Figura 1.—A. Situación geográfica del perfil estudiado. B. Corte geológico del perfil. C. Columna litoestratigráfica con las facies diferenciadas. D. Vista general del perfil. E. Corte sintético con las tres facies distinguidas.
1Universidad de Atacama. Avda. Copayapu 485, Copiapó, Chile. ORCID ID: http://orcid.org/0000-0003-1930-2650.
2Departamento de Ciencias Integradas, Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo, s/n, 21071-Huelva, España. ORCID ID: http://orcid.org/0000-0002-1647-357X
3Departamento de Ciencias de la Tierra., Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo, s/n, 21071-Huelva, España. Email: ruizmu@dgyp.uhu.es, ORCID ID: http://orcid.org/0000-0002-2626-9142, ORCID ID: http://orcid.org/0000-0002-7110-3133; ORCID ID: http://orcid.org/0000-0002-9475-3307, ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-1381-2476, ORCID ID: http://orcid.org/0000-0001-7951-0561, ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-6879-0243
4C2TN, Instituto Superior Técnico, Universidad de Lisboa, 2695-066-Bobadela, Portugal. ORCID ID: https://orcid.org/0000-0003-2311-1806, ORCID ID: http://orcid.org/0000-0002-7033-0502, https://orcid.org/0000-0001-6239-5456
5Departamento de Cristalografía, Mineralogía y Química Agrícola, Universidad de Sevilla, C/ Profesor García González, 1, 41012-Sevilla, España. ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-7277-0851. ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-3171-3439
6Departamento de Geología y Geoquímica, Universidad Autónoma de Madrid, 28049-Madrid, España. ORCID ID: http://orcid.org/0000-0002-6706-440X
7Centro de Investigación en Patrimonio Histórico, Cultural y Natural (CIPHCN), Universidad de Huelva, Facultad de Humanidades, Avda. Tres de Marzo s/n, 21071-Huelva, España.
RESUMENEl análisis multidisciplinar de un perfil descubierto por las tormentas invernales en el litoral del Parque Nacional de Doñana ha permitido reconstruir la evolución de su sector occidental durante el Holoceno superior. Se han definido 3 fases que reflejan el paso desde una marisma de aguas salobres (FA-1) a una laguna de aguas dulces transformada en turbera (FA-2), para finalizar con el depósito de cordones dunares (FA-3). Palabras clave: Facies sedimentarias; evolución paleogeográfica; Holoceno superior; Doñana; S.O. España. |
ABSTRACTThe multidisciplinary analysis of a profile discovered by the winter storms on the coast of the Doñana National Park has allowed us to reconstruct the evolution of its western sector during the Late Holocene. Three phases have been defined, which reflect the transition from a brackish water marsh (FA-1) to a freshwater lagoon transformed into peat bog (FA-2), to end with the deposit of dune systems (FA-3). Keywords: Sedimentary facies; palaeogeographical evolution; Late Holocene; Doñana; S.W. Spain. |
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Recibido el 13 de noviembre de 2018; Aceptado el 12 de febrero de 2019; Publicado online el 29 de marzo de 2019 Citation / Cómo citar este artículo: M. Abad et al. (2019). Evolución paleoambiental de una turbera finiholocena en el sector suroccidental del Parque Nacional de Doñana (S.O. España). Estudios Geológicos 75(1): e087. https://doi.org/10.3989/egeol.43417.514 Copyright: © 2019 CSIC. This is an open-access article distributed under the terms of the Creative Commons Attribution-Non 4.0 International License. |
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En los últimos años, han proliferado los estudios sobre el registro holoceno de medios costeros, con especial atención a la incidencia de los cambios climáticos y las fluctuaciones del nivel del mar sobre ellos (Cohen et al., 2016; Fanget et al., 2016; Araujo et al., 2017; Chase & Quick, 2018). Sus resultados suelen basarse en el análisis pluridisciplinar de testigos continuos o secciones superficiales, que a menudo incluye la identificación de diatomeas o polen para poder deducir su evolución paleogeográfica y ambiental (Anderson, 2000; Leventer et al., 2010; Prieto et al., 2017; Blázquez et al., 2017; Quick et al., 2018).
Otras investigaciones se han centrado en los eventos de alta energía (tormentas, tsunamis). Algunas de ellas inciden en sus periodicidades y duración (Castele et al., 2018; Pouzet et al., 2018) en tanto que otras se centran en las evidencias geológicas asociadas (Ruiz et al., 2013; Rubin et al., 2017; Putra, 2018) o en la producción de mapas de riesgos de las posibles zonas inundables (Aniel-Quiroga et al., 2017; Arias et al., 2017; Aguirre-Ayerbe et al., 2018).
En el suroeste de la Península Ibérica se han intensificado estos estudios en las últimas décadas. Sus temas principales han sido la identificación de las fases de progradación y erosión costeras (p.e. Zazo et al., 1994; Dabrio et al., 1999, 2000), la evolución paleoambiental y paleogeográfica de sus estuarios y parajes naturales (p.e. Borrego et al., 1999; Ruiz et al., 2004, 2005a; Borja, 2013) o el registro geológico de tsunamis y tormentas (p.e. Alonso et al., 2004; Lario et al., 2010; Rodríguez Vidal et al., 2011a,b; Ruiz et al., 2008, 2013). Algunos de ellos se han centrado en el análisis evolutivo holoceno de distintas turberas que jalonan su litoral (p.e. Menéndez Amor & Florschütz, 1963; Stevenson, 1985b).
En este trabajo, se efectúa un análisis granulométrico, estratigráfico, mineralógico y paleontológico de un perfil costero situado en el sector occidental del Parque Nacional de Doñana. Este estudio multidisciplinar permite efectuar una reconstrucción paleoambiental de esta zona durante el Holoceno superior.
El Parque Nacional de Doñana (S.O. de España) se encuentra en la orilla occidental del estuario del río Guadalquivir, con una extensión de 54.251 ha. Constituye uno de los mayores humedales de Europa y se compone principalmente de marismas fluvio-mareales con una modesta topografía (< 2-3 m). Estas marismas están drenadas por dos cauces principales (río Guadiamar y arroyo Madre de las Marismas) y numerosos canales finalizadores, con sus márgenes actuales ocupados por levees arcillosos y cheniers.
Las zonas internas del Parque están protegidas por dos flechas arenosas (Doñana-La Algaida) que incluyen sistemas activos de dunas dispuestos en alineaciones estrechas (<100 m), alargadas (1-2 km) y con alturas máximas que rondan los 30 m. En la zona interna de la flecha de Doñana se observan crestas arenosas y cheniers con una dirección NE-SW dispuestos sobre las marismas y enraizadas en la propia flecha. En esta zona también se disponen un conjunto de lagunas costeras, con unas propiedades hidrológicas, geoquímicas, mineralógicas y edafológicas especiales (Recio et al., 2009). Muchas de ellas son semipermanentes, de escasa profundidad (< 3 m), presentan bajas conductividades (< 10 mS/cm excepto en épocas de sequía) un pH levemente ácido a muy alcalino (5-11) y se localizan en suelos eólicos muy permeables (Vanney & Menanteau, 1985; Toja et al., 1991).
El registro del sector meridional del Parque Nacional de Doñana ha sido analizado recientemente con mayor profundidad en base a numerosos sondeos realizados por el Instituto Geológico y Minero de España (Salvany & Custodio, 1995; Salvany et al., 2010). De forma sintética, estos sondeos han puesto de manifiesto la presencia de un sustrato neógeno compuesto por la Formación Arenas de Huelva (Civis et al., 1987) y la Formación Arenas de Bonares (Mayoral & Pendón, 1986-7), sobre las que se disponen un manto aluvial (Formación Arenas y Gravas de Almonte; Salvany et al., 2010), unidades aluviales, arenas eólicas (Formación Arenas de El Abalario; Salvany et al., 2010) y, localmente, flechas litorales.
En el sur peninsular, las barreras arenosas han evolucionado mediante una alternancia de fases de progradación con otras de erosión o no depósito, condicionadas por variaciones climáticas (Zazo et al., 2008). En este sentido, Zazo et al. (1994) han reconocido cuatro etapas de progradación (H1: 6500-4400 cal. yr BP; H2: 4200-2550 cal. yr BP; H3: 2300-800 cal. yr. BP; H4: 500 cal. yr BP hasta la actualidad), de las cuáles las dos últimas están representadas en la flecha de Doñana.
Los principales procesos hidrodinámicos están controlados por el régimen fluvial, los aportes mareales, el oleaje dominante procedente del suroeste y las corrientes de deriva litoral, de sentido W-E. El río Guadalquivir tiene un régimen muy irregular, con una media anual de 185 m3/s y un máximo algo superior a los 1.000 m3/s (Vanney, 1970; Menanteau, 1979). El régimen mareal es mesomareal y semidiurno, con un rango medio mareal de 3,6 m (Borrego et al., 1993).
La costa suratlántica de la Península Ibérica es un área de baja probabilidad tsunamigénica (Campos, 1991; Reicherter, 2001), con 16 tsunamis registrados entre el 218 a.C. y 1900 (Galbis, 1932). El registro geológico en las zonas costeras y cuencas oceánicas próximas ha sido objeto de numerosos trabajos en las últimas dos décadas, que han permitido conocer las formaciones sedimentarias derivadas de su acción erosiva-deposicional (p.e. Luque et al., 2001, 2002; Scheffers & Kelletat, 2005; Gutiérrez-Más et al., 2009; Rodríguez Vidal et al., 2011a,b; Gutiérrez-Más & Más, 2013; Ruiz et al., 2013; Font et al., 2013; Alonso et al., 2015) y ampliar este registro hasta hace unos 7.000 años (Gràcia et al., 2010; Lario et al., 2011).
Este litoral está sujeto también a la acción de fuertes temporales invernales. Periodos prolongados de tormentas coinciden con fases negativas de la NAO (North Atlantic Oscillation) y la AO (Artic Oscillation) (Anfuso et al., 2016). En el litoral de Doñana, el estudio de series temporales de tormentas invernales ha permitido definir dos ciclos de periodicidad de estos eventos energéticos (2-3 y 6-7 años), con nueve grandes periodos de tormentas entre 1960 y 1999 (Ruiz et al., 2005b).
Las tormentas invernales de 2010 ocasionaron la erosión de la playa del sector suroccidental del Parque Nacional de Doñana (Fig. 1, A), próximo a la localidad de Matalascañas (Huelva, S.O. de España). Esta erosión provocó la aparición de un sustrato arcilloso-turboso a lo largo de más de un centenar de metros, situado en el límite de la pleamar.
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En una primera fase, se determinaron las distintas facies presentes en un perfil perpendicular a la costa (Fig. 1, B-D). A continuación se extrajo1 kg de muestra en cada uno de los cuatro niveles (Fig. 1, C: DN-1 a DN-4) representativos de las dos facies más extendidas en el perfil para su análisis textural, mineralógico, micropaleontológico y cronoestratigráfico.
El análisis granulométrico de la fracción mayor de 100 μm se realizó mediante tamizado en húmedo. Previamente las muestras se dispersaron en agua mediante agitación durante dos horas, empleando hexametafosfato sódico como agente dispersante. La distribución granulométrica de la fracción menor de 100 μm se determinó mediante fotosedimentación, utilizando un equipo (MicromeriticsR SediGraph 5100 ET).
Se analizaron cuatro muestras de los distintos niveles diferenciados mediante difracción de rayos X para obtener la mineralogía total. El equipamiento usado fue un difractómetro Philips PW 1130/90, con radiación Kα de Cu y un filtro de Ni a 20 mA y 40 kv. La fracción menor de 2 μm fue separada por un método estándar de sedimentación (Barahona, 1974).
Se realizó un estudio morfométrico de Barnea candida (L.), el único bivalvo hallado en el perfil, para deducir la edad de los ejemplares presentes. Además, se estudió la distribución y densidad de sus perforaciones (Gastrochaenolites isp.), de acuerdo con la metodología de Pinn et al. (2005).
Se analizaron 3 fragmentos de 5 g de turba (DN-4) recogidos en distintas zonas del afloramiento. En la lupa binocular se disgregó cada porción, con la observación y clasificación de las estructuras macroscópicas presentes.
A continuación se efectuó el análisis micropaleontológico de los cuatro niveles muestreados, con la determinación de la abundancia y diversidad de polen mediante una cámara de Neubauer. Para cada nivel (DN-1 a DN-4) se extrajeron 4 muestras (16 en total), que fueron disueltas en agua y homogeneizadas para proceder al contaje de la cantidad de granos de polen y de diatomeas (enteras o fracciones conspicuas) contenidas en 4 cámaras de 1 mm2 de superficie (0,1 mm3). Se procedió al contaje de polen para obtener su concentración media total en cada nivel.
Para cuantificar el contenido polínico, se extrajeron tantas muestras de 10 mm3 como fueron necesarias para obtener, al menos, 250 granos. Estas muestras se analizaron mediante un microscopio óptico a 1000 aumentos. Los granos de polen fueron identificados a partir de los datos de Valdés et al. (1987).
El procedimiento fue similar para las diatomeas. La mayoría de las diatomeas de gran tamaño (p.e. Nitzschia, Ulnaria) presentaron un alto grado de fragmentación en todas las muestras, así como los individuos de todas las especies en los niveles DN-1 y DN-2. Este grupo fue identificado a nivel genérico a partir de Kelly et al. (2005), y utilizando diversas monografías para la determinación específica, unificando la nomenclatura de acuerdo con Guiry & Guiry (2010).
Se extrajeron 10 g de cada nivel muestreado, que fueron disueltos en agua con adición de Calgón y peróxido de hidrógeno. Esta solución fue tamizada a continuación (125 μm). El residuo obtenido fue secado en estufa a una temperatura constante de 60º C y analizado mediante lupa binocular de hasta 80 aumentos. No se han observado ejemplares de ambos grupos en ninguna de las muestras analizadas.
Se realizaron dos dataciones en el Centro Nacional de Aceleradores de Sevilla. La primera muestra procedió del tramo superior de turba y fue calibrada por el programa IntCal09. El resultado final correspondió a edades calibradas (cal.) con un rango de 2 sigmas. La segunda muestra fue un ejemplar completo de Barnea candida extraído de una perforación (Gastrochaenolites isp.) realizada en la parte superior del nivel turboso, que no pudo ser calibrada debido a ser excesivamente reciente y quedar fuera del rango de calibración (ver apartado siguiente).
Los análisis de campo, granulométrico y mineralógico han permitido diferenciar tres facies en el perfil estudiado (Fig. 1, C).
Facies 1 (FA-1: limo arcilloso). Los 15 cm inferiores de este perfil están constituidos por limos arcillosos grisáceos masivos (Fig. 1, E), con porcentajes crecientes de arcilla y ligeramente descendentes de arena hacia techo (Tab. 1). Los filosilicatos son los minerales dominantes (Tab. 1: 55-58%), con proporciones significativas de cuarzo (23-25%) y, en menor medida, plagioclasa (7-9%) y pirita (6-8%). Dentro de los filosilicatos, esmectita (44-47%) e illita (40-48%) presentan similares porcentajes, en tanto que la caolinita aumenta hacia techo (hasta un 13%).
| MUESTRAS | DN-1 | DN-2 | DN-3 | DN-4 |
| GRANULOMETRÍA | ||||
| Arena | 8.09 | 6.55 | 12.92 | 13.19 |
| Limo | 80.29 | 75.23 | 71.66 | 74.35 |
| Arcilla | 11.62 | 18.22 | 15.41 | 12.46 |
| MINERALOGÍA TOTAL | ||||
| Filosilicatos | 58 | 55 | 60 | 55 |
| Cuarzo | 25 | 23 | 22 | 36 |
| Plagioclasa | 7 | 9 | 4 | 2 |
| Halita | 2 | 3 | 6 | 6 |
| Pirita | 6 | 8 | 8 | |
| Yeso | 2 | 2 | Identificado | 1 |
| Otros | Silvina, jarosita | Silvina, jarosita | ||
| FILOSILICATOS | ||||
| Esmectita | 44 | 47 | 35 | Illita e interestratificados irregulares |
| Illita | 48 | 40 | 52 | |
| Caolinita | 8 | 13 | 13 | |
A techo, esta facies presenta un gran número de perforaciones circulares en sección ecuatorial y cónicas en sección transversal (Fig. 1, E; Fig. 4, N: Gastrochaenolites isp.), ocupadas por numerosos ejemplares del bivalvo Barnea candida en posición natural. La longitud de estos ejemplares varía entre 15 y más de 40 mm, con una mayoría de perforaciones ocupadas por individuos con menos de 25 mm de longitud.
Facies 2 (FA-2: turba). Esta facies está caracterizada por la presencia de numerosos restos vegetales dentro de una matriz limosa-arcillosa negra (Tab. 1), con un aumento importante de los porcentajes de arena (hasta un 13,2%) en relación a FA-1. La mineralogía total está dominada por los filosilicatos (55-60%), si bien el contenido en cuarzo aumenta hacia techo (22-36%). La pirita solo se ha identificado en la base (Tab. 1: 8%), en tanto que los contenidos en halita son relativamente constantes (~6%) en esta facies. Dentro de los filosilicatos, la principal diferencia mineralógica con FA-1 es el predominio de illita (52%) sobre esmectita (35%) en su base, así como la presencia de illita e interestratificados irregulares hacia techo.
Se han identificado cuatro tipos de estructuras macroscópicas vegetales en FA-2. La mayoría (12) corresponden a utrículos y cápsulas de ciperáceas del género Carex, que por su tamaño posiblemente pertenezcan a C. pseudocyperus L. También han aparecido tres aquenios de Eleocharis palustris (L.) Roem. & Schult., dos esporangios de helechos con anillo de dehiscencia y dos semillas que por su morfología y anatomía podrían corresponder a alguna especie de la familia Poeaceae (subfamilia Panicoideae).
Facies 3 (FA-3: arena media y fina). Presenta una base erosiva dispuesta sobre FA-2. Está constituida por arenas finas a medias amarillentas, bien clasificadas, ricas en cuarzo y feldespatos y con escaso contenido limo-arcilloso. Presenta una continuidad lateral con los cordones dunares situados hacia el norte del perfil estudiado (Fig. 1, D).
Se han determinado un total de 33 tipos polínicos en los cuatro niveles analizados, con un porcentaje de granos no identificables comprendido entre el 4,69% y el 7,6% (Tab. 2). Los principales taxones se detallan en la Fig. 2. Este registro polínico permite diferenciar dos grupos de muestras, coincidentes con las facies delimitadas:
| ESPECIES/MUESTRAS | DN-1 | DN-2 | DN-3 | DN-4 |
| Vegetación acuática | 7.61 | 17.58 | 40.8 | 36.46 |
| Typha sp. | 0.99 | 10.94 | 30 | 27.08 |
| Cyperaceae | 6.62 | 5.86 | 6.4 | 6.25 |
| Sparganium sp. | 0.78 | 3.2 | 3.13 | |
| Ranunculus sp. | 1.2 | |||
| Vegetación higrófila | 5.63 | 1.95 | 5.2 | 11.46 |
| Salix sp. | 1.32 | 0.78 | 1.2 | 4.95 |
| Fraxinus-Phillyrea | 1.32 | 1.2 | 1.56 | |
| Erica sp. | 2.65 | 1.17 | 2 | 4.43 |
| Myrtus communis L. | 0.26 | |||
| Hypericum sp. | 0.8 | 0.26 | ||
| Potentilla sp. | 0.33 | |||
| Marismas y Estepas | 46.03 | 53.52 | 9.2 | 5.99 |
| Familia Chenopodiaceae | 43.05 | 36.33 | 8.8 | 5.47 |
| Artemisia sp. | 2.98 | 16.41 | 0.4 | 0.52 |
| Ephedra sp. | 0.78 | |||
| Vegetación leñosa climatófila | 26.49 | 7.03 | 20.8 | 13.02 |
| Quercus sp. | 4.64 | 1.56 | 5.2 | 5.99 |
| Pinus sp. | 9.27 | 1.95 | 4.4 | 3.65 |
| Olea europaea L. | 7.95 | 1.95 | 5.6 | 2.34 |
| Juniperus sp. | 1.66 | 1.56 | 4.8 | 0.78 |
| Pistacia sp. | 2.65 | 0.4 | 0.26 | |
| Chamaerops humilis L. | 0.33 | 0.4 | ||
| Otras | 8.27 | 15.23 | 16.4 | 25.52 |
| Familia Poaceae | 4.3 | 8.2 | 12 | 13.54 |
| Rumex sp. | 0.99 | 0.78 | 0.8 | 1.3 |
| Familia Lamiaceae | 0.33 | 0.8 | 2.86 | |
| Plantago sp. | 0.99 | 0.4 | ||
| Urtica membranacea Poir. | 0.66 | 0.78 | 0.8 | 0.52 |
| Familia Apiaceae | 0.66 | 0.78 | 0.52 | |
| Familia Inuleae | 3.13 | 6.25 | ||
| Familia Liguliflorae | 0.33 | 0.39 | 0.26 | |
| Familia Anthemideae | 0.39 | |||
| Familia Fabaceae | 1.2 | |||
| Familia Liliaceae | 0.4 | |||
| Echium sp. | 0.26 | |||
| Cistus sp. | 0.39 | |||
| Corylus sp. | 0.39 | |||
| Indeterminadas | 5.96 | 4.69 | 7.6 | 7.55 |
| Número medio de granos/mm3 | 50 | 80 | 700 | 1400 |
| FACIES | 1 | 2 | ||
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Facies 1 (muestras DN-1 y DN-2). En el tramo basal de esta facies, el contenido polínico es escaso (50 granos/mm3). Predomina la familia Chenopodiaceae (43%), con Pinus sp. (>9%), Olea europea L. (~8%) y granos de polen de la familia Cyperaceae (6,6%) como principales elementos secundarios de la asociación polínica. A techo de esta facies, disminuye levemente el polen de quenopodiáceas (36,3%), en tanto que se incrementa el procedente de Artemisia (16,4%), de la vegetación acuática (17.6%; Typha: ~11%) y de la familia Poaceae (8,2%).
Facies 2 (muestras DIN-3 y DIN-4). El espectro polínico es bastante similar en las dos muestras analizadas. Está dominado por granos de polen procedentes de la vegetación acuática (36,4-40,8%), entre la que destaca por su abundancia Typha sp. (27-30%) y la familia Cyperaceae (6,2-6,4%). También se observa un aumento de las gramíneas (familia Poaceae: 12-13,5%) en relación a FA-1, así como porcentajes bajos pero relativamente constantes de quenopodiáceas (5,5-8,8%), Quercus sp. (5,2-6%), Pinus sp. (3,6-4,4%) y Olea europea L. (2,3-5,6%).
Los principales parámetros autoecológicos de las especies más abundantes se detallan en la Tab. 3. La mayoría de los taxones tienen un hábitat bentónico o planctónico-bentónico. Limnicola hungarica (Grunow) Round & Basson es el único taxón específicamente epífito, si bien Diploneis bombus Ehrenb. puede compartir este hábitat.
| ESPECIES | HÁBITAT | TEMPERATURA | OXIGENACIÓN E HIDRODINÁMICA | pH | SALINIDAD |
| Cocconeis placentula var. euglypta (Ehrenb.) Grunow | Planctónico-Bentónico | Templada | Aguas estancadas | Alcalófila | Indiferente |
| Cyclotella meneghiniana Kütz. | Planctónico-Bentónico | Templada | Aguas estancadas | Alcalófila | Halófila |
| Cymbella affinis Kütz. | Bentónica | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Alcalófila | Indiferente |
| Diploneis bombus Ehrenb. | Bentónica-Epífita | Templada-Fría | Aguas fluyentes: medios marinos y estuarinos | - | Mesohalófila |
| Epithemia turgida (Ehrenb.) Kütz. | Bentónica | Templada | Aguas estancada | Alcalófila | Indiferente |
| Eunotia bilunaris (Ehrenb.) Schars. | Bentónica | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Acidófila | Indiferente |
| Lemnicola hungarica (Grunow) Round & Basson | Epífita | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Alcalófila | Indiferente |
| Melosira varians C. Agardh | Planctónico-Bentónico | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Alcalófila | Indiferente |
| Navicula radiosa Kütz. | Bentónica | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Indiferente | Indiferente |
| Pseudostaurosira brevistriata (Grunow) D.M.Williams & Round | Planctónico-Bentónico | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Alcalófila | Indiferente |
| Rhopalodia gibba (Ehrenb.) O.Müll. | Bentónica | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Alcalófila | Indiferente |
| Rhopalodia gibberula (Ehrenb.) O.Müll. | Bentónica | Templada | Aguas fluyentes | Alcalófila | Mesohalófila |
| Staurosira construens Ehrenb. | Planctónico-Bentónico | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Alcalófila | Indiferente |
| Ulnaria capitata (Ehrenb.) Compère | Planctónico-Bentónico | Templada | Aguas estancadas-fluyentes | Alcalófila | Indiferente |
La mayoría de las especies determinadas pueden vivir tanto en aguas estancadas como fluyentes de climas templados, con un pH alcalino y una salinidad variable. Solo se ha determinado una especie típica de medios marinos o estuarinos (D. bombus Ehrenb.) y un taxón acidófilo (Eunotia bilunaris (Ehrenb.) Schars.) (Fig. 3).
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El registro de diatomeas presenta notables diferencias entre las muestras analizadas, incluso dentro de la misma facies sedimentaria (Tab. 4).
| ESPECIES/MUESTRAS | DN-1 | DN-2 | DN-3 | DN-4 |
| Cocconeis placentula var. euglypta (Ehrenb.) Grunow | 28.87 | |||
| Cyclotella meneghiniana Kütz. | 7.19 | 3.72 | ||
| Cymbella affinis Kütz. | 0.65 | |||
| Diploneis bombus Ehrenb. | 3.09 | 0.37 | ||
| Diploneis sp. | 0.65 | 1.12 | ||
| Epithemia turgida (Ehrenb.) Kütz. | 3.09 | 2.61 | 3.72 | |
| Eunotia bilunaris (Ehrenb.) Schars. | 1.03 | 0.33 | 0.37 | |
| Lemnicola hungarica (Grunow) Round & Basson | 0.65 | |||
| Melosira varians C.Agardh | 1.96 | 0.74 | ||
| Navicula radiosa Kütz. | 3.92 | Fragmentos | ||
| Nitzschia sp. | 1.03 | 0.65 | 1.12 | |
| Pinnularia sp. | 3.09 | 1.86 | ||
| Pseudostaurosira brevistriata (Grunow) D.M.Williams & Round | 1.03 | 39.54 | 17.84 | |
| Rhopalodia gibba (Ehrenb.) O.Müll. | 3.09 | 5.88 | 2.97 | |
| Rhopalodia gibberula (Ehrenb.) O.Müll. | 3.09 | 4.58 | 8.55 | |
| Staurosira construens Ehrenb. | 1.03 | 14.71 | 11.9 | |
| Ulnaria capitata (Ehrenb.) Compère | 44.33 | 14.38 | 39.03 | |
| Indeterminadas | 7.22 | 2.29 | 6.69 | |
| Número medio de individuos/mm3 | 500 | 1,10,000 | 35,000 | |
| FACIES | 1 | 2 | ||
Facies 1. Su tramo basal se caracteriza por la escasez de este grupo (500 individuos/mm3). Está dominado por Ulnaria capitata (Ehrenb.) Compère (44,3%) y Cocconeis placentula var. euglypta (Ehrenb.) Grunow (28,9%). A techo, aumenta de forma notable la concentración de diatomeas (110.000 individuos/mm3), con una disminución acusada de la primera especie (14,4%) y la desaparición de la segunda. Ambas son reemplazadas por Pseudostaurosira brevistriata (Grunow) D.M.Williams & Round (39,5%), Staurosira construens Ehrenb. (14,7%) y Cyclotella meneghiniana Kütz (7,2%), en tanto que aumenta levemente sus porcentajes el género Rophalodia (de 6,2% a 10,4%).
Facies 2. Su base presenta una disminución de este grupo (35.000 individuos/mm3). Destaca el repunte de U. capitata (39%), la disminución de P. brevistriata (17,8%) y los porcentajes significativos de S. construens (11,9%) y Rhopalodia gibberula (Ehrenb.) O. Müll. (8,5%). Finalmente, no se han encontrado diatomeas en la parte superior de esta facies (DN-4).
El rango de edad calibrada del nivel turboso superior (DN-4), muy próximo al contacto erosivo con FA-3, se sitúa entre 390-200 años a.C. (2340-2150 cal. yr BP), en tanto que la edad del ejemplar de Barnea candida es actual-subactual (edad convencional no calibrada: -667 ± 34 años BP).
El análisis pluridisciplinar de las distintas facies observadas en el perfil estudiado permite efectuar una aproximación a la evolución paleogeográfica de este sector durante el Holoceno superior. Pueden diferenciarse cinco fases (Fig. 4):
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|
Fase 1 ( Fig. 4, A-B-C). Este sector estaría ocupado por un sustrato limoso-arcilloso (Facies 1: DN-1) sobre el que se desarrollaría ampliamente la familia Chenopodiaceae, típica de marismas con aportes de aguas saladas. Este carácter salobre también está sustentado por la abundancia de la diatomea Cocconeis placentula var. euglypta (Fig. 3), típica de estos medios (Sabater, 2000). La presencia de pirita implicaría la existencia de condiciones reductoras en el fondo de estas marismas, como consecuencia de la diagénesis de sedimentos ricos en materia orgánica procedente de la degradación de esta vegetación circundante (González et al., 2008). Además, su presencia avalaría el carácter alcalino de las aguas deducido a partir de las asociaciones de diatomeas (Tab. 3), dado que las bacterias responsables de la reducción del sulfato, una reacción implicada en su origen, no operan en condiciones ácidas (Fernández, 1999). Por otro lado, los bajos niveles de polen podrían ser explicados por la baja producción polínica de las comunidades de marisma (Fernández-Illescas et al., 2010) y por la peor conservación del polen en estos medios (Stevenson, 1985a).
La vegetación del entorno estaría constituida por olivos (Olea europea), encinas (Quercus) y pinos (Pinus), que ocupa actualmente una parte significativa del Parque Nacional de Doñana, donde los bosques de la asociación Oleo sylvestris-Quercetum suberis constituirían su clímax. La abundancia de polen de Pinus sp. confirmaría el carácter de acompañante habitual de esta especie en estos bosques, o al menos constataría la existencia de pinares en los trenes de dunas móviles cercanos a la zona (Allier, 1977).
Fase 2 (Fig. 4, D-E-F). Se produce un tránsito a una laguna somera de aguas dulces (Facies 1: DN-2), con desarrollo de helófitos (Typha, Sparganium) en las zonas más profundas. Este aislamiento también queda reflejado en las asociaciones de diatomeas, con la desaparición de especies típicas de medios salobres (C. placentula var. euglypta, Diploneis bombus) y la aparición de taxones propios de aguas estancadas (Fig. 3: Cyclotella meneghiniana) (Niyatbekov & Barinova, 2018).
Este aislamiento relativo también se detecta en el sedimento del fondo. Se produce una disminución del tamaño medio de grano, con una disminución del porcentaje en arena, probablemente por la interrupción de las conexiones hidrodinámicas con otros medios costeros (Tab. 1). Además, aumenta levemente el contenido en pirita (Tab. 2: del 6% al 8%) y domina la esmectita sobre la illita dentro de los filosilicatos.
En esta fase, tiene su máxima abundancia la asociación Chenopodiaceae-Ephedra-Artemisia (Tab. 2). Esta conjunción indicaría un enfriamiento climático, ya que constituirían una vegetación esteparia (Menéndez Amor & Florschütz, 1963; Menéndez et al., 2012). Este periodo podría coincidir, de acuerdo con la datación de FA-3, con un evento frío que tuvo lugar hacia los siglos VII-VIII a.C. (2.7 ky cal. BP; Bond et al., 1997).
Fase 3 (Fig. 4, G-H-I). El espectro polínico y los elementos macroscópicos de FA-2 (DN-3 y DN-4) apuntan a la existencia de lagunas permanentes de agua dulce, donde prosperarían las comunidades de helófitos, con abundancia de eneas (Typha) y probablemente de carrizo (Phragmites australis). Los bosques próximos estarían constituidos por fresnedas (Fraxinus, Salix), entre otros. Esta reconstrucción es similar a la efectuada por Stevenson (1985b) en la cercana Laguna de las Madres, con formación de turberas por ausencia de drenaje debido al cierre de la conexión marina por el avance de frentes dunares, si bien el cierre de esta laguna es anterior a la aquí descrita (4200 años BP; Zazo et al., 1996) . Este avance se constata en la granulometría, con un incremento sustancial (Tab. 1: hasta el 13,2%) del contenido en arenas.
El proceso de turbificación también se aprecia en la mineralogía, con desaparición de la pirita y la presencia de illita e interestratificados irregulares a techo de FA-2 (Tab. 1), que tendrían un origen diagenético (Aróstegui et al., 1993). Es también patente en las diatomeas, donde solo se aprecian fragmentos indiferenciados cerca de la transición a FA-3 (Tab. 3). La progresiva desecación de la laguna y el incremento de los procesos eólicos serían factores desfavorables para el desarrollo de este grupo (Witkowski et al., 2009).
La ausencia de ostrácodos y foraminíferos podría deberse a la presencia de condiciones ácidas temporales en la superficie del sedimento, como consecuencia de los altos niveles de materia orgánica, lo que impediría la preservación de caparazones y valvas de estos grupos (Laprida et al., 2014).
Fase 4 (Fig. 4, J-K-L). La evolución de la turbera finaliza hacia el siglo III a.C., con la implantación posterior de sistemas de dunas (FA-3) sobre los espacios lagunares previos, de acuerdo con la datación obtenida a techo de FA-2 (390-200 a.C.). La edad de este brusco cambio coincide con el final del siglo III a.C., un periodo caracterizado por un tsunami histórico (218 a.C.) y la inundación de Cádiz (210 a.C.), ambos eventos incluidos dentro del catálogo de tsunamis en las costas españolas (Campos, 1991). La progradación posterior de los sistemas dunares circundantes coincidiría con el inicio de la fase regional H3 de Zazo et al. (1994), que se extendería aproximadamente desde el siglo III a.C. hasta el siglo XII d.C.
Fase 5 (Fig. 4, M-N-O). La edad de los ejemplares de B. candida y su aparición como consecuencia de tormentas invernales sugieren que la colonización de FA-1 por este bivalvo vino precedida de un evento erosivo que expuso las arcillas inferiores, ya ligeramente litificadas, y el perfil estudiado en los últimos siglos. Esta zona es erosionada de forma periódica por grandes tormentas invernales, con un ciclo largo de 6-7 años que precede a un ciclo corto posterior de 2-3, de acuerdo con los análisis estadísticos efectuados entre 1960 y 1996 (Ruiz et al., 2005b). Este sector de la playa habría permanecido invadido por el mar durante, al menos, 4 años, de acuerdo con la longitud y densidad de los ejemplares de B. candida (Pinn et al., 2005).
El análisis multidisciplinar (textura, mineralogía, paleontología, dataciones) de un perfil situado en el sector occidental del Parque Nacional de Doñana permite perfilar su evolución durante el Holoceno superior. Este estudio delimita las características geológicas de los diferentes paleoambientes deducidos: a) marisma salobre, con abundancia de quenopodiáceas sobre un sustrato arcilloso y un entorno dominado por olivos, encinas y pinos; b) laguna somera de aguas dulces, relativamente aislada, con helófitos en las zonas profundas y quenopodiáceas en las más someras, sometidas a un clima frío; y c) sistemas dunares, caracterizados por su alto contenido de arenas cuarcíferas. Su análisis cronoestratigráfico permite distinguir cinco fases, que abarcan desde una marisma salobre inicial (>2700 años BP) hasta una colonización reciente por bivalvos litófagos.
Este trabajo ha sido financiado por los Grupos de Investigación RNM-238 (Paleontología y Ecología Aplicadas), RNM-293 (Geomorfología Ambiental y Recursos Hídricos), RNM-349 (Mineralogía y Geoquímica Ambiental y de la Salud) y RNM-358 (Marismas y Playas) de la Junta de Andalucía, así como por el Plan Propio de Investigación de la Universidad de Huelva. Es una contribución al Centro de Investigación en Patrimonio Histórico, Cultural y Natural (CIPHCN) de la Universidad de Huelva.
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