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.

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 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%).

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:

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%).

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).