al., 2008; Moreno et al., 2009; Flor y Flor Blanco, 2014). Solamente en las zonas de desembocadura de los ríos se generan pequeñas marismas y áreas de playa con cordones dunares supramareales que dulcifican el carácter agreste de la costa (Fig. 1). En este trabajo se hace un resumen de las geoformas existentes en una franja costera caracterizada por su alta geodiversi4KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 1.- A. Localización aérea de la zona costera oriental de Cantabria (Noja-Sonabia-Ostende), con las localidades referidas en el texto. B. Vista general de la playa de Oriñón y el macizo de calizas urgonianas karstificado con el Pico Candina (489 m). C. Visión de las protusiones dolomíticas en bajamar localizadas en la playa de Trengandín (Noja). D. Restos de una masa de caliza urgoniana con intensa karstificación limitada a techo por la plataforma marina de abrasión emergida (rasa XI? a 7 m sobre el nivel del mar) en la playa de Ris (Noja). dad. Ello permite clasificarlas según su posición en el medio continental-litoral y según el agente generador dominante: 1) karstificación continental con escasa-media influencia litoral; 2) procesos de corrosión por condensación en la zona supramareal; 3) karstificación litoral propiamente dicha, con colonización orgánica en la zona intermareal; 4) procesos de oleaje en la zona intermareal (socavaduras, cuevas litorales y acuafactos); y 5) abrasión del viento en la zona supramareal (ventifactos). Materiales y procedimientos analíticos La zona de estudio abarca el litoral situado entre las localidades de Noja y Castro Urdiales, separadas una distancia en línea recta de menos de 30 km (Fig. 1A). En concreto se han realizado observaciones y reconocimientos de las geoformas en las playas de Ris y Trengandín (Noja), Valdearenas (Sonabia) y Ostende (Castro Urdiales), y se han tomado para su estudio en el laboratorio un número representativo de muestras rocosas (23 muestras) afectadas por la disolución química habitual, corrosión por condensación y erosión eólica, además de arenas de la zona intermareal y supramareal de dichas playas (8+6 muestras). La observación petrográfica se ha realizado con un microscopio óptico trinocular de luz transmitida (Olympus BH2 UMA) en los laboratorios de la Universidad del País Vasco (UPV/EHU), y con un microscopio con cámara digital incorporada (DS-L1, Nikon Eclipse E600 POL) en el Museo Nacional de Ciencias Naturales de Madrid. La determinación del contenido en CaCO3 (%) de las diferentes litologías y sedimentos arenosos muestreados, siguiendo los fundamentos del método de Bernard, se ha realizado con el «Calcímetro Automático» fabricado por Aquitaine Technique Innovation (Burdeos), con una fiabilidad de 4% (Laboratorio Petrología Sedimentaria, UPV/EHU). En los Servicios Generales de Investigación (SGIker) de la UPV/EHU, se han efectuado análisis por difracción de rayos X (DRX) de las muestras en polvo de las diferentes calizasdolomías y de las arenas con un difractómetro Phillips PW1710, dotado con anticátodo de Cu y monocromador de grafito. Para la caracterización morfológica de los granos de cuarzo y de las superficies de abrasión, se ha utilizado un microscopio electrónico de barrido (MEB), modelo JEOL JSM-T 220, con filamento de wolframio, que lleva incorporado un equipo fotográfico GEOL UHR. Las condiciones operativas han sido de 20 kV y 6x10-9 A. Para el análisis micropaleontológico se recogieron 8 muestras de sedimento en la zona intermareal de las playas de Joyel-Ris y Trengandín (Noja), Valdearenas (Sonabia) y Ostende (Castro Urdiales) y 6 muestras en la zona supramareal. La arena fue lavada y tamizada, estudiándose la fracción mayor de 63 μm siguiendo la metodología tradicional (Murray, 1991). De ella se extrajeron, siempre que fue posible, unos 300 foraminíferos bentónicos por muestra, cifra estadísticamente representativa para estudios de diversidad. Sin embargo, la pobreza de alguna de las muestras obligó a la extracción de la totalidad de los ejemplares presentes en cada una de ellas. La clasificación taxonómica de dicha microfauna se realizó siguiendo la normativa de Loeblich y Tappan (1988) actualizada con WORMS Editorial Board (2018). Además se ha obtenido el índice de diversidad S (número de especies por muestra) y los porcentajes de tipos de caparazón: aglutinantes (textuláridos), porcelanáceos (miliolidos) e hialinos (rotálidos). Generalidades sobre el clima y régimen de vientos El clima en la franja litoral de Cantabria, a lo largo de los periodos glaciales e interglaciares, ha condicionado la mayor o menor agresividad de los distintos procesos de meteorización que modelaron el relieve kárstico. Actualmente puede asimilarse al tipo Cbf en la clasificación de Köppen (McKnight y Hess, 2000). Este tipo corresponde a un clima oceánico o atlántico templado (b) y húmedo (f) dado que las temperaturas medias sobrepasan los 10 °C al menos cuatro meses al año (aunque el verano es fresco, pues en el mes más cálido no se superan los 22 °C de media) y porque las precipitaciones medias (1200 mm) son relativamente constantes a lo largo del año. Ancell y Célis, (2013) publicaron una recopilación de estos datos para los periodos 1951-1980 y 1981-2010. La cantidad total de lluvia media anual durante el periodo 1981-2010 alcanza los 1086 mm en Santoña, mientras que en Laredo es de 1046 mm, y de 1051 mm en Ontón, para subir en Treto a 1235 mm. Respecto a la temperatura, durante este mismo periodo, los valores medios anuales alcanzan los 14,1 ºC en Treto, y suben a 14,5 ºC en Santoña y Ontón. 5 J. Elorza, R. Higuera-Ruiz y A. Pascual Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 2.- A. Contenidos ordenados en %CaCO3de las arenas supramareales de la playa de Noja, de las arenas intery supramareales de la playa de Valdearenas (Sonabia), de las arenas naturales de la zona intermareal y de la gravilla de cantera aportada a la playa artificial de Ostende (Castro Urdiales). B. Vista por MEB del concentrado cuarzo-feldespático de las arenas angulosas y unimodales de Noja. La longitud de la barra negra es de 400 μm. En relación al régimen de vientos, Viedma-Muñoz (2005) caracteriza la dirección de los vientos dominantes en la cornisa cantábrica. En general, los vientos predominantes en Santander son durante todo el año de componente O, variando en menor medida al O-NO (viento conocido como el “gallego”), mientras que rolan por efecto topográfico al NO en la zona de Bilbao. Los vientos de componente S-SE, S-SO y S (conocidos como “suradas”), debido al fenómeno Foehn, son también notables en la zona. Los vientos locales y moderados del NO y SE (<10 m/s), se deben a las brisas marinas y terrales diarios, fundamentalmente durante la temporada estival sin lluvia. El fuerte viento habitual del NO (>10 m/s), controlado por factores orográficos propios de la cornisa cantábrica, resulta ser básicamente dominante y mayoritario (para información más detallada ver: Ábalos y Elorza, 2013; Elorza e Higuera-Ruiz, 2016b). Composición de las arenas y estudio micropaleontológico Dado que las arenas juegan un papel fundamental en las formas abrasivas (acuafactos y ventifactos), resulta conveniente conocer la forma, tamaño, composición mineralógica y la posible área fuente de las mismas. El muestreo se ha realizado en las diferentes playas, tanto en la zona intermareal como en la supramareal (Fig. 2). Así, los granos de arena observados son mayoritariamente angulosos, con un índice de esfericidad (0,5-0,7) y de redondez (0,1-0,3), tanto en los bioclastos como en los de naturaleza cuarzofeldespática, con tamaños medios variables entre los 50-300 µm en su eje mayor. La proporción media de CaCO3, es variable pero uniforme en cada playa, con valores llamativos tanto por su pobreza (26,7%) como por su alto contenido (88,7%) en %CaCO3, señalando una cierta polaridad de mayor contenido hacia el E (Fig. 2). Por difracción de RX queda registrada la presencia de cuarzo, calcita y algo de aragonito. El estudio micropaleontológico ha determinado que la fracción carbonatada del sedimento está compuesta por foraminíferos bentónicos (extraídos 1826 ejemplares agrupados en 41 especies: Tabla 1), además de fragmentos de moluscos bivalvos, gasterópodos, espículas de esponjas, briozoos, abundantes espinas de equinodermos y algún ostrácodo. Las especies más abundantes (>10% de la totalidad) en todas las playas son: Cibicidoides lobatulus (Walker y Jacob) y Quinqueloculina seminula (Linné), acompañadas de la especie secundaria (5-10%) Cibicides refulgens Montfort. Además aparecen muchos caparazones de Elphidium crispum (Linné) y Rosalina globularisd’Orbigny, en algunas de las muestras. Esta asociación dominante presenta abundantes ejemplares vivos en el momento del muestreo (30-40%). Los caparazones son mayori6KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 3.- A. Vista aérea de la zona de Liendo-Sonabia, donde se aprecian las calizas urgonianas (Formación Calizas de Candina) afectadas por la karstificación, formando un conjunto de dolina-uvala y al fondo el pseudo-polje de Liendo. Nótese el fuerte escarpe generado desde la playa de Valdearenas hasta el Pico Candina, amortiguado por dunas cabalgantes. B. Aspecto de parte de una plataforma de abrasión emergida (cota 7 m sobre el nivel del mar, rasa XI?), recientemente exhumada por pérdida de los depósitos de arenas dunares en la zona de Noja. Es visible la fuerte fracturación y disolución (kluftkarren) producida. C. Campo de lapiaz (rinnenkarren) en la zona de Islares-Oriñón favorecido por la exhumación de la plataforma de abrasión (cota 7 m sobre el nivel del mar, rasa XI?). D. Formas de lapiaz en pináculos (spitzkarren) en la zona de Suaces (Noja). E. Detalle de una tinajita (kamenitza), con salida de evacuación de las aguas. La longitud de la piqueta es de 16,5 cm. tariamente hialinos, siendo escasos los aglutinantes (<5.9%). Estas especies habitan en medios costeros con salinidad marina normal, estando también presentes en otras playas de la costa de Cantabria (Pascual et al., 2004, 2006; RodríguezLázaro et al., 2013; Ordiales et al., 2017), y en general en playas del Atlántico Norte (Murray, 1991, 2006). También se reconocen especies como Ammonia tepida (Cushman) y Haynesina germánica (Ehrenberg), indicadoras de la presencia de agua con baja salinidad. Estas especies son eurihalinas y habitualmente proliferan en la parte media de los estuarios (Murray, 1991, 2006). En el supramareal de la playa de Valdearenas (Sonabia) se detecta una diferencia sustancial con el resto de playas estudiadas, pues los foraminíferos son muy escasos o no aparecen. Las muestras recogidas junto a las dunas más bajas muestran una gran similitud con las recogidas en la playa de Ostende (Castro Urdiales) en el intermareal. Los escasos ejemplares (4-5) de foraminíferos bentónicos, mal conservados, retrabajados y disueltos, sugieren un historial tafonómico diferente, puesto que las arenas analizadas parecen proceder de ambientes más continentales, o bien de antiguas dunas desmanteladas cuya arena haya sido descohesionada (¿por perdida de cementación incipiente?), como ocurre con antiguas dunas situadas sobre la costa acantilada de Noja (Pascual et al.,2007). Karstificación continental con escasa-media influencia litoral En las facies carbonatadas de plataforma del Complejo Urgoniano se reconoce una amplia variedad de formas kársticas producidas por el concurso del agua meteórica a lo largo del dilatado tiempo de exhumación, iniciado durante el Mioceno en las mayores alturas (1000 a 1400 m), sucediéndose diferentes ciclos glaciares-interglaciares hasta alcanzar el actual clima húmedo-templado característico de la costa vasco-cantábrica (Arriolabengoa et al., 2014; Aramburu et al., 2014). Describimos sucintamente las formas mayores generadas por karstificación superficial situadas en la zona de mayor altitud, que incluyen dolinas y campos de lapiaz activos. Estas están condicionadas en la actualidad por el régimen de precipitaciones, con medias anuales de 1200 mm, aunque debido a la cercanía del mar, también hay una cierta influencia de las pulverizaciones (spray marino), tanto sobre las rocas como sobre la vegetación (pinos, encinas, eucaliptos, robles, laureles) que cubre una parte importante de los afloramientos. Dolinas En la zona de Liendo-Sonabia-Oriñón, los campos de dolinas semicirculares (>300 m de eje mayor), con nombres específicos como Hoya de Tueros, Cobañera, Corteguera, Somanti y Llanegro, son fácilmente reconocibles mediante fotografía aérea por 7 J. Elorza, R. Higuera-Ruiz y A. Pascual Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 4.- A. Aspecto escarpado del acantilado formado en calizas urgonianas afectado por fracturas subverticales situado en la parte occidental de la playa de Valdearenas (Sonabia). El acantilado conserva dos socavaduras (surf notches), señaladas por una línea blanca, de interés geocronológico (ver Fig. 12). B. Aspecto del acantilado de Punta Lanzadoiro con una mayor superficie de exposición facilitando un campo de lapiaz abierto con intensa karstificación. Al fondo, señalado por una cabeza de flecha negra, la pequeña península denominada popularmente la ballena de Oriñón. C. Detalle de un bloque colapsado (b), remarcado su perímetro con una línea roja, en la parte oriental de la playa de Valdearenas. su topografía de domos y cubetas. La mayor altitud queda representada por el Pico Candina (489 m; Figs. 1B y 3A). También es visible en la parte más oriental cómo varias dolinas han sido desmanteladas y unidas formando una depresión tipo uvala. La depresión del valle de Liendo puede considerarse una depresión profunda de origen kárstico (Fig. 3A). Esta no llega a constituir un polje s.s., dado que la parte septentrional queda delimitada por arcillas y yesos del Keuper (Olivé Davó y Ramírez del Pozo, 1982). Las dolinas con morfología en embudo presentan los ejes mayores con dirección preferente NO-SE. Se encuentran desigualmente vegetadas tanto en su fondo como en las paredes (Fig. 3A), y la zona fue objeto de pequeñas explotaciones mineras con extracciones de óxidos de hierro a principios del siglo XX. Salvo en la Hoya de Tueros, son dominantes los rasgos de disolución frente a los de colapso, aunque posiblemente puedan considerarse como producto de la acción conjunta de disolución y colapso en diferente grado, lo que les confiere la categoría de dolinas poligénicas. En este campo de dolinas se han descrito vestigios prehistóricos en el interior de determinadas cuevas de la zona, sin aparente relevancia (Nolte y Sarachaga, 1978). Campos de lapiaz activos Para la descripción de las características de los campos de lapiaz activos, escogemos ejemplos desarrollados a partir de la plataforma de abrasión emergida asignada como rasa XI (a unos 7 m de altura sobre el nivel del mar), siguiendo la numeración y alturas establecidas por Flor y Flor Blanco (2014), en la costa asturiana y cántabra. Esta plataforma de abrasión marina se conserva en retazos discontinuos a lo largo de la costa y está afectada por una intensa karstificación por agua meteórica, aunque por su cercanía al mar está necesariamente influenciada por las salpicaduras y pulverización de las olas al impactar sobre el acantilado (splash y spray marino). Condicionados por el diaclasado, se generan lapiaces con surcos, ocasionalmente profundos en las calizas urgonianas, siendo las vías habituales para la infiltración del agua de escorrentía (rinnenkarrenkluftkarren)(Fig. 3B). Además, los bloques calizos así formados, al quedar expuestos sufren la meteorización superficial presentando microlapiaces en regueros (rillenkarren), separados por finas y agudas crestas de trazado regular (Fig. 3C). Si la exposición es suficientemente prolongada en el tiempo, estas asociaciones de aristas y surcos pueden generar líneas de crestas verticalizadas con formas de pináculos bien desarrollados en las tres dimensiones (spitzkarren) (Fig. 3D). Cuando las rocas presentan planos subhorizontales, aparecen pequeñas depresiones circulares, consideradas como cubetas de disolución (kamenitza) de tamaños decimétricos, sin superar el metro, en ocasiones con una zona lateral abierta que permite la salida del agua inicialmente almacenada y la acumulación por evaporación de sales (halita) en su base (Fig. 3E). El trazado del acantilado condiciona notablemente los procesos de meteorización continental en la zona occidental de la playa de Valdearenas (Sonabia), donde un alto acantilado vertical densa8KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 5.- A. Vista panorámica de los efectos de karstificación entre la rasa IX (35 m), rasa XI (7 m) y rasa XII (4 m) en las calizas urgonianas que conforman parte del acantilado Sonabia-Oriñón. B. Vista de la rasa XI (7 m) en la zona de Noja, con los efectos de karstificación por la pérdida del depósito de las dunas suprayacentes. Es notoria la fragmentación en grandes bloques. Los valores en metros de las diferentes alturas de las rasas son aproximados y la numeración sigue la establecida por Flor y Flor Blanco (2014). 9 J. Elorza, R. Higuera-Ruiz y A. Pascual Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 mente fracturado sufre además el continuado impacto de las olas (wave quarrying/storm wave quarrying) y produce dos socavaduras (surf notches) paralelas entre sí, que serán posteriormente tratadas (Fig. 4A). Por otra parte, en la zona oriental de la misma playa, la disposición de los estratos calcáreos con una pendiente menor, queda fuertemente controlada por las superficies que señalan las plataformas de abrasión emergidas (rasas). Ello posibilita una mayor exposición de los lechos con más infiltración y consiguientemente con una acción kárstica mayor, donde se llegan a producir zonas de colapso (Fig. 4B,C). En detalle, se observa como las rasas de origen marino (IX y XI, situadas respectivamente en cota 35 m y 7 m sobre el nivel del mar) han quedado al descubierto y conforman unos campos de lapiaz muy marcados, tanto con formas rinnenkarren como rillenkarren (Fig. 5A). Contrariamente, esta rasa XI en la zona de Noja fue cubierta por un potente paquete de dunas (Pascual et al., 2007), que ahora está siendo desmantelado, por lo que es visible una karstificación tipo kluftkarren, controlado por el juego de fracturasdiaclasas. Además, se observan zonas de colapso de bloques y surcos incipientes (rinnekarren) en la parte más alta de la rasa (Fig. 5B). En la zona de mayor accesibilidad de las rasas es constatable cómo la karstificacion, condicionada por el intenso diaclasado subvertical existente, produce extensas superficies rugosas, ásperas y cortantes, asimilables a los llamados lapiaces libres (L en Fig. 6A). Esta superficie rugosa es relevada en profundidad por la característica superficie lisa, redondeada y suave al tacto correspondiente a la zona superior del antiguo lapiaz cubierto, formado en la interfase suelo/roca, ahora parcialmente descubierto (C en Fig. 6A). La presencia de nódulos diagenéticos de sílex en las calizas, reemplazando el sedimento de relleno de galerías de bioturbación (Thalassinoides), permite observar la importante meteorización diferencial que se produce entre la caliza compacta y el sílex (Bustillo et al., 2017). Estos nódulos de sílex, prácticamente insolubles, se disponen de forma irregular, aunque también aparecen en bandas continuas y paralelas a la estratificación. En el lapiaz libre, el agua meteórica fluye y es dominante en las zonas más altas del acantilado, frente a la influencia minoritaria del splash y spray marino al borde del mismo. La precipitación en esta zona alcanza valores medios anuales cercanos a 1200 mm, lo cual permite un lavado eficaz de los restos de sales por las aguas meteóricas, más ácidas debido al aporte de CO2proveniente de la cubierta vegetal y el suelo que la soporta. Los microlapiaces tipo rillenkarren producen regueros y agudas crestas que dibujan la línea de máxima pendiente (Fig. 6B). El alto número de nódulos de sílex interfiere en el discurrir de la lámina de agua por gravedad, y junto con el concurso del viento dominante del NO, llega a producir pequeñas y discontinuas crestas de disolución subFig. 6.- A. Vista puntual de karstificación en la zona superficial de un lapiaz libre (L) y parte inferior del mismo cubierto (C) afectando a las calizas urgonianas con nódulos de sílex (S), en la zona oriental de la playa de Valdearenas (Sonabia). B. Detalle de la karstificación en regueros y crestas ásperos al tacto (rillenkarren), siguiendo la línea de máxima pendiente. C. Detalle de la karstificación (ver situación en A) donde las morfologías producidas parecen estar condicionadas por el viento NO dominante. D. Aspecto de las morfologías suaves y redondeadas producidas en la caliza al haber estado cubiertas por el suelo-sedimento, ahora eliminado (ver situación en A). El mango de la piqueta es de 28 cm. horizontales, a las que podemos llamar microlapiaz tipo ripples (ripplekarren),muy diferente a las morfologías descritas anteriormente (Fig. 6C). En zonas muy concretas del mismo campo, estas morfologías pueden evolucionar lateralmente a formas en escalón (trittkarren) (Gutiérrez y Gutiérrez, 2016). Por último, en la zona considerada de lapiaz cubierto, con la superficie lisa, redondeada y suave al tacto, se mantiene también la disolución diferencial caliza/sílex. Resulta sintomático cómo en los nódulos de sílex incluidos en esta zona no se ha llegado a producir la pátina exterior rojiza de óxidos de hierro, habitual en los nódulos con un mayor tiempo de exposición (Fig. 6D). Corrosión por condensación: röhrenkarren Los cilindros huecos tipo röhrenkarren encontrados en las calizas urgonianas presentes en la zona supramareal, son una singularidad geomorfológica de interés paleoambiental, a pesar de su pequeño tamaño y limitada presencia (Fig. 7). Son de paredes verticales suaves y cerradas en su parte superior. Su diámetro alcanza dimensiones medias de 2,5 cm, con longitudes variables según su emplazamiento. Se pudieron iniciar sobre superficies subhorizontales en los techos de galerías de origen kárstico o pequeñas cornisas naturales (tipo alero) producidas entre los lechos calizos. Los cilindros progresaron hacia arriba, con el eje subvertical rematado por una bóveda de curvatura uniforme, y conformando una cúpula ciega hemiesférica, que en la totalidad de las ocasiones no llegan a conectar con la superficie externa de la roca. Se trata de una morfología relicta observable ahora en los afloramientos, al quedar descubiertos lateralmente y presentarse parcialmente disueltos por el agua meteórica. Los cilindros reconocidos en la playa de Ris (Noja) y Valdearenas (Sonabia) pueden quedar agrupados en dos tipos: 1) cilindros más antiguos (C1 en Fig. 7A, B) formados por debajo de la superficie erosiva denominada rasa IX, a unos 35 m de altura sobre el actual nivel del mar (según la asignación de Flor y Flor Blanco, 2014), y con un desarrollo mayor en su longitud media (>26 cm); y 2) cilindros formados más recientemente (C2 en Fig. 7C–E) a alturas por debajo de la rasa XI, a unos 7 m de altura sobre el nivel del mar, con un desarrollo medio de su longitud menor (>8 cm), sin que se hayan reconocido más conjuntos de cilindros huecos por debajo de la rasa XII (4 m). Karstificación litoral: abrasión mecánica, colonización orgánica y disolución en la zona intermareal Corresponde a lo que propiamente se puede llamar karstificación litoral (Malis y Ford, 1995), dado que la influencia del agua marina es dominante, aunque las surgencias de 10 KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 7.- A y B. Ejemplos de cilindros huecos, tipo röhrenkarren C1, encontrados en la caliza urgoniana en la península de Suaces (Noja), situados por debajo de la rasa IX (35 m) y por tanto más antiguos que los cilindros de tipo C2. C. Vista general de los cilindros huecos tipo röhrenkarren C2 generados a la entrada de una pequeña galería formada en las calizas compactas, por debajo de la rasa XI (7 m) en la playa de Ris (Noja). Nótese la notable similitud de los diámetros de los cilindros con tendencia a la coalescencia, la verticalidad de los ejes, y la disolución meteórica posterior que facilita la observación de las secciones. D y E. Detalles de los cilindros de tipo C2 de la imagen anterior. La longitud de la piqueta es de 16,5 cm. agua meteórica por infiltración pueden formar zonas de mezcla de aguas especialmente agresivas para la disolución de las calizas. En esta franja costera de Cantabria el rango de las mareas es superior a los 3 m de media, con un máximo de 4,5 m en las mareas vivas de marzo y septiembre. La zona intermareal comprende desde la parte inferior de la marea en bajamar hasta la altura máxima en pleamar, siendo visible en el acantilado vertical una clara zonación (zonas a y ben Fig. 8A), hasta alcanzar la zona propiamente supramareal (zona c en Fig. 8A). El contacto del acantilado, constituido por las calizas urgonianas, con la arena de playa marca la parte inferior de la zona a. Esta zona queda limitada a una delgada franja decimétrica durante la estación estival, siendo mayor en el invierno por un notable desalojo de la arena en esta zona inferior (Figs. 8A y 9A). La zona a destaca por quedar limpia y carente de colonización orgánica, debido tanto al recubrimiento de las arenas durante el tiempo estival como por la abrasión sistemática que se produce en invierno con olas cargadas de arena (Fig. 8B). Durante la primavera, cuando las mareas son más débiles y el grado de abrasión es menor, se instalan temporalmente tapices de algas verdes (clorofíceas) sobre la superficie descubierta, siendo objeto de intenso pastoreo por diferentes organismos, fundamentalmente por lapas (Patella) que llegan a hacer desaparecer los tapices en poco tiempo (Fig. 8C,D). En esta zona a también se producen los acuafactos, morfologías que por su singularidad serán tratados de manera independiente. Inmediatamente por encima de la zona a, se encuentra la zona b, de mayores dimensiones, que puede subdividirse en dos subzonas 1b y 2b cuando las secciones del acantilado son favorables (Figs. 8A y 9A). Lo más destacable morfológicamente son las formas de socavaduras o muescas (tidal notches), con tendencia a formar morfologías con una cierta simetría tipo seta (mushroom-like),aunque actualmente están completamente colonizadas por diversos organismos y su parte inferior cubierta por arena (Fig. 9A, B).Son el resultado de la convergencia de procesos diferentes (químicos-orgánicos y mecánicos), lo que produce una alta tasa erosiva en la zona intermareal. La subzona inferior 1b queda cubierta por organismos como bellotas de mar (Balanus), lapas (Patella), ostras y pequeños mejillones, formando alvéolos de formas poligonales resistentes al impacto de las olas; el predominio de Balanus obliga a las Patella a distribuirse estratégicamente (Fig. 9C). En alvéolos más evolucionados, los Balanus remarcan los bordes y las Patella se instalan en el centro, donde crecen rápidamente las algas verdes objeto de pastoreo ya en los límites de la subzona 2b (Fig. 9D). 11 J. Elorza, R. Higuera-Ruiz y A. Pascual Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 8.- A. Vista general en bajamar de un acantilado vertical donde se aprecian las diferentes zonas a, by cy las subzonas 1b y 2b establecidas en el intermareal entre Islares-Oriñón, en función de su relación con las acciones abrasivas, de colonización orgánica y efectos de las olas con las salpicaduras y pulverizaciones del oleaje. B. Detalle de la zona a con una fuerte abrasión mecánica relevada por la subzona 1b donde la colonización de las bellotas de mar (Balanus) es completa. C y D. La zona a temporalmente cubierta por algas verdes es objeto de pastoreo por lapas (Patella), con la consiguiente eliminación de las algas en pocos días. a partir del sistema de diaclasas conjugadas existentes (rundkarren-klutkarren). El reciente desmantelamiento lateral de las dunas hace progresar las formas de lapiaz libre con surcos (rinnenkarren) en la parte superior (Fig. 5B). En estas condiciones la acción de las aguas meteóricas (1200 mm/año) y el efecto de las salpicaduras junto con el spray marino alcanzan todo su posible potencial de disolución. En detalle podemos reconocer la presencia de un lapiaz libre en los bordes del acantilado, que avanza lateralmente según se desmantela el suelo vegetal que mantiene el lapiaz cubierto existente tierra adentro, por lo que se puede considerar en su conjunto como un lapiaz complejo (ver Gutiérrez Elorza, 2009) (Fig. 6). En este escenario, sobresalen por su singularidad pequeños cilindros huecos tipo röhrenkarren formados en las calizas urgonianas que afloran en las playas de Ris (Noja) y Valdearenas (Sonabia) (Fig. 7). Es una morfología relicta producida por una intensa corrosión ascendente propiciada por el repetido ciclo de condensación-evaporación. La orientación generalizada de los cilindros al mediodía sugiere la necesidad de alcanzar diariamente la temperatura y humedad relativa adecuadas como para evaporar la lámina de condensación producida durante la noche. El proceso parece que tuvo al menos dos etapas durante el Pleistoceno: 1) una más larga, generadora de los cilindros C1, circunscrita a un determinado evento temporal (¿periodo cálido Eemiense?) con un nivel de mar alto (MIS 5e), entre las rasas IX (35 m) y XI (7 m); y 2) otra posterior, generadora de los cilindros C2, en un periodo cálido más corto (¿MIS 5a?), entre las rasas XI (7 m) y XII (4 m), sin evidencias de continuar durante el Holoceno. Los antecedentes e hipótesis sobre el origen de esta geoforma, las características morfológicas propias, los controles litológicos, las condiciones paleoambientales favorables para su formación y la hipotética edad de los C1 y C2 fueron ampliamente tratados en Elorza e Higuera-Ruiz (2016a). Karstificación litoral En la zona intermareal, donde la influencia marina resulta dominante, la karstificación está condicionada por la actividad orgánica, el impacto mecánico del oleaje y localmente por las surgencias de agua dulce. La mezcla de aguas queda también confirmada por la presencia en la arena de especies de foraminíferos como Ammonia tepida y Haynesina germánica, indicadoras de agua con una baja salinidad al vivir en la parte media de los estuarios, en aguas eurihalinas (Murray, 1991, 2006). La aparición de las mismas en zonas alejadas de estuarios pone de manifiesto el concurso de aguas meteóricas procedentes de las surgencias kársticas que afloran a lo largo de las playas como en la de Trengandín en Noja (Pascual et al., 2007). Las formas kársticas producidas tanto por influencia del nivel del mar a corto plazo (mareas) o por las fluctuaciones a más largo plazo (cambios del nivel del mar durante el Cuaternario) han sido descritas por muchos autores desde la década de los años 50 (ver recopilaciones de Lundberg, 2009; De Waele y Furlani, 2013; Taborosi y Kázmér, 2013). En nuestro caso, el acantilado situado en la franja intermareal se ha dividido en dos zonas a y breconocibles a simple vista. En la zona inferior ade menor diversidad morfológica, se establece una delgada franja con intensa abrasión (arena-oleaje) en la época invernal dejando la roca limpia al descubierto, mientras que en la estival puede quedar cubierta de arena lo que propicia la ausencia de organismos (Figs. 8A y 9A). En la zona b por el contrario se instala una compleja comunidad de organismos como bivalvos, algas calcáreas, lapas y bellotas de mar (Figs. 8 –10). Inicialmente parece que pueden bioconstruir y actuar como agentes protectores ante el impacto de las olas, pero a largo plazo realizan una actividad destructiva con una fuerte erosión, bien por el raspado continuado (lapas, erizos) o bien por disolución con el aporte de CO2(biocorrosión). La disolución parece estar acrecentada tanto por el CO2aportado por la respiración de organismos durante la noche, al no ser fotosintéticamente consumido (Holbye, 1989), como por la descomposición de la materia orgánica y por la quelación con compuestos orgánicos, lo que hace que las aguas retenidas aumenten su agresividad frente a la caliza (De Waele y Furlani, 2013). También en la zona b del intermareal se registran socavaduras (tidal notches) con una cierta simetría, en los bloques que se individualizan por efecto del diaclasado tectó18 KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 15Detalle de los acuafactos generados en la playa artificial de Ostende (Castro Urdiales) a partir de 1991. A. Aspecto de la fuerte abrasión producida en las protusiones por efecto de las olas cargadas de arena formando caras pulidas y sin estrías secundarias. La orientación y buzamiento tendido hacia el mar favorece la abrasión basal de la caliza oscura tableada. Se generan morfologías como cucharas (sco: scoops) formas tipo vieira (sca: scallops) y finas quillas (k: keels) que remarcan las superficies. B. Detalle de una protusión con acuafactos perfectamente pulidos con finas quillas y cucharas. nico. En otros bloques se observan socavaduras por los dos lados, con una tendencia a adquirir forma de seta (mushroom-like), aunque en todos ellos las partes inferiores quedan parcialmente cubiertas por las arenas (Fig. 9A,B). Su disposición en forma de U tumbada señala el sentido del impacto de las olas durante el ascenso de la marea. La justificación de la forma de seta, pudiera deberse a la acción erosiva combinada y contrapuesta de impacto mayor de la ola y del retorno (reflujo) con menor energía. El mecanismo de formación de las socavaduras es controvertido, ya que además del efecto abrasivo indudable de las arenas impulsadas por la marea, lo que puede considerarse como un socavadura de abrasión (abrasional notch), se suma la acción bioerosiva con la colonización por diversos organismos (Figs. 9C, D y 10) y la posible influencia del agua meteórica. Todas estas interacciones, todavía no completamente resueltas, hace a este tipo de morfología objeto de estudio continuado (Antonioli et al., 2015, 2017; Furlani et al., 2017). Las formas características de disolución representadas en algunas protusiones de calizas en la parte alta del intermareal-supramareal, libres de la compleja colonización orgánica comentada (Fig. 11A, B), parece que son debidas a la actividad de cianobacterias y microbios endolíticos según señalan De Waele y Furlani (2013). Es destacable cómo el impacto de las olas generó una doble socavadura (surf notches 1 y 2: Fig. 12) alargada lateralmente en la zona donde el acantilado vertical es cubierto por el mar de manera continuada, con perfiles semejantes, tanto en la altura como en la profundidad (inward depth) alcanzada, lo que sugiere que el régimen de mareas fue semejante al actual. Este tipo de formas dobles fue señalado en la costa italiana por Antonioli et al. (2006), con un claro significado genético relacionado con el ajuste isostático glacial de la línea de costa durante el MIS 5.5 (anteriormente conocido como MIS 5.e) y el Holoceno sin mayor precisión. En nuestro caso, no tenemos datos como para considerar a la socavadura 1 como producto de la transgresión Flandriense, quedando descartado que pudiera corresponder a la transgresión producida durante el MIS 5.5, pues queda muy por debajo de la rasa IX (35 m), supuestamente coincidente con el MIS 5.5 (Figs. 5A y 12) (Elorza e Higuera-Ruiz, 2016a). Las cuevas costeras (flank margin cave, coastal cave) reconocidas y potenciadas en la zona de mezcla de aguas (meteórica-marina) se generan más fácilmente en las calizas jóvenes (eogenéticas) y en zonas tropicales (De Waele y Furlani, 2013), que en las rocas compactas y bien cementadas como las calizas cretácicas urgonianas. Así, en un repaso a lo largo de la franja de costa estudiada, no se han 19 J. Elorza, R. Higuera-Ruiz y A. Pascual Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 16.- Morfologías de erosión eólica activa (ventifactos) generadas sobre protusiones de dolomías urgonianas en la playa de Trengandín (Noja). A. Aspecto de una protusión de dolomía en la zona supramareal con rasgos de erosión eólica. B. Estructura erosiva formada por finos surcos (g: grooves) ascendentes e interdigitados. La flecha blanca indica el sentido del viento dominante. C. Morfología de una quilla (k: keel), junto con una forma de proa inferior (b: bow). El límite de separación del viento por la quilla queda señalado por una línea y flechas blancas. D. Morfologías de pináculos (pn: pinnacles) subhorizontales, formados por el impacto frontal del viento cargado de arena, señalado por las flechas blancas. La longitud del pendrive rojo es de 4,5 cm y el mango de la piqueta es de 28 cm. 20 KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 detectado evidencias notorias de su presencia y solamente se han reconocido algunas oquedades de limitadas dimensiones en la zona occidental de la playa de Ostende (Castro Urdiales). En esta zona pudiera considerarse la influencia de mezcla de aguas, pues concurre un conjunto de pequeñas cuevas en la zona intermareal y conductos de galerías formados por agua continental con sus rellenos sedimentarios y espeleotemas, propios de una karstificación continental por debajo de la rasa XI (7 m) (Fig. 13). Los acuafactos, término acuñado por Kuenen (1947), sonmorfologías facetadas generadas por la abrasión marina en la zona intermareal (zona a), sin el concurso de organismos y tampoco por efecto de una disolución reconocida. Su producción está fuertemente condicionada por las características que convergen en la playa artificial de Ostende (Castro Urdiales) comentadas anteriormente (Figs. 14 y 15). Conocida la fecha de adecuación final como playa artificial (1991) en la primitiva ensenada, se puede constatar la rápida abrasión que producen las arenas naturales, junto con la gravilla incorporada, sobre las calizas tableadas urgonianas. Son reconocibles en un mismo afloramiento los estadios morfológicos intermedios hasta alcanzar la formación de acuafactos bien desarrollados a una velocidad aproximada de abrasión mínima de 1 mm/año (Elorza y Higuera-Ruiz, 2016b). La intensa abrasión propiciada por las mareas y tormentas tiene como resultado una arena natural prácticamente azoica. Es sorprendente que no haya sido colonizada por microfauna 27-28 años después de la creación antrópica de esta playa. Es posible que la gravilla de mayor tamaño, al entremezclarse continuamente con la arena removida por la marea, sea la causante de esta falta de microfauna al abrasionar los hipotéticos caparazones allí recién depositados. Puede considerarse la playa de Ostende un laboratorio natural activo con la ventaja de conocer el punto de partida desde su formación, volumen de aportes de gravilla de machaqueo, tamaños medios, formas iniciales, contenido en %CaCO3, régimen de mareas y vientos dominantes, por lo que constituye un modelo de referencia frente a posibles homólogos naturales más antiguos. Abrasión por el viento Los ventifactos, definidos como fragmentos rocosos de tamaños variables que se presentan como cantos facetados sueltos o sobre las superficies rocosas fijas, son producto de una intensa abrasión por la acción de arenas transportadas por el viento (Greely y Iversen, 1985; Knight, 2008). La abrasión genera caras suaves, de formas plano-cóncavas a plano-convexas características en los cantos afectados, y es objeto de continuada investigación (ver resúmenes McCauley et al., 1979; Laity y Bridges, 2009). Los ventifactos encontrados en las protusiones de caliza-dolomía que sobresalen en las playas de Ris-Trengandín (Noja) y Valdearenas (SoFig. 17.- Ejemplos de erosión eólica y disolución química-abrasión en un bloque de caliza situado en la playa de Valdearenas (Sonabia). A. Protusión con formación de una proa (b: bow) roma vertical y surcos (g: grooves), formados por efecto de la bifurcación del viento procedente del SE. En la parte superior se aprecia la generación de canalillos (r: rills) rectilíneos, producto de la acción del agua de rocío, arena y viento del SE. B. Superficie frontal respecto al viento dominante del SE formada por iniciales pináculos (pn: pinnacles), limitados en la parte superior por una quilla (k: keel) y canalillos rectilineos (r: rills). C y D. detalles de los surcos (g: grooves) ascendentes y canalillos (r) rectilíneos subhorizontales. nabia) han sido tratados extensamente por Ábalos y Elorza (2013) y Elorza e Higuera-Ruiz (2015,2016b). En general, destaca la gran variedad de formas propias generadas y conservadas y las direcciones de los vientos dominantes (O-NO y S-SE) registradas, aunque actualmente están siendo en parte cubiertos por líquenes o incluso borrados al ser relevados por efecto de una disolución intensa, acorde con el clima templado y húmedo reinante (Fig. 16). Es sintomático cómo las arenas de estas dos playas poseen una bajo contenido medio de carbonato (26,7 %CaCO3), en forma de bioclastos, lo que aumenta sustancialmente el % de terrígenos cuarzo-feldespáticos (Fig. 2A). Estos terrígenos son de formas angulosas (Fig. 2B) y proceden de los aportes de los ríos que desembocan en la cornisa cantábrica, para ser repartidos por la regular deriva marina hacia el E, quedando acumulados en las playas disipativas mencionadas. Esta alta proporción cuarzo-feldespática favorece la mayor agresividad de la abrasión y formación de las huellas tipo arañazos que presentan las protusiones en la zona supramareal. La dirección de los vientos O-NO es corroborada también por la presencia de foraminíferos bentónicos, que aparecen arrastrados desde la playa de Joyel-Ris hasta los campos dunares que cubren la rasa XI (7 m) en los límites de Noja. En la playa de Trengandín, las dunas son más abundantes hacia el E, y también reflejan este viento dominante (Pascual et al., 2007). Además, las arenas de estas dunas son más finas de O a E de la playa como consecuencia de dicho viento y de la corriente de deriva O-E que se registra en el Cantábrico (Flor et al., 2006). Mención especial merece el intento de datación mediante el estudio liquenométrico realizado con los líquenes negros Verrucaria sp., puesto que ha sido posible indicar cómo la mayor acción abrasiva con formación de los ventifactos se debió producir durante la Pequeña Edad de Hielo (PEH), ya en el Holoceno (1350 a 1850 de nuestra era), y se redujo sustancialmente hace 120-160 años, cuando una parte de los ventifactos empezaron a ser cubiertos por los líquenes datados en función del diámetro desarrollado hasta ahora (Elorza e Higuera-Ruiz, 2016b). La generación de los llamados canalillos (rills),como forma singular y relativamente abundante en la playa de Valdearenas (Sonabia), merece nuestra atención al ser producto de la interacción de una muy fina lámina de agua generada por condensación (rocío) sobre una superficie horizontal y el viento del SE cargado de arena procedente de la zona supramaral (Fig 16; Elorza e HigueraRuiz, 2015). Inicialmente, parece necesario el efecto diario y repetitivo de una alta humedad ambiental, inductora de la formación de la lámina de agua capaz de ejercer un leve ataque de disolución, y el efecto del viento continuado para la formación de los delgados canalillos alargados, pulidos y de dirección constante. Para una visión general de lo tratado en los apartados anteriores se ha plasmado una sección idealizada e interpretativa con la disposición del acantilado en la playa de Valdearenas, donde se señalan las formas más relevantes reconocidas de abrasión mecánica, disolución y biocontrucción en el complejo proceso de karstificación continental con mayor o menor influencia litoral hasta la karstificación propiamente litoral (Fig. 18). Conclusiones La franja costera oriental de Cantabria, desde Noja hasta Castro Urdiales, presenta una rica diversidad geomorfológica. Está sustentada sobre las calizas-dolomías del 21 J. Elorza, R. Higuera-Ruiz y A. Pascual Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 Fig. 18.- Esquema idealizado de la sección acantilados-playa de Valdearenas (Sonabia), con las zonas y morfologías más importantes observadas en las calizas urgonianas con sílex y arenas de playa comentadas en el texto. n.m.b. = nivel del mar en bajamar; n.m.p. = nivel del mar en pleamar. Juego de diaclasas subverticales en líneas rojas. El esquema no está a escala. Complejo Urgoniano (Aptiense-Albiense), caracterizadas por su gran desarrollo, continuidad lateral de los lechos, alto contenido en CaCO3, y fuerte cementación. La karstificación litoral se produce durante un largo periodo de exhumación, con diferentes etapas climáticas glaciares-interglaciares, hasta alcanzar el actual clima húmedo-templado, característico de la costa vasco-cantábrica. Ello hace un marco especialmente apto para que se generen desde geoformas de karstificación continental con escasa-media influencia litoral (dolinas-lapiaces-uvalas y cilindros huecos tipo röhenkarren) hasta formas kársticas propiamente litorales (cuevas litorales, socavaduras tipo tidal notches, surf notches, alvéolos, rills y acuafactos), producidas por la meteorización química, actividad biológica y abrasión mecánica en un sistema interactivo complejo. La zona supramareal muestra abrasión eólica, con formación de ventifactos sobre las protusiones karstificadas de calizas-dolomías, condicionadas por los vientos dominantes O-NO y S-SE, que arrastran arenas con un alto contenido siliciclástico y escasos bioclastos. Por último, y apoyados en trabajos anteriores, se han analizado los diferentes mecanismos, condiciones climáticas y edades que debieron confluir para la generación de morfologías tan singulares como los cilindros huecos tipo röhenkarren, acuafactos y ventifactos observados en las playas de Ris-Trengandín (Noja), Valdearenas (Sonabia) y Ostende (Castro Urdiales). El estudio microfaunístico de las arenas muestra una asociación de foraminíferos bentónicos similar a la presente en otras playas del Golfo de Bizkaia, a excepción de la playa de Ostende. En ella, los escasos ejemplares sugieren procesos tafonómicos importantes relacionados con la naturaleza antrópica del sedimento allí depositado. Los foraminíferos encontrados en las dunas y en el supramareal de las playas marcan una polaridad de O a E, y confirma la dirección del viento dominante. Por último, la existencia de especies propias de aguas con baja salinidad, señala la mezcla con agua meteórica procedente del macizo kárstico canalizada a través de las surgencias. Agradecimientos Los autores quieren agradecer al revisor Dr. F. Gutiérrez (Univ. Zaragoza), al revisor anónimo y a la editora principal Dra. B. Bádenas (Univ. Zaragoza) por las correcciones y sugerencias aportadas, todas ellas han contribuido a mejorar el manuscrito inicial. Este trabajo ha sido subvencionado en parte por el Proyecto de Investigación HAREA: Grupo de Investigación en Geología litoral (Eusko Jaurlaritza/Gobierno Vasco, IT976-16) y la Fundación Elorza. Los autores agradecen el apoyo técnico y humano de los SGIker de la UPV/EHU. Referencias Ábalos, B., Elorza, J., 2013. Ventifacts and associated weathering forms in early Albian carbonates of the Cantabrian coast (Noja, Northern Spain). Geomorphology, 195: 66-83. Águeda Villar, J.A., Salvador González, C.I., 2008. 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A glacial isostatic adjustment origin for double MIS 5.5 and Holocene marine notches 22 KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019 ESPECIES FORAMINIFEROS BENTONICOS JOY-05-2W JOY-05-1E J-1 supr W R-1 supr E NOVI 14 W NOVI 13 E T-7 supr W TE-1 supr E SOP-1 W SO-P-3 E SO supr W SO supr E OST.- 1 OST.- 2 Acervulina inhaerens Schultze, 1854 1 7 Adelosina bicornis (Walker y Jacob, 1798)312 Adelosina longirostra (d´Orbigny, 1826) 21311 Ammonia beccarii (Linné, 1758) 318 431 11 Ammonia tépida (Cushman, 1926) 1 1 1 6 5 7 2 1 Astacolus crepidulus (Fichtel y Moll, 1798) 1 Asterigerinata mamilla (Williamson, 1858) 3 2 2 1 1 1 1 Cancris auricula (Fichtel y Moll, 1798)1 1 Cassidulina laevigata d´Orbigny, 1826 1 Cibicides refulgens Montfort, 1808 15 17 8 6 7 1 10 23 11 8 2 1 3 Cibicidoides lobatulus (Walker y Jacob, 1878) 32 43 18 15 93 123 216 182 58 216 4 2 1 Connemarella rudis (Wright, 1900) 12 6 1 2 Cornuspira foliacea (Philippi, 1844) 1 Cribroelphidium excavatum (Terquem, 1875) 1 Cribroelphidium williamsoni (Haynes, 1973) 1 2 2 2 Elphidium advenum (Cushman, 1922) 1 Elphidium crispum (Linné, 1758) 2 2 1 52 10 8 2 8 1 Elphidium discoidale (d´Orbigny, 1839) 2 2 Eponides repandus (Fichtel y Moll, 1798) 2 4 2 9 6 2 Globocassidulina subglobosa (Brady, 1881) 1 Globulina gibba (d´Orbigny, 1826) 1 Haynesina depressula (Walker y Jacob, 1798) 1 Haynesina germanica (Ehrenberg,1840) 1 1 2 2 Lachlanella undulata (d'Orbigny, 1852) 3 1 Massilina secans (d´Orbigny, 1826) 1 5 4 7 Miliolinella subrotunda (Montagu, 1803) 5 Pileolina patelliformis (Brady, 1884) 1 Planogypsina acervalis (Brady, 1884) 1 1 5 Planorbulina mediterranensis d´Orbigny, 1826 1 Quinqueloculina agglutinans d'Orbigny, 1839 3 1 Quinqueloculina lamarckiana d´Orbigny, 1839 1 4114 Quinqueloculina lata Terquem, 1876 1 3 5 Quinqueloculina seminula (Linné, 1758) 14 12 7 5 105 12 22 21 12 37 1 Rosalina globularis d´Orbigny, 1826 1 2 3 1 2 8 10 31 832 Sahulia conica (d'Orbigny, 1839) 171 Siphonaperta quadrata (Nørvang, 1945) 1 Textularia agglutinans d´Orbigny, 1839 1 Textularia pseudorugosa Lacroix, 1932 1 Textularia sagittula Defrance, 1824 31 26824 Textularia sp. 1 Triloculina oblonga (Montagu, 1803) 2 3 4 2 nº individuos 79 90 45 34 315 182 309 304 109 343 7045 nº especies (S) 14 14 11 816 14 20 18 14 19 3033 Aglutinantes % 5.1 2.2 0 0 5.4 1.1 4.5 5.9 3.7 3.8 0000 Porcelanáceos % 20.3 14.4 15.5 23.5 35.6 11 10 11.2 18.3 13 14.3 025 0 Hialinos % 74.6 83.4 84.5 76.5 59 87.9 85.5 82.9 78 83.2 85.7 075 100 Valdearenas SONABIA Ostende CASTRO Joyel Trengandin NOJA Supram. Intram. Intram. Supram. Intram. Supram. Intram. Tabla 1.- Abundancia absoluta de los foraminíferos bentónicos en las muestras analizadas. Se incluye también el número de individuos y de especies (S), así como el porcentaje de cada tipo de caparazón. En subrayado las especies más abundantes (>10% en la muestra). in the coastline of Italy. Quaternary International, 145-146: 19-29. Antonioli, F., Lo Presti, V., Anzidei, M., Deiana, G., De Sabata, E., Ferranti, L., Furlani, S., Mastronuzzi, G., Orrù, P., Pagliarulo, R., Rovere, A., Sannino, G., Sansò, P., Scicchitano, G., Spampinato, C.R., Vacchi, M., Vecchio, A., 2015. Tidal notches in the Mediterranean Sea: a comprehensive analysis. Quaternary Science Review, 119: 66-84. Antonioli, F., Anzidei, M., Lo Presti, V., Scicchitano, G., Spampinato, C.R., Trainito, E., Furlani, S., 2017. Anomalous multiorigin marine notch sites: Three case studies in the central Mediterranean Sea. Quaternary Internacional, 439: 4-16. Aranburu, A., 1998. 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MANUSCRITO RECIBIDO EL 22-3-2018 RECIBIDA LA REVISIÓN EL 18-10-2018 ACEPTADO EL MANUSCRITO REVISADO EL 11-12-2018 24 KARSTIFICACIÓN LITORAL EN LA COSTA ORIENTAL DE CANTABRIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 32(1), 2019