Interpretación y discusiones sobre las principales formas eóli- cas de la Cuenca del Duero y la Llanura Manchega

5.1. Mantos eólicos

Los mantos eólicos o “sand sheets”, con unos 1500 y 400 Km² de extensión en TP y La Mancha respectivamente, son las formaciones eólicas predominan- tes. Debido a las labores agrícolas y forestales sus topografías superficiales se encuentran bastante alteradas. Se trata de acumulaciones de arena (con limo y arcilla en San Juan en la Mancha) de morfologías planas o ligeramente ondula- das que recubren las irregularidades del substrato con espesores que oscilan entre los pocos centímetros hasta los 4-5 m en el Duero y entre los 20-30 centímetros hasta los 1,5 m en La Mancha. En ambos casos contienen cuerpos dunares aislados con morfología poco significativa o sin caras de avalancha definidas, así como depresiones de deflación de tamaño variable. Únicamente se han lo- calizado afloramientos en los mantos eólicos de TP, en ellos se observan sets de arenas gruesas y muy gruesas e incluso con gránulos y micro-cantos de hasta 8 mm de diámetro; estos depósitos se interpretan como zibars (Cooke et al., 1973;

Kocurek & Nielson, 1986) que son dunas sin caras de avalancha y construidas por partículas muy gruesas.

Según Kocurek & Nielson (1986), hay un conjunto de factores que condi- cionan la formación de los mantos de arena. La presencia de vegetación dispersa reduce el movimiento y crecimiento de las dunas, favoreciendo la acreción de láminas de arena horizontales. Esta circunstancia de vegetación clareada se da frecuentemente en los márgenes de los desiertos y en las zonas semiáridas este- parias. También, si el nivel freático es superficial o se producen inundaciones periódicas o estacionales, se dificulta o impide la formación de las dunas. Igual- mente, el control más importante en la formación de extensas áreas de mantos eólicos en zonas desérticas del Sahara y de Arabia es el elevado tamaño de grano de los sedimentos movilizados por el viento (Breed et al., 1987; Khalaf, 1989), factor también citado en el Ártico Canadiense (Mckenna-Neuman & Gilbert, 1986), en el desierto Mojave (Kocurek & Nielson, 1986) y en Australia (Mab-

Figura 5. Cuatro zonas representativas con campos de dunas de TP en el SE de la Cuen- ca del Duero. A: Arévalo (Fig. 1: Df1); B: NE del Campo Sanchonuño-Lastras de Cuéllar (Fig. 1: Df-2); C: Zona SO y central del campo Sanchonuño-Lastras de Cuéllar (Fig. 1:

Df-2); D: Páramo de La Parrilla (Fig. 1: Dfs-4).

Leyenda: 1. Manto eólico y zonas interdunares; 2. Dunas; 3. Blowouts, surcos de defla- ción y depresiones dunares; 4. Llanura de inundación o fondo de valle; 5. Nava (área endorreica deprimida con inundaciones intermitentes); 6. Lagunas; 7. Terrazas; 8. Subs- trato terciario (calizas y arcosas); 9. Pendientes en el substrato terciario; 10. Superficies del páramo en calizas del Mioceno; 11. Cresta dunar; 12. Cresta dunar con indicación de la cara de avalancha; 13. Crestas indiferenciadas de dunas y blowouts.

butt, 1980). En Tierra de Pinares y La Mancha concurren tres factores funda- mentales que habrían propiciado la formación de los mantos eólicos: la cantidad elevada de partículas de tamaño medio y grueso de las áreas fuente, la presencia en algunas zonas de niveles freáticos superficiales y una cubierta vegetal de tipo abierto o estepario en las épocas de mayor actividad eólica (Rendell et al., 1994, 1996; Bateman & Díez-Herrero, 1999, 2001; Díez-Herrero et al., 2002).

5.2. Dunas parabólicas

Dunas parabólicas como las descritas en Tierra de Pinares y La Mancha se han localizado en diferentes ambientes: climas fríos, tanto del pasado como del pre- sente (Filion & Morisset,1983; Castel et al.,1989), en climas templados y costas húmedas tropicales (Cooper, 1958, 1967; Story, 1982; Pye, 1982a; Flor, 1983, 1992) y en los límites de los desiertos cálidos, tanto activas como estabilizadas (McKee, 1966; Bowler & McGee, 1978; Lancaster, 1983). En todos estos lugares existe un cierto grado de colonización vegetal de las dunas, lo cual demuestra que ésta debe jugar un importante papel en su formación, protegiendo los brazos me- nos móviles contra la acción eólica y permitiendo que la parte central avance. Sin embargo, su formación está también influenciada por la humedad de la arena y la presencia de láminas de agua o interfases vadosas cercanas a la superficie (David, 1981). También la velocidad del viento es determinante, ya que son necesarios fuertes vientos para vencer la resistencia de la vegetación (McKee, 1966).

En TP y La Mancha, los análisis SIG sobre los tipos dunares dan como resultado que existe un predominio de las formas parabólicas (Figs. 4, 5, 7 y 8), tanto simples (Fig. 7) como compuestas y complejas, con un 74 % del total de las formas dunares. Las formas parabólicas compuestas, son más abundantes en TP y las formas complejas exclusivas de este dominio geográfico. Estas dunas, suelen mostrar cierta asimetría con mayor desarrollo (en la mayoría de los ca- sos) del brazo o los brazos situados al N o NW de la depresión central y que se relaciona con diferencias en el aporte de sedimento debido a modificaciones en la dirección del viento constructor. En cuanto a su estructura interna, en TP se observa un predominio de la estratificación cruzada planar (Fig. 6) a gran escala (de ángulo bajo, medio y alto), con variaciones del espesor de las lami- naciones desde millímetros a centímetros y planos de inclinación que indican direcciones de transporte coincidentes con los paleovientos deducidos de las morfologías dunares. Por el contrario, en La Mancha sólo se han observado are- nas con estratificación horizontal-subhorizontal en afloramientos del sector de San Clemente, mientras que en el resto únicamente se observan arenas masivas sin estratificación.

En TP y La Mancha, la génesis de las dunas parabólicas a partir de blow- outs ha dejado señales inequívocas en los diferentes campos de dunas estudiados (Figs. 4-B, 5-A y 5-C), como son las depresiones de deflación a barlovento (W y SE) y en el surco central de las dunas parabólicas, en algunos casos ocupadas por láminas de agua temporales o permanentes. Otro rasgo que nos remite al origen de las dunas parabólicas son los cinturones de arenas que rodean estas depresiones erosivas, como en el caso de la zona de Cotarra de Alba (campo de dunas de Sanchonuño en TP, Fig. 5-C, centro-sur), donde se observa una gran depresión rodeada por un potente cinturón de arenas cuya expansión y avance hacia sotavento (Este) está formando una incipiente duna parabólica. En cuanto al régimen de vientos, los muy unidireccionales producen dunas parabólicas de tipo alargado (Pye, 1982b, 1993; Filion & Morisset, 1983; Gaylord & Dawson, 1987; Short, 1988) como las descritas en Arévalo y los páramos en TP (Fig. 5:

Figura 6. Detalle de laminaciones milimétricas con arenas de tamaño medio y fino formando en conjunto una estratificación cruzada planar de alto ángulo con sentido de transporte de Oeste a Este. Duna parabóli- ca del campo dunas de Mudrián (TP).

A y D) y en la zona oriental de la TP (Fig. 4-B), mientras que bajo vientos más variables tienden a formarse dunas con brazos más cortos de tipo semicircular y en media luna (Pye, 1993) como las presentes en la mayoría de los campos de dunas estudiados de TP (Fig. 5). Las morfologías de las dunas compuestas y complejas con rasgos de “adhesión-superposición” (Fig. 5: B y C) indican que se habrían formado por coalescencia y amontonamiento de dunas simples con distintas velocidades de movimiento, aunque en algún caso podrían ser el resultado de ala evolución de un único cuerpo con movimiento desigual en dis- tintas partes de sus brazos debido por ejemplo al efecto de frenado causado por la vegetación. Un caso especial de dunas parabólicas son las rampas parabólicas complejas (García Hidalgo et al., 2002), muy abundantes en la parte nordeste (sotavento) del campo de dunas de Sanchonuño-Lastras de Cuéllar (Fig. 5-B, noroeste) y que consisten en cuerpos parabólicos con frentes más o menos lo- bulados, sin depresión interna y con el flanco a barlovento muy tendido en el que se desarrollan dunas parabólicas, transversas y blowouts. Por otro lado, las dunas parabólicas compuestas de tipo alargado, muy abundantes en el campo de dunas de Arévalo en TP (Fig. 5-A) y también observadas en la zona oriental de La Mancha (Fig. 4-B) se formarían por evolución de un único cuerpo que se estiraría en la dirección del viento dominante y cuyos brazos principales se bifurcarían a su vez mediante profundos surcos de deflación en varios brazos paralelos o subparalelos; en este sentido, todavía se aprecian brazos en un estado de separación incipiente e igualmente con surcos de deflación o wind-furrows muy alargados (Fig. 5-A, centro-norte).

5.3. Dunas transversas

Los análisis SIG sobre las formas dunares señalan que las dunas transversas (Fig. 9) representan únicamente el 15 % de las formas cartografiadas en TP y aproximadamente el 9 % en La Mancha. En los campos de dunas estudiados en TP, la sinuosidad natural de las dunas transversas que les confiere un aspecto linguoide-barjanoide (Cooke et al., 1993) puede llegar a estar muy acentua- da, e incluso tender hacia formas parabólicas compuestas en escalera (Fig. 5-D, centro). Esta elevada sinuosidad de algunas dunas transversas sugiere un papel activo de la vegetación en la formación de estas morfologías, ya que su presencia en las zonas a sotavento de las dunas, produciría el frenado y el movimiento desigual de los frentes de avance dunar. En el caso de La Mancha, este tipo de dunas presentan un trazado más recto.

Figura 7. Modelo Digital de Elevaciones de duna parabólica simple en media luna, morfología muy frecuente en Tierra de Pinares.

Figura 8. Foto del brazo de una duna parabólica alargada en la zona oriental de La Mancha.

5.4. Dunas de tipo longitudinal

Son escasas en las dos áreas geográficas analizadas, siendo en apariencia más abundantes y con mayor desarrollo en altura y longitud (hasta 2 Km de longitud y 10-12 m de altura) en La Mancha (Fig. 4-A). Estas morfologías se podrían cla- sificar como sand ridges o vegetated linear dunes (Tsoar & Møller, 1986), origina- das por vientos con una dirección principal y en las que la vegetación interviene como elemento activo en la formación dunar. Pero la disposición y relación de algunas de estas morfologías con otras formas dunares (Fig. 5-D, sureste del campo de dunas) también sugiere que son el producto de la degradación de dunas parabólicas alargadas por avance y deflación del frente convexo mientras que los brazos fijados por la vegetación se transformarían en dunas de aspecto longitudinal (Bernat Rebollal & Pérez-González, 2005).

5.5. Dunas arcillosas y lunettes

Los estudios texturales para las dunas limo-arcillosas de la llanura aluvial de San Juan (M) junto con las observaciones morfológicas han permitido caracterizar

Figura 9. Cara de avalancha con inclinación de 15-20º de una duna transversa con 20 m de altura. Se aprecia un área interdunar húmeda con desarrollo de nava. Se observa la cara a barlovento con inclinaciones de 3-6º de una duna pa- rabólica degradada, que cierra por el NW el área interdunar. Campo de dunas de Sanchonuño-Lastras de Cuéllar (Tierra de Pinares).

formas similares a lunettes a sotavento de playas arcilloso-salinas como las descritas por Hills (1940), Bowler & McGee (1978) y Holliday (1997), y al igual que otras clay-dunes (Huffman & Price, 1949; Price, 1963), estas se habrían formado por la exposición a los vientos prevalentes de playas estacionales con sedimentos salinos y arcillosos (Fig. 10). Estas morfologías serían exclusivas de esta mancha limo-arci- llosa de La Mancha (Fig. 3, 1). Su propia naturaleza arcillosa hace que tengan una movilidad limitada y permanezcan prácticamente fijadas desde su formación. En cuanto al resto de morfologías, es posible que los productos arcillosos originados por deflación de las playas actuales cubriesen dunas y mantos arenosos ya existen- tes, de la misma manera que arenas recientes cubren topografías arcillosas en el bor- de sur de la gran mancha limo-arcillosa de San Juan (Fig. 5-A, extremo suroeste).

Figura 10. Lunette (forma de media luna) con depósitos de playa (en la actualidad seca) a barlovento en el límite occidental de la llanura aluvial de San Juan (La Mancha).

5.6. Barjanes, domos y dunas en estrella

En Tierra de Pinares, las dunas barjanoides son muy escasas, de pequeño tamaño y siempre se encuentran en los márgenes a barlovento de los campos de dunas (Fig. 5-C, extremo suroeste) por lo que parecen estar asociadas a zonas con un menor aporte de arena y muy expuestas a la acción del viento que dificultarían la permanencia de los granos de arena y su acumulación. En la Llanura Manche- ga no se han descrito ni observado dunas de este tipo. Asimismo, en las áreas a barlovento de los campos de dunas de la Cuenca del Duero, también se observan

formas en domo de pequeñas dimensiones y sin caras de avalancha definidas.

Según García Hidalgo et al. (2002), estas formas en domo podrían constituir fases iniciales de la construcción dunar que posteriormente evolucionarían hacia formas barjanoides y transversas. Por el contrario las dunas en “estrella” sólo se han reconocido en La Mancha, se trata de formas pequeñas, de escasa altura (1-3 m) y similares a colinas de cimas más o menos redondeada con brazos irregulares que irradian desde un punto central. Han sido identificadas al sur de Alcázar de San Juan asociadas a formas cónicas, mientras que al este de Casas de Don Enrique estarían asociadas a formas parabólicas. En general estas dunas indican momentos con una elevada variabilidad del régimen de vientos que contrastaría con la fuerte unidireccionalidad detectada en el Corredor Casas de Haro-Río Júcar, reflejada en las dunas parabólicas construidas por los vientos del Oeste.

5.7. Depresiones erosivas (Blowouts y surcos de deflación)

En TP y en La Mancha, las depresiones de deflación se encuentran tanto en el manto eólico como en las caras a barlovento y crestas de las formas dunares.

El desarrollo de formas erosivas eólicas está relacionado con la cubierta vege- tal, de modo que su pérdida produce un descenso de la rugosidad superficial y como consecuencia se incrementa el transporte por el viento de las partículas del suelo (Gutiérrez-Elorza, 2001, 2005). La vegetación de las partes superiores de las dunas tiende a clarear al sufrir los efectos de períodos de sequía acentuada por el eficiente drenaje de la arena, por lo que la deflación con formación de blowouts se produce preferentemente en estas áreas (Rutin, 1983; Ahlbrandt et al., 1983; Thom et al., 1994). Morfométricamente, tenemos blowouts métricos y decamétricos, siendo los más característicos los saucer-blowouts con relaciones ancho-largo de 1:2 a 1:3 y los trough-blowouts con relaciones de 1:4. En algunos casos su evolución a sotavento produce blowout dunes con formas parabólicas, mientras que en algunos trough-blowout la concentración de la erosión en el final del área a barlovento (Hesp, 2002) produce que estos se alarguen o migren hacia sotavento produciendo largos surcos de deflación o wind-furrows (Fig. 11), tal y como se aprecia en numerosos depresiones de deflación de las zonas de estudio que presentan formas elípticas con el eje mayor muy alargado (hasta decenas de metros) en la dirección SW-NE y W-E determinada por los vientos dominantes (SW y W) capaces de producir deflación eólica.