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Geomorfología kárstica

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XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016 XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

Innovación en la producción de cartografía geomorfológica de amplias y variadas superficies. Ecuador, un caso de éxito

Innovative geomorphological cartography generation of large and varied land areas. Ecuador, a

success story

I. Barinagarrementeria1 y A. Leránoz2 1 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] 2 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] Resumen: Los grandes proyectos de generación de cartografía geomorfológica demandan producir más superficie, en menos tiempo y con una calidad similar o incluso superior con respecto a cartografías tradicionales, de ahí que las metodologías y herramientas hayan aprovechado las nuevas tecnologías a su alcance para lograr este objetivo. El objetivo de este trabajo es presentar una nueva forma de producir cartografía geomorfológica, innovadora en cuanto a los modelos, herramientas y metodologías, utilizada con éxito en el proyecto de Levantamiento de Cartografía Geomorfológica a escala 1:25.000 de Ecuador realizado en el marco del Programa SIGTIERRAS del Ministerio de Agricultura, Ganadería, Acuacultura y Pesca del Ecuador. Se han generado 122.000 Km2 de cartografía geomorfológica como insumo principal del levantamiento geopedológico, categorizando el territorio a través de un sistema jerárquico en unidades que presentan rasgos comunes, en un país que destaca por su gran diversidad geomorfológica por estar dividida en 3 regiones completamente diferentes: Costa, Sierra y Amazonía. Para abordar este gran reto se definen 221 unidades geomorfológicas y se planifican 81 salidas de campo donde se visitan y describen mediante ficha de campo digital incorporado en la Table/PC miles de puntos dispersos en el territorio ecuatoriano. Además, se diseña un sistema de trabajo basado en la tecnología ARCSDE y se apuesta por un software de trabajo innovador asentado sobre 3 pilares: 1) ArcGis; 2) Purview que proporciona visión estereo-sintética general del terreno en contraposición a los softwares tradicionales de estereoscopía; y 3) Vector Factory que facilita la búsqueda y el almacenamiento de los datos y ofrece de procesos de control de calidad internos. También se implementan programas de captura de datos, control de calidad etc. En total se generan 365 hojas de cartografía geomorfológica 1:50.000, 365 salidas gráficas, una por cada hoja 1:50.000 y 105 salidas gráficas y memorias técnicas, una por cantón. Todo ello ejecutado en un año y medio de plazo. Palabras clave: ArcSDE, cartografía, Ecuador, geomorfología, visión estéreo-sintética, Abstract: Large geomorphological cartography generation projects demand to produce more land in less time and with a similar or even higher quality, therefore the tools and methodologies developed, have taken advantage of the new technologies within reach to achieve this goal. The aim of this document is to show a new way to produce geomorphological cartography, innovative in terms of models, tools and methodologies and that have been successfully used for the Geomorphological Mapping project, on 1:25.000 scale of Ecuador is produced under the Ministry of Agriculture, Livestock, Aquaculture and Fishing of Ecuador SIGTIERRAS Programme. As the main source for geopedological mapping, 122.000 km² of geomorphological cartography have been generated, organizing land into a hierarchical system of units that have common features, in a country where its great geomorphological diversity is especially noteworthy, since it is divided in three completely different regions: Coast, Mountain range and Amazon forest. To address this great challenge 221 geomorphological units are defined and 81 field trips are planned where points in the field were visited and described by a Digital Field Data tab included in a Tablet/PC thousands of points spread throughout Ecuador. Moreover, a working system is designed based on ARCSDE technology and are committed to the use of innovative software resting on three pillars: 1) ArcGis; 2) Purview, providing stereo-synthetic vision as a general view of the ground, as opposed to conventional stereoscopy softwares; and 3) Vector Factory, allowing easy search and data storage and offering internal quality processes. In addition, data entry programs are implemented, quality control, etc. In total, 365 geomorphological cartography sheets on 1:50.000 scale, 365 graphic outputs for each 1:50.000 sheet and 105 graphic outputs and technical reports, one per canton. All of this has been achieved in only one and a half years. Keywords: ArcSDE, cartography, Ecuador, geomorphology, stereo-synthetic vision,

Measuring deformation related to active sinkholes with ground-based 3D laser scanner. A case study

in the evaporite karst of the Ebro Valley, NE Spain

Medición de deformaciones en dolinas activas mediante escáneres láser 3D. Un ejemplo en el karst evaporítico del Valle del Ebro, NE de España

A. Benito-Calvo1, F. Gutiérrez2, D. Carbonel2, G. Desir2, J. Guerrero2, O. Magri, T. Karampaglidis1 and I. Fabregat2

1 �Centro�Nacional�de�Investigación�sobre�la�Evolución�Humana,�Burgos.�[email protected] �Dpto.�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�Zaragoza.�[email protected]

Resumen: Los� trabajos� de� investigación� que� abordan� la� monitorización� de� la� subsidencia�en� dolinas� activas� son�muy� escasos,� especialmente� si� se� comparan� con� los� dedicados� a� otros�fenómenos�de�inestabilidad�del�terreno�como�los�deslizamientos.�Recientemente�se�han�obtenido�resultados�satisfactorios�mediante�técnicas�geodésicas�de�última�generación,�tales�como�el�LiDAR�(Light Detection And Ranging)�aerotransportado�y�el�DInSAR�(Differential Synthetic Aperture Radar Interferometry).�En�este�trabajo,�llevado�a�cabo�en�el�karst�evaporítico�del�valle�del�Ebro,�se�explora�el�potencial�de�los�láseres�escáneres�terrestres�3D�para�la�caracterización�detallada�de�la�subsidencia�en�dolinas�concretas.�La�utilidad�del�método�se�ilustra�a�través�de�la�dolina�de�Alcalá�de�Ebro,�la�cual�afecta�a�un�dique�de�contención�de�avenidas�del�Río�Ebro.�Esta�dolina,�con�una�actividad�muy�elevada,�contribuye�a�debilitar�el�dique�creando�situaciones�de�alto�riesgo�durante�eventos�de�inundación.

Palabras clave: alerta�temprana,�Monitorización�3D,�tasas�de�subsidencia.

Abstract: The investigations dealing with subsidence monitoring in active sinkholes are very scarce, especially when compared with other ground instability phenomena such as landslides. Recently, satisfactory results have been obtained utilizing some relatively new geodetic techniques such as airborne LiDAR (Light Detection And Ranging) and DInSAR (Differential Synthetic Aperture Radar Interferometry). In this work, carried out in the mantled evaporite karst of the Ebro Valley, NE Spain, we explore the potential of ground-based 3D laser scanner for the detailed characterisation of subsidence activity in specific sinkholes. The practicality of the approach is illustrated through a sinkhole in Alcalá village, which affects a flood-control dike of the Ebro River. This sinkhole with recurrent collapse activity significantly contributes to reduce the mechanical strength of the embankment, leading to high-risk situations during flood events.

Key words: 3D monitoring, early warning, subsidence rates.

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INTRODUCCIÓN

The�investigations�dealing�with�the�meas-urement�and�monitoring�of�ongoing�deforma-tion�related�to�active�sinkholes�are�very�scarce,�especially�when�compared�with�other�ground�instability�phenomena�like�landslides�(Gutiér-rez,�2016).�Some�recently�published�articles�an-alyse�dissolution-induced�surface�movements�utilising�two�geodetic�methods�with�contrast-ing� spatial� resolutions:� (1)�Airborne� LiDAR�(Light� Detection�And� Ranging)� data.� In� the�Dead�Sea,�the�analysis�of�airborne�LiDAR�data�with�a�high�spatial�and�temporal�resolution�has�allowed�the�quantitative�assessment�of�tempo-ral�changes� in�sinkholes�and� the�detection�of�precursory� ground� settlement� preceding� the�occurrence�of�collapse�sinkholes�(Filin�et al.,�2011).� (2)� DInSAR� (Differential� Synthetic�Aperture� Radar� Interferometry),� which� has�been�proved�to�be�suitable�for�measuring�sub-sidence� rates�under�adequate�conditions� (e.g.�Galve�et al.,�2015)�and�anticipating�the�loca-tion�of�future�collapse�sinkholes�using�satellite�(Nof�et al.,�2013;�Jones�and�Blom,�2014)�and�ground-based�data�(Intrieri�et al.,�2015).�This�investigation� explores� the� capabilities� and�limitations�of�3D�laser�scanner�for�measuring,�with� a� high� spatial� resolution,� deformation�on� the� ground� and� human� structures� related�to�active�sinkholes.�To�our�knowledge,�this�is�the�first�work�that�explores�the�application�of�the� technique� to� sinkhole-related� subsidence.�The�approach�is�applied�in�the�mantled�evap-orite�karst�of�the�Ebro�River�valley,�where�the�karstification� of� highly� soluble� halite� (NaCl)�and�glauberite�(Na2[CaSO4]2)�beds�leads�to�the�development�sinkholes�with�very�high�subsid-ence� rates� (Castañeda�et al.,� 2009;�Gutiérrez�et al.,�2011;�Galve�et al.,�2015).�These�rapid�sinkholes� that� affect� a� wide� variety� of� hu-man-built� structures,�provide� the�opportunity�of�gathering�significant�data�on�the�subsidence�pattern� by� acquiring� point� clouds� over� rela-tively�short�time�spans.�Measurements�are�be-

ing�carried�out�every�six�months�since�October�2014�in�five�active�sinkholes�(Fig.�1):�Alcalá�sinkhole,�Logroño-highway�sinkhole,�Europa�sinkhole�(upstream�Zaragoza�city),�La�Puebla�sinkhole� and� Railway� sinkhole� (downstream�Zaragoza� city).�Alcalá� sinkhole� is� located� in�the�floodplain,�Logroño-highway,�Europa�and�Railway� sinkholes� in� the� lowermost� terrace�of�the�Ebro�River,�and�La�Puebla�sinkhole�on�gypsum�reliefs�at� the�NE�valley�margin.�The�selected� sinkholes� reach� around� 100� m� in�length� and� include� different� typologies:� sag-ging-collapse� (Alcalá,� Ferrocarril),� sagging�(Logroño-highway,�Europa),�and�collapse�(La�Puebla).�All�the�sinkholes,�with�the�exception�of�La�Puebla,�cause�severe�damage�on�human�structures� involving�significant�direct�and�in-direct�losses.�Ferrocarril�sinkhole�impinges�on�the�conventional�Zaragoza-Barcelona�railway�at� a� site�where� a� collapse� occurred� in� 1991,�resulting� in� the�derailment� of� a� freight� train.�Logroño-highway�and�Europa�sinkholes�cause�continuous� subsidence� on� roads,� including�highway�N-232a.


development sinkholes with very high subsidence rates (Castañeda et al., 2009; Gutiérrez et al., 2011; Galve et al., 2015). These rapid sinkholes that affect a wide variety of human-built structures, provide the opportunity of gathering significant data on the subsidence pattern by acquiring point clouds over relatively short time spans. Measurements are being carried out every six months since October 2014 in five active sinkholes (Fig. 1): Alcalá sinkhole, Logroño-highway sinkhole, Europa sinkhole (upstream Zaragoza city), La Puebla sinkhole and Railway sinkhole (downstream Zaragoza city). Alcalá sinkhole is located in the floodplain, Logroño-highway, Europa and Railway sinkholes in the lowermost terrace of the Ebro River, and La Puebla sinkhole on gypsum reliefs at the NE valley margin. The selected sinkholes reach around 100 m in length and include different typologies: sagging-collapse (Alcalá, Ferrocarril), sagging (Logroño-highway, Europa), and collapse (La Puebla). All the sinkholes, with the exception of La Puebla, cause severe damage on human structures involving significant direct and indirect losses. Ferrocarril sinkhole impinges on the conventional Zaragoza-Barcelona railway at a site where a collapse occurred in 1991, resulting in the derailment of a freight train. Logroño-highway and Europa sinkholes cause continuous subsidence on roads, including highway N-232a.

FIGURE 1. Geographical distribution of the investigated sinkholes within the middle reach of the Ebro River valley, NE Spain.

The Alcalá sinkhole, selected to illustrate the approach in this paper, is located next to the Ebro River channel and affects a flood-control dike, the adjacent street and two buildings (Fig. 2). This sinkhole with recurrent collapse activity significantly contributes to reduce the mechanical strength of the dike, leading to high-risk situations during flood events.

FIGURE 2. Image showing the location of the Alcalá sinkhole. The dashed line indicates the approximate limits of the area affected by higher subsidence. Arrow in the lower part of the image points to the northernmost fissure in the concrete wall. The photograph was taken on March 2, 2015, during the February-March Ebro River flood with a return period of 5-10 years. The water stage in the river is well above the ground surface in the village and water from the river was flowing under pressure through and beneath the dike, flooding the sinkhole. THE ALCALÁ SINKHOLE

The investigated sinkholes are located in the middle

reach of the Ebro River valley within the central sector of the Ebro Cenozoic basin (Fig. 1). Here, the bedrock consists of subhorizontally lying evaporites of the late Oligocene-Miocene Zaragoza Formation, which includes significant halite and glauberite units close to the surface (Salvany et al., 2007). The karstification of the bedrock has developed numerous sinkholes, mostly associated with the lower alluvial levels (Galve et al., 2009).

At the present time, the village of Alcalá is located

just next to the erosional outer side of a meander of the Ebro River. Figure 3 shows the position of the channel in 1927 and in 2012, as well as the abandoned channel sections mapped using an orthorectified aerial photograph taken in 1957. The relative distribution of the channels, as well as the cross-cutting relationships of the abandoned meander loops, indicate an overall and episodic southward migration of the river towards the villages of Alcalá and Cabañas over the last centuries. The most dramatic change of the river after 1927 occurred in Alcalá. The channel used to be situated at a distance of 540 m from Alcalá, whereas nowadays it flows just next to the village. This indicates an average lateral migration rate of around 18 m/yr, considering that the channel position at Alcalá has not changed since 1957. This alteration in the river channel led to the abandonment of the road and the pontoon passage that used to connect the villages of Alcalá and Remolinos (Fig. 3). In order to prevent the

FIGURE�1.�Geographical distribution of the investigated sinkholes within the middle reach of the Ebro River valley, NE Spain

The�Alcalá�sinkhole,� selected� to� illustrate�the�approach� in� this�paper,� is� located�next� to�the�Ebro�River�channel�and�affects�a�flood-con-trol�dike,�the�adjacent�street�and�two�buildings�

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(Fig.�2).�This�sinkhole�with�recurrent�collapse�activity�significantly�contributes�to�reduce�the�mechanical� strength� of� the� dike,� leading� to�high-risk�situations�during�flood�events.


development sinkholes with very high subsidence rates (Castañeda et al., 2009; Gutiérrez et al., 2011; Galve et al., 2015). These rapid sinkholes that affect a wide variety of human-built structures, provide the opportunity of gathering significant data on the subsidence pattern by acquiring point clouds over relatively short time spans. Measurements are being carried out every six months since October 2014 in five active sinkholes (Fig. 1): Alcalá sinkhole, Logroño-highway sinkhole, Europa sinkhole (upstream Zaragoza city), La Puebla sinkhole and Railway sinkhole (downstream Zaragoza city). Alcalá sinkhole is located in the floodplain, Logroño-highway, Europa and Railway sinkholes in the lowermost terrace of the Ebro River, and La Puebla sinkhole on gypsum reliefs at the NE valley margin. The selected sinkholes reach around 100 m in length and include different typologies: sagging-collapse (Alcalá, Ferrocarril), sagging (Logroño-highway, Europa), and collapse (La Puebla). All the sinkholes, with the exception of La Puebla, cause severe damage on human structures involving significant direct and indirect losses. Ferrocarril sinkhole impinges on the conventional Zaragoza-Barcelona railway at a site where a collapse occurred in 1991, resulting in the derailment of a freight train. Logroño-highway and Europa sinkholes cause continuous subsidence on roads, including highway N-232a.

FIGURE 1. Geographical distribution of the investigated sinkholes within the middle reach of the Ebro River valley, NE Spain.

The Alcalá sinkhole, selected to illustrate the approach in this paper, is located next to the Ebro River channel and affects a flood-control dike, the adjacent street and two buildings (Fig. 2). This sinkhole with recurrent collapse activity significantly contributes to reduce the mechanical strength of the dike, leading to high-risk situations during flood events.

FIGURE 2. Image showing the location of the Alcalá sinkhole. The dashed line indicates the approximate limits of the area affected by higher subsidence. Arrow in the lower part of the image points to the northernmost fissure in the concrete wall. The photograph was taken on March 2, 2015, during the February-March Ebro River flood with a return period of 5-10 years. The water stage in the river is well above the ground surface in the village and water from the river was flowing under pressure through and beneath the dike, flooding the sinkhole. THE ALCALÁ SINKHOLE

The investigated sinkholes are located in the middle

reach of the Ebro River valley within the central sector of the Ebro Cenozoic basin (Fig. 1). Here, the bedrock consists of subhorizontally lying evaporites of the late Oligocene-Miocene Zaragoza Formation, which includes significant halite and glauberite units close to the surface (Salvany et al., 2007). The karstification of the bedrock has developed numerous sinkholes, mostly associated with the lower alluvial levels (Galve et al., 2009).

At the present time, the village of Alcalá is located

just next to the erosional outer side of a meander of the Ebro River. Figure 3 shows the position of the channel in 1927 and in 2012, as well as the abandoned channel sections mapped using an orthorectified aerial photograph taken in 1957. The relative distribution of the channels, as well as the cross-cutting relationships of the abandoned meander loops, indicate an overall and episodic southward migration of the river towards the villages of Alcalá and Cabañas over the last centuries. The most dramatic change of the river after 1927 occurred in Alcalá. The channel used to be situated at a distance of 540 m from Alcalá, whereas nowadays it flows just next to the village. This indicates an average lateral migration rate of around 18 m/yr, considering that the channel position at Alcalá has not changed since 1957. This alteration in the river channel led to the abandonment of the road and the pontoon passage that used to connect the villages of Alcalá and Remolinos (Fig. 3). In order to prevent the

FIGURE� 2.� Image showing the location of the Alcalá sinkhole. The dashed line indicates the approximate limits of the area affected by higher subsidence. Arrow in the lower part of the image points to the northernmost fissure in the concrete wall. The photograph was taken on March 2, 2015, during the February-March Ebro River flood with a return period of 5-10 years. The water stage in the river is well above the ground surface in the village and water from the river was flowing under pressure through and beneath the dike, flooding the sinkhole

THE ALCALÁ SINKHOLE

The� investigated� sinkholes� are� located�in� the�middle� reach�of� the�Ebro�River�valley�within�the�central�sector�of�the�Ebro�Cenozoic�basin� (Fig.� 1).�Here,� the� bedrock� consists� of�subhorizontally�lying�evaporites�of�the�late�Ol-igocene-Miocene�Zaragoza�Formation,�which�includes�significant�halite�and�glauberite�units�close�to�the�surface�(Salvany�et al.,�2007).�The�karstification� of� the� bedrock� has� developed�numerous� sinkholes,� mostly� associated� with�the�lower�alluvial�levels�(Galve�et al.,�2009).�

At�the�present�time,�the�village�of�Alcalá�is�located�just�next�to�the�erosional�outer�side�of�a�meander�of�the�Ebro�River.�Figure�3�shows�the�position�of� the�channel� in�1927�and� in�2012,�as� well� as� the� abandoned� channel� sections�mapped� using� an� orthorectified� aerial� photo-graph�taken�in�1957.�The�relative�distribution�

of� the� channels,� as� well� as� the� cross-cutting�relationships�of�the�abandoned�meander�loops,�indicate� an� overall� and� episodic� southward�migration�of�the�river�towards�the�villages�of�Alcalá� and� Cabañas� over� the� last� centuries.�The�most� dramatic� change� of� the� river� after�1927�occurred�in�Alcalá.�The�channel�used�to�be�situated�at�a�distance�of�540�m�from�Alcalá,�whereas�nowadays�it�flows�just�next�to�the�vil-lage.�This�indicates�an�average�lateral�migra-tion� rate�of�around�18�m/yr,�considering� that�the�channel�position�at�Alcalá�has�not�changed�since�1957.�This�alteration� in� the� river�chan-nel�led�to�the�abandonment�of�the�road�and�the�pontoon�passage�that�used�to�connect�the�vil-lages�of�Alcalá�and�Remolinos�(Fig.�3).�In�or-der�to�prevent�the�lateral�migration�of�the�Ebro�River�towards�the�village,�six�transverse�con-crete�jetties�30�m�long�and�founded�on�rip-rap�were�built�on�the�river�bed�during�1962-1964.�The�village�was�also�protected�by�a�dike-wall�finished�in�1982.�It�was�built�with�loose�aggre-gate�covered�by�rip-rap�on�the�channel-facing�side�and�with�a�wall�of�concrete�and�rip-rap�on�the� flank� facing� to� the� village.�The� embank-ment� is� 2.3-2.6� m� high� above� the� adjacent�ground�in�the�village�and�its�4-5�m�wide�crest�is�used�as�a�dirt�road�(Figs.�2�and�4).

Sinkholes� have� caused� detrimental� con-sequences�in�the�area�since�ancient�times.�In-terestingly,�in�the�famous�Spanish�novel�Don�Quixote,�written�by�Miguel�de�Cervantes�be-tween�1605�and�1615,�the�squire�Sancho�Pan-za� was� awarded� by� his� knight� Don� Quixote�with�the�Barataria�Isle,�a�plot�of�land�in�Alcalá�that�becomes�an�island�during�the�Ebro�River�floods.�While�Sancho�Panza�was�leaving�from�Barataria�towards�Pedrola�castle,�he�was�sud-denly� swallowed�with� his� donkey� by� a� deep�and�dark�sinkhole�(Part�II,�chapter�55).�In�the�1970´s� a� house� in� the� village� of�Alcalá�was�severely�damaged�by�a�sinkhole.�In�the�early�1980´s�a�sinkhole�formed�around�50�m�south�of�the�investigated�subsidence�area�and�in�the�

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same�street.�This�depression� is�now�filled�by�22�m�of�anthropogenic�deposits�together�with�an� injected�cement-based�grout�mixture.�The�distribution� of� sinkholes,� subsidence-related�damage�in�buildings�and�geophysical�anoma-lies�suggest�higher�karstification�and�sinkhole�susceptibility� in� the� area� associated�with� the�river�channel�(Pueyo-Anchuela�et al.,�2010).


lateral migration of the Ebro River towards the village, six transverse concrete jetties 30 m long and founded on rip-rap were built on the river bed during 1962-1964. The village was also protected by a dike-wall finished in 1982. It was built with loose aggregate covered by rip-rap on the channel-facing side and with a wall of concrete and rip-rap on the flank facing to the village. The embankment is 2.3-2.6 m high above the adjacent ground in the village and its 4-5 m wide crest is used as a dirt road (Figs. 2 and 4).

Sinkholes have caused detrimental consequences in

the area since ancient times. Interestingly, in the famous Spanish novel Don Quixote, written by Miguel de Cervantes between 1605 and 1615, the squire Sancho Panza was awarded by his knight Don Quixote with the Barataria Isle, a plot of land in Alcalá that becomes an island during the Ebro River floods. While Sancho Panza was leaving from Barataria towards Pedrola castle, he was suddenly swallowed with his donkey by a deep and dark sinkhole (Part II, chapter 55). In the 1970´s a house in the village of Alcalá was severely damaged by a sinkhole. In the early 1980´s a sinkhole formed around 50 m south of the investigated subsidence area and in the same street. This depression is now filled by 22 m of anthropogenic deposits together with an injected cement-based grout mixture. The distribution of sinkholes, subsidence-related damage in buildings and geophysical anomalies suggest higher karstification and sinkhole susceptibility in the area associated with the river channel (Pueyo-Anchuela et al., 2010).

FIGURE 3. Geomorphological sketch of the Ebro Valley in the surroundings of the Alcalá village. The map shows the location of the Alcalá sinkhole, the position of the river channel in 1927 and 2012, and abandoned channels mapped on aerial photographs from 1957. Note that the old road and a pontoon passage between Alcalá and

Remolinos were abandoned due to the changes experienced by the river channel after 1927.

To our knowledge, subsidence was first expressed at the surface by a collapse sinkhole occurred in June 2007. Since then, the site has suffered from continuous subsidence as well as collapse events, and has been the subject of a number of geotechnical reports. A total of 7 boreholes 25-44 m deep have been drilled in the area affected by the sinkhole and the immediate surroundings (Fig. 4). The detrital cover is around 6-7 m thick, comprising an upper man-made deposit up to 4.6 m thick, underlain by alluvium with a high proportion of fine-grained facies. This surficial deposit overlies more than 20 m of dark grey clays and marls with residual gypsum particles that grade downwards into layers of gypsum, halite and glauberite. This material can be interpreted as a karstic residue with a gradational lower contact with the fresh salt-bearing evaporite bedrock. Some boreholes have encountered water- and/or alluvium-filled cavities several meters high well below the water table: S-1 between 13.2-17.8 m; S-1C between 14.4-18.2 m, S-4 between 14.4-19 m, S-5 between 4.8-6.8 and 14.3-15.7 m (Fig. 4). Borehole data reveal the presence of significant cavities beneath the investigated sinkhole and the surrounding zone, mostly concentrated at depths between 13 and 19 m, probably controlled by a salt unit (i.e. halite or glauberite).

On June 20, 2007, a collapse sinkhole occurred suddenly in the street next to the sidewalk of the buildings (Fig. 4). This was a bell-shaped shaft with overhanging edges approximately 8 m across and 15 m deep. It partially undermined the adjacent house, which was evacuated. The hole was filled with 500 tonnes of gravels and boulders, plus sluggish cement, indicating a minimum volume for the subsurface cavity of around 750 m3, considering a bulk density for the non-compacted aggregate of 1.5 g/cm3. Probably, the development of the sinkhole was favoured by water level changes in the alluvial aquifer related to a flood in the Ebro River during March and April 2007 (peak discharge of 2230 m3/s in Zaragoza city on April 5, 2007) and the subsequent flow recession. The house was reoccupied on July 6, 2007, and a few hours later a collapse sinkhole around 2 m across formed next and beneath to the sidewalk (Fig. 5A). In November 2013, a new collapse sinkhole around 9 m long and with overhanging edges formed on the eastern flank of the dike (Figs. 4 and 5B).

FIGURE�3.�Geomorphological sketch of the Ebro Valley in the surroundings of the Alcalá village. The map shows the location of the Alcalá sinkhole, the position of the riv-er channel in 1927 and 2012, and abandoned channels mapped on aerial photographs from 1957. Note that the old road and a pontoon passage between Alcalá and Re-molinos were abandoned due to the changes experienced by the river channel after 1927

To� our� knowledge,� subsidence� was� first�expressed� at� the� surface� by� a� collapse� sink-hole� occurred� in� June� 2007.� Since� then,� the�site�has�suffered�from�continuous�subsidence�as�well� as� collapse� events,� and� has� been� the�subject�of�a�number�of�geotechnical�reports.�A�total�of�7�boreholes�25-44�m�deep�have�been�drilled�in�the�area�affected�by�the�sinkhole�and�the�immediate�surroundings�(Fig.�4).�The�de-trital�cover�is�around�6-7�m�thick,�comprising�an�upper�man-made�deposit�up�to�4.6�m�thick,�underlain�by�alluvium�with�a�high�proportion�of� fine-grained� facies.� This� surficial� deposit�overlies�more� than� 20�m� of� dark� grey� clays�and�marls�with�residual�gypsum�particles�that�

grade�downwards�into�layers�of�gypsum,�halite�and�glauberite.�This�material�can�be�interpret-ed�as�a�karstic�residue�with�a�gradational�low-er�contact�with�the�fresh�salt-bearing�evaporite�bedrock.� Some� boreholes� have� encountered�water-� and/or� alluvium-filled� cavities� several�meters� high�well� below� the�water� table:� S-1�between� 13.2-17.8� m;� S-1C� between� 14.4-18.2�m,�S-4�between�14.4-19�m,�S-5�between�4.8-6.8� and� 14.3-15.7� m� (Fig.� 4).� Borehole�data�reveal�the�presence�of�significant�cavities�beneath�the�investigated�sinkhole�and�the�sur-rounding�zone,�mostly�concentrated�at�depths�between�13�and�19�m,�probably�controlled�by�a�salt�unit�(i.e.�halite�or�glauberite).

On� June� 20,� 2007,� a� collapse� sinkhole�occurred� suddenly� in� the� street� next� to� the�sidewalk�of�the�buildings�(Fig.�4).�This�was�a�bell-shaped�shaft�with�overhanging�edges�ap-proximately�8�m�across�and�15�m�deep.�It�par-tially� undermined� the� adjacent� house,� which�was�evacuated.�The�hole�was�filled�with�500�tonnes�of�gravels�and�boulders,�plus�sluggish�cement,�indicating�a�minimum�volume�for�the�subsurface� cavity� of� around� 750�m3,� consid-ering� a� bulk� density� for� the� non-compacted�aggregate� of� 1.5� g/cm3.� Probably,� the� devel-opment�of�the�sinkhole�was�favoured�by�water�level�changes�in�the�alluvial�aquifer�related�to�a� flood� in� the�Ebro�River� during�March� and�April� 2007� (peak� discharge� of� 2230�m3/s� in�Zaragoza�city�on�April�5,�2007)�and�the�sub-sequent�flow�recession.�The�house�was� reoc-cupied�on�July�6,�2007,�and�a�few�hours�later�a�collapse�sinkhole�around�2�m�across�formed�next� and� beneath� to� the� sidewalk� (Fig.� 5A).�In�November� 2013,� a� new� collapse� sinkhole�around�9�m�long�and�with�overhanging�edges�formed�on�the�eastern�flank�of�the�dike�(Figs.�4�and�5B).

A� compaction� grouting� programme� was�performed�during�November-December�2013�in� the� street� and� beneath� the� adjacent� build-

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success story


ings,�in�order�to�increase�the�bearing�capacity�of�the�ground�and�fill�the�cavities.�An�expan-sive� polyurethane� resin� was� injected� under�pressure�through�small-diameter�borings�from�5�to�8�m�depth.�Soon�after�the�injection,�a�col-lapse�sinkhole�formed�in�front�of�the�building�(Figs.�4�and�5C,�D).�


FIGURE 4. Detailed map of the Alcalá sinkhole showing the approximate location of collapse events, surface deformation features, position of targets, leveling points and boreholes (numbers in parenthesis indicate the depth range of cavities).

A compaction grouting programme was performed during November-December 2013 in the street and beneath the adjacent buildings, in order to increase the bearing capacity of the ground and fill the cavities. An expansive polyurethane resin was injected under pressure through small-diameter borings from 5 to 8 m depth. Soon after the injection, a collapse sinkhole formed in front of the building (Figs. 4 and 5C, D).

By the end of February and the beginning of March 205, the Ebro River experienced a significant flood with a return period of 5-10 years. Peak discharge was recorded at Castejón station on February 27 (60 km upstream, 2691 m3/s) and at Zaragoza station on March 2 (30 km downstream, 2448 m3/s). water flowed under pressure through and beneath the dike,

causing internal erosion and flooding the sinkhole with turbid water (Fig. 3).

FIGURE 5. Photographs illustrating the evolution of the Alcalá sinkhole since 2007. A: Collapse sinkhole that reappeared in July 6, 2007, after filling a depression formed on June 20, 2007. Image taken on July 8, 2007. Note the lack of cracking in the adjacent buildings. B: Collapse sinkhole occurred in November 2013 on the eastern flank of the dike. C: Collapse-suffosion sinkhole formed soon after the compaction grouting program applied in the street with expansive polyurethane foam during November-December 2013. Note severe cracking in the adjacent buildings. Image taken on December 31, 2013. D: Collapse sinkhole on May 9, 2014.

At Alcalá, during several days, the water stage in the river was well above the ground surface in the village, and river water was flowing under pressure through and beneath the dike, causing internal erosion and flooding the sinkhole with turbid water (Fig. 2). In December 2015, a new consolidation grouting program was carried out along the dike though 84 borings with different depths (17 at 15 m, 22 at 9 m, and 45 at 5 m). Grouting was performed by injecting under pressure a hydro-active polyurethane foam generated by the mixture of two components (MasterRoc© MP355 by BASF). This solvent-free resin has been designed for rapid water stopping, ground consolidation and small-cavity filling within the phreatic zone. In contact with water it rapidly reacts to form a rigid foam. The foaming factor and the mechanical strength of the foam can be controlled by adding different accelerators. According to the technical specifications of the product, this resin is not suitable for large-volume void filling. In March 2006, a new elongated sinkhole around 2 m long was detected in the street, probably related to downward migration (ravelling) of the man-made fill through an extensional fissure (Fig. 4).

FIGURE� 4.�Detailed map of the Alcalá sinkhole show-ing the approximate location of collapse events, surface deformation features, position of targets, leveling points and boreholes (numbers in parenthesis indicate the depth range of cavities)

By�the�end�of�February�and�the�beginning�of�March�205,� the�Ebro�River� experienced�a�significant�flood�with�a�return�period�of�5-10�years.�Peak�discharge�was�recorded�at�Caste-jón�station�on�February�27�(60�km�upstream,�

2691�m3/s)�and�at�Zaragoza�station�on�March�2� (30� km� downstream,� 2448� m3/s).� water�flowed�under�pressure�through�and�beneath�the�dike,�causing�internal�erosion�and�flooding�the�sinkhole�with�turbid�water�(Fig.�3).


FIGURE 4. Detailed map of the Alcalá sinkhole showing the approximate location of collapse events, surface deformation features, position of targets, leveling points and boreholes (numbers in parenthesis indicate the depth range of cavities).

A compaction grouting programme was performed during November-December 2013 in the street and beneath the adjacent buildings, in order to increase the bearing capacity of the ground and fill the cavities. An expansive polyurethane resin was injected under pressure through small-diameter borings from 5 to 8 m depth. Soon after the injection, a collapse sinkhole formed in front of the building (Figs. 4 and 5C, D).

By the end of February and the beginning of March 205, the Ebro River experienced a significant flood with a return period of 5-10 years. Peak discharge was recorded at Castejón station on February 27 (60 km upstream, 2691 m3/s) and at Zaragoza station on March 2 (30 km downstream, 2448 m3/s). water flowed under pressure through and beneath the dike,

causing internal erosion and flooding the sinkhole with turbid water (Fig. 3).

FIGURE 5. Photographs illustrating the evolution of the Alcalá sinkhole since 2007. A: Collapse sinkhole that reappeared in July 6, 2007, after filling a depression formed on June 20, 2007. Image taken on July 8, 2007. Note the lack of cracking in the adjacent buildings. B: Collapse sinkhole occurred in November 2013 on the eastern flank of the dike. C: Collapse-suffosion sinkhole formed soon after the compaction grouting program applied in the street with expansive polyurethane foam during November-December 2013. Note severe cracking in the adjacent buildings. Image taken on December 31, 2013. D: Collapse sinkhole on May 9, 2014.

At Alcalá, during several days, the water stage in the river was well above the ground surface in the village, and river water was flowing under pressure through and beneath the dike, causing internal erosion and flooding the sinkhole with turbid water (Fig. 2). In December 2015, a new consolidation grouting program was carried out along the dike though 84 borings with different depths (17 at 15 m, 22 at 9 m, and 45 at 5 m). Grouting was performed by injecting under pressure a hydro-active polyurethane foam generated by the mixture of two components (MasterRoc© MP355 by BASF). This solvent-free resin has been designed for rapid water stopping, ground consolidation and small-cavity filling within the phreatic zone. In contact with water it rapidly reacts to form a rigid foam. The foaming factor and the mechanical strength of the foam can be controlled by adding different accelerators. According to the technical specifications of the product, this resin is not suitable for large-volume void filling. In March 2006, a new elongated sinkhole around 2 m long was detected in the street, probably related to downward migration (ravelling) of the man-made fill through an extensional fissure (Fig. 4).

FIGURE�5.�Photographs illustrating the evolution of the Alcalá sinkhole since 2007. A: Collapse sinkhole that re-appeared in July 6, 2007, after filling a depression formed on June 20, 2007. Image taken on July 8, 2007. Note the lack of cracking in the adjacent buildings. B: Collapse sinkhole occurred in November 2013 on the eastern flank of the dike. C: Collapse-suffosion sinkhole formed soon after the compaction grouting program applied in the street with expansive polyurethane foam during Novem-ber-December 2013. Note severe cracking in the adjacent buildings. Image taken on December 31, 2013. D: Col-lapse sinkhole on May 9, 2014

At�Alcalá,� during� several� days,� the� water�stage� in� the� river�was�well� above� the� ground�surface� in� the� village,� and� river� water� was�flowing� under� pressure� through� and� beneath�the� dike,� causing� internal� erosion� and� flood-ing�the�sinkhole�with�turbid�water�(Fig.�2).�In�December�2015,�a�new�consolidation�grouting�program�was�carried�out�along�the�dike�though�84�borings�with�different�depths�(17�at�15�m,�22�at�9�m,�and�45�at�5�m).�Grouting�was�performed�by�injecting�under�pressure�a�hydro-active�poly-urethane�foam�generated�by�the�mixture�of�two�components� (MasterRoc©�MP355�by�BASF).�This� solvent-free� resin� has� been� designed� for�rapid�water�stopping,�ground�consolidation�and�small-cavity� filling� within� the� phreatic� zone.�In�contact�with�water�it�rapidly�reacts�to�form�a�rigid�foam.�The�foaming�factor�and�the�me-

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chanical�strength�of�the�foam�can�be�controlled�by�adding�different�accelerators.�According�to�the�technical�specifications�of�the�product,�this�resin�is�not�suitable�for�large-volume�void�fill-ing.�In�March�2006,�a�new�elongated�sinkhole�around� 2� m� long� was� detected� in� the� street,�probably�related�to�downward�migration�(rav-elling)�of�the�man-made�fill�through�an�exten-sional�fissure�(Fig.�4).

3D LASER SCANNER DATA

The� 3D� monitoring� and� analysis� of� the�subsidence� phenomena� has� been� carried� out�through� the� following� work� flow:� (1)�Acqui-sition� of� point� clouds� utilizing� laser� scanners�(Leica�C10�y�Faro�Focus�X330)�and�reference�stations�(targets,�spheres).�Several�3D�scans�are�performed�at�each�site�and�the�point�clouds�are�merged� applying� the� cloud-to-cloud� method.�(2)�Georeferencing�of�the�merged�point�clouds�using� the� reference� stations.� (3)� Removal� of�points� that�may�distort� the�deformation�meas-urements�(e.g.,�moving�objects,�vegetation).�(4)�Comparison�between�the�point�clouds�acquired�at�different�dates�in�order�to�identify�the�areas�affected�by�changes�and�quantify�the�deforma-tion.�The�assessment�of�the�changes�was�carried�out�by�measuring�the�distance�between�the�3D�data�sets�by�various�approaches:�cloud-to-cloud�comparison�(C2C),�cloud-to-cloud�comparison�with� local� interpolation,�cloud� to�mesh�model�comparison�(C2M),�model� to�model�compari-son�(DEM�or�mesh)�(Girardeau-Montaut�et al.,�2005;�Lague�et al.,�2013).�

In� the�Alcalá� sinkhole,� the� comparison� of�point� clouds� (October� 2014,�April� 2015,� Oc-tober� 2015)� has� been� performed� so� far� using�methods� C2C� and� C2M�with� local� interpola-tion.�Point�clouds�showed�a�final�spatial�resolu-tion�of�approximately�1�cm.�Mean�errors�were�1.7�mm�for�the�cloud-to-cloud�registration�and�2.1�mm�for�the�georeferencing�using�the�refer-ence�stations.�Considering�the�accuracy�of�the�laser�scanners�(2-6�mm)�and�these�registration�

errors,�results�should�allow�accurately�measur-ing�deformation�in�the�portion�of�the�sinkhole�affected�by�displacements�of�≥1�cm.

Deformation� maps� for� the� periods� Octo-ber�2014-April�2015�and�April�2015-October�2015� are� displayed� in� Fig.� 6.� In� agreement�with�the�surface�deformation�map�(Fig.�4),�the�subsidence�structure�is�imaged�as�an�elongat-ed�basin�around�28�m�long�along�the�dike�and�8� m� wide� on� its� southern� sector.� Maximum�subsidence�values�reach�25�cm�for�the�period�October�2014-April�2015,�corresponding�to�a�nested�circular�collapse�structure,�which�was�filled�with�a�mound�of�gravels�before�October�2015.�Apart� from� this�collapse,� the�centre�of�the� subsidence� structure� is� characterised� by�displacements�between�10-14�cm� for� the�pe-riod�October�2014-April�2015,�and�14-17�cm�for�the�period�April�2015-October�2015.�These�values�yield�subsidence�rates�of�20-26�cm/yr�and�28-34� cm/yr,� respectively,� indicating� ac-celeration�in�the�subsidence�phenomenon.�The�external�zone�of�the�detected�subsidence�area�is�defined�by�a�band�with�displacements�of�3-5�cm.�Towards� the�N�and� the�W,� the�boundary�of�the�captured�sinkhole�area�is�outlined�by�a�“fault-zone”�clearly�recognisable� through�the�comparison�of�scanner�data.�The�displacement�on�the�dike�wall�was�measured�at�4-5�cm�be-tween� October� 2014-April� 2015,� while� dur-ing� the� period�April� 2015-October� 2015� the�deformation�increased�up�to�7-10�cm�(Fig.�6).�This�acceleration� is�most�probably� related� to�the�internal�erosion�occurred�beneath�the�dike�during� the�February-March�2015�Ebro�River�flood� (Fig.� 2).� Deformation� also� affected� to�the�northern�building,�as�revealed�by�spalling�features�on�the�house�wall.�During�the�period�April�2015-October�2015�point�cloud�compar-ison�also�shows�deformation�with�a�significant�toppling�component�in�the�sector�of�the�south-ern�building�close�to�the�door,�with�wall�dis-placements�between�1�and�2�cm.

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success story



3D LASER SCANNER DATA

The 3D monitoring and analysis of the subsidence phenomena has been carried out through the following work flow: (1) Acquisition of point clouds utilizing laser scanners (Leica C10 y Faro Focus X330) and reference stations (targets, spheres). Several 3D scans are performed at each site and the point clouds are merged applying the cloud-to-cloud method. (2) Georeferencing of the merged point clouds using the reference stations. (3) Removal of points that may distort the deformation measurements (e.g., moving objects, vegetation). (4) Comparison between the point clouds acquired at different dates in order to identify the areas affected by changes and quantify the deformation. The assessment of the changes was carried out by measuring the distance between the 3D data sets by various approaches: cloud-to-cloud comparison (C2C), cloud-to-cloud comparison with local interpolation, cloud to mesh model comparison (C2M), model to model comparison (DEM or mesh) (Girardeau-Montaut et al., 2005; Lague et al., 2013).

In the Alcalá sinkhole, the comparison of point

clouds (October 2014, April 2015, October 2015) has been performed so far using methods C2C and C2M with local interpolation. Point clouds showed a final spatial resolution of approximately 1 cm. Mean errors were 1.7 mm for the cloud-to-cloud registration and 2.1 mm for the georeferencing using the reference stations. Considering the accuracy of the laser scanners (2-6 mm) and these registration errors, results should allow accurately measuring deformation in the portion of the sinkhole affected by displacements of ≥1 cm.

Deformation maps for the periods October 2014-

April 2015 and April 2015-October 2015 are displayed in Fig. 6. In agreement with the surface deformation map (Fig. 4), the subsidence structure is imaged as an elongated basin around 28 m long along the dike and 8 m wide on its southern sector. Maximum subsidence values reach 25 cm for the period October 2014-April 2015, corresponding to a nested circular collapse structure, which was filled with a mound of gravels before October 2015. Apart from this collapse, the centre of the subsidence structure is characterised by displacements between 10-14 cm for the period October 2014-April 2015, and 14-17 cm for the period April 2015-October 2015. These values yield subsidence rates of 20-26 cm/yr and 28-34 cm/yr, respectively, indicating acceleration in the subsidence phenomenon. The external zone of the detected subsidence area is defined by a band with displacements of 3-5 cm. Towards the N and the W, the boundary of the captured sinkhole area is outlined

by a “fault-zone” clearly recognisable through the comparison of scanner data. The displacement on the dike wall was measured at 4-5 cm between October 2014-April 2015, while during the period April 2015-October 2015 the deformation increased up to 7-10 cm (Fig. 6). This acceleration is most probably related to the internal erosion occurred beneath the dike during the February-March 2015 Ebro River flood (Fig. 2). Deformation also affected to the northern building, as revealed by spalling features on the house wall. During the period April 2015-October 2015 point cloud comparison also shows deformation with a significant toppling component in the sector of the southern building close to the door, with wall displacements between 1 and 2 cm.

FIGURE 6. Subsidence in Alcalá de Ebro sinkhole measured through laser scanner 3D data comparison. A) Distance between point clouds captured in October 2014 and April 2015. B) Distance between point clouds captured in April 2015 and October 2015. Units are expressed in meters.

With the available data, covering a limited time

span, the deformation models produced with the point clouds do not capture an external zone a few meters wide affected by inward tilting, as revealed by subcentimetric settlements measured by precise levelling along the foot of the dike wall. This limitation is related to the lower accuracy of the method and in some sectors to the presence of loose gravel, frequently

FIGURE�6.�Subsidence in Alcalá de Ebro sinkhole measured through laser scanner 3D data comparison. A) Distance between point clouds captured in October 2014 and April 2015. B) Distance between point clouds captured in April 2015 and October 2015. Units are expressed in meters

With�the�available�data,�covering�a�limited�time� span,� the�deformation�models�produced�with�the�point�clouds�do�not�capture�an�exter-nal�zone�a�few�meters�wide�affected�by�inward�tilting,� as� revealed� by� subcentimetric� settle-ments�measured�by�precise�levelling�along�the�foot�of�the�dike�wall.�This�limitation�is�relat-ed�to�the�lower�accuracy�of�the�method�and�in�some�sectors�to�the�presence�of�loose�gravel,�frequently� disturbed� by� the� passage� of� peo-ple.�Further�data�acquisition�and�analysis�will�allow�us� to�better�constrain� the�displacement�threshold�for�the�system�in�this�context�and�the�actual�sinkhole�edges.�

FINAL CONSIDERATIONS

The� preliminary� results� indicate� that�ground-based�3D� laser� scanner� is� a� suitable�method� for�measuring� surface� displacement�

with� a� high� spatial� resolution� in� sinkholes�undergoing� rapid� subsidence� and� affecting�human�structures.�The�progress�of�our�inves-tigation� will� allow� us� to� assess� the� perfor-mance� of� the� technique� on� active� sinkholes�under� less� favourable� conditions� (e.g.,� slow�subsidence,� natural� vegetated� surfaces).�Although� the� application� of� the�method� in-volves� the� use� of� relatively� expensive� sys-tems� and� significant� processing� efforts� by�qualified� personnel,� it� offers� the� possibility�of� measuring� surface� changes� with� utmost�spatial�resolution�(~1�cm�at�Alcala�sinkhole).�Moreover,� the� displacement� measurements,�in� comparison� with� other� methods� such� as�precise� levelling,� have� a� three-dimensional�character,�providing� information�on� the�ver-tical�and�horizontal�components�of�the�defor-mation.�The�minimum�displacement�that�can�be�measured�(accuracy�of�ca.�1�cm�at�Alcala�sinkhole)� is� around� one� order� of� magnitide�higher� than�precise� levelling.� In� fact,� subtle�subsidence�measured�on�the�marginal�zone�of�the�Alcala�sinkholes�by�precise�levelling,�in-cluding�paved�areas,�are�not�captured�by�the�3D�laser�scanner�data.

ACKNOWLEDGEMENTS

We�would�like�to�thank�to�the�City�Hall�of�the� village� of�Alcalá� and�Mr.� Domingo�Oli-veros�(Demarcación�de�Carreteras�de�Aragón)�for�providing�permissions�and�logistic�support�during� the� measurement� campaigns.�We� are�also� grateful� to�CTA� and�ENSAYA�geotech-nical�companies�for�supplying�borehole�data.�The�research�has�been�funded�by�the�Spanish�national�project�CGL2013-40867-P�(Minister-io�de�Economía�y�Competitividad).

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Pueyo-Anchuela,�O.,�Casas-Sainz,�A.M.,�Sori-ano,�M.A.,�Pocoví-Juan,�A.,�Ipas-Llorens,�J.F.�and�Ansón-López,�D.�2010.�Integrated�geophysical� and� building� damages� study�of�karst�effects�in�the�urban�área�of�Alcalá�de� Ebro,� Spain.� Zeitschrift für Geomor-phologie,�54,�221-236.

Salvany� J.M.,� García-Veigas,� J.� and� Ortí,� F.�2007.�Glauberite-halite� association�of� the�Zaragoza�Gypsum�Formation�(Lower�Mi-ocene,� Ebro� Basin,� NE� Spain).� Sedimen-tology,�54,�443–467.

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Monitorización de dolinas activas en el entorno de Zaragoza mediante nivelación geométrica de alta precisión

Monitoring active sinkholes in the surroundings of Zaragoza city utilizing high-precision geometric leveling

G. Desir1, J. Guerrero1, F. Gutiérrez1, D. Carbonel1, J. Merino2, A. Benito3, I. Fabregat1, C. Roqué4, M. Zarroca5 y R. Linares5.

1 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�Zaragoza�(España).�[email protected],�[email protected] �Sección�de�Topografía,�Confederación�Hidrográfica�del�Ebro,�Zaragoza�(España)3 �Centro�Nacional�de�Investigación�sobre�la�Evolución�Humana,�Burgos,�(España)4 �Área�de�Geodinámica�Externa�i�Geodinámica,�Universitat�de�Girona,�Girona�(España)5 �Dpto.�de�Geología,�Universidad�Autónoma�de�Barcelona,�Barcelona�(España)

Resumen:�Se�exploran�las�posibilidades�y�limitaciones�de�la�nivelación�geométrica�de�alta�precisión�en�seis�dolinas�activas�desarrolladas�en�el�karst�evaporítico�del�entorno�de�Zaragoza.�Todas�ellas,�se�localizan�en�un�contexto�de�karst�evaporítico�aluvial�y�afectan�a�diferentes�infraestructuras�dando�lugar�a� situaciones�de� riesgo� importantes.�Se�ha�aplicado� la�nivelación�geométrica�compuesta�desde�el�medio�a� lo� largo�de� líneas�de�control�provistas�de�un�número�variable�de�clavos�con�espaciados�constantes,�en�función�de�la�longitud�de�la�dolina.�Las�mediciones�se�están�realizando�con�una�periodicidad�de�unos� tres�meses�con�un�nivel�digital�Leica�DNA03�y�una�mira�Leica�Invar�GPCL2.�Los�datos�obtenidos�hasta�la�fecha�aportan�medidas�de�deformación�vertical�con�un�elevado�grado�de�precisión�y�coherencia,�permitiendo�precisar�los�siguientes�aspectos�relativos�al� fenómeno� de� subsidencia:� (1)�Límites� de� las� zonas� afectadas� por� hundimiento,� en� algunas�dolinas�abarcando�extensiones�superiores�a�las�establecidas�por�inspección�visual.�(2)�Variaciones�espacio-temporales�de�la�subsidencia.�(3)�Ubicación�de�los�puntos�de�deformación�máxima�y�tasas�de�hundimiento�máximas�(AE:�28,65�cm/a;�PA:�2,00�cm/a;�BD:�7,37�cm/a;�A:�0.15�cm/a;�PI:�8,32�cm/a;�Z:�19,78�cm/a).�Las�velocidades�de�hundimiento�indican�un�proceso�de�karstificación�muy�activo�que�debe�involucrar�niveles�salinos�altamente�solubles�(halita,�glauberita).�Los�resultados�obtenidos�demuestran�la�idoneidad�de�la�técnica�para�la�monitorización�de�dolinas,�destacando�como�principales�fortalezas:�el�limitado�costo�del�sistema�de�medida�y�su�versatilidad,�la�rapidez�de�la�toma�de�datos�directos�que�no�precisan�de�procesado�y�la�precisión�sub-milimétrica�de�las�mediciones.

Palabras clave: karst�salino,�métodos�geodésicos,�subsidencia,�Valle�del�Ebro.

Abstract: This work analyses the possibilities and limitations of precise levelling through the monitoring of six sinkholes that severely damage human structures in the salt-bearing evaporite karst of the Ebro Depression, NE Spain. Lines of closely spaced stations were placed across every sinkhole, extended well beyond the area affected by subsidence. Vertical displacement was


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INTRODUCCIÓN

Los�fenómenos�de�subsidencia,�tanto�natu-rales�como� inducidos�por�el�hombre,�pueden�afectar� a� zonas� con� extensiones� muy� varia-bles�y�producirse�mediante�una�gran�variedad�de�mecanismos� de� deformación,� que� pueden�presentar� una� cinemática� progresiva,� episó-dica�o�mixta.�La�subsidencia�de� la�superficie�del�terreno,�especialmente�cuando�se�produce�de� forma� diferencial� y� rápida,� puede� consti-tuir�un�riesgo�importante.�Una�caracterización�adecuada�del�proceso�de� subsidencia�debiera�incluir�la�monitorización�del�mismo�con�el�fin�de�determinar�la�superficie�afectada,�las�tasas�de� hundimiento� y� sus� patrones� de� evolución�espacio-temporal.�Dicha�monitorización�pue-de� realizarse� empleando�métodos�geodésicos�de� campo� (con� teodolitos,� niveles� ópticos,�estaciones� totales,� niveles� digitales,� GPS)� y�mediante�técnicas�de�teledetección�(con�foto-grametría�digital,�LIDAR,�InSAR).�

Recientemente,� las� investigaciones� sobre�dolinas� han� experimentado� un� impulso� muy�significativo,� debido,� en� gran� parte,� al� rápido�aumento� que� están� experimentando� los� daños�causados� por� este� fenómeno� y� a� los� avances�tecnológicos.�Entre� los�aspectos�que�están� re-cibiendo�mayor�atención�se�encuentran�la�car-tografía�automática�de�dolinas�mediante�datos�LIDAR� (Gutiérrez,� 2016),� el� desarrollo� de�modelos� de� susceptibilidad� y� peligrosidad,� o�

la� caracterización� de� dolinas� mediante� méto-dos�directos� (sondeos,� trincheras)�e� indirectos�(prospección�geofísica)� (Gutiérrez,�2016).�Sin�embargo,� un� aspecto� esencial� para� la� evalua-ción�y�gestión�del�riesgo,�como�es�la�medición�precisa�de� tasas�de�subsidencia�en�dolinas�ac-tivas,�está�prácticamente� inexplorado�desde�el�punto�de�vista�científico.�Esta�circunstancia�está�motivada�en�buena�medida�por�el�hecho�que�las�dolinas,�especialmente�en� los�karst�carbonata-dos,�generalmente�presentan�una�dinámica�ca-tastrófica�(colapsos�súbitos).�En�los�karst�eva-poríticos�en�cambio,�es�frecuente�el�desarrollo�de� dolinas� en� las� que� la� subsidencia� actúa�de�forma�progresiva�y�alcanza�tasas�elevadas,�es-pecialmente�cuando�interviene�la�disolución�de�sales�(halita,�glauberita,�yeso,�anhidrita,,,).

La� nivelación� convencional� con� niveles�ópticos�continúa�siendo�una�de�las�herramien-tas�más�fiables�y�económicas�para�obtener�da-tos�precisos�de�subsidencia.�La�técnica�se�fun-damenta�en�la�instalación�de�líneas�de�puntos�fijos�y� la�medición�periódica�de� los�mismos.�Recientemente,�esta�técnica�de�medición�se�ha�beneficiado�de�la�aparición�de�niveles�ópticos�de�alta�precisión,�con�miras�de�código�de�ba-rras�que�permiten�medir�variaciones�altimétri-cas�inferiores�a�1�mm�por�kilómetro.�A�pesar�de�su�eficacia,�según�nuestro�conocimiento,�no�existen�publicaciones�científicas�relacionadas�con� la� aplicación� de� esta� técnica� en� dolinas�activas.� Por� el� contrario,� se� ha� utilizado� con�

measured every 3 months using a Leica DNA03 optical level and a Leica Invar GPCL2 bar-coded scale staff. The data obtained so far provide highly accurate and consistent vertical deformation measurements, allowing us to determine the following practical information: (1) Sinkhole limits, usually located further away from the previously defined edges. (2) Temporal and spatial changes in subsidence. (3) Location of the points with highest subsidence rate�(AE: 28.65 cm/yr; PA: 2.00 cm/yr; BD: 7.37 cm/yr; A: 0.15 cm/yr; PI: 8.32 cm/yr; Z: 19.78 cm/yr). The anomalously high deformation values are related to rapid dissolution of salt beds (halite and/or glauberite). The results reveal that precise levelling utilizing digital levels is a rapid, cost-effective, and highly accurate technique for sinkhole monitoring.

Key words: Ebro Valley, geodetic methods, salt karst, subsidence

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éxito�al�estudio�de�diversos�fenómenos�de�de-formación�del�terreno�tales�como:�subsidencia�minera� (Donelly� et al.,� 2012),� consolidación�de� acuitardos� por� sobre-explotación� de� acuí-feros� (Anderssohn,� 2008),� asentamientos� en�barreras�tobáceas�atribuidos�a�erosión�mecáni-ca�subsuperficial�(Navarro�et al.,�2014),�defor-maciones� volcano-tectónicas� (de� Zeeuw-van�Dalfsen�et al.,� 2013)�o� subsidencia� tectónica�(Amighpey�et al.,�2015).

En�este�trabajo�se�exploran�las�posibilida-des�y�limitaciones�de�la�nivelación�geométrica�de�alta�precisión�en�seis�dolinas�activas�desa-rrolladas� en� el� karst� evaporítico� del� entorno�de�Zaragoza�(Fig.�1).�Previamente,�se�han�ob-tenido�tasas�de�subsidencia�en�las�dolinas�del�valle�medio�del�Ebro�mediante�interferometría�diferencial�(DInSAR)�(Castañeda�et al.,�2009;�Gutiérrez�et al.,�2011;�Galve�et al.,�2015).�Si�bien�esta� técnica�ha�permitido�analizar�gran-des�extensiones�de�forma�remota,�ayudando�a�identificar�dolinas�activas,�adolece�de� limita-ciones� importantes:� (1)� ausencia� de� datos� en�una�elevada�proporción�de�dolinas�activas�por�falta�de�coherencia,�en�ocasiones�por�tasas�de�hundimiento� excesivamente� elevadas;� (2)� re-solución� espacial� insuficiente�para� el� estudio�de�dolinas�pequeñas�(<2500�m2)�y�la�determi-nación�de�los�límites�de�las�dolinas�detectadas;�(3)�precisión�insuficiente�para�la�detección�de�dolinas� con� tasas� de� subsidencia� bajas.� Por�otra�parte,�Soriano�y�Simón�(2002)�llevaron�a�cabo�mediciones�de�subsidencia�en� tres�doli-nas�en�el�entorno�de�Zaragoza�empleando�un�instrumento�de�fabricación�propia�provisto�de�un�nivel�de�agua.

ZONA DE ESTUDIO

Las�seis�dolinas�seleccionadas�se�localizan�en�el�sector�central�de�la�Cuenca�del�Ebro�y�su�desarrollo�está�relacionado�con�la�disolución,�bajo�aluviones�cuaternarios,�de� la�Formación�Yesos� de�Zaragoza,� la� cual� incluye� unidades�de� halita� y� glauberita� a� escasa� profundidad�

(Salvany� et al.,� 2007)� (Fig.� 1).�Cinco� de� las�dolinas� se� encuentran� en� el� Valle� del� Ebro�aguas�arriba�de�la�ciudad�de�Zaragoza�(Alcalá�de�Ebro:�AE;� Papiro:� PA;�Brico�Depot:�BD;�Pikolín:�PI;�Ave:�A)�y� la� restante�en�el�Valle�del�Gállego�(Zuera:�Z).�Todas�ellas�afectan�a�estructuras�antrópicas�dando�lugar�a�situacio-nes� de� riesgo� importantes:� dique� de� conten-ción�de�avenidas�del�Ebro�junto�a�la�localidad�de�Alcalá�(AE),�autovía�de�Logroño�N-232�y�carreteras�accesorias�(PA,�BD,�PI),�la�línea�de�alta�velocidad�Madrid-Barcelona� (A)�y�auto-vía�de�Huesca�A-23�(Z).


Los fenómenos de subsidencia, tanto naturales como inducidos por el hombre, pueden afectar a zonas con extensiones muy variables y producirse mediante una gran variedad de mecanismos de deformación, que pueden presentar una cinemática progresiva, episódica o mixta. La subsidencia de la superficie del terreno, especialmente cuando se produce de forma diferencial y rápida, puede constituir un riesgo importante. Una caracterización adecuada del proceso de subsidencia debiera incluir la monitorización del mismo con el fin de determinar la superficie afectada, las tasas de hundimiento y sus patrones de evolución espacio-temporal. Dicha monitorización puede realizarse empleando métodos geodésicos de campo (con teodolitos, niveles ópticos, estaciones totales, niveles digitales, GPS) y mediante técnicas de teledetección (con fotogrametría digital, LIDAR, InSAR).

Recientemente, las investigaciones sobre dolinas han experimentado un impulso muy significativo, debido, en gran parte, al rápido aumento que están experimentando los daños causados por este fenómeno y a los avances tecnológicos. Entre los aspectos que están recibiendo mayor atención se encuentran la cartografía automática de dolinas mediante datos LIDAR (Gutiérrez, 2016), el desarrollo de modelos de susceptibilidad y peligrosidad, o la caracterización de dolinas mediante métodos directos (sondeos, trincheras) e indirectos (prospección geofísica) (Gutiérrez, 2016). Sin embargo, un aspecto esencial para la evaluación y gestión del riesgo, como es la medición precisa de tasas de subsidencia en dolinas activas, está prácticamente inexplorado desde el punto de vista científico. Esta circunstancia está motivada en buena medida por el hecho que las dolinas, especialmente en los karst carbonatados, generalmente presentan una dinámica catastrófica (colapsos súbitos). En los karst evaporíticos en cambio, es frecuente el desarrollo de dolinas en las que la subsidencia actúa de forma progresiva y alcanza tasas elevadas, especialmente cuando interviene la disolución de sales (halita, glauberita, yeso, anhidrita,,,).

La nivelación convencional con niveles ópticos continúa siendo una de las herramientas más fiables y económicas para obtener datos precisos de subsidencia. La técnica se fundamenta en la instalación de líneas de puntos fijos y la medición periódica de los mismos. Recientemente, esta técnica de medición se ha beneficiado de la aparición de niveles ópticos de alta precisión, con miras de código de barras que permiten medir variaciones altimétricas inferiores a 1 mm por kilómetro. A pesar de su eficacia, según nuestro conocimiento, no existen publicaciones científicas relacionadas con la aplicación de esta técnica en

dolinas activas. Por el contrario, se ha utilizado con éxito al estudio de diversos fenómenos de deformación del terreno tales como: subsidencia minera (Donelly et al., 2012), consolidación de acuitardos por sobre-explotación de acuíferos (Anderssohn, 2008), asentamientos en barreras tobáceas atribuidos a erosión mecánica subsuperficial (Navarro et al., 2014), deformaciones volcano-tectónicas (de Zeeuw-van Dalfsen et al., 2013) o subsidencia tectónica (Amighpey et al., 2015).

En este trabajo se exploran las posibilidades y limitaciones de la nivelación geométrica de alta precisión en seis dolinas activas desarrolladas en el karst evaporítico del entorno de Zaragoza (Fig. 1). Previamente, se han obtenido tasas de subsidencia en las dolinas del valle medio del Ebro mediante interferometría diferencial (DInSAR) (Castañeda et al., 2009; Gutiérrez et al., 2011; Galve et al., 2015). Si bien esta técnica ha permitido analizar grandes extensiones de forma remota, ayudando a identificar dolinas activas, adolece de limitaciones importantes: (1) ausencia de datos en una elevada proporción de dolinas activas por falta de coherencia, en ocasiones por tasas de hundimiento excesivamente elevadas; (2) resolución espacial insuficiente para el estudio de dolinas pequeñas (<2500 m2) y la determinación de los límites de las dolinas detectadas; (3) precisión insuficiente para la detección de dolinas con tasas de subsidencia bajas. Por otra parte, Soriano y Simón (2002) llevaron a cabo mediciones de subsidencia en tres dolinas en el entorno de Zaragoza empleando un instrumento de fabricación propia provisto de un nivel de agua.

FIGURA�1.�Situación geográfica de las dolinas estudia-das en el Valle del Ebro, aguas arriba de la ciudad de Zaragoza y en el valle del Río Gállego

METODOLOGÍA

La� nivelación� geométrica� o� nivelación�diferencial,� es� el� procedimiento� topográfico�que�permite�determinar�el�desnivel�entre�dos�puntos�mediante�el�uso�de�un�nivel�y�una�mira�vertical�codificada.�Esta�mide�la�diferencia�al-timétrica�entre�dos�puntos�a�partir�de�la�visual�horizontal�lanzada�desde�el�nivel�hacia�la�mira�colocada�en�los�puntos�seleccionados.

En�nuestro�caso,�se�seleccionó�como�mé-todo�de�trabajo�la�nivelación�geométrica�com-

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puesta�desde�el�medio.�Para�ello,�se�seleccionó�una�línea�de�control�en�la�que�se�colocaron�un�número�variable�de�clavos�o�puntos�fijos,�de-pendiendo�de�la�longitud�de�la�dolina�(Tabla�I).�La�variación�altimétrica�entre�estaciones�con-tiguas�ha�sido�medida�con�una�periodicidad�de�entre�3�y�4�meses�(Febrero�2015�-�Mayo�2015�-�Julio�2015�-�Diciembre�2015).�La�represen-tación�de�los�perfiles�de�deformación�vertical�que� muestran� la� evolución� espacio-temporal�de� la� subsidencia� se� llevó� a� cabo� tomando�como�datum�de�inicio�(línea�de�referencia)�la�primera�medida.

Para�poder�determinar�el�error�de�cierre�es�necesario� realizar�una�nivelación�cerrada� (de�ida�y�de�vuelta).�Este�depende�de�la�precisión�de� los� instrumentos� utilizados,� del� número�de�estaciones�y�de�puntos�de�cambio�y,�de�la�precisión� en� las� lecturas� y� la� colocación� de�la�mira.�La� nivelación� cerrada� se� ha� realiza-do�tomando�mediciones�de�ida�y�de�vuelta�en�los�mismos�puntos,� asegurándonos�de�que� la�diferencia�entre�dichas�medidas�era�inferior�a�0,0003�mm�(error�de�cierre�tolerable).�


FIGURA 1. Situación geográfica de las dolinas estudiadas en el Valle del Ebro, aguas arriba de la ciudad de Zaragoza y en el valle del Río Gállego.

ZONA DE ESTUDIO

Las seis dolinas seleccionadas se localizan en el sector central de la Cuenca del Ebro y su desarrollo está relacionado con la disolución, bajo aluviones cuaternarios, de la Formación Yesos de Zaragoza, la cual incluye unidades de halita y glauberita a escasa profundidad (Salvany et al., 2007) (Fig. 1). Cinco de las dolinas se encuentran en el Valle del Ebro aguas arriba de la ciudad de Zaragoza (Alcalá de Ebro: AE; Papiro: PA; Brico Depot: BD; Pikolín: PI; Ave: A) y la restante en el Valle del Gállego (Zuera: Z). Todas ellas afectan a estructuras antrópicas dando lugar a situaciones de riesgo importantes: dique de contención de avenidas del Ebro junto a la localidad de Alcalá (AE), autovía de Logroño N-232 y carreteras accesorias (PA, BD, PI), la línea de alta velocidad Madrid-Barcelona (A) y autovía de Huesca A-23 (Z).

METODOLOGÍA

La nivelación geométrica o nivelación diferencial, es el procedimiento topográfico que permite determinar el desnivel entre dos puntos mediante el uso de un nivel y una mira vertical codificada. Esta mide la diferencia altimétrica entre dos puntos a partir de la visual horizontal lanzada desde el nivel hacia la mira colocada en los puntos seleccionados.

En nuestro caso, se seleccionó como método de trabajo la nivelación geométrica compuesta desde el medio. Para ello, se seleccionó una línea de control en la que se colocaron un número variable de clavos o puntos fijos, dependiendo de la longitud de la dolina (Tabla I). La variación altimétrica entre estaciones contiguas ha sido medida con una periodicidad de entre 3 y 4 meses (Febrero 2015 - Mayo 2015 - Julio 2015 - Diciembre 2015). La representación de los perfiles de deformación vertical que muestran la evolución espacio-temporal de la subsidencia se llevó a cabo tomando como datum de inicio (línea de referencia) la primera medida.

Para poder determinar el error de cierre es necesario realizar una nivelación cerrada (de ida y de vuelta). Este depende de la precisión de los instrumentos utilizados, del número de estaciones y de puntos de cambio y, de la precisión en las lecturas y la colocación

de la mira. La nivelación cerrada se ha realizado tomando mediciones de ida y de vuelta en los mismos puntos, asegurándonos de que la diferencia entre dichas medidas era inferior a 0,0003 mm (error de cierre tolerable).

Se ha empleado un nivel digital Leica DNA03 (desviación típica por km de 0,3 mm) adecuado para mediciones de gran precisión y una mira Leica Invar GPCL2 (Fig. 2). Como el objetivo es la toma de unas medidas con la mayor precisión posible, se han tenido en cuenta las especificaciones propias del aparato: (1) Limitación de alcance <30 m, (2) Mínima distancia de la puntería al suelo >0,5 m para minimizar los efectos de la refracción cerca del suelo. (3) Mediciones dobles, ida y vuelta, para aumentar la fiabilidad de la medición.

FIGURA 2. Nivel digital Leica DNA03 y mira Invar durante una medición en la dolina de Alcalá de Ebro, la cual afecta a un dique de contención de avenidas. Imagen tomada durante la crecida del Ebro de 2015, cuando el agua del río se sifonaba bajo el dique.

RESULTADOS

Se han realizado un total de cuatro campañas de medidas cada 3-4 meses entre Febrero y Diciembre de 2015, a excepción de las dolinas de Alcalá de Ebro y Pikolín donde se realizó una medida adicional durante la crecida del Ebro de 2015. Los perfiles muestran que salvo la dolina del Ave, se trata de dolinas activas afectadas por un hundimiento continuado y rápido (Tabla I, Figs. 3 y 4). Se han calculado las tasas de subsidencia máximas para el periodo estudiado a partir de la subsidencia acumulada en el punto de mayor deformación de los perfiles de nivelación (Fig. 4). El hundimiento acumulado máximo en el periodo de medición (270-289 días) oscila entre los 14.5 mm en PA y los 220 mm en la localidad de Alcalá (AE) (Tabla I). Un caso particular es el de la dolina del Ave (A), en la que dentro de una línea de nivelación de 560 m tan

FIGURA�2.�Nivel digital Leica DNA03 y mira Invar du-rante una medición en la dolina de Alcalá de Ebro, la cual afecta a un dique de contención de avenidas. Imagen tomada durante la crecida del Ebro de 2015, cuando el agua del río se sifonaba bajo el dique

Se� ha� empleado� un� nivel� digital� Leica�DNA03�(desviación�típica�por�km�de�0,3�mm)�adecuado�para�mediciones�de�gran�precisión�y�una�mira�Leica� Invar�GPCL2� (Fig.� 2).�Como�

el�objetivo�es�la�toma�de�unas�medidas�con�la�mayor�precisión�posible,�se�han�tenido�en�cuen-ta�las�especificaciones�propias�del�aparato:�(1)�Limitación�de�alcance�<30�m,�(2)�Mínima�dis-tancia�de�la�puntería�al�suelo�>0,5�m�para�mi-nimizar� los� efectos� de� la� refracción� cerca� del�suelo.�(3)�Mediciones�dobles,�ida�y�vuelta,�para�aumentar�la�fiabilidad�de�la�medición.

RESULTADOS

Se�han�realizado�un�total�de�cuatro�campa-ñas�de�medidas�cada�3-4�meses�entre�Febrero�y�Diciembre�de�2015,�a�excepción�de�las�doli-nas�de�Alcalá�de�Ebro�y�Pikolín�donde�se�reali-zó�una�medida�adicional�durante�la�crecida�del�Ebro�de�2015.�Los�perfiles�muestran�que�salvo�la�dolina�del�Ave,� se� trata�de�dolinas� activas�afectadas�por�un�hundimiento�continuado�y�rá-pido�(Tabla�I,�Figs.�3�y�4).�Se�han�calculado�las�tasas�de�subsidencia�máximas�para�el�periodo�estudiado�a�partir�de�la�subsidencia�acumula-da�en�el�punto�de�mayor�deformación�de� los�perfiles�de�nivelación�(Fig.�4).�El�hundimiento�acumulado�máximo�en�el�periodo�de�medición�(270-289�días)�oscila�entre�los�14.5�mm�en�PA�y�los�220�mm�en�la�localidad�de�Alcalá�(AE)�(Tabla�I).�Un�caso�particular�es�el�de�la�dolina�del�Ave�(A),�en�la�que�dentro�de�una�línea�de�nivelación�de�560�m�tan�sólo�se�ha�registrado�un�hundimiento�de�hasta�11.37�mm�en�una�do-lina�de�unos�20�m�de�diámetro.�Dicha�dolina�presenta�en�superficie�mediante�un�sistema�de�grietas�arqueadas.


sólo se ha registrado un hundimiento de hasta 11.37 mm en una dolina de unos 20 m de diámetro. Dicha dolina presenta en superficie mediante un sistema de grietas arqueadas.

FIGURA 3. Evolución temporal de la deformación en la dolina de Alcalá de Ebro (AE).

Con relación a las variaciones espacio-temporales de la subsidencia en las secciones monitorizadas, los datos de nivelación geométrica permiten identificar la posición de los puntos de mayor subsidencia, zonas de menor hundimiento relativo que se manifiestan como umbrales en los perfiles, y su posible continuidad o variabilidad a lo largo del periodo de medida. El patrón geométrico de los perfiles puede ayudar a interpretar de forma preliminar el tipo de la deformación subyacente: flexiones simples, flexiones con colapsos en su interior, flexiones con estructuras compresivas y distensivas en el interior y los márgenes de las mismas. Dichas interpretaciones, pueden ser contrastadas en algunos casos con datos de georadar y trincheras. En la dolina Papiro (PA), la zona de mayor subsidencia es atribuible a un colapso desarrollado en el interior de una dolina de flexión de mayor extensión, coincide con la zona

donde se formó un colapso el 20 de marzo de 2013 afectando a la autovía N-232 y a la vía de servicio anexa (Figs. 4 y 5). En esta zona el hundimiento, puede estar motivado tanto por la disolución del sustrato como por la compactación de rellenos

Gracias a la precisión del método de medida y a la coherencia de los datos obtenidos a lo largo del tiempo, se puede precisar con un elevado grado de fiabilidad los límites de la zona dentro del perfil afectada por subsidencia. Dicha zona, es generalmente mayor a la extensión de las dolinas cartografiadas mediante fotografías aéreas y la inspección visual en campo. En algunos casos, se reconocen sectores en los márgenes afectados por una subsidencia lenta (flexión), que dan paso bruscamente a un sector central con velocidades de hundimiento mucho más elevadas (flexión y colapso). En la dolina de Alcalá de Ebro, donde también se está aplicando la técnica del láser escáner 3D, la nivelación permite identificar una subsidencia lenta en los márgenes de la dolina no detectados claramente por dicha técnica (Fig. 3, estaciones 10-16 m y 39-46 m).

Una vez acotada la porción de la sección afectada por hundimiento, se han calculado tasas medias de subsidencia a partir del valor promedio de los rebajamientos obtenidos para cada uno de los puntos en la última medida y dentro de los límites de la dolina (Tabla I). Con estos valores, conociendo la superficie afectada por la dolina y suponiendo que el proceso de subsidencia posee simetría de revolución, existe la posibilidad de calcular tasas de cambio volumétrico y relacionar dichos valores con la velocidad a la que se evacua el material soluble mediante karstificación subyacente.

TABLA I. Datos relativos a las líneas de nivelación instaladas en las distintas dolinas y valores de subsidencia obtenidos para el periodo Febrero – Diciembre 2015.

A pesar de que el periodo de monitoreo apenas alcanzo un año completo (270-289 días), el análisis de los datos

obtenidos sugiere que en determinadas dolinas la subsidencia no es constante, sino que experimenta

Dolina Longitud (m)/Clavos

Longitud subsidencia (m)

Rebajamiento máximo (mm)

Tasa de subsidencia máxima (cm/año)

Tasa de subsidencia media (cm/año)

Alcalá de Ebro (AE) 60/20 24 220 28,65 19.783

Papiro (PA) 108/36 54 14,51 2.00 1.46

Brico Depot (BD) 160/30 80 55,16 7,37 5.329

Pikolín (PI) 165/34 100 18,75 8,32 0,122 Ave (A) 560/56 20 11,37 0.148 0.0001

Zuera (Z) 440/45 390 160 19,78 8.066

FIGURA�3. Evolución temporal de la deformación en la dolina de Alcalá de Ebro (AE)

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Con� relación� a� las� variaciones� espa-cio-temporales� de� la� subsidencia� en� las� sec-ciones�monitorizadas,�los�datos�de�nivelación�geométrica� permiten� identificar� la� posición�de�los�puntos�de�mayor�subsidencia,�zonas�de�menor�hundimiento� relativo�que�se�manifies-tan�como�umbrales�en�los�perfiles,�y�su�posi-ble� continuidad� o� variabilidad� a� lo� largo� del�periodo� de�medida.� El� patrón� geométrico� de�los�perfiles�puede�ayudar�a�interpretar�de�for-ma�preliminar�el�tipo�de�la�deformación�sub-yacente:�flexiones� simples,�flexiones� con�co-lapsos�en�su�interior,�flexiones�con�estructuras�compresivas�y�distensivas�en�el�interior�y�los�márgenes�de�las�mismas.�Dichas�interpretacio-nes,�pueden�ser�contrastadas�en�algunos�casos�con�datos�de�georadar�y�trincheras.�En�la�doli-na�Papiro�(PA),�la�zona�de�mayor�subsidencia�es� atribuible� a� un� colapso� desarrollado� en� el�interior�de�una�dolina�de�flexión�de�mayor�ex-tensión,�coincide�con�la�zona�donde�se�formó�un�colapso�el�20�de�marzo�de�2013�afectando�a�la�autovía�N-232�y�a�la�vía�de�servicio�ane-xa�(Figs.�4�y�5).�En�esta�zona�el�hundimiento,�puede�estar�motivado� tanto�por� la�disolución�del�sustrato�como�por�la�compactación�de�re-llenos

Gracias�a�la�precisión�del�método�de�me-dida�y�a�la�coherencia�de�los�datos�obtenidos�a� lo� largo�del� tiempo,� se�puede�precisar� con�

un�elevado�grado�de�fiabilidad�los�límites�de�la� zona� dentro� del� perfil� afectada� por� subsi-dencia.� Dicha� zona,� es� generalmente� mayor�a� la� extensión� de� las� dolinas� cartografiadas�mediante� fotografías� aéreas� y� la� inspección�visual� en�campo.�En�algunos�casos,� se� reco-nocen�sectores�en�los�márgenes�afectados�por�una�subsidencia�lenta�(flexión),�que�dan�paso�bruscamente� a� un� sector� central� con� veloci-dades� de� hundimiento� mucho� más� elevadas�(flexión�y�colapso).�En�la�dolina�de�Alcalá�de�Ebro,�donde�también�se�está�aplicando�la�téc-nica�del�láser�escáner�3D,�la�nivelación�permi-te�identificar�una�subsidencia�lenta�en�los�már-genes� de� la� dolina� no�detectados� claramente�por�dicha�técnica�(Fig.�3,�estaciones�10-16�m�y�39-46�m).

Una�vez�acotada� la�porción�de� la�sección�afectada� por� hundimiento,� se� han� calculado�tasas�medias�de�subsidencia�a�partir�del�valor�promedio�de�los�rebajamientos�obtenidos�para�cada�uno�de�los�puntos�en�la�última�medida�y�dentro�de�los�límites�de�la�dolina�(Tabla�I).�Con�estos�valores,�conociendo�la�superficie�afecta-da�por�la�dolina�y�suponiendo�que�el�proceso�de� subsidencia�posee� simetría�de� revolución,�existe�la�posibilidad�de�calcular�tasas�de�cam-bio� volumétrico� y� relacionar� dichos� valores�con�la�velocidad�a�la�que�se�evacua�el�material�soluble�mediante�karstificación�subyacente.

Dolina Longitud (m)/Clavos

Longitud subsidencia (m)

Rebajamiento máximo (mm)

Tasa de subsidencia máxima (cm/año)

Tasa de subsidencia media (cm/año)

Alcalá de Ebro (AE) 60/20 24 220 28,65 19.783Papiro (PA) 108/36 54 14,51 2.00 1.46

Brico Depot (BD) 160/30 80 55,16 7,37 5.329Pikolín (PI) 165/34 100 18,75 8,32 0,122

Ave (A) 560/56 20 11,37 0.148 0.0001Zuera (Z) 440/45 390 160 19,78 8.066

TABLA�I.�Datos relativos a las líneas de nivelación instaladas en las distintas dolinas y valores de subsidencia obtenidos para el periodo Febrero – Diciembre 2015

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A� pesar� de� que� el� periodo� de� monitoreo�apenas� alcanzo� un� año� completo� (270-289�días),�el�análisis�de�los�datos�obtenidos�sugiere�que�en�determinadas�dolinas�la�subsidencia�no�es�constante,�sino�que�experimenta�etapas�de�mayor�actividad�y�de�deceleración.�Las� tasas�medias�de�hundimiento�obtenidas� en� la�doli-na�de�Alcalá�de�Ebro�indican�una�aceleración�general� importante,�desde�0.32�mm/día�hasta�0.78� mm/día� (Fig.� 3).� Posiblemente,� la� cre-cida�del�Río�Ebro�de�febrero-marzo�de�2015,�durante� la� cual�debió�producirse�una�erosión�interna� importante� bajo� la� dolina,� ha� podido�contribuir�a�esta�evolución�temporal�(Fig.�2).


etapas de mayor actividad y de deceleración. Las tasas medias de hundimiento obtenidas en la dolina de Alcalá de Ebro indican una aceleración general importante, desde 0.32 mm/día hasta 0.78 mm/día (Fig. 3). Posiblemente, la crecida del Río Ebro de febrero-marzo de 2015, durante la cual debió producirse una erosión interna importante bajo la dolina, ha podido contribuir a esta evolución temporal (Fig. 2).

FIGURA 4. Evolución temporal de la deformación en la dolina Papiro (PA).

FIGURA 5. Colapso generado en la dolina Papiro el 20 de marzo de 2013 afectando a la N-232 y la vía de servicio.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Los datos obtenidos hasta la fecha aportan medidas de subsidencia con un elevado grado de precisión y coherencia, aportando información relevante sobre los siguientes aspectos relativos al fenómeno de subsidencia (1) Límites de las zonas afectadas por hundimiento, en algunas dolinas abarcando superficies superiores a las establecidas por inspección visual y métodos geomorfológicos convencionales. (2)

Ubicación de los puntos de deformación máxima y tasa de hundimiento en los mismos (AE: 28,65 cm/a; PA: 2,00 cm/a; BD: 7,37 cm/a; A: 0.15 cm/a; PI: 8,32 cm/a; Z: 19,78 cm/a). En la dolina BD no se han obtenido tasas de hundimiento mediante interferometría de radar diferencial, muy posiblemente por la elevada tasa de subsidencia y por las frecuentes modificaciones que experimenta la superficie por el re-asfaltado (Galve et al., 2015). En esta dolina Soriano y Simón (2002) obtuvieron una tasa máxima de hundimiento de 12 cm/a en un periodo de unos cuatro años de medición. La discrepancia entre dicho valor y el obtenido mediante nivelación geométrica, puede estar relacionada con la menor precisión del método empleado por dichos autores (error de 2-3 mm para medidas cada 2 m) y/o con una disminución en la actividad de la dolina. (3) Variaciones espacio-temporales de la subsidencia. En algunos casos (AE, PA, Z) se reconocen zonas en los márgenes afectadas por una subsidencia lenta (flexión) y que dan paso bruscamente a un sector central con velocidades de rebajamiento mucho más elevadas (flexión y colapso). En la dolina AE, situada junto al cauce del río, se ha detectado una aceleración del proceso de subsidencia, atribuible a la crecida del Ebro de 2015. (4) Estimación, por extrapolación, de tasas volumétricas de disolución. Las velocidades de hundimiento, excepcionalmente elevadas, indican un proceso actual de karstificación muy activo que debe involucrar niveles salinos altamente solubles (halita, glauberita).

Los resultados obtenidos demuestran la idoneidad de la técnica para la monitorización de dolinas, destacando como principales fortalezas: el limitado coste del sistema de medida y su versatilidad, la rapidez de la toma de datos directos que no precisan de procesado y la precisión sub-milimétrica de las mediciones.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto CGL2013-40867-P (Ministerio de Economía y Competitividad). Los autores agradecen a D. Domingo Oliveros Martínez. Demarcación de Carreteras del Estado en Aragón, el apoyo logístico prestado para la toma de mediciones en las dolinas (PA,BD, Z).

.

REFERENCIAS Amighpey, M., Voosoqhi, B., Motaqh, M. and Arabi,

S., 2015. Interseismic behavior of active faults

estimation based on geodetic observation, the case study of North Tehran Fault. Journal of the Earth and Space Physics, 41, 35-49.

FIGURA�4.�Evolución temporal de la deformación en la dolina Papiro (PA)


etapas de mayor actividad y de deceleración. Las tasas medias de hundimiento obtenidas en la dolina de Alcalá de Ebro indican una aceleración general importante, desde 0.32 mm/día hasta 0.78 mm/día (Fig. 3). Posiblemente, la crecida del Río Ebro de febrero-marzo de 2015, durante la cual debió producirse una erosión interna importante bajo la dolina, ha podido contribuir a esta evolución temporal (Fig. 2).

FIGURA 4. Evolución temporal de la deformación en la dolina Papiro (PA).

FIGURA 5. Colapso generado en la dolina Papiro el 20 de marzo de 2013 afectando a la N-232 y la vía de servicio.


Los datos obtenidos hasta la fecha aportan medidas de subsidencia con un elevado grado de precisión y coherencia, aportando información relevante sobre los siguientes aspectos relativos al fenómeno de subsidencia (1) Límites de las zonas afectadas por hundimiento, en algunas dolinas abarcando superficies superiores a las establecidas por inspección visual y métodos geomorfológicos convencionales. (2)

Ubicación de los puntos de deformación máxima y tasa de hundimiento en los mismos (AE: 28,65 cm/a; PA: 2,00 cm/a; BD: 7,37 cm/a; A: 0.15 cm/a; PI: 8,32 cm/a; Z: 19,78 cm/a). En la dolina BD no se han obtenido tasas de hundimiento mediante interferometría de radar diferencial, muy posiblemente por la elevada tasa de subsidencia y por las frecuentes modificaciones que experimenta la superficie por el re-asfaltado (Galve et al., 2015). En esta dolina Soriano y Simón (2002) obtuvieron una tasa máxima de hundimiento de 12 cm/a en un periodo de unos cuatro años de medición. La discrepancia entre dicho valor y el obtenido mediante nivelación geométrica, puede estar relacionada con la menor precisión del método empleado por dichos autores (error de 2-3 mm para medidas cada 2 m) y/o con una disminución en la actividad de la dolina. (3) Variaciones espacio-temporales de la subsidencia. En algunos casos (AE, PA, Z) se reconocen zonas en los márgenes afectadas por una subsidencia lenta (flexión) y que dan paso bruscamente a un sector central con velocidades de rebajamiento mucho más elevadas (flexión y colapso). En la dolina AE, situada junto al cauce del río, se ha detectado una aceleración del proceso de subsidencia, atribuible a la crecida del Ebro de 2015. (4) Estimación, por extrapolación, de tasas volumétricas de disolución. Las velocidades de hundimiento, excepcionalmente elevadas, indican un proceso actual de karstificación muy activo que debe involucrar niveles salinos altamente solubles (halita, glauberita).

Los resultados obtenidos demuestran la idoneidad de la técnica para la monitorización de dolinas, destacando como principales fortalezas: el limitado coste del sistema de medida y su versatilidad, la rapidez de la toma de datos directos que no precisan de procesado y la precisión sub-milimétrica de las mediciones.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto CGL2013-40867-P (Ministerio de Economía y Competitividad). Los autores agradecen a D. Domingo Oliveros Martínez. Demarcación de Carreteras del Estado en Aragón, el apoyo logístico prestado para la toma de mediciones en las dolinas (PA,BD, Z).

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REFERENCIAS Amighpey, M., Voosoqhi, B., Motaqh, M. and Arabi,

S., 2015. Interseismic behavior of active faults

estimation based on geodetic observation, the case study of North Tehran Fault. Journal of the Earth and Space Physics, 41, 35-49.

FIGURA�5.�Colapso generado en la dolina Papiro el 20 de marzo de 2013 afectando a la N-232 y la vía de ser-vicio


Los�datos�obtenidos�hasta�la�fecha�aportan�medidas�de�subsidencia�con�un�elevado�grado�

de�precisión�y�coherencia,�aportando�informa-ción�relevante�sobre�los�siguientes�aspectos�re-lativos�al�fenómeno�de�subsidencia�(1)�Límites�de�las�zonas�afectadas�por�hundimiento,�en�al-gunas�dolinas�abarcando�superficies�superiores�a�las�establecidas�por�inspección�visual�y�méto-dos�geomorfológicos�convencionales.�(2)�Ubi-cación�de�los�puntos�de�deformación�máxima�y�tasa�de�hundimiento�en�los�mismos�(AE:�28,65�cm/a;�PA:�2,00�cm/a;�BD:�7,37�cm/a;�A:�0.15�cm/a;�PI:�8,32�cm/a;�Z:�19,78�cm/a).�En�la�doli-na�BD�no�se�han�obtenido�tasas�de�hundimiento�mediante� interferometría� de� radar� diferencial,�muy�posiblemente�por�la�elevada�tasa�de�subsi-dencia�y�por�las�frecuentes�modificaciones�que�experimenta� la� superficie� por� el� re-asfaltado�(Galve�et al.,�2015).�En�esta�dolina�Soriano�y�Simón�(2002)�obtuvieron�una�tasa�máxima�de�hundimiento�de�12�cm/a�en�un�periodo�de�unos�cuatro�años�de�medición.�La�discrepancia�entre�dicho�valor�y�el�obtenido�mediante�nivelación�geométrica,�puede�estar�relacionada�con�la�me-nor�precisión�del�método�empleado�por�dichos�autores�(error�de�2-3�mm�para�medidas�cada�2�m)�y/o�con�una�disminución�en�la�actividad�de�la� dolina.� (3)� Variaciones� espacio-temporales�de� la�subsidencia.�En�algunos�casos� (AE,�PA,�Z)�se�reconocen�zonas�en�los�márgenes�afecta-das� por� una� subsidencia� lenta� (flexión)� y� que�dan�paso�bruscamente�a�un�sector�central�con�velocidades�de�rebajamiento�mucho�más�eleva-das�(flexión�y�colapso).�En�la�dolina�AE,�situa-da� junto�al�cauce�del� río,�se�ha�detectado�una�aceleración�del�proceso�de�subsidencia,�atribui-ble�a�la�crecida�del�Ebro�de�2015.�(4)�Estima-ción,�por�extrapolación,�de� tasas�volumétricas�de�disolución.�Las�velocidades�de�hundimiento,�excepcionalmente�elevadas,�indican�un�proceso�actual� de� karstificación�muy� activo� que� debe�involucrar� niveles� salinos� altamente� solubles�(halita,�glauberita).�

Los� resultados� obtenidos� demuestran� la�idoneidad�de�la�técnica�para�la�monitorización�de�dolinas,�destacando�como�principales�forta-

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lezas:�el�limitado�coste�del�sistema�de�medida�y�su�versatilidad,�la�rapidez�de�la�toma�de�da-tos�directos�que�no�precisan�de�procesado�y�la�precisión�sub-milimétrica�de�las�mediciones.

AGRADECIMIENTOS

Este� trabajo� ha� sido� financiado� por� el�Proyecto� CGL2013-40867-P� (Ministerio� de�Economía� y� Competitividad).� Los� autores�agradecen� a�D.�Domingo�Oliveros�Martínez.�Demarcación�de�Carreteras�del�Estado�en�Ara-gón,�el�apoyo�logístico�prestado�para�la�toma�de�mediciones�en�las�dolinas�(PA,BD,�Z).

REFERENCIAS

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Sinkholes related to evaporite dissolution in a stratigraphically and structurally complex setting, Fluvia Valley,

Eastern Spanish Pyrenees

Dolinas relacionadas con la disolución de evaporitas en el Valle del Fluvià, Pirineos orientales, Gerona

I. Fabregat1, F. Gutiérrez1, C. Roqué2, D. Carbonel1, J. Guerrero1, F. García-Hermoso1, M. Zarroca3 and R. Linares3

1 �Departamento�de�Ciencias�de� la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�C/Pedro�Cerbuna,�12,�50009�Zaragoza� (España).�[email protected]

2 �Àrea�de�Geodinàmica�Externa�i�Geomorfologia,�Universitat�de�Girona,�Campus�Montilivi,�17071�Girona�(España)3 �Departamento�de�Geología,�Universidad�Autónoma�de�Barcelona,�08193�Barcelona�(España)

Resumen: Se� analizan� las� dolinas� desarrolladas� en� el� karst� evaporítico� del� valle� del� Fluvià,�Gerona.�La�zona�de�estudio,�situada�entre�el�Pirineo�y�la�Cuenca�del�Ebro,�incluye�cuatro�unidades�evaporíticas�con�características�diferentes�y�afectadas�por�estructuras�compresivas�y�distensivas.�Las�paleodolinas�observadas�permiten�obtener�información�sobre�los�mecanismos�de�subsidencia�y�ponen�de�manifiesto�la�importancia�de�los�procesos�de�karstificación�interestratal�en�la�generación�de�dolinas.�Se�ha�generado�un�inventario�cartográfico�de�135�dolinas,�contextualizando�su�marco�geológico�y�geomorfológico.�Esta�base�de�datos� se�ha�utilizado�para� inferir�diversos�aspectos�relativos�a�las�dolinas�con�implicaciones�prácticas�(relaciones�magnitud-frecuencia,�distribución�espacial,�factores�de�control,�riesgo�asociado).

Palabras clave: daños� por� subsidencia,� karstificación� interestratal,� magnitud-frecuencia,�paleodolinas.

Abstract: Sinkhole development is analysed in a geologically complex evaporite karst area of NE Spain, including four evaporite units with different characteristics and affected by compressional and extensional tectonic structures. The exposed paleosinkholes provide valuable information on the subsidence mechanisms and reveal the significant role played by interstratal karstification in the area. An inventory of 135 sinkholes has been constructed with reference to its geological and geomorphological context. This database has been used to infer several properties of the sinkholes with practical implications: a magnitude and frequency scaling relationship, spatial distribution patterns, dominant controlling factors and the associated damage.

Key words: interstratal karstification, magnitude-frequency, paleosinkholes, subsidence damage.


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INTRODUCTION

Sinkhole� damage� is� experiencing� a� sig-nificant� increase� in� many� areas� worldwide,�largely�due�to�human-induced�hazard�rise�and�higher�exposure�(e.g.,�Gutiérrez�et al.,�2014).�Concurrently,� the� number� of� investigations�dealing�with� this� geomorphic� hazard� has� in-creased� substantially,� incorporating� modern�techniques�(e.g.�LIDAR,�DInSAR,�modelling�with�GIS)�and�applying�approaches� typically�used�for�other�hazards�(e.g.�trenching).�A�great�part�of� the�sinkhole� investigations�have�been�developed�in�carbonate�karst�areas,�and�most�of� the� analysed� evaporitic� areas� are� charac-terised�by�a�relatively�simple�stratigraphy�and�structure,�with�scarcely�deformed�subhorizon-tal�or�gently�tilted�successions.�

Subsidence�mechanisms�involved�in�sink-hole� development,� which� are� essential� for�hazard�assessment�and� risk�management,�are�usually�indirectly�inferred�on�the�basis�of�geo-morphic�features�or�by�means�of�geophysical�surveys.�However,�some�areas�offer�the�oppor-tunity�to�gather�inexpensively�valuable�data�on�the� subsurface� subsidence� processes� through�the� analysis� of� exposed� paleokarst� features�(e.g.,�Guerrero�et al.,�2008).�

In� this� paper�we� present� an� investigation�on�the�sinkholes�developed�in�the�geologically�complex�area�of�the�Fluvia�Valley,�NE�Spain,�which�includes�four�different�evaporitic�units�affected� by� compressional� and� extensional�tectonic�structures.�Moreover,�evaporite�karst�in� the� region� has� significant� environmental�implications.� Some� examples� from� the� sur-roundings�of� the�study�area� include:�(1)�Tsu-nami� flooding� in�Banyoles� village� related� to�catastrophic�collapse�sinkholes�in�the�lake�bot-tom,� locally�132�m�deep;� (2)�Dismissing� the�construction� of� a� dam� 65�m� high� in� the� Ser�valley�due�to�potential�water�leakage�through�

sinkholes�in�the�reservoir�basin.�(3)�Continu-ous�subsidence�damage�in�roads�(e.g.�C-150a);�(4)�Frequent�losses�on�agricultural�land�relat-ed� to� the� formation� of� sinkholes� and� ponds�in�Sant�Miquel�de�Campmajor�valley�and�the�Banyoles�Lake�basin.

This�work�integrates�data�gathered�through�geological�and�geomorphic�mapping,�the�anal-ysis�of�paleokarst�exposures,�and�the�extraction�of�morphometric�and�spatial�distribution�prop-erties�from�a�cartographic�sinkhole�inventory.�The�main� objectives� of� the� investigation� in-clude:�(1)�understanding�the�subsidence�mech-anisms�involved�in�sinkhole�development�and�providing�clues�for�the�differentiation�between�dissolution-induced� gravitational� structures�and�Quaternary�tectonic�deformation;�(2)�con-structing�a�sinkhole�inventory�as�complete�as�possible�within�its�geological�and�geomorpho-logical� context;� (3)� preliminary� identifying�the�main� controlling� factors� and� the� relative�contribution� of� the� different� evaporite� units;�(4)� analysing� the� magnitude� and� frequency�relationships�of�the�sinkholes�as�well�as�their�spatial�distribution�patterns;�and�(5)�assessing�the� environmental� problems� associated� with�sinkhole�activity�in�the�area.�

GEOLOGICAL AND GEOMORPHOLOGICAL SETTING

The� study� area� is� located� in� a� geologi-cally� complex� region� in� NE� Spain,� astride�two�major� structural� units� separated� by� the�E-W-trending� and� N-verging� Vallfogona�Thrust;� the� Pyrenean� orogen� to� the� north,�and� the� Ebro� Cenozoic� basin� to� the� south.�Moreover,� its�eastern� limit� is�defined�by�the�N-S-trending� and� E-dipping� Camos-Celra�normal�fault,�which�marks�the�western�edge�of�the�Empordà�Neogene�graben�(Mató�et al.,�1996;�Martínez� et al.,� 2000;�Carrillo� et al.,�2014�and�references�therein)�(Fig.�1).

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success story



sinkholes in the lake bottom, locally 132 m deep; (2) Dismissing the construction of a dam 65 m high in the Ser valley due to potential water leakage through sinkholes in the reservoir basin. (3) Continuous subsidence damage in roads (e.g. C-150a); (4) Frequent losses on agricultural land related to the formation of sinkholes and ponds in Sant Miquel de Campmajor valley and the Banyoles Lake basin.

This work integrates data gathered through geological and geomorphic mapping, the analysis of paleokarst exposures, and the extraction of morphometric and spatial distribution properties from a cartographic sinkhole inventory. The main objectives of the investigation include: (1) understanding the subsidence mechanisms involved in sinkhole development and providing clues for the differentiation between dissolution-induced gravitational structures and Quaternary tectonic deformation; (2) constructing a sinkhole inventory as complete as possible within its

geological and geomorphological context; (3) preliminary identifying the main controlling factors and the relative contribution of the different evaporite units; (4) analysing the magnitude and frequency relationships of the sinkholes as well as their spatial distribution patterns; and (5) assessing the environmental problems associated with sinkhole activity in the area.

GEOLOGICAL AND GEOMORPHOLOGICAL SETTING

The study area is located in a geologically complex region in NE Spain, astride two major structural units separated by the E-W-trending and N-verging Vallfogona Thrust; the Pyrenean orogen to the north, and the Ebro Cenozoic basin to the south. Moreover, its eastern limit is defined by the N-S-trending and E-dipping Camos-Celra normal fault, which marks the western edge of the Empordà Neogene graben (Mató et al., 1996; Martínez et al., 2000; Carrillo et al., 2014 and references therein) (Fig. 1).

FIGURA 1. Map of the study area showing the distribution of the inventoried sinkholes in relation to key evaporitic stratigraphic markers (Beuda and Besalú Fm.), the main compressional and extensional tectonic structures, and surficial deposits. Sinkholes are differentiated according to a dimension threshold conditioned by the scale of the map. Buildings and infrastructure affected or underlain by sinkholes are marked with asterisks and stars, respectively. The inset map is a sinkhole density model produced with the centroids of the mapped sinkholes and a Kernel function (1.5 km of search radius).

North of the Vallfogona Thrust (Cadi Unit, Pyrenees), the structure affecting the Eocene bedrock is essentially a synclinorium comprising two main synclines and an intervening anticline. South of the Vallfogona Thrust (Ebro Basin) the Eocene succession

is affected by detachment folds related to the Pyrenean compression. The exposed rocks include the following stratigraphic units in ascending order (Puigdefábregas et al., 1986; Carrillo et al., 2014): (1) Armancies Fm. (Early Eocene, 100-200 m thick), grey calcareous marls

FIGURE�1.�Map of the study area showing the distribution of the inventoried sinkholes in relation to key evaporitic stratigraphic markers (Beuda and Besalú Fm.), the main compressional and extensional tectonic structures, and surficial deposits. Sinkholes are differentiated according to a dimension threshold conditioned by the scale of the map. Buildings and infrastructure affected or underlain by sinkholes are marked with asterisks and stars, respectively. The inset map is a sinkhole density model produced with the centroids of the mapped sinkholes and a Kernel function (1.5 km of search radius)

North�of�the�Vallfogona�Thrust�(Cadi�Unit,�Pyrenees),� the� structure�affecting� the�Eocene�bedrock� is� essentially� a� synclinorium� com-prising� two�main� synclines� and� an� interven-ing�anticline.�South�of� the�Vallfogona�Thrust�(Ebro�Basin)�the�Eocene�succession�is�affected�by� detachment� folds� related� to� the� Pyrenean�compression.�The� exposed� rocks� include� the�following�stratigraphic�units�in�ascending�or-der� (Puigdefábregas� et al.,� 1986;� Carrillo� et al.,�2014):�(1)�Armancies�Fm.�(Early�Eocene,�100-200�m�thick),�grey�calcareous�marls�and�shales� deposited� in� a� relatively� deep�marine�platform.�(2)�Serrat�Evaporites�(Early-Middle�Eocene,�~170�m),�anhydrite�and�salt�at�depth,�and� secondary�gypsum� in�outcrop� (Fig.�2A).�(3)�Vallfogona�Fm.�(Middle�Eocene,�300�m),�well-bedded� siliciclastic� turbiditic� sediments�with� laterally� discontinuous� gypsum/anhy-drite�intercalations�up�to�several�tens�of�meters�

thick.� These� sulphate� units� are� unstratified,�chaotic�and�unsorted�intraclastic�breccias�with�a�high�proportion�of�gypsum�blocks�reworked�from�the�platform�(Fig.�2B).�(4)�Beuda�Gyp-sum�(Middle�Eocene,�130�m),�white�massive�and� crudely� bedded� gypsum� with� claystone�intercalations� (Fig.� 2C).� (5)� Coubet� Fm.,�equivalent� to�Bracons�Fm.� in� the�Ebro�Basin�(Middle�Eocene,�500m),� tabular�well-bedded�grey� sandstones� and� claystones� with� some�limestone� intercalations.� (6)� Banyoles� Fm.�(Middle�Eocene),�bluish�grey�marls�with�some�thin� tabular�sandstone�and�gypsum�intercala-tions;� interfingered�with�Coubet�Fm.� (7)�Be-salu�Gypsum�(Middle�Eocene,�5-25�m),white�gypsum� intercalated� within� the� Coubet� and�Banyoles�Fms.�

West�of�the�Camos-Celra�Fault,�the�Eocene�bedrock�is�unconformably�overlain�by�a�more�

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success story


than� 70� m� thick� Plio-Quaternary� lacustrine�succession� mainly� composed� of� white� tufa-ceous�carbonates,�known�as�the�Incarcal-Usall�formation�(Mató�et al.,�1996;�Martínez�et al.,�2000)�(Fig.�1).�These�sediments�record�a�N-S�trending�paleolake�10�km�long�associated�with�the�footwall�of�the�Camos-Celra�Fault.�In�In-carcal�quarry,� these� folded�and� faulted�white�carbonate�sediments�are�cross-cut�by�subver-tical� paleosinkholes� 5-30� m� across� filled� by�greenish� grey� marls� deposited� in� relatively�deep� ponds.� These� paleodolines� constitute�remarkable� paleontological� sites�with� an� ex-tremely� high� fossil� content,� especially� mac-rovertebrates�ascribed�to�the�Early�Pleistocene�(Maroto,�et al.,�2003).

In�the�Fluvia�Valley,�we�have�differentiated�eight�terrace�levels�(T1:�+91-97�m;�T2:�+75-82�m;�T3:�+47-53�m;�T4:�+36-45�m;�T5:�+28-32�m;�T6:�+19-25�m;�T7:�+8-12�m;�T8:�+3-7�m)�as�well�as�five�mantled-pediment�levels�correl-ative�with�some�of�the�older�terraces�(P1,�P2,�P3,�P4,�P6)� (Gutiérrez�et al.,�2016).�The� ter-race�deposits�are�mostly�composed�of�crude-ly-bedded,�subrounded�and�polimictic�gravels�commonly�including�clasts�of�volcanic�rocks.�The�pediments�are�underlain�by�massive,�sub-angular� gravels� dominated� by� limestone� and�sandstone�clasts.

The� top�of� the� late�Pliocene-Early�Pleis-tocene�Incarcal-Usall�lacustrine�formation�is�situated� at� 90-95�m� above� the� Fluvia�River�channel�in�the�Usall�platform,�suggesting�that�it�might�be�correlative�to�the�uppermost�pre-served�terrace�of�the�Fluvia�River�(T1:�+91-97�m).�

The�Sant�Jaume�lava�flow,�whose�top�is�sit-uated�at�around�50�m�above�the�thalweg,�has�been�correlated�with�the�T3�Fluvia�terrace�and�the�uppermost�basalt�flow�of�Castellfollit,�dat-ed�at�192�±25�ka�by�Ar40/Ar39�(Lewis�et al.,�1998).


and shales deposited in a relatively deep marine platform. (2) Serrat Evaporites (Early-Middle Eocene, ~170 m), anhydrite and salt at depth, and secondary gypsum in outcrop (Fig. 2A). (3) Vallfogona Fm. (Middle Eocene, 300 m), well-bedded siliciclastic turbiditic sediments with laterally discontinuous gypsum/anhydrite intercalations up to several tens of meters thick. These sulphate units are unstratified, chaotic and unsorted intraclastic breccias with a high proportion of gypsum blocks reworked from the platform (Fig. 2B). (4) Beuda Gypsum (Middle Eocene, 130 m), white massive and crudely bedded gypsum with claystone intercalations (Fig. 2C). (5) Coubet Fm., equivalent to Bracons Fm. in the Ebro Basin (Middle Eocene, 500m), tabular well-bedded grey sandstones and claystones with some limestone intercalations. (6) Banyoles Fm. (Middle Eocene), bluish grey marls with some thin tabular sandstone and gypsum intercalations; interfingered with Coubet Fm. (7) Besalu Gypsum (Middle Eocene, 5-25 m),white gypsum intercalated within the Coubet and Banyoles Fms.

West of the Camos-Celra Fault, the Eocene bedrock is unconformably overlain by a more than 70 m thick Plio-Quaternary lacustrine succession mainly composed of white tufaceous carbonates, known as the Incarcal-Usall formation (Mató et al., 1996; Martínez et al., 2000) (Fig. 1). These sediments record a N-S trending paleolake 10 km long associated with the footwall of the Camos-Celra Fault. In Incarcal quarry, these folded and faulted white carbonate sediments are cross-cut by subvertical paleosinkholes 5-30 m across filled by greenish grey marls deposited in relatively deep ponds. These paleodolines constitute remarkable paleontological sites with an extremely high fossil content, especially macrovertebrates ascribed to the Early Pleistocene (Maroto, et al., 2003).

In the Fluvia Valley, we have differentiated eight terrace levels (T1: +91-97 m; T2: +75-82 m; T3: +47-53 m; T4: +36-45 m; T5: +28-32 m; T6: +19-25 m; T7: +8-12 m; T8: +3-7 m) as well as five mantled-pediment levels correlative with some of the older terraces (P1, P2, P3, P4, P6) (Gutiérrez et al., 2016). The terrace deposits are mostly composed of crudely-bedded, subrounded and polimictic gravels commonly including clasts of volcanic rocks. The pediments are underlain by massive, subangular gravels dominated by limestone and sandstone clasts.

The top of the late Pliocene-Early Pleistocene Incarcal-Usall lacustrine formation is situated at 90-95 m above the Fluvia River channel in the Usall platform, suggesting that it might be correlative to the uppermost preserved terrace of the Fluvia River (T1: +91-97 m).

FIGURE 2. Outcrop images of the three main Eocene evaporitic formation. A: Gypsum of the Serrat Evaporites with its typical dark colour and banded facies. Image taken next to Besalú village (31T 0474983E 4672165N). B: Intraclastic megabreccia in Vallfogona Fm. consisting of unsorted, unstratified, chaotic, and subrounded to angular clasts of resedimented gypsum and dark carbonate marls, ranging from granule size to more than 10 m long. Image taken in the Rajolins Stream (31T 047362E 4676297N). C: White crudely-bedded to massive gypsum of the Beuda Fm. Image taken in an abandoned SE of Beuda village (31T 0476857E 4675877N).

The Sant Jaume lava flow, whose top is situated at around 50 m above the thalweg, has been correlated with the T3 Fluvia terrace and the uppermost basalt flow of Castellfollit, dated at 192 ±25 ka by Ar40/Ar39 (Lewis et al., 1998).

FIGURE� 2.�Outcrop images of the three main Eocene evaporitic formation. A: Gypsum of the Serrat Evaporites with its typical dark colour and banded facies. Image tak-en next to Besalú village (31T 0474983E 4672165N). B: Intraclastic megabreccia in Vallfogona Fm. consisting of unsorted, unstratified, chaotic, and subrounded to angular clasts of resedimented gypsum and dark carbonate marls, ranging from granule size to more than 10 m long. Image taken in the Rajolins Stream (31T 047362E 4676297N). C: White crudely-bedded to massive gypsum of the Beuda Fm. Image taken in an abandoned SE of Beuda village (31T 0476857E 4675877N)

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success story



FIGURE 3. Representative examples of paleosubsidence structures and paleosinkholes. A: Caprock collapse paleosinkhole with brecciated Coubet sandstone foundered into karstified Beuda Gypsum. B: Solutionally widened joint in Beuda Gypsum filled by Eocene marls by suffosion. C: Marls of the Banyoles marls and alluvium of terrace T6 showing a sagging structure offset by a collapse in the hinge zone. Caprock and cover sagging-collapse paleosinkhole related to interstratal karstification of the Beuda Gypsum. Note the gravel-filled conduit on the right. D: Joint enlarged by dissolution (grike) in Beuda Gypsum filled by detrital deposits derived from the colluvial cover. E: Cover sagging paleosinkhole in the deposits of pediment P4. F: Cover sagging-collapse paleosinkhole in pediment P4. G: Caprock and cover-sagging paleosinkhole more than 275 m wide. Palustrine marls in the thickened deposits of terrace T4 record synsedimentary subsidence and the development of a swampy depression in the valley floor.

METODOLOGHY

Initially, a preliminary geomorphological map of the area was produced through the interpretation of greyscale and colour aerial photographs from different dates. Historical distortion-free imagery available in Google Earth and the viewer of the Institut Cartogràfic de Catalunya were also used for the recognition of sinkholes and the reconstruction of their evolution. The mapped geomorphic and geological features were checked in the field using colour orthoimages printed at 1:7,000 scale, paying especial attention to sinkholes and anomalies that could correspond to karst depressions. A total of 24 journeys were devoted to survey the whole area, covering 122 km2. The spatial data were digitized with ArcGIS and the data layers were used to analyse the morphometric characteristics and the spatial distribution of the inventoried sinkholes.

PALOESINKHOLES

The study area shows a wide variety of dissolution-induced paleosubsidence structures. They record the whole spectrum of subsidence mechanisms, including sagging, collapse, suffosion, and multiple combinations of them (Gutiérrez et al., 2014) (Fig. 3). The materials affected by subsidence can be grouped into three main categories: (1) caprocks, corresponding to non-evaporitic lithified rocks, including Eocene sediments (e.g. Banyoles Marls, Coubet Sandstone), tufaceous limestone of the Plio-Quaternary Incarcal-Usall formation, and Pleistocene basalts; (2) evaporitic bedrock; (3) detrital cover deposits, mainly quaternary alluvium (terraces and mantled pediment). These paleosinkholes provide key information to understand several features of the subsidence phenomena: (A) significant role played by interstratal karstification of

FIGURE�3.�Representative examples of paleosubsidence structures and paleosinkholes. A: Caprock collapse paleosink-hole with brecciated Coubet sandstone foundered into karstified Beuda Gypsum. B: Solutionally widened joint in Beuda Gypsum filled by Eocene marls by suffosion. C: Marls of the Banyoles marls and alluvium of terrace T6 showing a sagging structure offset by a collapse in the hinge zone. Caprock and cover sagging-collapse paleosinkhole related to interstratal karstification of the Beuda Gypsum. Note the gravel-filled conduit on the right. D: Joint enlarged by dissolu-tion (grike) in Beuda Gypsum filled by detrital deposits derived from the colluvial cover. E: Cover sagging paleosinkhole in the deposits of pediment P4. F: Cover sagging-collapse paleosinkhole in pediment P4. G: Caprock and cover-sagging paleosinkhole more than 275 m wide. Palustrine marls in the thickened deposits of terrace T4 record synsedimentary subsidence and the development of a swampy depression in the valley floor

METODOLOGHY

Initially,� a� preliminary� geomorphological�map� of� the� area� was� produced� through� the�interpretation� of� greyscale� and� colour� aerial�photographs� from� different� dates.� Historical�distortion-free� imagery� available� in� Google�Earth�and�the�viewer�of�the�Institut�Cartogràf-ic�de�Catalunya�were�also�used�for�the�recog-nition�of� sinkholes� and� the� reconstruction�of�their�evolution.�The�mapped�geomorphic�and�geological� features�were�checked� in� the�field�using� colour� orthoimages� printed� at� 1:7,000�

scale,� paying� especial� attention� to� sinkholes�and�anomalies�that�could�correspond�to�karst�depressions.�A�total�of�24�journeys�were�devot-ed�to�survey�the�whole�area,�covering�122�km2.�The� spatial� data�were� digitized�with�ArcGIS�and� the�data� layers�were�used� to� analyse� the�morphometric� characteristics� and� the� spatial�distribution�of�the�inventoried�sinkholes.

PALOESINKHOLES

The� study� area� shows� a� wide� variety� of�dissolution-induced� paleosubsidence� struc-

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tures.�They�record�the�whole�spectrum�of�sub-sidence�mechanisms,� including� sagging,� col-lapse,�suffosion,�and�multiple�combinations�of�them�(Gutiérrez�et al.,�2014)�(Fig.�3).�The�ma-terials�affected�by�subsidence�can�be�grouped�into�three�main�categories:�(1)�caprocks,�cor-responding� to� non-evaporitic� lithified� rocks,�including� Eocene� sediments� (e.g.� Banyoles�Marls,� Coubet� Sandstone),� tufaceous� lime-stone� of� the� Plio-Quaternary� Incarcal-Usall�formation,�and�Pleistocene�basalts;�(2)�evapo-ritic�bedrock;�(3)�detrital�cover�deposits,�main-ly�quaternary�alluvium�(terraces�and�mantled�pediment).�These�paleosinkholes�provide�key�information�to�understand�several�features�of�the� subsidence� phenomena:� (A)� significant�role� played� by� interstratal� karstification� of�Beuda�Gypsum�(Fig.�3A,�B,�C,�G);�(B)�devel-opment� of� hectometre-scale� sagging� basins�recording� synsedimentary� subsidence� (Fig.�3G);�(C)�impact�of�dissolution�subsidence�on�fluvial�sedimentation�(Fig.�3G);�(D)�common�occurrence� of� oversteepened� collapse� faults�(pseudoreverse� faults)� (Fig.�3C,�F)�and� folds�related�to�passive�bending�(Fig.�3G),�ascribed�in�previous�works�to�Quaternary�compression-al�tectonics.

SINKHOLES

Previous� sinkhole� maps� in� the� area� are�restricted� to� a� limited� zone� including�Besalú�village�and� the� immediate� surroundings� (e.g.�Roqué�et al.,�1999).�In�this�work,�covering�a�much�larger�area�of�122�km2,�we�have�invento-ried�a�total�of�135�sinkholes�with�an�aggregate�area� 684,160�m2,� indicating� an� overall� sink-hole�density�of�1.1�sinkholes/km2�and�a�sink-hole-affected�percentage�area�of�0.56%�(Figs.�1� and� 4).�These� figures� rise� to� approximate-ly�3�sinkholes/km2�and�1.5%�considering� the�zones�with�evaporites�beneath�the�surface�(in�outcrop�or� subcrop).�The�cumulative�volume�of�the�mapped�sinkholes�has�been�roughly�es-timated�at�4.2�x�106�m3,�considering�their�area�

and�approximate�average�depth.�Interestingly,�the�two�largest�depressions�account�for�48%�of�the�total�volume;�a�compound�sinkhole�NW�of�Tortella�and�a�caprock�collapse�sinkhole�NE�of�Serinya�(Fig.�4A).


Beuda Gypsum (Fig. 3A, B, C, G); (B) development of hectometre-scale sagging basins recording synsedimentary subsidence (Fig. 3G); (C) impact of dissolution subsidence on fluvial sedimentation (Fig. 3G); (D) common occurrence of oversteepened collapse faults (pseudoreverse faults) (Fig. 3C, F) and folds related to passive bending (Fig. 3G), ascribed in previous works to Quaternary compressional tectonics.

SINKHOLES

Previous sinkhole maps in the area are restricted to a limited zone including Besalú village and the immediate surroundings (e.g. Roqué et al., 1999). In this work, covering a much larger area of 122 km2, we have inventoried a total of 135 sinkholes with an aggregate area 684,160 m2, indicating an overall sinkhole density of 1.1 sinkholes/km2 and a sinkhole-affected percentage area of 0.56% (Figs. 1 and 4). These figures rise to approximately 3 sinkholes/km2 and 1.5% considering the zones with evaporites beneath the surface (in outcrop or subcrop). The cumulative volume of the mapped sinkholes has been roughly estimated at 4.2 x 106 m3, considering their area and approximate average depth. Interestingly, the two largest depressions account for 48% of the total volume; a compound sinkhole NW of Tortella and a caprock collapse sinkhole NE of Serinya (Fig. 4A).

FIGURE 4. Oblique aerial views of several sinkholes mapped in the study area. A: Inactive caprock collapse sinkhole 370 m long developed on the Incarcal-Usall calcareous tufa NE of Serinya. B: Cover sagging and collapse sinkhole 280 m long with a nested collapse sinkhole just N of Besalú village. The depression is partially overlapped by the A-26 motorway, inaugurated in 2006. Stars indicate buildings at the edge of the sinkhole with cracks attributable to dissolution-induced subsidence. C: Water-logged cover collapse sinkhole 25 m long on pediment P4 and south of Maia village. D: Cover collapse sinkhole 79 m long SE of Besalú next to the riser of terrace T5. This sinkhole has been interpreted as a Roman amphitheatre by some archaeologists.

The depressions have been classified qualitatively into three morphological types: pan-shaped (41%), funnel-shaped (20%), and well-shaped (39%). As for

the genetic typology (Gutiérrez et al., 2014), around 72% of the depressions are generated by collapse, 23% by sagging, and 5% by a combination of both. The lack of cover suffosion sinkholes can be explained by the scarcity of loose, low-cohesion cover deposits. As much as 77% of the mapped sinkholes occur on Quaternary alluvial surfaces (i.e., pediments and terraces). The remaining ones either affect evaporitic bedrock (11%) or non-soluble caprocks (12%).

The major axial length of the sinkholes ranges from 0.5 m to 637 m. An empirical and frequency scaling relationship has been constructed with the major axial length of the 114 inventoried sinkholes with reliable morphometric data. The probability of exceedance for sinkholes of different dimensions can be modelled with a high goodness-of-fit (R2 = 0.92) through a lognormal function (Fig. 5).

The aspect ratio (minor axial length/major axial length) of 48% of the sinkholes is equal or lower than 0.8, suggesting that a considerable number of depressions have a structurally-controlled elongated geometry. A sinkhole density map generated with a Kernel function using the centroids of the sinkholes and a search radius of 1.5 km reveals four main areas with relatively higher sinkhole density (inset in Fig. 1).

FIGURE 5. Magnitude and frequency relationship constructed with the major axial length of the 114 sinkholes with reliable morphometric data. The largest sinkhole, which plots as an outlier, corresponds to the compound sinkhole (uvala) located west of Tortella.

Sinkhole activity has a moderate impact in the area, especially if compared with other evaporitic regions of NE Spain underlain by salt-bearing subhorizontal evaporites, such as the middle reach of the Ebro Valley or Calatayud area (Gutiérrez et al., 2008). Several buildings in Besalú village have been severely damaged by dissolution-induced subsidence. In the Grup del Mont suburb, located in the northern sector of the village and south of a large sinkhole, a multi-storey building was definitively evacuated due to progressive subsidence and structural damage that started in 1992 (Roqué et al., 1999).

FIGURE� 4.� Oblique aerial views of several sinkholes mapped in the study area. A: Inactive caprock collapse sinkhole 370 m long developed on the Incarcal-Usall cal-careous tufa NE of Serinya. B: Cover sagging and col-lapse sinkhole 280 m long with a nested collapse sinkhole just N of Besalú village. The depression is partially over-lapped by the A-26 motorway, inaugurated in 2006. Stars indicate buildings at the edge of the sinkhole with cracks attributable to dissolution-induced subsidence. C: Wa-ter-logged cover collapse sinkhole 25 m long on pediment P4 and south of Maia village. D: Cover collapse sinkhole 79 m long SE of Besalú next to the riser of terrace T5. This sinkhole has been interpreted as a Roman amphitheatre by some archaeologists

The� depressions� have� been� classified�qualitatively� into� three�morphological� types:�pan-shaped�(41%),�funnel-shaped�(20%),�and�well-shaped�(39%).�As�for�the�genetic�typolo-gy�(Gutiérrez�et al.,�2014),�around�72%�of�the�depressions� are� generated� by� collapse,� 23%�by�sagging,�and�5%�by�a�combination�of�both.�The�lack�of�cover�suffosion�sinkholes�can�be�explained�by�the�scarcity�of�loose,�low-cohe-sion� cover� deposits.�As�much� as� 77%�of� the�mapped�sinkholes�occur�on�Quaternary�alluvi-al�surfaces�(i.e.,�pediments�and�terraces).�The�remaining� ones� either� affect� evaporitic� bed-rock�(11%)�or�non-soluble�caprocks�(12%).

The� major� axial� length� of� the� sinkholes�ranges�from�0.5�m�to�637�m.�An�empirical�and�

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frequency� scaling� relationship�has� been� con-structed�with�the�major�axial�length�of�the�114�inventoried� sinkholes� with� reliable� morpho-metric�data.�The�probability�of�exceedance�for�sinkholes�of�different�dimensions�can�be�mod-elled�with�a�high�goodness-of-fit� (R2�=�0.92)�through�a�lognormal�function�(Fig.�5).

The�aspect�ratio�(minor�axial�length/major�axial�length)�of�48%�of�the�sinkholes�is�equal�or�lower�than�0.8,�suggesting�that�a�consider-able�number�of�depressions�have�a�structural-ly-controlled�elongated�geometry.�A�sinkhole�density� map� generated� with� a� Kernel� func-tion�using� the�centroids�of� the� sinkholes�and�a� search� radius� of� 1.5� km� reveals� four�main�areas�with� relatively� higher� sinkhole� density�(inset�in�Fig.�1).�


Beuda Gypsum (Fig. 3A, B, C, G); (B) development of hectometre-scale sagging basins recording synsedimentary subsidence (Fig. 3G); (C) impact of dissolution subsidence on fluvial sedimentation (Fig. 3G); (D) common occurrence of oversteepened collapse faults (pseudoreverse faults) (Fig. 3C, F) and folds related to passive bending (Fig. 3G), ascribed in previous works to Quaternary compressional tectonics.

SINKHOLES

Previous sinkhole maps in the area are restricted to a limited zone including Besalú village and the immediate surroundings (e.g. Roqué et al., 1999). In this work, covering a much larger area of 122 km2, we have inventoried a total of 135 sinkholes with an aggregate area 684,160 m2, indicating an overall sinkhole density of 1.1 sinkholes/km2 and a sinkhole-affected percentage area of 0.56% (Figs. 1 and 4). These figures rise to approximately 3 sinkholes/km2 and 1.5% considering the zones with evaporites beneath the surface (in outcrop or subcrop). The cumulative volume of the mapped sinkholes has been roughly estimated at 4.2 x 106 m3, considering their area and approximate average depth. Interestingly, the two largest depressions account for 48% of the total volume; a compound sinkhole NW of Tortella and a caprock collapse sinkhole NE of Serinya (Fig. 4A).

FIGURE 4. Oblique aerial views of several sinkholes mapped in the study area. A: Inactive caprock collapse sinkhole 370 m long developed on the Incarcal-Usall calcareous tufa NE of Serinya. B: Cover sagging and collapse sinkhole 280 m long with a nested collapse sinkhole just N of Besalú village. The depression is partially overlapped by the A-26 motorway, inaugurated in 2006. Stars indicate buildings at the edge of the sinkhole with cracks attributable to dissolution-induced subsidence. C: Water-logged cover collapse sinkhole 25 m long on pediment P4 and south of Maia village. D: Cover collapse sinkhole 79 m long SE of Besalú next to the riser of terrace T5. This sinkhole has been interpreted as a Roman amphitheatre by some archaeologists.

The depressions have been classified qualitatively into three morphological types: pan-shaped (41%), funnel-shaped (20%), and well-shaped (39%). As for

the genetic typology (Gutiérrez et al., 2014), around 72% of the depressions are generated by collapse, 23% by sagging, and 5% by a combination of both. The lack of cover suffosion sinkholes can be explained by the scarcity of loose, low-cohesion cover deposits. As much as 77% of the mapped sinkholes occur on Quaternary alluvial surfaces (i.e., pediments and terraces). The remaining ones either affect evaporitic bedrock (11%) or non-soluble caprocks (12%).

The major axial length of the sinkholes ranges from 0.5 m to 637 m. An empirical and frequency scaling relationship has been constructed with the major axial length of the 114 inventoried sinkholes with reliable morphometric data. The probability of exceedance for sinkholes of different dimensions can be modelled with a high goodness-of-fit (R2 = 0.92) through a lognormal function (Fig. 5).

The aspect ratio (minor axial length/major axial length) of 48% of the sinkholes is equal or lower than 0.8, suggesting that a considerable number of depressions have a structurally-controlled elongated geometry. A sinkhole density map generated with a Kernel function using the centroids of the sinkholes and a search radius of 1.5 km reveals four main areas with relatively higher sinkhole density (inset in Fig. 1).

FIGURE 5. Magnitude and frequency relationship constructed with the major axial length of the 114 sinkholes with reliable morphometric data. The largest sinkhole, which plots as an outlier, corresponds to the compound sinkhole (uvala) located west of Tortella.

Sinkhole activity has a moderate impact in the area, especially if compared with other evaporitic regions of NE Spain underlain by salt-bearing subhorizontal evaporites, such as the middle reach of the Ebro Valley or Calatayud area (Gutiérrez et al., 2008). Several buildings in Besalú village have been severely damaged by dissolution-induced subsidence. In the Grup del Mont suburb, located in the northern sector of the village and south of a large sinkhole, a multi-storey building was definitively evacuated due to progressive subsidence and structural damage that started in 1992 (Roqué et al., 1999).

FIGURE� 5.�Magnitude and frequency relationship con-structed with the major axial length of the 114 sinkholes with reliable morphometric data. The largest sinkhole, which plots as an outlier, corresponds to the compound sinkhole (uvala) located west of Tortella

Sinkhole� activity� has� a� moderate� impact�in�the�area,�especially�if�compared�with�other�evaporitic� regions� of�NE�Spain� underlain� by�salt-bearing�subhorizontal�evaporites,�such�as�the�middle� reach� of� the� Ebro�Valley� or�Cal-atayud� area� (Gutiérrez� et al.,� 2008).� Several�buildings�in�Besalú�village�have�been�severely�damaged� by� dissolution-induced� subsidence.�In� the�Grup� del�Mont� suburb,� located� in� the�northern� sector� of� the�village� and� south�of� a�large� sinkhole,� a� multi-storey� building� was�definitively�evacuated�due�to�progressive�sub-sidence�and�structural�damage� that� started� in�1992�(Roqué�et al.,�1999).

FINAL CONSIDERATIONS

A�comprehensive� knowledge� on� the� geo-logical�and�geomorphological�setting�is�essen-tial�to�understand�evaporite�karst�and�sinkhole�development,� as� well� as� reliably� assess� the�associated� hazards.� Some� of� the� main� find-ings� achieved� in� our� sinkhole� investigation�include:�(1)�in�previous�works,�caves�and�karst�subsidence�in�the�area�were�exclusively�attrib-uted�to�dissolution�of�the�Beuda�Gypsum�Fm.�The�new�data�gathered�reveal�that�most�of�the�karst�features�are�mainly�related�to�both�Serrat�and�Beuda�Fms;� (2)� interstratal�karstification�plays�a�significant�role�in�the�subsidence�phe-nomena,� notably� dissolution� of� Beuda� Gyp-sum� overlain� by� Banyoles� and�Coubet� Fms;�(3)� dissolution-induced� subsidence� has� re-sulted�in�the�development�of�depositional�en-vironments,� remarkable� paleontological� sites�(paleolakes)� and� deformation� structures;� (4)�quaternary� deformation� structures� previously�attributed� to� compressional� tectonics� (folds,�pseudoreverse� faults)� can�be� explained�more�satisfactorily�by�gravitational�strain�related�to�subjacent�karstification�of� evaporites;� (5)� the�magnitude�(major�length)�and�frequency�rela-tionships�of�the�sinkholes�can�be�satisfactorily�described� with� a� logarithmic� regression� that�can�be�used�as�a�hazard�curve�considering�that�it�has�been�constructed�with�an�incomplete�in-ventory�and�a�dimension�larger�than�the�initial�size�of� the�depressions;�and�(6)� the�available�data� suggest� that� the� spatial� distribution� of�sinkholes� is� controlled� by� a� number� of� fac-tors�with�a�highly�heterogeneous�contribution�throughout� this� geologically� complex� area.�The�reliability�of�sinkhole�susceptibility�mod-els�would�be�very�probably�adversely�affected�by�high�aleatory�and�epistemic�uncertainty.

ACKNOWELGEMENTS

This� work� has� been� funded� by� project�CGL2013-40867-P� (Ministerio� de� Economía�y�Competitividad,�Spain).

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Ascenso y colapso simultáneo del diapiro de Salinas de Oro (España)

Simultaneous upwelling and collapse of Salinas de Oro salt diapir (Spain)

J. Guerrero 1

1 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�Pedro�Cerbuna,�12,�50009,�Zaragoza.�[email protected]

Resumen:�El�estudio�geológico�y�geomorfológico�del�diapiro�de�Salinas�de�Oro,�de�5,7�km�de�diámetro,�en�la�provincia�navarro-cántabra�en�los�Pirineos�Occidentales,�revela�que�el�flujo�de�sales�triásicas�desde�las�zonas�de�alimentación�hacia�el�diapiro�está�siendo�parcialmente�compensado�por�la�disolución�interestratal�de�las�evaporitas.�Los�datos�geofísicos�y�los�sondeos�profundos�para�la�exploración�de�hidrocarburos�demuestran�que�el�espesor�de�sales�del�Keuper�y�Muschelkalk�alcanza�los�7000�m�en�el�núcleo�del�diapiro�y�de�entre�500�a�3000�m�en�las�zonas�de�alimentación.�Los�materiales�terciarios�de�la�cresta�del�diapiro�se�acomodan�a�la�subsidencia�por�karstificación�de� sal�mediante� una� combinación� de� los�mecanismos� de�flexión� y� colapso,� dando� lugar� a� un�monoclinal� anular� fragmentado� por� sistemas� de� fallas� normales� concéntricas� conjugadas� con�saltos�verticales�de�entre�5�a�más�de�20�m.�El�margen�del�diapiro�está�coronado�por�un�escarpe�de�calizas�terciarias�de�hasta�70�m�de�altura,�asociado�a�la�formación�de�un�keystone graben�de�9,5�km�de�longitud,�70-200�m�de�anchura�y�40�m�de�salto�vertical�neto,�desarrollado�en�la�charnela�del�monoclinal.�El�fondo�del�diapiro�muestra�numerosas�dolinas�de�más�de�100�m�de�longitud�que�suman�una�superficie�0,78�km2�(7,6�%�de�la�superficie�del�diapiro)�y�que�coalescen�para�formar�surcos� alargados� de� hasta� 70�m�de� profundidad� que� actúan� como� sumideros,� favoreciendo� la�disolución.�La�fracturación�concéntrica�está�truncada�por�fallas�y�grábenes�radiales�de�más�de�3�km�de�longitud�y�70-90�m�de�salto�vertical�relacionados�con�el�actual�ascenso�de�la�sal�por�creep.�La�zona�de�alimentación�del�diapiro�está�situada�en�la�denominada�Zona�de�Fracturación�de�Andía�(ZFA),�en�el�margen�suroeste�del�diapiro.�El�flujo�de�sal�desde�la�ZFA�hacia�el�diapiro�ha�causado�el�plegamiento�y�la�fracturación�gravitacional�de�la�serie�mesozoica�y�terciaria�en�una�secuencia�de�grábenes�de�longitud�kilométrica,�varios�cientos�de�metros�de�anchura�y�hasta�460�m�de�salto�vertical�que�muestran�tasas�de�desplazamiento�crecientes�hacia�el�este,�como�consecuencia�de�un�aumento�en�la�potencia�de�sal�en�profundidad.

Palabras clave:�dolina,�evaporitas,�fallas�concéntricas,�fallas�de�migración�de�sal,�fallas�radiales.

Abstract: A geomorphological investigation in Salinas de Oro diapir, Western Pyrenees, reveals that ring fracture pattern related to the karstic collapse of the diapir crest is partially compensating diapir rising. The diapir shows well-developed concentric faults related to salt dissolution subsidence. Roof strata accommodate subsidence by a combination of downward sagging and brittle collapse leading to the development of a ring-monocline broken by 5 to 20 m throw conjugated normal faults and a 40 m throw, 9.5 km long and up to 200 m wide keystone


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CONTEXTO GEOLÓGICO

El�diapiro�de�Salinas�de�Oro�está� situado�en� la� Cuenca� Vasco-Cantábrica,� en� los� Piri-neos�Occidentales�(Fig.�1)�formando�parte�de�un�grupo�de�5�diapiros�perforantes�alineados�a�lo�largo�de�la�falla�de�Pamplona�y�constitui-dos�por�evaporitas�del�Keuper�y�Muschelkalk�e�intrusiones�de�ofitas�(Olive�et al.,�2010).�La�falla�de�Pamplona,�de�120�km�de� longitud�y�dirección�NE-SW�es�una�falla�de�desgarre�de�basamento�que�controló�la�sedimentación�me-sozoica�y�que�marca�el�límite�entre�la�Cuenca�Vasco-Cantábrica�en�los�Pirineos�Occidentales�y�la�Cuenca�de�Jaca�en�los�Pirineos�Orientales�(Barnolas�y�Pujalte,�2004).�Los�pérfiles�sísmi-cos�y�datos�de�sondeo�indican�que�el�espesor�de�sal�en�el�surco�Navarro-Cántrabro�es�muy�variable,�desde�menos�de�500�m�a�más�de�7000�m�en�diapiros�debido�al�flujo�de�sal,�pudiéndo-se�estimar�una�potencia�media�de�entre�2500-3000�m�(Serrano�y�Martínez�del�Olmo,�1990).�La�proporción�de�sal�en�zonas�alejadas�de�los�diapiros�y�aparentemente�menos�afectadas�por�creep,�oscila�en�torno�al�80�%�del� total�de�la�formación�salina.�En�estos�puntos,�los�cuerpos�de� sal� alcanzan�más� de� 300�m� de� espesor� y�aparecen�intercalados�por�anhidritas�y�arcillas�versicolores�(IGME,�1990�a�y�b).�

La� halocinesis� comenzó� a� principios� del�Cretácico� Inferior,�coincidiendo�con� la�aber-tura�del�Atlántico�Norte�y� la� reactivación�de�

la� falla� de� Pamplona� en� régimen� extensivo�(Salvany,�1990;�Serrano�y�Martinez�del�Olmo,�2004;�Ferrer�et al.,�2012).�Procesos�de�reacti-ve diapirism�dieron�lugar�a�subcuencas�y�altos�que�controlaron�la�sedimentación�de�potentes�series�de�calizas�mesozoicas�en�sinclinales�pe-riféricos� (Pinto�et al.,�2005).�El�movimiento�de�sal�se�aceleró�en�el�Cretácico�Superior�con�el� cambio� a� un� régimen� compresivo� asocia-do�a�la�convergencia�oblicua�y�subducción�de�la�placa�Ibérica�bajo�la�placa�Europea.�Según�Salvany� (1990),� el� diapiro� fue� comprimido�lateralmente�hasta� perforar� la� cobertera� a�fi-nales� del�Cretácico.� Posteriormente,� la� zona�experimentó� una� fase� de� subsidencia� termal�desde�el�Maastrichtiense�hasta�el�Eoceno�Su-perior� que�permitió� el� depósito� de� una� serie�de�margas�y�calizas�terciarias�marinas�de�unos�1400�m�de�espesor�cubriendo�el�techo�del�dia-piro�(Salvany,�1990).�El�diapiro�experimentó�una� reactivación�a�principios�del�Oligoceno,�coincidiendo�con�una�fase�de� importante�ac-tividad�orogénica�que� causó� el� levantamien-to�de�la�Cuenca�Vasco-Cantábrica,�el�avance�de� cabalgamientos�hacia� el� antepaís�pirenai-co,� el� desarrollo� de� cuencas� de� piggy-back,�la� formación� de� la� Depresión� del� Ebro� y� la�acumulación� de� varios� miles� de� metros� de�sedimentos� detríticos� controlados� por� sub-sidencia� por� carga� (Vergés� et al.,� 2002).� La�halocinesis�continuó�hasta�el�Mioceno,�como�demuestra� la� presencia� de� discontinuidades�sinsedimentarias�en�sedimentos�oligocenos�y�

graben. The bottom of the diapir shows more than 100 m long sinkholes that coalesce to form hollows more than 70 m deep that act as swallow holes favoring interstratal salt-dissolution. 70 to 90 m of vertical throw and up to 3000 m long, radial grabens overprint concentric-ring faulting evidencing salt-flow and upwelling at present. Radial faults are linked with salt-withdrawal faults of the Andia Fault Zone (AFZ). The flow of salt from the AFZ into Salinas de Oro diapir causes the brittle gravitational extension of limestone strata leading to a sequence of kilometer-long and up to 460 m vertical displacement grabens.

Keywords: collapse, concentric faults, evaporites, radial faults, salt-withdrawal, salt diapir, sinkhole.

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miocenos�y� la�migración�de� los�depocentros�de�sedimentación�fluvial�y�aluvial�hacia�zonas�alejadas�de� los�diapiros� (Serrano�y�Martinez�del�Olmo�1990;�Olive�et al.,�2010).�Este�pe-riodo�de�acortamiento�finalizó�en�el�Mioceno�Medio,�coincidiendo�con�un�cambio�de�régi-men�de�compresivo�a�extensivo�asociado�a�la�apertura�del�surco�Valenciano�en�el�Mar�Me-diterráneo�(Vergés�et al.,�2002).�A�finales�del�

Mioceno,� la� Cuenca� del� Ebro� fue� capturada�por�un�primitivo�río�Ebro�y�se�instaló�un�siste-ma�de�drenaje�que�disectó�el�relleno�terciario.�Desde�entonces,�el�diapiro�de�Salinas�de�Oro�ha�experimentado�una�intensa�karstificación�y�halocinesis�que�lo�han�divido�en�dos�dominios�con� estilos� de� deformación� completamente�diferentes:�(1)�El�diapiro�y�(2)�el�Sistema�de�Fallas�de�Andía�(SFA)�(Fig.�2).

XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016 pérfiles sísmicos y datos de sondeo indican que el espesor de sal en el surco Navarro-Cántrabro es muy variable, desde menos de 500 m a más de 7000 m en diapiros debido al flujo de sal, pudiéndose estimar una potencia media de entre 2500-3000 m (Serrano y Martínez del Olmo, 1990). La proporción de sal en zonas alejadas de los diapiros y aparentemente menos afectadas por creep, oscila en torno al 80 % del total de la formación salina. En estos puntos, los cuerpos de sal alcanzan más de 300 m de espesor y aparecen intercalados por anhidritas y arcillas versicolores (IGME, 1990 a y b).

La halocinesis comenzó a principios del Cretácico Inferior, coincidiendo con la abertura del Atlántico Norte y la reactivación de la falla de Pamplona en régimen extensivo (Salvany, 1990; Serrano y Martinez del Olmo, 2004; Ferrer et al., 2012). Procesos de reactive diapirism dieron lugar a subcuencas y altos que controlaron la sedimentación de potentes series de calizas mesozoicas en sinclinales periféricos (Pinto et al., 2005). El movimiento de sal se aceleró en el Cretácico Superior con el cambio a un régimen compresivo asociado a la convergencia oblicua y subducción de la placa Ibérica bajo la placa Europea. Según Salvany (1990), el diapiro fue comprimido lateralmente hasta perforar la cobertera a finales del Cretácico. Posteriormente, la zona experimentó una fase de subsidencia termal desde el Maastrichtiense hasta el Eoceno Superior que permitió el depósito de

una serie de margas y calizas terciarias marinas de unos 1400 m de espesor cubriendo el techo del diapiro (Salvany, 1990). El diapiro experimentó una reactivación a principios del Oligoceno, coincidiendo con una fase de importante actividad orogénica que causó el levantamiento de la Cuenca Vasco-Cantábrica, el avance de cabalgamientos hacia el antepaís pirenaico, el desarrollo de cuencas de piggy-back, la formación de la Depresión del Ebro y la acumulación de varios miles de metros de sedimentos detríticos controlados por subsidencia por carga (Vergés et al., 2002). La halocinesis continuó hasta el Mioceno, como demuestra la presencia de discontinuidades sinsedimentarias en sedimentos oligocenos y miocenos y la migración de los depocentros de sedimentación fluvial y aluvial hacia zonas alejadas de los diapiros (Serrano y Martinez del Olmo 1990; Olive et al., 2010). Este periodo de acortamiento finalizó en el Mioceno Medio, coincidiendo con un cambio de régimen de compresivo a extensivo asociado a la apertura del surco Valenciano en el Mar Mediterráneo (Vergés et al., 2002). A finales del Mioceno, la Cuenca del Ebro fue capturada por un primitivo río Ebro y se instaló un sistema de drenaje que disectó el relleno terciario. Desde entonces, el diapiro de Salinas de Oro ha experimentado una intensa karstificación y halocinesis que lo han divido en dos dominios con estilos de deformación completamente diferentes: (1) El diapiro y (2) el Sistema de Fallas de Andía (SFA) (Fig. 2).

FIGURA 1. Localización de la zona de estudio con respecto a la Falla de Pamplona, Cuenca Vasco-Cantábrica, Cuenca de Pamplona y Cuenca del Ebro y con (1) diapiro de Ollo, (2) diapiro de Arteta, (3) diapiro de Salinas de Oro, (4) diapiro de Alloz y (5) diapiro de Estella.

FIGURA�1.�Localización de la zona de estudio con respecto a la Falla de Pamplona, Cuenca Vasco-Cantábrica, Cuenca de Pamplona y Cuenca del Ebro y con (1) diapiro de Ollo, (2) diapiro de Arteta, (3) diapiro de Salinas de Oro, (4) diapiro de Alloz y (5) diapiro de Estella

CONFIGURACIÓN DEL DIAPIRO

Datos�geofísicos�demuestran�que�el�diapiro�de� Salinas� se� extiende� verticalmente�más� de�7�km�hasta�alcanzar�el�basamento�paleozoico,�perforando�una�cobertera�sedimentaria�consti-tuida�por�200�m�de�anhidritas�y�dolomitas�ju-rásicas,�3000�m�de�calizas�y�margas�cretácicas�y�más�de�800�m�de�calizas�bioclásticas,�calca-renitas�y�margas�terciarias�paleocenas�y�eoce-nas�(IGME,�1990�a�and�b;�Olive�et al.,�2010).�El�centro�del�diapiro,�que�está�cubierto�por�un�residuo�insoluble�de�arcillas�versicolores�y�ofi-tas,�es�actualmente�una�depresión�circular�de�unos� 300�m�de� profundidad,� rodeada� por� un�

escarpe�anular�calcáreo�fragmentado�por�fallas�concéntricas� y� grábenes� radiales.� El� diapiro�está�drenado�por�el�río�Salado�a�través�de�un�graben�radial�en�su�extremo�suroeste.�Éste�pre-senta� una� conductividad� de� 1500� μS/cm.� La�salinidad�de� sus� aguas� aumenta�bruscamente�de�1500�μS/cm�antes�del�pueblo�de�Salinas�de�Oro�a�más�50.0000�μS/cm�pasado�éste,�debido�a� la� presencia� de� diversas� surgencias� salinas�con�concentraciones�superiores�a�los�250�mg/l�de�NaCl.�El�agua�subterránea�de�estas�surgen-cias� es� aprovechada� en� parte� para� la� obten-ción� de� sal� común� (halita)� por� evaporación.�El�fondo�del�diapiro�muestra�una�densidad�de�dolinización� de� 9.3� dolinas/km2,� debido� a� la�

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existencia�de�más�de�100�dolinas�de�colapso�y�de�flexión�con�geometrías�circulares�a�elípti-cas,�márgenes�abruptos�a�tendidos,�diámetros�de�entre�2�a�más�de�310�m�y�profundidades�de�hasta�70�m.�La�suma�del�área�de�todas�las�do-linas�es�de�0,78�km2�y�equivale�a�un�7,6�%�del�fondo�del�diapiro.�La�mayoría�de� las�dolinas�se�han�desarrollado�en�el�cauce�del�río�Salado�y�en�los�márgenes�oeste,�norte�y�este�del�dia-piro�en�el� contacto� sal-cobertera,� en� la� inter-sección�con�fallas�radiales,�lo�que�sugiere�que�la�karstificación�está�estructuralmente�contro-lada.�Algunas�interceptan�niveles�piezométri-cos�colgados�en�la�serie�carbonatada�terciaria,�formando� lagos� permanentes,� mientras� otras�actúan� como� sumideros� alterando� la� red� de�drenaje�y�favoreciendo�la�entrada�de�la�esco-

rrentía�superficial�hacia�el�interior�del�sistema�kárstico�y�la�disolución�intraestratal�del�techo�del�diapiro.�La�cobertera�se�acomoda�a�la�sub-sidencia�por�disolución�dúctilmente,�mediante�la�combinación�de�los�mecanismos�de�flexión�y�colapso.�Los�niveles�cretácicos,�paleocenos�y�eocenos�están�flexionados�hacia�el�centro�del�diapiro�entre�20�a�45º,�formando�un�monocli-nal�anular�fragmentado�por�una�secuencia�de�fallas�normales�sintéticas�y�antitéticas�concén-tricas.�Tomando� la�base�del�Paleoceno�como�nivel�de� referencia,� el� salto�vertical�neto�por�flexión�y�colapso�es�de�90�m.�Las�fallas�sinté-ticas,�que�acomodan�la�mayor�parte�de�la�de-formación,�muestran�saltos�verticales�de�hasta�20�m,�mientras�que�el�de�las�antitéticas�oscila�entre�los�5�y�los�10�m.

La�cresta�del�monoclinal�está�afectada�por�un�keystone� graben�de�9,5�m,�hasta�20�m�de�anchura�y�40�m�de�salto�vertical�en�su�sector�central�que�contiene�abundantes�dolinas�de�su-fusión�y�colapso�de�hasta�15�m�de�diámetro,�fisuras�de�hasta�15�m�de�longitud,�2�m�de�an-

chura�y�1,5�m�de�profundidad�y�depresiones�cerradas� de� entre� 20� a� 600�m� de� longitud� y�geometría�lenticular,�con�su�eje�mayor�orien-tado�en�la�dirección�del�eje�del�monoclinal.�El�desarrollo� del� keystone� graben� ha� terminado�por�seccionar�diversos�drenajes�laterales�dan-

XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016 CONFIGURACIÓN DEL DIAPIRO

Datos geofísicos demuestran que el diapiro de Salinas se extiende verticalmente más de 7 km hasta alcanzar el basamento paleozoico, perforando una cobertera sedimentaria constituida por 200 m de anhidritas y dolomitas jurásicas, 3000 m de calizas y margas cretácicas y más de 800 m de calizas bioclásticas, calcarenitas y margas terciarias paleocenas y eocenas (IGME, 1990 a and b; Olive et al., 2010). El centro del diapiro, que está cubierto por un residuo insoluble de arcillas versicolores y ofitas, es actualmente una depresión circular de unos 300 m de profundidad, rodeada por un escarpe anular calcáreo fragmentado por fallas concéntricas y grábenes radiales. El diapiro está drenado por el río Salado a través de un graben radial en su extremo suroeste. Éste presenta una conductividad de 1500 μS/cm. La salinidad de sus aguas aumenta bruscamente de 1500 μS/cm antes del pueblo de Salinas de Oro a más 50.0000 μS/cm pasado éste, debido a la presencia de diversas surgencias salinas con concentraciones superiores a los 250 mg/l de NaCl. El agua subterránea de estas surgencias es aprovechada en parte para la obtención de sal común (halita) por evaporación. El fondo del diapiro muestra una densidad de dolinización de 9.3 dolinas/km2, debido a la existencia de más de 100 dolinas de colapso y de flexión con geometrías circulares a elípticas, márgenes abruptos a tendidos,

diámetros de entre 2 a más de 310 m y profundidades de hasta 70 m. La suma del área de todas las dolinas es de 0,78 km2 y equivale a un 7,6 % del fondo del diapiro. La mayoría de las dolinas se han desarrollado en el cauce del río Salado y en los márgenes oeste, norte y este del diapiro en el contacto sal-cobertera, en la intersección con fallas radiales, lo que sugiere que la karstificación está estructuralmente controlada. Algunas interceptan niveles piezométricos colgados en la serie carbonatada terciaria, formando lagos permanentes, mientras otras actúan como sumideros alterando la red de drenaje y favoreciendo la entrada de la escorrentía superficial hacia el interior del sistema kárstico y la disolución intraestratal del techo del diapiro. La cobertera se acomoda a la subsidencia por disolución dúctilmente, mediante la combinación de los mecanismos de flexión y colapso. Los niveles cretácicos, paleocenos y eocenos están flexionados hacia el centro del diapiro entre 20 a 45º, formando un monoclinal anular fragmentado por una secuencia de fallas normales sintéticas y antitéticas concéntricas. Tomando la base del Paleoceno como nivel de referencia, el salto vertical neto por flexión y colapso es de 90 m. Las fallas sintéticas, que acomodan la mayor parte de la deformación, muestran saltos verticales de hasta 20 m, mientras que el de las antitéticas oscila entre los 5 y los 10 m.

FIGURA 2. Esquema estructural simplificado de la zona de estudio sobre un modelo digital de elevaciones en el que se observa el diapiro de Salinas de Oro y el sistema de fallas de Andía (SFA).

La cresta del monoclinal está afectada por un keystone graben de 9,5 m, hasta 20 m de anchura y 40 m de salto vertical en su sector central que contiene

abundantes dolinas de sufusión y colapso de hasta 15 m de diámetro, fisuras de hasta 15 m de longitud, 2 m de anchura y 1,5 m de profundidad y depresiones cerradas

FIGURA�2. Esquema estructural simplificado de la zona de estudio sobre un modelo digital de elevaciones en el que se observa el diapiro de Salinas de Oro y el sistema de fallas de Andía (SFA)

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do� lugar� a� depresiones� cerradas� y� defeated streams� que� muestran� un� perfil� longitudinal�cóncavo�en�el�plano�de� falla.�Estas�morfolo-gías� deformacionales� evidencian� que� la� tasa�de�desplazamiento�del�keystone�graben�y�fallas�concéntricas�es�superior�a�la�capacidad�erosi-va�de�la�red�de�drenaje�que�se�ve�claramente�perturbada.�

La�extensión�asociada�al�ascenso�del�diapi-ro�dio�lugar�a�una�secuencia�de�fallas�y�grábe-nes�radiales,�con�saltos�verticales�mínimos�su-periores�a�los�70�m�que�se�extienden�entre�400�a�más�de�3000�m�desde�el�escarpe�carbonatado�anular.� La� longitud� de� las� fallas� radiales� de�entre�0.2�y�1�vez�el�radio�del�diapiro�es�simi-lar� a� lo� observado� en� la�modelos� físicos.�La�disolución� de� la� serie� carbonatada� ha� tenido�especialmente� lugar� a� favor�de� esta� fractura-ción�radial�siendo�responsable�de�la�formación�numerosas�dolinas�y�poljes�alineados.�Diver-sas� evidencias� demuestran� que� el� diapiro� de�Salinas�de�Oro�está�experimentado�un�levanta-miento�a�una�tasa�superior�a�la�de�subsidencia�por�disolución:�(1)�el�movimiento�de�las�fallas�radiales�está�perturbando�la�red�de�drenaje�lo-cal� que�muestra� cauces� seccionados� y� aban-donados,� (2)� depósitos� fluviales� y� coluviales�están�fracturados�y�muestran�escarpes�de�falla�de�hasta�2�m�con�dolinas�en�la�base�asociadas�a�la�apertura�de�grietas�extensionales�en�el�sus-trato�por�la�reactivación�de�diversos�grábenes�radiales�y�(3)�las�fallas�concéntricas�y�el�keys-tone�graben�están�seccionados�y�desplazados�verticalmente�por�fallas�y�grabenes�radiales.

ZONA DE ALIMENTACIÓN

La�falla�Etxauri�(Fig.�3),�situada�en�el�mar-gen�oriental�del�diapiro,�muestra�un�escarpe�de�más�de�350�m�de�altura�que�secciona�la�fractu-ración�concéntrica�y�provoca�un�cambio�brus-co�de�la�dirección�del�río�Arga�de�N-S�a�E-O�para�fluir�paralelamente�a� lo� largo�de�la�base�del�escarpe.�Esta�disposición�geomorfológica�evidencia�que�la�falla�está�controlando�la�diná-

mica�fluvial�y�representa�un�signo�evidente�de�actividad.�La�falla�es�en�realidad�un�conjunto�de�fallas�normales�sintéticas�y�antitéticas�con�una�importante�componente�lateral�que�resulta�en� el� desarrollo� de�fisuras� de�más� de� 230�m�de�longitud�y�hasta�3�m�de�anchura�que�indi-vidualizan� pináculos� de� sustrato� de� hasta� 50�m�de� altura.�Existen�diversas� evidencias�que�esta�falla�no�es�una�falla�radial�sino�que�su�ori-gen�está� asociado�al�flujo� en�profundidad�de�sal�hacia�el�diapiro.�A�diferencia�del�resto�de�fallas� radiales� que� disminuyen� rápidamente�su� salto� conforme� nos� alejamos� del� diapiro,�la� falla� Etxauri� muestra� un� comportamiento�contrario� con� un� salto� vertical� que� aumenta�progresivamente�desde�los�70�m�en�el�margen�del�diapiro�a�más�de�280�m�hacia�el�Este,�po-niendo�en�contacto�calizas�cretácicas�y�margas�del�Eoceno�Superior.�Los�manantiales�de� las�poblaciones�de�Etxauri�e�Ibero,�situadas�en�el�plano�de�falla�a�5�km�al�Este�del�diapiro�mues-tran�conductividades�de�2.982�μS/cm�y�4.490�μS/cm,� respectivamente.� Este� elevado� valor�de� salinidad� demuestra� que� la� Falla� Etxauri�está�enraizada�en�la�formación�triásica�salina,�permitiendo�el�ascenso�de�aguas�subterráneas�altamente� salinizadas�desde�más�de�3�km�de�profundidad.�

La� Sierra� de� Andía� está� constituida� por�plataformas� estructurales� y� cuestas� de�mate-riales� carbonatados� Cretácicos� y� Terciarios�que�representan�los�flancos�de�pliegues�laxos�N-S�y�NE-SW.�Los�flancos�y�charnelas�de�es-tos�pliegues�están�fracturados�por�un�sistema�conjugado�de�fallas�normales�de�dirección�N-S�a�NE-SW�y�saltos�de�hasta�varios�centenares�de�metros�que�dibujan�en�planta�un�conjunto�de�grábenes�de�103�km2�con�geometría�de�cuña�que� se� extiende�12�kilómetros� al�Oeste�y�17�km�al�Suroeste�del�diapiro.�Las�fallas�más�no-rorientales�están�conectadas�con�las�fallas�ra-diales�lo�que�apunta�hacia�su�formación�simul-tánea�y�una�relación�genética�entre�el�Sistema�de�Fallas�de�Andía�(SFA)�y�el�crecimiento�del�

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diapiro�de�Salinas�de�Oro�(Gil�y�Liesa,�1994;�Liesa,� 1999).� El� salto� vertical� neto� máximo�del�SFA�es�de�670�m�en�su�parte�central,�dis-minuyendo� gradualmente� hacia� el� Sur� hasta�los�110�m,�donde� las� fallas�y�grábenes�están�cubiertos�por�depósitos�cuaternarios�y�desliza-mientos�rotacionales�con�superficies�de�rotura�en�margas�cretácicas.�De�Oeste�a�Este,�las�fa-llas�Zumbelt,�Iranzu,�Ibiricu,�Azcona,�Lezaun,�Iturgoyen� y�Riezu� acomodan� la�mayor� parte�de�la�extensión�poniendo�en�contacto�margas�cretacicas� con� calizas� del� Eoceno�Medio.� El�desplazamiento� vertical� máximo� estimado�para� las� fallas� normales� sintéticas� Zumbelt,�Iranzu�e�Ibiricu�es�de�320,�460�y�135�m,�res-pectivamente.�La�actuación�conjunta�de�éstas�fallas�primarias�junto�a�otras�fallas�antitéticas�de� menor� entidad,� con� saltos� de� decenas� de�metros,�ha�dado�lugar�al�desarrollo�de�grábe-nes�kilométricos�que�se�encuentran�mayorita-riamente� capturados� por� la� red� de� drenaje,� a�excepción�del�Graben�de�Iranzu�de�5,6�km�de�largo,�600�m�de�anchura�y�1,9�km2�que�todavía�conserva�un�drenaje� interno.�Depósitos�colu-viales�y�abanicos�aluviales�procedentes�de� la�degradación�de�los�escarpes�de�falla�se�mues-tran� aparentemente� indeformados� y� fosilizan�los�planos�de�rotura.�Los�escarpes�de�las�fallas�Zumbelt,�Iranzu�e�Ibiricu�están�altamente�inci-didos�por�la�red�drenaje�y�han�sido�degradados�a�laderas�descubiertas�de�depósitos�coluviales�con�pendientes�inferiores�a�los�40º,�como�re-sultado�de�una�intensa�erosión,�a�pesar�de�que�el�salto�vertical�es�superior�a�los�100�m.�Esta�configuración� geomorfológica� indica� que� es-tas�fallas�son�inactivas�en�la�actualidad�o�que�su�tasa�de�desplazamiento�es�muy�inferior�a�la�tasa�de�erosión.�La�actuación�conjunta�de�las�fallas�Azcona�y�Lezaun�forman�un�graben�de�más�de�6,5�km�de�longitud�y�más�de�350�m�de�anchura,�con�un�drenaje�bien�desarrollado.�La�falla�de�Lezaun�con�un�salto�vertical�de�260�m�y�una�longitud�de�7,4�km,�es�la�falla�antitética�más�importante�del�SFA.�La�falla�de�Iturgoyen,�de�13,9�km�de�longitud,�es�la�falla�maestra�más�

oriental� del� SFA.� Su� extremo� norte� coincide�con�una�falla�radial�de�orientación�E-W�y�salto�de�10�m,�aunque�se�curva�progresivamente�y�aumenta�su�salto�a�más�de�100�m�hacia�el�Sur.

Existen�evidencias�que�demuestran�que�la�falla�Iturgoyen�es�activa,�al�contrario�de�lo�que�ocurre�con�las�fallas�primarias�más�occidenta-les�(Zumbelt,�Iranzu�e�Ibiricu).�El�escarpe�de�la�falla�Iturgoyen�desplaza�depósitos�coluvia-les�y�pedimentos�cuaternarios,�no�está�degra-dado,� karstificado,� ni� cementando� y�muestra�un� aspecto� fresco.� Los� árboles� que� crecen�sobre�el�plano�de�falla�en�la�base�del�escarpe�están�basculados�hacia�el�bloque�superior.�Al-gunas�viviendas�y�muros�próximos�al�escarpe�construidos� en� la�década�de� los�90�muestran�grietas�con�abertura�centimétrica�y�están�bas-culados�6�cm,�lo�que�arroja�una�tasa�de�despla-zamiento�mínimo�de�2,.4�mm/año�suponiendo�un�intervalo�temporal�de�25�años.�Finalmente,�en�su�extremo�suroeste,�corta�a�la�falla�Riezu,�la�cual�muestra�igualmente�evidencias�de�ac-tividad� reciente.� La� Falla� Riezu� es� una� falla�normal�antitética�de�10�km�de�longitud�y�salto�vertical�máximo�de�150�m,�desarrollada�en�el�flanco�este�de�un�anticlinal� apretado�con�bu-zamientos�de�los�flancos�de�entre�40�a�50º�que�dan� lugar�a�hogbacks.�La�actuación�conjunta�de�las�fallas�Iturgoyen�y�Riezu�han�generado�un� graben� asimétrico� de� 5� km�de� longitud� y�350� m� de� anchura� parcialmente� relleno� por�pedimentos�y�depósitos�coluviales.�Aunque�el�graben�está�capturado�por�un�drenaje�longitu-dinal�paralelo�a�la�dirección�de�la�estructura,�el�bloque�inferior�está�seccionando�antiguos�dre-najes�transversales�que�quedan�colgados�entre�10�a�30�m�por�encima�del�fondo�del�valle�(de-feated streams).� Esta� disposición� demuestra�que� el� desplazamiento�de� la� falla� controla� la�evolución�del�sistema�de�drenaje.�El�sinclinal�laxo�del�río�Salado�de�más�de�10�km�de�longi-tud,�situado�en�el�fondo�del�valle�y�afectando�a�materiales�detríticos�oligocenos�y�miocenos,�es� la� estructura� deformacional� más� oriental.�

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Atendiendo�a� la�cartografía�geológica�de�La-rrasoaña�et al.�(2003)�el�sinclinal�coincide�con�la� dirección�de� la� falla� de�Pamplona� en�pro-fundidad.

La�falla�de�Etxauri�y�el�sistema�de�fallas�de�Andía�se�corresponden�con�estructuras�de�deformación�gravitacional�asociadas�al�flujo�por�creep�de�sal�en�profundidad�hacia�el�dia-piro�de�Salinas�de�Oro,�el�cual�está�creciendo�en� la� actualidad� como� se� demuestra� de� las�relaciones�de�corte�entre�las�fallas�radiales�y�concéntricas.�Los�datos�geofísicos�y�de�son-deos�profundos� indican�que�el�flujo�hacia�el�diapiro�está�favorecido:�(1)�estructuralmente�por�la�posición�de�la�falla�de�Pamplona�y�la�pendiente� hacia� el� Norte� del� cabalgamien-

to�Surpirenaico�y� (2)� litológicamente�por� la�diferencia� de� espesores� entre� la� plataforma�carbonatada�de�la�Sierra�de�Andía�y�el�fondo�del�valle�del�río�Salado�que�conlleva�a�un�au-mento� del� potencial� hidraúlico� entre� ambos�puntos.�El�mapa�de� isopacas�del� trías�salino�(IGME,�1990a�y�b)�muestra�una�disminución�brusca�del�espesor�de�sal�al�este�de�la�falla�de�Pamplona�y�un�incremento�de�la�potencia�de�sal�desde�la�Sierra�de�Andía�hacia�el�valle�del�río�Salado�en�sentido�E-O�y�desde�el�valle�del�río� Salado� hacia� el� diapiro� en� sentido� N-S.�Esta�distribución�de�espesores�explicaría�por-que�la�zona�de�alimentación�se�sitúa�al�oeste�de�la�falla�de�Pamplona�en�el�bloque�inferior�y�la�menor�tasa�de�desplazamiento�de�las�fa-llas�más�occidentales�del�SFA.

XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016 Ibiricu están altamente incididos por la red drenaje y han sido degradados a laderas descubiertas de depósitos coluviales con pendientes inferiores a los 40º, como resultado de una intensa erosión, a pesar de que el salto vertical es superior a los 100 m. Esta configuración geomorfológica indica que estas fallas son inactivas en la actualidad o que su tasa de desplazamiento es muy inferior a la tasa de erosión. La actuación conjunta de las fallas Azcona y Lezaun forman un graben de más de 6,5 km de longitud y más de 350 m de anchura, con un drenaje bien desarrollado. La falla de Lezaun con un salto vertical de 260 m y una longitud de 7,4 km, es la falla antitética más importante del SFA. La falla de Iturgoyen, de 13,9 km de longitud, es la falla maestra más oriental del SFA. Su extremo norte coincide con una falla radial de orientación E-W y salto de 10 m, aunque se curva progresivamente y aumenta su salto a más de 100 m hacia el Sur.

Existen evidencias que demuestran que la falla Iturgoyen es activa, al contrario de lo que ocurre con las fallas primarias más occidentales (Zumbelt, Iranzu e Ibiricu). El escarpe de la falla Iturgoyen desplaza depósitos coluviales y pedimentos cuaternarios, no está degradado, karstificado, ni cementando y muestra un aspecto fresco. Los árboles que crecen sobre el plano de falla en la base del escarpe están basculados hacia el bloque superior. Algunas viviendas y muros próximos al escarpe construidos en la década de los 90 muestran grietas con abertura centimétrica y están basculados 6 cm, lo que arroja una tasa de desplazamiento mínimo de 2,.4 mm/año suponiendo un intervalo temporal de 25 años. Finalmente, en su extremo suroeste, corta a la falla Riezu, la cual muestra igualmente evidencias de actividad reciente. La Falla Riezu es una falla normal antitética de 10 km de longitud y salto vertical máximo de 150 m, desarrollada en el flanco este de un anticlinal apretado con buzamientos de los flancos de entre 40 a 50º que dan lugar a hogbacks. La actuación conjunta de las fallas Iturgoyen y Riezu han generado un graben asimétrico de 5 km de longitud y 350 m de anchura

parcialmente relleno por pedimentos y depósitos coluviales. Aunque el graben está capturado por un drenaje longitudinal paralelo a la dirección de la estructura, el bloque inferior está seccionando antiguos drenajes transversales que quedan colgados entre 10 a 30 m por encima del fondo del valle (defeated streams). Esta disposición demuestra que el desplazamiento de la falla controla la evolución del sistema de drenaje. El sinclinal laxo del río Salado de más de 10 km de longitud, situado en el fondo del valle y afectando a materiales detríticos oligocenos y miocenos, es la estructura deformacional más oriental. Atendiendo a la cartografía geológica de Larrasoaña et al. (2003) el sinclinal coincide con la dirección de la falla de Pamplona en profundidad.

La falla de Etxauri y el sistema de fallas de Andía se corresponden con estructuras de deformación gravitacional asociadas al flujo por creep de sal en profundidad hacia el diapiro de Salinas de Oro, el cual está creciendo en la actualidad como se demuestra de las relaciones de corte entre las fallas radiales y concéntricas. Los datos geofísicos y de sondeos profundos indican que el flujo hacia el diapiro está favorecido: (1) estructuralmente por la posición de la falla de Pamplona y la pendiente hacia el Norte del cabalgamiento Surpirenaico y (2) litológicamente por la diferencia de espesores entre la plataforma carbonatada de la Sierra de Andía y el fondo del valle del río Salado que conlleva a un aumento del potencial hidraúlico entre ambos puntos. El mapa de isopacas del trías salino (IGME, 1990a y b) muestra una disminución brusca del espesor de sal al este de la falla de Pamplona y un incremento de la potencia de sal desde la Sierra de Andía hacia el valle del río Salado en sentido E-O y desde el valle del río Salado hacia el diapiro en sentido N-S. Esta distribución de espesores explicaría porque la zona de alimentación se sitúa al oeste de la falla de Pamplona en el bloque inferior y la menor tasa de desplazamiento de las fallas más occidentales del SFA.

FIGURA 3. Vista panorámica de la falla de Etxauri y del valle del Río Arga. FIGURA�3.�Vista panorámica de la falla de Etxauri y del valle del Río Arga

CONCLUSIONES

La� configuración� estructural� actual� del�Diapiro�de�Salinas�de�Oro�resulta�de�la�relación�entre�las�tasas�de�levantamiento�y�subsidencia�kársticas.� La� disolución� interestratal� de� las�evaporitas�del�Keuper�y�Muschelkalk�ha�trans-formado�el�diapiro�en�una�depresión�rodeada�por�un�escarpe�anular�de�calizas�y�margas�ter-ciarias�situadas�a�más�de�300�m�del�fondo�del�diapiro.� El� techo� del� diapiro� está� flexionado�hacia� el� centro� dando� lugar� a� un�monoclinal�anular�fracturado�por�sistemas�conjugados�de�fallas�normales�con�saltos�de�entre�5�a�20�m�y�un�keystone�graben�con�un�desplazamiento�vertical�de�hasta�40�m.

El�ascenso�del�diapiro�es�responsable�de�la�reactivación�de�fallas�y�grábenes�radiales�que�perturban� la� red�de�drenaje,� desplazan�depó-sitos� cuaternarios� recientes,� favorecen� el� de-sarrollo� de� dolinas� y� surcos� a� lo� largo�de� su�traza�en�el�bloque�superior�y�seccionan�la�frac-turación�concéntrica�asociada�a�la�subsidencia�kárstica.�

El� SFA� y� la� falla� Etxauri� representan� las�zonas�de�alimentación�del�diapiro�de�Salinas�de�Oro.�La�evacuación�de�sal�hacia�el�diapiro�conlleva� al� colapso� gravitacional� de� la� serie�cretácica� y� terciaria� en� un� sistema�de� grábe-nes�de�kilómetros�de�longitud�y�centenares�de�metros�de�anchura�controlados�por�fallas�nor-

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males� con� saltos� verticales� de� centenares� de�metros�y�tasas�de�desplazamiento�que�aumen-tan�hacia�el�Este�y�Norte.�Los�datos�geofísicos�demuestran�que�el�flujo�de�sal�es�consecuencia�de�una�carga�gravitacional�diferencial�de�más�de�1500�m�entre�el�techo�de�la�SFA�y�el�fondo�del�valle�y�del�leve�buzamiento�del�basamento�paleozoico�hacia�el�Norte.�

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Fases de captura fluviokárstica e incisión del sistema Gaduares - Hundidero - Gato (Serranía de Ronda,

provincias de Cádiz y Málaga)

Fluviokarstic capture and incision phases in the Gaduares-Hundidero-Gato system (Serranía de Ronda, Cádiz and Málaga provinces)

I. Lechuga Manzano1, F.J. Gracia Prieto1, A. Suma2 y P.D. De Cosmo3

1 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Facultad�de�Ciencias�del�Mar�y�Ambientales,�Universidad�de�Cádiz,�Campus�del�Río�San�Pedro,�11510�Puerto�Real�(Cádiz).�[email protected].,es,�[email protected]�

2 �Petreven�TreviGroup,�Argentina.�[email protected] �WeAR�s.r.l.,�Ferrara.�[email protected]

Resumen: El�río�Gaduares�forma�un�valle�ciego�que�penetra�en�el�macizo�kárstico�de�Líbar�en�la�cueva�del�Hundidero�(Montejaque,�Serranía�de�Ronda,�Málaga),�para�salir�posteriormente�8�km�después� en� la� cueva�del�Gato�hacia� el�valle�del� río�Guadiaro,�que�desemboca�en� la� costa�mediterránea�andaluza�cerca�del�estrecho�de�Gibraltar.�Para�reconstruir�el�origen�y�la�evolución�del�valle�del�Gaduares�se�ha�realizado�una�cartografía�geomorfológica�del�valle�y�un�análisis�de�su�perfil�longitudinal,�así�como�una�estimación�altimétrica�de�las�huellas�de�erosión�dejadas�por�el�río�en�las�paredes�del�cañón�previo�a�su�entrada�al�sistema�endokárstico.�Se�concluye�que�el�río�nació�como�consecuencia�del�rápido�descenso�del�nivel�de�base�regional�(río�Guadiaro),�que�provocó�la�incisión�de�un�paleoponor�del�polje�de�Mures,�el�cual�conectaba�originalmente�con�la�cueva�del�Gato.�La�posterior�erosión�remontante�asociada�al�descenso�del�nivel�de�base�fue�ampliando�el�valle�en�su�cabecera,�mediante�varias�fases�de�incisión�y�estabilización�del�cauce,�reflejadas�en�varios�niveles�de�glacis�encajados�y�agrupaciones�de�marmitas�y�nichos�de�erosión�a�distintas�alturas�en�las�paredes�del�cañón.�Finalmente�llegó�a�capturar�al�polje�de�Campobuche,�en�la�Sierra�del�Endrinal�(Grazalema).�La�causa�de�este�rápido�e�intenso�encajamiento�y�el�desarrollo�del� sistema� exo-endokárstico� se� interpreta� como� una� manifestación� tardía� de� las� oleadas� de�erosión�remontante�que�han�experimentado�muchos�de�los�ríos�mediterráneos,�como�herencia�de�los�fuertes�descensos�del�nivel�de�base�regional�que�registró�la�cuenca�mediterránea�durante�su�desecación�en�el�Messiniense,�en�claro�contraste�con�los�ríos�de�la�vertiente�atlántica.

Palabras clave: captura�fluvial,�endokarst,�perfil�longitudinal.

Abstract: The Gaduares river constitutes a blind valley which enters into the Libar karstic massif in the Hundidero Cave (Montejaque, Serranía de Ronda, Málaga). After 8 km of underground circulation, the river flows out at the Gato Cave, in the Guadiaro river valley. The Guadiaro river flows to the Mediterranean Sea near the strait of Gibraltar. In order to reconstruct the origin and evolution of the Gaduares valley, a geomorphological map was elaborated, as well as an analysis of its longitudinal profile and an altitudinal estimation of


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INTRODUCCIÓN. ZONA DE ESTUDIO

El� sistema� endokárstico� Hundidero-Gato�es�uno�de�los�más�conocidos�de�la�Cordillera�Bética.�Se�localiza�en�la�Sierra�de�Líbar�(Se-rranía� y� Parque� Natural� de� Grazalema,� Fig.�1A).�Constituye� una� cavidad� longitudinal� de�unos�8�km�y�pendiente�moderada�(en�torno�al�4%)� desarrollada� sobre� calizas� jurásicas� del�Subbético�Interno�malagueño�(Penibético)�de�la�Sierra�del�Algarrobo�(Moreno�et al.,�1990;�Martín�Algarra,�2004).�Consta�de�un�sumidero�(cueva�del�Hundidero,�a�590�m�s.n.m.),�por�el�que�el�río�Gaduares�penetra�en�el�macizo�kárs-tico�formando�un�valle�ciego,�y�una�surgencia�(cueva�del�Gato,�a�420�m�s.n.m.)�que�desem-boca�en�el�valle�del�río�Guadiaro.

El�río�Gaduares�o�Campobuche�es�un�río�efímero�de�unos�17�km�de�recorrido,�que�en�su� cabecera� captura� el� fondo� del� polje� de�Campobuche,� de� unos� 4,5� km� de� longitud,�localizado� al� pie� de� la� Sierra� del�Caíllo,� en�Villaluenga�del�Rosario�(Gracia�et al.,�2008;�Suma,� 2011).� Durante� unos� 12� km� discurre�por�relieves�de�areniscas�y�arcillas�del�flysch�numídico� (Mioceno� medio;� Moreno� et al.,�

1990)�para,�en�su�tramo�final,�cortar�transver-salmente� a� los� relieves� carbonatados� de� las�estribaciones� septentrionales�de� la�Sierra�de�Líbar,�formando�un�profundo�cañón�de�unos�400�m� de� longitud� por� 100�m� de� altura,� en�el� fondo�del�cual�penetra�bruscamente�en� la�cueva�del�Hundidero.�

En� el� interior� del� sistema�Hundidero-Ga-to�el�río�Gaduares�desarrolla�un�cañón�fluvial�subterráneo� que� conecta� ambos� extremos.�A�través�de�la�cueva�del�Gato�drena�al�río�Gua-diaro,�una�de�las�principales�arterias�fluviales�de�la�Cordillera�Bética,�que�nace�en�la�Serra-nía�de�Ronda�y�desemboca�en�el�Mediterráneo�en�Sotogrande.�El�sistema�Hundidero-Gato�ha�sido�estudiado�desde�hace�décadas�por�distin-tos�geomorfólogos,� espeleólogos�e�hidrogeó-logos,� dando� lugar� a�una� amplia�bibliografía�(Ramírez�Trillo� y� Sánchez� Pérez,� 1974;�De-lannoy,�1989,�1999;�Durán,�1994,�1996;�Ma-yoral,�2004,�Andreo�et al.,�2004;�Gracia�et al.,�2008,�entre�otros).�La�entrada�del�río�Gaduares�a�Hundidero� presenta� habitualmente� un� cau-ce�seco,�debido�a�la�progresiva�infiltración�de�agua�en�el� substrato�calcáreo,� favorecida�por�una�presa�artificial�construida�a�principios�del�

erosional forms excavated by the river in the walls of the canyon existing before its entering to the endokarstic system. It can be concluded that the river began as a consequence of the rapid regional base level fall (Guadiaro river), which triggered the incision of a palaeoponor of the former Mures polje. The palaeoponor originally connected to the Gato Cave. The later headward erosion associated with the base level fall extended the valley head through several episodes of channel incision and stabilization, which are represented by several stepped pediment levels and groups of erosional pits at different heights, excavated by the river in the canyon walls. Finally, the river captured the Campobuche polje, in the Sierra del Endrinal (Grazalema). The reason for this rapid and intense incision and the development of the exo-endokarstic system is interpreted as a later consequence of the headward erosion pulses experienced by many mediterranean rivers, as an inheritance of the strong regional base level falling phases recorded by the Mediterranean basin during its desiccation in Messinian times, in a clear contrast with the rivers of Atlantic drainage.

Key words: fluvial capture, endokarst, longitudinal profile.

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siglo�XX�unos�300�m�antes�de�la�cueva�(Presa�de�los�Caballeros).�Sin�embargo,�la�cueva�del�Gato�presenta�un�aporte�continuo�de�agua,�con�un�caudal�medio�de�1.5�m3/s�con�puntas�de�20�m3/s�(Benavente�y�Mangin,�1984).�

La� cueva�del�Gato�presenta�varias� paleo-surgencias� colgadas� a� distintas� alturas,� en-tre� +46.5� y� +8� m� sobre� el� cauce� del� actual�río� Guadiaro� según� Rodríguez� Vidal� et al.�(2008).� Para� estos� autores,� la� evolución� del�sistema� pudo� partir� de� una� red� subterránea�inicial� controlada�por� la� estructura,� de�modo�que�las�surgencias�habrían�estado�inicialmen-te�controladas�por�factores�alógenos.�El�rápi-do� encajamiento� del� río�Guadiaro� durante� el�Plioceno-Cuaternario�(Delannoy,�1999)�habría�favorecido�el�desarrollo�de�un�sistema�inicial-mente� freático� profundo� que,� a� medida� que�han�ido�descendiendo�sus�niveles,�se�ha�trans-formado� en� vadoso,� ampliando� sus� galerías�principales�por�gravedad.

El� presente� estudio� analiza� la�morfología�del�valle�del�río�Gaduares�antes�de�su�entrada�en� el� sistema�Hundidero-Gato,� con� el� objeto�de�reconstruir�el�mecanismo�por�el�cual�se�ge-neró�el�valle�ciego.�Para�ello�se�ha�elaborado�una�cartografía�geomorfológica�del�valle�y�se�han�realizado�tanto�perfiles�topográficos�trans-versales�como�un�perfil�longitudinal�del�cauce.�También�se�ha�llevado�a�cabo�una�inspección�de�campo�para�identificar�formas�y�depósitos�relictos�que�ayuden�a�reconstruir�la�evolución�del�río.�

RESULTADOS

El� río�Gaduares� nace�muy� cerca� del� pol-je�de� la�Manga�de�Villaluenga,� en�el�macizo�kárstico�del�Endrinal�(provincia�de�Cádiz).�Si-guiendo�un�trazado�controlado�por�una�fractu-ra�de�dirección�NE-SW,�el�río�posteriormente�cruza�y�excava�levemente�el�polje�de�Campo-buche,� cuyo� fondo� se� localiza� a�unos�810�m�de� altitud,� con� una� morfología� fuertemente�controlada�por�ese�mismo�accidente�tectónico�(Fig.�1B).�El�río�se�encaja�en�las�arcillas�rojas�de�descalcificación�que�cubren�el�replano.�La�pendiente� longitudinal� de� este� tramo� es�muy�baja,�de�apenas�0,6%.�Una�vez�fuera�del�ámbi-to�del�polje,�el�río�excava�las�areniscas�mioce-nas�del�flysch�y�mediante�un�claro�knick�(Fig.�2)�aumenta�bruscamente�su�pendiente�longitu-dinal�hasta�valores�de�en�torno�al�3%.

A�lo�largo�del�tramo�en�que�el�río�Gadua-res�se�excava�en�las�areniscas,�el�valle�presenta�una�dirección�E-W,�controlada�por�el�disposi-tivo� en� cuesta� y�hogback� con� buzamiento� al�norte�que�presentan�las�areniscas�en�esta�zona.�El�valle�muestra�una�anchura�amplia,�que�osci-la�entre�los�250�y�los�400�m,�con�un�fondo�con�sección�en�artesa.�En�la�margen�septentrional�desarrolla�hasta�tres�niveles�de�glacis-terrazas�escalonados,� cuyos� puntos� más� bajos� se� en-cuentran�respectivamente�a�+85,�+65�y�+15�m�por�encima�del�thalweg�actual.�Los�depósitos�asociados�presentan�menos�de�2�m�de�cantos�subangulosos�centimétricos�de�arenisca�en�una�matriz�arenosa�rojiza.�

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Una�vez�que�el�río�se�excava�en�las�calizas�jurásicas�de�la�Sierra�del�Algarrobo,�un�nuevo�knick� hace�aumentar� su�pendiente�hasta� cerca�del�20%,�a�la�vez�que�forma�el�cañón�sinuoso�

de�paredes�verticales�que�le�conduce�a�la�cueva�del�Hundidero.�En�este�tramo�del�valle�se�reco-nocen�varias�superficies�de�corrosión�escalona-das� (Fig.�1B),� caracterizadas�por�una�acusada�


FIGURA 1. A: Mapa de localización del valle del río Gaduares. MDT elaborado por la Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía. B: Mapa geomorfológico del valle del río Gaduares.

Una vez que el río se excava en las calizas jurásicas

de la Sierra del Algarrobo, un nuevo knick hace aumentar su pendiente hasta cerca del 20%, a la vez que forma el cañón sinuoso de paredes verticales que le

conduce a la cueva del Hundidero. En este tramo del valle se reconocen varias superficies de corrosión escalonadas (Fig. 1B), caracterizadas por una acusada planitud y una superficie desarrollada sobre calizas

FIGURA�1.�A: Mapa de localización del valle del río Gaduares. MDT elaborado por la Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía. B: Mapa geomorfológico del valle del río Gaduares

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planitud� y� una� superficie� desarrollada� sobre�calizas�subbéticas�biseladas�y�afectadas�por�un�denso� lapiaz� cubierto� exhumado� (hohlkarren,�kluftkarren� y� kavernosekarren,� básicamente,�característico�de�procesos�de�corrosión�kárstica�subcutánea).�Las�superficies�se�desarrollan�a�+�825-833,�+747-758�y�+732-737�m�de�altitud.�


subbéticas biseladas y afectadas por un denso lapiaz cubierto exhumado (hohlkarren, kluftkarren y kavernosekarren, básicamente, característico de procesos de corrosión kárstica subcutánea). Las superficies se desarrollan a + 825-833, +747-758 y +732-737 m de altitud.

FIGURA 2. Perfil longitudinal del río Gaduares.

La superficie de corrosión más baja corresponde al actual fondo del polje de Mures, uno de los muchos poljes que se reconocen en la región (Suma, 2011). El fondo se desarrolla al NE del valle del Gaduares, y muestra al menos un ponor o sumidero en su borde occidental. La base de la entrada de la cueva del Hundidero se encaja unos 160 m en el actual fondo del polje de Mures. La cartografía de las superficies de corrosión permite reconstruir la forma que tuvo el polje originalmente, mostrando un claro control estructural ligado a una falla de dirección NNE-SSW, sobre la que se ubica la entrada a la cueva del Hundidero.

La cueva del Hundidero presenta un gran desarrollo vertical, con cerca de 65 m de altura por apenas 10 m de anchura, siguiendo aproximadamente la traza de una fractura de dirección NNE-SSW con buzamiento superior a los 50º hacia el SE y cortando oblicuamente un anticlinal de dirección NE-SW. A lo largo de las paredes del cañón se observan numerosas huellas de erosión fluvial en forma de abrigos, marmitas y pozas colgadas a distintas alturas, las más altas de las cuales se localizan a 160 m por encima de la entrada a la cueva del Hundidero, aproximadamente la misma altura que el actual fondo del polje de Mures (Fig. 3). En los últimos 50 m antes de la entrada a la cueva hay una especial profusión de estas formas. Una cuantificación aproximada de la altura a la que aparecen en las paredes de este último tramo ha permitido estimar la existencia de varias agrupaciones

de marmitas en las inmediaciones de la entrada a la cueva (Fig. 4). En el interior de la cueva se aprecian, igualmente, numerosas formas de erosión parietal, como scalops, y especialmente cúpulas de disolución en el techo de la cavidad.

FIGURA 3. Marmitas y abrigos excavados por el río Gaduares en las paredes del cañón próximo a la entrada a la cueva de Hundidero. Las alturas están referidas a un replano intermedio que rodea al cañón a una altitud de 670 m.

DISCUSIÓN

La gran mayoría de los poljes de la Sierra de Líbar están controlados por fallas de dirección NNE-SSW, sobre cuya traza se ubican los principales sumideros y ponors que drenan sus fondos (Gracia y Benavente, 2006; Suma, 2011). La localización de la cueva del Hundidero sobre la traza de un accidente de esa misma dirección y su encajamiento en el polje de Mures hace pensar que su origen pudo estar en un sumidero del mismo. La distribución de las superficies de corrosión colgadas del polje muestra que originalmente se trataba de un semipolje con un claro control estructural ligado a dicha falla, que se prolonga hasta el vecino polje de

FIGURA�2.�Perfil longitudinal del río Gaduares

La�superficie�de�corrosión�más�baja�corres-ponde�al�actual�fondo�del�polje�de�Mures,�uno�de� los�muchos�poljes�que�se�reconocen�en� la�región�(Suma,�2011).�El�fondo�se�desarrolla�al�NE�del�valle�del�Gaduares,�y�muestra�al�menos�un�ponor�o�sumidero�en�su�borde�occidental.�La�base�de�la�entrada�de�la�cueva�del�Hundide-ro�se�encaja�unos�160�m�en�el�actual�fondo�del�polje�de�Mures.�La�cartografía�de�las�superfi-cies�de�corrosión�permite�reconstruir�la�forma�que�tuvo�el�polje�originalmente,�mostrando�un�claro�control�estructural�ligado�a�una�falla�de�dirección�NNE-SSW,�sobre�la�que�se�ubica�la�entrada�a�la�cueva�del�Hundidero.�

La�cueva�del�Hundidero�presenta�un�gran�desarrollo�vertical,� con�cerca�de�65�m�de�al-tura� por� apenas� 10�m� de� anchura,� siguiendo�aproximadamente� la� traza�de�una� fractura�de�dirección�NNE-SSW�con�buzamiento�superior�a�los�50º�hacia�el�SE�y�cortando�oblicuamente�un�anticlinal�de�dirección�NE-SW.�A�lo�largo�de� las� paredes� del� cañón� se� observan� nume-rosas� huellas� de� erosión� fluvial� en� forma� de�

abrigos,�marmitas�y�pozas�colgadas�a�distintas�alturas,�las�más�altas�de�las�cuales�se�localizan�a�160�m�por�encima�de�la�entrada�a�la�cueva�del� Hundidero,� aproximadamente� la� misma�altura�que�el�actual�fondo�del�polje�de�Mures�(Fig.�3).�En�los�últimos�50�m�antes�de�la�en-trada�a�la�cueva�hay�una�especial�profusión�de�estas� formas.�Una�cuantificación�aproximada�de� la�altura�a� la�que�aparecen�en� las�paredes�de�este�último� tramo�ha�permitido�estimar� la�existencia�de�varias�agrupaciones�de�marmitas�en�las�inmediaciones�de�la�entrada�a�la�cueva�(Fig.�4).�En�el�interior�de�la�cueva�se�aprecian,�igualmente,�numerosas�formas�de�erosión�pa-rietal,�como�scalops,�y�especialmente�cúpulas�de�disolución�en�el�techo�de�la�cavidad.


subbéticas biseladas y afectadas por un denso lapiaz cubierto exhumado (hohlkarren, kluftkarren y kavernosekarren, básicamente, característico de procesos de corrosión kárstica subcutánea). Las superficies se desarrollan a + 825-833, +747-758 y +732-737 m de altitud.

FIGURA 2. Perfil longitudinal del río Gaduares.

La superficie de corrosión más baja corresponde al actual fondo del polje de Mures, uno de los muchos poljes que se reconocen en la región (Suma, 2011). El fondo se desarrolla al NE del valle del Gaduares, y muestra al menos un ponor o sumidero en su borde occidental. La base de la entrada de la cueva del Hundidero se encaja unos 160 m en el actual fondo del polje de Mures. La cartografía de las superficies de corrosión permite reconstruir la forma que tuvo el polje originalmente, mostrando un claro control estructural ligado a una falla de dirección NNE-SSW, sobre la que se ubica la entrada a la cueva del Hundidero.

La cueva del Hundidero presenta un gran desarrollo vertical, con cerca de 65 m de altura por apenas 10 m de anchura, siguiendo aproximadamente la traza de una fractura de dirección NNE-SSW con buzamiento superior a los 50º hacia el SE y cortando oblicuamente un anticlinal de dirección NE-SW. A lo largo de las paredes del cañón se observan numerosas huellas de erosión fluvial en forma de abrigos, marmitas y pozas colgadas a distintas alturas, las más altas de las cuales se localizan a 160 m por encima de la entrada a la cueva del Hundidero, aproximadamente la misma altura que el actual fondo del polje de Mures (Fig. 3). En los últimos 50 m antes de la entrada a la cueva hay una especial profusión de estas formas. Una cuantificación aproximada de la altura a la que aparecen en las paredes de este último tramo ha permitido estimar la existencia de varias agrupaciones

de marmitas en las inmediaciones de la entrada a la cueva (Fig. 4). En el interior de la cueva se aprecian, igualmente, numerosas formas de erosión parietal, como scalops, y especialmente cúpulas de disolución en el techo de la cavidad.

FIGURA 3. Marmitas y abrigos excavados por el río Gaduares en las paredes del cañón próximo a la entrada a la cueva de Hundidero. Las alturas están referidas a un replano intermedio que rodea al cañón a una altitud de 670 m.

DISCUSIÓN

La gran mayoría de los poljes de la Sierra de Líbar están controlados por fallas de dirección NNE-SSW, sobre cuya traza se ubican los principales sumideros y ponors que drenan sus fondos (Gracia y Benavente, 2006; Suma, 2011). La localización de la cueva del Hundidero sobre la traza de un accidente de esa misma dirección y su encajamiento en el polje de Mures hace pensar que su origen pudo estar en un sumidero del mismo. La distribución de las superficies de corrosión colgadas del polje muestra que originalmente se trataba de un semipolje con un claro control estructural ligado a dicha falla, que se prolonga hasta el vecino polje de

FIGURA�3.�Marmitas y abrigos excavados por el río Ga-duares en las paredes del cañón próximo a la entrada a la cueva de Hundidero. Las alturas están referidas a un repla-no intermedio que rodea al cañón a una altitud de 670 m

DISCUSIÓN

La�gran�mayoría�de�los�poljes�de�la�Sierra�de�Líbar�están�controlados�por�fallas�de�direc-

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ción� NNE-SSW,� sobre� cuya� traza� se� ubican�los�principales�sumideros�y�ponors�que�drenan�sus�fondos�(Gracia�y�Benavente,�2006;�Suma,�2011).� La� localización� de� la� cueva� del�Hun-didero� sobre� la� traza� de� un� accidente� de� esa�misma�dirección�y�su�encajamiento�en�el�polje�de�Mures�hace�pensar�que�su�origen�pudo�estar�en�un�sumidero�del�mismo.�La�distribución�de�las�superficies�de�corrosión�colgadas�del�polje�muestra�que�originalmente�se�trataba�de�un�se-mipolje�con�un�claro�control�estructural�ligado�a�dicha�falla,�que�se�prolonga�hasta�el�vecino�polje�de�Benaoján� (Delannoy,�1999).� Inicial-mente,�la�circulación�de�agua�en�el�interior�del�macizo�debió�de�presentar�un�régimen�domi-nante�de�tipo�freático.�


Benaoján (Delannoy, 1999). Inicialmente, la circulación de agua en el interior del macizo debió de presentar un régimen dominante de tipo freático.

FIGURA 4. Desarrollo de marmitas en las paredes del cañón de entrada a la cueva del Hundidero. A: imagen de las marmitas reconocibles en la pared occidental del cañón. B: distribución altimétrica de marmitas.

Una vez se abrió la cueva del Gato, se estableció una comunicación más directa entre las entradas hídricas por Hundidero y la salida al valle del Guadiaro. Este último río ha experimentado un rápido encajamiento durante el Plioceno-Cuaternario (Delannoy, 1999), lo que ha llevado a la excavación de profundos cañones a lo largo de su cuenca (Tajo de Ronda, Desfiladero de las Buitreras en Gaucín, etc.). El encajamiento provocó la transformación de las condiciones freáticas iniciales del sistema Hundidero-Gato a condiciones vadosas, donde a la disolución kárstica se unieron los procesos de erosión mecánica provocados por flujos hídricos cada vez mayores. En los primeros estadios debió de formarse un sistema de pequeños conductos epifreáticos cuya inundación esporádica favoreció la formación de las cúpulas de disolución de techo que se aprecian en la entrada de la cueva de Hundidero.

Conforme el Guadiaro fue excavando su valle, se abrieron nuevos puntos de salida en la cueva del Gato a alturas cada vez más bajas (Rodríguez Vidal et al.,

2008), aumentando así el gradiente del flujo endokárstico Hundidero-Gato. Como consecuencia, comenzó un proceso de erosión remontante en el interior del sistema endokárstico, responsable de la formación del cañón subterráneo y del progresivo desarrollo vertical de la cueva del Hundidero. Buena parte del polje de Mures fue excavada por un sistema de arroyos que drenaba hacia un ponor cada vez más profundo y amplio, según un proceso también reconocible en la actualidad en algunos de los poljes más altos de la Sierra de Grazalema (Navazo Alto y Navazo Chico; Suma, 2011). De esta manera se fue organizando una red de drenaje superficial cada vez más compleja que segmentó y compartimentó el polje de Mures original, dejando un fondo colgado abandonado (el actual polje de Mures), mientras por erosión remontante el cauce principal llegaba a excavar las areniscas del flysch numídico.

Este proceso de erosión remontante continuó a lo largo del Cuaternario a través de varias fases alternantes de excavación rápida y estabilización parcial, tal y como indican los tres niveles de glacis escalonados en el valle del Gaduares y las agrupaciones de marmitas observadas en las paredes del cañón cercano a Hundidero. Finalmente, la cabecera del Gaduares llegó a capturar el polje de Campobuche, a 17 km de distancia aguas arriba de Hundidero. El proceso parece seguir activo en la actualidad, ya que el conducto de salida en la cueva del Gato queda colgado unos 8 m por encima del valle del Guadiaro y por tanto no se ha alcanzado todavía el equilibrio del sistema exo-endokárstico con el nivel de base hacia el que drena. Cabe suponer que en un futuro la erosión remontante del Gaduares progresará, llegando a capturar al polje de la Manga de Villaluenga, que drena hacia la vertiente atlántica, haciendo cambiar su drenaje hacia la vertiente mediterránea. Las causas del fuerte encajamiento diferencial del río Guadiaro con respecto a los ríos atlánticos de la zona podrían explicarse como una manifestación muy tardía, en cabecera, de las intensas oleadas de encajamiento y erosión remontante que han sufrido los ríos mediterráneos a lo largo del Plioceno y Cuaternario, muy probablemente herencia de la desecación del Mediterráneo durante el Messiniense, que provocó un descenso de los niveles de base regionales evaluable en varios cientos de metros (Gracia et al., 2012).

CONCLUSIONES

El origen del valle del río Gaduares parece ligado a la excavación de un cañón subterráneo que conectó el paleoponor del polje de Mures con el valle del

FIGURA�4.�Desarrollo de marmitas en las paredes del cañón de entrada a la cueva del Hundidero. A: imagen de las marmitas reconocibles en la pared occidental del cañón. B: distribución altimétrica de marmitas

Una�vez�se�abrió�la�cueva�del�Gato,�se�es-tableció�una� comunicación�más�directa� entre�las�entradas�hídricas�por�Hundidero�y�la�salida�al�valle�del�Guadiaro.�Este�último� río�ha�ex-perimentado� un� rápido� encajamiento� durante�

el�Plioceno-Cuaternario�(Delannoy,�1999),� lo�que�ha� llevado�a� la�excavación�de�profundos�cañones�a�lo�largo�de�su�cuenca�(Tajo�de�Ron-da,� Desfiladero� de� las� Buitreras� en� Gaucín,�etc.).�El�encajamiento�provocó�la�transforma-ción�de�las�condiciones�freáticas�iniciales�del�sistema�Hundidero-Gato�a�condiciones�vado-sas,�donde�a�la�disolución�kárstica�se�unieron�los�procesos�de�erosión�mecánica�provocados�por�flujos�hídricos�cada�vez�mayores.�En� los�primeros�estadios�debió�de�formarse�un�siste-ma�de�pequeños� conductos� epifreáticos� cuya�inundación�esporádica�favoreció�la�formación�de� las�cúpulas�de�disolución�de� techo�que�se�aprecian�en�la�entrada�de�la�cueva�de�Hundi-dero.�

Conforme� el� Guadiaro� fue� excavando� su�valle,�se�abrieron�nuevos�puntos�de�salida�en�la�cueva�del�Gato�a�alturas�cada�vez�más�bajas�(Rodríguez� Vidal� et al.,� 2008),� aumentando�así�el�gradiente�del�flujo�endokárstico�Hundi-dero-Gato.�Como�consecuencia,� comenzó�un�proceso� de� erosión� remontante� en� el� interior�del� sistema� endokárstico,� responsable� de� la�formación�del�cañón�subterráneo�y�del�progre-sivo�desarrollo�vertical�de� la�cueva�del�Hun-didero.� Buena� parte� del� polje� de� Mures� fue�excavada�por�un�sistema�de�arroyos�que�dre-naba�hacia�un�ponor�cada�vez�más�profundo�y�amplio,�según�un�proceso�también�reconocible�en�la�actualidad�en�algunos�de�los�poljes�más�altos�de�la�Sierra�de�Grazalema�(Navazo�Alto�y�Navazo�Chico;�Suma,�2011).�De�esta�manera�se�fue�organizando�una�red�de�drenaje�super-ficial�cada�vez�más�compleja�que�segmentó�y�compartimentó�el�polje�de�Mures�original,�de-jando�un�fondo�colgado�abandonado�(el�actual�polje�de�Mures),�mientras�por�erosión�remon-tante�el�cauce�principal� llegaba�a�excavar�las�areniscas�del�flysch�numídico.

Este�proceso�de�erosión�remontante�conti-nuó�a�lo�largo�del�Cuaternario�a�través�de�va-rias� fases� alternantes�de� excavación� rápida�y�

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estabilización�parcial,� tal�y�como� indican� los�tres�niveles�de�glacis�escalonados�en�el�valle�del�Gaduares�y�las�agrupaciones�de�marmitas�observadas� en� las� paredes� del� cañón� cerca-no� a�Hundidero.�Finalmente,� la� cabecera� del�Gaduares�llegó�a�capturar�el�polje�de�Campo-buche,� a� 17�km�de�distancia� aguas� arriba� de�Hundidero.� El� proceso� parece� seguir� activo�en� la� actualidad,�ya�que� el� conducto�de� sali-da�en� la�cueva�del�Gato�queda�colgado�unos�8�m�por�encima�del�valle�del�Guadiaro�y�por�tanto�no�se�ha�alcanzado�todavía�el�equilibrio�del� sistema�exo-endokárstico�con�el�nivel�de�base�hacia�el�que�drena.�Cabe�suponer�que�en�un�futuro�la�erosión�remontante�del�Gaduares�progresará,� llegando�a�capturar�al�polje�de� la�Manga�de�Villaluenga,�que�drena�hacia�la�ver-tiente� atlántica,� haciendo� cambiar� su� drenaje�hacia�la�vertiente�mediterránea.�Las�causas�del�fuerte� encajamiento� diferencial� del� río� Gua-diaro� con� respecto� a� los� ríos� atlánticos�de� la�zona�podrían�explicarse�como�una�manifesta-ción�muy�tardía,�en�cabecera,�de� las� intensas�oleadas�de�encajamiento�y�erosión�remontan-te�que�han�sufrido�los�ríos�mediterráneos�a�lo�largo�del�Plioceno�y�Cuaternario,�muy�proba-blemente�herencia�de�la�desecación�del�Medi-terráneo�durante�el�Messiniense,�que�provocó�un�descenso�de�los�niveles�de�base�regionales�evaluable�en�varios�cientos�de�metros�(Gracia�et al.,�2012).

CONCLUSIONES�

El�origen�del�valle�del�río�Gaduares�parece�ligado�a�la�excavación�de�un�cañón�subterráneo�que�conectó�el�paleoponor�del�polje�de�Mures�con�el�valle�del�Guadiaro.�El�rápido�e�intenso�encajamiento�de�este�último�río�tuvo�como�re-sultado�un�proceso�de�erosión�remontante�que�en�cabecera�llevó�a�la�compartimentación�del�polje�de�Mures,�de�cuya�presencia�quedan�hoy�restos�de�superficies�de�corrosión�escalonadas�y�un�fondo�colgado�a�unos�150�m�por�encima�del� cauce� del� Gaduares.� El� río� Gaduares� ha�

seguido� desarrollando� su� valle�mediante� una�activa�erosión�fluvial�en�cabecera,�hasta�llegar�a�capturar�un�segundo�polje,�el�de�Campobu-che,� localizado�a�unos�15�km�de�Hundidero.�El�perfil�longitudinal�de�este�río�muestra�esta�activa� erosión� remontante,� desencadenada� y�controlada� por� su� nivel� de� base,� representa-do�por�el�río�Guadiaro.�Se�trata,�en�definitiva,�de�un�ejemplo�notable�de�erosión�remontante�exo-endokárstica� desencadenado� por� un� rá-pido� descenso� del� nivel� de� base� kárstico.� Se�plantea�el�origen�de�estos�fuertes�encajamien-tos� regionales� como�una� consecuencia� tardía�de�los�intensos�procesos�de�erosión�remontan-te�que�comenzaron�durante�la�desecación�del�Mediterráneo�en�el�Messiniense�y�que,�una�vez�iniciados,� provocaron� una� desestabilización�de�los�perfiles�de�equilibrio�fluviales�vertien-tes�a�la�cuenca,�cuyo�reajuste�completo�no�ha�finalizado�aún.

AGRADECIMIENTOS

El� presente� trabajo� es� una� aportación� al�grupo�RNM�328�del�Plan�Andaluz�de� Inves-tigación.

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Desarrollo de dolinas de colapso durante épocas de sequía. El caso del karst evaporítico aluvial del valle medio del Río Fluvià

The occurrence of collapse sinkholes during drought periods. Case study from the covered evaporite karst of the Fluvià Valley, NE Spain

R. Linares1, M. Zarroca1, C. Roqué2, F. Gutiérrez3, I. Fabregat3, D. Carbonel3 y J. Guerrero3

1 �Dpto.de�Geología,�Universidad�Autónoma�de�Barcelona,�08193�Bellaterra,�Barcelona�(España).�[email protected]�

2 �Àrea�de�Geodinàmica�Externa.�Universitat�de�Girona,�Girona�(España)3 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�Zaragoza�(España)

Resumen: El� valle� medio� del� Río� Fluvià� (NE� de� España)� está� afectado� por� fenómenos� de�subsidencia� relacionados� con� la� karstificación� de� evaporitas� plegadas� eocenas,� generalmente�cubiertas�por�materiales�superficiales�recientes�(aluviones,�tobas,�basaltos).�A�menudo�se�tiende�a�considerar�que�la�probabilidad�de�ocurrencia�de�dolinas�aumenta�durante�periodos�de�máxima�recarga,�cuando�la�karstificación�es�más�intensa�y�los�materiales�superficiales�en�la�zona�no�saturada�aumentan�su�peso�por�la�incorporación�de�agua.�En�este�trabajo�presentamos�datos�cronológicos�de�formación/reactivación�de�dolinas�y�registros�piezométricos�de�los�últimos�30�años�que�indican�un�escenario�completamente�distinto.�La� información�obtenida�en�el�Valle�del�Fluvià�muestra�como�en�condiciones�naturales,�los�colapsos�se�producen,�principalmente,�en�épocas�de�sequía.�En�esos�momentos�de�menor�recarga�del�sistema�acuífero,�las�condiciones�de�carga�hidráulica�del�tramo�evaporítico�superior�son�mayores�a�las�del�tramo�inferior�y�a�las�del�acuífero�superficial.�Entre� otros� efectos,� dichas� condiciones� propician� que� en� algunas� áreas� se� generen� flujos� de�descarga�que�provocan�el�aumento�en�las�presiones�efectivas�sobre�las�bóvedas�de�las�cavidades,�desencadenando� el� colapso� de� los� materiales.� Esta� interpretación� puede� tener� implicaciones�importantes�en�el�análisis�de�peligrosidad�de�dolinas�y�en�las�interpretaciones�paleoclimáticas�de�los�eventos�de�inestabilidad�gravitatoria�(paleodeslizamientos�y�paleocolapsos)�que�se�registran�en�lagos�kársticos.

Palabras clave: dolinas,� gestión� de� riesgos,� karst� cubierto,� karst� evaporítico,� variación�piezométrica.�

Abstract: The middle reach of the Fluvia River valley and some surrounding areas (NE Spain)are affected by subsidence phenomena related to the karstification of several folded Eocene formations, generally covered by surficial formations (alluvium, calcareous tufa and Quaternary basalts). A common conception is that sinkhole frequency increases during periods of maximum aquifer recharge, when karstification is more intense and the weight of the cover materials located in the non-saturated zone increase due to a rise in the water content. This work present chronological data of sinkhole formation/reactivation and piezometric data from the last three decades that indicate a different behaviour. Data obtained in the Fluvia


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INTRODUCCIÓN

Los�factores�que�condicionan�el�desarro-llo�de�dolinas�de�colapso�en�un�karst�evapo-rítico� cubierto� son� de� tipo� geomecánico� e�hidrogeológico�(Gutiérrez�et al.,�2008a�y�b).�Estos�están�relacionados�con�los�procesos�de�disolución�de�las�rocas�evaporíticas�y�los�de�deformación�y/o�erosión�interna�de�los�mate-riales�suprayacentes�(Gutiérrez�et al.,�2014).�En�todos�ellos,�el�agua�subterránea�juega�un�papel�clave� (Gutiérrez,�2010;�Cooper�y�Gu-tiérrez,�2013).�De�hecho,�numerosos�trabajos�demuestran�que� las�variaciones�del� régimen�hidrogeológico� provocadas� por� actuacio-nes� humanas� constituyen� el� principal� factor�antropogénico� desencadenante� de� dolinas�(Gutiérrez�et al.,�2014).�En�consecuencia,�el�conocimiento�de�la�dinámica�hidrogeológica�a� corto,�medio� y� largo� plazo� de� la� zona� de�estudio,�es�un�aspecto�crucial�en�los�análisis�de�peligrosidad�de�dolinas�(Lamont-Black�et al.,�2005;�Acero�et al.,�2015).�

Este� trabajo� se� centra� en� estudiar� las� re-laciones� existentes� entre� los� cambios� natura-les�de� las�condiciones�de�carga�hidráulica�en�acuíferos�kársticos�evaporíticos�y�la�génesis�de�dolinas,�siendo�este�un�aspecto�poco�estudiado�en� la� literatura� internacional� en� el� karst� eva-porítico�cubierto�(Lamont-Black�et al.,�2005).�Según� nuestro� conocimiento,� es� la� primera�

vez�que� se� analiza�dicha� relación� en� la� zona�de�estudio.�La�escasez�de�este�tipo�de�trabajos�estriba� en� la� dificultad� de� disponer� de� series�temporales� piezométricas,� suficientemente�continuas� en� el� tiempo,� y� representativas� de�las�diversas�condiciones�hidráulicas�existentes�en�acuíferos�complejos�(Tihansky,�1999;�Gu-tiérrez�et al.,�2014).�

ZONA DE ESTUDIO

La�zona�de�estudio� forma�parte�de�sector�oriental�de�la�unidad�sudpirenaica�central;�área�que� se� extiende�por� la� zona�de�conexión�en-tre�la�cuenca�de�antepaís�del�Ebro�o�depresión�del�Ebro�(predominio�de�materiales�eocenos)�y� los� relieves� pirenaicos� de� la�Alta�Garrotxa�(dominio� de�materiales�mesozoicos)� (Muñoz�et al.,�1983)�

En� el� valle�medio� del� Fluvià,� el� substrato�está�formado�por�sedimentos�terrígenos,�carbo-naticos�y�evaporíticos�del�Paleógeno�(Martínez�et al.,�2000;�Mató�et al.,�1996).�Estas�formacio-nes�plegadas�forman�parte�de�dos�grandes�uni-dades�tectónicas.�Al�N�el�Manto�del�Cadí�de�la�zona�surpirenaica,�y�al�S�la�cuenca�de�antepaís�plegada.�Ambas�unidades�están� separadas�por�el�cabalgamiento�de�Vallfogona�(Fig.�1).�El�va-lle�medio�del�río�Fluvià�sigue�aproximadamente�la�traza�de�este�cabalgamiento�(Gutiérrez�et al.,�en�revisión)�(Fig.�1a,�b).�

Valley reveal that, under natural conditions, collapse sinkhole preferably occur during drought periods. During these periods of lower aquifer recharge, the hydraulic head in the upper evaporitic aquifer is higher than in the lower aquifer and the surficial aquifer. Such condition leads to the development of upward and downward discharge flows that induces a decrease in the pore fluid pressure, with the consequent increase in the effective stresses on the cavity roofs that triggers the collapses. This interpretation may have important implications in sinkhole hazard analyses and the paleoclimatic explanation given to instability events (paleolandslides and paleosinkholes) recorded in karstic lakes.

Key words: covered karst, evaporite karst, hazard management, potentiometric variation, sinkhole.

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suprayacentes (Gutiérrez et al., 2014). En todos ellos, el agua subterránea juega un papel clave (Gutiérrez, 2010; Cooper y Gutiérrez, 2013). De hecho, numerosos trabajos demuestran que las variaciones del régimen hidrogeológico provocadas por actuaciones humanas constituyen el principal factor antropogénico desencadenante de dolinas (Gutiérrez et al., 2014). En consecuencia, el conocimiento de la dinámica hidrogeológica a corto, medio y largo plazo de la zona de estudio, es un aspecto crucial en los análisis de peligrosidad de dolinas (Lamont-Black et al., 2005; Acero et al., 2015).

Este trabajo se centra en estudiar las relaciones existentes entre los cambios naturales de las condiciones de carga hidráulica en acuíferos kársticos evaporíticos y la génesis de dolinas, siendo este un aspecto poco estudiado en la literatura internacional en el karst evaporítico cubierto (Lamont-Black et al. 2005). Según nuestro conocimiento, es la primera vez que se analiza dicha relación en la zona de estudio. La escasez de este tipo de trabajos estriba en la dificultad de disponer de series temporales piezométricas, suficientemente continuas en el tiempo, y representativas de las diversas condiciones hidráulicas

existentes en acuíferos complejos (Tihansky, 1999; Gutiérrez et al. 2014).

ZONA DE ESTUDIO

La zona de estudio forma parte de sector oriental de la unidad sudpirenaica central; área que se extiende por la zona de conexión entre la cuenca de antepaís del Ebro o depresión del Ebro (predominio de materiales eocenos) y los relieves pirenaicos de la Alta Garrotxa (dominio de materiales mesozoicos) (Muñoz et al. 1983)

En el valle medio del Fluvià, el substrato está formado por sedimentos terrígenos, carbonaticos y evaporíticos del Paleógeno (Martínez et al 2000; Mató et al 1996). Estas formaciones plegadas forman parte de dos grandes unidades tectónicas. Al N el Manto del Cadí de la zona surpirenaica, y al S la cuenca de antepaís plegada. Ambas unidades están separadas por el cabalgamiento de Vallfogona (Fig. 1). El valle medio del río Fluvià sigue aproximadamente la traza de este cabalgamiento (Gutiérrez et al., en revisión) (Fig. 1a, b).

FIGURA 1. (a) Síntesis hidrogeológica de la cuenca alta del rio Fluvià. Se indican las principales estructuras tectónicas que condicionan el flujo subterráneo de la región. Elaborada a partir de datos extraídos de Bach et al (1986), Roqué et al. (2013) y Sanz (1981). (b) Distribución en el subsuelo de las principales unidades acuíferas. La información utilizada para la elaboración de los mapas y corte geológico ha sido extraída de las cartografías

realizadas por Martínez et al. (2000) y Mató et al. (1996).

10 km

Olot

Banyoles

SPAINFRANCE

Alta Garrotxa

(a)

Posicióndel corte (b)

Principales zonas de recarga

Principales zonas de descarga

Principales fallas

Cabalgamiento de Vallfogona

Direcciones del flujo subterráneo

Empordan-3Sant Miquel de Campmajor1000Besalú_4 1000

NSZona de descarga del río Fluvià

(b)Cabagamiento de Vallfogona

0

- 2000

- 1000

0

Predominio de formaciones carbonatadas. Acuífero kárstico

Formaciones evaporíticas. Acuífero kárstico

Predominio de formaciones poco permeables

Besalú

Llano de Maià-Querol

FIGURA�1. (a) Síntesis hidrogeológica de la cuenca alta del rio Fluvià. Se indican las principales estructuras tectónicas que condicionan el flujo subterráneo de la región. Elaborada a partir de datos extraídos de Bach et�al. (1986), Roqué et�al. (2013) y Sanz (1981). (b) Distribución en el subsuelo de las principales unidades acuíferas. La información utilizada para la elaboración de los mapas y corte geológico ha sido extraída de las cartografías realizadas por Martínez et�al.�(2000) y Mató et�al. (1996)

Los� depósitos� pliocenos� y� cuaternarios,�principalmente� pleistocenos,� presentan� un�gran� desarrollo� (Fig.� 1b).� Están� constituidos�por� facies� aluviales� y� lacustres� asociadas� a�glacis,�terrazas�y�plataformas�tobáceas�(Gutié-rrez�et al.,�en�revisión).�

La� disposición� morfoestructural� de� los�materiales� paleógenos� en� la� cuenca�media� y�alta�del�río�Fluvià,�condiciona�el�desarrollo�de�un� importante� sistema� hidrogeológico� (volu-men�mínimo�de�unos�60�hm3)�constituido�por�acuíferos� kársticos� en� calizas� y� evaporitas,�conectados�hidráulicamente�y�con�un�compor-tamiento� confinado� en� la� mayor� parte� de� su�extensión� (Fig.�1b)� (Sanz,�1981;�Bach�et al.,�1986).� Las� zonas� montañosas� situadas� en� la�Alta�Garrotxa,�actúan�como�zonas�de�recarga�(Sanz�et al.,�1982;�Vidal-Pardal,�1960).�Las�sa-lidas�naturales�del�sistema�hidrogeológico�co-

rresponden�a�las�zonas�surgentes�existentes�en�el�Llano�de�Espolla-Usall�(215�m),�el�valle�de�Sant�Miquel�de�Campmajor�(200�m),�la�depre-sión�de�Banyoles�(175�m)�y�valle�del�río�Fluvià�(155�m)�(Sanz,�1981).�Su�comportamiento�es�de�tipo�trop-plein;�dejan�de�funcionar�cuando�disminuye�la�carga�hidráulica�del�sistema.

Las�aguas�que�circulan�por�el�acuífero�de-sarrollado�en�las�calizas�de�la�Formación�Pen-ya� (Fig.�1b)�poseen�una�baja�mineralización,�encontrándose� muy� próximas� al� equilibrio�químico�con�respecto�a�la�calcita.�Cuando�estas�aguas�circulan�a�través�del�acuífero�evaporítico�suprayacente,�aumenta�su�mineralización�por�la�disolución�de�yesos�(karst�hipogénico).�La�existencia�de�tramos�con�dolomías�favorece�el�desarrollo�de�reacciones�de�de�dolomitización�que� aceleran� los� procesos� de� disolución� en�profundidad�al�disminuir� la�actividad�del� ión�

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Ca�(Bischoff�et al.,�1996).�La�conexión�entre�ambos�acuíferos�se�establece�por�las�diversas�intercalaciones�de�unidades�carbonatadas�que�contiene�el�acuífero�evaporítico.

La�dinámica�del�flujo�subterráneo�respon-de�a�un�patrón�de�circulación�rápida.�Los�con-tenidos�en�tritio�(3H)�de�las�aguas�del�acuífero�profundo�en�calizas�revelan�que�la�renovación�de�sus�aguas�se�realiza�en�periodos�que�osci-lan,�según�zonas,�entre�11�y�18�meses�(Sanz�y�Trilla,�1982).�Las�lluvias�intensas�en�las�zona�de�recarga�tienen�su�efecto�al�cabo�de�3�meses�en�zonas�distales�del�sistema�(Sanz,�1981).

METODOLOGÍA

La�metodología� seguida�se�basa�en� la� in-tegración�de�los�datos�obtenidos�mediante�di-versas� técnicas.�En�esta� investigación� se�han�realizado� principalmente� trabajos� geomor-fológicos� de� inventario� y� caracterización� de�dolinas� y� se� han� analizado� series� temporales�de� datos� piezométricos.� Nuestro� objetivo� es�el� de� determinar� la� influencia� que� tienen� los�cambios�naturales�de�la�dinámica�hídrica�en�la�generación�de�dolinas�de�hundimiento.�

Hemos� seleccionado� la� zona� del� Llano� de�Maià-Querol�(Fig.�1a)�para�llevar�a�cabo�nuestro�estudio�por�diversos�motivos:�(1)�Se�trata�de�una�zona�afectada�por�hundimientos�recientes�(últi-mos�18�años);�(2)�Los�usos�de�suelo,�mayorita-riamente�agrícolas�y�forestales,�no�han�variado�desde�hace�décadas.�Tan�sólo�se�han�introducido�sistemas� de� regadío� en� zonas� determinadas� y�durante�pocos�años,�por�lo�que�las�condiciones�hidrológicas� son� esencialmente� naturales;� (3)�Proximidad�a�las�principales�zonas�de�descarga�subterránea�(existen�al�N�del�río�Fluvià).�Por�lo�general,� la� descarga� de� flujos� confinados� pro-fundos�genera�domos�piezométricos�con�varia-ciones�rápidas�de�carga�en�su�zona�de�influencia�(e.g.�Linares�et al.,�2010).�Esto�las�hace�más�sus-ceptibles�a�los�efectos�ocasionados�por�cambios�del�nivel�piezométrico.�

El�conjunto�de�datos�de�fotografías�aéreas�y� cartografías� utilizados� en� los� trabajos� geo-morfológicos� corresponden� a� los� años� 1933,�1945,� 1946,� 1950,� 1954,� 1957,� 1977,� 1980,�1986,� 1987,� 1993,� 1996,� 2000,� 2002,� 2004,�2006,� 2008,� 2009,2010,� 2011,� 2012,� 2013,�2014� y� 2015.� Las� características� de� los� son-deos�y�piezómetros�utilizados�se�muestran�de�manera�sintética�en�la�figura�2.


FIGURA 2. Sección esquemática de las unidades hidrogeológicas investigadas mediante sondeos y piezómetros. Los tramos ranurados se indican mediante puntos blancos discontinuos.

RESULTADOS/DISCUSIÓN

Los trabajos realizados han permitido identificar diversas etapas de mayor actividad en relación a la aparición de evidencias morfológicas de inestabilidad del terreno (dolinas de hundimiento).

En el caso del período comprendido entre 1985 y 2009, correspondiente al registro piezométrico del sondeo IRYDA (Fig. 3), los datos recopilados ponen de manifiesto que las dolinas se desarrollan, mayoritariamente, durante épocas de sequía en las que se produce un prolongado descenso piezométrico. Los trabajos de fotointerpretación (imágenes del 2000, 2002, 2004, 2006, 2008, 2009 y 2010), junto a los de inventario de campo llevados a cabo, han permitido constatar que se trata de períodos caracterizados por un aumento en la frecuencia de formación de dolinas. Por sus mayores dimensiones destacan los colapsos de Forat de Can Cademont (Octubre de 1998) y de Can Janassa (Octubre de 2005). En cambio, en momentos de niveles piezométricos elevados, la formación de dolinas es muy escasa (Fig. 3).

FIGURA 3. Comparación entre el registro piezométrico del sondeo IRYDA y los períodos de generación de dolinas e inactividad detectados en la zona del Llano de Maià-Querol. Se incluyen también los datos disponibles del entorno de las poblaciones de Bañolas y Besalú.

Estas tendencias se observan también en otros períodos y áreas de esta región. Así, en el área de Sant Miquel de Campmajor, una de las zonas de descarga de sistema hidrogeológico (Fig. 1b), los datos históricos recopilados indican que los hundimientos se producen, mayoritariamente, en épocas de sequía. Este es el caso de los colapsos documentados en los años 1732, 1817, 1872, 1880, 1908 y 1910 (Sanz, 1981; Abellán, 2010). En la zona del lago Banyoles, Brusi et al. (1987), en un trabajo pionero, pone de manifiesto la existencia de estas correlaciones entre formación de dolinas y períodos de sequía.

El análisis de datos proporcionados por los piezómetros múltiples de Fontcoberta (Fig. 2) nos permite precisar las relaciones hidrodinámicas existentes entre las unidades acuíferas evaporíticas y su entorno en períodos de recarga y de sequía (Fig. 4).

En episodios de recarga importantes, la carga hidráulica del tramo evaporítico superior (Piezómetro 2, Figs. 2 y 4) es menor a las existentes en su entorno. Tanto en el tramo inferior del acuífero evaporítico (piezómetro 3, Fig. 2 y 4) como en el acuífero en formaciones superficiales (piezómetro 1, Fig.2 y 4), las cargas hidráulicas son mayores. En este contexto, los niveles karstificados más próximos a la superficie reciben agua proveniente de acuíferos profundos y superficiales.

FIGURA�2.�Sección esquemática de las unidades hidro-geológicas investigadas mediante sondeos y piezómetros. Los tramos ranurados se indican mediante puntos blan-cos discontinuos


Los� trabajos� realizados� han� permitido�identificar�diversas�etapas�de�mayor�actividad�en�relación�a�la�aparición�de�evidencias�mor-fológicas�de�inestabilidad�del�terreno�(dolinas�de�hundimiento).

En� el� caso� del� período� comprendido� en-tre� 1985� y� 2009,� correspondiente� al� registro�piezométrico�del�sondeo�IRYDA�(Fig.�3),�los�

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datos�recopilados�ponen�de�manifiesto�que�las�dolinas�se�desarrollan,�mayoritariamente,�du-rante�épocas�de�sequía�en�las�que�se�produce�un� prolongado� descenso� piezométrico.� Los�trabajos� de� fotointerpretación� (imágenes� del�2000,�2002,�2004,�2006,�2008,�2009�y�2010),�junto�a�los�de�inventario�de�campo�llevados�a�cabo,�han�permitido�constatar�que�se�trata�de�períodos�caracterizados�por�un�aumento�en�la�frecuencia� de� formación� de� dolinas.� Por� sus�mayores�dimensiones�destacan�los�colapsos�de�Forat�de�Can�Cademont� (octubre�de�1998)�y�de�Can�Janassa�(octubre�de�2005).�En�cambio,�en�momentos�de�niveles�piezométricos�eleva-dos,� la� formación� de� dolinas� es� muy� escasa�(Fig.�3).�


FIGURA 2. Sección esquemática de las unidades hidrogeológicas investigadas mediante sondeos y piezómetros. Los tramos ranurados se indican mediante puntos blancos discontinuos.


Los trabajos realizados han permitido identificar diversas etapas de mayor actividad en relación a la aparición de evidencias morfológicas de inestabilidad del terreno (dolinas de hundimiento).

En el caso del período comprendido entre 1985 y 2009, correspondiente al registro piezométrico del sondeo IRYDA (Fig. 3), los datos recopilados ponen de manifiesto que las dolinas se desarrollan, mayoritariamente, durante épocas de sequía en las que se produce un prolongado descenso piezométrico. Los trabajos de fotointerpretación (imágenes del 2000, 2002, 2004, 2006, 2008, 2009 y 2010), junto a los de inventario de campo llevados a cabo, han permitido constatar que se trata de períodos caracterizados por un aumento en la frecuencia de formación de dolinas. Por sus mayores dimensiones destacan los colapsos de Forat de Can Cademont (Octubre de 1998) y de Can Janassa (Octubre de 2005). En cambio, en momentos de niveles piezométricos elevados, la formación de dolinas es muy escasa (Fig. 3).

FIGURA 3. Comparación entre el registro piezométrico del sondeo IRYDA y los períodos de generación de dolinas e inactividad detectados en la zona del Llano de Maià-Querol. Se incluyen también los datos disponibles del entorno de las poblaciones de Bañolas y Besalú.

Estas tendencias se observan también en otros períodos y áreas de esta región. Así, en el área de Sant Miquel de Campmajor, una de las zonas de descarga de sistema hidrogeológico (Fig. 1b), los datos históricos recopilados indican que los hundimientos se producen, mayoritariamente, en épocas de sequía. Este es el caso de los colapsos documentados en los años 1732, 1817, 1872, 1880, 1908 y 1910 (Sanz, 1981; Abellán, 2010). En la zona del lago Banyoles, Brusi et al. (1987), en un trabajo pionero, pone de manifiesto la existencia de estas correlaciones entre formación de dolinas y períodos de sequía.

El análisis de datos proporcionados por los piezómetros múltiples de Fontcoberta (Fig. 2) nos permite precisar las relaciones hidrodinámicas existentes entre las unidades acuíferas evaporíticas y su entorno en períodos de recarga y de sequía (Fig. 4).

En episodios de recarga importantes, la carga hidráulica del tramo evaporítico superior (Piezómetro 2, Figs. 2 y 4) es menor a las existentes en su entorno. Tanto en el tramo inferior del acuífero evaporítico (piezómetro 3, Fig. 2 y 4) como en el acuífero en formaciones superficiales (piezómetro 1, Fig.2 y 4), las cargas hidráulicas son mayores. En este contexto, los niveles karstificados más próximos a la superficie reciben agua proveniente de acuíferos profundos y superficiales.

FIGURA�3.�Comparación entre el registro piezométrico del sondeo IRYDA y los períodos de generación de do-linas e inactividad detectados en la zona del Llano de Maià-Querol. Se incluyen también los datos disponibles del entorno de las poblaciones de Bañolas y Besalú

Estas� tendencias� se� observan� también� en�otros�períodos�y�áreas�de�esta�región.�Así,�en�el�área�de�Sant�Miquel�de�Campmajor,�una�de�las�zonas�de�descarga�de�sistema�hidrogeoló-gico�(Fig.�1b),�los�datos�históricos�recopilados�indican� que� los� hundimientos� se� producen,�mayoritariamente,� en� épocas� de� sequía.� Este�es� el� caso� de� los� colapsos� documentados� en�los�años�1732,�1817,�1872,�1880,�1908�y�1910�(Sanz,� 1981;�Abellán,� 2010).� En� la� zona� del�lago�Banyoles,�Brusi�et al.�(1987),�en�un�traba-jo�pionero,�pone�de�manifiesto�la�existencia�de�

estas�correlaciones�entre�formación�de�dolinas�y�períodos�de�sequía.

El�análisis�de�datos�proporcionados�por�los�piezómetros�múltiples�de�Fontcoberta�(Fig.�2)�nos�permite�precisar�las�relaciones�hidrodiná-micas� existentes� entre� las� unidades� acuíferas�evaporíticas�y�su�entorno�en�períodos�de�recar-ga�y�de�sequía�(Fig.�4).�

En� episodios� de� recarga� importantes,� la�carga� hidráulica� del� tramo� evaporítico� supe-rior�(Piezómetro�2,�Figs.�2�y�4)�es�menor�a�las�existentes�en�su�entorno.�Tanto�en�el�tramo�in-ferior�del�acuífero�evaporítico�(piezómetro�3,�Fig.�2�y�4)�como�en�el�acuífero�en�formaciones�superficiales�(piezómetro�1,�Fig.2�y�4),�las�car-gas�hidráulicas�son�mayores.�En�este�contexto,�los�niveles�karstificados�más�próximos�a�la�su-perficie�reciben�agua�proveniente�de�acuíferos�profundos�y�superficiales.�


FIGURA 4. Registro piezométrico múltiple correspondiente al período 2008-2013, y datos de precipitación de la estación de la Alta Garrotxa.

Por el contrario, durante episodios de sequía, caso por ejemplo de la situación registrada entre noviembre de 2009 y febrero de 2010 (Fig. 4), la mayor carga hidráulica del sistema se produce en el tramo evaporítico superior. Tal circunstancia podría favorecer la descarga hidráulica de dicho tramo en dirección a los recubrimientos superficiales y a los tramos inferiores del acuífero evaporítico. En esta situación, el agua contenida en cavidades kársticas del tramo evaporítico superior llega a experimentar descensos de carga hidráulica equivalente a presiones hidrostáticas de unos 2 kg/cm2. Este hecho, junto a la saturación de las formaciones superficiales, podría propiciar el aumento en las presiones efectivas de las bóvedas de las cavidades kársticas desencadenando los hundimientos.

Como explicación alternativa a la mayor frecuencia de colapsos durante periodos de sequía, un descenso en el nivel piezométrico del acuífero superficial provocaría un aumento en el peso efectivo de las tierras, que podría llegar a desencadenar los colapsos. No obstante, dicha situación únicamente se podría dar donde las cavidades se hubieran desarrollado hasta

alcanzar las formaciones superficiales. Por otra parte, el análisis de la relación entre comportamiento hidráulico observado en las series piezométricas de las distintas unidades y la frecuencia de los colapsos no parece apuntar en esa dirección.

CONCLUSIONES

Los resultados presentados pueden tener implicaciones importantes en el análisis del riesgo de dolinas y en las interpretaciones paleoclimáticas de los eventos de inestabilidad gravitatoria que se registran en lagos kársticos.

La idea de que la probabilidad de ocurrencia de dolinas es máxima durante periodos de máxima recarga, cuando la karstificación es más intensa y los materiales superficiales en la zona no saturada aumentan su peso por la incorporación de agua, puede no ser acertada. En este trabajo, desarrollado en un contexto de acuíferos kársticos confinados, se demuestra que los colapsos se producen, principalmente, en épocas de sequía, circunstancia que debería ser considerada para una mejor valoración de los riesgos asociados a la subsidencia.

En nuestra opinión, las correlaciones observadas entre períodos de sequía y formación de dolinas también deberían ser consideradas en las interpretaciones paleoambientales de los registros de eventos gravitacionales que se describen en lagos kársticos y que, si bien pueden tener un origen en episodios de descarga importantes (e.g. Morellón et al. 2004), también pueden desarrollarse en períodos de sequía prolonga (e.g. Pellicer et al. 2016).

AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CGL2013-40867-P (Ministerio de Economía y Competitividad, España).

REFERENCIAS Abellán, J.A., 2010. Històries, llegendes i curiositats

del estanyols i brolladors del Pla de l’Estany. Revista de Banyoles, 918, 26-33.

Acero, P., Auqué, L. F., Galve, J. P., Gutiérrez, F., Carbonel, D., Gimeno,M. J., Yechieli, Y., Asta, M. P., y Gómez, J. B.: Evaluation of geochemical and

hydrogeological processes by geochemical modeling in an area affected by evaporite karstification, J. Hydrol., 529: 1874-1889.

Bach, J., Brusi, D., Sanz, M., y Trilla, J., 1986. Ejemplo de sistema kárstico “trop plein” (La Garrotxa-Banyoles). Jornadas sobre el Karst en Euskadi. Tomo I: 137-151.

Comentado [R3]: Nos referimos a lagos kársticos como Banyoles, Montcortès, Basturs…

FIGURA� 4.� Registro piezométrico múltiple correspon-diente al período 2008-2013, y datos de precipitación de la estación de la Alta Garrotxa

Por�el�contrario,�durante�episodios�de�se-quía,� caso�por� ejemplo�de� la� situación� regis-trada� entre� noviembre� de� 2009� y� febrero� de�2010� (Fig.� 4),� la�mayor� carga� hidráulica� del�sistema� se� produce� en� el� tramo� evaporítico�superior.�Tal�circunstancia�podría�favorecer�la�descarga�hidráulica�de�dicho� tramo�en�direc-ción�a�los�recubrimientos�superficiales�y�a�los�

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tramos�inferiores�del�acuífero�evaporítico.�En�esta�situación,�el�agua�contenida�en�cavidades�kársticas�del�tramo�evaporítico�superior�llega�a�experimentar�descensos�de�carga�hidráulica�equivalente�a�presiones�hidrostáticas�de�unos�2�kg/cm2.�Este�hecho,�junto�a�la�saturación�de�las�formaciones�superficiales,�podría�propiciar�el� aumento� en� las� presiones� efectivas� de� las�bóvedas�de�las�cavidades�kársticas�desencade-nando�los�hundimientos.�

Como� explicación� alternativa� a� la�mayor�frecuencia� de� colapsos� durante� periodos� de�sequía,�un�descenso�en�el�nivel�piezométrico�del�acuífero�superficial�provocaría�un�aumento�en�el�peso�efectivo�de� las� tierras,�que�podría�llegar�a�desencadenar�los�colapsos.�No�obstan-te,� dicha� situación� únicamente� se� podría� dar�donde�las�cavidades�se�hubieran�desarrollado�hasta� alcanzar� las� formaciones� superficiales.�Por�otra�parte,�el�análisis�de�la�relación�entre�comportamiento� hidráulico� observado� en� las�series�piezométricas�de�las�distintas�unidades�y�la�frecuencia�de�los�colapsos�no�parece�apun-tar�en�esa�dirección.�

CONCLUSIONES

Los� resultados� presentados� pueden� tener�implicaciones� importantes� en� el� análisis� del�riesgo�de�dolinas�y�en�las�interpretaciones�pa-leoclimáticas� de� los� eventos� de� inestabilidad�gravitatoria�que�se�registran�en�lagos�kársticos.

La�idea�de�que�la�probabilidad�de�ocurren-cia�de�dolinas�es�máxima�durante�periodos�de�máxima� recarga,� cuando� la� karstificación� es�más� intensa� y� los�materiales� superficiales� en�la�zona�no�saturada�aumentan�su�peso�por� la�incorporación�de�agua,�puede�no�ser�acertada.�En�este�trabajo,�desarrollado�en�un�contexto�de�acuíferos� kársticos� confinados,� se� demuestra�que�los�colapsos�se�producen,�principalmente,�en�épocas�de�sequía,�circunstancia�que�debería�ser�considerada�para�una�mejor�valoración�de�los�riesgos�asociados�a�la�subsidencia.�

En� nuestra� opinión,� las� correlaciones�observadas� entre� períodos� de� sequía� y� for-mación� de� dolinas� también� deberían� ser�consideradas� en� las� interpretaciones� pa-leoambientales� de� los� registros� de� eventos�gravitacionales� que� se� describen� en� lagos�kársticos�y�que,�si�bien�pueden�tener�un�ori-gen� en� episodios� de� descarga� importantes�(e.g.�Morellón�et al.,�2004),�también�pueden�desarrollarse�en�períodos�de�sequía�prolonga�(e.g.�Pellicer�et al.,�2016).

AGRADECIMIENTOS

Este�trabajo�ha�sido�financiado�por�el�pro-yecto�CGL2013-40867-P�(Ministerio�de�Eco-nomía�y�Competitividad,�España).

REFERENCIAS

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Identificación de formas de relieve negativo a partir de datos de vuelo LiDAR. Aplicación al karst evaporítico de Gobantes

(provincia de Málaga)

Negative relief identification from LiDAR airborne dataset applied to the evaporite-karst of Gobantes (province of Málaga)

M. Mudarra Martínez1, J.M. Gil Márquez1, M. Argamasilla Ruiz1, B. Andreo Navarro1 y F. Carrasco Cantos1

1 �Departamento� de�Geología� y�Centro� de�Hidrogeología� de� la�Universidad� de�Málaga� (CEHIUMA),� 29071,�Málaga�(España).�[email protected],�[email protected],�[email protected],�[email protected],�[email protected]

Resumen: A�partir�de�un�modelo�digital�de�elevaciones�creado�con�datos�LiDAR,�se�ha�realizado�un�análisis� espacial�de� las�depresiones� (colapsos,�dolinas,� sumideros,�poljes,� zonas�endorreicas)�existentes�en�el�karst�evaporítico�de�Gobantes�(provincia�de�Málaga).�Con�este�fin�se�han�aplicado�dos�metodologías�distintas:�1)�relleno�de�depresiones�(pit removal)�para�posteriormente�sustraer�la�capa�generada�al�raster�original;�2)�cálculo�del�índice�de�posición�topográfica�(TPI).�Los�resultados�obtenidos�permiten� identificar�un�gran�número�de� formas�de� relieve�negativo,� incluso�de�varios�metros�de�diámetro,�si�bien�la�primera�metodología�es�más�eficaz�para�detectar�las�formas�de�mayor�tamaño.� La� combinación� de� ambos�métodos,� junto� con� fotografías� aéreas� y� trabajo� de� campo,�permite�realizar�un�análisis�muy�detallado�de�la�geometría,�tanto�horizontal�como�vertical,�de�dichas�depresiones.�La�disponibilidad�de�datos�LiDAR�y�su�elevada�resolución�espacial�pueden�ser�de�gran�utilidad�en�futuros�estudios�geomorfológicos�y�morfométricos�en�áreas�kársticas.�Palabras clave: Geomorfología� kárstica,� modelo� digital� de� elevaciones� (MDE),� rocas�evaporíticas,�Trías�de�Antequera.

Abstract: From a Digital Elevation Model (DEM) created from LiDAR airborne dataset, a spatial analysis of landscape depressions (collapses, dolines, swallowholes, poljes, uvalas) existing in the evaporite-karst plateau of Gobantes (Province of Malaga) have been performed. Two methodologies have been applied: 1) deletion of depressions by pit removal; 2) TPI index calculation. Results permitted to identify a huge number of negative relief morphologies, even several meters of diameter, although the first method seems more effective for automatically detecting the biggest ones. The combined use of both methodologies, jointly with aerial photography and field observations, are helpful for achieving a more detailed geomorphological analysis of karst features. The availability of highly resolution LiDAR dataset is a powerful tool to precise the geomorphology of karst areas.

Key words: digital elevation model (DEM), evaporite rocks, karst geomorphology, Trias of Antequera.


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INTRODUCCIÓN

El�karst�es�un�medio�dinámico�en�continua�evolución.�Esta�característica�es�más�llamati-va,�si�cabe,�en�los�afloramientos�de�materiales�evaporíticos�donde�la�elevada�solubilidad�del�yeso�y�la�halita,�mayor�que�la�de�las�rocas�car-bonáticas,�favorece�los�procesos�de�disolución�y� karstificación,� y� los� respectivos� aumentos�de� la� porosidad� y� permeabilidad� secundaria.�Como�consecuencia� de� ello� se� originan� con-ductos� y� cavidades� kársticas� inestables� que�dan� lugar� a� fenómenos� de� colapso,� hundi-miento�y�subsidencia,�así�como�a�una�evolu-ción�geomorfológica�más�rápida�de�las�formas�exokársticas:�dolinas�y�uvalas,�a�las�cuales�hay�asociados� sumideros� kársticos� y� redes� espe-leológicas.�

Los�modelos�digitales�de�la�superficie�del�terreno� obtenidos� a� partir� de� sensores� aero-transportados�LiDAR�(Laser Imaging Detec-tion and Ranging)�ofrecen�un�enorme�potencial�para�la�identificación�y�análisis�cuantitativo�de�las�distintas�morfologías�exokársticas.�La�alta�resolución�de�la�nube�de�puntos�LiDAR,�con�un�espaciado�nominal�de�1�punto/m2,�permite�detectar� de�manera� automática� formas� de� un�tamaño�superior�a�2�m.�Constituye,�por�tanto,�una�herramienta�muy�útil�para�delimitar�sumi-deros�y�colapsos�kársticos,�cuyo�reducido�ta-maño�dificulta�en�ocasiones�su�localización�en�campo.�Dichas�geoformas�son�las�más�carac-terísticas�del�exokarst�evaporítico�a�escala�mé-trica,�además�de�ser�importantes�por�su�posible�función�en�el�contexto�y�evolución�de�los�sis-temas�hidrogeológicos�a�los�que�pertenecen.

Sin�embargo,�las�metodologías�basadas�en�datos�LiDAR�para�la�cartografía�de�sumideros�y�otras�depresiones�no�han�sido�del�todo�estan-darizadas.�Tradicionalmente,�la�interpretación�visual� y� delineación� de� depresiones� cerradas�se� ha� realizado� a� partir� de� mapas� topográfi-cos� y/o� de�modelos� digitales� de� elevaciones�

(MDE)�con�resoluciones�mayores�a�5x5m�de�tamaño�de�pixel,�junto�con�fotografías�aéreas�y�trabajo�de�campo.�Aunque�estas�técnicas�son�necesarias,�suponen�una�tarea�laboriosa�y�a�ve-ces�subjetiva.�A�menudo,�las�bases�de�datos�de�sumideros�y�otras�formas�kársticas�identifica-das�mediante�SIG�pueden�no�ser�comparables�entre� diferentes� intérpretes� o� en� distintas� re-giones.�Asimismo,� la�verificación�en�el�cam-po�de� todas� las� formas�de�manera� individual�resulta�poco�práctica,� sobre� todo�en�áreas�de�gran�extensión,�inaccesibles�o�cubiertas�de�ve-getación.�Es�más,�pueden�existir�colapsos�en�el�terreno�que�no�constituyan�depresiones�pro-piamente� dichas,� sino� escarpes� subcirculares�con�alguno�de�sus�bordes�abiertos.�

En� el� presente� trabajo� se� han� aplicado� y�comparado� dos� metodologías� para� la� detec-ción�automática�de�colapsos�y�otras�depresio-nes�kársticas�(Fig.�1),�basadas�en�el�tratamien-to,�mediante�SIG,�de�MDE�creados�a�partir�de�datos�LiDAR�de�alta� resolución.�La�metodo-logía�1�parte�de�la�identificación�y�relleno�de�depresiones�cerradas�hasta�su�valor�umbral�de�desbordamiento� (pit removal).� La� diferencia�entre�el�ráster�generado�tras�el�proceso�de�re-lleno�(MDE�libre�de�depresiones)�y�el�ráster�que�contiene�los�datos�de�elevación�originales�(MDE� original)� permite� obtener� una� terce-ra� cuadrícula� ráster (Fig.� 1),� cuyos� datos� de�elevación�son�representativos�de�la�ubicación�de�las�depresiones�y�sus�respectivas�profundi-dades�(Siart�et al.,�2009;�Anders�et al.,�2011).�Algoritmos�de�relleno�similares�han�sido�apli-cados�para�la�detección�de�depresiones�kársti-cas�en�macizos�carbonáticos�del�sur�de�España�(Durán� et al.,� 2012;� Pardo-Igúzquiza� et al.,�2013).

La�metodología�2� (Fig.�1)�está�basada�en�el� Índice� de� Posición�Topográfico� (Topogra-phic Position Index,�TPI),� un� algoritmo�SIG�que� calcula� la� diferencia� entre� la� altura� de�cada� píxel� en� el�MDE� y� la� elevación�media�

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de� los�píxeles�vecinos� (Jenness�et al.,�2011).�El�resultado�es�una�nueva�capa�que�cuantifica�la�posición�de�cada�pixel�con�respecto�al�va-lor�promedio�de�su�entorno�más�cercano�(más�alto�o�más� abajo).�Así,� los�valores�negativos�del�índice�TPI�representan�bajos�topográficos�(depresiones),�mientras�que�los�valores�positi-vos�corresponden�a�altos�topográficos�(crestas,�resaltes).�El�índice�TPI�(o�conceptos�similares)�han�sido�usados�en�medios�carbonáticos�para�encontrar�aperturas�de�cuevas�(Weishampel�et al.,�2011)�e�identificación�de�dolinas�(Doctor�y�Young,�2013).


Tradicionalmente, la interpretación visual y delineación de depresiones cerradas se ha realizado a partir de mapas topográficos y/o de modelos digitales de elevaciones (MDE) con resoluciones mayores a 5x5m de tamaño de pixel, junto con fotografías aéreas y trabajo de campo. Aunque estas técnicas son necesarias, suponen una tarea laboriosa y a veces subjetiva. A menudo, las bases de datos de sumideros y otras formas kársticas identificadas mediante SIG pueden no ser comparables entre diferentes intérpretes o en distintas regiones. Asimismo, la verificación en el campo de todas las formas de manera individual resulta poco práctica, sobre todo en áreas de gran extensión, inaccesibles o cubiertas de vegetación. Es más, pueden existir colapsos en el terreno que no constituyan depresiones propiamente dichas, sino escarpes subcirculares con alguno de sus bordes abiertos.

En el presente trabajo se han aplicado y comparado dos metodologías para la detección automática de colapsos y otras depresiones kársticas (Fig. 1), basadas en el tratamiento, mediante SIG, de MDE creados a partir de datos LiDAR de alta resolución. La metodología 1 parte de la identificación y relleno de depresiones cerradas hasta su valor umbral de desbordamiento (pit removal). La diferencia entre el ráster generado tras el proceso de relleno (MDE libre de depresiones) y el ráster que contiene los datos de elevación originales (MDE original) permite obtener una tercera cuadrícula ráster (Fig. 1), cuyos datos de elevación son representativos de la ubicación de las depresiones y sus respectivas profundidades (Siart et al., 2009; Anders et al., 2011). Algoritmos de relleno similares han sido aplicados para la detección de depresiones kársticas en macizos carbonáticos del sur de España (Durán et al., 2012; Pardo-Igúzquiza et al., 2013).

La metodología 2 (Fig. 1) está basada en el Índice de Posición Topográfico (Topographic Position Index, TPI), un algoritmo SIG que calcula la diferencia entre la altura de cada píxel en el MDE y la elevación media de los píxeles vecinos (Jenness et al., 2011). El resultado es una nueva capa que cuantifica la posición de cada pixel con respecto al valor promedio de su entorno más cercano (más alto o más abajo). Así, los valores negativos del índice TPI representan bajos topográficos (depresiones), mientras que los valores positivos corresponden a altos topográficos (crestas, resaltes). El índice TPI (o conceptos similares) han sido usados en medios carbonáticos para encontrar aperturas de cuevas (Weishampel et al., 2011) e identificación de dolinas (Doctor y Young, 2013).

FIGURA 1. Esquema de las metodologías empleadas en este trabajo. La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2.

El objetivo de este trabajo es contrastar la fiabilidad de ambas técnicas para la detección automática de colapsos, sumideros y otras depresiones en el medio kárstico evaporítico. Para ello se ha utilizado un MDE generado a partir de la nube de puntos LiDAR que cubre los afloramientos del denominado “Trías de Antequera” (Peyre, 1974; Pezzi, 1977), en el sector de Gobantes (provincia de Málaga, Fig. 2). Los resultados han sido validados parcialmente con observaciones de campo. En un primer reconocimiento no se han distinguido entre sumideros y colapsos (todos son considerados depresiones), aunque sí entre formas naturales y elementos antrópicos. La identificación de dichas depresiones es uno de los objetivos principales de la cartografía geomorfológica de terrenos kársticos. Además de su papel en la recarga de los acuíferos, las depresiones en materiales evaporíticos ayudan a identificar riesgos geológicos asociados a procesos de subsidencia y erosión, así como a obtener información neotectónica y de movimientos halocinéticos (Faivre y Reiffsteck, 1999).

FIGURA�1.�Esquema de las metodologías empleadas en este trabajo. La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2

El�objetivo�de�este�trabajo�es�contrastar�la�fiabilidad�de�ambas�técnicas�para�la�detección�automática� de� colapsos,� sumideros� y� otras�depresiones�en�el�medio�kárstico�evaporítico.�Para�ello�se�ha�utilizado�un�MDE�generado�a�

partir�de�la�nube�de�puntos�LiDAR�que�cubre�los� afloramientos� del� denominado� “Trías� de�Antequera”� (Peyre,� 1974;� Pezzi,� 1977),� en�el� sector� de�Gobantes� (provincia� de�Málaga,�Fig.�2).�Los�resultados�han�sido�validados�par-cialmente� con� observaciones� de� campo.� En�un� primer� reconocimiento� no� se� han� distin-guido�entre� sumideros�y� colapsos� (todos� son�considerados� depresiones),� aunque� sí� entre�formas� naturales� y� elementos� antrópicos.� La�identificación� de� dichas� depresiones� es� uno�de� los� objetivos� principales� de� la� cartografía�geomorfológica�de�terrenos�kársticos.�Además�de�su�papel�en�la�recarga�de�los�acuíferos,�las�depresiones�en�materiales�evaporíticos�ayudan�a� identificar� riesgos� geológicos� asociados� a�procesos� de� subsidencia� y� erosión,� así� como�a�obtener�información�neotectónica�y�de�mo-vimientos�halocinéticos� (Faivre�y�Reiffsteck,�1999).

ÁREA DE ESTUDIO

El�sector�de�Gobantes�se�localiza�entre�los�términos�municipales�de�Antequera�y�Campi-llos,�en�la�cuenca�hidrográfica�del�río�Guadal-horce� (Fig.� 2).� Presenta� una� superficie� apro-ximada�de�90�km2,�de�los�que�más�de�75�km2�corresponden� a� formaciones� arcilloso-evapo-ríticas�del�denominado�“Trías�de�Antequera”.�Por�el�Norte�y�Este,�dichos�afloramientos�están�cubiertos�de�manera�discordante�por�sedimen-tos�postorogénicos�del�Mioceno�Superior�y�del�Cuaternario�de�la�Vega�de�Antequera�y�de�los�Llanos�de�Campillos.�El�límite�meridional�co-rresponde�al�contacto�mecánico�entre�las�rocas�arcilloso-evaporíticas�y�las�unidades�del�Com-plejo�del�Flysch�del�Campo�de�Gibraltar,�con�las� alineaciones� calcáreas� de� las� sierras� del�Valle�de�Abdalajís�y�del�Torcal�de�Antequera�localizadas�inmediatamente�al�sur.

En� esta� zona� se� ha� desarrollado� uno� de�los�complejos�kársticos�de�origen�evaporítico�más�importantes�de�España,�con�la�existencia�de�numerosas�formas�del�modelado,�tanto�exo�

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como�endokárstico:�depresiones,�lapiaces,�do-linas,�simas�y�cuevas.�La�posición�y�frecuencia�de�aparición�de�estas� formas�están�principal-mente�determinadas�por� los�fenómenos�halo-cinéticos�(estructuras�diapíricas�con�estructura�subcircular� en� planta).� El� drenaje� subterrá-neo� se� produce� principalmente� hacia� el� río�Guadalhorce,� hacia� el� estrecho� de�Meliones,�donde�existe�una�zona�de�descarga�constitui-da�por�varias�surgencias�salinas�situadas�entre�las�cotas�345�y�353�m�s.n.m.�Desde�1976,�el�manantial� principal� de� Meliones� permanece�inundado�debido�a�la�construcción�de�la�presa�del�Guadalhorce�y�únicamente�queda�subaéreo�cuando�desciende�el�nivel�del�agua�en�el�em-balse�(la�última�vez�en�el�año�2005).

METODOLOGÍA

La�base�de�datos�LiDAR�del�área�de�estu-dio�fue�adquirida�en�mayo�de�2008�(Conseje-ría�de�Medio�Ambiente,�2008).�El�error�medio�cuadrado�en�las�medidas�verticales�fue�inferior�a�10�cm,�mientras�que�la�densidad�nominal�de�la� nube� de� puntos� fue� 1� punto/m2.� El� trata-miento�posterior�de� la�base�de�datos�LiDAR�se� efectuó� mediante� el� software� ArcMap©�v.10.2.�Se�utilizó�un�filtro�del� terreno�duran-te�la�generación�del�MDE,�con�un�tamaño�del�píxel�resultante�de�0,5x0,5�m.�Dicho�MDE�fue�usado�para�crear,�además�de� las�capas�raster�

de� relleno�y�del� índice�TPI,�1)�el� sombreado�del� relieve�y�2)� el�mapa�de�pendientes� de� la�zona�de�estudio.�Según� la�metodología� reco-gida� en� Doctor� y�Young� (2013),� la� capa� de�sombreado�fue�iluminada�desde�un�azimut�de�300º�y�una�inclinación�de�20º�con�respecto�al�horizonte,�usando�para�su�representación�una�escala� de� grises,� que� se� aplicó� también� para�los� píxeles� que� contienen� la� información� so-bre�la�pendiente�del�terreno.�El�raster�con�los�datos�del�índice�TPI�fue�calculado�mediante�la�aplicación�de�una�ventana�anular�con�un�radio�interior�de�2�m�y�10�m�para�el�exterior�(véase�Jenness�et al.,�2011�para�detalles).�En�la�visua-lización�del�raster�resultante�se�utilizó�nueva-mente�una�escala�de�grises.�En�la�visualización�de�las�capas�se�usaron,�como�apoyo,�imágenes�aéreas�orto-referenciadas,�de�0,5�m�de�resolu-ción,�tomadas�en�2010.

El� procedimiento� de� relleno� de� depresio-nes�se�aplicó�una�única�vez�al�MDE�original�y�no�de�forma�iterativa�como�en�otros�estudios�(Doctor�y�Young,�2013),� con�el�fin�de� evitar�el�relleno�de�las�depresiones�de�mayor�tama-ño,�dentro�de� las� cuales�podrían�existir�otras�más�pequeñas�cuya� identificación�es�el�obje-tivo�principal�de�este� trabajo.�Algunas�de�es-tas�depresiones�son�artefactos�del�proceso�de�producción�del�MDE,�mientras�que�la�mayoría�constituyen�elementos�geomorfológicos�reales�


FIGURA 2. Esquema geológico del sector de Gobantes. Los recuadros amarillos muestran el encuadre de las figuras que se indican al pie de los mismos.

ÁREA DE ESTUDIO

El sector de Gobantes se localiza entre los términos municipales de Antequera y Campillos, en la cuenca hidrográfica del río Guadalhorce (Fig. 2). Presenta una superficie aproximada de 90 km2, de los que más de 75 km2 corresponden a formaciones arcilloso-evaporíticas del denominado “Trías de Antequera”. Por el Norte y Este, dichos afloramientos están cubiertos de manera discordante por sedimentos postorogénicos del Mioceno Superior y del Cuaternario de la Vega de Antequera y de los Llanos de Campillos. El límite meridional corresponde al contacto mecánico entre las rocas arcilloso-evaporíticas y las unidades del Complejo del Flysch del Campo de Gibraltar, con las alineaciones calcáreas de las sierras del Valle de Abdalajís y del Torcal de Antequera localizadas inmediatamente al sur.

En esta zona se ha desarrollado uno de los complejos kársticos de origen evaporítico más importantes de España, con la existencia de numerosas formas del modelado, tanto exo como endokárstico: depresiones, lapiaces, dolinas, simas y cuevas. La posición y frecuencia de aparición de estas formas están principalmente determinadas por los fenómenos halocinéticos (estructuras diapíricas con estructura subcircular en planta). El drenaje subterráneo se produce principalmente hacia el río Guadalhorce, hacia el estrecho de Meliones, donde existe una zona de descarga constituida por varias surgencias salinas situadas entre las cotas 345 y 353 m s.n.m. Desde 1976, el manantial principal de Meliones permanece inundado debido a la construcción de la presa del Guadalhorce y únicamente queda subaéreo cuando

desciende el nivel del agua en el embalse (la última vez en el año 2005).

METODOLOGÍA

La base de datos LiDAR del área de estudio fue adquirida en mayo de 2008 (Consejería de Medio Ambiente, 2008). El error medio cuadrado en las medidas verticales fue inferior a 10 cm, mientras que la densidad nominal de la nube de puntos fue 1 punto/m2. El tratamiento posterior de la base de datos LiDAR se efectuó mediante el software ArcMap© v.10.2. Se utilizó un filtro del terreno durante la generación del MDE, con un tamaño del píxel resultante de 0,5x0,5 m. Dicho MDE fue usado para crear, además de las capas raster de relleno y del índice TPI, 1) el sombreado del relieve y 2) el mapa de pendientes de la zona de estudio. Según la metodología recogida en Doctor y Young (2013), la capa de sombreado fue iluminada desde un azimut de 300º y una inclinación de 20º con respecto al horizonte, usando para su representación una escala de grises, que se aplicó también para los píxeles que contienen la información sobre la pendiente del terreno. El raster con los datos del índice TPI fue calculado mediante la aplicación de una ventana anular con un radio interior de 2 m y 10 m para el exterior (véase Jenness et al., 2011 para detalles). En la visualización del raster resultante se utilizó nuevamente una escala de grises. En la visualización de las capas se usaron, como apoyo, imágenes aéreas orto-referenciadas, de 0,5 m de resolución, tomadas en 2010.

El procedimiento de relleno de depresiones se aplicó una única vez al MDE original y no de forma iterativa como en otros estudios (Doctor y Young,

FIGURA�2.�Esquema geológico del sector de Gobantes. Los recuadros amarillos muestran el encuadre de las figuras que se indican al pie de los mismos

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del�medio�kárstico�(Zandenberg,�2010;�Lind-say� y� Creed,� 2006).� Como� consecuencia� de�este� tratamiento,� los� cauces� atravesados� por�vías�de�comunicación�y�otras�infraestructuras�antrópicas�aparecieron�identificados�como�fal-sas�depresiones�en�el�raster�final,�cuyo�nivel�umbral� de� desbordamiento� se� establece� por�la� cota� topográfica� de� dicha� infraestructura.�Estas� falsas� depresiones� son� claramente� re-conocibles�en�los�bordes�de�los�afloramientos�del�“Trías�de�Antequera”,�por�lo�que�no�se�ha�realizado�tratamiento�alguno�para�corregir�su�presencia�en�el�MDE�original.�

El� índice� TPI� es,� al� igual� que� el� primer�procedimiento�descrito,�útil�para�la�interpreta-ción� visual� y� análisis� cuantitativo� de� formas�exokársticas.�Debido�a�que�dicho�índice�repre-senta�la�elevación�local�relativa�de�la�superfi-cie�de�todos�los�pixeles�del�MDE�(por�encima�o�por�debajo�de�la�elevación�media�local),�se�escogió�un�umbral�de�valores�de�TPI�por�deba-jo�de�0�para�que�sólo�las�elevaciones�relaciona-das�con�depresiones�estuvieran�representadas.

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

En�la�figura�3�se�muestran�varios�ejemplos�de� los�resultados�obtenidos�al�aplicar� las�dos�metodologías� consideradas� en� este� trabajo.�Los� casos� seleccionados� comprenden� ámbi-tos�distintos�del�área�de�estudio�(Fig.�2)�y�se�representan�a�diferentes�escalas,�con�el�fin�de�contrastar� la�aplicabilidad�de�ambas�metodo-logías� para� la� identificación� y� delimitación�automática�de�relieves�kársticos�negativos.�En�general,� los�dos�métodos�permiten� reconocer�claramente�colapsos�de�proporciones�métricas�a�decamétricas�(Fig.�3A),�si�bien�la�cuantifica-ción�de�la�profundidad�con�respecto�al�punto�de�rebose�es�más�factible�según�la�metodolo-gía�1�(Fig.�3A�izquierda).�No�obstante,�el�he-cho�de�que�el�relleno�de�depresiones�se�realice�a�partir�de�la�isolínea�que�simboliza�la�cota�del�rebosadero,� impide� delimitar� completamente�el�contorno�del�colapso,�algo�que�sí�hace�el�ín-

dice�TPI�(Fig.�3A�derecha).�Ello�se�observa�de�manera�más�clara�en�formas�capturadas�por�la�red�de�drenaje,� las�cuales�han�perdido�su�en-dorreismo�original,�o�en�colapsos�que�no�han�dado�lugar�a�depresiones.�Un�ejemplo�de�esto�último� se�muestra� en� la�figura�3B,�donde�un�hundimiento�del� terreno�-no�cerrado-�ha�sido�detectado�mediante�el�índice�TPI�(Fig.�3B�de-recha),�pero�no�por�la�metodología�1.


2013), con el fin de evitar el relleno de las depresiones de mayor tamaño, dentro de las cuales podrían existir otras más pequeñas cuya identificación es el objetivo principal de este trabajo. Algunas de estas depresiones son artefactos del proceso de producción del MDE, mientras que la mayoría constituyen elementos geomorfológicos reales del medio kárstico (Zandenberg, 2010; Lindsay y Creed, 2006). Como consecuencia de este tratamiento, los cauces atravesados por vías de comunicación y otras infraestructuras antrópicas aparecieron identificados como falsas depresiones en el raster final, cuyo nivel umbral de desbordamiento se establece por la cota topográfica de dicha infraestructura. Estas falsas depresiones son claramente reconocibles en los bordes de los afloramientos del “Trías de Antequera”, por lo que no se ha realizado tratamiento alguno para corregir su presencia en el MDE original.

El índice TPI es, al igual que el primer procedimiento descrito, útil para la interpretación visual y análisis cuantitativo de formas exokársticas. Debido a que dicho índice representa la elevación local relativa de la superficie de todos los pixeles del MDE (por encima o por debajo de la elevación media local), se escogió un umbral de valores de TPI por debajo de 0 para que sólo las elevaciones relacionadas con depresiones estuvieran representadas.


En la figura 3 se muestran varios ejemplos de los resultados obtenidos al aplicar las dos metodologías consideradas en este trabajo. Los casos seleccionados comprenden ámbitos distintos del área de estudio (Fig. 2) y se representan a diferentes escalas, con el fin de contrastar la aplicabilidad de ambas metodologías para la identificación y delimitación automática de relieves kársticos negativos. En general, los dos métodos permiten reconocer claramente colapsos de proporciones métricas a decamétricas (Fig. 3A), si bien la cuantificación de la profundidad con respecto al punto de rebose es más factible según la metodología 1 (Fig. 3A izquierda). No obstante, el hecho de que el relleno de depresiones se realice a partir de la isolínea que simboliza la cota del rebosadero, impide delimitar completamente el contorno del colapso, algo que sí hace el índice TPI (Fig. 3A derecha). Ello se observa de manera más clara en formas capturadas por la red de drenaje, las cuales han perdido su endorreismo original, o en colapsos que no han dado lugar a depresiones. Un ejemplo de esto último se muestra en la figura 3B, donde un hundimiento del terreno -no cerrado- ha sido detectado mediante el índice TPI (Fig. 3B derecha), pero no por la metodología 1.

Ambos métodos permiten visualizar igualmente la ubicación y profundidad (esto último mediante la metodología 1) de algunos sumideros kársticos presentes en el área de estudio (Fig. 4A), los cuales funcionan como puntos de recarga hídrica preferencial del sistema hidrogeológico sobre el que se ubican. En estos casos, los resultados alcanzados con el método de relleno de depresiones son los que ofrecen una mejor identificación, pues dibujan de forma clara la morfología del entorno próximo de la depresión en la que se halla el sumidero. La delimitación de la cuenca vertiente hacia dicho punto no se ha podido precisar con las dos metodologías. Sin embargo, el índice TPI puede resultar útil a la hora de determinar la red de drenaje hacia el sumidero, especialmente cuando los cauces están encajados (Fig. 4A derecha). El modelo de sombras generado a partir de los datos LiDAR y representado como base en la figura 4A izquierda, puede ser también utilizado para el mismo fin, aunque de forma menos aparente.

FIGURA 3. A) Detalle de colapsos cerrados y su identificación utilizando las metodologías 1 (izq.) y 2 (der.). B) Detalle de colapso abierto y su identificación utilizando las metodología 1 (izq.) y 2 (der.). La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2.

La aplicabilidad de los dos procedimientos difiere aún más cuando lo que se pretende es delimitar áreas endorreicas de mayor extensión (uvalas, poljes, etc). En estas zonas, pese a que puede existir un desnivel significativo con respecto a la cota de rebose de la depresión, la presencia de un relieve suave, sin cambios bruscos en la pendiente del terreno, determina la ausencia de valores negativos del índice TPI (Fig. 4b derecha) y la consecuente invalidez de la segunda metodología empleada para la detección automática de depresiones más extensas. En cambio, la metodología 1 sigue siendo útil para ese propósito, al mismo tiempo

FIGURA�3.�A)�Detalle de colapsos cerrados y su identi-ficación utilizando las metodologías 1 (izq.) y 2 (der.). B) Detalle de colapso abierto y su identificación utilizando las metodología 1 (izq.) y 2 (der.). La situación de los re-cuadros se puede ver en la figura 2

Ambos�métodos�permiten�visualizar�igual-mente�la�ubicación�y�profundidad�(esto�último�mediante�la�metodología�1)�de�algunos�sumi-deros�kársticos�presentes�en�el�área�de�estudio�(Fig.�4A),� los�cuales� funcionan�como�puntos�de�recarga�hídrica�preferencial�del�sistema�hi-drogeológico�sobre�el�que�se�ubican.�En�estos�casos,�los�resultados�alcanzados�con�el�método�de�relleno�de�depresiones�son�los�que�ofrecen�una�mejor�identificación,�pues�dibujan�de�for-ma� clara� la�morfología� del� entorno� próximo�de�la�depresión�en�la�que�se�halla�el�sumidero.�La� delimitación� de� la� cuenca� vertiente� hacia�dicho�punto�no�se�ha�podido�precisar�con�las�dos�metodologías.�Sin�embargo,�el�índice�TPI�puede�resultar�útil�a� la�hora�de�determinar� la�red� de� drenaje� hacia� el� sumidero,� especial-mente�cuando�los�cauces�están�encajados�(Fig.�

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4A�derecha).�El�modelo�de�sombras�generado�a� partir� de� los� datos� LiDAR� y� representado�como�base�en�la�figura�4A�izquierda,�puede�ser�también�utilizado�para�el�mismo�fin,�aunque�de�forma�menos�aparente.

La� aplicabilidad� de� los� dos� procedimien-tos�difiere�aún�más�cuando�lo�que�se�pretende�es� delimitar� áreas� endorreicas� de� mayor� ex-tensión� (uvalas,� poljes,� etc).� En� estas� zonas,�pese� a� que� puede� existir� un� desnivel� signifi-cativo�con�respecto�a� la�cota�de� rebose�de� la�depresión,�la�presencia�de�un�relieve�suave,�sin�cambios�bruscos�en� la�pendiente�del� terreno,�determina�la�ausencia�de�valores�negativos�del�índice�TPI�(Fig.�4b�derecha)�y�la�consecuente�invalidez�de�la�segunda�metodología�emplea-da�para� la�detección�automática�de�depresio-nes�más�extensas.�En�cambio,�la�metodología�1�sigue�siendo�útil�para�ese�propósito,�al�mis-mo�tiempo�que�ayuda�a�cuantificar�la�profun-didad�de�la�depresión�con�respecto�al�punto�de�rebose�(Fig.�4a�izquierda).�


que ayuda a cuantificar la profundidad de la depresión con respecto al punto de rebose (Fig. 4a izquierda).

FIGURA 4. A) Detalle de área endorreica y su identificación utilizando las metodologías 1 (izq.) y 2 (der.). B) Detalle de sumidero y su identificación, utilizando las metodologías 1 (izq.) y 2 (der.). La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2.

El tratamiento espacial asociado a la metodología 1 ayuda a identificar zonas de drenaje deficitario o pequeñas depresiones (Fig. 5). Estas formas constituyen elementos característicos del exokarst evaporítico desarrollado en la zona de estudio, sobre todo en la parte central de los afloramientos del “Trías de Antequera”, donde constituyen áreas inundables e incluso humedales efímeros, algunos de los cuales pueden jugar un papel importante en el funcionamiento hidrogeológico de los sistemas sobre los que se hallan (Andreo et al., 2016). Varios ejemplos de estas morfologías se reconocen en el paraje de Las Lagunillas (Figs. 2 y 5), una zona con relieve suave y pobre desarrollo de la red de drenaje, ubicada al norte de la pedanía antequerana que le da nombre. Dadas las suaves pendientes existentes en dicho entorno, los resultados del procedimiento automático de relleno de depresiones reflejan la morfología y la geometría (extensión y profundidad máximas) de las diferentes áreas endorreicas.

Las depresiones detectadas mediante la aplicación de la primera metodología se pueden convertir en polígonos mediante la extracción y reclasificación (con la herramienta “calculadora raster”) de las formas con profundidades superiores a 0,10 m (precisión vertical del LiDAR). El resultado final sería una capa, basada en la exactitud de los datos LiDAR, con información sobre la posición geográfica y las características

geométricas de los colapsos, sumideros y otras depresiones. En cambio, no sería posible automatizar el procedimiento de detección de depresiones con el índice TPI debido a las limitaciones discutidas en el presente trabajo.

FIGURA 5. Detalle de áreas inundable de pendientes suaves y su identificación utilizando las metodologías 1 (arriba) y 2 (abajo). La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2.

CONCLUSIONES

La disponibilidad y tratamiento espacial de MDE de alta resolución procedentes de nubes de puntos LiDAR ha permitido la identificación y delimitación automática de distintos tipos de depresiones en el karst de origen evaporítico del entorno de Gobantes (provincia de Málaga). Dos metodologías diferentes han sido aplicadas y contrastadas para este fin: relleno de depresiones (metodología 1) e índice TPI (metodología 2).

En general, ambos procedimientos SIG proporcionan buenos resultados para la detección de formas de pequeño a medio tamaño (desde varios metros hasta decenas de metros). No obstante, el método 2 delimita de manera más precisa el contorno de las depresiones, cuando existen bruscos cambios de pendiente en sus bordes (propio de los colapsos y sumideros), y el método 1 permite cuantificar la profundidad de las depresiones desde el umbral de desbordamiento hasta su base, siempre que sean morfologías completamente cerradas. La segunda metodología se muestra insuficiente e inapropiada para detectar depresiones de mayor tamaño (uvalas) o

FIGURA�4.�A) Detalle de área endorreica y su identifi-cación utilizando las metodologías 1 (izq.) y 2 (der.). B) Detalle de sumidero y su identificación, utilizando las me-todologías 1 (izq.) y 2 (der.). La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2

El�tratamiento�espacial�asociado�a�la�meto-dología�1�ayuda�a�identificar�zonas�de�drenaje�deficitario� o� pequeñas� depresiones� (Fig.� 5).�

Estas� formas� constituyen� elementos� caracte-rísticos�del� exokarst� evaporítico�desarrollado�en� la�zona�de�estudio,� sobre� todo�en� la�parte�central�de�los�afloramientos�del�“Trías�de�An-tequera”,�donde�constituyen�áreas�inundables�e�incluso�humedales�efímeros,�algunos�de�los�cuales� pueden� jugar� un� papel� importante� en�el� funcionamiento�hidrogeológico�de� los� sis-temas�sobre�los�que�se�hallan�(Andreo�et al.,�2016).�Varios� ejemplos� de� estas�morfologías�se� reconocen� en� el� paraje� de� Las� Lagunillas�(Figs.� 2� y� 5),� una� zona� con� relieve� suave� y�pobre�desarrollo�de�la�red�de�drenaje,�ubicada�al�norte�de� la�pedanía�antequerana�que� le�da�nombre.�Dadas�las�suaves�pendientes�existen-tes�en�dicho�entorno,�los�resultados�del�proce-dimiento�automático�de�relleno�de�depresiones�reflejan� la�morfología�y� la�geometría� (exten-sión�y�profundidad�máximas)�de�las�diferentes�áreas�endorreicas.�


que ayuda a cuantificar la profundidad de la depresión con respecto al punto de rebose (Fig. 4a izquierda).

FIGURA 4. A) Detalle de área endorreica y su identificación utilizando las metodologías 1 (izq.) y 2 (der.). B) Detalle de sumidero y su identificación, utilizando las metodologías 1 (izq.) y 2 (der.). La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2.

El tratamiento espacial asociado a la metodología 1 ayuda a identificar zonas de drenaje deficitario o pequeñas depresiones (Fig. 5). Estas formas constituyen elementos característicos del exokarst evaporítico desarrollado en la zona de estudio, sobre todo en la parte central de los afloramientos del “Trías de Antequera”, donde constituyen áreas inundables e incluso humedales efímeros, algunos de los cuales pueden jugar un papel importante en el funcionamiento hidrogeológico de los sistemas sobre los que se hallan (Andreo et al., 2016). Varios ejemplos de estas morfologías se reconocen en el paraje de Las Lagunillas (Figs. 2 y 5), una zona con relieve suave y pobre desarrollo de la red de drenaje, ubicada al norte de la pedanía antequerana que le da nombre. Dadas las suaves pendientes existentes en dicho entorno, los resultados del procedimiento automático de relleno de depresiones reflejan la morfología y la geometría (extensión y profundidad máximas) de las diferentes áreas endorreicas.

Las depresiones detectadas mediante la aplicación de la primera metodología se pueden convertir en polígonos mediante la extracción y reclasificación (con la herramienta “calculadora raster”) de las formas con profundidades superiores a 0,10 m (precisión vertical del LiDAR). El resultado final sería una capa, basada en la exactitud de los datos LiDAR, con información sobre la posición geográfica y las características

geométricas de los colapsos, sumideros y otras depresiones. En cambio, no sería posible automatizar el procedimiento de detección de depresiones con el índice TPI debido a las limitaciones discutidas en el presente trabajo.

FIGURA 5. Detalle de áreas inundable de pendientes suaves y su identificación utilizando las metodologías 1 (arriba) y 2 (abajo). La situación de los recuadros se puede ver en la figura 2.

CONCLUSIONES

La disponibilidad y tratamiento espacial de MDE de alta resolución procedentes de nubes de puntos LiDAR ha permitido la identificación y delimitación automática de distintos tipos de depresiones en el karst de origen evaporítico del entorno de Gobantes (provincia de Málaga). Dos metodologías diferentes han sido aplicadas y contrastadas para este fin: relleno de depresiones (metodología 1) e índice TPI (metodología 2).

En general, ambos procedimientos SIG proporcionan buenos resultados para la detección de formas de pequeño a medio tamaño (desde varios metros hasta decenas de metros). No obstante, el método 2 delimita de manera más precisa el contorno de las depresiones, cuando existen bruscos cambios de pendiente en sus bordes (propio de los colapsos y sumideros), y el método 1 permite cuantificar la profundidad de las depresiones desde el umbral de desbordamiento hasta su base, siempre que sean morfologías completamente cerradas. La segunda metodología se muestra insuficiente e inapropiada para detectar depresiones de mayor tamaño (uvalas) o

FIGURA� 5.� Detalle de áreas inundable de pendientes suaves y su identificación utilizando las metodologías 1 (arriba) y 2 (abajo). La situación de los recuadros se pue-de ver en la figura 2

Las� depresiones� detectadas� mediante� la�aplicación�de�la�primera�metodología�se�pue-den� convertir� en� polígonos� mediante� la� ex-tracción�y�reclasificación�(con�la�herramienta�“calculadora� raster”)� de� las� formas� con�pro-

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fundidades�superiores�a�0,10�m�(precisión�ver-tical�del�LiDAR).�El�resultado�final�sería�una�capa,�basada�en� la�exactitud�de� los�datos�Li-DAR,�con�información�sobre�la�posición�geo-gráfica�y�las�características�geométricas�de�los�colapsos,� sumideros� y� otras� depresiones.� En�cambio,� no� sería� posible� automatizar� el� pro-cedimiento�de�detección�de�depresiones�con�el�índice�TPI�debido�a�las�limitaciones�discutidas�en�el�presente�trabajo.

CONCLUSIONES

La�disponibilidad�y�tratamiento�espacial�de�MDE�de�alta�resolución�procedentes�de�nubes�de�puntos�LiDAR�ha�permitido� la� identifica-ción� y� delimitación� automática� de� distintos�tipos�de�depresiones�en�el�karst�de�origen�eva-porítico� del� entorno� de� Gobantes� (provincia�de�Málaga).�Dos�metodologías�diferentes�han�sido�aplicadas�y�contrastadas�para�este�fin:�re-lleno�de�depresiones�(metodología�1)�e�índice�TPI�(metodología�2).

En� general,� ambos� procedimientos� SIG�proporcionan� buenos� resultados� para� la� de-tección� de� formas� de� pequeño� a� medio� ta-maño� (desde�varios�metros� hasta� decenas� de�metros).� No� obstante,� el� método� 2� delimita�de�manera�más�precisa�el�contorno�de�las�de-presiones,� cuando� existen� bruscos� cambios�de�pendiente�en�sus�bordes�(propio�de�los�co-lapsos� y� sumideros),� y� el� método� 1� permite�cuantificar� la�profundidad�de� las�depresiones�desde� el� umbral� de� desbordamiento� hasta� su�base,� siempre� que� sean�morfologías� comple-tamente�cerradas.�La�segunda�metodología�se�muestra� insuficiente� e� inapropiada� para� de-tectar�depresiones�de�mayor� tamaño� (uvalas)�o� pequeñas� áreas� deprimidas� pero� de� relieve�suave.�En�estos�casos,� la�metodología�nº1�ha�demostrado�ser�más�eficaz.�Además,�el�uso�de�este�último�método�permite�automatizar�la�de-tección�de�depresiones�mediante�herramientas�SIG�(de�raster�a�polígonos).�Por�tanto,�la�téc-nica�1�es�la�que�ha�ofrecido�mejores�resultados�

en� la� identificación� de� depresiones� kársticas�a�distintas� escalas� en� la� zona�de� estudio.�No�obstante,�sería�adecuado�combinar�este�méto-do�y�el�índice�TPI�con�otros�complementarios,�como� la� fotografía� aérea� y� el� imprescindible�apoyo�del�trabajo�de�campo,�para�obtener�los�resultados�más�fiables�en� la� identificación�de�depresiones.

La�elevada�resolución�que�proporciona�los�sensores�LiDAR�los�convierten�en�una�herra-mienta�topográfica�y�geomorfológica�de�gran�utilidad.� Esta� información� puede� ayudar,� en�futuros� trabajos,�a�precisar� la�morfología�y�a�definir�el�patrón�de�drenaje�de�zonas�endorrei-cas:� delineación� de� cuencas� vertientes,� defi-nición�de�cauces,�dirección�y�acumulación�de�flujos,�jerarquización�de�la�red�de�drenaje,�etc.�Dicho�análisis�permitiría�avanzar�en�el�conoci-miento�de�las�características�geomorfológicas�de� áreas� kársticas,� tanto� carbonáticas� como�evaporíticas,� y� determinar� la� importancia� de�las�formas�de�absorción�preferencial�(dolinas,�sumideros,�colapsos)�en�el�funcionamiento�hi-drogeológico�de�los�acuíferos�subyacentes.�

AGRADECIMIENTOS

Este�trabajo�es�una�contribución�del�grupo�de�investigación�RNM-308�de�la�Junta�de�An-dalucía� a� los� proyectos� de� excelencia�RNM-8087�y�RNM-6895R�de�la�Junta�de�Andalucía.

REFERENCIAS

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Estimación del criterio geomorfológico para la evaluación de la geodiversidad en un terreno kárstico:

la Sierra de las Nieves (provincia de Málaga)

Estimation of the geomorphology factor for assessing geodiversity in a karst terrain: the case of Sierra de las Nieves (province of Málaga)

E. Pardo-Igúzquiza1, J.J. Durán1, J.A. Luque-Espinar2, P.A. Robledo-Ardila3

1 �Instituto�Geológico�y�Minero�de�España,�Ríos�Rosas,�23,�28003�Madrid�(España),�[email protected]�;�[email protected]�2 �Unidad�del�IGME�en�Granada,�Urbanización�Alcázar�del�Genil�4,�Edificio�Zulema,�18006�Granada�(España);�[email protected]�

3 �Unidad�del�IGME�en�Palma�de�Mallorca,�Ciudad�de�Querétaro�s/n,�07007�Palma�de�Mallorca�(España),�[email protected]

Resumen: El�concepto�de�geodiversidad�está�cada�vez�más�arraigado,� tanto�en� la�comunidad�científica�como�en�el�público�en�general,�ya�que�se�ha�comenzado�a�valorar�el�patrimonio�geológico�como�un�bien�material�digno�de�preservar.�Sin�embargo,� la�evaluación�de�la�geodiversidad�no�es�obvia�y�es�un�problema�que�no�está�definitivamente�resuelto.�Dejando�a�un�lado�el�carácter�subjetivo�que�se�puede�dar�a� la� importancia�de�cada�uno�de�los�factores�que�puedan�definir� la�geodiversidad,�está�el�problema�técnico�de�obtener�un�índice�o�valor�cuantitativo�para�cada�uno�de�dichos� factores.�En�este� trabajo�nos�centramos�en� la�estimación�del� factor�geomorfológico�en� un� terreno� kárstico.� Se� presenta� una� metodología� para� evaluar� el� índice� geomorfológico�atendiendo�a�la�estimación�de�las�geoformas�típicas�del�exokarst:�dolinas,�poljes,�simas�y�zonas�con� lapiaz� bien� desarrollado;� así� como� otras� formas� de� modelado� (periglacial,� fluvial,� etc.)�superpuesto� al� karst.� Se� discute� la� inclusión� de� zonas� de� especial� interés� del� epikarst,� de� los�manantiales�kársticos,�así�como�el�modo�de�incluir�la�geodiversidad�del�endokarst.�Además�de�las�geoformas�individuales,�se�discute�la�valoración�de�la�integración�de�las�mismas�en�el�terreno,�esto�es,�el�concepto�de�paisaje�kárstico�natural�y�su�posible�cuantificación.�Se�utiliza�un�sistema�de�información�geográfica�para�integrar�las�diferentes�cubiertas�de�información�y�se�propone�un�enfoque�probabilístico�para� integrar� las�geoformas�en�zonas�no�exploradas.�El�área�de�estudio�es�el�macizo�kárstico�de�la�Sierra�de�las�Nieves�en�la�provincia�de�Málaga.�Es�este�un�terreno�kárstico�bien�desarrollado�sobre�una�sucesión�estratigráfica�mesozoica�y�cenozoica�de�dolomías,�calizas�y�brecha�carbonática,�que�presenta�un�gran� interés�geológico.�Desde�el�punto�de�vista�hidrogeológico,� el�macizo� kárstico� es� un� acuífero� con� un� karst� funcional�muy� heterogéneo� y�complejo,�como�es�típico�de�la�hidrogeología�kárstica.

Palabras clave: dolinas,�geodiversidad,�karst,�manantial�kárstico,�simas.

Abstract: The concept of geodiversity is progressively more ingrained, both among the scientific community and among the general public, because the geological heritage is being


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INTRODUCCIÓN

Aunque�el�concepto�de�biodiversidad� lle-va�mucho�tiempo�asimilado�por�la�comunidad�científica�y�por�la�sociedad,�el�concepto�de�geo-diversidad� es�mucho�más� reciente� (Sharples,�1993)�y�no�hay�unanimidad�en�cuanto�a�su�de-finición.�No� obstante,� una� definición� general�y�bastante�aceptada�es�la�de�Gray�(2004),�que�define� geodiversidad� como� el� rango� natural�(diversidad)� de� las� características� geológicas�(rocas,� minerales,� fósiles,…),� geomorfológi-cas�(formas�superficiales�y�procesos�físicos)�y�edafológicas.�Más�recientemente�se�ha�inclui-do�la�topografía�e�hidrología�en�la�evaluación�de�la�diversidad�del�medio�abiótico�(Serrano�y�Ruiz-Flaño,� 2007).�La� geodiversidad� involu-cra�un�número�de�valores�(científicos,�cultura-les,�estéticos,�económicos,�…)�que�no�sólo�son�importantes� para� ser� conservados� para� gene-raciones�futuras,�sino�que�tienen�una�gran�im-portancia�para�el�desarrollo�local�y�regional�de�

muchas� regiones�en� torno�al�geoturismo.�Sin�embargo,�el�cambio�climático�y�las�actividades�antrópicas�pueden�amenazar�la�geodiversidad�por�lo�que�para�poder�proteger�y�conservar�la�geodiversidad�es�necesario�conocerla,�esto�es,�evaluarla.�A� diferencia� de� los� geositios,� que�tienen�un�carácter�puntual,�la�evaluación�de�la�geodiversidad� implica� la�medida�de� la�diver-sidad� geológica,� geomorfológica,� etc.,� en� un�contexto�espacial,�esto�es,�la�cuantificación�de�los� patrones� espaciales� de� geodiversidad� de�una�zona�de�interés.�Para�ello�se�han�de�defi-nir�los�elementos�de�geodiversidad�para�cada�uno�de� los�factores� involucrados�y�se�han�de�cartografiar�para�finalmente�integrar�todos�los�factores�a�fin�de�obtener�un�mapa�final�de�geo-diversidad.�En�este� trabajo�nos�centramos�en�el�estudio�de�la�evaluación�del�factor�geomor-fológico�de�un�terreno�kárstico�de�relieve�alto.�Se�ilustra�la�metodología�con�su�aplicación�al�macizo�kárstico�de�la�Sierra�de�las�Nieves�en�la�provincia�de�Málaga.�

increasingly considered as a tangible good that deserves to be preserved. However, the evaluation of geodiversity is not obvious and it is a problem that has not been definitively solved. Leaving aside the subjective character for giving more importance to any of the factors that define geodiversity, there is the technical problem of obtaining an index or quantitative value for each one of those factors. In this work we focus on the assessment of the geomorphology factor in a kart massif. We present a methodology for estimation of the geomorphology index taking into account the typical geoforms of the exokarst: dolines, poljes, potholes and areas with a well-developed karren field, as well as other geoforms (periglacial, fluvial, slope processes,…) that are overimposed to the karst. There is discussion on the inclusion of zones of special interest in relation to the epikarst and karst springs as well as on the problem of including the endokarst. Apart of discussion on the individual geoforms, there is a discussion on assessing the quantification of the karst landscape. The integration of the geomorphology index is done by using a Geographical Information System that allows to include different layers of information and we propose a probabilistic approach for integration of geoforms in unexplored areas. The study area is the karst massif of Sierra de las Nieves in the province of Málaga. This is a high relief karst that is developed on a stratigrafic sequence of Mesozoic and Cenozoic dolomites, limestones and carbonate brecchia. From a hydrogeological point of view this is karst aquifer that presents the high heterogeneity and complexity that is typical of karst hydrogeology.

Key words: geodiversity, karst, karst spring, potholes, sinkholes.

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ÁREA DE ESTUDIO

El�área�de�estudio�está�localizada�en�el�sur�de�España,�en�la�provincia�de�Málaga.�Se�trata�de�un�macizo�kárstico�de�relieve�alto�donde�la�topografía�abrupta�llega�a�una�altitud�de�1919�m� s.n.m.� (pico�Torrecilla)� que� es� la�máxima�altitud�de�la�provincia.�El�macizo�kárstico�for-ma� un� acuífero� con� un� karst� funcional� bien�desarrollado.�El�karst�se�desarrolla�en�una�se-cuencia�estratigráfica�de�dolomías,�mármoles�dolomíticos,� calizas� y� brecha� carbonática� de�edades� mesozoicas� y� cenozoicas.� El� macizo�kárstico� está� formado� por� dos� bloques,� uno�elevado� tectónicamente� (bloque� del� Torreci-lla)�unos�500�m�con� respecto�al�otro,�que�es�relativamente� el� bloque� hundido� (bloque� de�la� Nava).�Ambas� zonas� están� separadas� por�un� importante� accidente� tectónico� regional:�la� falla�de� las�Turquillas.�Mientras� el�bloque�elevado� está� caracterizado� por� la� gran� abun-dancia�de�simas�que�delatan�la�presencia�de�un�endokarst� con� una� extensa� red� de� conductos�kársticos,�el�bloque�hundido�es�el�reino�de�las�depresiones�kársticas.�El�macizo�kárstico�for-ma�parte�del�Parque�Natural�de�la�Sierra�de�las�Nieves�que�es�una�Reserva�de�la�Biosfera�de�la�UNESCO.�

METODOLOGÍA

El�primer�aspecto�a�considerar�para�evaluar�el�factor�geomorfológico�de�geodiversidad�en�un�terreno�kárstico�es�definir�los�elementos�de�geodiversidad.�Básicamente,�en�el�área�de�es-tudio�hay�dos�tipos�de�elementos�kársticos�con�respecto�a�la�geodiversidad:�elementos�singu-lares� (geositios� geomorfológicos)� muy� poco�abundantes�y�elementos�muy�abundantes�que�pueden�ser�cartografiados�estadísticamente�en�cuanto�a�su�abundancia�(densidad).�Dentro�de�los� elementos� singulares� está� el� espectacular�ponor�del�paleo-polje�de�la�Nava�(Fig.�1),�los�tres�manantiales�kársticos�principales�como�el�de� río�Grande�que�se�muestra�en� la�figura�2,�

un�arroyo�en�roca�(Fig.�3),�una�zona�de�lapiaz�circular�(Fig.�4),�otra�zona�con�el�epikart�bien�desarrollado�(Fig.�5).�Estos�rasgos�son,�como�se�ha�dicho,�excepcionales�y�limitados�a�pocas�localizaciones.� Podrían� ser� gestionados� más�como�geositios�de�importancia,�por�lo�menos�a� escala� del� Parque� Natural.� En� estos� sitios�singulares�podría�colocarse�un�buffer�circular�de�protección�del�mismo,�donde�determinadas�actividades�podrían�estar�restringidas�si�fuesen�a�poner�en�riesgo�la�conservación�del�geositio.�Por�otra�parte,�las�dos�formas�geomorfológicas�mejor�desarrolladas�en�cuanto�a� su�abundan-cia�para�el�caso�de�estudio�que�nos�concierne,�son�las�depresiones�kársticas�y�las�simas.�Las�depresiones� kársticas� son� fundamentalmente�dolinas�de�disolución�que� además� se�han� re-llenado�de�sedimento�ya�sea�de�aporte�de�ex-terno�de�los�relieves�circundantes�y�de�arcilla�de� descalcificación� también� de� la� propia� de-presión.�Las�depresiones�en�el�área�de�estudio�se�clasifican�en�dos�familias�dependiendo�del�bloque�en�el�que�se�encuentren.�En�el�bloque�hundido�están�muy�bien�desarrolladas�tanto�en�la�horizontal�como�en�profundidad�y�tienen�un�relleno� importante� de�material� detrítico�muy�heterométrico�(Fig.�6),�mientras�que�en�el�blo-que�levantado�las�dolinas�tienen�un�desarrollo�menor� tanto� en� la� horizontal� como� en� pro-fundidad�y� el� relleno� está� fundamentalmente�formado�por�arcillas�de�descalcificación�(Fig.�7).�El�censo�de�depresiones�kársticas,�a�escala�métrica,�se�ha�efectuado�utilizando�el�modelo�digital� de� elevaciones�del� Instituto�Geografi-co�Nacional� (www.ign.es)�con�un� tamaño�de�malla�de�5m�y�utilizando�un�método�de�identi-ficación�y�delineación�automática�de�depresio-nes�(Pardo-Igúzquiza�et al.,�2013)�que�ha�sido�verificado�con� trabajo�de�campo.�Se�detecta-ron�un� total�de�324�depresiones�y� su�estudio�morfométrico�se�describe�en�Pardo-Igúzquiza�et al.� (2013).�En�dicho� trabajo� se�muestra� el�fuerte� control� estructural� de� las� depresiones�kársticas.�

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detrítico muy heterométrico (Fig. 6), mientras que en el bloque levantado las dolinas tienen un desarrollo menor tanto en la horizontal como en profundidad y el relleno está fundamentalmente formado por arcillas de descalcificación (Fig. 7). El censo de depresiones kársticas, a escala métrica, se ha efectuado utilizando el modelo digital de elevaciones del Instituto Geografico Nacional (www.ign.es) con un tamaño de malla de 5m y utilizando un método de identificación y delineación automática de depresiones (Pardo-Igúzquiza et al., 2013) que ha sido verificado con trabajo de campo. Se detectaron un total de 324 depresiones y su estudio morfométrico se describe en Pardo-Igúzquiza et al. (2013). En dicho trabajo se muestra el fuerte control estructural de las depresiones kársticas.

FIGURA 1. Pónor del paleo-polje de la Nava.

FIGURA 2. Manantial kárstico del nacimiento de Río Grande. El manantial está debajo de la cascada de agua. Esta última representa el drenaje de una zona de rezume por elevación del nivel piezométrico después de la estación húmeda.

FIGURA 3. Arroyo en roca.

FIGURA 4. Zona de lapiaz circular con pocillos de corrosión y cubetas de pequeño tamaño.

FIGURA 5. Zona con un epikarst bien desarrollado a lo largo de la fracturación y diaclasado de la roca.

FIGURA�1.�Pónor del paleo-polje de la Nava


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FIGURA� 2.� Manantial kárstico del nacimiento de Río Grande. El manantial está debajo de la cascada de agua. Esta última representa el drenaje de una zona de rezume por elevación del nivel piezométrico después de la esta-ción húmeda


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FIGURA�3.�Arroyo en roca


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FIGURA�4.�Zona de lapiaz circular con pocillos de corro-sión y cubetas de pequeño tamaño


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FIGURA�5.�Zona con un epikarst bien desarrollado a lo largo de la fracturación y diaclasado de la roca


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FIGURA 6. Dolina en el bloque hundido de la Nava.

FIGURA 7. Dolina en el bloque levantado del Torrecilla.

Los centros de las depresiones kársticas se han representado en la Figura 8 sobre el modelo digital de elevaciones del macizo kárstico de la Sierra de las Nieves. El otro elemento de geodiversidad kárstica fácilmente cuantificable en la Sierra de las Nieves son las simas (Fig. 9), las cuales han sido cartografiadas por el Grupo de Exploraciones Subterráneas de las Sociedad Excursionista de Málaga. En la figura 8 se han representado la localización de las 167 simas censadas. Por consiguiente, ambos elementos de geodiversidad kársica, depresiones y simas, son considerados conjuntamente (Fig. 8) para elaborar el índice de geodiversidad geomorfológica calculado su densidad, esto es el número de elementos por unidad de superficie. Este mapa de densidades se reclasificará para obtener un mapa de grado de geodiversidad (de

muy alta a baja), tal y como se describe en la sección siguiente.

FIGURA 8. Modelo digital de elevaciones del macizo kárstico de la Sierra de las Nieves donde el borde del acuífero está marcado por la línea negra continua. Los puntos negros corresponden a los centros de depresiones kársticas mientras que los puntos blancos marcan la localización de las simas.

FIGURA 9. Sima Prestá en el centro de la imagen (flecha roja).

RESULTADOS

A partir del mapa de elementos a valorar en la elaboración de un índice geomorfológico de geodiversidad kárstica mostrado en la Figura 8 es posible calcular un mapa de densidad de elementos de tal modo que a las zonas con mayor densidad les corresponde mayor geodiversidad. Como base de trabajo se utiliza un modelo ráster del macizo kárstico donde su superficie se divide en celdas cuadradas de 100 m de lado. A cada celda se le asigna un índice de geodiversidad kárstica y que es igual al número de

FIGURA�6.�Dolina en el bloque hundido de la Nava

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RESULTADOS


FIGURA�7.�Dolina en el bloque levantado del Torrecilla

Los�centros�de�las�depresiones�kársticas�se�han�representado�en�la�Figura�8�sobre�el�mo-delo�digital�de�elevaciones�del�macizo�kárstico�de� la� Sierra� de� las�Nieves.� El� otro� elemento�de�geodiversidad�kárstica�fácilmente�cuantifi-cable�en�la�Sierra�de�las�Nieves�son�las�simas�(Fig.�9),�las�cuales�han�sido�cartografiadas�por�el�Grupo�de�Exploraciones�Subterráneas�de�las�Sociedad�Excursionista�de�Málaga.�En�la�figu-ra�8�se�han�representado�la�localización�de�las�167�simas�censadas.�Por�consiguiente,�ambos�elementos�de�geodiversidad�kársica,�depresio-nes�y�simas,�son�considerados�conjuntamente�(Fig.� 8)� para� elaborar� el� índice� de� geodiver-�


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RESULTADOS


FIGURA� 8.� Modelo digital de elevaciones del macizo kárstico de la Sierra de las Nieves donde el borde del acuífero está marcado por la línea negra continua. Los puntos negros corresponden a los centros de depresiones kársticas mientras que los puntos blancos marcan la lo-calización de las simas

sidad�geomorfológica�calculado� su�densidad,�esto�es�el�número�de�elementos�por�unidad�de�superficie.�Este�mapa�de�densidades�se�reclasi-ficará�para�obtener�un�mapa�de�grado�de�geo-diversidad�(de�muy�alta�a�baja),�tal�y�como�se�describe�en�la�sección�siguiente.


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RESULTADOS


FIGURA�9.�Sima Prestá en el centro de la imagen (flecha roja)

RESULTADOS

A�partir�del�mapa�de�elementos�a�valorar�en� la� elaboración� de� un� índice� geomorfoló-gico� de� geodiversidad� kárstica�mostrado� en�la� Figura� 8� es� posible� calcular� un�mapa� de�densidad�de�elementos�de�tal�modo�que�a�las�zonas� con� mayor� densidad� les� corresponde�mayor�geodiversidad.�Como�base�de� trabajo�se�utiliza�un�modelo�ráster�del�macizo�kárs-tico�donde� su� superficie� se�divide� en�celdas�cuadradas�de�100�m�de�lado.�A�cada�celda�se�le�asigna�un�índice�de�geodiversidad�kárstica�y�que�es�igual�al�número�de�elementos�(simas�y� depresiones)� que� se� encuentran� dentro� de�un� radio�de�2�km�en� torno�a� cada�celda�del�modelo.�De�este�modo�se�consigue�tener�una�variable�espacialmente�continua�de�densidad�de�elementos�tal�y�como�se�muestra�en�la�fi-gura�10.�La�zona�con�más�alta�geodiversidad�corresponde�a�la�zona�de�los�Hoyos�del�Pilar�en�el�bloque�del�Torrecilla�y�que�es� la�zona�más�elevada�del�macizo�kástico.�También�se�observa�una�alta�geodiversidad�en�la�zona�del�paleo-polje� de� la�Nava� y� de� las� dolinas� del�

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Águila�y�Conejeras�en�el�bloque�hundido�de�la�Nava.�A�partir�de�este�mapa�de�densidad�es�posible�obtener�un�mapa�cualitativo�más�des-criptivo� donde� la� geodiversidad� se� clasifica�en� categorías� (muy� alta,� alta,�media� y� baja)�atendiendo� al� valor� de� densidad� para� cada�celda,� y� según� esta� se� encuentre� en� uno� de�los� siguientes� intervalos� (mayor� a� 100),� (de�50�a�100),�(de�25�a�50)�o�(de�0�a�25)�respec-tivamente.�


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elementos (simas y depresiones) que se encuentran dentro de un radio de 2 km en torno a cada celda del modelo. De este modo se consigue tener una variable espacialmente continua de densidad de elementos tal y como se muestra en la figura 10. La zona con más alta geodiversidad corresponde a la zona de los Hoyos del Pilar en el bloque del Torrecilla y que es la zona más elevada del macizo kástico. También se observa una alta geodiversidad en la zona del paleo-polje de la Nava y de las dolinas del Águila y Conejeras en el bloque hundido de la Nava. A partir de este mapa de densidad es posible obtener un mapa cualitativo más descriptivo donde la geodiversidad se clasifica en categorías (muy alta, alta, media y baja) atendiendo al valor de densidad para cada celda, y según esta se encuentre en uno de los siguientes intervalos (mayor a 100), (de 50 a 100), (de 25 a 50) o (de 0 a 25) respectivamente.

FIGURA 10. Mapa del índice geomorfológico de geodiversidad kárstica atendiendo a las depresiones kársticas y las simas. Se trata del número de elementos (densidad) en un radio de 2 km.

FIGURA 11. Geodiversidad geomorfológica atendiendo al número de elementos de depresiones kársticas y simas. 4: Muy alta; 3: Alta; 2: Media; 1: Baja.


En este trabajo se ha mostrado la elaboración de un índice geomorfológico kárstico utilizando como elementos de geodiversidad las depresiones kársticas y las simas y como índice de geodiversidad su abundancia. De este modo se han identificado diferentes grados de geodiversidad geomorfológica kárstica y por consiguiente las áreas más interesantes para el geoturismo y las que requieren mayor atención en cuanto a su estudio detallado y conservación. No obstante, reconocemos que este índice geomorfológico no es ni mucho menos completo. Faltan por incluir sitios singulares como los manantiales kársticos, las zonas de lapiaz o epikarst muy bien desarrollado para mostrarse como ejemplos, los ponors de desarrollo espectacular y las interacciones de la geomorfología kárstica con otros modelados como el fluvial, procesos de laderas, periglaciar y glaciar que también pueden encontrarse en el área de estudio. Una vez considerados dichos elementos, el propio índice geomorfológico se ha de integrar con el índice geológico y el edafológico que también son muy interesantes en la Sierra de las Nieves. Asimismo la topografía podría integrarse en cuanto a la rugosidad del relieve y la presencia de resaltes kársticos que también contribuyen significativamente al paisaje kárstico (Figs. 12 y 13). En este sentido el paisaje kárstico tal y como puede observarse desde una localización determinada podría evaluarse teniendo en cuanta el número de elementos de geodiversidad que caen dentro de la cuenca visual de cada celda.

Asimismo cuando se introduzcan otros elementos de geodiversidad como el factor geológico, determinados elementos geomorfológicos puedan adquirir una especial relevancia de tal manera que permita diferenciar elementos singulares dentro de los elementos considerados con el mismo valor en este trabajo, esto es, todas las depresiones y simas han sido valoradas con igual valor. Sin embargo una depresión podría ponderarse por su superficie, por ejemplo, mientras que las simas podrían clasificarse por el factor geológico mencionado. Por ejemplo basta comparar Sima Prestá en la figura 9 con la entrada a Sima Honda en la Figura 14, donde resulta evidente la mayor geodiversidad (litología, fracturas, …) de la segunda. El trabajo presentado no pretende ser exhaustivo sino una contribución a la evaluación del factor geomorfológico de geodiversidad en terrenos kársticos y en particular en la evaluación de la geodiversidad de la Sierra de las Nieves.

FIGURA�10.�Mapa del índice geomorfológico de geodi-versidad kárstica atendiendo a las depresiones kársticas y las simas. Se trata del número de elementos (densidad) en un radio de 2 km


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elementos (simas y depresiones) que se encuentran dentro de un radio de 2 km en torno a cada celda del modelo. De este modo se consigue tener una variable espacialmente continua de densidad de elementos tal y como se muestra en la figura 10. La zona con más alta geodiversidad corresponde a la zona de los Hoyos del Pilar en el bloque del Torrecilla y que es la zona más elevada del macizo kástico. También se observa una alta geodiversidad en la zona del paleo-polje de la Nava y de las dolinas del Águila y Conejeras en el bloque hundido de la Nava. A partir de este mapa de densidad es posible obtener un mapa cualitativo más descriptivo donde la geodiversidad se clasifica en categorías (muy alta, alta, media y baja) atendiendo al valor de densidad para cada celda, y según esta se encuentre en uno de los siguientes intervalos (mayor a 100), (de 50 a 100), (de 25 a 50) o (de 0 a 25) respectivamente.

FIGURA 10. Mapa del índice geomorfológico de geodiversidad kárstica atendiendo a las depresiones kársticas y las simas. Se trata del número de elementos (densidad) en un radio de 2 km.

FIGURA 11. Geodiversidad geomorfológica atendiendo al número de elementos de depresiones kársticas y simas. 4: Muy alta; 3: Alta; 2: Media; 1: Baja.


En este trabajo se ha mostrado la elaboración de un índice geomorfológico kárstico utilizando como elementos de geodiversidad las depresiones kársticas y las simas y como índice de geodiversidad su abundancia. De este modo se han identificado diferentes grados de geodiversidad geomorfológica kárstica y por consiguiente las áreas más interesantes para el geoturismo y las que requieren mayor atención en cuanto a su estudio detallado y conservación. No obstante, reconocemos que este índice geomorfológico no es ni mucho menos completo. Faltan por incluir sitios singulares como los manantiales kársticos, las zonas de lapiaz o epikarst muy bien desarrollado para mostrarse como ejemplos, los ponors de desarrollo espectacular y las interacciones de la geomorfología kárstica con otros modelados como el fluvial, procesos de laderas, periglaciar y glaciar que también pueden encontrarse en el área de estudio. Una vez considerados dichos elementos, el propio índice geomorfológico se ha de integrar con el índice geológico y el edafológico que también son muy interesantes en la Sierra de las Nieves. Asimismo la topografía podría integrarse en cuanto a la rugosidad del relieve y la presencia de resaltes kársticos que también contribuyen significativamente al paisaje kárstico (Figs. 12 y 13). En este sentido el paisaje kárstico tal y como puede observarse desde una localización determinada podría evaluarse teniendo en cuanta el número de elementos de geodiversidad que caen dentro de la cuenca visual de cada celda.

Asimismo cuando se introduzcan otros elementos de geodiversidad como el factor geológico, determinados elementos geomorfológicos puedan adquirir una especial relevancia de tal manera que permita diferenciar elementos singulares dentro de los elementos considerados con el mismo valor en este trabajo, esto es, todas las depresiones y simas han sido valoradas con igual valor. Sin embargo una depresión podría ponderarse por su superficie, por ejemplo, mientras que las simas podrían clasificarse por el factor geológico mencionado. Por ejemplo basta comparar Sima Prestá en la figura 9 con la entrada a Sima Honda en la Figura 14, donde resulta evidente la mayor geodiversidad (litología, fracturas, …) de la segunda. El trabajo presentado no pretende ser exhaustivo sino una contribución a la evaluación del factor geomorfológico de geodiversidad en terrenos kársticos y en particular en la evaluación de la geodiversidad de la Sierra de las Nieves.

FIGURA�11.�Geodiversidad geomorfológica atendiendo al número de elementos de depresiones kársticas y simas. 4: Muy alta; 3: Alta; 2: Media; 1: Baja


En�este� trabajo� se�ha�mostrado� la�elabo-ración�de�un�índice�geomorfológico�kárstico�

utilizando�como�elementos�de�geodiversidad�las�depresiones�kársticas�y�las�simas�y�como�índice� de� geodiversidad� su� abundancia.� De�este�modo�se�han�identificado�diferentes�gra-dos� de� geodiversidad� geomorfológica� kárs-tica�y�por�consiguiente�las�áreas�más�intere-santes�para�el�geoturismo�y�las�que�requieren�mayor�atención�en�cuanto�a�su�estudio�deta-llado� y� conservación.� No� obstante,� recono-cemos�que�este�índice�geomorfológico�no�es�ni�mucho�menos�completo.�Faltan�por�incluir�sitios�singulares�como�los�manantiales�kárs-ticos,�las�zonas�de�lapiaz�o�epikarst�muy�bien�desarrollado�para�mostrarse�como�ejemplos,�los�ponors�de�desarrollo�espectacular�y�las�in-teracciones�de�la�geomorfología�kárstica�con�otros� modelados� como� el� fluvial,� procesos�de�laderas,�periglaciar�y�glaciar�que�también�pueden�encontrarse�en�el�área�de�estudio.�Una�vez�considerados�dichos�elementos,�el�propio�índice�geomorfológico�se�ha�de�integrar�con�el�índice�geológico�y�el�edafológico�que�tam-bién�son�muy�interesantes�en�la�Sierra�de�las�Nieves.�Asimismo�la� topografía�podría� inte-grarse�en�cuanto�a�la�rugosidad�del�relieve�y�la�presencia�de�resaltes�kársticos�que�también�contribuyen� significativamente� al� paisaje�kárstico� (Figs.� 12� y� 13).� En� este� sentido� el�paisaje�kárstico�tal�y�como�puede�observarse�desde� una� localización� determinada� podría�evaluarse� teniendo� en� cuanta� el� número� de�elementos�de�geodiversidad�que�caen�dentro�de�la�cuenca�visual�de�cada�celda.

Asimismo� cuando� se� introduzcan� otros�elementos�de�geodiversidad�como�el� factor�geológico,�determinados�elementos�geomor-fológicos�puedan�adquirir�una�especial�rele-vancia�de�tal�manera�que�permita�diferenciar�elementos�singulares�dentro�de�los�elemen-tos�considerados�con�el�mismo�valor�en�este�trabajo,�esto�es,� todas� las�depresiones�y� si-mas�han�sido�valoradas�con�igual�valor.�Sin�

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embargo� una� depresión� podría� ponderarse�por�su�superficie,�por�ejemplo,�mientras�que�las� simas� podrían� clasificarse� por� el� factor�geológico� mencionado.� Por� ejemplo� basta�comparar�Sima�Prestá�en� la�figura�9�con� la�entrada�a�Sima�Honda�en�la�Figura�14,�don-de� resulta�evidente� la�mayor�geodiversidad�(litología,� fracturas,�…)� de� la� segunda.� El�trabajo�presentado�no�pretende�ser�exhausti-vo�sino�una�contribución�a�la�evaluación�del�factor�geomorfológico�de�geodiversidad� en�terrenos�kársticos�y�en�particular�en�la�eva-luación�de� la�geodiversidad�de� la�Sierra�de�las�Nieves.�


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FIGURA 12. Paisaje kárstico con la cima del pico Torrecilla al fondo.

FIGURA 13. Paisaje kárstico visto desde la cima del pico Torrecilla, con el paleopolje de la Nava al fondo a la derecha y el contacto con las peridotitas a la izquierda.

FIGURA 14. Sima Honda donde al factor geomorfológico habría que sumar el factor geológico (litología y fracturación que condicionan el origen de la sima). AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CGL2015-71510-R del Ministerio de Economía y Competitividad. Los autores quieren expresar su agradecimiento al Grupo de Exploraciones Subterráneas de la Sociedad Excursionista de Málaga y a la Dirección del Parque Natural de la Sierra de las Nieves por su colaboración en el citado proyecto.

REFERENCIAS Gray, M. 2004. Geodiversity, Valuing and Conserving

Abiotic Nature, Wiley, Chichester, 434 p. Pardo-Igúzquiza E., Durán J.J. and Dowd P.A. 2013.

Automatic detection and delineation of karst terrain depressions and its application in geomorphological mapping and morphometric analysis. Acta Carsologica 42/1, 17-24.

Serrano, E. y Ruiz-Flaño, P. 2007. Geodiversidad: concepto, evaluación y aplicación territorial. El caso de Tiermes Caracena (Soria). Boletín de la Asociación de Geógrafos Españoles, 45, 79-98.

Sharples, C., 1993. A methodology for the identification of significant landforms and geological sites for geoconservation purposes. Forestry Commission, Tasmania.

FIGURA�12.�Paisaje kárstico con la cima del pico Torre-cilla al fondo


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FIGURA�13.�Paisaje kárstico visto desde la cima del pico Torrecilla, con el paleopolje de la Nava al fondo a la dere-cha y el contacto con las peridotitas a la izquierda


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FIGURA�14.�Sima Honda donde al factor geomorfológico habría que sumar el factor geológico (litología y fractu-ración que condicionan el origen de la sima)

AGRADECIMIENTOS

Este� trabajo� ha� sido� financiado� por� el�proyecto� CGL2015-71510-R� del� Ministerio�de� Economía� y� Competitividad.� Los� autores�quieren�expresar�su�agradecimiento�al�Grupo�de�Exploraciones�Subterráneas�de�la�Sociedad�Excursionista�de�Málaga�y�a�la�Dirección�del�Parque�Natural�de�la�Sierra�de�las�Nieves�por�su�colaboración�en�el�citado�proyecto.

REFERENCIAS

Gray,� M.� 2004.� Geodiversity,� Valuing� and�Conserving� Abiotic� Nature,� Wiley,� Chi-chester,�434�p.

Pardo-Igúzquiza�E.,�Durán�J.J.�y�Dowd�P.A.�2013.�Automatic�detection�and�delineation�of�karst�terrain�depressions�and�its�application�in�geo-morphological� mapping� and� morphometric�analysis.�Acta Carsologica,�42/1,�17-24.

Serrano,�E.�y�Ruiz-Flaño,�P.�2007.�Geodiver-sidad:� concepto,� evaluación� y� aplicación�territorial.� El� caso� de� Tiermes� Caracena�(Soria).�Boletín de la Asociación de Geó-grafos Españoles,�45,�79-98.�

� Sharples,� C.,� 1993.� A methodology for the identification of significant landforms and geological sites for geoconservation pur-poses.�Forestry�Commission,�Tasmania.

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Una comparación de dos métodos estocásticos para la simulación de redes tridimensionales de conductos kársticos

A comparison of two stochastic methods for simulating three-dimensional networks of karst conduits

E. Pardo-Igúzquiza1, J.J. Durán1, P.A. Robledo-Ardila2 y J.A. Luque-Espinar3

1 �Instituto�Geológico�y�Minero�de�España,�Ríos�Rosas,�23,�28003�Madrid�(España),�[email protected]�;�[email protected]�2 �Unidad�del�IGME�en�Palma�de�Mallorca,�Ciudad�de�Querétaro�s/n,�07007�Palma�de�Mallorca�(España),�[email protected]

3 �Unidad�del�IGME�en�Granada,�Urbanización�Alcázar�del�Genil�4,�Edificio�Zulema,�18006�Granada�(España);�[email protected]�

Resumen: Una�de�las�características�principales�de�los�macizos�kársticos,�con�un�karst�funcional�y�bien�desarrollado,�es� la�presencia�de�una�red�de�conductos�kársticos� tridimensionales.�Estos�conductos,�o�red�de�cuevas�subterráneas,�son�de�gran�importancia�geomorfológica,�hidrogeológica,�espeleológica,� geológica� y� biológica.� Siempre� tenemos� una� visión� sesgada� de� estas� redes� de�conductos�ya�que�sólo�conocemos�las�galerías�exploradas�por�los�espeleólogos,�que�en�el�mejor�de�los�casos�habrán�confeccionado�su�topografía�y�habrán�tomado�algunos�datos�de�su�geometría�3D.�En�base� a� dicha� información� espeleológica,� es� posible� inferir� un� conjunto�de� parámetros�geomorfométricos� que� describen� dicha� red� de� conductos� desde� un� punto� de� vista� estadístico.�De� este�modo,� es�posible�utilizar�métodos� estocásticos�para� la� simulación�de�dichas� redes�de�conductos�y�su�geometría.�En�este� trabajo�se�realiza�una�comparación�entre�un�nuevo�método�que�se�propone,� la�caminata�aleatoria�correlacionada,�y�el�método�de�agregación� limitada�por�la�difusión,�que�fue�propuesta�por�Pardo-Igúzquiza�et al.�(2012).�Se�comparan�los�resultados�de�ambos�métodos�en�función�de�la�reproducción�de�los�parámetros�geomorfométricos�de�tortuosidad,�rosa�de�direcciones,�histograma�en�Z�y�dimensión�fractal.�También�se�propone�una�metodología�para�simular�las�secciones�de�los�conductos�kársticos.�Estas�redes�simuladas�tienen�gran�interés�en�geomorfología�por�su�relación�con�la�espeleogénesis�y�la�autoorganización�del�sistema�kárstico,�así�como�con�la�hidrogeología,�ya�que�estos�conductos�son�los�drenes�que�producen�el�flujo�de�respuesta�rápida�ante�un�evento�de�lluvia.�Se�discuten�las�ventajas�e�inconvenientes�de�cada�uno�de�los�métodos�y�se�aplican�a�la�simulación�de�las�redes�kársticas�sintéticas�y�reales.�

Palabras clave: agregación� limitada� por� la� difusión,� caminata� aleatoria,� cuevas,� fractal,�eomorfometría.

Abstract: One of the main characteristics of the karst massifs, with a functional and well developed karst, is the presence of a three-dimensional network of karst conduits. These conduits, or underground network of caves, have a great importance from the points of view of the geomorphology, hydrogeology, speleology, geology and biology. Always, there is a biased


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INTRODUCCIÓN

La� geomorfología� kárstica� en� superficie,�esto�es,�el�exokarst,�ha�sido�ampliamente�es-tudiada� ya� que� su� accesibilidad� no� presenta�mayor� dificultad� que� la� que� pueda� presentar�cualquier� otro� ámbito� geomorfológico.� Sin�embargo,� el� estudio� de� la� geomorfología� del�endokarst�no�está�exenta�de�dificultades�por�su�complicada� accesibilidad.� Los� espeleólogos�han�constituido�el�colectivo�que�ha�estado�ex-plorando�el�endokarst�desde�hace�décadas�dan-do�como�resultado�básico�la�cartografía�de�la�topografía�subterránea�de�los�conductos�kárs-ticos.�Más� recientemente,� el� uso� de� espeleo-temas� (fundamentalmente� estalagmitas)� para�la� reconstrucción� del� paleoclima� en� ambien-tes� continentales� ha� incrementado� el� interés�por�el� endokarst�positivo,�esto�es� las�geofor-mas� producidas� por� la� precipitación� química�de�carbonato�a�partir�del�agua�que�se� infiltra�y�alcanza�una�apertura�o�cueva.�Sin�embargo,�el�endokarst�negativo,�formado�por�toda�la�red�de�conductos�kársticos,�con�sus�pozos,�mean-dros,� salas,�galerías,� etc.,� formado�por� la� ac-ción�disolvente�del�agua�a�lo�largo�de�fracturas�

y�otras�discontinuidades,� tiene�asimismo�una�gran�importancia�geomorfológica�en�cuanto�a�la�inferencia�de�la�espeleogénesis�y�su�relación�con� las� formas�del� exokarst,� para� estudiar� la�evolución�del�macizo�kárstico.�Tiene�asimis-mo�una�importancia�aplicada�en�relación�a�la�hidrogeología� kárstica� y� el� conocimiento� de�los� recursos� hídricos� subterráneos.� La� infor-mación�espeleológica,�siendo�muy�valiosa,�es�generalmente�incompleta,�ya�que�pocos�siste-mas� kársticos� han� sido� explorados� de� modo�exhaustivo,�entre�otros�motivos�por�la�presen-cia�de�pasos�demasiado�estrechos,�sifones,�etc.�Asimismo,� conforme� los� conductos� son�más�profundos� y� están�más� lejos� de� las� entradas,�más�difíciles� se�vuelven� las�exploraciones,�y�por� último,� los� conductos� freáticos� están� de�muy�poco�a�nada�explorados.�Un�instrumento�que� puede� proporcionar� información� acerca�del� sistema� de� conductos� kársticos� subterrá-neos� es� su� simulación.� Dicha� simulación� no�es�puramente�aleatoria,�ya�que�se�utilizan�di-ferentes� índices� geomorfométricos� obtenidos�a�partir�de�los�conductos�kársticos�conocidos�y�de�los�condicionantes�geológicos�y�geomor-fológicos,�para�que� la� red�simulada�sea�esta-

view of these networks because the only known part of the network is the one that has been explored by the speleologists; since they have mapped an important part of the 3D geometry of the system. However it is the best, and unique, information available and it allows the calculation of geomorphometry indexes that describe the network from a statistical point of view. Then, it is possible to use stochastic methods for the simulation of the topology of the network and the geometry of the sections of the conduits. In this work, we propose a new simulation method, the correlated random walk, which is compared to the diffusion limited aggregation method that was proposed in Pardo-Igúzquiza et�al. (2012). There is a comparison of the results produced by each of the both methods by using geomorphic parameters of tortuosity, rose of directions, Z-histogram and fractal dimension. We also propose a methodology for the simulation of the geometry of the sections of the conduits. The simulated networks have a great interest in geomorphology because of their relation to speleogenesis and self-organization of the karst system, as well as with the hydrogeology, because these conduits are the drains that produce the fast response of a karst spring to a recharge event. We discuss the advantages and drawbacks of each method and present case studies with synthetic and real networks.

Key words: caves, diffusion limited aggregation, fractal, geomorphometry, random walk.

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dísticamente isomorfa a la red experimental. Asimismo y en general, las simulaciones son condicionales, esto es, se incorporan para completar las redes experimentales. Además, existe un modo de validar dichas redes me-diante el uso conjunto de modelos matemá-ticos espacialmente distribuidos de flujo y transporte y los datos experimentales de hi-drogramas, quimiogramas y termogramas de los manantiales kársticos. En este trabajo se propone un nuevo método de simulación de conductos kársticos tridimensionales basado en una combinación de una caminata aleatoria tridimensional y probabilidades de transición no constantes, esto es, una caminata aleatoria correlacionada. Asimismo se pueden introdu-cir reglas heurísticas que permiten incorporar, entre otros aspectos, modelos conceptuales, zonación y áreas preferenciales de infiltración.

METODOLOGÍA

En este trabajo se propone un proceso de caminata aleatoria tridimensional para simular la red tridimensional de conductos en un terre-no kárstico. La simulación tiene dos fases: en la primera se simula la topología (el alambre en el argot espeleológico), mientras que en una segunda fase, se simulan las secciones de los conductos. Se propone un modelo no-paramé-trico, donde el espacio tridimensional se discre-tiza en una malla {Nx, Ny, Nz} de vóxeles de un determinado tamaño (por ejemplo 0.5 m x 0.5 m x 0.5 m) y el modelo consiste en especificar que vóxeles son conducto (valor 1) y cuales son matriz rocosa (valor 0). Cada conducto kársti-co se modela como una caminata aleatoria no simétrica sobre una malla 3D. Esto se traduce en: (i) En el instante inicial todos los nodos o vóxeles de la malla 3D son roca y tienen un va-lor 0, esto es, no son conductos.


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INTRODUCCIÓN

La geomorfología kárstica en superficie, esto es, el exokarst, ha sido ampliamente estudiada ya que su accesibilidad no presenta mayor dificultad que la que pueda presentar cualquier otro ámbito geomorfológico. Sin embargo, el estudio de la geomorfología del endokarst no está exenta de dificultades por su complicada accesibilidad. Los espeleólogos han constituido el colectivo que ha estado explorando el endokarst desde hace décadas dando como resultado básico la cartografía de la topografía subterránea de los conductos kársticos. Más recientemente, el uso de espeleotemas (fundamentalmente estalagmitas) para la reconstrucción del paleoclima en ambientes continentales ha incrementado el interés por el endokarst positivo, esto es las geoformas producidas por la precipitación química de carbonato a partir del agua que se infiltra y alcanza una apertura o cueva. Sin embargo, el endokarst negativo, formado por toda la red de conductos kársticos, con sus pozos, meandros, salas, galerías, etc., formado por la acción disolvente del agua a lo largo de fracturas y otras discontinuidades, tiene asimismo una gran importancia geomorfológica en cuanto a la inferencia de la espeleogénesis y su relación con las formas del exokarst, para estudiar la evolución del macizo kárstico. Tiene asimismo una importancia aplicada en relación a la hidrogeología kárstica y el conocimiento de los recursos hídricos subterráneos. La información espeleológica, siendo muy valiosa, es generalmente incompleta, ya que pocos sistemas kársticos han sido explorados de modo exhaustivo, entre otros motivos por la presencia de pasos demasiado estrechos, sifones, etc. Asimismo, conforme los conductos son más profundos y están más lejos de las entradas, más difíciles se vuelven las exploraciones, y por último, los conductos freáticos están de muy poco a nada explorados. Un instrumento que puede proporcionar información acerca del sistema de conductos kársticos subterráneos es su simulación. Dicha simulación no es puramente aleatoria, ya que se utilizan diferentes índices geomorfométricos obtenidos a partir de los conductos kársticos conocidos y de los condicionantes geológicos y geomorfológicos, para que la red simulada sea estadísticamente isomorfa a la red experimental. Asimismo y en general, las simulaciones son condicionales, esto es, se incorporan para completar las redes experimentales. Además, existe un modo de validar dichas redes mediante el uso conjunto de modelos matemáticos espacialmente distribuidos de flujo y transporte y los datos experimentales de

hidrogramas, quimiogramas y termogramas de los manantiales kársticos. En este trabajo se propone un nuevo método de simulación de conductos kársticos tridimensionales basado en una combinación de una caminata aleatoria tridimensional y probabilidades de transición no constantes, esto es, una caminata aleatoria correlacionada. Asimismo se pueden introducir reglas heurísticas que permiten incorporar, entre otros aspectos, modelos conceptuales, zonación y áreas preferenciales de infiltración.

METODOLOGÍA

En este trabajo se propone un proceso de caminata aleatoria tridimensional para simular la red tridimensional de conductos en un terreno kárstico. La simulación tiene dos fases: en la primera se simula la topología (el alambre en el argot espeleológico), mientras que en una segunda fase, se simulan las secciones de los conductos. Se propone un modelo no-paramétrico, donde el espacio tridimensional se discretiza en una malla �� de vóxeles de un determinado tamaño (por ejemplo 0.5 m x 0.5 m x 0.5 m) y el modelo consiste en especificar que vóxeles son conducto (valor 1) y cuales son matriz rocosa (valor 0). Cada conducto kárstico se modela como una caminata aleatoria no simétrica sobre una malla 3D. Esto se traduce en: (i) En el instante inicial todos los nodos o vóxeles de la malla 3D son roca y tienen un valor 0, esto es, no son conductos.

��

�� Cada conducto � tiene una posición inicial �� en �� donde �� . Esta posición inicial puede ser un manantial kárstico, donde el conducto se desarrolla aguas arriba, un sumidero desde donde el conducto se desarrolla aguas abajo, una localización en un conducto desde donde un tributario se desarrolla aguas arriba, o una posición aleatoris desde donde se puede desarrollar un conducto, como es bajo un área de infiltración difusa, en áreas con alta densidad de fracturas, bajo la intersección de fracturas o bajo canales de drenaje. (ii) En cada paso n de la caminata aleatoria, el conducto se desarrolla saltando al vecino más próximo de la malla de acuerdo con una función de densidad de probabilidad discreta dada:

P��

Cada conducto tiene una posición inicial {i01, j01, k01} en R3 donde (i01, j01, k01) = 1. Esta posición inicial puede ser un manantial kárstico, donde el conducto se desarrolla aguas arriba, un sumidero desde donde el conducto se desarrolla aguas aba-jo, una localización en un conducto desde donde un tributario se desarrolla aguas arriba, o una posi-ción aleatoris desde donde se puede desarrollar un conducto, como es bajo un área de infiltración di-fusa, en áreas con alta densidad de fracturas, bajo la intersección de fracturas o bajo canales de dre-naje. (ii) En cada paso n de la caminata aleatoria, el conducto se desarrolla saltando al vecino más próximo de la malla de acuerdo con una función de densidad de probabilidad discreta dada:


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INTRODUCCIÓN

La geomorfología kárstica en superficie, esto es, el exokarst, ha sido ampliamente estudiada ya que su accesibilidad no presenta mayor dificultad que la que pueda presentar cualquier otro ámbito geomorfológico. Sin embargo, el estudio de la geomorfología del endokarst no está exenta de dificultades por su complicada accesibilidad. Los espeleólogos han constituido el colectivo que ha estado explorando el endokarst desde hace décadas dando como resultado básico la cartografía de la topografía subterránea de los conductos kársticos. Más recientemente, el uso de espeleotemas (fundamentalmente estalagmitas) para la reconstrucción del paleoclima en ambientes continentales ha incrementado el interés por el endokarst positivo, esto es las geoformas producidas por la precipitación química de carbonato a partir del agua que se infiltra y alcanza una apertura o cueva. Sin embargo, el endokarst negativo, formado por toda la red de conductos kársticos, con sus pozos, meandros, salas, galerías, etc., formado por la acción disolvente del agua a lo largo de fracturas y otras discontinuidades, tiene asimismo una gran importancia geomorfológica en cuanto a la inferencia de la espeleogénesis y su relación con las formas del exokarst, para estudiar la evolución del macizo kárstico. Tiene asimismo una importancia aplicada en relación a la hidrogeología kárstica y el conocimiento de los recursos hídricos subterráneos. La información espeleológica, siendo muy valiosa, es generalmente incompleta, ya que pocos sistemas kársticos han sido explorados de modo exhaustivo, entre otros motivos por la presencia de pasos demasiado estrechos, sifones, etc. Asimismo, conforme los conductos son más profundos y están más lejos de las entradas, más difíciles se vuelven las exploraciones, y por último, los conductos freáticos están de muy poco a nada explorados. Un instrumento que puede proporcionar información acerca del sistema de conductos kársticos subterráneos es su simulación. Dicha simulación no es puramente aleatoria, ya que se utilizan diferentes índices geomorfométricos obtenidos a partir de los conductos kársticos conocidos y de los condicionantes geológicos y geomorfológicos, para que la red simulada sea estadísticamente isomorfa a la red experimental. Asimismo y en general, las simulaciones son condicionales, esto es, se incorporan para completar las redes experimentales. Además, existe un modo de validar dichas redes mediante el uso conjunto de modelos matemáticos espacialmente distribuidos de flujo y transporte y los datos experimentales de

hidrogramas, quimiogramas y termogramas de los manantiales kársticos. En este trabajo se propone un nuevo método de simulación de conductos kársticos tridimensionales basado en una combinación de una caminata aleatoria tridimensional y probabilidades de transición no constantes, esto es, una caminata aleatoria correlacionada. Asimismo se pueden introducir reglas heurísticas que permiten incorporar, entre otros aspectos, modelos conceptuales, zonación y áreas preferenciales de infiltración.

METODOLOGÍA

En este trabajo se propone un proceso de caminata aleatoria tridimensional para simular la red tridimensional de conductos en un terreno kárstico. La simulación tiene dos fases: en la primera se simula la topología (el alambre en el argot espeleológico), mientras que en una segunda fase, se simulan las secciones de los conductos. Se propone un modelo no-paramétrico, donde el espacio tridimensional se discretiza en una malla �� de vóxeles de un determinado tamaño (por ejemplo 0.5 m x 0.5 m x 0.5 m) y el modelo consiste en especificar que vóxeles son conducto (valor 1) y cuales son matriz rocosa (valor 0). Cada conducto kárstico se modela como una caminata aleatoria no simétrica sobre una malla 3D. Esto se traduce en: (i) En el instante inicial todos los nodos o vóxeles de la malla 3D son roca y tienen un valor 0, esto es, no son conductos.

��

�� Cada conducto � tiene una posición inicial �� en �� donde �� . Esta posición inicial puede ser un manantial kárstico, donde el conducto se desarrolla aguas arriba, un sumidero desde donde el conducto se desarrolla aguas abajo, una localización en un conducto desde donde un tributario se desarrolla aguas arriba, o una posición aleatoris desde donde se puede desarrollar un conducto, como es bajo un área de infiltración difusa, en áreas con alta densidad de fracturas, bajo la intersección de fracturas o bajo canales de drenaje. (ii) En cada paso n de la caminata aleatoria, el conducto se desarrolla saltando al vecino más próximo de la malla de acuerdo con una función de densidad de probabilidad discreta dada:

P��

Del mismo modo se pueden definir las probabilidades de transición complementarias a cada una de las seis posibilidades de vecino más próximo y teniendo en cuenta que:


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Del mismo modo se pueden definir las probabilidades de transición complementarias a cada una de las seis posibilidades de vecino más próximo y teniendo en cuenta que:

��

��

La función de densidad de probabilidad P� ��, ��, ��, ��, ��, �� caracteriza una distribución dada de direcciones preferentes (por ejemplo un patrón de direcciones de fracturas) mientras que otras funciones de densidad de probabilidad P�, P�, … pueden describir otros patrones característicos. (iii) El conducto evoluciona de acuerdo a un determinado esquema. El patrón más básico consiste en evolucionar un número de pasos �� con función de densidad de probabilidad ��. El número de pasos puede ser una variable aleatoria o puede ser un valor fijo. Un plan más complejo consistiría en definir una secuencia de esquemas básicos, ��, ��, ��, ��,��, ��, … La alternancia entre patrones también se puede estimar de acuerdo con un esquema probabilístico. Estas probabilidades se pueden estimar a partir de los datos espeleológicos disponibles o a partir de modelos conceptuales. La longitud media de los conductos se puede estimar para cada dirección y los casos donde hay una tendencia a continuar en la misma dirección, son ejemplos de una caminata aleatoria correlacionada. Cuanto mayor es esta tendencia, menor es la tortuosidad de los conductos y la dimensión fractal de la red. Esta metodología genera una red de conductos con sección 0.5m x 0.5 m. En una segunda fase, la sección de los conductos se genera por un proceso estocástico de tipo geoestadístico a partir de la información estadística proporcionada por la información espeleológica.

El procedimiento descrito se puede utilizar para generar una red de conductos condicional y no condicional. En la simulación condicional, los nuevos conductos generados son coherentes y completan una red existente. La red de conductos también se puede condicionar a modelos conceptuales del sistema kárstico tales como: (i) Número y localización de horizontes de incepción; (ii) Presencia de un epikarst; (iii) Presencia de un paleokarst. (iv) Áreas de infiltración preferencial en la superficie (dolinas, valles ciegos, fallas, áreas de infiltración difusa,…). Otros tipos de heurística que se pueden incorporar en la simulación de conductos son: (i) La densidad de conductos, que se puede estimar de una variable secundaria como la intensidad de fracturas y planos de

estratificación etc. (ii) La baja probabilidad (2%) de que un sondeo efectuado al azar intersecte un conducto (Worthington et al., 2000). (iii) Los valores medios de porosidad efectiva de un macizo kárstico, que varían normalmente entre 0.1 y 1% (Bonacci et al., 2006). (iv) La relación entre planos de estratificación y horizontes de incepción. Así, Filipponi (2009) ha mostrado que menos del 10% de los planos de estratificación en una secuencia carbonática son horizontes de incepción y guían más del 70% de los conductos kársticos. Por todo ello, la geometría de disposición de los conductos no está gobernada por el puro azar.

Este método es una alternativa al método de simulación de agregación por difusión limitada presentado en Pardo-Igúzquiza et al. (2012). Este método, a diferencia del anterior, consiste en la generación de conductos básicos a partir de “moldes” definidos por los conductos experimentales. Esto reproduce la geometría de los conductos, que se generan en gran número y se colocan al azar en la zona de interés. En una etapa subsiguiente estos conductos se mueven de modo aleatorio y se van formando grupos conforme se tocan unos a otros y que desde ese momento se desplazan (los grupos) como entidades únicas. El proceso termina cuando sólo queda un grupo que es la red kárstica simulada y que reproduce la topología experimental y sus características estadísticas como se muestra en Pardo-Igúzquiza et al. (2012).

RESULTADOS

En primer lugar se muestra el resultado de simulación de redes kársticas de ejemplos sintéticos. Los parámetros estadísticos más importantes para caracterizar una red kárstica son la dimensión fractal, la rosa de direcciones, el histograma en Z, la densidad de conductos en el espacio o su proyección en el plano XY, la conectividad de la red y cualquier jerarquía que tenga la red (Pardo-Igúzquiza et al., 2013). La Figura 1A muestra un conducto simple simulado por el proceso de caminata aleatoria correlacionada. El conducto comienza en una posición fija, la (1,1,1), y sigue las direcciones dadas en la rosa de direcciones (figura 1C) y un buzamiento aleatorio entre 0 y 45 grados (yendo siempre aguas abajo). En ocasiones se quiere que el conducto vaya de una localización dada fija a otra fija (figura 1B) y que va entre dos esquinas opuestas a lo largo de una diagonal principal. La figura 2 muestra otra red simulada por el mismo método, pero en este caso mostrando una jerarquía similar a la jerarquía de tipo Horton (Strahler and Strahler, 1989) de una red de canales de drenaje en superficie. Todos los conductos están conectados con un conducto de

La función de densidad de probabilidad Pa = {P1a, P2a, P3a, P4a, P5a, P6a} caracteriza una dis-tribución dada de direcciones preferentes (por ejemplo un patrón de direcciones de fracturas) mientras que otras funciones de densidad de probabilidad Pb, Pc, pueden describir otros pa-trones característicos. (iii) El conducto evolu-ciona de acuerdo a un determinado esquema. El patrón más básico consiste en evolucionar un número de pasos con función de densidad de probabilidad Pa. El número de pasos pue-de ser una variable aleatoria o puede ser un valor fijo. Un plan más complejo consistiría en definir una secuencia de esquemas básicos, {Na, Pa}, {Nb, Pb}, {Nc, Pc}… La alternancia entre patrones también se puede estimar de acuerdo con un esquema probabilístico. Estas probabilidades se pueden estimar a partir de

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los�datos�espeleológicos�disponibles�o�a�partir�de�modelos� conceptuales.�La� longitud�media�de� los�conductos� se�puede�estimar�para�cada�dirección�y�los�casos�donde�hay�una�tendencia�a�continuar�en�la�misma�dirección,�son�ejem-plos�de�una�caminata�aleatoria�correlacionada.�Cuanto�mayor�es�esta� tendencia,�menor�es� la�tortuosidad� de� los� conductos� y� la� dimensión�fractal�de�la�red.�Esta�metodología�genera�una�red�de�conductos�con� sección�0.5m�x�0.5�m.�En� una� segunda� fase,� la� sección� de� los� con-ductos�se�genera�por�un�proceso�estocástico�de�tipo�geoestadístico�a�partir�de�la� información�estadística� proporcionada� por� la� información�espeleológica.�

El�procedimiento�descrito�se�puede�utilizar�para�generar�una� red�de� conductos� condicio-nal� y� no� condicional.� En� la� simulación� con-dicional,�los�nuevos�conductos�generados�son�coherentes�y�completan�una�red�existente.�La�red�de�conductos�también�se�puede�condicio-nar�a�modelos�conceptuales�del�sistema�kárs-tico�tales�como:�(i)�Número�y�localización�de�horizontes�de� incepción;� (ii)�Presencia�de�un�epikarst;�(iii)�Presencia�de�un�paleokarst.�(iv)�Áreas�de�infiltración�preferencial�en�la�super-ficie�(dolinas,�valles�ciegos,�fallas,�áreas�de�in-filtración�difusa,…).�Otros�tipos�de�heurística�que�se�pueden�incorporar�en�la�simulación�de�conductos�son:�(i)�La�densidad�de�conductos,�que� se�puede� estimar�de�una�variable� secun-daria�como�la�intensidad�de�fracturas�y�planos�de�estratificación�etc.�(ii)�La�baja�probabilidad�(2%)�de�que�un�sondeo�efectuado�al�azar�inter-secte�un�conducto�(Worthington�et al.,�2000).�(iii)�Los�valores�medios�de�porosidad�efectiva�de�un�macizo�kárstico,�que�varían�normalmen-te�entre�0.1�y�1%�(Bonacci�et al.,�2006).�(iv)�La� relación� entre� planos� de� estratificación� y�horizontes�de�incepción.�Así,�Filipponi�(2009)�ha�mostrado�que�menos�del�10%�de�los�planos�de� estratificación� en� una� secuencia� carboná-tica�son�horizontes�de�incepción�y�guían�más�del�70%�de�los�conductos�kársticos.�Por�todo�

ello,� la�geometría�de�disposición�de� los� con-ductos�no�está�gobernada�por�el�puro�azar.�

Este�método�es�una�alternativa�al�método�de�simulación�de�agregación�por�difusión�limitada�presentado� en� Pardo-Igúzquiza� et al.� (2012).�Este�método,�a�diferencia�del�anterior,�consiste�en�la�generación�de�conductos�básicos�a�partir�de�“moldes”�definidos�por�los�conductos�expe-rimentales.�Esto�reproduce�la�geometría�de�los�conductos,�que�se�generan�en�gran�número�y�se�colocan�al� azar� en� la� zona�de� interés.�En�una�etapa�subsiguiente�estos�conductos�se�mueven�de�modo� aleatorio� y� se� van� formando�grupos�conforme�se�tocan�unos�a�otros�y�que�desde�ese�momento�se�desplazan�(los�grupos)�como�enti-dades�únicas.�El�proceso� termina�cuando�sólo�queda�un�grupo�que�es�la�red�kárstica�simulada�y�que�reproduce�la�topología�experimental�y�sus�características�estadísticas�como�se�muestra�en�Pardo-Igúzquiza�et al.�(2012).�

RESULTADOS

En� primer� lugar� se� muestra� el� resultado�de�simulación�de�redes�kársticas�de�ejemplos�sintéticos.� Los� parámetros� estadísticos� más�importantes�para�caracterizar�una�red�kárstica�son� la�dimensión�fractal,� la� rosa�de�direccio-nes,�el�histograma�en�Z,� la�densidad�de�con-ductos�en�el�espacio�o�su�proyección�en�el�pla-no�XY,� la�conectividad�de� la� red�y�cualquier�jerarquía�que�tenga�la�red�(Pardo-Igúzquiza�et al.,�2013).�La�Figura�1A�muestra�un�conducto�simple� simulado� por� el� proceso� de� caminata�aleatoria�correlacionada.�El�conducto�comien-za�en�una�posición�fija,�la�(1,1,1),�y�sigue�las�direcciones� dadas� en� la� rosa� de� direcciones�(figura� 1C)� y� un� buzamiento� aleatorio� entre�0� y� 45� grados� (yendo� siempre� aguas� abajo).�En�ocasiones�se�quiere�que�el�conducto�vaya�de�una�localización�dada�fija�a�otra�fija�(figu-ra�1B)�y�que�va�entre�dos�esquinas�opuestas�a�lo�largo�de�una�diagonal�principal.�La�figura�2�muestra�otra�red�simulada�por�el�mismo�méto-do,�pero�en�este�caso�mostrando�una�jerarquía�

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similar�a�la�jerarquía�de�tipo�Horton�(Strahler�y�Strahler,�1989)�de�una�red�de�canales�de�dre-naje�en�superficie.�Todos�los�conductos�están�conectados� con� un� conducto� de� tercer� orden�con� tributarios� de� segundo� y� primer� orden.�

Otra�simulación�viene�dada�en�la�figura�3,�don-de�hay�una�fuerte�jerarquía�con�la�altitud�de�tal�modo�que�hay�canales�tributarios�con�desarro-llo�preferencial�en�Z�para�la�parte�más�alta�del�sistema�kárstico�(el�epikarst).


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tercer orden con tributarios de segundo y primer orden. Otra simulación viene dada en la figura 3, donde hay una fuerte jerarquía con la altitud de tal modo que hay canales tributarios con desarrollo preferencial en Z para la parte más alta del sistema kárstico (el epikarst).

FIGURA 1. A: Conducto simulado por una caminata aleatoria correlacionada que ha comenzado en una esquina del cubo y continua hasta que alcanza el límite del volumen del cubo. B: Conducto simulado entre una sima en una esquina del cubo y un manantial en el extremo opuesto. Aunque el proceso se genera por la caminata aleatoria, las localizaciones inicial y final son fijas. C: Diagrama de direcciones para el plano XY que se convierten en probabilidades de seguir cada dirección en la horizontal.

FIGURA 2. Una red de conductos kársticos altamente jerarquizada y altamente dirigida a lo largo de tres direcciones principales.

FIGURA 3. Tres conductos principales (azul) descargando en el mismo manantial y un alto número de conductos secundarios que son tributarios a los conductos principales. Además se han desarrollado conductos verticales en las proximidades de la superficie donde se asume la existencia de un epikarst de 20 m.

FIGURA�1.�A: Conducto simulado por una caminata alea-toria correlacionada que ha comenzado en una esquina del cubo y continua hasta que alcanza el límite del volumen del cubo. B: Conducto simulado entre una sima en una esquina del cubo y un manantial en el extremo opuesto. Aunque el proceso se genera por la caminata aleatoria, las localiza-ciones inicial y final son fijas. C: Diagrama de direcciones para el plano XY que se convierten en probabilidades de seguir cada dirección en la horizontal


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FIGURA� 2.�Una red de conductos kársticos altamente jerarquizada y altamente dirigida a lo largo de tres direc-ciones principales


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FIGURA�3.�Tres conductos principales (azul) descargan-do en el mismo manantial y un alto número de conductos secundarios que son tributarios a los conductos princi-pales. Además se han desarrollado conductos verticales en las proximidades de la superficie donde se asume la existencia de un epikarst de 20 m

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Para� la� simulación�de�una� red� real,� se�ha�elegido� la� red� kárstica� de� Sakany� (Réseau�de� Sakany)� que� está� localizada� en� la� región�de�Midi-Pyrénées,� Departamenteo� de�Ariège�(Francia),�y�ha�sido�descrita�por�Cassau�(2003)�y�Cassau�y�Bigot�(2007).�La�figura�4A�muestra�una�vista� tridimensional�de� la� red�y� la�figura�4B�muestra�la�proyección�de�la�red�en�el�plano�horizontal�XY.�En�la�figura�también�se�mues-tran� el� histograma� en�Z� experimental� (figura�4C)�y�la�rosa�de�direcciones�(figura�4D).�


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Para la simulación de una red real, se ha elegido la red kárstica de Sakany (Réseau de Sakany) que está localizada en la región de Midi-Pyrénées, Departamenteo de Ariège (Francia), y ha sido descrita por Cassau (2003) y Cassau and Bigot (2007). La figura 4A muestra una vista tridimensional de la red y la figura 4B muestra la proyección de la red en el plano horizontal XY. En la figura también se muestran el histograma en Z experimental (figura 4C) y la rosa de direcciones (figura 4D).

FIGURA 4. Red de Sakany. A: vista tridimensional. B: Proyección en el plano XY. C: Histograma en Z. D: Rosa de direcciones en la horizontal.

La red de conductos kársticos de Sakany (que es la red principal existiendo otras cinco redes menores) tiene una longitud de 7531 m en un volumen de 235 m x 235 m x 150 m. La densidad de conductos no es uniforme para todo el volumen, ni en el plano XY o a lo largo de la altitud (Fig. 4). El volumen de conductos representa 274646 m3 lo que implica el 3.42% del volumen total. En la figura 5 se muestran cuatro simulaciones no condicionales diferentes. Para ver cuál de estas redes es más parecida a la red de Sakany, se ha establecido la densidad de nodos como una variable espacial de referencia y se ha comparado con la de las realizaciones no condicionales de modo que han podido ser clasificadas por este criterio. La realización más parecida (Fig. 6) es la de la esquina inferior derecha de la figura 5. Para la simulación de las secciones, se calcula la variabilidad espacial de cada parámetro de las mismas (altura, anchura) y se generan simulaciones correlacionadas (Figura 7, para anchura).

Las secciones se aplican a los conductos por donde pasan las realizaciones de conductos simuladas.

FIGURA 5. Cuatro realizaciones diferentes de la red de Sakany que reproducen el histograma en Z y la rosa de direcciones de la red de Sakany.

FIGURA 6. Proyección en el plano XY y en el plano XZ de la realización más parecida a la red de Sakany (realización inferior derecha de la figura 5).

FIGURA 7. A: Variograma de la anchura de las secciones. B, C, D: tres realizaciones condicionales diferentes de las anchuras de secciones.

FIGURA� 4.�Red de Sakany. A: vista tridimensional. B: Proyección en el plano XY. C: Histograma en Z. D: Rosa de direcciones en la horizontal

La� red�de� conductos�kársticos�de�Sakany�(que�es�la�red�principal�existiendo�otras�cinco�redes�menores)�tiene�una�longitud�de�7531�m�en�un�volumen�de�235�m�x�235�m�x�150�m.�La�densidad�de�conductos�no�es�uniforme�para�todo�el�volumen,�ni�en�el�plano�XY�o�a�lo�largo�de�la�altitud�(Fig.�4).�El�volumen�de�conductos�representa�274646�m3�lo�que�implica�el�3.42%�del�volumen�total.�En�la�figura�5�se�muestran�cuatro�simulaciones�no�condicionales�diferen-tes.�Para�ver�cuál�de�estas�redes�es�más�pare-cida�a� la� red�de�Sakany,� se�ha�establecido� la�densidad�de�nodos�como�una�variable�espacial�de�referencia�y�se�ha�comparado�con�la�de�las�realizaciones� no� condicionales� de�modo� que�han� podido� ser� clasificadas� por� este� criterio.�La�realización�más�parecida�(Fig.�6)�es� la�de�

la�esquina�inferior�derecha�de�la�figura�5.�Para�la� simulación� de� las� secciones,� se� calcula� la�variabilidad�espacial�de�cada�parámetro�de�las�mismas�(altura,�anchura)�y�se�generan�simula-ciones�correlacionadas�(Figura�7,�para�anchu-ra).�Las�secciones�se�aplican�a� los�conductos�por�donde�pasan�las�realizaciones�de�conduc-tos�simuladas.�


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FIGURA�5.�Cuatro realizaciones diferentes de la red de Sakany que reproducen el histograma en Z y la rosa de direcciones de la red de Sakany


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FIGURA�6.�Proyección en el plano XY y en el plano XZ de la realización más parecida a la red de Sakany (reali-zación inferior derecha de la figura 5)


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FIGURA�7.�A:�Variograma de la anchura de las seccio-nes. B, C, D: tres realizaciones condicionales diferentes de las anchuras de secciones

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La� red� de� conductos� subterráneos� en� un�macizo�kárstico�es�el�elemento�que� introdu-ce�más� complejidad� y� heterogeneidad� en� el�funcionamiento� hidrogeológico� del� karst.�Asimismo,� esta� parte� del� endokarst� propor-ciona�una� información�muy�valiosa�sobre� la�evolución�espeleogenética�del�macizo�kársti-co.�Una�manera�de�completar�la�información�parcial�proporcionada�por�la�exploración�es-peleológica� consiste� en� simular� la� red� kárs-tica.�Dicha�simulación�no�es�completamente�aleatoria,�sino�que�hay�una�parte�estructurada�que� reproduce� ciertos� parámetros� geomor-fométricos� de� la� red� experimental� o� de� un�modelo�conceptual�teórico.�Se�ha�presentado�un�método�de�simulación�eficiente�como�es�la�caminata�aleatoria�correlacionada�que�es�una�alternativa�sencilla�al�método�de�agregación�limitada� por� la� difusión� que� había� sido� ya�propuesto�por�Pardo-Igúzquiza�et al.�2012.�El�método�de�la�caminata�aleatoria�correlaciona-da�es�más�sencillo�de�aplicar�y�puede�incluir�una� gran� cantidad� de� reglas� heurísticas� que�pueden�generar�modelos�de�mayor�aplicación�práctica.�

AGRADECIMIENTOS

Este� trabajo� ha� sido� financiado� por� el�proyecto� CGL2015-71510-R� del� Ministerio�de� Economía� y� Competitividad.� Los� autores�quieren�expresar�su�agradecimiento�a�D.�Cas-sau,�J.P.�Cassau,�R.�Rautureau�y�S.�Zibrowius�del� Groupe� de� Récherches� et� d’Activites�Spéléologiques�(GRAS)�de�Lourdes�(France)�por�proporcionar� los�datos�de� la� red�Sakany.�Los�autores�quieren�expresar�su�agradecimien-to�a�Monserrat�Jiménez�Sánchez�por�la�lectura�crítica�del�manuscrito�y�las�sugerencias�apor-tadas�para�su�mejora.

REFERENCIAS

Bonacci�O.,�Ljubenkov�I.�y�Roje-Bonacci,�T.,�2006.�Karst�flash�floods:�an�example�from�the� Dinaric� Karst� (Croatia).�Natural Ha-zards and Earth System Sciences,�6,�195-203.

Cassau�J-P,�2003.�Comment�a�été�topographié�le�Réseau�de�Sakany.�SpéléOc (Revue des Spéléologues du Grand Sud-Ouest),� 98,�4-9.

Cassau�J-P�y�Bigot�J-Y,�2007.�Le�labyrinthe�de�la�grotte�de�Sakany�(Quié,�Ariège).�Actes de la 17e Rencontre d’Octobre,� Orgnac,�29-36.

Filipponi,�M.,�2009.�Spatial analysis of karst conduit networks and determination of parameters controlling the speleogenesis along preferential lithostratigraphic ho-rizons. Ph�D�Thesis,�École�Polytechnique�Fédérale�de�Lausanne.�Switzerland,�305�p.

Pardo-Iguzquiza,�E.,�Durán-Valsero,�J.J.�y�Ro-driguez-Galiano,�V.,� 2011.�Morphometric�analysis�of�three-dimensional�networks�of�karst� conduits.�Geomorphology,� 132,� 17-28.

Pardo-Igúzquiza,�E.,�Dowd,�P.A.,�Xu,�C.,�Du-rán-Valsero,�J.J.�y�Rodriguez-Galiano,�V.,�2012.�Stochastic� simulation�of� karst� con-duit�networks.�Advances in Water Resour-ces, 35,�141-150.

Strahler�A.N.� y� Strahler,�A.H.,� (1989).�Geo-grafía Física, Tercera� Edición,� Editorial�Omega,�Barcelona,�636�p.�

Worthington� S.R.H.,� Ford� D.C.� y� Beddows�P.A.,�2000.�Porosity�and�permeability�en-hancement� in� unconfined� carbonate� aqui-fers� as� a� result� of� solution.� In:�Speleoge-nesis: Evolution of karst aquifers,�Eds.�A.�Klimchouk,�DC�Ford� y�AN�Palmer� y�W.�Dreybrodt,� National� Speleological� Socie-ty,�Huntsville,�Alabama,�p.�463-472.

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Análisis morfométrico y distribución espacial de las dolinas en Sierra Gorda, Granada, España

Morphometric Analysis and spatial distribution of dolines in Sierra Gorda, Granada, Spain

P.A. Robledo1, J.J. Durán2, R. Cañellas González3, E. Pardo2, A. González-Ramón4, J.S. Luque4, S. Martos4, C. Guardiola-Albert2, A. Pedrera2 y M. López Chicano5

1 �Instituto�Geológico�y�Minero�de�España�(IGME),�Felicià�Fuster�nº�7,�Palma�de�Mallorca�(Islas�Baleares)2 �Instituto�Geológico�y�Minero�de�España�(IGME),�Ríos�Rosas�23,�28003�(Madrid)3 �Universitat�de�les�Illes�Balears.�Crta.�Valldemossa�km�7.5.�07021.�Palma�de�Mallorca.�(Islas�Baleares)�4 �Instituto�Geológico�y�Minero�de�España�(IGME).�Unidad�de�Granada.�Urbanización�Alcázar�del�Genil,�Edificio�Zulema,�18006�(Granada)

5 �Universidad�d�Granada.�Facultad�de�Ciencias.�Avenida�de�Fuente�Nueva,�2.�18001.�(Granada).

Resumen: Sierra�Gorda�constituye�un�extenso�macizo�carbonatado�kárstico�ubicado�en�el�extremo�occidental�de�la�provincia�de�Granda.�En�esta�sierra,�las�dolinas�constituyen�la�representación�más�importante�del�modelado�kárstico�y�su�evolución.�Se�ha�realizado�una�cartografía�geomorfológica,�donde�se�han�delimitado� todas� las�depresiones�existentes.�La�estimación�de� la� superficie� total�que�ocupan�las�dolinas,�incluyendo�el�Polje�de�Zafarraya,�38,71km2,�el�perímetro�total,�más�de�375�km,�así�como�el�número�total�identificadas�y�cartografiadas,�más�de�2500,�y�su�distribución�espacial,�son�datos�básicos�para�cuantificar�la�recarga�del�acuífero�kárstico�y�por�tanto,�entender�mejor�el�comportamiento�hidrogeológico�del�mismo.�Se�han�observado�dolinas�con�planta�circular�y� elíptica,� constatando� en� algunos� casos� conjuntos� de� formas� similares� alineadas� a� fallas� y/o�fracturas.�No�obstante,�otras�dolinas�no�parecen�tener�un�control�estructural�claro�y�presentan�una�distribución�espacial�heterogénea�que�no�parece�responder�a�un�único�factor�de�control.

Palabras clave: acuífero,�cartografía,�dolina,�geomorfología,�karst.

Abstract: Sierra Gorda is an extensive karstic carbonated massif located at the western point of the Granada province. In this mountain, sinkholes constitute the most important karstic modeling representation and the evolution of this. There has been a gemorphological mapping, which have been identified all existing depressions. The estimate of the total area occupied for the dolines, including the Zafarraya Polje, 38,71 km2, total perimeter, more than 375 km, as well as the total number identified and mapped, more than 2500, and their spatial distribution, are basic data to quantify the recharge of the karstic aquifer and therefore better understand the hydrogeologic behaves. Dolines have been observed with elliptical and circular form in plant, noting in some cases similar sets alienated forms to faults and/or fractures. However, other dolines not seem to respond a clear structural control and have a heterogeneous spatial distribution does not are control by a single factor control.

Key words: aquifer, cartography, doline, geomorphology, karst.


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INTRODUCCIÓN

Las�dolinas�son�depresiones�cerradas�de�ta-maño�métrico� a� hectométrico� desarrolladas� en�áreas�kársticas�de�rocas�carbonáticas�y�evaporíti-cas.�Están�ligadas�a�procesos�morfoestructurales�y�de�disolución,�aunque�su�control�puede�estar�asociado�a�numerosos�factores�como:�horizontes�estratigráficos� subyacentes� más� solubles,� pro-cesos�pedogenéticos,�de�colapso�o�subsidencia,�aluviales,� procesos� periglaciales� o� mixtos,� por�lo�que�en�la�literatura�se�han�realizado�diversas�clasificaciones� (Waltham� et al.,� 2005;� Ford� y�Williams,�2007).�En�general,�su�forma�en�planta�suele�ser�circular,�semicircular�o�elíptica�(alon-gada).�En�condiciones�activas,�estas�depresiones�son�fácilmente�apreciables,�con�una�zona�central�más�deprimida�en�la�que�se�ubica�el�sumidero�o�ponor�por�la�que�se�infiltra�el�agua�y,�que�en�oca-siones,�tienen�sedimentos�detríticos�en�su�base.�Están� limitadas� por� paredes� verticales� o� sub-verticales�de�roca�desnuda�cuyo�borde�coincide�con� la� superficie�del� terreno.�Se�ha� constatado�que� son�estructuras�muy�efectivas�como�zonas�preferentes�de�infiltración�y�trampas�sedimenta-rias.�En�muchos�casos,�el�sedimento�que�se�ha�depositado�en�su�interior�ha�rellenado�parcial�o�totalmente�la�dolina,�modificando�su�forma�ini-cial,�lo�que�hace�que�sean�difíciles�de�detectar�ya�que�pasan�a�ser�una�expresión�más�de�las�irregu-laridades�del�terreno�en�una�zona�kárstica�(Sauro�et al., 2009;�Robledo�et al.,�2012).�Por�ello,�su�interpretación� desde� un� análisis� morfométrico�permite�una�aproximación�inicial�al�tipo�de�do-lina�y�los�procesos�posteriores�que�han�operado.�No�obstante,�para�un�trabajo�más�exhaustivo�es�necesario�de�técnicas�que�permitan�estudiar�estas�depresiones�en�su�zona�subyacente�e�identificar�los�límites�verticales,�la�potencia�y�distribución�lateral�y�vertical�real�del�sedimento�de�relleno�si�lo�hay�y,�si�existe�presencia�o�ausencia�de�agua�en�su�interior.

En� este� trabajo� se� presenta� una� cartogra-fía�preliminar�de�las�dolinas�de�Sierra�Gorda,�

a�partir�de� la�cual�se�ha�realizado�un�estudio�morfométrico�y�un�análisis�de�la�distribución�espacial� mediante� el� estudio� fotogramétrico,�de�la�cartografía�convencional�y�de�diferentes�visores�de�ortofotos.�El�objetivo�de�este�traba-jo�es�realizar�una�interpretación�de�la�relación�entre�la�morfometría�y�la�distribución�espacial�de�las�dolinas�inidentificadas�y�los�factores�de�control�de�ambos�parámetros

MARCO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO

La� región�montañosa� de� Sierra�Gorda� se�ubica� en� el� extremo�occidental� de� la�provin-cia�de�Granada�y�abarca�una�zona�de�260�km2�con� una� longitud� aproximada�de� 25� km�N-S�y�con�una�anchura�de�20�km�en�sentido�E-O,�desde� la� Sierra� de�Gibalto� hasta�Venta�Que-sada.�Los�flancos�de�la�sierra�pueden�llegar�a�ser�muy�abruptos,�mientras�que�las�partes�su-periores� tienden�a�disminuir�el�porcentaje�en�la�pendiente�y�presenta�alturas�comprendidas�entre�los�1400-1670�m�s.n.m.�Su�altitud�media�es�de�unos�1300�m�s.n.m.�Las�cotas�más�bajas�llegan� hasta� los� 460�m� s.n.m.,� localizándose�en� la� zona� septentrional� junto� al� río�Genil� y�en�las�proximidades�del�pueblo�de�Loja,�mien-tras�que�el�punto�más�elevado�del�macizo�se�sitúa� en� 1671�m� s.n.m.,� ubicado� en� el�Cerro�de�Santa�Lucía.�El� área�de� estudio� es�geoló-gicamente�compleja,� con�diferentes�unidades�pertenecientes�a�la�Zona�Externa�e�Interna�de�la�Cordillera�Bética.�

El�macizo� de�Sierra�Gorda� representa� un�gran� domo� alargado� en� dirección� N-S,� re-sultado�de�dos� fases� tectónicas,�que�originan�pliegues�N�150º�E�y�N�30º-50º�E�(�López-Chi-cano�y�Pulido�Bosch,�2012).�La�primera�fase�se� encuentra� constituida� por� un� conjunto� de�pliegues�anticlinales�asimétricos�vergentes�al�SO,�cuyos�flancos�son�de�orden�kilométrico�y�los� invertidos,�menos� numerosos,� de� tamaño�hectométrico.�Los�núcleos�de�estos�sinclinales�

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se� ubican� en� las� proximidades� del� río� Salar,�Cerro�Castillo,�parte�somital�de�Sierra�Gorda�y� el� arroyo�Hediondo.� En� estos� tres� últimos�lugares,�se� identifica�que�el�flanco�normal�se�encuentra�desplazado�por�una�falla�inversa�en�la�zona� somital,� aumentándose�el� salto�hacia�el�Sur,�hasta�superponerse�los�dos�flancos�nor-males� del� pliegue,� reconocible� por� encontrar�pinzamientos�de�los�materiales�del�núcleo�del�sinclinal�bajo�la�superficie�de�la�fractura.�Por�otro�lado,�la�segunda�fase�de�deformación�que�afecta�a�Sierra�Gorda,�confiere�pliegues�abier-tos�de�dirección�N�30º-�50º�E,�bien�identifica-dos� en� su� extremo� septentrional� que� se� hace�patente�gracias�a�la�clara�estratificación�de�las�calizas�con�sílex,�mientras�que�en�el�sector�me-ridional�y�central�su�estratificación�queda�difu-sa�bajo�los�intensos�procesos�de�karstificación�(López-Chicano�y�Pulido�Bosch,�2012).�Una�de� las� características� litológicas� comunes� a�todas�las�unidades�del�Subbético�y�Penibético�son�la�presencia�de�una�formación�carbonatada�liásica� que�descansa� sobre�materiales� detríti-co-evaporíticos�triásicos.�Sobre�las�dolomías,�bastante�brechificadas,�se�disponen�las�calizas�con�estratificación�masiva.�La�unidad�geológi-ca�de�Sierra�Gorda�comprende�materiales�de�edad�Jurásico�fundamentalmente�(Fig.�1). Esta�serie� jurásica� se� caracteriza� por� la� presencia�de� dos� granes� unidades� litoestratigráficas:� la�primera,�ubicada�en�la�parte�inferior,�con�po-tentes�formaciones�carbonáticas,�mientras�que�la� segunda,� situada� en� la� parte� superior,� con�formaciones�poco�potentes�de�la�edad�Dogger�y�Malm,�identificándose�algunas�facies�pelági-cas�depositadas�en�los�umbrales�sedimentarios�poco� subsidentes� (López-Chicano� y� Pulido�Bosch,� 2012).� Es� precisamente� en� estos�ma-teriales,� donde� se� ha� desarrollado� el� extenso�campo� de� dolinas� de� Sierra� Gorda,� y� donde�ya�han�sido� realizadas�algunas� rigurosas�car-tografías�del�karst�(Martín-Vivaldi,�2016)�que�ponen�de�relieve�la�importancia�de�este�fenó-meno�geomorfológico�en�la�zona�de�estudio.


FIGURA 1. Mapa geológico e hidrogeológico de Sierra Gorda (modificado del IGME, 1990) METODOLOGÍA

Para la cartografía de las dolinas de Sierra Gorda se han llevado a cabo tres fases. En primer lugar, se ha revisado los mapas topográficos a escala 1:50.000 del Instituto Geográfico Nacional (IGN) con la finalidad de de identificar las dolinas y trasladar a un nuevo mapa aquellas dolinas ya cartografiadas. Posteriormente y mediante la estereoscopía, se ha revisado la fotografía

aérea del vuelo americano del 1956, junto con el apoyo de los visores IBERPRIX y GOOGLE EARTH y se han procedido a una cartografía de todas aquellas depresiones kársticas observadas. Por último, se ha realizado el tratamiento de datos espaciales con un Sistema de Información Geográfica (ArcGis 10.1), digitalizando tanto las dolinas identificadas durante el trabajo de fotogrametría, como las ya existentes en las cartografía 1:50.000. Se ha calculado la extensión de superficie que ocupan con respecto al área total de Sierra Gorda, así como la densidad y el perímetro total. Con ello, se ha procedido a establecer la relación espacial de su distribución cuantitativa, la cota, la geología y la geomorfología.


Tras el análisis de la cartografía de las dolinas en Sierra Gorda, se ha obtenido una superficie total de depresiones kársticas de 38,71, km2 con un perímetro total de 377 km (incluyendo el polje de Zafarraya). Esto supone un número total de dolinas de 2573, de diferente forma y tamaño, con una densidad de 9,8 por km2, lo que significa que ocupan el 14,8 % de la superficie total del macizo carbonático de Sierra Gorda (Fig. 2 y 3). Efectivamente, estos datos pierden peso específico en el caso de excluir del análisis el Polje de Zafarraya. Así, la superficie total de dolinas es de 3,45 km2 ocupando el 1,3% de la superficie del macizo y con un perímetro total de depresiones de 317 km. Existen varios tipos de dolinas respecto a su forma en planta o en perfil; circulares y elípticas, en artesa y embudo. En algunas depresiones se han observado rellenos detríticos de cierta entidad aunque hasta el momento no han sido estudiados. Las formas más comunes son las dolinas elípticas, con una sección de longitud mayor que su anchura, sumando el 54% aproximadamente del total. También, son frecuentes las formas circulares, con un total cercano al 42%, y en menor medida, el resto de formas presentes (entorno al 4% del total de depresiones cartografiadas). Se trata por lo general de dolinas de disolución, donde las precipitaciones, pero también los episodios nivales con sus implicaciones en la química del agua, más agresiva, son los factores de control genético. Las dolinas tienen un control geológico claro, litológico y estructural. Todas las observadas se han desarrollado en los materiales carbonáticos del Jurásico, que por otra parte son los que ocupan mayor extensión. La estructura de fondo del macizo es otro gran factor de control geológico, puesto que todos los conjuntos de dolinas están asociados a la propia configuración del macizo anticlinal en forma de domo con una gran chanela formada por escarpes. Las fallas y fracturas son el factor de control estructural a meso escala, puesto que

FIGURA�1.�Mapa geológico e hidrogeológico de Sierra Gorda (modificado del IGME, 1990)

METODOLOGÍA

Para� la� cartografía� de� las� dolinas� de�Sie-rra�Gorda�se�han�llevado�a�cabo�tres�fases.�En�primer� lugar,� se�ha� revisado� los�mapas� topo-gráficos� a� escala� 1:50.000� del� Instituto�Geo-gráfico�Nacional�(IGN)�con�la�finalidad�de�de�identificar� las�dolinas�y� trasladar�a�un�nuevo�mapa�aquellas�dolinas�ya�cartografiadas.�Pos-teriormente�y�mediante�la�estereoscopía,�se�ha�

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revisado� la� fotografía� aérea�del�vuelo� ameri-cano�del�1956,�junto�con�el�apoyo�de�los�viso-res� IBERPRIX�y�GOOGLE EARTH�y�se�han�procedido�a�una�cartografía�de�todas�aquellas�depresiones�kársticas�observadas.�Por�último,�se�ha� realizado�el� tratamiento�de�datos�espa-ciales� con� un� Sistema� de� Información� Geo-gráfica� (ArcGis�10.1),�digitalizando� tanto� las�dolinas�identificadas�durante�el�trabajo�de�fo-togrametría,�como�las�ya�existentes�en�las�car-tografía�1:50.000.�Se�ha�calculado�la�extensión�de�superficie�que�ocupan�con�respecto�al�área�total�de�Sierra�Gorda,�así�como�la�densidad�y�el� perímetro� total.�Con�ello,� se�ha�procedido�a� establecer� la� relación� espacial� de� su�distri-bución� cuantitativa,� la� cota,� la� geología� y� la�geomorfología.�


Tras�el�análisis�de�la�cartografía�de�las�doli-nas�en�Sierra�Gorda,�se�ha�obtenido�una�super-ficie� total� de� depresiones� kársticas� de� 38,71,�km2�con�un�perímetro�total�de�377�km�(inclu-yendo�el�polje�de�Zafarraya).�Esto�supone�un�número�total�de�dolinas�de�2573,�de�diferente�forma�y�tamaño,�con�una�densidad�de�9,8�por�km2,�lo�que�significa�que�ocupan�el�14,8�%�de�la� superficie� total� del�macizo� carbonático� de�Sierra�Gorda�(Fig.�2�y�3).�Efectivamente,�es-tos�datos�pierden�peso�específico�en�el�caso�de�excluir�del�análisis�el�Polje�de�Zafarraya.�Así,�la� superficie� total� de� dolinas� es� de� 3,45� km2�ocupando�el�1,3%�de�la�superficie�del�macizo�y�con�un�perímetro�total�de�depresiones�de�317�km.�Existen� varios� tipos� de� dolinas� respecto�a�su�forma�en�planta�o�en�perfil;�circulares�y�elípticas,�en�artesa�y�embudo.�En�algunas�de-presiones�se�han�observado�rellenos�detríticos�de�cierta�entidad�aunque�hasta�el�momento�no�han�sido�estudiados.�Las�formas�más�comunes�son� las� dolinas� elípticas,� con�una� sección�de�longitud�mayor� que� su� anchura,� sumando� el�54%�aproximadamente�del�total.�También,�son�frecuentes� las�formas�circulares,�con�un�total�

cercano�al�42%,�y�en�menor�medida,�el�resto�de� formas�presentes� (entorno�al�4%�del� total�de� depresiones� cartografiadas).� Se� trata� por�lo�general�de�dolinas�de�disolución,�donde�las�precipitaciones,�pero�también�los�episodios�ni-vales�con�sus�implicaciones�en�la�química�del�agua,�más�agresiva,�son�los�factores�de�control�genético.�Las�dolinas�tienen�un�control�geoló-gico�claro,� litológico�y�estructural.�Todas� las�observadas� se� han� desarrollado� en� los�mate-riales�carbonáticos�del� Jurásico,�que�por�otra�parte�son�los�que�ocupan�mayor�extensión.�La�estructura� de� fondo� del�macizo� es� otro� gran�factor�de�control�geológico,�puesto�que�todos�los�conjuntos�de�dolinas�están�asociados�a� la�propia�configuración�del�macizo�anticlinal�en�forma�de�domo�con�una�gran�chanela�formada�por�escarpes.�Las�fallas�y�fracturas�son�el�fac-tor�de�control�estructural�a�meso�escala,�pues-to�que�muchos�conjuntos�se�alinean�según�las�dos�direcciones�principales,�NO-SE�y�NE-SO,�aunque� también� se� han� observado� pequeños�conjuntos�E-O.�La�altitud�es�el�factor�de�con-trol�físico,�ya�que�la�mayoría�de�dolinas�se�ubi-can�entre�las�cotas�1600�y�1100�m�s.n.m,�sien-do�residuales�aquellas�observadas�por�debajo�de�este�umbral.�Un�dato�a� tener�en�cuenta�es�que�en�el�margen�E�de�Sierra�Gorda�se�observa�mayor�densidad�de�dolinas�por�km2�y�estas�son�de�mayor� tamaño�(Fig.�3).�Este�aspecto�pue-de�estar�controlado�por� la�pendiente�o�por� la�presencia�de�superficies�de�aplanamiento�kárs-tico,�entre�otros,�que�permiten�que�la�circula-ción�del�agua�superficial�sea�menos�energética�y,�por� tanto,� los�procesos�de�disolución-infil-tración�se�prolonguen�en�el�tiempo�y�sean�más�eficaces�en�la�evolución�de�estas�depresiones�cerradas.�Por�otro� lado,� la� escasa� escorrentía�superficial,� no� provoca� grandes� moviliza-ciones�de� sedimentos�detríticos� (sólo� existen�algunas� acumulaciones� de� gravas� y� bloques,�principalmente)�por�lo�que�no�se�obturan�estas�depresiones�kársticas�y�permiten�que�durante�las�precipitación�de�nieve,�esta� se�deposite�y�

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acomode�en�el�interior�de�las�dolinas,�amplifi-cando�el�fenómeno�kárstico.


muchos conjuntos se alinean según las dos direcciones principales, NO-SE y NE-SO, aunque también se han observado pequeños conjuntos E-O. La altitud es el factor de control físico, ya que la mayoría de dolinas se ubican entre las cotas 1600 y 1100 m s.n.m, siendo residuales aquellas observadas por debajo de este umbral. Un dato a tener en cuenta es que en el margen E de Sierra Gorda se observa mayor densidad de dolinas por km2 y estas son de mayor tamaño (Fig. 3). Este aspecto puede estar controlado por la pendiente o por la presencia de superficies de aplanamiento kárstico, entre otros, que permiten que la circulación del agua superficial sea menos energética y, por tanto, los procesos de disolución-infiltración se prolonguen en el tiempo y sean más eficaces en la evolución de estas depresiones cerradas. Por otro lado, la escasa escorrentía superficial, no provoca grandes movilizaciones de sedimentos detríticos (sólo existen algunas acumulaciones de gravas y bloques, principalmente) por lo que no se obturan estas depresiones kársticas y permiten que durante las precipitación de nieve, esta se deposite y acomode en el interior de las dolinas, amplificando el fenómeno kárstico.

FIGURA 2. Campo de dolinas observado desde aire en Sierra Gorda (IGME, 1998). CONCLUSIONES

Sierra Gorda constituye un ejemplo de macizo kárstico con un desarrollo importante de los campos de lapiaz y las depresiones kársticas (dolinas y poljes), muy importante y extenso. Los controles estructurales han jugado un factor clave en el desarrollo de estas formas, aunque otros factores como son las precipitaciones y la altitud, así como la cantidad, ubicación y permanencia de nieve a lo largo del año, constituyen otras variables importantes en el desarrollo de estas formas kársticas. La alta densidad de dolinas, así como la superficie total que ocupan en su conjunto, hacen de estas depresiones cerradas, elementos clave en la recarga del acuífero, y por tanto, pueden jugar un rol muy importante en la vulnerabilidad de las aguas subterráneas. AGRADECIMIENTOS

Este trabajo se enmarca en el proyecto del IGME, “Tratamiento y explotación de datos hidrogeológicos para la mejora del conocimiento del acuífero de Sierra Gorda” y a los trabajos que se realizan en colaboración desde la Unidad del IGME en Baleares con la de Granada.

FIGURA�2.�Campo de dolinas observado desde aire en Sierra Gorda (IGME, 1998)

CONCLUSIONES

Sierra�Gorda�constituye�un�ejemplo�de�ma-cizo�kárstico�con�un�desarrollo�importante�de�los�campos�de�lapiaz�y�las�depresiones�kársti-cas� (dolinas�y�poljes),�muy� importante�y� ex-tenso.�Los�controles�estructurales�han�jugado�un� factor� clave� en� el�desarrollo�de� estas� for-mas,�aunque�otros�factores�como�son�las�pre-cipitaciones�y�la�altitud,�así�como�la�cantidad,�ubicación�y�permanencia�de�nieve�a� lo� largo�del�año,�constituyen�otras�variables�importan-tes�en�el�desarrollo�de�estas�formas�kársticas.�


FIGURA 3. Cartografía de las dolinas identificadas en Sierra Gorda.

REFERENCIAS Diputación Provincial de Granada - ITGE 1990. Atlas

Hidrogeológico de la Provincia de Granada. Diputación Provincial de Granada - ITGE, Granada, 107 pp.

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FIGURA�3.�Cartografía de las dolinas identificadas en Sierra Gorda

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La�alta�densidad�de�dolinas,�así�como�la�super-ficie�total�que�ocupan�en�su�conjunto,�hacen�de�estas�depresiones�cerradas,�elementos�clave�en�la�recarga�del�acuífero,�y�por�tanto,�pueden�ju-gar�un�rol�muy�importante�en�la�vulnerabilidad�de�las�aguas�subterráneas.

AGRADECIMIENTOS

Este�trabajo�se�enmarca�en�el�proyecto�del�IGME,� “Tratamiento� y� explotación� de� datos�hidrogeológicos� para� la� mejora� del� conoci-miento�del�acuífero�de�Sierra�Gorda”�y�a� los�trabajos�que�se�realizan�en�colaboración�des-de�la�Unidad�del�IGME�en�Baleares�con�la�de�Granada.

REFERENCIAS

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La organización altitudinal de las formas kársticas en el Macizo Occidental de los Picos Europa

The altitudinal organization of karstic landforms in the Western Massif of Picos de Europa

J. Ruiz-Fernández1, M. Oliva2, A. Fernández3, D. Gallinar1 y C. García-Hernández1

1 �Dpto.�de�Geografía,�Universidad�de�Oviedo,�Oviedo�(España),�[email protected]�2 �Centro�de�Estudos�Geograficos�–�IGOT,�Universidade�de�Lisboa,�Lisboa�(Portugal).3 �Dpto.�de�Geografía,�UNED,�Madrid�(España).

Resumen: Se�estudia�el�modelado�kárstico�del�Macizo�Occidental�de�los�Picos�de�Europa�(NW�de�España),�haciendo�especial�hincapié�en� la�distribución�altitudinal�de� los�procesos�y�formas�kársticas.� Este� macizo� está� integrado� principalmente� por� calizas� carboníferas,� dispuestas� en�sucesivas�escamas�cabalgantes�de�rumbo�aproximado�E-O�y�fuerte�vergencia�hacia�el�Sur,�lo�que�provoca�la�repetición�de�los�citados�materiales.�El�modelado�kárstico�se�caracteriza�por�una�gran�riqueza�de�formas�de�diversas�escalas�que,�como�sucede�con�muchos�otros�procesos�y�formas�de� relieve,� varía� con� la� altitud.� En� concreto,� se� han� identificado� en� el� área� de� estudio� cuatro�franjas�kársticas�organizadas�en�función�de�dicho�factor:�1)�Área�de�karst�cubierto�oceánico�de�media�montaña,�situada�por�debajo�de�800-1.200�m�s.n.m.�y�caracterizada�por�la�conservación�de� la�morfología�kárstica�previa� al�Último�Ciclo�Glaciar;� 2)�Sector� de� los� frentes� glaciares� y�las� cubetas�glaciokársticas�bajas,� circunscrito� al� área�de�máxima�expansión�glaciar�durante� la�Última�Glaciación�(entre�800-1.200�y�1.400�m�s.n.m.),�e�integrado�por�numerosas�depresiones�glaciokársticas�de�grandes�dimensiones�y�fondo�relleno�de�sedimentos,�en�las�que�son�frecuentes�las�sugerencias;�3)�Desierto�kárstico�(1.400�a�1.700�m�s.n.m.),�definido�por�el�predominio�absoluto�de�la�morfología�y�los�procesos�kársticos,�especialmente�la�percolación�hídrica�hacia�el�interior�de�la�masa�calcárea,�así�como�por�la�ausencia�de�surgencias,�suelos,�vegetación�y�otros�procesos�y�formas�de�relieve;�4)�Área�de�karst�nival�de�alta�montaña�(>�1.700�m�s.n.m.),�diferenciada�de�las�anteriores�por�la�gran�influencia�nival,�que�se�plasma�en�la�proliferación�de�campos�de�lapiaces�libres�de�influencia�nival�e�innumerables�pozos�nivokársticos.

Palabras clave: desierto�kárstico,�karst�cubierto�de�media�montaña,�karst�nival,�Picos�de�Europa.

Abstract: In� this� study�we� examine� the� karstic� landscape� of� the�Western�Massif� of� the�Picos�de�Europa�(NW�Spain),�namely�the�altitudinal�distribution�of�karstic�processes�and�landforms.�This�massif� is� essentially� composed� of� Carboniferous� limestones,�which� are� organized� in� an�approximately�E-W�oriented� imbricate� thrust� faults�system�with�strata� inclined� towards�south.�The�karstic�landscape�is�characterized�by�a�great�variety�of�landforms�of�various�dimensions�that�vary�according�to�altitude.�Specifically,�we�have�identified�four�karstic�belts�organized�according�to�this�factor�in�the�study�area:�1)�Area�of�mid-mountain�oceanic�covered�karst�situated�below�


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INTRODUCCIÓN

El� estudio� del� karst� proporciona� una� ex-traordinaria� información� geomorfológica� y�paleogeográfica,� así� como� sobre� variaciones�climáticas�y�medioambientales,�de�gran�utili-dad� a� la� hora� de� reconstruir� la� evolución� de�una� región� (Sweeting,� 1972).� Las� investiga-ciones�sobre�el�modelado�kárstico�son�clásicas�dentro� de� la� geomorfología� española.� Tradi-cionalmente�se�han�centrado�en�el�análisis�de�las�formas�exokársticas�y�endokársticas�mayo-res� y�menores,� la� cuantificación� de� las� tasas�de�disolución�kárstica,�el�estudio�de�la�preci-pitación�de� los�carbonatos�y� la� formación�de�depósitos� asociados� como� tobas,� travertinos,�derrubios�cementados,�o�su�utilización�para�in-ferir�condiciones�paleoambientales�y�paleocli-máticas� (ej.:�Miotke,� 1968;� López-Martínez,�1984;�Santos�y�Marquínez,�2005;�Ballesteros�et al.,�2011;�Ruiz-Fernández�y�Serrano,�2011).�Pero,� al� igual� que� ocurre� con� muchos� otros�procesos�y�formas�de�relieve,�en�los�conjuntos�montañosos�con�un�desarrollo�altitudinal� im-portante,� la� tipología� de� las� formas� kársticas�presentes,�así�como�la�intensidad�y�el�tipo�de�disolución� kárstica� (nival,� bajo� cubierta� edá-fica,�etc.),�varían�en�función�de�la�altitud.�Sin�embargo,�los�estudios�relativos�a�la�variación�altitudinal�de�las�formas�y�procesos�kársticos�son�casi�inexistentes.�En�este�sentido,�este�tra-bajo�se�centra�en�el�estudio�del�modelado�kárs-

tico�de�un�macizo�cantábrico�de�alta�montaña,�el�Macizo�Occidental�de�los�Picos�de�Europa,�con�los�objetivos�específicos�de:

•� �Identificar�los�procesos�y�formas�exokárs-ticas�y�endokársticas�presentes.

•� �Establecer� las� diferentes� franjas� kársticas�que�se�suceden�en�dicho�macizo�en�función�de�la�altitud.

ÁREA DE ESTUDIO

El�Macizo�Occidental�de�los�Picos�de�Eu-ropa,� también� llamado� Macizo� del� Cornión,�culmina�en�la�cima�de�Peña�Santa�de�Castilla�(2.596�m),�siendo�el�segundo�en�altitud�de�los�tres�que�integran�los�Picos�de�Europa.�Al�igual�que� los� otros� dos,� el� Cornión� está� integrado�básicamente�por�calizas�de�edad�carbonífera,�organizadas� en� una� serie� de� escamas� cabal-gantes� verticalizadas� y� apiladas� unas� sobre�otras� siguiendo� un� rumbo� aproximado� E-W,�que�en�algunos�sectores�superan�ampliamente�los� 2.000�m�de� potencia.�Este�macizo� calcá-reo�ha� sido�profundamente� transformado�por�la� karstificación� y� los� glaciares� cuaternarios,�y� retocado� por� la� dinámica� periglaciar� relic-ta�y�actual.�Desde�el�punto�de�vista�climático,�la� alta�montaña� de� los� Picos� de� Europa� está�definida�por�precipitaciones�muy�abundantes,�superiores�a�los�2.000�mm/año�y�en�gran�parte�en�forma�de�nieve,�así�como�por�temperaturas�bajas.�Muñoz�(1982)�sitúa�la�isoterma�anual�de�

800-1200�m�a.s.l.�and�characterized�by�the�preservation�of�the�karstic�landscape�developed�prior�to�the�Last�Glaciation;�2)�Sector�of�the�glacial�fronts�and�low-altitude�glaciokarst�depressions,�confined� to� the�area�of�maximum�glacial�expansion�during� the�Last�Glaciation� (between�800-1200�and�1400�m),�and�composed�of�the�more�extensive�moraine�complexes�of�the�massif�and�numerous� glaciokarst� depressions� of� large� size� that� have� their� bottom� covered� by� sediments;�3)�karstic�desert�(1.400-1700�m),�defined�by�the�existence�of�widespread�karstic�processes�and�landforms,�especially�water�percolation� into� the� limestone�massif,�and� the�absence�of�springs,�soils,�vegetation�and�other�processes�and�landforms;�4)�Area�of�high-mountain�nival�karst�(>�1700�m),�with�a�great�nival�influence,�and�the�presence�of�abundant�karren�fields,�nival�dolines,�and�the�great�effectiveness�of�karstic�dissolution.

Key words: covered karst, karstic desert, nival karst, Picos de Europa.

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0�ºC�en�la�región�entre�2.400�y�2.500�m�de�alti-tud.�Este�mismo�autor�señala�que�en�los�Picos�de�Europa�se�registran�unos�85�días�anuales�de�precipitaciones�nivales,�que� representarían�el�70%�del�volumen�pluviométrico� total.�Según�la�clasificación�de�Köppen,�la�alta�montaña�de�los�Picos�de�Europa�se�define�por�un�clima�de�tipo�Dfsc�(Muñoz,�1982).�La�vegetación�pre-sente�es�de�tipo�Eurosiberiano,�destacando�la�existencia� de� diversos� bosques� de� frondosas�planocaducifolias� entre� los� que� destacan� los�hayedos.�El�límite�superior�del�bosque�se�en-cuentra�en�torno�a�1.400�m�s.n.m.,�rebajado�por�la�secular�acción�humana.�Por�encima�de�esta�cota� se� desarrollan� diversas� formaciones� ar-bustivas�y�herbáceas�que,�con�el�aumento�de�la�altitud,�van�ocupando�progresivamente�menor�superficie.�Salvo�la�existencia�de�asentamien-tos�estacionales�relacionados�con�el�pastoreo,�los�núcleos�de�población�quedan�circunscritos�a�la�periferia�del�macizo.�Además�de�la�gana-dería,�en�la�actualidad�las�actividades�humanas�en�este�espacio�están�relacionadas�con�el�turis-mo,�la�espeleología�y�los�deportes�de�montaña.

METODOLOGÍA

Este�estudio� se� fundamenta�en� la� realiza-ción�de�recorridos�sistemáticos�por�el�Macizo�del� Cornión,� efectuados� durante� los� veranos�de�2005�a�2011,�a�fin�de�determinar�las�formas�y� procesos� kársticos� presentes,� así� como� su�distribución�espacial�y�altitudinal�y�su�relación�con� otros� procesos� y� formas� de� modelado,�como�los�de�origen�glaciar,�periglaciar�y�nival.�

EL MODELADO KARSTICO DEL MACIZO DEL CORNIÓN

El�modelado� kárstico� del� Cornión� se� ca-racteriza� por� una� gran� riqueza� de� formas� de�diversas�escalas,�tanto�exokársticas�como�en-dokársticas,� y� tanto� generadas� por� la� disolu-ción�kárstica�como�debidas�a�la�precipitación�de�los�carbonatos,�que�se�describen�a�continua-ción:

– Formas� exokársticas� mayores.� En� el�Cornión� existe� únicamente�un�poljé,� la�Vega�de� Comeya,� que� tiene� una� extensión� de� 1,2�km²�y�un�desnivel�de�casi�200�m�entre�su�fondo�y�la�culminación�del�escape�meridional�que�lo�delimita,�y�se�sitúa�en�el�entorno�de�los�lagos�Enol�y�Ercina.�En�planta,�el�poljé�adquiere�una�forma�triangular,�con�casi�2�km�de�longitud�y�~800�m�de�anchura�máxima.�El�roquedo�que�lo� integra�está�afectado�por�una�red�de�fallas�alpinas�(Farias�et al.,�1996).�La�depresión�está�recubierta� de� sedimentos� torrenciales,� lacus-tres�y�turbosos,�así�como�debidos�a�avalanchas�rocosas�y�deslizamientos.�Este�relleno�ha�ge-nerado�una�superficie�plana�por�la�que�circula�una�red�fluvial�meandriforme,�que�se�sume�en�un�ponor�situado�en�la�terminación�NW�de�la�depresión.�Las�cubetas�glaciokársticas�son�for-mas�del�relieve�ampliamente�representadas�en�el�Cornión.�Se�trata�de�depresiones�generadas�por�la�karstificación�que,�posteriormente,�han�sido�retrabajadas�por�el�hielo�glaciar�(Miotke,�1968).�Su�superficie�media�es�de�11,3�ha�y�su�profundidad�media�de�28�m.�Sus�dimensiones�oscilan�desde�las�de�grandes�hoyas�con�longi-tudes� próximas� a� 1� km� (Jou�Luengo,�Hoyos�del�Caballo,�Vega�de�Aliseda)�e�incluso�supe-riores�(Jou�Santo),�a�pequeñas�cubetas�de�ape-nas�100-200�m�de�diámetro�que�se�encuentran�tanto� exentas� como� inscritas� dentro� de� otras�de�mayor�tamaño,�y�superficies�comprendidas�entre�las�58�ha�del�Jou�Santo�a�las�1-2�ha�que�alcanzan�numerosas�cubetas.�Lo�mismo�ocurre�con�la�profundidad�(diferencia�entre�la�altitud�mínima�del�perímetro�de�cada�depresión�y�la�del�fondo),�que�oscila�entre�los�105�m�del�Jou�Santo� y� desniveles� inferiores� a� 20� m,� como�acontece�en�los�Joos�de�Resecu.�

– Mesoformas� kársticas.� Las� dolinas,�denominadas�jous�por�los�lugareños,�son�muy�abundantes�en�el�macizo�y�cuentan�con�gran�variedad� tipológica.� En� los� sectores� bajos� y�medios�del�Cornión,�fuera�del�ámbito�ocupado�por�los�glaciares�durante�la�Última�Glaciación�

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y�al�margen�de�la�intensa�actividad�nival�que�se�desarrolla�actualmente�en�las�áreas�de�ma-yor�altitud,�proliferan�dolinas�de�dimensiones�variables,�pudiendo�observarse�desde� jous�de�apenas�unos�pocos�metros�de�diámetro�y� es-casa� profundidad,� a� amplias� depresiones� de�incluso�500�m�de�eje�mayor�y�profundidades�de�20�a�30�m�(Vega�de�Teón,�Vega�las�Travie-sas,�etc.).�En�estas�áreas�de�la�periferia�del�ma-cizo�existen� jous�de�diversos� tipos,�como�las�dolinas�en�platillo,�definidas�por� su� reducido�diámetro�(5-10�m),�escaso�desnivel�(0,5-2�m),�bordes�suavemente�inclinados,�fondo�plano�y�recubiertas�por� formaciones� superficiales�ge-neradas�a�partir�de�la�progresiva�acumulación�de�residuos�arcillosos�insolubles�de�tonos�roji-zos.�También�proliferan�otras�de�escaso�tama-ño�en�planta�pero�de�mayor�desarrollo�vertical,�como� las� dolinas� en� pozo� y� en� embudo,� así�como� dolinas� en� artesa,� de�mayor� diámetro,�paredes�rocosas�de�menor�verticalidad�y�fondo�tapizado�por�arcillas�de�descalcificación.�Asi-mismo,�es�posible�reconocer�dolinas�en�cube-ta,�que�alcanzan�mayores�dimensiones�(10-50�m�de�eje�mayor�y�5-20�m�de�profundidad),�tie-nen�contornos�suaves�y�están�recubiertas�por�abundantes�arcillas�tanto�en�su�fondo�como�en�sus�vertientes.�En�estos�sectores�de�altitud�me-dia�y�baja� también�son�frecuentes� las�uvalas,�como�sucede�en�la�Sierra�de�Covadonga.�

En� los� ámbitos� elevados� del�macizo,� por�encima�de�los�1.700�m�de�altitud,�abundan�los�pozos� nivokársticos� (dolinas� nivales),� depre-siones� de� pequeño� diámetro,� formas� redon-deadas� en� planta,� cierta� profundidad� y� pare-des� rocosas�verticales�o� en�embudo.�Se� trata�de� formas� postglaciares� plenamente� activas,�distribuidas�sobre� la�superficie�de�circos�gla-ciares,� umbrales� y� cubetas� glaciokársticas,�retocando�su�topografía�superficial.�Los�pozos�nivokársticos� frecuentemente� se� encuentran�agrupados,� formando� campos� en� ocasiones�muy�extensos.�Después�de�la�fusión�generali-zada� del�manto� nival,� en� el� interior� de� estas�

depresiones� se� siguen� conservando� neveros�durante� un� tiempo,� debido� a� que� se� encuen-tran�protegidos�de�la�insolación�directa.�En�las�áreas�más�altas�del�Cornión�estos�pequeños�ne-veros�son�permanentes�o�semipermanentes.�Al�contrario�que�las�dolinas�situadas�a�cotas�más�bajas,�habitualmente�cubiertas�o�semicubiertas�por�formaciones�superficiales,�en�los�pozos�ni-vokársticos�aflora�mayoritariamente�la�roca�in situ.�Por� tal�motivo,�siguiendo�ciclos�diarios,�las�aguas�de�fusión�nival,�muy�agresivas�para�las�calizas,�circulan�directamente�sobre�la�su-perficie�rocosa,�realizando�una�eficaz�labor�de�ensanchamiento�y�profundización�de�estas�de-presiones,� que� se� complementa� con�acciones�mecánicas� como� la� crioclastia.� Otro� tipo� de�mesoformas�kársticas�presentes�en�el�Cornión�son� las� dolinas� de� recubrimiento� o� boches.�Constituyen� depresiones� de� escaso� diámetro�(1-3�m)�que� se� desarrollan� sobre� sedimentos�de� diverso� tipo� (canchales,� material� morré-nico,� arcillas� de�descalcificación,� rellenos�de�tipo�torrencial,�fluviolacustre,�etc.),�como�con-secuencia�de�la�disolución�o�el�colapso�de�los�afloramientos� calcáreos� situados� bajo� dichas�formaciones�superficiales.�Estas�pequeñas�do-linas�son�muy�abundantes�en�el�fondo�de�mu-chas�de�las�cubetas�glaciokársticas�del�macizo�(Jou�Santo,�Jou�las�Pozas,�Hoyo�Verde,�etc.).�También�proliferan�las�simas,�depresiones�de�gran� desarrollo� vertical� y� pequeño� diámetro�que�conectan�directamente�la�superficie�roco-sa�con�el�endokarst.�Se�trata�de�formas�propias�de� las� áreas� elevadas� del�macizo,� en� las� que�domina�la�infiltración�de�las�escorrentías.

– Formas�exokársticas�menores.�Los�bo-gaces,�corredores�de�disolución�de�anchuras�y�profundidades�métricas�y�longitudes�métricas�o�decamétricas,�son�frecuentes�en�el�Cornión,�especialmente�sobre�los�umbrales�y�superficies�rocosas� en� resalte.� Sin� embargo,� las� formas�exokársticas�menores�más�representativas�del�macizo�son�los� lapiaces,�que�ocupan�grandes�extensiones�y�cuentan�con�una�variada�tipolo-

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gía.�Los�lapiaces�estructurales�son�muy�abun-dantes,� tanto� los� debidos� a� diferencias� en� la�composición�mineralógica�de�la�caliza,�como�los�generados�a�favor�de�la�presencia�de�líneas�de�debilidad�en�torno�a�las�que�se�concentra�la�erosión�kárstica�(Santos�y�Marquínez,�2005),�como�los�splitkarren�y�los�kluftkarren.�Por�su�parte,� los� lapiaces� libres� de� influencia� nival,�que� progresan� al� margen� de� las� característi-cas� estructurales� de� la� roca,� abundan� espe-cialmente� en� las� áreas� elevadas�del�Cornión,�evolucionando� a� expensas� del� agua� aportada�por�la�fusión�del�manto�nival�y�de�neveros�que�perduran� hasta� bien� entrado� el� verano� o� que�son� permanentes.� En� función� de� la�mayor� o�menor� inclinación�de� los�afloramientos� roco-sos�se�forman�diversos�tipos�de�lapiaces�libres.�Sobre� los� afloramientos� de� mayor� pendiente�(60-80º)� se�generan� los�rillenkarren,� integra-dos�por�surcos�agudos�separados�entre�sí�por�crestas� afiladas.� Sobre� roquedo� de� pendiente�más� atenuada� se� forman� lapiaces� en� regue-ros� (rinnenkarren).� Sin� embargo,� su� trazado�puede�variar�de� rectilíneo,� en�áreas�de� cierta�pendiente,� a�meandriforme,� sobre� superficies�más� llanas,� formándose� en� consecuencia� la-piaces�de�tipo�wandkarren�y�mäanderkarren,�respectivamente.�Otro�lapiaz�presente�es�el�na-gelbrettkarren,�que�evoluciona�a�partir�de�los�rinnenkarren.�Otros�lapiaces�libres�identifica-dos�son�los�trittkarren�y�los�solution ripples.

Entre� los� lapiaces�cubiertos�cabe�citar� las�kamenitzas,� que� son� poco� abundantes� en� las�partes�altas�y�medias�del�Cornión�pues,�aun-que�se�pueden�formar�directamente�sobre�roca�al� desnudo,� habitualmente� se� generan� bajo�cubiertas� edáficas,� debido� al� estancamiento�del� agua� sobre� superficies� horizontales� o� su-bhorizontales.�Otros�lapiaces�cubiertos�son�los�rundkarren,� que� constituyen� canales� de� sec-ciones�semicirculares�formados� también�bajo�los�suelos.�Tanto�los�rundkarren�como�los�la-piaces�en�torrecillas�son�muy�frecuentes�en�las�áreas�medias�y�bajas�del�macizo,�en�las�que�el�

desarrollo�de� los�suelos�y� la�cubierta�vegetal�es�mayor.�En�cambio,� las� torrecillas�no�están�presentes� en� los� sectores� ocupados� por� los�glaciares� durante� la�Última�Glaciación,� pues�han�sido�decapitadas�por�el�paso�del�hielo.�Por�tanto,� su� génesis� es� anterior� al�Último�Ciclo�Glaciar.�Como�ejemplo,�entre�el�valle�de�Espi-nes,�Camplengu�y�las�cercanías�de�Vega�Maor,�es� posible� observar� numerosos� ejemplos� de�karst�en�torrecillas.�Sin�embargo,�en�el�último�enclave�citado�se�ha�depositado�un�complejo�morrénico� frontal� perteneciente� a� una� de� las�digitaciones� del� glaciar� de� Enol.�Al� interior�del� sector� ocupado� por� dicha� lengua� glaciar�los�lapiaces�en�torrecillas�ya�no�existen,�dando�paso�a�las�típicas�morfologías�generadas�por�la�abrasión�glaciar,�que�están�retocadas�por�otros�tipos� de� lapiaz� (rillenkarren,� wandkarren,�etc.).

– El�endokarst.�El�gran�espesor�del�con-junto�calcáreo�que�integra�el�Cornión,�su�dis-posición� tectónica�en�escamas�verticalizadas,�así� como� el� importante� desnivel� existente�entre� las� áreas� de� mayor� altitud� del� macizo�y�el�fondo�de�los�desfiladeros�adyacentes,�ha�determinado�que,� al� igual� que� en� el� resto� de�los�Picos�Europa,�las�cavidades�endokársticas�adquieran� gran� desarrollo� vertical� (1.232� m�de�profundidad�en� el�Sistema�del� Jitu,� 1.102�m� en� el� Sistema� Julagua,� 986�m� en� el� Pozo�Cuetalbo,�949�m�en�el�Pozo�del�Llastral,�etc.).�Los�sectores�más�elevados�del�Cornión�cons-tituyen�extensas�áreas�de�captación�de�las�es-correntías�procedentes�de�la�lluvia�y�la�fusión�nival,� que�penetran�en� la�masa�calcárea�bien�a�través�de�sumideros�y�otros�conductos�bien�desarrollados� que� proliferan� en� las� depresio-nes� glaciokársticas,� bien� de� forma� difusa,� al�percolar�por�la�profusa�red�de�pequeñas�simas,�dolinas�nivales�y�oquedades�de�diverso�tama-ño�existentes�en�los�umbrales�y�promontorios�rocosos.� Los� conductos� endokársticos� del�macizo� tienen� una� organización� escalonada,�alternando� pozos� verticales� de� profundidad�

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variable� (métrica� a� hectométrica),� con� sis-temas� de� galerías� meandriformes� situadas� a�diferentes�alturas�y�tanto�inactivas�como�acti-vas�(Ballesteros�et al.,�2011).�Entre�los�pozos�de�mayor�desarrollo�vertical�destaca�el�de�los�Caínes�que,�con�308�m�de�desnivel,�pertenece�a�la�Torca�de�Cabeza�Llambrera�–�Sil�de�Oli-seda.�En�general,�los�conductos�endokársticos,�adaptados�a�la�estructura�geológica,�están�in-clinados� hacia� el� norte.� El� flujo� del� agua� en�el� interior� de� las� cavidades� es� esencialmente�vadoso,� si� bien� los� conductos� freáticos� acti-vos�son�frecuentes,�especialmente�en�la�base.�Los�sectores�de�altitud�intermedia�del�Cornión�cuentan� también� con� conductos� endokársti-cos� de� desarrollo� dominantemente� vertical,�aunque� alcanzan� profundidades� mucho� más�modestas�que�las�descritas�anteriormente.�Por�su� parte,� en� los� sectores�más� bajos� las� gale-rías�de�componente�horizontal�dominan�sobre�las�verticales.�El�agua�captada�en�los�sectores�elevados�alcanza� rápidamente� las� surgencias,�localizadas� fundamentalmente� en� las� áreas�bajas�y�medias�de�los�extremos�este,�noreste,�norte,�noroeste�y�oeste�del�Cornión,�buscando�los� niveles� de� base�marcados� por� la� red� flu-vial.�En�cambio,�el�buzamiento�hacia�el�norte�de�las�sucesivas�escamas�calcáreas�apiladas,�y�el� afloramiento� en� la� vertiente� sur� del�maci-zo� de�materiales� no� karstificables� inclinados�en� la� misma� dirección,� impide� la� existencia�de�grandes�surgencias�en�el�borde�meridional�del� Cornión.� Las� principales� surgencias� del�macizo�son:�Culiembro�(1-7�m³/s),�Reo�Molín�(1,5�m³/s),�Capozo�(1�m3/s),�Párvora�(1�m3/s),�el�Hoyo�la�Madre�(0,5�m3/s),�Covadonga�(0,5�m3/s),� los�Güeyos� de� la�Teya� (0,4�m3/s),� los�Güeyos�del�Reinazu�(0,2�m3/s),�Fuente�Prieta,�los�Brazos,�la�Farfada,�los�Güeyos�del�Junju-mia�y�Obar.

– La� precipitación� de� los� carbonatos:�espeleotemas� y� depósitos� cementados.� En� el�interior�de�las�cavidades�endokársticas�los�es-peleotemas�son�muy�abundantes.�Se�han�iden-

tificadas�morfologías�como�coladas,�cascadas,�estalactitas,�estalagmitas,�columnas,�masas�es-talagmíticas,� excéntricas,� formas� coraloides,�espeleotemas�subacuáticos�y�otra�serie�de�for-mas�de�detalle.�En�cambio,�no�se�han�encon-trado�depósitos�tobáceos�de�entidad�dentro�del�macizo�en�relación�con�las�surgencias,�y�en�el�ámbito�circundante�son�muy�escasos.�Pero�la�circulación�de�aguas�saturadas�de�carbonatos�por� las� laderas� ha� generado� otro� tipo� de� de-pósitos�característicos�de�los�picos�Europa,�las�gonfolitas.�Se�trata�de�brechas�calcáreas�cohe-sionadas�por�calcita.�En�el�Cornión�las�gonfoli-tas,�situadas�en�la�parte�inferior�de�las�canales,�están�integradas�por�derrubios�heterométricos�(cantos�y�bloques,�a�veces�de�tamaños�métri-cos),�sin�clasificar�y�de�formas�angulosas�o�su-bangulosas.�Habitualmente�estas�formaciones�superficiales� adquieren� morfologías� en� cono�(bien�sea�un�único�abanico�o�varios�coalescen-tes)�o�en� talud,�siendo�frecuente� la�presencia�de� bocas� de� conductos� cársticos� fósiles� por�encima�de�ellas.�Frecuentemente,�las�gonfoli-tas�alcanzan�espesores�de�decenas�de�metros�y,�fruto�de�la�erosión�posterior,�generalmente�tie-nen�un�escarpe�muy�abrupto�en�su�frente�que�suele�estar�karstificado,�por�lo�que�en�sus�pare-des�abundan�las�oquedades�con�espeleotemas�en� su� interior.�También� hay� ejemplos� de� de-pósitos� cementados� integrados� por� derrubios�homométricos,� angulosos� y� estratificados,� si�bien�son�menos�frecuentes�que�los�anteriores.�Estos�últimos,�que�se�sitúan�a�los�pies�de�cres-tas�y�paredes�rocosas,�están�incididos�también�en�su�frente�y�bordes� laterales�por� la�erosión�posterior�y,�normalmente,�se�hallan�fosilizados�en�su�parte�proximal�por�canchales�activos,�de-notando�su�carácter�netamente�heredado.

LAS FRANJAS KÁRSTICAS DEL MACIZO DEL CORNIÓN

Como�ha�quedado�patente,�el�relieve�kárs-tico�del�Cornión�está�integrado�por�una�amplia�variedad�de�morfologías�y�procesos�que,�como�

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sucede�en�el�caso�de�otros�tipos�de�geoformas�y� procesos,� presentan� variaciones� con� el� au-mento�o�el�descenso�de�la�altitud.�Así,�hemos�diferenciado�en�el�macizo�cuatro�franjas�kárs-ticas�organizadas�en�función�de�dicho�factor:�

– Área�de�karst�cubierto�oceánico�de�me-dia�montaña.�Se�trata�de�un�ámbito�que�no�ha�estado�ocupado�por�el�hielo�durante�la�Última�Glaciación.� Por� tanto,� la�morfología� kárstica�previa�al�Último�Máximo�Glaciar�Local�no�ha�sido� borrada� o� remodelada,� como� aconteció�en� los� sectores� situados�a�mayor�altitud.�Los�lapiaces� son� fundamentalmente� estructurales�y�cubiertos.�Predominan�especialmente�los�de�tipo�rundkarren,�splitkarren�y�kluftkarren,�así�como�los�lapiaces�en�torrecillas�y�los�oquero-sos� (hohlkarren).� Las� dolinas,� tapizadas� ge-neralmente� por� arcillas� de� descalcificación,�presentan� diversas�morfologías.�Abundan� las�uvalas,� que� están� recubiertas� igualmente� por�espesos�mantos�arcillosos.�Las�cavidades�son�de�dimensiones�mucho�más�modestas�que�en�las�áreas�elevadas�del�macizo�y,�en�ellas,� los�conductos� de� componente� horizontal� domi-nan�sobre� los�verticales.�El� ritmo�de� la�kars-tificación�guarda�una�estrecha�relación�con�la�abundancia�de�suelos�y�vegetación,�y�es�más�reducido�que�en�los�sectores�de�alta�montaña.�Esta�franja�kárstica�está�bien�representada�en�los�bordes�del�macizo,�siempre�por�debajo�del�ámbito� alcanzado�por� los� glaciares� cuaterna-rios,�así�como�en�las�sierras�de�Cabezu�Llero-sos�y�Beza�(fuera�también�del�área�que�estuvo�glaciada�en�estos�dos�conjuntos),�y�en�las�ali-neaciones� de�Dobros,�Covadonga� y�Amieva,�que�en�este�caso�no�estuvieron�ocupadas�por�el�hielo�glaciar.

– Sector� de� los� frentes� glaciares� y� las�cubetas�glaciokársticas�bajas.�El�segundo�ám-bito�diferenciado�se�circunscribe�al�área�de�la�máxima�expansión�de�los�glaciares�durante�la�Última�Glaciación�y�a�los�sectores�localizados�inmediatamente�hielos�arriba.�El�límite�altitu-

dinal� entre� las�dos�primeras� franjas�kársticas�citadas�varía,�debido�a�la�diferencia�de�altitud�de�unos�frentes�glaciares�con�respecto�a�otros,�así�como�por�la�existencia�de�áreas�no�glacia-das�entre�medias,�por� lo�que� lo�situamos�en-tre�800�y�1.200�m,�con�la�excepción�de�varias�lenguas�glaciares�encauzadas�por�canales�que�alcanzaron�cotas�extraordinariamente�bajas�en�el�borde�E�del�macizo�(600�a�550�m),�y�de�otra�alimentada� por� una� pequeña� difluencia� que�descendió�solamente�hasta�~1.400�m.�En�esta�segunda�área� los�suelos�y� la�cubierta�vegetal�ocupan�todavía�una�notable�superficie,�estan-do�desarrollados�en�numerosas�ocasiones�so-bre�till�en�forma�de�arcos,�cordones�y�mantos�morrénicos.� Son� frecuentes� las� depresiones�glaciokársticas�de�grandes�dimensiones�y�fon-do� relleno�de� sedimentos,�que�cuentan�gene-ralmente�con�turberas�y�cortos�cursos�de�agua�alimentados� por� surgencias� activas� que� se�vuelven�a�sumir�rápidamente�(Vega�el�Bricial,�Vega�el�Paré,�etc.).�En�relación�con�los�frentes�y� ámbitos� distales� de� los� aparatos� glaciares,�cabe� destacar� la� existencia� de� numerosas� e�importantes�surgencias�(Güeyos�del�Junjumia,�Güeyos�de�la�Teya,�la�Farfada,�etc.).

– Desierto�kárstico.�Se�trata�de�una�franja�definida�por�el�predominio�absoluto�de�la�mor-fología�y�los�procesos�kársticos,�así�como�por�la�práctica�inexistencia�de�suelos,�vegetación�y�otros�procesos�o�formas�de�relieve.�En�efecto,�apenas�hay�depósitos�morrénicos�ni�pedreras�de� entidad.�Es� un� paisaje� áspero� en� extremo�en�el�que� la�roca�caliza� in situ�está�horadada�por�multitud�de�pequeñas�depresiones�kársti-cas�dirigidas�por�el�entramado�estructural,�así�como� por� campos� de� lapiaz.� En� este� sector,�que� se� desarrolla� en� altitudes� comprendidas�entre�1.400�y�1.700�m,�comienza�a�ser�patente�la�influencia�nival,�especialmente�en�el�caso�de�los�lapiaces.�Se�trata�de�un�área�caracterizada�por�la�captación�difusa�de�las�precipitaciones�y�el�agua�de�fusión�nival�pero,�a�diferencia�de�

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la�anterior,�no�hay�surgencias,�dominando�casi�en�exclusiva�la�percolación�hídrica.�

– Área� de� karst� nival� de� alta�montaña.�La�última�franja�kárstica�diferenciada�se�ciñe�a�la�alta�montaña�del�Cornión.�Se�trata�de�un�área� definida� por� la� influencia� nival,� que� se�materializa� en� una� rápida� evolución� de� las�formas�kársticas�(Ruiz-Fernández�y�Serrano,�2011).�La�ausencia�de�suelos�y�vegetación�es�prácticamente�total.�Tan�sólo�se�han�formado�suelos�incipientes�sobre�las�morrenas�deposi-tadas�a�los�pies�de�los�grupos�de�cumbres�más�elevadas,�así�como�sobre�materiales�finos�ge-nerados�por�la�meteorización�de�las�dolomías�y� sobre� sedimentos� arcillosos� que,� en� cual-quier�caso,�ocupan�muy�poca�extensión.�Otra�característica� destacable� es� la� presencia� de�neveros� estacionales� e� incluso�permanentes.�Las�aguas�de�fusión�nival�realizan�una�inten-sa�labor�de�corrosión�kárstica�en�las�inmedia-ciones�de�estos�neveros,�que�se�combina�con�la�gelifracción.�Siguiendo�ciclos�de�duración�diaria,�humedecen�la�superficie�de�los�aflora-mientos�calcáreos,�lo�que�genera�una�intensa�labor�de�corrosión�kárstica�que,�en�detalle,�se�traduce�en�la�formación�de�numerosas�oque-dades,�tabiques�y�rugosidades�fácilmente�ata-cables�por�la�crioclastia�(Castañón�y�Frocho-so,�1998).

CONCLUSIONES

A�lo�largo�de�este�trabajo,�ha�quedado�pa-tente� la� gran� riqueza� del�modelado� kárstico�generado� en� el�Macizo� del� Cornión.� Por� lo�que�respecta�al�exokarst,�destaca�la�existencia�de� un� poljé,� numerosas� cubetas� glaciokárs-ticas� distribuidas� por� los� sectores� de�media�y� alta� montaña� del� macizo,� innumerables�dolinas,� pozos� nivokársticos� y� boches,� así�como� una� amplia� tipología� de� lapiaces� li-bres,�cubiertos�y�estructurales.�Por�su�parte,�las�formas�endokársticas�están�definidas�por�el�desarrollo�de�profundas�simas�organizadas�en� sistemas� de� pozos� verticales� de� longitud�

variable,� que� alternan� con�galerías� fósiles� y�activas� emplazadas� a� diferentes� alturas.� Sin�embargo,� todo�este�conjunto�de�morfologías�presenta�importantes�diferencias�a�tenor�de�la�variación�altitudinal,�pudiendo�ser�identifica-das�la�siguientes�franjas�kársticas�dentro�del�macizo,�cada�una�de�ellas�con�características�específicas:�1)�área�de�karst�cubierto�oceáni-co�de�media�montaña;�2)�sector�de�los�frentes�glaciares�y�las�cubetas�glaciokársticas�bajas;�3)�desierto�kárstico;�y�4)�área�de�karst�nival�de�alta�montaña.

AGRADECIMIENTOS

Los�autores�agradecen�el�soporte�proporcio-nado�por�el�Parque�Nacional�de�los�Picos�Europa.�Este�trabajo�ha�sido�financiado�por�los�proyectos�UNOV-07-MB-208� y�UNOV-08-RENOV-208.�Cristina�García-Hernández� agradece� al�MECD�la�concesión�de�un�contrato�predoctoral�FPU�du-rante�el�cual�se�escribió�este�estudio.

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El semipolje de La Estiva (Valle de Pineta, Pirineo oscense): origen, morfoestructura y procesos recientes en una depresión

kárstica compleja

The semi-polje of La Estiva (Pineta Valley, Huesca Pyrenees): origin, morphostructure and recent processes in a complex karst depression

A. Salazar1, M.P. Mata1, B. Valero Garcés2, M. Rico2, A. Moreno2, F.M. Rubio1 y P. Ibarra1

1 �Dpto.�Investigación�en�Recursos�Geológicos,�IGME,�La�Calera,�1,�28760�Tres�Cantos,�(Madrid).�[email protected],�[email protected],�[email protected],�[email protected]

2 �Dpto.� Procesos�Geoambientales� y�Cambio�Global.� Instituto� Pirenaico� de� Ecología,� CSIC.�Avda.�Montañana� 1005,�50059�(Zaragoza).�[email protected],�[email protected],�[email protected]

Resumen: La�Estiva�es�una�depresión�kárstica�localizada�en�las�proximidades�del�Parque�Nacional�de�Ordesa�y�Monte�Perdido�(PNOMP).�En�el�contexto�del�estudio�de�otros�registros,�y�con�el�fin�de�complementar�la�secuencia�paleoambiental�del�PNOMP,�se�ha�llevado�a�cabo�un�estudio�de�dicha�depresión�y�sus�sedimentos.�La�Estiva�está�situada�a�una�cota�de�2066�m�de�altitud,�en�la�margen�septentrional�del�valle�de�origen�glaciar�de�Pineta�(Pirineo�oscense).�La�depresión�es�un�semipolje�o�polje�marginal,�pero�de�origen�complejo,�puesto�que�también�han�intervenido�en�su�génesis�procesos�de�deslizamiento.�La�estructura�y�la�litología�determinan�una�fuerte�asimetría�entre� sus� laderas� y� condicionan� los� procesos� que� ocurren� en� ellas.� La� depresión� contiene� un�relleno�cuyo�espesor,�determinado�mediante�geofísica�y�sondeos�mecánicos,�supera�los�20�m.�En�su�parte�central,�este�relleno�está�compuesto�por�arcillas�y�limos�de�colores�oscuros,�que�presentan�algunas�pasadas�de�gravas�finas�de�clastos�pizarrosos,�y�que�en�pocos�metros�pasan�lateralmente�a�materiales�clásticos�gruesos.�Las�dataciones�de�restos�orgánicos�realizadas�mediante�radiocarbono�indican�que�todo�el�relleno�es�de�edad�Holoceno�(últimos�6�ka)�y�la�transición�entre�la�unidad�gruesa�aluvial�basal�y�la�más�fina�lacustre�superior�sucedió�en�torno�a�los�4�cal�ka�BP.�En�este�trabajo�se�discute�la�génesis�de�esta�depresión,�su�relación�con�las�morfologías�de�origen�glaciar�y�movimientos�del�terreno�(deslizamientos)�y�el�significado�paleoambiental�de�su�registro.

Palabras clave: deslizamiento,�glaciar,�Holoceno,�karst,�semipolje

Abstract: La Estiva is a complex karstic depression located near the Ordesa and Monte Perdido National Park (PNOMP). A comprehensive study of this depression, including the infilling, structure and sediments has been carried out in order to provide new data and complete the paleoenvironmental study of other records in the PNOMP. La Estiva is located at an altitude of 2066 m above sea level on the northern side of the glacial valley of Pineta (Huesca, Pyrenees). The depression is a semipolje or marginal polje, but with a complex origin, since landslides processes have been involved in its genesis. The geological structure and lithology are responsible of the


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INTRODUCCIÓN

La�Estiva�es�una�depresión�kárstica�situada�en�el�Geoparque�del�Sobrarbe�y�muy�próxima�al� Parque�Nacional� de�Ordesa� y�Monte� Per-dido� (PNOMP).�La� importancia�del�PNOMP�radica�en�su�patrimonio�geológico�y�biológico,�constituyendo� un� excepcional� ejemplo� a� ni-vel�mundial�de�paisaje�debido�a�los�procesos�glaciares�y�kársticos�sobre�materiales�calizos�y� con� una� disposición� estructural� particular,�lo�que�ha�favorecido�la�preservación�de�restos�glaciares� (Monte� Perdido),� y�morfologías� de�origen� glaciar� (Lago� de�Marboré,� paleo-lago�de�La�Larri,� etc.).�Mediante� la�utilización�de�técnicas� pluridisciplinares� se� pueden� valorar�y�cuantificar�los�cambios�paleoclimáticos,�re-construir�la�dinámica�glaciar�y�las�variaciones�en�el�balance�hídrico�en�zonas�de�alta�monta-ña,�de�suma�importancia�tanto�para�el�conoci-miento�de�las�variaciones�climáticas�recientes,�como� para� la� mejor� gestión� de� los� recursos�naturales� que� alberga� el� PNOMP.�El� estudio�de� la� depresión� de� La� Estiva� se� enmarca� en�el� contexto� de� una� investigación� del�Cuater-nario� reciente�que,�desde�esa�óptica�pluridis-ciplinar,� trata� de� establecer� un�modelo� de� la�evolución�paleoclimática�del�PNOMP�durante�el�Tardiglacial�y�Holoceno.�El�objetivo�último�es�proporcionar�respuestas�a�los�problemas�ac-tuales�que�el�Cambio�Global�tiene�planteados�a�la�comunidad�científica�(Valero�et al.,�2013).�

En�concreto,�se�ha�llevado�a�cabo�un�análisis�multidisciplinar�de�la�depresión�de�La�Estiva�y�sus�sedimentos,�en�el�contexto�del�estudio�de�otros�registros,�con�el�fin�de�complementar�la�secuencia�paleoambiental�del�PNOMP.

CONTEXTO REGIONAL

La�depresión� de�La�Estiva� se� localiza� en�la�ladera�norte�del�valle�de�Pineta,�en�el�maci-zo�de�La�Munia.�El�valle�de�Pineta�constituye�la�cabecera�del�río�Cinca,�cuyo�nacimiento�se�localiza�en�el�propio�lago�Helado�de�Marboré�(2500� m.s.n.m).� El� río� desciende� mediante�cascadas�y�saltos�1200�m�de�altura�para�alcan-zar�en�poco�más�de�3�km�de�recorrido�el�fon-do�del�valle�de�Pineta.�El�valle�de�Pineta�tiene�una�dirección�WNW�–�ESE�y�sigue�la�traza�de�un�plano�de�cabalgamiento�de�vergencia� sur,�que� separa� la� unidad� o� escama� tectónica� del�macizo�de�Monte�Perdido�de�la�del�manto�de�Gavarnie,� en� el� que� se� incluye� el�macizo� de�La�Munia.�El�macizo�de�la�Munia�forma�parte�de�la�denominada�Zona�Axial�Pirenaica,�cons-tituida� fundamentalmente� por� el� basamento�varisco� de� la� cadena,� siendo� sus� materiales�geológicos� metasedimentos� carbonatados� y�siliciclásticos�de�bajo�grado�de�metamorfismo�y�edad�Devónico,�así�como�granitoides�intru-sivos�en�su�extremo�oriental�y�un� tegumento�discordante,� constituido� por� carbonatos� del�Cretácico� superior,� que� solamente� aparece�

strong asymmetry between the slopes and control the depositional processes occurring in this depression. The sediment infilling thickness, determined by geophysical and boreholes, exceeds 20 m. At the central part, the lower half of the sequence is composed by fine gravels with shale clasts and some fine-grained sediments that change laterally towards gravels. The upper half of the sequence is dominated by dark-color clays and silts. The radiocarbon age model indicates that the deposit is Holocene (last 6 kyr) and the transition between the two units occurred 4 cal kyr BP. In this paper the genesis of this depression, its relationship with glacial morphologies and slope movements (landslides) and the paleoenvironmental significance of this sedimentary record are discussed.

Key words: glacial, Holocene, karst, landslide, semipolje.

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en�las�laderas�de�los�valles.�Su�estructura�está�constituida�por�una�elevación�del�basamento,�involucrado�junto�con�la�cobertera�mesozoica�en�los�cabalgamientos�alpinos�de�la�cadena�pi-renaica,�y�vergente�al�sur�(Barnolas�y�Pujalte,�2004;�Robador�et al.,�2010).

Las�acciones�glaciares�durante�el�Pleisto-ceno� fueron� importantes,� pues� el� glaciar� del�valle� de� Pineta� confluía� en� las� proximidades�de�la�localidad�de�Bielsa�con�el�de�La�Barro-sa,�constituyendo�el�sistema�glaciar�del�Cinca.�Aunque� la� máxima� extensión� alcanzada� por�este�sistema�glaciar�no�se�identifica�claramen-te,� existe� consenso� en� situarlo� en� los� alrede-dores� de� Salinas� de� Bielsa,� donde� Lewis� et al.� (2009)�han� identificado�y�datado�median-te�OSL�unos�depósitos� glaciares�y�fluviogla-ciares� cuya� edad� es� 64±11� ka�BP,� señalando�que�el�afloramiento�está�deformado�y�que�otra�muestra�proporcionó�una�edad�bastante�menor�(46±4� ka� BP),� lo� que� interpretaron� como� el�resultado�de�una�segunda�fase�de�empuje�del�hielo,�con�mezcla�de�depósitos.�Por�su�locali-zación�(1600�ms.n.m�y�435�m�sobre�el�fondo�del�valle�de�Pineta),�también�debe�relacionase�con�el�último�máximo�glaciar�local�la�amplia�morrena�lateral�izquierda�del�valle�de�Pineta,�en� los� llanos� de�Diera� (García�Ruiz� y�Martí�Bono,�2001).

La�morrena� lateral� que� cierra� el� valle� de�La�Larri,�a�1580�ms.n.m�y�300�m�sobre�el�fon-do�del�valle�de�Pineta,� junto�a� la�cual�se�han�descrito� sedimentos� lacustres� yuxtaglaciares�y�cuya�edad�abarca�desde�30-35�ka�BP,�hasta�11�ka�BP�(Salazar�et al.,�2013),�está�en�rela-ción� con� fases� glaciares� post-máximo;� como�también�lo�están�las�morrenas�situadas�al�pie�mismo�del�circo�de�Pineta,�localizadas�a�1400-1300�ms.n.m.� García-Ruiz� et al.� (2014)� han�puesto�de�manifiesto�que�el�circo�de�Marboré�quedó� libre� de� hielo� con� anterioridad� a� 14,6�ka�BP,�existiendo�allí�otro�importante�conjun-to�de�morrenas�relacionadas�con�los�glaciares�

de�Marboré�y�Monte�Perdido,� y� que� señalan�avances�importantes�del�hielo�en�el�Holoceno�medio,�asociado�al�Neoglacial�(5,1�ka�BP),�en�el�periodo�1,4�–�1,2�ka�y�durante� la�Pequeña�Edad�del�Hielo�y�retrocesos�durante�la�edad�de�Bronce-Hierro� y� la�Anomalía�Climática�Me-dieval.

MATERIALES Y MÉTODOS

Se�ha�levantado�una�cartografía�geomorfo-lógica�del�entorno�de� la�depresión�de�La�Es-tiva,�incluyendo�sus�principales�rasgos.�En�el�año�2010�se�recuperó�un�testigo�de�sedimento,�perforado� con� el� trípode� de� una� plataforma�UWITEC� anclado� directamente� sobre� el� te-rreno.�Se� llegó�hasta� los�14,50�m�de�profun-didad�(sondeo�ORD-ETV10-1A,�coordenadas�ETRS89-UTM31:�X�0263972,�Y�4728740,�Z�2069)�y�del�que�se�recuperó�un� total�de�6,37�m�de� testigo,�debido�a� la�gran�compactación�que�se�produjo�en�el�material.�En�el�año�2011�se�perforó�mediante�un�equipo�de�geotecnia�un�segundo� sondeo� (ORD-ETV11-1A)� a�unos�4�metros� del� anterior,� recuperándose� un� nuevo�testigo�de�23�m.

Los�sondeos�fueron�abiertos�longitudinal-mente,�y�se�realizó�una�descripción�sedimen-tológica� detallada.� Se� tomaron� imágenes� de�alta�resolución�con�la�cámara�digital�integrada�del�equipo�Core�Scanner�acoplado�al�Avaatech�XRF,� del� laboratorio� del� Departamento� de�Geología�Marina�de�la�Universidad�de�Barce-lona.�En�aquellas�secciones�con�pocas�gravas�en� las� que� fue� posible,� se� realizó� un� estudio�geoquímico� con� el� escáner� de� fluorescencia�Avaatech�cada�10�mm�a�10�kV�para�la�medida�de�Al,�Si,�P,�S,�Cl,�Ar,�K,�Ca,�Ti,�V,�Cr,�Mn�y�Fe,�y�a�30�kV�para�la�detección�de�Ni,�Cu,�Zn,�Ga,�Ge,�As,�Se,�Br,�Rb,�Sr,�Y,�Zr,�Nb,�Au,�Pb,�Th�y�U.�Se�han� realizado�dataciones�por�radiocarbono�(Tabla�1)�de�seis�muestras�proce-dentes�de�ambos�sondeos.�Las�medidas�fueron�realizadas�en�los�laboratorios�Beta�Analytic�y�

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Poznan.�Las�edades�radiocarbónicas�obtenidas�fueron�calibradas�mediante�el�programa�Calib�7.0�y�con�la�base�de�datos�de�calibración�Int-cal13.

Se� ha� realizado� un� perfil� de� tomografía�eléctrica�cuyos�objetivos�eran�definir� la�mor-fología�del�espacio�sedimentario�y�determinar�la�representatividad�de�los�sondeos�mecánicos.�La�morfología�de�la�depresión�obligó�a�hacer�el�perfil�de�modo�longitudinal�a�la�estructura;�lo�que�podía�representar�un�problema�eviden-te.�Se�utilizó�el�sistema�Lund�Imaging,� junto�con� el� resistivímetro� Terrameter� SAS4000,�de� la� casa� Abem.� Se� utilizó� un� dispositivo�simple�de�600�m�de� longitud,� centrado�en�el�punto� más� bajo� de� la� depresión,� desplazado�unos�pocos�metros�hacia�el�norte�con�respecto�a�los�sondeos.�Se�utilizó�un�espaciado�intere-lectródico�de�I5�m�y�esquemas�de�dispositivo�Schlumberger�y�Wenner.�El�programa�emplea-do�para�la�inversión�de�los�datos�de�campo�fue�el�RES2DINV�y�el�algoritmo�de�inversión�el�“robust�constrain”.

RASGOS GEOMORFOLÓGICOS GENERALES

La�depresión�kárstica�de�La�Estiva� (2069�ms.n.m)�está�situada�bajo�los�picos�Comodoto�y�Petramula�(Sierra�de�Espierba),�en�la�margen�septentrional� del� valle� de� Pineta� y� por� cuyo�fondo,�situado�800�m�por�debajo�de�la�depre-sión,�discurre�el� río�Cinca.�Es�una�depresión�alargada,� con� una� longitud� de� 1,2� km� y� una�anchura�máxima�diez�veces�menor�(0,12�km),�y� cuyo� eje� sigue� una� dirección�WNW-ESE,�paralela� al� valle�principal�de�Pineta� (Fig.� 1).�El�fondo�de�la�depresión,�que�tiene�una�mor-fología�ondulada,�se�sitúa�sobre�la�vertical�de�la�traza�del�contacto�entre�unas�pizarras�imper-meables�del�Devónico�superior�y�unas�calizas�grises�karstificadas�del�Cretácico�superior.�Se�trata�de�una�depresión�que�debe�ser�clasifica-da�como�un�semipolje�o�polje�marginal�(Field,�2002).�La�estructura�y�la�litología�determinan�

una�fuerte�asimetría�entre�las�laderas�de�la�de-presión�y� condicionan� los�procesos�que�ocu-rren�en�ellas.�Las�calizas�del�Cretácico�dibujan�una� cresta� homoclinal� (hog-back)� inclinada�al�sur,�que�a�modo�de�umbral�separa�la�depre-sión�del�valle�principal�y�da� lugar�a�un�talud�de�derrubios�de�extensión�variable.�Sobre�las�calizas� se� desarrolla� un� lapiaz� de� diaclasas�(kluftkarren)�y,�localmente,�de�pináculos�(spit-zkarren).� La� ladera� opuesta� contrasta� fuerte-mente�con�la�cresta,�pues�exhuma�la�superficie�del�contacto�entre�ambas� formaciones�y�a�su�pie�se�forman�pequeños�conos�de�deyección�y�lóbulos�de�solifluxión.

En�el�cierre�occidental�de� la�depresión�se�localiza�un�gran�deslizamiento�que�desciende�desde�el�pico�Sobrestivo.�Dicho�deslizamiento�consta� a� su� vez� de� dos� sectores� de�morfolo-gía� diferente.� El� sector� situado� hacia� el�NW�es�más� evidente� y� no� afecta� directamente� al�cierre� de� la� depresión� (García� Ruiz� y�Martí�Bono,�2001).�Por�el�contrario,�el�sector�SE�del�deslizamiento� resulta� menos� evidente,� pues�se� trata�de�un�deslizamiento�múltiple,�que�se�manifiesta� como� una� ladera� de� morfología�compleja,�con�multitud�de�escarpes�secunda-rios�y�pequeñas�depresiones�inter-escarpe,�este�sector�afecta�parcialmente�al�cierre�occidental�de� la� depresión.� La� continuación� oriental� de�la�depresión�es�un�pequeño�valle�de�carácter�subsecuente�u�ortoclinal�que�enlaza�con�la�de-presión�mediante�un�cono�aluvial.�

El�fondo�de�la�depresión�consta�de�dos�sec-tores.�El� sector� occidental�mide� unos� 750�m�de� longitud�y�se� localiza�entre�el�Collado�de�la�Plana�Fonda�(2155�m)�y�un�umbral�interior�de�la�depresión�(2077�m),� tiene�poco�más�de�50�m�de�anchura�y�muestra�una�morfología�de�valle�cerrado�con�un�fondo�irregularmente�on-dulado.�El�sector�oriental�mide�unos�500�m�de�longitud�y�120�m�de�ancho,�siendo�su�planta�la�de�un�ovalo�achatado.�Dada�la�elevada�altitud�a�la�que�se�localiza,�el�fondo�de�la�depresión�

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acumula�nieve�durante�los�meses�de�invierno,�y�su�zona�más�profunda�se�encharca�durante�el�deshielo�y�en�periodos�de�lluvia�intensa,�pero�drena�de�manera�relativamente�rápida�a�través�

de�las�pequeñas�dolinas�existentes�y�por�infil-tración,�por�lo�que�la�lámina�de�agua�es�tem-poral�y�de�apenas�unos�centímetros�(nivel�freá-tico�a�4,3�m�de�profundidad�en�julio�de�2010). XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

FIGURA 1. Esquema geomorfológico de La Estiva y su entorno

En la tomografía eléctrica realizada en el sector oriental de la depresión (Fig. 2) se aprecia claramente un substrato muy resistivo (>2000 ohm.m) en forma de cubeta y sobre el que descansan los sedimentos más conductores. Tanto las pizarras como las calizas secas están en consonancia con los valores encontrados para el substrato. Dentro de los sedimentos, pueden distinguirse unas facies centrales muy conductoras (50-100 ohm.m), centradas en la zona más baja y encharcada de la depresión, formada por lutitas con algunas alternancias de gravas, según los testigos obtenidos. Lateralmente la resistividad del sedimento aumenta a 150-300 ohm.m, lo que sugiere el paso muy rápido a facies de ambientes aluvial - coluvial, conformadas por gravas y arenas (Ibarra et al., 2014). Esta distribución de facies es la misma que se puede observar en superficie, por lo que se deduce que la estructura ha funcionado en el pasado de una manera muy similar a la actual. Un aspecto a destacar es que la geometría general del relleno, al menos en la zona central del dispositivo, donde la influencia de las laderas más resistivas es mínima, puede considerarse fiable y el substrato se localiza a unos 25 o 30 metros de profundidad, por lo que los testigos de los sondeos mecánicos pueden considerarse representativos del relleno.

FIGURA 2. Arriba: perfil geoeléctrico realizado en la depresión de La Estiva (según su eje mayor). Abajo: interpretación del perfil y ubicación aproximada del sondeo ORD-ETV11-1A.

EL RELLENO SEDIMENTARIO

La depresión contiene un relleno cuyo espesor supera los 20 m y que en su parte central está compuesto por arcillas y limos de colores oscuros, con intercalaciones de gravas finas compuestas por clastos

FIGURA�1. Esquema geomorfológico de La Estiva y su entorno

En� la� tomografía� eléctrica� realizada� en�el� sector� oriental� de� la� depresión� (Fig.� 2)� se�aprecia�claramente�un�substrato�muy�resistivo�(>2000� ohm.m)� en� forma� de� cubeta� y� sobre�el� que� descansan� los� sedimentos� más� con-ductores.�Tanto� las�pizarras� como� las� calizas�secas� están� en� consonancia� con� los� valores�encontrados� para� el� substrato.�Dentro� de� los�sedimentos,� pueden� distinguirse� unas� facies�centrales� muy� conductoras� (50-100� ohm.m),�centradas�en�la�zona�más�baja�y�encharcada�de�la�depresión,�formada�por�lutitas�con�algunas�alternancias�de�gravas,�según�los�testigos�ob-tenidos.�Lateralmente�la�resistividad�del�sedi-mento�aumenta�a�150-300�ohm.m,�lo�que�su-

giere�el�paso�muy�rápido�a�facies�de�ambientes�aluvial� -� coluvial,� conformadas� por� gravas� y�arenas�(Ibarra�et al.,�2014).�Esta�distribución�de�facies�es�la�misma�que�se�puede�observar�en�superficie,�por�lo�que�se�deduce�que�la�estruc-tura�ha�funcionado�en�el�pasado�de�una�manera�muy�similar�a�la�actual.�Un�aspecto�a�destacar�es�que�la�geometría�general�del�relleno,�al�me-nos�en�la�zona�central�del�dispositivo,�donde�la�influencia�de�las�laderas�más�resistivas�es�mí-nima,�puede�considerarse�fiable�y�el�substrato�se�localiza�a�unos�25�o�30�metros�de�profundi-dad,�por�lo�que�los�testigos�de�los�sondeos�me-cánicos� pueden� considerarse� representativos�del�relleno.

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FIGURA 1. Esquema geomorfológico de La Estiva y su entorno

En la tomografía eléctrica realizada en el sector oriental de la depresión (Fig. 2) se aprecia claramente un substrato muy resistivo (>2000 ohm.m) en forma de cubeta y sobre el que descansan los sedimentos más conductores. Tanto las pizarras como las calizas secas están en consonancia con los valores encontrados para el substrato. Dentro de los sedimentos, pueden distinguirse unas facies centrales muy conductoras (50-100 ohm.m), centradas en la zona más baja y encharcada de la depresión, formada por lutitas con algunas alternancias de gravas, según los testigos obtenidos. Lateralmente la resistividad del sedimento aumenta a 150-300 ohm.m, lo que sugiere el paso muy rápido a facies de ambientes aluvial - coluvial, conformadas por gravas y arenas (Ibarra et al., 2014). Esta distribución de facies es la misma que se puede observar en superficie, por lo que se deduce que la estructura ha funcionado en el pasado de una manera muy similar a la actual. Un aspecto a destacar es que la geometría general del relleno, al menos en la zona central del dispositivo, donde la influencia de las laderas más resistivas es mínima, puede considerarse fiable y el substrato se localiza a unos 25 o 30 metros de profundidad, por lo que los testigos de los sondeos mecánicos pueden considerarse representativos del relleno.

FIGURA 2. Arriba: perfil geoeléctrico realizado en la depresión de La Estiva (según su eje mayor). Abajo: interpretación del perfil y ubicación aproximada del sondeo ORD-ETV11-1A.


La depresión contiene un relleno cuyo espesor supera los 20 m y que en su parte central está compuesto por arcillas y limos de colores oscuros, con intercalaciones de gravas finas compuestas por clastos

FIGURA� 2. Arriba: perfil geoeléctrico realizado en la depresión de La Estiva (según su eje mayor). Abajo: in-terpretación del perfil y ubicación aproximada del sondeo ORD-ETV11-1A


La�depresión�contiene�un�relleno�cuyo�es-pesor�supera�los�20�m�y�que�en�su�parte�central�está�compuesto�por�arcillas�y�limos�de�colores�oscuros,� con� intercalaciones� de� gravas� finas�compuestas� por� clastos� angulosos� de� 0,5� cm�provenientes�del�material�pizarroso�devónico.�Las� dataciones� de� restos� orgánicos� con� 14C�AMS� indican�que� todo�el� relleno�es�de�edad�Holoceno�y�representa� los�últimos�5,6�cal�ka�(Tabla�1).�Con�la�única�excepción�de�la�mues-tra�datada�en�sedimento�total�(ETV10�1A-9U),�se�puede�afirmar�que�los�resultados�de�las�da-taciones�son�consistentes.�Estos�datos�cronoló-gicos�muestran�claramente�un�primer�periodo�con�tasas�de�sedimentación�relativamente�altas�(0,4�a�0,65�cm/año)�entre�5,6�ka�cal�BP,�en�la�base�del� sondeo,� y�3�ka� cal�BP�aproximada-mente,�y�un�segundo�periodo�en�el�que�la�tasa�de� sedimentación� disminuye� hasta� alcanzar�0,1�cm/año�durante�el�último�milenio.

En� la� columna� compuesta� resultante� de�los�dos�sondeos�(Fig.�3)�puede�diferenciarse�dos�tramos.�Un�tramo�basal�(23�-�14�m)�com-puesto�por�paquetes�de�gravas�de�medio�a�un�

metro�de�espesor�y�con�escasas�intercalacio-nes�de�arcillas,�de�carácter�más�aluvial,�cuya�edad�es�5,6�a�4�ka�cal�BP.�Un�tramo�superior,�desde�los�14�m,�donde�la�sedimentación�lutí-tica�de�ambiente�anegadizo�o�lacustre�somero�predomina�claramente�sobre�las�gravas.�


FIGURA 3. Columna compuesta de los sondeos ORD-ETV10-1A y ORD-ETV11-1A. Se indica la localización de las muestras datadas mediante radiocarbono.

AGRADECIMIENTOS

Trabajo enmarcado dentro del Proyecto financiado por el Organismo Autónomo Parques Nacionales: HORDA, Dinámica glacial, clima y vegetación en el Parque Nacional de Ordesa – Monte Perdido durante el Holoceno (ref: 83/2009).

REFERENCIAS

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Lewis, C.J., McDonald, E.V., Sancho, C., Peña, J.L., Rhodes, E.J., 2009. Climatic implications of correlated Upper Pleistocene glacial and fluvial deposits on the Cinca and Gállego Rivers (NE Spain) based on OSL dating and soil stratigraphy. Global and Planetary Change, 67, 141-152.

Oliva-Urcia B, Moreno A, Valero-Garcés, B.L., Mata, M.P., Grupo Horda. 2013. Magnetismo y cambios ambientales en registros terrestres: El lago de Marboré, Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (Huesca). Cuadernos de Investigación Geográfica, 39 (1), 117–140.

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FIGURA� 3.�Columna compuesta de los sondeos ORD-ETV10-1A y ORD-ETV11-1A. Se indica la localización de las muestras datadas mediante radiocarbono

Los�datos�de�composición�química�obte-nidos�para�el�tramo�superior,�aunque�discon-tinuos,�son�coherentes�con�el�predominio�de�una�sedimentación�arcillosa,�con�claras�varia-ciones�en� los�contenidos�de�carbonatos,�que�podrían� identificar� cambios� en� los� procesos�de�relleno�de�la�cubeta�durante�este�periodo.�Existe�un�claro�aumento�de�la�relación�Ca/Sr�que�identifica�una�fase,�entre�hace�3�ka�y�3,6�ka�cal�BP�(7-8�m�de�profundidad),�con�un�ma-yor�contenido�en�Ca,�que�sugiere�una�mayor�precipitación� de� carbonatos� en� un� ambiente�lacustre,�que�coinciden�con�un�cambio�en�la�granulometría�de�los�sedimentos�(relación�Zr/Rb),�y�en�las�condiciones�redox�(valores�muy�bajos�en�la�relación�Fe/Mn).�Por�el�contrario,�el�tipo�de�facies�limosas�de�color�rojizo�y�ocre�

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en�los�3�m�superiores�del�sondeo,�con�grandes�variaciones�en�las�relaciones�Fe/Mn,�nos�ha-cen�suponer�un�comportamiento�del�sistema�

bajo�una� lámina�de� agua�muy� escasa,� espo-rádica�y�posiblemente�de�carácter�estacional,�muy�similar�a�las�actuales.

Muestra Prof. m Ref. laboratorio Tipo material Edad 14C BP 1 σ cal BP 2 σ cal BP Calibración

ETV10-1A-2U,�39-40 1,3 Beta-311336 Carboncillo 1350�±�30 1272-1300 1186-1312 INTCAL13ETV10-1A-5U,�5-6 4,4 Beta-311334 Restos�vegetales 2450�±�30 2380-2695 2360-�2703- INTCAL13ETV10-1A-7U,�62-63 7,5 Beta-311335 Restos�vegetales 2950�±�30 3068-3162 3001-3207 INTCAL13ETV10�1A-9U 12,5 Poz-37965 Sedimento�total 5860�±�40 6645-6731 6562-6778 INTCAL13ETV11-1A-29T,�45-46 15,5 Beta-311337 Restos�vegetales 3880�±�30 4257-4403 4184-4416 INTCAL13ETV11-1A-39T,�50-51 21,2 Beta-311338 Restos�vegetales 4950�±�30 5623-5716 5606-5733 INTCAL13

TABLA�I.�Edad radiocarbónica de las muestras de los sondeos realizados en La Estiva e intervalos de edades calibradas


La�depresión�de�La�Estiva�tiene�un�origen�complejo,�posiblemente�ocupa�un�antiguo�va-lle� de� erosión� fluvial,� afluente� del� barranco�de� los� Sacos,� y� cuyo� drenaje� fue� obturado,�al� menos� parcialmente,� por� un� deslizamien-to,�habiendo�funcionado�como�una�depresión�kárstica�tan�solo�durante�los�últimos�6�ka.�No�existe� una� relación� temporal� evidente� entre�el�deslizamiento�y�la�retirada�de�los�hielos�en�el�valle�principal,�pues�en�Pineta�ya�se�había�producido� un� deshielo� importante� con� ante-rioridad�a�35�ka�cal�BP�(Salazar�et al.,�2013).�El� relleno� de� la� depresión� se� inicia� (5,6� –� 4�ka� cal� BP)� con� una� etapa� de� sedimentación�grosera,� de� ambiente� aluvial� –� coluvial,� con�escasas� intercalaciones� de� facies� lutíticas,� y�una� tasa�de� sedimentación� alta.�Este�periodo�se�corresponde�con�el�inicio�del�periodo�Neo-glaciar,�que�en�los�vecinos�circos�de�Marboré�y� de� Tromuse� (Francia)� produjo� un� avance�importante�de�los�sistemas�glaciares�(Gellatly�et al.,�1992;�García-Ruíz�et al.,�2014),�y�que�en�el� lago�Marboré�está�caracterizado�por�un�aumento�en�la�concentración�de�los�minerales�magnéticos,�un�descenso�en�el�carbono�orgá-nico� total� y� de� carbonatos� detríticos,� que� se�interpretan�como�una�respuesta�al�incremento�

de� la� aridez� (Valero�et al.,� 2013�Oliva-Urcia�et al.,�2013).�Posteriormente,�y�hasta�hace�2,5�ka�cal�BP,�la�sedimentación�mantuvo�una�tasa�relativamente� alta,� pero� se� hizo�más� lutítica,�incluso�con�algún�tramo�de�carácter�claramen-te�lacustre.�Este�periodo�se�correspondería�con�una� retirada� importante� del� hielo� en� el� circo�de�Marboré�(García�Ruíz�et al.,�2014).�Lo�que�en�conjunto�indicaría�una�etapa�más�húmeda�y�cálida.�A�partir�de�ese�momento�(2,5�ka�BP),�la�sedimentación�continuó�siendo�lutítica,�pero�en�facies�que�indicarían�encharcamiento�endo-rreico� temporal,�no� lacustre,� similar�a� lo�que�sucede�en� la�actualidad,�y�con� tasas�de� sedi-mentación�decrecientes.

AGRADECIMIENTOS

Trabajo� enmarcado� dentro� del� Proyecto�financiado� por� el�Organismo�Autónomo�Par-ques�Nacionales:�HORDA,�Dinámica�glacial,�clima�y�vegetación�en�el�Parque�Nacional�de�Ordesa�–�Monte�Perdido�durante�el�Holoceno�(ref:�83/2009).

REFERENCIAS

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Aplicación de la tomografía eléctrica de resistividades (ERT) a la investigación de dolinas en el karst evaporítico del Valle

del Fluvià (NE de España)

The application of electrical resistivity tomography (ERT) to investigate sinkholes in the evaporite karst of the Fluvià Valley (NE of Spain)

M. Zarroca1, R. Linares1, C. Roqué2, I. Fabregat3, F. Gutiérrez3, D. Carbonel3 y J. Guerrero3

1 �Dpto.� de�Geología,�Universidad�Autónoma� de�Barcelona,� Campus�UAB� s/n,� 08193�Bellaterra� (Barcelona).�[email protected]

2 �Àrea�de�Geodinàmica�Externa�i�Geodinàmica,�Universitat�de�Girona,�Campus�Montilivi,�17071�Girona�(España)3 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�C/�Pedro�Cerbuna,�12,�50009�Zaragoza�(Zaragoza)

Resumen: La� subsidencia� relacionada� con� la� disolución� de� evaporitas� ha� jugado� un� papel�importante�en�la�evolución�morfo-sedimentaria�del�tramo�medio�del�valle�del�Río�Fluvià�y�sus�inmediaciones�(NE�de�España).�La�karstificación�de�diversas�unidades�evaporíticas�eocenas�ha�dado�lugar�a�deformaciones�y�engrosamientos�en�los�depósitos�Plio-cuaternarios�suprayacentes�y�la�generación�de�centenares�de�dolinas,�incluyendo�el�Lago�de�Banyoles,�uno�de�los�sistemas�lacustres�de�origen�kárstico�más�importantes�de�España.�Dichas�dolinas�tienen�un�especial�interés�aplicado,� tanto� por� los� daños� relacionados� con� el� proceso� de� subsidencia� (Besalú,� Sales� de�Llierca),�como�por�su�influencia�en�la�vulnerabilidad�de�los�acuíferos�frente�a�la�contaminación.�En� esta� comunicación� se� presenta� un� ejemplo� de� la� aplicación� de� la� tomografía� eléctrica� de�resistividades�(ERT)�al�estudio�de�una�dolina�de�400�m�de�diámetro,�localizada�en�el�Pla�de�Usall�al�noreste�de�la�población�de�Serinyà.�En�dicho�lugar,�la�unidad�evaporítica�eocena�se�encuentra�a�una�profundidad�del�orden�de�50�m,�recubierta�por�sedimentos�aluviales�y�depósitos�de�tobas�del� sistema�fluvio-lacustre�Plio-cuaternario�de�Banyoles-Besalú.�Las� imágenes�de� resistividad�obtenidas�han�permitido�modelizar�la�configuración�del�subsuelo�hasta�una�profundidad�de�150�m.�Mediante�su�interpretación�ha�sido�posible�estimar�la�extensión�y�geometría�de�las�estructuras�de�deformación,�así�como�inferir�el�patrón�de�circulación�de�las�aguas�subterráneas�que�podría�haber� gobernado� la� evolución� de� la� dolina.� La� información� geomorfológica,� estratigráfica� e�hidrogeológica� recabada�ha�permitido�calibrar� los�datos�geofísicos�y�concluir�que� la�descarga�puntual�de�las�aguas�subterráneas�del�flujo�regional,�controlada�por�el�sistema�de�fallas,�podría�haber� jugado� un� papel� determinante� en� los� procesos� de� karstificación� y� subsidencia.� Los�resultados�también�ponen�de�manifiesto�como�la�técnica�no�invasiva�de�la�ERT�puede�resultar�una�herramienta�muy�útil�para�la�caracterización�de�dolinas�en�áreas�de�karst�subyacente.

Palabras clave: dolina,�karst�evaporítico�cubierto,�tomografía�eléctrica�de�resistividades�(ERT),�Valle�del�Fluvià.


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INTRODUCCIÓN

La�subsidencia�relacionada�con�la�disolu-ción�de�evaporitas�ha�jugado�un�papel�impor-tante�en�la�evolución�morfo-sedimentaria�del�tramo�medio� de�Valle� del� Río� Fluvià� y� zo-nas� aledañas� (Girona,� Catalunya,� NE� Espa-ña).�La�karstificación�subyacente�de�diversas�unidades�evaporíticas�eocenas�(Formaciones�Serrat,�Vallfogona,�Beuda�y�Besalú)�ha�dado�lugar� a� deformaciones� y� engrosamientos� en�los�depósitos�Plio-cuaternarios�suprayacentes�(terrazas,� glacis,� tobas� lacustres)� y� la� gene-ración� de� centenares� de� dolinas� (Gutiérrez�et al.,� en� revisión),� incluyendo� el� Lago� de�Banyoles,� uno� de� los� sistemas� lacustres� de�origen� kárstico�más� importantes� de�España.�Dichas� dolinas� poseen� un� especial� interés�aplicado,� tanto� por� los� daños� relacionados�con�el�proceso�de�subsidencia�(Besalú,�Sales�de�Llierca,�Tortellà),�como�por�su�influencia�en�la�vulnerabilidad�de�los�acuíferos�frente�a�

la�contaminación.�El�hecho�de�que�la�zona�de�estudio�se�encuentre�asociada�a�límite�entre�el�sector�surpirenaico�oriental�(Manto�del�Cadí)�y� la�cuenca�cenozoica�de�antepaís�del�Ebro,�determina� un� contexto� estratigráfico-estruc-tural�de�especial�complejidad,�además�de�con�condiciones� de� afloramiento�muy� limitadas.�Como�consecuencia,�la�cartografía�de�las�uni-dades�evaporíticas�afectadas�por�deformacio-nes� tectónicas� y� gravitacionales,� y� general-mente� cubiertas� por� depósitos� superficiales,�resulta�especialmente�dificultosa.�

En�esta�comunicación�se�presenta�un�ejem-plo� de� investigación� mediante� tomografía�eléctrica�de�resistividades�(ERT)�de�una�dolina�de�400�m�diámetro,� localizada�en�el�extremo�norte�del�Pla�de�Usall,�al�noreste�de�la�pobla-ción�de�Serinyà�(Figs.�1�y�2).�En�dicho�lugar,�la�unidad�evaporítica�se�encuentra�a�una�profun-didad�del�orden�de�50�m,�recubierta�por�sedi-mentos�aluviales�y�depósitos�de�tobas�relacio-

Abstract: Subsidence related to the dissolution of evaporites has played a key role on the morpho-sedimentary evolution of the middle Fluvià Valley and surrounding areas (NE of Spain). Karstification of various Eocene evaporite units has resulted in the development of deformations and thickenings affecting the overlaying Plio-Quaternary deposits, as well as hundreds of sinkholes including the Banyoles Lake, one of the most important karstic lakes in Spain. These sinkholes are of special applied interest due to the damage related to the subsidence phenomenon (Besalú, Sales de Llierca) and their influence on the vulnerability of aquifers to contamination. Here we show an example of the application of electrical resistivity tomography (ERT) to the investigation of a sinkhole 400 m across, located in the Usall platform NE of Serinyà village. The evaporite bedrock is located at ca. 50 m depth, overlain by alluvial sediments and calcareous tufa deposits related to the Plio-Quaternary Banyoles-Besalú fluvio-lacustrine system. The resistivity images capture the subsurface architecture to a depth of 150 m. The images allow estimating the extent and geometry of the deformation structures and inferring the groundwater flow pattern that could have governed the sinkhole evolution. The acquired geomorphological, stratigraphic and hydrogeological information helped us in constraining the geophysical data, leading to the interpretation that focused groundwater discharge of a regional flow controlled by the fault system, could have controlled the karstification and subsidence processes. Our results also illustrate the capabilities of the non-invasive ERT technique for the characterization of sinkholes in subjacent karst areas.

Key words: Covered evaporite karst, electrical resistivity tomography, Fluvià Valley, sinkhole.

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nados�con�el�sistema�lacustre�Plio-cuaternario�Banyoles-Besalú�y�que�actúan�como�caprock.�El� principal� objetivo� de� la� investigación� es�evaluar�el�potencial�de�la�ERT�para�identificar�y�caracterizar�la�estructura�interna�de�la�doli-na� (unidades� estratigráficas� y� estructuras� de�deformación),� así� como�determinar� el� patrón�de� circulación�de� las� aguas� subterráneas� que�podría� haber� gobernado� la� evolución� de� los�procesos�de�karstificación�y�subsidencia.�

SITUACIÓN GEOLÓGICA

El�tramo�medio�del�Valle�del�Río�Fluvià�se�enmarca� en� un� contexto� geológico� complejo�(Gutiérrez�et al.,� en� revisión),�que�condiciona�en�gran�medida� los�procesos�hidro-geomorfo-lógicos�en�la�zona�(Fig.�1).�En�concreto,�Serin-yà�se�encuentra�en�el�extremo�nororiental�de�la�unidad�estructural�de�la�Cuenca�Cenozoica�de�Antepaís�del�Ebro,�al�sur�del�Cabalgamiento�de�Vallfogona�(límite�sur�de�la�lámina�cabalgante�del�Cadí)�y�al�oeste�de�la�Falla�de�Camós-Celrà,�que�limita�la�Cuenca�Neógena�del�Empordà.�


INTRODUCCIÓN

La subsidencia relacionada con la disolución de evaporitas ha jugado un papel importante en la evolución morfo-sedimentaria del tramo medio de Valle del Río Fluvià y zonas aledañas (Girona, Catalunya, NE España). La karstificación subyacente de diversas unidades evaporíticas eocenas (Formaciones Serrat, Vallfogona, Beuda y Besalú) ha dado lugar a deformaciones y engrosamientos en los depósitos Plio-cuaternarios suprayacentes (terrazas, glacis, tobas lacustres) y la generación de centenares de dolinas (Gutiérrez et al., en revisión), incluyendo el Lago de Banyoles, uno de los sistemas lacustres de origen kárstico más importantes de España. Dichas dolinas poseen un especial interés aplicado, tanto por los daños relacionados con el proceso de subsidencia (Besalú, Sales de Llierca, Tortellà), como por su influencia en la vulnerabilidad de los acuíferos frente a la contaminación. El hecho de que la zona de estudio se encuentre asociada a límite entre el sector surpirenaico oriental (Manto del Cadí) y la cuenca cenozoica de antepaís del Ebro, determina un contexto estratigráfico-estructural de especial complejidad, además de con condiciones de afloramiento muy limitadas. Como consecuencia, la cartografía de las unidades evaporíticas afectadas por deformaciones tectónicas y gravitacionales, y generalmente cubiertas por depósitos superficiales, resulta especialmente dificultosa.

En esta comunicación se presenta un ejemplo de investigación mediante tomografía eléctrica de resistividades (ERT) de una dolina de 400 m diámetro, localizada en el extremo norte del Pla de Usall, al noreste de la población de Serinyà (Figs. 1 y 2). En dicho lugar, la unidad evaporítica se encuentra a una profundidad del orden de 50 m, recubierta por sedimentos aluviales y depósitos de tobas relacionados con el sistema lacustre Plio-cuaternario Banyoles-Besalú y que actúan como caprock. El principal objetivo de la investigación es evaluar el potencial de la ERT para identificar y caracterizar la estructura interna de la dolina (unidades estratigráficas y estructuras de deformación), así como determinar el patrón de circulación de las aguas subterráneas que podría haber gobernado la evolución de los procesos de karstificación y subsidencia.

SITUACIÓN GEOLÓGICA

El tramo medio del Valle del Río Fluvià se enmarca en un contexto geológico complejo (Gutiérrez et al., en revisión), que condiciona en gran medida los procesos hidro-geomorfológicos en la zona (Fig. 1). En

concreto, Serinyà se encuentra en el extremo nororiental de la unidad estructural de la Cuenca Cenozoica de Antepaís del Ebro, al sur del Cabalgamiento de Vallfogona (límite sur de la lámina cabalgante del Cadí) y al oeste de la Falla de Camós-Celrà, que limita la Cuenca Neógena del Empordà.

FIGURA 1. Contexto geológico de la zona investigada (Serinyà, NE de España), en el que se muestran las principales unidades estructurales.

El sustrato se encuentra constituido por una potente serie eocena que incluye diversas unidades evaporíticas (Serrat, Vallfogona, Beuda y Besalú) intercaladas entre niveles de lutitas, areniscas, calizas y brechas calizas (Puigdefábregas et al., 1986; Vergés et al., 1995; Carrillo et al., 2014; Gutiérrez et al., en revisión). El sondeo de petróleo Serrat-1, localizado a 35 km al oeste de Serinyà, atravesó 1.500 m de facies evaporíticas correspondientes a las unidades inferiores, de las cuales 250 m correspondían a halita (Carrillo, 2009). El sondeo Vallfogona-1, a 10 km al oeste del anterior, también atravesó niveles de halita a 400 m de profundidad (Lanaja et al., 1985). Bajo las unidades evaporíticas se encuentra una unidad de calizas bioclásticas (Formación Armàncies-Penya) (Puigdefábregas et al., 1986) de 90-165 m de potencia y que constituye una unidad acuífera kárstica de gran productividad (Sanz, 1981). Cabe señalar que la particular estructura del sustrato, condicionada por la presencia de cabalgamiento, favorece la repetición de las series evaporíticas, lo que se traduce en espesores que localmente pueden ser anómalamente elevados (Carrillo et al., 2014). Por otra parte, dicha estructura también favorece las descargas de aguas subterráneas

FIGURA� 1.�Contexto geológico de la zona investigada (Serinyà, NE de España), en el que se muestran las prin-cipales unidades estructurales

El� sustrato� se� encuentra� constituido� por�una�potente�serie�eocena�que�incluye�diversas�unidades� evaporíticas� (Serrat,� Vallfogona,�Beuda� y� Besalú)� intercaladas� entre� niveles�de�lutitas,�areniscas,�calizas�y�brechas�calizas�(Puigdefábregas� et al.,� 1986;� Vergés� et al.,�1995;�Carrillo�et al.,� 2014;�Gutiérrez�et al.,�en�revisión).�El�sondeo�de�petróleo�Serrat-1,�localizado�a�35�km�al�oeste�de�Serinyà,�atra-vesó� 1.500�m� de� facies� evaporíticas� corres-pondientes� a� las� unidades� inferiores,� de� las�cuales�250�m�correspondían� a�halita� (Carri-llo,�2009).�El�sondeo�Vallfogona-1,�a�10�km�al�oeste�del�anterior,�también�atravesó�niveles�de�halita�a�400�m�de�profundidad�(Lanaja�et al.,�1985).�Bajo�las�unidades�evaporíticas�se�encuentra�una�unidad�de�calizas�bioclásticas�(Formación�Armàncies-Penya)�(Puigdefábre-gas�et al.,�1986)�de�90-165�m�de�potencia�y�que� constituye� una� unidad� acuífera� kárstica�de� gran� productividad� (Sanz,� 1981).� Cabe�señalar� que� la� particular� estructura� del� sus-trato,�condicionada�por�la�presencia�de�cabal-gamiento,�favorece�la�repetición�de�las�series�evaporíticas,� lo�que� se� traduce�en�espesores�que� localmente� pueden� ser� anómalamen-te� elevados� (Carrillo� et al.,� 2014).� Por� otra�parte,� dicha� estructura� también� favorece� las�descargas�de�aguas�subterráneas�de�los�acuí-feros� profundos,� controladas� por� el� sistema�de�fracturación.�

La� cobertera� Plio-cuaternaria� presen-ta� como� unidades� morfo-estratigráficas� más�significativas� los� depósitos� de� tobas� (Calizas�de�Usall)� relacionados� con� el� sistema� lacus-tre�Banyoles-Besalú,�que�llegó�a�ocupar�unos�90� km2� (Julià-Brugués,� 1977;� Canals� et al.,�1990).�Las�facies�tobáceas�se�encuentran�a�su�vez�intercaladas�entre�los�depósitos�aluviales.�En�particular�en�los�niveles�de�terraza�T2,�T3�y�T4�(Fig.�2).�

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de los acuíferos profundos, controladas por el sistema de fracturación.

La cobertera Plio-cuaternaria presenta como unidades morfo-estratigráficas más significativas los depósitos de tobas (Calizas de Usall) relacionados con el sistema lacustre Banyoles-Besalú, que llegó a ocupar unos 90 km2 (Julià-Brugués, 1977; Canals et al., 1990). Las facies tobáceas se encuentran a su vez intercaladas entre los depósitos aluviales. En particular en los niveles de terraza T2, T3 y T4 (Fig. 2).

FIGURA 2. Esquema geomorfológico del sector de Serinyà y localización del perfil de tomografía eléctrica de resistividades (ERT). Vista oblicua de la dolina investigada (la flecha indica el norte). MÉTODOS

La ERT es una técnica geoeléctrica en corriente continua que permite determinar la distribución de las resistividades en el subsuelo por medio de sistemas multielectródicos (Griffiths y Barker, 1993). El uso de dichos sistemas permite la adquisición de imágenes de resistividad con una resolución (densidad de datos)

muy superior a la obtenida mediante los clásicos sondeos eléctricos verticales y calicatas eléctricas.

La resistividad es una propiedad que puede variar varios órdenes de magnitud en función de la porosidad, estado de humedad e hidroquímica del fluido que ocupa los poros. Por ese motivo, resulta especialmente apropiada para la investigación de dolinas, ya que permite diferenciar entre las unidades evaporíticas y otras litologías suprayacentes, así como identificar rellenos de dolina y zonas de fractura que puedan estar ocupadas por fluidos o sedimentos, habitualmente caracterizados por resistividades muy contrastadas (e.g. Carbonel et al., 2014, 2015).

Las imágenes de resistividad se adquirieron sobre un mismo perfil localizado al noroeste de Serinyà (Fig. 2). El centro del perfil se implantó en el área deprimida correspondiente a una dolina de unos 400 m de diámetro, abierta en su extremo norte y drenada por un barranco en dirección al Río Ser. El equipo utilizado fue un sistema Lund Imaging (ABEM SE) de 64 electrodos espaciados 10 y 20 m, lo que permitió modelizar el subsuelo hasta una profundidad de unos 150 m. El registro de las resistividades aparentes se realizó de acuerdo a los dispositivos Wenner-Schlumberger (WS) y Dipolo-Dipolo (DDP). Las pseudosecciones obtenidas se procesaron mediante el software EarthImager2D (Advanced Geosciences, Inc), que permite solucionar la inversión mediante cálculo numérico por elementos finitos (inversión Occam) (Constable et al., 1987). Además se generó una imagen híbrida integrando los datos registrados mediante WS y DDP, antes de realizar inversión. Cabe señalar que las imágenes de resistividad pueden mostrar ciertas diferencias en función del dispositivo utilizado para el registro (Dahlin y Zhou, 2004). En general, DDP permite registrar una mayor cantidad de datos por perfil, ofreciendo una mayor resolución. El dispositivo WS, por su parte, muestra una mejor relación señal-ruido, permitiendo la adquisición de perfiles a mayor profundidad. Por este motivo, la comparación de las distintas imágenes permite obtener una mayor información respecto a la configuración del subsuelo.


Las imágenes obtenidas permiten diferenciar dos dominios con un patrón de resistividades distinto (Fig. 3): un dominio central asociado al fondo de la depresión (entre las distancias 200 y +180 m) caracterizado por una distribución de resistividades muy heterogénea que contrasta con los extremos del perfil, donde se observan niveles con una cierta continuidad lateral. Dicha continuidad es más evidente

FIGURA�2.�Esquema geomorfológico del sector de Serin-yà y localización del perfil de tomografía eléctrica de re-sistividades (ERT). Vista oblicua de la dolina investigada (la flecha indica el norte)

MÉTODOS

La� ERT� es� una� técnica� geoeléctrica� en�corriente� continua�que�permite� determinar� la�distribución� de� las� resistividades� en� el� sub-suelo�por�medio�de�sistemas�multielectródicos�(Griffiths� y� Barker,� 1993).� El� uso� de� dichos�sistemas� permite� la� adquisición� de� imágenes�de� resistividad� con� una� resolución� (densidad�de�datos)�muy�superior�a�la�obtenida�mediante�los�clásicos�sondeos�eléctricos�verticales�y�ca-licatas�eléctricas.

La�resistividad�es�una�propiedad�que�puede�variar�varios�órdenes�de�magnitud�en�función�de�la�porosidad,�estado�de�humedad�e�hidroquímica�del�fluido�que�ocupa�los�poros.�Por�ese�motivo,�resulta� especialmente� apropiada� para� la� inves-

tigación�de�dolinas,�ya�que�permite�diferenciar�entre�las�unidades�evaporíticas�y�otras�litologías�suprayacentes,� así� como� identificar� rellenos�de�dolina�y�zonas�de�fractura�que�puedan�estar�ocu-padas� por� fluidos� o� sedimentos,� habitualmente�caracterizados�por�resistividades�muy�contrasta-das�(e.g.�Carbonel�et al.,�2014,�2015).�

Las�imágenes�de�resistividad�se�adquirieron�sobre� un� mismo� perfil� localizado� al� noroeste�de�Serinyà�(Fig.�2).�El�centro�del�perfil�se�im-plantó�en�el�área�deprimida�correspondiente�a�una�dolina�de�unos�400�m�de�diámetro,�abierta�en�su�extremo�norte�y�drenada�por�un�barran-co� en� dirección� al�Río�Ser.�El� equipo� utiliza-do�fue�un�sistema�Lund�Imaging�(ABEM�SE)�de�64�electrodos�espaciados�10�y�20�m,�lo�que�permitió�modelizar�el�subsuelo�hasta�una�pro-fundidad�de�unos�150�m.�El�registro�de�las�re-sistividades� aparentes� se� realizó� de� acuerdo� a�los� dispositivos� Wenner-Schlumberger� (WS)�y�Dipolo-Dipolo�(DDP).�Las�pseudosecciones�obtenidas� se� procesaron�mediante� el� software�EarthImager2D� (Advanced�Geosciences,� Inc),�que� permite� solucionar� la� inversión�mediante�cálculo�numérico�por�elementos�finitos�(inver-sión�Occam)�(Constable�et al.,�1987).�Además�se� generó� una� imagen� híbrida� integrando� los�datos�registrados�mediante�WS�y�DDP,�antes�de�realizar�inversión.�Cabe�señalar�que�las�imáge-nes�de�resistividad�pueden�mostrar�ciertas�dife-rencias�en�función�del�dispositivo�utilizado�para�el�registro�(Dahlin�y�Zhou,�2004).�En�general,�DDP�permite� registrar�una�mayor�cantidad�de�datos�por�perfil,�ofreciendo�una�mayor�resolu-ción.�El�dispositivo�WS,�por�su�parte,�muestra�una�mejor�relación�señal-ruido,�permitiendo�la�adquisición� de� perfiles� a� mayor� profundidad.�Por�este�motivo,�la�comparación�de�las�distintas�imágenes�permite�obtener�una�mayor�informa-ción�respecto�a�la�configuración�del�subsuelo.�


Las�imágenes�obtenidas�permiten�diferen-ciar� dos� dominios� con� un� patrón� de� resisti-

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vidades� distinto� (Fig.� 3):� un� dominio� central�asociado� al� fondo� de� la� depresión� (entre� las�distancias� -200� y�+180�m)� caracterizado� por�una�distribución�de�resistividades�muy�hetero-génea�que�contrasta�con�los�extremos�del�per-fil,�donde�se�observan�niveles�con�una�cierta�continuidad�lateral.�Dicha�continuidad�es�más�evidente�en�las�imágenes�de�mayor�resolución�DDP� (Fig.� 3b)� y�WS+DDP� (Fig.� 3c),� donde�se�manifiesta� como�una� alternancia� de� capas�de� resistividad� alta� (>400� Ohm·m)� y� media�(50-200�Ohm·m).�En�el�sector�central,�en�su-perficie�la�resistividad�es�alta�(>400�Ohm·m),�mientras�que�en�profundidad�la�resistividad�es�notablemente�inferior�(<50�Ohm·m).�Las�imá-genes�también�muestran�anomalías�de�resisti-vidad,�especialmente�en�los�sectores�central�y�oeste�donde�son�evidentes�numerosos�artefac-tos�de�inversión.�

Cabe�señalar�que�para�la�interpretación�del�modelo�geofísico� en� términos�geológicos� re-sulta� indispensable� disponer� de� información�geomorfológica,�estratigráfica�e�hidrogeológi-ca�a�una�escala�apropiada.�Un�déficit�en�este�sentido� conduce� a�menudo� a� una� interpreta-ción� incorrecta� de� las� imágenes� de� resistivi-dad.�Los�afloramientos�en�el�lugar�investigado�permitieron� identificar� las� principales� unida-des� litológicas.� Las� capas� más� superficiales�corresponden�a�las�unidades�de�tobas�con�una�elevada�porosidad�del�sistema�Banyoles-Besa-lú,�caracterizadas�por�una�elevada�resistividad,�especialmente� la� unidad� inferior� (Calizas� de�Usall).�Los�depósitos�aluviales�infrayacentes,�compuestos�por�gravas�en�matriz� arcillo-are-nosa,�presentan�una�resistividad�algo�inferior,�dado�su�mayor�contenido�en�matriz�fina.�Bajo�la�cobertera�Plio-cuaternaria,�que�puede�alcan-zar� los�50�m,� se� localiza�el� sustrato�evaporí-tico,�compuesto�por�una�alternancia�de�yesos�masivos� (resistividad� media-alta)� y� lutitas�(resistividad�baja),�que�podrían�estar�deforma-dos.�El�registro�de�perforación�de�un�pozo�de�captación� de� aguas,� localizado� a� escasa� dis-

tancia�del�perfil� (Fig.�2),� señala�que�el� techo�del� sustrato� evaporítico� está� a� unos�50�m�de�profundidad�(cota�de�140�m�s.n.m.)�y�que�este,�en� sus� primeros� tramos,� está� constituido� por�yesos,� probablemente� correspondientes� a� la�Fm�Beuda�(Carrillo�et al.,�2014).�La�secuencia�estratigráfica� descrita� se� observa� con� mayor�claridad�en�el�sector�este�del�perfil�y�es�mucho�menos�evidente�en�el�sector�oeste,�debido�a�los�artefactos�de�inversión.�

La�continuidad�lateral�de�las�unidades�se�ve�truncada�en�el�sector�central,�confirmando�que�el�área�deprimida�corresponde�a� la�expresión�geomorfológica� de� una� dolina.� La� estructura�de�subsidencia�podría�extenderse�hasta�más�de�100�m�de�profundidad.�La�capa�superficial�pa-rece�corresponder�a�un�relleno�detrítico�y�a�una�brecha�de�colapso�de�la�cobertera�Plio-cuater-naria.� Dicha� cobertera,� debido� a� que� se� en-cuentra�parcialmente�cementada,�pudo�actuar�de� caprock� (unidad� rocosa� no� soluble)� favo-reciendo�el�proceso�de�colapso�en�un�contexto�de�karst�interestrato.�El�aspecto�masivo�de�los�materiales� bajo� la� brecha� lleva� a� pensar� que�probablemente�se�trate�también�de�un�residuo�kárstico� (yesos� muy� deformados� con� alguna�inclusión� de� los� materiales� de� cobertera)� de�potencia�decamétrica�e�incluso�una�brecha�ye-sífera�con�un�alto�contenido�en�matriz�arcillo-sa.�No�obstante,�la�baja�resistividad�registrada�mediante� la� ERT� en� el� sector� central� parece�responder�a�la�presencia�de�agua�subterránea.�Esto� es�más� evidente� en� la� imagen� obtenida�mediante� el� dispositivo�WS� (Fig.� 3a).�Dicha�imagen,�debido�a�la�particular�función�de�sen-sitividad�del�dispositivo�WS,�tiende�a�suavizar�las�variaciones�laterales�de�resistividad,�lo�que�resulta�especialmente�apropiado�para�delinear�flujos� de� aguas,� caracterizados� por� gradien-tes� de� resistividad� difusos.�Tanto� el� nivel� de�base�del�Río�Ser�como�el�nivel�piezométrico�registrado� en� el� pozo� de� captación� permiten�calibrar�la�imagen�y�ayudan�a�inferir�el�nivel�piezométrico�a�lo�largo�del�perfil.�Dicho�nivel�

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parece�coherente�con�un�domo�de�descarga�de�agua�subterránea,�en� la�que�el�nivel�de�carga�hidráulica�es�máximo�en�el�punto�de�descar-ga.� Probablemente� la� dolina� podría� haberse�formado�en�un�momento�anterior�en�el�que�el�nivel�de�base�del�Río�estuvo�más�elevado,�lo�que�habría�favorecido�aún�más�el�proceso�de�descarga.�Por�otra�parte,� las�determinaciones�hidroquímicas� realizadas�en� las�aguas�extraí-das�en�el�pozo�indican�valores�de�conductivi-dad�muy�elevados�(3.200-11.400�µScm-1)�y�un�contenido� anómalo� de� Cl-� (760-3.150� ppm,)�

y�Na+� (470-2.070� ppm)� con� respecto� a� otras�captaciones�próximas�que� explotan� acuíferos�superficiales�(inventarios�IGME,�1982,�1985).�Atendiendo�al�contexto�geológico�de�la�zona,�dichos� valores� sugieren�que� las� aguas�mues-treadas�resultan�de�una�mezcla�de�las�corres-pondientes�al�acuífero�Plio-cuaternario�super-ficial�y�de�flujos� intermedios�o� regionales�de�acuíferos�a�mayor�profundidad,�donde�se�loca-lizan�los�niveles�de�halita�relacionados�con�las�unidades� evaporíticas� inferiores� (Formación�Serrat).�Dada�la�proximidad�a�la�estructura�del�


superficial y profundo. La descarga de los flujos profundos, posiblemente controlada por la estructura de cabalgamientos, es probablemente el factor más relevante que ha controlado el proceso de disolución y, por tanto, de subsidencia.

Los resultados obtenidos muestran el potencial de la técnica ERT para complementar la investigación de dolinas en áreas de karst evaporítico cubierto. No obstante, la información geomorfológica, estratigráfica

e hidrogeológica disponible ha resultado esencial para trasladar los datos geofísicos a la información geológica de interés, poniendo de manifiesto que la calibración de los modelos geofísicos con datos objetivos resulta un aspecto especialmente crítico.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido financiado mediante el proyecto CGL2013-40867-P (Ministerio de Economía y Competitividad, España).

FIGURA 3. Imágenes de resistividad obtenidas mediante los dispositivos Wenner-Schlumberger (a), Dipolo-Dipolo (b) e imagen híbrida (c). Tentativa de interpretación geomorfológica e hidrogeológica.

REFERENCIAS Canals, M., Got, H., Julià, R., Serra, J., 1990. Solution-

collapse depressions and suspensates in the

limnocrenic lake of Banyoles (NE Spain). Earth Surface Processes and Landforms 15, 243-254.

Carbonel, D., Rodríguez, V., Gutiérrez, F., McCalpin, J.P., Linares. R,, Roqué. C., Zarroca, M. and

FIGURA�3.�Imágenes�de�resistividad�obtenidas�mediante�los�dispositivos�Wenner-Schlumberger�(a),�Dipolo-Dipolo�(b)�e�imagen�híbrida�(c).�Tentativa�de�interpretación�geomorfológica�e�hidrogeológica

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Cabalgamiento�de�Vallfogona,�la�descarga�de�aguas�subterránea�con� toda�probabilidad�está�controlada�por�el�sistema�de�fracturación.�

CONCLUSIONES

Las�imágenes�de�resistividad�han�permiti-do�caracterizar�en�profundidad�una�dolina�de�colapso�de�caprock�al�noroeste�de�Serinyà.�En�dichas�imágenes�se�identifican�las�principales�unidades� estratigráficas,� así� como� los� sedi-mentos� producto� del� karst� (brecha� de� colap-so�y� residuo�kárstico)�que�rellenan� la�dolina,�hasta�una�profundidad�que�podría�exceder�los�100�m�de�profundidad.�Las�imágenes�también�han�permitido�determinar� el�patrón�de�circu-lación� de� aguas� subterráneas.� Los� resultados�sugieren� que� en� el� área� de� la� dolina� conver-gen�flujos� de� agua� de� acuíferos� superficial� y�profundo.�La�descarga�de�los�flujos�profundos,�posiblemente� controlada� por� la� estructura� de�cabalgamientos,� es� probablemente� el� factor�más�relevante�que�ha�controlado�el�proceso�de�disolución�y,�por�tanto,�de�subsidencia.�

Los� resultados�obtenidos�muestran�el�po-tencial�de�la�técnica�ERT�para�complementar�la� investigación� de� dolinas� en� áreas� de� karst�evaporítico� cubierto.� No� obstante,� la� infor-mación� geomorfológica,� estratigráfica� e� hi-drogeológica�disponible�ha�resultado�esencial�para� trasladar� los�datos�geofísicos�a� la� infor-mación� geológica� de� interés,� poniendo� de�manifiesto�que� la�calibración�de� los�modelos�geofísicos� con� datos� objetivos� resulta� un� as-pecto�especialmente�crítico.�

AGRADECIMIENTOS

Este� trabajo� ha� sido� financiado�mediante�el�proyecto�CGL2013-40867-P�(Ministerio�de�Economía�y�Competitividad,�España).�

REFERENCIAS

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