Repositorio Institucional de Documentos

GEOMORFOLOGIA DEL SISTEMA ENDOKARSTICO DE LA GALIANA (CAÑON DEL RIO LOBOS, SORIA) Trabajo Fin de Grado ALFONSO DODERO ALONSO Dirigido por Carlos Sancho Marcén (Universidad de Zaragoza) y Ana Moreno Caballud (Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC) Junio, 2014 Agradecimientos Quisiera agradecer en primer lugar el esfuerzo, paciencia e interés mostrados por parte de mis directores de proyecto, Carlos Sancho y Ana Moreno. También quiero agradecer la colaboración de Miguel Bartolomé, compañero inseparable en las jornadas de campo. Del mismo modo quiero agradecer la ayuda prestada por Belén Oliva en el estudio de las propiedades paleomagnéticas de los depósitos interiores del endokarst, y a Alfonso Meléndez la ayuda a la hora de levantar el perfil estratigráfico del Cretácico superior en el que se desarrolla el sistema endokárstico. Por último quiero reconocer la disponibilidad de Rubén Gállego, de la empresa Soriaventura, para facilitar el acceso a La Galiana Baja. Abstract The geomorphological study of the La Galiana endokarstic system (Cañón del Río Lobos, Soria province) is presented here including the preliminary analysis of some internal deposits (clastic and speleothems). Geological bedrock is made of Upper Cretaceous limestones that are affected by a joint network with 130-145, 020-040 and 090-110 directions. Morphological evolution is controlled by fluvial downcutting during Quaternary on Neogene deposits overlying an extensive planation surface. Three levels of galleries (La Galiana Alta, La Galiana Baja and the Cueva del Lago) at 1099, 966 and 953 m have been differentiated indicating three stages of stabilized water tables related to corresponding fluvial base levels. Galleries are of single passages type with "keyhole" shape. Cross sections and horizontal development point to phreathic conditions near the water table. Paleomagnetic data indicate that flowstones in La Galiana Alta are older than 780 ka. La Galiana Baja gallery is very well ornamented with different types of speleothems. Two stages of stalagmitic development have been recorded by U/Th dating at 70-55 ka and 9-5 ka, respectively, and indicate warm and wet environmental conditions. Altitude differences between galleries and obtained ages allow us to calculate maximum fluvial incision rates of 187 and 58 mm/ka. Índice Pág. 1 INTRODUCCIÓN 1 1.1 Situación geográfica 1 1.2 Objetivos 2 1.3 Antecedentes temáticos 2 2 MARCO GEOLÓGICO 2 3 PLAN DE TRABAJO Y METODOLOGÍA 4 4 RESULTADOS 5 4.1 Características del sustrato geológico 5 4.1.1 Los materiales del Cretácico 5 4.1.2 Rasgos geomorfológicos 9 4.2 El sistema endokárstico de La Galiana 14 4.2.1 La Galiana Alta 15 4.2.2 La Galiana Baja 20 4.2.3 La Cueva del Lago 4.2.4 Espeleogénesis y evolución del sistema endokárstico 25 5 CONCLUSIONS 28 6 BIBLIOGRAFÍA 29 1 1 INTRODUCCIÓN 1.1 Situación geográfica La zona de estudio (Figura 1) se sitúa al Oeste de la provincia de Soria, en concreto en el extremo SE del Parque Natural del Cañón del Río Lobos, junto al municipio de Ucero, situado a unos 60 km al Oeste de la capital. Esta zona representa el contacto entre las comarcas de Pinares, situada al norte, y Tierras del Burgo, al sur. Figura 1. Localización y principales rasgos fisiográficos del área de estudio. El área circundante del sistema endokárstico de La Galiana, se caracteriza por presentar un relieve suavizado, compuesto por cerros redondeados y pequeños barrancos, fuertemente disectado por el río Lobos. El cañón resultante, que alcanza un encajamiento de 167 m, presenta en su parte superior escarpes verticales, a cuyo pie se desarrollan canchales, con una pendiente importante, que conectan con el fondo plano del cañón. La altura media de la zona ronda los 1000 msnm, alcanzando la cota máxima 1174 msnm. El curso fluvial de mayor entidad es el río Ucero (Figura 1), que discurre entre la salida del cañón hasta su desembocadura en el río Duero, al sur de El Burgo de Osma. El río Ucero está alimentado, principalmente por la surgencia kárstica de La Galiana que aporta un caudal medio de 2000 l/s (Sanz, 1992; Segovia, 2008). Su afluente más importante es el río Lobos, que con un trazado meandriforme y dirección principal NO-SE, discurre por el fondo del cañón. Completan la red hidrográfica los ríos Navaleno y Chico, afluentes del río Lobos por su margen izquierda. El clima de la zona es templado y cálido. Según la clasificación de Köppen-Geiger, se trata de un clima de tipo Cfb (Oceánico). La temperatura media anual alcanza 10,5 ºC, y la precipitación media 528 mm. El mes más seco es Agosto, con 25 mm, mientras que el 2 más húmedo es Mayo, con 61 mm. El más caluroso es Julio, con 19,8 ºC de media, y el más frío es Enero, con 2,3 ºC (Fuente: es.climate-data.org). La cubierta vegetal del área está dominada por extensas masas de sabina albar (Juniperus thurifera), que se entremezclan con manchas con pino pudio (Pinus nigra), quejigo (Quercus faginea) y encina (Quercus ilex). En los claros existentes entre estas masas arbóreas, proliferan matorrales como enebros (Juniperus phoenicea), gayubas (Lithodora fruticosa) y aliagas (Genista scorpius), completadas por diversas plantas aromáticas como tomillo (Thymus), espliego (Lavandula) y salvia (Salvia). Las riberas de los ríos están pobladas por chopos (Populus) y alisos (Alnus). En las paredes y roquedos aparece una gran variedad de plantas rupícolas 1.2 Objetivos El objetivo fundamental de este trabajo consiste en realizar un estudio geomorfológico del sistema endokárstico de La Galiana incluyendo aspectos relativos a: espeleogénesis y evolución del sistema, morfología de las cavidades y tipología de los depósitos y datación de los mismos. Por otro lado, el desarrollo vertical del sistema endokárstico está controlado por la posición del nivel de base de descargas subterráneas que está representado por el río Lobos, de manera que es posible establecer tasas de incisión fluvial durante el Cuaternario a partir de los datos anteriores. Adicionalmente se realiza un estudio estratigráfico, de la fracturación y geomorfológico del soporte geológico en el que se desarrolla el sistema de cuevas de La Galiana. 1.3 Antecedentes temáticos La mayor parte de los trabajos realizados en la zona de estudio tratan de aspectos hidrogeológicos (Sanz, 1992, 1996, 1999), Sanz y Meneses (1999), Segovia et al. (1996) y Segovia (2008). Por otro lado, Sanz (2001) realiza un análisis de las características geomorfológicas de la Sierra de Cabrejas y del Cañón del Río Lobos. Además, Sanz et al. (2010), elaboran una guía geológica del Cañón del Río Lobos. En relación directa con las cavidades que conforman el sistema endokárstico de La Galiana la información disponible es muy limitada, destacando los desarrollos topográficos (Fernández-Tabera, 1985), junto con algunas dataciones preliminares de espeleotemas (Moreno et al., 2013). 2 MARCO GEOLÓGICO El Cañón del Río Lobos se encuentra, desde el punto de vista geológico, en el límite sur de la Cuenca de Cameros Occidental, zona de contacto entre dos de las unidades que conforman la Cadena Ibérica: la Unidad de Cameros y la Cuenca de Almazán (Figura 2). La Unidad de Cameros, comprende los afloramientos variscos de La Demanda y los mesozoicos de la Cuenca de Cameros. Constituye una de las cuencas desarrolladas durante la segunda fase de Rift Mesozoico Ibérico (Fase de rift 2) (Salas et al., 2001), que comenzó a finales del Oxfordiense y se mantuvo hasta el Albiense medio (Mas et al., 1998; Salas et al., 2001; Mas y Salas, 2002). Queda conformada fundamentalmente por depósitos aluviales y lacustres, con incursiones marinas muy ocasionales (GómezFernández y Meléndez, 1994). Presenta una geometría sinclinal pre-inversión y no está limitada por grandes fallas que involucren al basamento. El borde norte de la Unidad de Cameros lo representa el Cabalgamiento de Cameros o Cabalgamiento Nordibérico, de orientación aproximadamente E-O y vergencia sur, que presenta un desplazamiento de unos 20-30 km (Casas-Sainz, 1993). 3 Figura 2. Mapa geológico regional (modificado del Mapa Geológico de la Península Ibérica escala 1:100000, IGME, 1994). Por otro lado, la Cuenca de Almazán, es una cuenca cenozoica que se encuentra en el interior de la Cadena Ibérica y que constituye una cuenca de piggy-back (Guimerá et al., 1995; Casas-Sainz et al., 2000). Llega a contener hasta 3500 m de materiales terciarios pre y sintectónicos, aunque la mayor parte de los materiales aflorantes corresponden con depósitos terciarios postectónicos. Por el N queda cabalgada por la Unidad de Cameros (Casas-Sainz et al., 2000). Pueden diferenciarse dos sectores dentro de esta cuenca en función del tipo de deformación. En el sector septentrional, las estructuras son continuación de las observadas en la Rama Aragonesa, con pliegues kilométricos, que afectan tanto a la cobertera cenozoica como a la mesozoica. El sector meridional, presenta tres grandes pliegues monoclinales, el de Gómara, vergente al S, y los de Almazán y Arcos de Jalón, vergentes al N. La vergencia diferente de estos monoclinales genera una gran estructura sinclinal. 4 El contacto entre la Cuenca de Cameros y la Cuenca de Almazán, queda definido por una serie de afloramientos pertenecientes a la plataforma carbonatada norcastellana, de edad Cretácico superior, la cual forma parte, a su vez, de la rampa noroeste del Estrecho Ibérico (Floquet, 1991). Esta rampa se corresponde con la plataforma continental noribérica abierta hacia los fondos oceánicos atlánticos a través del margen vascocantábrico. Los sedimentos acumulados durante un lapso de tiempo de 32 M.a., abarcan desde medios sedimentarios de plataforma externa a supramareales. Estos depósitos se organizan en cuatro grandes sistemas “tecto-biosedimentarios”, cada uno de los cuales comienza por una invasión marina, que puede ser progresiva o brusca, pero siempre de gran amplitud y termina con una disminución de la profundidad (Floquet, 1991). 3 PLAN DE TRABAJO Y METODOLOGÍA Para llevar a cabo este trabajo y elaborar la memoria correspondiente, se han combinado una serie de técnicas, complementarias y dependientes, en gran medida las unas de las otras, encaminadas al estudio tanto del soporte geológico, como de las cavidades del sistema endokárstico de La Galiana y sus depósitos internos. Inicialmente se ha llevado a cabo una revisión bibliográfica temática y regional sobre aspectos relativos al endokarst y al marco geológico. Paralelamente, se ha realizado un análisis fotogeológico, a partir de imágenes a color a escala 1:40000 del año 2002 suministradas por el Centro Nacional de Información Geográfica (C.N.I.G.), de cara a elaborar una cartografía geomorfológica del entorno e identificar el patrón de fracturación que afecta al sustrato cretácico. En campo se ha levantado un perfil estratigráfico de la serie carbonatada cretácica en la que se desarrolla el sistema endokárstico aprovechando la incisión del río Lobos en el extremo sur del cañón. A la vez se ha estudiado la fracturación a escala de afloramiento en varios puntos próximos a las cavidades. Las medidas se han proyectado en diagramas con el software Stereonet versión 9.0.3. Por otro lado, se ha revisado el levantamiento fotogeomorfológico y se han caracterizado las principales morfologías y formaciones superficiales. La elaboración de la cartografía geomorfológica se ha realizado siguiendo la normativa del IGME (Martín-Serrano et al., 2004). En relación con las cavidades que componen el sistema endokárstico de La Galiana se ha llevado a cabo un reconocimiento de las mismas que incluye la caracterización geométrica y la identificación de las diferentes morfologías erosivas y tipologías de depósitos internos, así como una ordenación morfoestratigráfica de los segundos. A partir de la cronología relativa establecida se han muestreado diferentes depósitos de cara a establecer una edad mínima de formación de las cavidades a partir de métodos de datación absoluta. Por un lado, de cara a determinar la polaridad magnética, y valorar el límite MatuyamaBrunhes (780 ka) en los depósitos, se han extraído muestras mediante una perforadora en materiales internos detríticos y carbonatados. Las muestras fueron orientadas in situ. Los cilindros obtenidos fueron cortados en secciones de 2,1cm de alto. En el laboratorio de fábricas magnéticas de la Universidad de Zaragoza se ha estudiado la susceptibilidad magnética inicial de las muestras, y en el laboratorio de paleomagnetismo de la Universidad de Burgos se ha determinado la polaridad magnética a partir de una desmagnetización por pasos, de tipo térmico y por campos alternos de las muestras. La medida de la remanencia se ha realizado con un magnetómetro criogénico 2G y el horno 5 empleado para la desmagnetización térmica es un desmagnetizador térmico ASC SCIENTIFIC modelo TD48-DC. Por otro lado, se extrajeron muestras de espeleotemas (estalagmitas y coladas estalagmíticas). Se cortaron paralelamente a su eje de crecimiento y se extrajeron muestras (1 gr) que fueron enviadas a la Universidad de Minnesota (EEUU), para su datación a partir de series de desintegración del U/Th mediante un MC-ICP-MS (ThermoFinnigan™ Neptune), siguiendo el protocolo descrito en Cheng et al. (2000). 4 RESULTADOS 4.1 Características del sustrato geológico En el entorno del sistema endokárstico de La Galiana afloran materiales del Cretácico, Paleógeno y Neógeno (IGME, 1981). La estratigrafía y fracturación de las formaciones cretácicas han sido objeto de un estudio específico que se expone en el apartado siguiente, debido al papel que juegan en la aparición y desarrollo de las cavidades. El Paleógeno aflora en el sector SW y presenta una dirección y buzamiento de 130/35N. Está compuesto por conglomerados calizos heterométricos, fuertemente cementados. El Neógeno, horizontal, queda conformado por conglomerados de cantos polimícticos redondeados, arenas y arcillas de color rojo (Figura 3). Esta serie se presenta discordante sobre el Cretácico, en el sector NE, y sobre el Paleógeno en el S. Figura 3. Afloramiento de materiales neógenos en la carretera SO-929 (a) y detalle del depósito (b). 4.1.1 Los materiales del Cretácico a) Estratigrafía El perfil estratigráfico levantado (Figura 5) en materiales carbonatados del Cretácico Superior, aflorantes en la margen izquierda del Cañón del Río Lobos (Figura 4a), ha sido comparado con las series estratigráficas descritas por Floquet (1991) a escala regional. Las formaciones identificadas en el perfil presentan las siguientes características: Fm. Picofrentes: La serie estratigráfica comienza en algún punto de esta formación. Comprende una sucesión de 27 m constituida por margas amarillas y grises, nodulares a lajosas (Figura 4b) en la que se intercalan calizas mudstone-wackestone nodulares de 12 Inicialmente, la incisión afecta a los materiales neógenos poco consolidados dando lugar al desarrollo de interfluvios alomados (Figura 8). El desmantelamiento de esta cubierta permite la exposición de la superficie de erosión analizada en el apartado anterior. El progresivo encajamiento del drenaje va desarrollar diferentes modelados estructurales en el soporte geológico. Se diferencian algunas cuestas, que conforman la combe de Aylagas, desarrollada sobre materiales plegados del Cretácico y pequeñas plataformas poco definidas sobre depósitos neógenos (Figura 8). Sin embargo el elemento más significativo relacionado con la incisión fluvial es el Cañón del Río Lobos. En general se trata de un cañón fluviokárstico (Figura 8) que presenta un trazado meandriforme, producto de la sobreimposición del río Lobos. Inicialmente el río discurría sobre materiales neógenos horizontales con este patrón, y al profundizar y alcanzar los materiales plegados y resistentes del Cretácico superior mantiene su geometría meandriforme. Aparecen así meandros encajados que es posible clasificar como "intrenched meanders" debido a sus secciones transversales simétricas que indican una tasa de incisión suficientemente rápida que minimiza la migración lateral de los meandros (Summerfield, 1991). El trazado de algunos meandros parece controlado por la fracturación a escala fotogeológica. Las laderas del cañón presentan cantiles verticales, en su parte superior coincidiendo con calizas masivas resistentes, y segmentos escalonados, en el tramo inferior en el que la litología está compuesta por alternancia de margas y calizas. Así, corresponden a un caso intermedio entre las dos clases de vertientes en cañones fluviokársticos, verticales o escalonadas, definidas por Nicod (1975). c) Derrubios estratificados de ladera Probablemente, uno de los elementos característicos del modelado del Cañón del Río Lobos son los derrubios estratificados (Figura 8). Se trata de acumulaciones de sedimentos en laderas que aparecen formando secuencias, en las que alternan niveles detríticos pobres en finos y otros ricos en ellos, dando al conjunto una apariencia estratificada (Pedraza, 1996). Estas acumulaciones aparecen a lo largo de todo el cañón. Constituyen taludes con una pendiente media entorno a los 30º que conectan los escarpes verticales de su parte superior con el fondo del valle. Se desarrollan tanto en las laderas orientadas al Norte como las orientadas al Sur, si bien en las primeras aparecen recubiertas por una vegetación arbórea densa. Las características de estos derrubios han sido estudiados en punto de extracción de material de coordenadas UTM 30T 04951744621560. El depósito tiene alrededor de 3,8 m de espesor total y se pueden diferenciar dos unidades. En la unidad inferior se distinguen tres tramos de muro a techo. El tramo basal está formado al menos por 1,20 m de clastos calizos angulosos de 3 cm de tamaño medio soportados por una matriz limosa que destaca por su color anaranjado. El nivel intermedio, de 40 cm de espesor, se compone de clastos calizos muy heterométricos con tamaños que oscilan entre 2 y 20 cm. No presentan matriz, por lo que se trata de una textura abierta clastosostenida, pero sí cemento carbonatado. Por último, el tercer tramo está formado por 80 cm de clastos calizos angulosos con un tamaño medio de 1 cm soportados también por una matriz de limos anaranjada y está recubierto por unos 20-30 cm de suelo. La unidad superior está formada por un único tramo de unos 80 cm de espesor, formado por clastos muy heterométricos, con tamaños comprendidos entre 2 y 30 cm soportados por una matriz de color grisáceo. Esta unidad superior queda recubierta por 40-50 cm de suelo (Figura 10b) 13 La formación de los derrubios estratificados comienza con la generación de clastos a partir de procesos de gelifracción en un escarpe rocoso que, posteriormente, caen por gravedad y se acumulan al pie del escarpe. El origen de la matriz limosa se asocia con procesos de meteorización química de la parte superior del depósito. Tampoco se descarta la microgelifracción y la acumulación eólica de loess (Coltorti y Dramis, 1987). El color anaranjado de la matriz podría derivar de procesos edáficos asociados a una cubierta vegetal. La falta de matriz en algunos niveles se interpreta como resultado de un lavado por agua procedente de la fusión de neveros que cubren las laderas durante periodos climáticos más fríos (Coltrori y Dramis, 1987). Cabe destacar la funcionalidad de estos procesos en la actualidad, ya que se observa cierto avance de los derrubios sobre estructuras actuales como la carretera que discurre por el fondo del cañón (Figura 10a). Figura 10. Derrubios estratificados avanzando sobre la carrera que discurre por el fondo del cañón (a) y corte estudiado (b). Este tipo de depósitos son muy típicos en montañas calcáreas de áreas mediterráneas y su génesis se atribuye a ciclos de hielo y deshielo diurnos, ocurridos durante fases frías del Cuaternario (Coltorti y Dramis, 1987). La existencia de este tipo de acumulaciones en el sector oriental de la Cordillera Ibérica ha sido descrita por Peña et al. (1998), estableciendo tres etapas de generación de derrubios estratificados durante el Pleistoceno superior-Holoceno. No disponemos de datos cronológicos, pero al menos se podrían diferenciar dos etapas, en función de la existencia o no de matriz anaranjada, pudiendo corresponderse los niveles con dicha matriz anaranjada a la etapa de generación de derrubios pre LGM, y el nivel con matriz grisácea a la etapa holocena, tal y como se describe en Peña et al. (1998). d) Terrazas, llanura de inundación y valles de fondo plano En el tramo del Cañón del Río Lobos estudiado no aparecen restos de terrazas pleistocenas, hecho que puede estar relacionado con el predomino de la incisión en la génesis del cañón. Al sur de Ucero, sin embargo, se puede diferenciar un nivel de terraza (Figura 6), preservado en la margen izquierda, a una altura de 10 m sobre el cauce actual del río. Se trata de una terraza de tipo “strath” con un depósito masivo de 2,5 m de potencia formado por clastos redondeados polimícticos de tamaño variable entre 5 y 14 10cm empastados en una matriz lutítico-arenosa de color rojizo (Figura 11a). Estas características se han observado en un punto con coordenadas UTM 30T 04961544618017. Por otro lado, la llanura de inundación, ocupa una estrecha franja a lo largo del cañón hasta llegar a la confluencia con el río Chico, donde se extiende de manera significativa, para volver a estrecharse a su paso por el pueblo de Ucero (Figura 8). La altura respecto al canal actual oscila entre 1 y 2 m. En un punto intermedio del cañón, de coordenadas UTM 30T 04949474621883, el depósito de la llanura de inundación está compuesto por un nivel basal de gravas subangulosas imbricadas con tamaño máximo de 15 cm (Figura 11b). Por encima se dispone un paquete de 1,5 m de arenas finas masivas con alguna pasada de limos en el que se pueden diferenciar dos tramos separados por una superficie neta. El inferior, de unos 70 cm, presenta decoloraciones generalizadas asociadas con procesos de bioturbación mientras el superior carece de estos rasgos. Es posible por tanto diferenciar al menos dos fases de actividad hidrológica reciente en el desarrollo de la llanura de inundación que situamos cronológicamente en el Holoceno. La red de drenaje de menor orden está ocupada ocasionalmente por rellenos aluviales de fondo de valle que se correlacionan con la llanura de inundación. Estos valles de fondo plano aparecen representados en el sector meridional del área de estudio (Figura 8). Figura 11. Aspecto de los depósitos asociados a la llanura de inundación (a). Detalle de la diferente coloración que muestran las arenas y limos que forman parte del depósito (b). 4.2 El sistema endokárstico de La Galiana El sistema endokárstico de La Galiana, se compone de tres cuevas conocidas como Galiana Alta, Galiana Baja y Cueva del Lago situadas a distintos niveles topográficos respecto al río Lobos. En la actualidad, las dos primeras constituyen cavidades prácticamente fósiles mientras que la Cueva del Lago funciona como exutorio del acuífero kárstico y supone el punto de alimentación principal del río Ucero. Tanto La Galiana Alta como La Galiana Baja presentan desarrollo básicamente horizontal y corresponden a cavidades de conducto único con patrón angular (Easterbrook, 1993). Desde el punto de vista espeleogenético, los conductos funcionaron inicialmente bajo condiciones freáticas para pasar posteriormente a una dinámica vadosa y quedar fosilizadas posteriormente conforme se produjo el encajamiento del sistema fluvial Lobos-Ucero. Para la descripción de los depósitos observados en las cavidades se ha seguido la clasificación propuesta por Ford y Williams (1989), que aparece sintetizada en la tabla 1. 15 Fuente Tipo de depósito Origen Alóctonos Clásticos Fluvial (gravas y arenas) Autóctonos Clásticos Fluvial (gravillas y arenas) Meteorización (arcillas de descalcificación) Químicos Precipitados de calcita Goteo y flujo (estalctitas, estalagmitas, columnas, cortinas, coladas, gours) Erráticas (coraloides y moonmilk) Subaquosas (coraloides, rimsto dams) Oxidos de manganeso (envueltas) Tabla 1. Resumen de la clasificación de depósitos internos localizados en el sistema endokárstico de La Galiana a partir de la clasificaciones propuestas por White (1988) y Ford y Williams (1989). 4.2.1 La Galiana Alta a) Características generales Se trata de una cavidad sin actividad hidrológica actual. De acuerdo con el perfil estratigráfico levantado se desarrolla en la Fm. Hontoria del Pinar, de edad Santoniense inferior (Floquet, 1991). Su entrada se encuentra a 1099 msnm, posee un desarrollo longitudinal de 223 m y un desnivel de 13 m (Fernández-Tabera, 1985). Es una cueva de fácil accesibilidad con una entrada en forma de arco de 4,5 m de ancho por 6 de alto, bajo la cual aparece un pequeño refugio de unos 7 m de longitud, 3 m de anchura y 2-2,5 m de altura (Figura 13), formado por erosión de materiales detríticos de relleno. Se compone de una sola galería de trazado anguloso sin bien el desarrollo principal tiene una orientación aproximada 110 y con sección más o menos circular. Existe una buena adecuación entre las fracturación y el desarrollo geométrico de la galería, especialmente con la red de fracturas medidas a escala de afloramiento (90-110 y 010-030) (Figura 12). 16 Figura 12. Topografía de La Galiana Alta (modificado de Fernández-Tabera (1985)) y relación con la fracturación mediada en campo (arriba) y en foto aérea (abajo). La gran entrada da paso a una amplia galería conduce a un conducto más angosto, ornamentado con numerosas columnas y estalagmitas de gran tamaño (Figura 14a), que conecta con una sala abovedada con morfologías de disolución (cúpulas) y un colapso que conecta con el exterior (Figura 14b). A su pie aparece un cono de detritos. De esta sala, parte y llega otra galería en forma de bucle con gran cantidad de estalagmitas y estalactitas. En general la parte externa de los espeleotemas presenta signos de corrosión y desarrollo de recubrimientos carbonatados de alteración tipo moonmilk. Se trata de masas blancas de carbonato frecuentes en cuevas secas y bien ventiladas (Ford y Williams, 1989). La posición topográfica de galería indica que su desarrollo tiene lugar inmediatamente por debajo del contacto entre los materiales cretácicos arrasados y los sedimentos neógenos. El colapso que conecta con el exterior en la sala abovedada final así lo demuestra. 17 Figura 13. Sección circular de la entrada principal de La Galiana Alta y refugio inferior. Figura 14. Estalagmita cilíndrica en La Galiana Alta (a) y cúpulas de disolución con colapso asociado en el techo de la sala más interna (b). 18 El abrigo de la entrada corresponde a una profundización del conducto circular inicial. Se encuentra relleno de materiales detríticos externos fluviales (gravas y arenas). Sobre ellos se desarrollan grandes estalagmitas que aparecen englobadas por potentes coladas estalagmíticas. b) El relleno endokárstico basal Se trata de un depósito de unos 3,8 m de potencia cuyos primeros 1,2 m quedan conformados por materiales detríticos alóctonos, posiblemente heredados de las formaciones neógenas supra yacentes y arrastrados al interior de la cavidad a través de colapsos generados en su techo. Este tipo de depósitos se generan durante los últimos estadios de formación de cavidades, a partir de flujos de agua en condiciones vadosas y en cuevas que se encuentran muy cerca lateralmente del nivel de base (Stock et al., 2005). Queda conformado, de base a techo, por 55 cm de arenas de tonos marrones, laminadas, de tamaño medio; 30 cm de un cuerpo canaliforme formado por conglomerados de clastos polimícticos redondeados, de 3 cm de tamaño medio, empastados en una matriz arenosa; 15 cm de arenas rojas de tamaño de grano medio, masivas, y por último 20 cm de arenas de características similares a las anteriores pero color amarillento. Todo el conjunto se encuentra muy cementado. Sobre estos detríticos, se dispone una colada calcítica de 80 cm de espesor, y sobre esta, una potente acumulación de unos 1,9 m conformada por grandes estalagmitas englobadas en una colada estalagmítica (Figura 15). Figura 15. Muestreo para paleomagnetismo en la colada estalagmítica del relleno endokárstico basal. De cara a establecer una aproximación cronológica de estos depósitos se extrajeron 13 muestras a lo largo del perfil (Figuras 15 y 16), tanto en depósitos detríticos finos como en coladas estalagmitas para el estudio de su polaridad magnética. A pesar de que los depósitos detríticos son más susceptibles de poseer una buena señal paleomagnética, asociada a la presencia de minerales ferromagnéticos, las muestras estudiadas no ofrecen resultados coherentes. 19 Sin embargo, las muestras extraídas de las coladas carbonatadas, sí que muestran resultados concluyentes, de manera que todas las muestras, a excepción de una, presentan polaridad inversa. Estos resultados parecen indicar que las coladas estalagmíticas son menos susceptibles de haber sufrido removilizaciones posteriores a su depósito (Stock et al., 2005). Con estos resultados es posible indicar que el relleno de la base de La Galiana Alta, con polaridad inversa, es anterior al límite Matuyama-Brunhes localizado en 780 ka (Figura 16). Como consecuencia, el desarrollo de La Galiana Alta debería de producirse con anterioridad o durante el Pleistoceno inferior (2,59-0,78 Ma) coincidiendo con el Chron Matuyama de polaridad predominantemente inversa. Figura 16. Resultados paleomagnéticos. A: Columna del relleno endokárstico basal, puntos de muestreo y proyección estereográfica de las direcciones paleomagnéticas. Los círculos negros representan direcciones normales y los blancos direcciones inversas. B: Cambios de polaridad para los últimos 2,7 M.a aproximadamente. Fuente: U.S Geological Survey OpenFile Report 03-187. A B 20 4.2.2 La Galiana Baja a) Características generales La Galiana Baja se desarrolla en la Fm. Muñecas, de edad Turoniense superiorConiaciense inferior (Floquet, 1991). Presenta actividad hidrológica estacional fundamentalmente durante los meses de invierno-primavera con inundación temporal de los tramos inferiores. La entrada se ubica a 966 msnm. Posee una longitud de 1330 m y un desnivel máximo de 13 m. Se compone prácticamente de una sola galería lineal de dirección predominante 120-130. Además, posee galerías secundarias, que conforman el final de la cavidad y que guardan relación con la fracturación de la zona, ya que siguen direcciones comprendidas entre 010 y 045. Otras pequeñas galerías situadas al comienzo de la cueva muestran direcciones transversales. Se accede a ella a través de una entrada en forma de arco de unos 7x3 m a cuyo pie se desarrolla un talud de detritos que conecta, a través de una amplia galería, con una sala con grandes bloques. Continuando por la galería, se llega a una zona con grandes gours y un pequeño lago. Tras ella, se alcanza la “Sala del Bosque”, en la cual se desarrollan gran cantidad de estalactitas y estalagmitas. En la zona final de la cavidad, la galería conocida con el nombre de “Gran vía”, adquiere unas dimensiones importantes como presencia de numerosos bloques de gran tamaño procedentes de colapsos del techo. La visita a La Galiana Baja está gestionada por la empresa Soriaventura de turismo activo. Figura 17. Topografía de La Galiana Baja (modificado de Fernández (1979)) y relación con las familias de fracturas mediadas en campo (arriba) y en foto aérea (abajo). b) Los depósitos internos Junto con frecuentes rasgos de erosión (cúpulas en los techos y golpes de gubia en las paredes) (Figura 18), La Galiana Baja se caracteriza por una elevada ornamentación espeleotémica, acumulaciones de bloques, depósitos detríticos y áreas inundadas. 21 Figura 18. Morfologías erosivas desarrolladas en el techo de la cavidad siguiendo la red de fracturas. Las morfologías erosivas aparecen por la disolución de la roca soporte en condiciones de flujo turbulento forzado. Las cúpulas se desarrollan en los techos de las cavidades por el efecto erosivo de remolinos ascendentes bajo condiciones de alta presión. Los golpes de gubia o scallops, corresponden a ondulaciones en las paredes transversales a un flujo de agua turbulento bajo condiciones freáticas, si bien en este caso también pueden generarse bajo condiciones vadosas. Ambas son morfologías de disolución, si bien, la abrasión puede jugar un papel importante en caso de que el flujo de agua posea sedimento en suspensión (Trudgill, 1985). Dentro de los depósitos internos destacan los espeleotemas y, especialmente, las estalagmitas. Su formación está asociada a la desgasificación del agua saturada en calcita producida como consecuencia del impacto del goteo sobre una base inferior (Ford y Williams, 1989; Sweeting, 1972). Se diferencian hasta tres tipos básicos que a su vez, se podrían corresponder con tres etapas de desarrollo estalagmítico separadas en el tiempo. Las estalagmitas correspondientes a la etapa más antigua presentan gran tamaño, pudiendo alcanzar los 3 m de altura y diámetros máximos de 1-1,5 m, con morfologías cónicas o desarrollos platiformes. Figura 19. Acumulaciones de bloques (a) y arcillas laminadas y gravas con envueltas de óxidos de manganeso (b) 28 5 CONCLUSIONS The study of La Galiana endokarstic system, located in the Río Lobos Canyon near the Ucero village (Soria province) has led to establish the following conclusions: a) The Galiana endokarstic system is developed on carbonate materials of the Upper Cretaceous formations Picofrentes, Muñecas, Hortezuelos and Hontoria del Pinar, affected by a joint network with 130-145, 020-040 and 090-110 main directions. The evolution of the system is related to the Quaternary incision of the Lobos river, evidenced by incised meanders developed on remains of the Fundamental Surface Erosion of the Iberian Range. b) The endokarstic system is composed of three levels of galleries that overlap in the vertical at different topographic levels (La Galiana Alta, 1099 m; La Galiana Baja, 966 m; Cueva del Lago, 953 m). Its development indicates three phases of stabilizing water table in the carbonate aquifer. c) Morphologically, the caves are single-conduit passages with horizontal development with 110 and 120-130 main directions controlled by the joint network. The circular cross sections and horizontal development correspond to shallow phreatic conditions, with erosional features on roofs (domes) and walls (scallops), modified later by vadose endokarstic conditions that generate "keyhole" cross sections. d) The galleries accumulate allochthonous deposits (gravels, sands and shales) and autochthonous deposits (different types of stalagmites, stalactites, flowstones, cave coral and manganese oxides). e) La Galiana Alta cave, developed before 780 ka, according to the reverse polarity of the flowstone that cover the detritical infilling. The oldest age detected at La Galiana Baja, corresponds to another flowstone dated by U/Th at 224 ka (Marine Isotope Stage 7, MIS7). In addition, two different stages of stalagmite development located at 77-50 ka and 7-5 ka (MIS 3, MIS 5 y MIS 1) are clearly differentiated. These stages of development correspond with favorable biostatic conditions that characterized odd isotopic stages. f) Considering the topographical differences between levels of galleries and minimum ages of the caves, the maximum river incision rates range between 58 and 187 mm/ka. 29 6 BIBLIOGRAFÍA Alvaro, M., Apalategui, O., Baena, J., Balcells, R., Barnolas, A., Barrera, J. L., Bellido, F., Cueto, L.A., Díaz de Neira, A., Elízaga, E., Fernández-Gianotti, J. R., Ferreiro, E., Gabaldón, V., García-Sansegundo, J., Gómez, J.A., Heredia, N., Hernández-Urroz, J., Hernández-Samaniego, A., Lendínez, A., Leyva, F., López-Olmedo, F.L., Lorenzo, S., Martín, L., Martín, D., Martín Serrano, A., Matas, J., Monteserrín, V., Nozal, F., Olive, A., Ortega, E., Piles, E., Ramírez, J.I., Robador, A., Roldán, F., Rodríguez, L.R., Ruiz, P., Ruiz, M.T., Sánchez-Carretero, R., Teixell, A. (1994): Mapa Geológico de la Península Ibérica escala 1:1000000. IGME. Benito-Calvo, A., Pérez-González, A. (2007): Erosion surfaces and Neogene landscape evolution in the NE Duero Basin (north-central Spain). Geomorphology, 88: 226-241. Casas-Sainz, A.M. (1993): Oblique tectonic inversion and basement thrusting in the Cameros Massif (northern Spain). Geodinámica Acta, 6: 22-216. Casas-Sainz, A.M., Cortés-Gracia, A.L., Maestro-González, A. (2000): Intraplate deformation and basin formation during the Tertiary within the northern Iberian Plate; origin and evolution of the Almazán Basin. Tectonics, 19: 258-289. Cheng, H., Edwards, R.L., Hoff, J., Gallup, C.D., Richards, D.A., Asmerom, Y. (2000): The half-lives of uranium-234 and thorium-230. Chemical Geology, 169: 17-33. Coltorti, M., Dramis, F. (1987): Sedimentological characteristics of stratified slope-waste deposits in the Umbria-Marche Apennines (Central Italy) and their genetic implications: Processus et mesure de l´érosion. Ed. CNRS, 145-152. Derek Ford, Paul D. Williams (1989): Karst Hydrogeology and Geomorfology. Ed. John Wiley & Sons, 576 p. Durán, J.J. (1988): Geocronología de los depósitos asociados al karst en España. El karst en España (J.J. Durán & J. Martínez, eds.). Monografía S.E.G. 4: 243-256. Easterbrook, D.J. (1993): Surface Processes and Landforms. Ed. MacMillan, 520 p. Fei, W., Hongchun, L., Rixiang, Z., Feizhou, Q., (2004): Late quaternary downcutting rates of the Qianyou River from U/Th speleothem dates, Qinling mountains, China. Quaternary Research, 62: 194-200. Fernández-Tabera, M.A. (1985): Catálogo de Cavidades de Soria. Federación Castellana Centro de Espeleología, 100p Floquet, M., (1991): La plate-forme nord-castillane au cretace superieur (Espagne). Memoires geologiques de l´Université de Dijon. Ed. Centre des Sciences de la Terre. 422 p Gómez-Fernández, J.C., Meléndez, N., (1994): Climatic control on Lower Cretaceous sedimentation in a playa-lake system of a tectonically active basin (Huérteles Alloformation, Eastern Cameros Basin, North-Central Spain). Journal of Paleolimnology, 11: 91-107. 30 Gracia, F.J., Nozal, F., Pineda, A., Wouters, P.F. (1990): Superficies de erosión neógenas y neotectónica en el borde NE de la Cuenca del Duero. Geogaceta 7: 38-40. Guimerá, J., Alonso, A., Mas, R., (1995): Inversion of an extensional-ramp basin by a newly formed thrust: the Cameros Basin (N Spain). En: Basin Inversion (J.G. Buchanan y P.G. Buchanan, Eds.), Geol. Soc. (London), Sp. Publ., 88: 433-453. Henning, G.J., Grun, R., Brunnacker, K. (1983). Speleothems, Travertins and Paleoclimates. Quaternary Research, 20: 1-29. Instituto Geológico y Minero de España (1981). Mapa Geológico de España 1:50000 Hoja 348. San Leonardo de Yagüe. Martín-Serrano, A., Salazar, A., Nozal, F., Suárez, A. (2004): Mapa Geomorfológico de España a escala 1:50000. Guía para su elaboración. IGME. 128p Mas, R. y Salas, R. (2002): Lower Cretaceous of the Iberian Basin. En: The Geology of Spain (W. Gibbons y T. Moreno, Eds.), Geol. Soc. (London), 284-288. Mas, R., Guimerá J. y Alonso, A. (1998): The Cameros Basin (North Spain): an atypical intraplate extensional basin y the Mesozoic Iberian Rift System. En: Sedimentology at the dawn of the third millennium. 15th Inter. Sedim. Congr. Alicante, 539-540. Moreno, A., Belmonte, A., Bartolomé, M., Sancho, C., Oliva, B., Stoll, H., Edwards, L.R., Cheng, H., Hellstrom, J. (2013): Formación de espeleotemas en el noreste peninsular y su relación con las condiciones climáticas durante los últimos ciclos glaciares. Cuadernos de Investigación Geográfica, 13: 25-47. Nicod (1975): Sur l´evolution des versants des canyons karstiques dans les régions méditerranéenes. Actes du Symposium sur les versants en pays méditerranéens. Aix en Provence. C.E.G.I.R.M, 5: 15-20. Pedraza, J. (1996): Geomorfología. Principios, métodos y aplicaciones. Ed. Rueda, 414 p. Peña, J.L y Lozano, M.V. (1998): Las formas periglaciares de la Cordillera Ibérica Centroriental. En Peña, J.L (Ed.): Geomorfología de campo en la Sierra de Albarracín, 159-177. Universidad de Verano de Teruel. Peña, J.L., Gutiérrez, M., Ibáñez, M.J., Lozano, M.V., Rodríguez, J., Sánchez, M., Simón, J.L., Soriano, M.A., Yetano, L.M., (1984): Geomorfología de la provincia de Teruel. Instituto de Estudios Turolenses, Teruel, Spain. 149 p Salas, R., Guimerá, J., Mas, R., Martín-Closas, C., Meléndez, A., Alonso, A. (2001): Evolution of the Mesozoic Central Iberian Rift System and its Cenozoic Inversion (Iberian Chain). En: Peri-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins (W. Cavazza, A.H.F.R. Roberston, P. Ziegler y S. Crasquin-Soleau, Eds.). Mém. Mus. Nat. Hist. Natur., 186: 145185. Sanz, E. (1992): Las aguas subterráneas en el Parque Natural del Cañón del río Lobos (Soria-Burgos). Boletín Geológico y Minero, 103-102: 309-329. Sanz, E. (1996): Le Karst du canyon du Lobos et son fonctionament hydrogéologique. Karstología, 28:45-46. 31 Sanz, E. (1999): Las Aguas subterráneas en Soria. Excma. Diputación de Soria. 367p Sanz, E. (2001): Las montañas de Urbión, Cebollera y Cabrejas. Geomorfología y Patrimonio Geológico. Diputación Provincial de Soria, Colección Temas Sorianos 43, 244 pp. Sanz, E., Segovia, R., Meneses, J.M., (2010): Guía Geológica del Cañón del río Lobos. Diputación Provincial de Soria, Colección Paisajes, Lugares y Gentes 7, 157 pp. Segovia, R. (2008): El Drenaje Subterráneo en el Acuífero Kárstico del Cañón del rio Lobos (Soria-Burgos). Tesis Doctoral. Esc. Téc. Sup. De Ingenieros de Caminos. Universidad Politécnica de Madrid. Segovia, R., Meneses, J.M., Martínez Simón, J.M., Yélamos, G., Sanz, E. (1996): Aporte de los trazadores artificiales al conocimiento hidrodinámico del sistema kárstico del Cañón del Río Lobos (Soria-Burgos). Recursos hídricos en regiones kársticas. Octubre de 1996. Vitoria, 23-27. Stock, G.M., Anderson, R.S., Finkel, R.C., (2004): Pace of landscape evolution in the Sierra Nevada, California. Geology, 32: 193-196. Stock, G.M., Granger, D., Sasowsky, I.D., Anderson, R.S., Finkel, R.C., (2005): Comparison of U-Th, paleomagnetism, and cosmogenic burial methods for dating caves: Implications for landscape evolution studies. Earth and Planetary Science Letters, 236: 388-403. Summerfield, M.A. (1991): Global Geomorphology: an introduction to the study landforms. Ed: Logman Scientific & Technical, 537 p. Sweeting, M.M. (1972): Karst landforms. Ed: Columbia University Press, 362p. Trudgill, S. (1985): Limestone Geomorphology. Ed: Longman, 196p. White, W.B. (1988): Geomorphology and Hydrogeology of karst Terrains. Oxford University Press, 462 p.