Content uploaded by Manuel Bernat Rebollal
Author content
All content in this area was uploaded by Manuel Bernat Rebollal
Content may be subject to copyright.
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de Tierra de Pinares (sureste de la cuenca del Duero, España). Boletín
Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
ISSN: 0366-0176
23
Campos de dunas y mantos eólicos de Tierra de Pinares
(Sureste de la cuenca del Duero, España)
M. Bernat Rebollal(1) y A. Pérez-González(2)
(1) Instituto Geológico y Minero de España. c/ Ríos Rosas, 23. 28003 Madrid.
E-mail: m.bernat@igme.es
(2) Universidad Complutense de Madrid. Facultad de Ciencias Geológicas. Departamento de Geodinámica.
Avda. Complutense, s/n. 28040 Madrid.
E-mail: alfredog@geo.ucm.es
Introducción
Los depósitos eólicos del sureste de la cuenca del
Duero junto con los asociados al río Guadiana en
Extremadura y los situados en la Llanura manchega,
forman los tres complejos eólicos del Cuaternario
reciente más importantes del interior peninsular
(Borja Barrera y Pérez-González, 2001). De todos
ellos, los campos de dunas y mantos eólicos de la
cuenca del Duero son los de mayor extensión, ocu-
pando centenares de Km2, desde los sectores centra-
les de la cuenca hasta casi el pie del Sistema Central,
a lo largo de las provincias de Ávila, Segovia y
Valladolid, y recubriendo tanto las zonas de campiña
como los altos páramos miocenos del interior de la
cuenca. Estos depósitos se encuentran fundamental-
RESUMEN
Se describe la distribución espacial y características geomorfológicas de los mantos eólicos y campos de dunas del sureste de la cuenca
del Duero. Los campos de dunas más significativos en los que se centra el estudio son seis: La Parrilla, Montemayor de Pililla, Arévalo,
Mudrián, Sanchonuño-Lastras de Cuéllar y Cantalejo. En los campos de dunas, los vientos del oeste y suroeste fueron los constructores
de las diferentes morfologías dunares, entre las que destacan las dunas parabólicas, tanto simples como compuestas, estas últimas for-
madas principalmente por unión de formas simples. El predominio de los mantos eólicos y de las dunas parabólicas indica el papel
activo de una cubierta vegetal abierta en la formación del sistema eólico. Las nuevas dataciones de depositos dunares realizadas por ter-
moluminiscencia (TL) indican que el desarrollo dunar se habría producido fundamentalmente durante el intervalo 12,6-9 ka BP, corres-
pondiente al evento frío y árido del Dryas reciente y al Holoceno temprano. También se han puesto en evidencia las diferencias textura-
les y en las dimensiones de los cuerpos dunares entre los depósitos eólicos de las zonas de campiña y los páramos. Finalmente, en la
parte oriental de Tierra de Pinares, existen procesos eólicos actuales con formación de ripples, nebkhas y blowouts, así como caras de
avalancha esporádicamente activas. El cambio climático, los incendios forestales y el uso intensivo de vehículos todoterreno constituyen
los mayores riesgos de desestabilización de los depósitos eólicos de la cuenca del Duero.
Palabras clave: Cuenca del Duero, depresiones y surcos de deflación, Dryas reciente, dunas parabólicas, mantos eólicos
Dunefields and sand sheets of Tierra de Pinares (Southeastern of Duero basin, Spain)
ABSTRACT
The paper describes the spatial distribution and geomorphologycal characteristics of the aeolian sand-sheets and dunefields in southeast
of Duero basin. Six significative dunefields were selected to study: La Parrilla, Montemayor de Pililla, Arévalo, Mudrián, Sanchonuño-
Lastras de Cuéllar and Cantalejo. The dune forms of studied dunefields were created by western and southwestern winds. Simple and
compound parabolic dunes predominate, the last ones formed by union of simple dunes. The predominance of sand sheets and parabo-
lic dunes indicate the active role of open vegetation cover in the eolian system formation. The new luminescence (TL) data of dune depo-
sits indicate that the main dune development occurred between 12,6 and 9 ka BP, that is, during the cold and arid Younger Dryas episode
and the late Holocene. Evidences on different texture and dune body size between lowlands and highlands aeolian sediments are given
too. Finally, in the eastern zone of the system, aeolian processes occur at the present with ripples, nebkhas and blowout formation, acti-
ve sporadically slipfaces are present too. The main risks of destabilization of eolian sediments are constituted by climate change, fire, and
the use of four-wheel drive vehicles.
Key words: aeolian sand-sheets, blowouts and wind-farrows, Duero Basin, parabolic dunes, Younger Dryas
mente en la comarca natural de Tierra de Pinares que
toma este nombre por la presencia más o menos con-
tinua de una masa forestal de pino resinero (Pinus
pinaster) y en menor medida de pino piñonero (Pinus
pinea). Estos pinares, en principio autóctonos
(Calonge, 1987; Allué et al., 1995), tuvieron una gran
expansión con las repoblaciones iniciadas en la
segunda mitad del siglo XIX (Cortázar, 1877 y 1891) y
sobre todo a partir de los años 40 del siglo XX
(ICONA, 1995) para su aprovechamiento por la indus-
tria resinera aunque también por su papel ecológico
y de fijación de dunas.
A las extensas acumulaciones de arena de la cuen-
ca del Duero, conocidas desde mediados del siglo
XIX (Casiano de Prado, 1862; Cortázar, 1891) se les
atribuía un origen fluvial pero es Hernández Pacheco
(1923, a y b), quien asigna inequívocamente al viento
su formación. Años más tarde, Bravard (1965), reco-
noce también la capacidad de deflación y transporte
por el viento de las arenas. A partir de los años 70, se
inician trabajos sedimentológicos sobre estos depósi-
tos (Aleixandre et al., 1971; Casas et al., 1972; Alcalá
del Olmo, 1972 y 1974), siendo los estudios de Alcalá
del Olmo los que aportaron las mayores precisiones
texturales y mineralógicas. Según estos últimos, las
arenas tendrían una composición media de minerales
ligeros formada por un 62,5 % de cuarzo, un 35 % de
feldespatos y un 2,5 % de fragmentos de rocas y
micas, mientras que la fracción de minerales pesados
está definida por la asociación turmalina-granate-
andalucita, con una composición media del 35, 25 y
12 % respectivamente. Pérez-González (1982), inter-
preta estos arenales como producto de la removiliza-
ción eólica mediante vientos procedentes del SO y
del O, de las terrazas cuaternarias y arcosas mioce-
nas, de manera que las características texturales de
los depósitos son muy variables y dependen funda-
mentalmente de sus áreas madre; así, las arenas pro-
cedentes de los depósitos fluviales están mejor clasi-
ficadas y se acumulan en tamaños de arena
media-fina, mientras que las de origen principal en
las facies arcósicas terciarias están poco clasificadas
y tienen sus tamaños medios más gruesos. Las carto-
grafías geomorfológicas del Mapa Geológico
Nacional a escala 1:50.000 (Del Olmo Zamora y
Gutiérrez Elorza, 1982; Portero García y Gutiérrez
Elorza, 1982; Portero García, et al., 1982; Olivé Davo y
Gutiérrez Elorza, 1982; Carreras Suárez y Gutiérrez
Elorza, 1982; Fernández et al., 1991a y b; Cabra Gil,
1993) han mejorado los límites conocidos y la posi-
ción geomorfológica de las dunas y mantos eólicos
en la cuenca del Duero. También hay que tener en
cuenta los trabajos de Temiño et al. (1997), Díez-
Herrero y Bateman (1998), Bateman y Díez-Herrero
(1999 y 2001), Díez-Herrero et al. (2002) y García
Hidalgo et al. (2002) por sus interpretaciones sedi-
mentológicas y dataciones de las acumulaciones
eólicas de la parte centro-oriental de Tierra de
Pinares. Más recientemente, el trabajo de Desir et al.
(2003) sobre el origen y evolución de playas en
la región de Coca (cuenca del Duero), pone de mani-
fiesto la responsabilidad del viento en la excavación
inicial de la cobertera aluvial cuaternaria y la poste-
rior profundización del fondo de las playas por
deflación.
Objetivos y método
El objetivo del trabajo ha sido determinar la distribu-
ción espacial de los mantos eólicos y campos de
dunas de Tierra de Pinares y hacer un análisis geo-
morfológico detallado de ambos medios morfosedi-
mentarios, en especial de los campos de dunas más
significativos. Este análisis incluye una clasificación
morfodinámica de las formas de acumulación y
deflación eólica, la caracterización morfológica y
morfométrica de los cuerpos dunares, la determina-
ción de la naturaleza de las áreas interdunares y la
observación de los procesos eólicos actuales.
También se pretende realizar un estudio e interpreta-
ción de las principales formas de acumulación y
deflación eólica. Finalmente, se estudia el marco
ambiental de los depósitos eólicos y se contribuye al
conocimiento cronológico de los mismos mediante la
datación de cuatro depósitos dunares distribuidos a
lo largo de Tierra de Pinares.
En cuanto a la metodología, en primer lugar se ha
realizado una aproximación a la zona de estudio
mediante una revisión de la bibliografía existente y la
realización de un mapa geomorfológico síntesis
(Fig. 1) a partir de los mapas geomorfológicos de la
serie MAGNA a escala 1:50.000 y cartografías de ela-
boración propia. Mediante el uso de mosaicos de
fotografías aéreas (vuelo americano, año 56) se han
trazado los límites de los campos de dunas y a conti-
nuación se ha procedido a realizar una cartografía
geomorfológica detallada de las áreas más significa-
tivas identificándose las distintas morfologías duna-
res (Fig. 2). El trabajo de campo ha consistido en la
comprobación de la cartografía realizada en fotogra-
fía aérea, mediciones morfométricas de las formas
dunares, observación de las estructuras sedimenta-
rias de los depósitos eólicos (visita de canteras y rea-
lización de calicatas), así como la toma de muestras
para hacer análisis sedimentológicos y establecer
cronologías de deposición eólica mediante técnicas
de termoluminiscencia.
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
24
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
25
El sistema eólico de Tierra de Pinares
Los arenales de origen eólico se encuentran recu-
briendo las terrazas y superficies de erosión plio-cua-
ternarias, los sedimentos terciarios de distinta natu-
raleza (facies conglomeráticas, arenosas, limosas y
margosas) y los materiales mesozoicos y paleozoicos
(pizarras, esquistos, cuarcitas, granitoides, areniscas
dolomíticas, dolomías, calizas y margas) de los maci-
zos satélites del Sistema Central. Este sistema eólico
está caracterizado por dos medios morfosedimenta-
rios principales, los mantos eólicos y los campos de
dunas, cuyas características geomorfológicas se des-
criben a continuación.
Mantos eólicos
Los mantos eólicos o “sand sheets”, con unos 1.500
Km2de extensión, son los depósitos con mayor dis-
tribución areal de Tierra de Pinares, pero debido a las
labores de repoblación forestal su topografía superfi-
cial sólo se aprecia en algunas zonas menos altera-
das. Se trata de acumulaciones de arena con morfo-
logías planas o ligeramente onduladas que recubren
las irregularidades del substrato con espesores que
oscilan entre los pocos centímetros hasta los 4-5 m.
En ellos pueden aparecer de forma aislada cuerpos
dunares con morfología poco significativa o sin caras
de avalancha definidas, así como depresiones de
deflación de tamaño variable.
Las arenas que forman los mantos eólicos en los
páramos suelen tener un tamaño de muy fino a fino
(0,060-0,250 mm), por el contrario, en la campiña pre-
domina el tamaño medio-grueso (0,250-1 mm) en las
zonas occidentales y un tamaño fino-medio (0,125-
0,500 mm) en los depósitos más orientales. En los
mantos eólicos occidentales se observan sets de are-
nas gruesas y muy gruesas e incluso con microcantos
de hasta 6-7 mm de diámetro; estos depósitos se
interpretan como “zibars”que para Kokurek y
Nielson (1986) son dunas sin caras de avalancha y
construidas por partículas muy gruesas. El aumento
del grosor y la mala clasificación de las arenas se
relaciona con áreas madre a barlovento formadas por
facies arcósicas terciarias. Las estructuras internas
observadas en diversos afloramientos consisten en
laminaciones paralelas-subparalelas, ligeramente
onduladas y estratificaciones cruzadas de muy bajo
ángulo, todas ellas a gran escala. El espesor de las
laminaciones es variable oscilando entre milímetros y
centímetros. También se observan arenas masivas de
espesor variable (0.3-0.8 m) hacia el techo de los
mantos eólicos, producto probablemente de biotur-
baciones, acciones antrópicas (labores de repobla-
ción forestal) o removilizaciones eólicas que habrían
destruido la estructura interna del depósito.
En la parte septentrional de la zona de estudio, los
mantos eólicos aparecen asociados a las llanuras de
inundación y terrazas bajas de los ríos Eresma, Duero
y Pisuerga, tratándose en general de depósitos de
poco espesor (0,5-1,5 m). Su posición geomorfológi-
ca indicaría un origen relativamente reciente
(Holoceno) y sus áreas fuente más probables serían
los depósitos fluviales, sin descartarse en la parte
más occidental áreas fuentes terciarias (Facies Tierra
de Campos y Serie detrítica eocena-oligocena).
En los páramos, el análisis detallado de los arena-
les permite apreciar lo siguiente:
- Los arenales más orientales situados sobre el
páramo se encuentran próximos a grandes valles
Fig. 1. Mapa geomorfológico síntesis del sureste de la cuenca del
Duero. Campos de dunas: 1- Páramo y cuestas de la Parrilla; 2-
Páramo de Montemayor de Pililla; 3- Arévalo; 4- Mudrián; 5-
Sanchonuño-Hontalbilla-Lastras de Cuéllar; 6- Cantalejo
Fig. 1. Geomorphological sintetic map of southeast Duero basin.
Dunefields: 1- Highland and slopes of La Parrilla; 2- Highland of
Montemayor de Pililla; 3- Arévalo; 4- Mudrián; 5- Sanchonuño-
Hontalbilla-Lastras de Cuéllar; 6- Cantalejo
abiertos hacia el oeste como es el caso del valle
del río Henar, en cuyos márgenes aparecen man-
chas de arenas eólicas.
- Los espesores de los mantos eólicos disminuyen
progresivamente de oeste a este, oscilando entre
los 1-2 m hasta los 0,3-0,2 m en los depósitos más
orientales.
- La naturaleza de las arenas eólicas de los páramos
es silícea, al igual que en las zonas de campiña, sin
que existan componentes carbonáticos que sugie-
ran un área fuente local en las calizas miocenas.
Por el contrario, el tamaño medio de las arenas es
menor que en las zonas de la campiña y están
mejor clasificadas. Además, los estudios morfos-
cópicos de los granos de cuarzo realizados por
Alcalá del Olmo (1972-74), muestran una mayoría
de subredondeados mates, pero con una alta pro-
porción de granos subangulosos mates en zonas
de campiña y la casi ausencia de estas morfolo-
gías en los arenales situados sobre los páramos, lo
cual, indicaría una mayor madurez de los mismos.
Por último, los principales mantos eólicos de la
cuenca del Duero se encuentran en el centro de la
Tierra de Pinares, apareciendo como extensas super-
ficies arenosas atravesadas por los ríos Eresma, Pirón
y Cega y limitados al norte por el páramo de Cuéllar,
mientras su borde sur lo constituye el macizo de
Nieva. Estos arenales son los que tienen mayores
potencias medias (2-3 m) y son el origen de las dunas
que formaron los campos de dunas mejor desarrolla-
dos de la cuenca.
Campos de dunas
En el Cuadro 1 se muestra una síntesis de las carac-
terísticas más significativas que se han observado en
los diferentes campos de dunas estudiados. Las are-
nas que forman los depósitos dunares son de textura
variable, predominando en general el tamaño medio
y medio-grueso, pudiendo contener sets de arenas
gruesas y muy gruesas que son más frecuentes en la
parte occidental y suroccidental de Tierra de Pinares,
y con una tendencia hacia arenas más finas en la zona
oriental de la campiña y los páramos. Estos depósitos
presentan laminaciones cuyo espesor oscila entre los
tamaños milimétricos y centimétricos. En cuanto a las
estructuras internas, predomina la estratificación cru-
zada planar a gran escala, de medio y alto ángulo,
con inclinación de las laminaciones que indican direc-
ciones de transporte coincidentes con los paleovien-
tos efectivos que se deducen de las morfologías
dunares (O, SO y SSO). Aunque escasas, también se
identifican laminaciones deformadas en la parte infe-
rior y a sotavento de algunas dunas, interpretándose
como producto de procesos de avalancha.
Los espacios interdunares son zonas de bajo relie-
ve y topográficamente deprimidas que se encuentran
entre las dunas, tienen la misma naturaleza morfoló-
gica y sedimentológica que los mantos eólicos, y
dependiendo de la presencia o no de zonas con
encharcamientos temporales o permanentes, se
definen como áreas interdunares húmedas (Fig. 4) o
secas. Los campos de dunas desarrollados sobre los
páramos y la parte occidental de la campiña carecen
de áreas interdunares húmedas, sin embargo, estas
se incrementan a medida que nos desplazamos hacia
el Este. García Hidalgo et al. (2002), proponen la acu-
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
26
Fig. 2. Cartografía geomorfológica de diferentes zonas de los
campos de dunas estudiados: 1- La Parrilla; 2- Montemayor de
Pililla; 3- Arévalo; 4- Mudrián (4a: Sector NO, 4b: Sector S-SO);
5- Sanchonuño-Lastras de Cuéllar (5a: Barlovento, 5b: Área central,
5c: Sotavento); 6- Cantalejo
Fig. 2. Geomorphological cartography of different areas of the stu-
died dunefields: 1- La Parrilla; 2- Montemayor de Pililla; 3- Arévalo;
4- Mudrián (4a: NW sector, 4b: S-SW sector); 5- Sanchonuño-
Lastras de Cuéllar (5a: Upwind area, 5b: Central area, 5c: Dowing
area); 6- Cantalejo
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
27
Cuadro 1. Características principales de los campos de dunas de Tierra de Pinares
Cuadro 1. Main characteristics of Tierra de Pinares dunefields
mulación de los depósitos eólicos en un sistema eóli-
co húmedo, controlado por la presencia y oscilación
de un nivel freático próximo a la superficie que con-
dicionaría los períodos de deflación y acumulación
eólica (estabilización eólica con freáticos altos), al
tiempo que existiría un control de la morfología
dunar por parte de las láminas de agua permanentes.
Pero las cartografías elaboradas en este trabajo
(Fig. 2), muestran cómo la red de drenaje actual y
áreas lacustres parecen adaptarse a las formas pre-
viamente establecidas, es decir, a las dunas, espacios
interdunares y depresiones de deflación. Además, el
modelo del sistema eólico húmedo no es aplicable
a los depósitos eólicos desarrollados sobre los pára-
mos, ya que las características hidrogeológicas de
estos, habrían impedido el desarrollo de un nivel
freático cercano a la superficie. Sin embargo, en los
campos de dunas de Sanchonuño-Lastras de Cuéllar
y Cantalejo, aparecen niveles de arenas oscuras y
pardo-rojizas intercaladas en los depósitos eólicos
que se interpretan como niveles de reducción-oxida-
ción asociados a áreas lacustres o a oscilaciones del
nivel freático. Con el fin de determinar en estas zonas
de Tierra de Pinares las interacciones del sistema eóli-
co con láminas de agua permanentes o niveles freáti-
cos altos, se están estudiando mediante calicatas las
variaciones verticales y laterales de las distintas
facies arenosas, aunque todavía no se dispone de
resultados definitivos.
1. Campo de dunas del páramo y cuestas de la
Parrilla: Contiene numerosas dunas parabólicas
(simples y compuestas) y en menor medida trans-
versas de cresta sinuosa y longitudinales (Fig. 2.1).
Las dunas parabólicas simples son del tipo semi-
circular o hemicyclic (Pye, 1993), en su mayoría
asimétricas con mayor desarrollo del brazo situa-
do al N o NO de la depresión interna. Sobre las
cuestas que enlazan la campiña con el páramo se
observan dunas trepadoras de morfologías trans-
versas, parabólicas y en domo. Además, existe
una sobreimposición entre cuerpos dunares en el
centro y borde NE (sotavento) del campo de
dunas, con abundantes obliteraciones y reducción
del espacio interdunar. Por otra parte, los blo-
wouts mejor desarrollados se encuentran sobre
las crestas aplanadas de las dunas parabólicas o
transversas. Todas las dunas son relictas excepto
algún blowout activo (de dimensiones métricas
∼
−8 x 14 m) en la parte NO próxima a la Parrilla. Los
paleovientos efectivos serían del SO.
2. Campo de dunas del Páramo de Montemayor de
Pililla: Se trata de un campo de dunas (Fig. 2.2) con
predominio de dunas parabólicas alargadas o
elongate parabolic (Pye, 1993) con brazos parale-
los y subparalelos. También tiene alguna duna
parabólica de tipo lobate (Pye, 1993) en forma
de V (Fig. 3) y en menor medida formas transver-
sas y longitudinales. Al igual que en el campo de
dunas de la Parrilla las dunas parabólicas com-
puestas se formarían por unión de varias parabóli-
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
28
Fig. 3. Vista desde barlovento de una pequeña duna parabólica de
tipo lobate en V desarrollada sobre el páramo de Montemayor de
Pililla; se aprecia la depresión central sobre la que avanza otro fren-
te dunar
Fig. 3. Small V-lobate parabolic dune of Montemayor de Pililla high-
land; we can see central depresion and the advancing of another
dune front in the first plane of the picture
Fig. 4. Cara de avalancha de duna transversa (20 m altura) con 15-
20º de inclinación y fondo tipo nava desarrollado en área interdu-
nar húmeda. En primer plano se observa una cara a barlovento con
pendiente muy baja (3-6º) de otra duna de tipo transverso. Campo
de dunas de Lastras de Cuéllar
Fig. 4. Slipface (dip: 15-20º) of crescentic dune (20 m high) and wet
interdune area with pond development. The firts plane of the pic-
ture show the upwind face (dip: 3-6º) of another crescentic dune
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
29
cas simples, observándose también cierta asime-
tría en los cuerpos dunares con mayor desarrollo
del brazo situado al N o NO de la depresión inter-
na. Las crestas dunares están muy aplanadas por
la erosión y contienen blowouts. Las morfologías
de acumulación y deflación eólica señalan paleo-
vientos efectivos del SO.
3. Campo de dunas de Arévalo: Este campo de dunas
se concentra en una banda alargada de norte a sur
con una longitud de unos 18 Km y una anchura
aproximada de 3-3,5 Km. Contiene numerosas
dunas parabólicas de distinto tipo (Fig. 2.3): com-
puestas alargadas, simples de tipo semicirculares
y muy abiertas o lobate (Pye, 1993). También se
encuentran algunas dunas transversas de cresta
recta y sinuosa que hacia el suroeste (barlovento)
disminuyen en tamaño (Fig. 2.3). Las crestas de las
dunas se encuentran muy degradadas y aplanadas
por la erosión, llegando a aflorar el horizonte Bt
(arcilloso) del suelo en las tierras de cultivo situa-
das sobre ellas. Además, la cartografía geomorfo-
lógica permite diferenciar claramente dos genera-
ciones de dunas, una primera formada por vientos
del O con dunas parabólicas alargadas tanto sim-
ples como compuestas y una segunda que avanza
sobre la primera, producto de vientos del SO, for-
mada por dunas transversas y parabólicas de tipo
semicircular.
4. Campo de dunas de Mudrián: Se trata de un cam-
po de dunas con dos concentraciones de dunas, la
primera de ellas más abierta (dunas dispersas) a
unos 2,5 Km. al O-NO de Mudrián (Fig. 2.4-a) y la
segunda, con algunas áreas interdunares más
cerradas, se encontraría al S-SO de esta población
(Fig. 2.4-b). Predominan las dunas parabólicas y
transversas con crestas sinuosas, aunque también
existe algún barján muy degradado en el borde a
barlovento del campo de dunas. Al igual que en el
campo de dunas de La Parrilla las formas trans-
versas más sinuosas parecen mostrar una transi-
ción hacia formas parabólicas. Las crestas de estas
dunas están erosionadas pero no son tan planas
como en la zona de Arévalo, y en las cercanías de
Mudrián, los flancos a sotavento tienen pendien-
tes de 16-18º, lo cual indica una actividad eólica
relativamente reciente en comparación con las zo-
nas más occidentales del sistema eólico de Tierra
de Pinares. En las áreas interdunares muy cerra-
das se llegan a desarrollar áreas de deflación con
encharcamientos temporales. Las diferentes mor-
fologías señalan paleovientos efectivos del O-SO.
5. Campo de dunas de Sanchonuño-Hontalbilla-
Lastras de Cuéllar: Es el campo de dunas más
extenso de toda la cuenca del Duero y está dividi-
do en dos partes de extensión similar por el curso
encajado del río Cega. Contiene una gran cantidad
y variedad de formas (Figs. 2.5 a, b y c), en su
mayoría relictas pero también esporádicamente
activas, destacando en este sentido los procesos
de deflación-acumulación con generación de
blowouts y pequeñas formas parabólicas en los
arenales parcialmente desvegetados (Fig. 8). Asi-
mismo, hay algunas crestas dunares con la morfo-
logía original mejor conservada y que suelen ir
asociadas a caras de avalancha con pendientes de
22-24º (próximas al equilibrio). Los mayores cuer-
pos dunares son formas parabólicas del tipo semi-
circular que pueden unirse entre sí o con dunas
transversas para formar dunas compuestas.
Existen dunas parabólicas y transversas que con-
tienen en sus flancos a sotavento formas de
distinta morfología (crestas parabólicas y transver-
sas) configurando en su conjunto dunas comple-
jas. Un caso especial de estas últimas son las ram-
pas parabólicas complejas (García Hidalgo et al.,
2002), muy abundantes en la parte nordeste (sota-
vento) del campo de dunas y que consisten en
cuerpos parabólicos con frentes más o menos
lobulados, sin depresión interna y con el flanco a
barlovento muy tendido en el que se desarrollan
dunas parabólicas, transversas y blowouts. En el
borde a barlovento (O y SO) del campo de dunas
existen barjanes de pequeñas dimensiones con los
brazos desplegados hacia el nordeste (sotavento)
y pequeñas dunas en domo con formas ligera-
mente alargadas en la dirección O-E o SO-NE. En
el margen derecho del río Cega se observan
numerosos alcances y solapamientos entre los
distintos cuerpos dunares que producen cierres de
las áreas interdunares, su transformación en
depresiones lineales e incluso su desaparición por
amontonamiento dunar. También existe una asi-
metría en los cuerpos dunares parabólicos, en
unos casos con mayor desarrollo del brazo situado
al N o NO de la depresión central y en otros del
brazo situado al S o SE. Las morfologías señalan
paleovientos efectivos del SO.
6. Campo de dunas de Cantalejo: Es un campo de
dunas poco extenso y alargado en la dirección E-O
pero que contiene importantes acumulaciones de
arena (Fig. 2.6). Predominan las dunas transversas
de crestas sinuosas con caras de sotavento espo-
rádicamente activas (movimiento de arena super-
ficial) y las depresiones erosivas o blowouts for-
madas sobre las dunas y áreas interdunares secas.
En la zona más oriental existen zonas interdunares
más o menos cerradas con áreas o surcos de
deflación que tienen encharcamientos temporales
o permanentes con formación de navas y lagunas
como la de Navalayegua. Las morfologías de los
cuerpos dunares y las depresiones de deflación
sugieren paleovientos efectivos del SO y S-SO.
- Zonación de los campos de dunas: En casi todos
los campos de dunas estudiados se aprecian una
serie de zonas con características geomorfológicas
diferenciadas. En los márgenes a barlovento
(oeste y suroeste) destacan dunas simples de
pequeñas dimensiones y cuya morfología sería
mayoritariamente parabólica y transversa, aunque
también existirían formas en domo y en algún
caso barjanoides; además, los espacios interduna-
res serían amplios y abiertos. En las áreas centra-
les de los campos de dunas suelen encontrarse las
dunas de mayor tamaño con anchuras de varios
cientos de metros y alturas en algunos casos de
hasta 20-25 m, los espacios interdunares son más
reducidos que en el margen a barlovento y suelen
estar parcial o totalmente cerrados por el mayor
agrupamiento y contacto entre dunas, en su
mayoría parabólicas y transversas de tipo sinuoso.
Por último, en las áreas a sotavento (este y nor-
deste) de los campos de dunas existen numerosas
obliteraciones y superposiciones entre los diferen-
tes cuerpos que producen conjuntos de dunas y
formas de gran complejidad (p.e.: las rampas
parabólicas complejas del campo de dunas de
Sanchonuño-Lastras de Cuéllar), así como la
reducción de los espacios interdunares que llegan
incluso a desaparecer en las zonas con mayor
amontonamiento de dunas.
Análisis e interpretaciones sobre las principales
formas de acumulación y deflación eólica
Mantos eólicos
Según Kocurek y Nielson (1986), hay un conjunto de
factores que condicionan la formación de los mantos
de arena. La presencia de vegetación dispersa reduce
el movimiento y crecimiento de las dunas, favore-
ciendo la acreción de láminas de arena horizontales.
Esta circunstancia de vegetación clareada se da fre-
cuentemente en los márgenes de los desiertos y en
las zonas semiáridas esteparias. También, si el nivel
freático es superficial o se producen inundaciones
periódicas o estacionales, se dificulta o impide la for-
mación de las dunas. Además, el control más impor-
tante 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 movi-
lizados por el viento (Breed et al., 1987; Khalaf, 1989),
este tipo de factor también ha sido citado en el Ártico
Canadiense (Mckenna-Neuman y Gilbert, 1986), en el
desierto Mojave (Kocurek y Nielson, 1986) y en
Australia (Mabbutt, 1980). La presencia de una cubier-
ta vegetal de tipo abierto o estepario, junto con la
cantidad elevada de párticulas de tamaño medio y
grueso de las áreas fuente, podrían ser los factores
fundamentales en la generación de los mantos eóli-
cos en la cuenca del Duero.
Campos de dunas
Los campos de dunas estudiados contienen formas
fundamentalmente relictas de acumulación eólica
cuya naturaleza y origen se analizan a continuación.
Dunas parabólicas
Dunas parabólicas como las descritas en la cuenca
del Duero se han localizado en diferentes ambientes:
climas fríos, tanto del pasado como del presente
(Filion y Morisset,1983; Castel et al., 1989), en climas
templados y costas húmedas tropicales (Cooper,
1958; Story, 1982; Pye, 1982a), y en los límites de los
desiertos cálidos, tanto activas como estabilizadas
(McKee, 1966; Bowler y McGee, 1978; Lancaster,
1983). En todos estos lugares existe un común deno-
minador y es la asociación de este tipo de dunas a un
cierto grado de colonización vegetal, lo cual demues-
tra que ésta debe jugar un importante papel en su for-
mación, protegiendo los brazos menos móviles con-
tra 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 presen-
cia 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). Las dunas parabólicas parece que se
forman por alargamiento y evolución de blowouts, y
crecen al nutrirse de la erosión de los sedimentos
infrayacentes, aunque esta evolución puede cesar si
aflora un substrato coherente o se alcanza el frente de
capilaridad donde la arena se humedece e inmoviliza
(Pye, 1982a), esto último, a su vez, puede ser conse-
cuencia directa del cambio hacia unas condiciones
climáticas más húmedas. En la cuenca del Duero, la
génesis de las dunas parabólicas a partir de blowouts
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
30
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
31
ha dejado señales inequívocas en los diferentes cam-
pos de dunas estudiados, como son las depresiones
de deflación a barlovento 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 parabóli-
cas 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),
donde se observa una gran depresión rodeada por un
potente cinturón de arenas cuya expansión y avance
a sotavento está formando una incipiente duna para-
bólica. En cuanto al régimen de vientos, los muy uni-
direccionales producen dunas parabólicas de tipo
alargado (Short, 1988; Pye, 1982b y 1993; Filion y
Morisset, 1983; Gaylord y Dawson, 1987) como las
descritas en Arévalo y los páramos, mientras que
bajo vientos más variables tienden a formarse dunas
con brazos más cortos de tipo semicircular y lunate,
también presentes en la mayoría de los campos de
dunas estudiados.
Las dunas parabólicas compuestas de tipo alarga-
do, muy abundantes en la zona de Arévalo (Fig. 2.2),
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 para-
lelos o subparalelos; en este sentido, todavía se apre-
cian brazos en un estado de separación incipiente e
igualmente con surcos de deflación o wind-farrows
muy alargados (ver dunas al NE de Fig. 2.2).
En el área de estudio existe un predominio de las
formas parabólicas, tanto simples como compuestas.
Estas dunas, suelen mostrar cierta asimetría con ma-
yor desarrollo (en la mayoría de los casos) del brazo
o los brazos situado al N o NO de la depresión central
y que se relaciona con diferencias en el aporte de
sedimento debido a modificaciones en la dirección
del viento constructor. Las morfologías de las dunas
compuestas y complejas con rasgos de “adhesión-
superposición” (Fig. 2.5-b) indican que se habrían
formado por coalescencia y amontonamiento de du-
nas simples con distintas velocidades de movimien-
to. Otras dunas compuestas se formarían por fusión
de los brazos en expansión de dunas parabólicas sim-
ples con trayectorias de desplazamiento paralelas.
Dunas transversas
Las dunas transversas son dunas móviles en las
que la dirección del flujo de arena es perpendicular a
la línea de cresta, en el sentido y dirección del ciclo
anual de vientos; esto genera caras de sotavento con
pendientes mayores que las de barlovento (Cooke et
al., 1993). Las dunas transversas suelen tener un tra-
zado barjanoide-linguoide que les confiere un aspec-
to sinuoso. En el caso de los campos de dunas estu-
diados en la cuenca del Duero, la sinuosidad de las
dunas transversas puede llegar a estar muy acentua-
da, e incluso tender hacia formas parabólicas com-
puestas en echelon (centro de Fig 2.1). 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 sota-
vento de las dunas, produciría el frenado y el movi-
miento desigual de los frentes de avance dunar.
Dunas longitudinales
Las dunas de tipo longitudinal son escasas en los
campos de dunas estudiados. Su disposición y rela-
ción con otras formas dunares sugiere que son el
producto de la degradación de formas parabólicas
alargadas por avance y deflación del frente convexo
mientras que los brazos fijados por la vegetación
se transformarían en dunas de aspecto longitudinal
(ver SO de Fig. 2.1).
Barjanes y domos
En tierra de Pinares, Las dunas barjanoides son muy
escasas, de pequeño tamaño y siempre se encuen-
tran en los márgenes a barlovento de los campos de
dunas 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. Asimismo,
en las áreas a barlovento de los campos de dunas,
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 cons-
trucción dunar que posteriormente evolucionarían
hacia formas barjanoides y transversas.
Depresiones erosivas (Blowouts y wind-farrows)
Los blowouts son morfologías producidas por la
deflación y constituyen depresiones cerradas en are-
nas eólicas sueltas (Livingstone y Warren, 1996). El
desarrollo de estas formas está muy relacionado con
la cubierta vegetal. Así, la pérdida de vegetación en
determinadas zonas disminuye la rugosidad, con lo
que se incrementa la superficie de barrido y por tanto
el transporte por el viento del material suelto
(Gutiérrez Elorza, 2001). Esta pérdida de vegetación
actualmente puede producirse por sobrepastoreo,
actividad de roedores, extensión de áreas de cultivo,
incendios forestales, actividades recreativas y cambio
climático (Cooper, 1967; Lancaster, 1986). También,
las plantas de las partes superiores de las dunas son
las primeras en sufrir los efectos de la sequía debido
al eficiente drenaje de la arena, y por eso, la deflación
con formación de blowouts se produce preferente-
mente en estas áreas (Rutin, 1983). En Tierra de
Pinares, los blowouts se encuentran tanto en el
manto eólico como en las formas dunares de los
campos de dunas, en este último caso sobre las cres-
tas y caras a barlovento. En los blowouts, la erosión
se concentra en el final del área a barlovento, de
manera que éstos pueden alargarse o migrar hacia
sotavento produciendo surcos de deflación o wind-
farrows, tal y como se aprecia en numerosas depre-
siones de deflación de la zona de estudio que presen-
tan formas elípticas con el eje mayor muy alargado
(hasta decenas de metros) en la dirección SO-NE y O-
E determinada por los vientos dominantes.
Pasado y presente de los procesos eólicos en Tierra
de Pinares (cronología y marco ambiental)
Cronologías por TL y OSL (Díez-Herrero y Bateman,
1998; Bateman y Díez-Herrero,1999 y 2001; Díez-
Herrero et al., 2002) en secuencias mixtas eólico-flu-
viales y mantos eólicos de Tierra de Pinares, indican
una fase dominante de acumulación eólica entre los
12,5 y 11 Ka BP. Por otro lado, Temiño et al. (1997)
señalan tres fases holocenas de reactivación eólica,
separadas por momentos de estabilización con for-
mación de suelos que se han datado por 14C, propor-
cionando cronologías BP de 10,2 Ka, 6,1 Ka y 2,2-1,5
Ka. Sin embargo, hasta el momento, no se han reali-
zado dataciones de morfologías dunares, a excepción
de un depósito dunar en las proximidades de Coca
(Díez-Herrero et al., 2002), con un valor de 10,2 ± 2,0
Ka BP. Debido al vacío cronológico sobre las dunas de
Tierra de Pinares, este trabajo pretende contribuir al
estudio de este tipo de depósitos eólicos mediante la
toma de muestras para establecer dataciones por TL
en cuatro afloramientos con morfologías dunares
bien definidas (Fig. 5 y Cuadro 2). El posterior trata-
miento de las muestras y la obtención de cronologías
se llevó a cabo en el laboratorio Quaternary TL
Surveys (UK).
De los resultados obtenidos (Cuadro 2), destaca la
mayor antigüedad de las dunas muestreadas en la
zona suroccidental del sistema eólico (Arévalo y Nava
de la Asunción), así como el rango de valores similar
para las dunas de Mudrián y Sanchonuño, que a su
vez coincidirían con la datación obtenida por Díez-
Herrero et al. (2002) para el depósito dunar de Coca.
Estos valores apuntan a la formación de los depósitos
dunares durante el período de transición Tardiglaciar-
Holoceno, al igual que otros depósitos eólicos del
centro y norte de Europa (Castel et al., 1989; Kasse,
2002). Este período tuvo una alta variabilidad climáti-
ca definida isotópicamente en la secuencia GRIP
(Walker et al., 1999) y caracterizada por la ciclicidad
de los eventos rápidos y de corta duración (oscilacio-
nes Dansgaard-Oescher o D/O), de manera que los
períodos más cálidos o interestadiales (GI) quedarían
enmarcados por períodos fríos de mayor duración e
intensidad, conocidos como estadiales (GS). Los tra-
bajos de Ruiz Zapata et al. (2000, 2003 a y b) y Vegas
et al. (2003) basados en datos palinológicos de dife-
rentes zonas del centro y norte peninsular (Secuencia
del Nalona en la Cordillera Cantábrica, la Laguna
Grande en la Sierra de Neila, el Cervunal en el
Sistema Central, las Tablas de Daimiel y las dunas
arcillosas del Arenal de San Gregorio), han permitido
caracterizar y situar en el tiempo los eventos, GS-2a
(Older Dryas) y GS-1 (Younger Dryas), así como el
interestadial GI-1 (Allerød) correspondiente. Los
eventos, GS-2a y GS-1 estuvieron marcados por unas
condiciones considerablemente más frías y áridas
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
32
Cuadro 2. Dataciones de dunas en Tierra de Pinares por TL
Cuadro 2. Termoluminiscence chronologies of Tierra de Pinares dunes
LUGAR DE MUESTREO y COORDENADAS UTM (Km)
C. Dunas ARÉVALO NAVA DE LA ASUNCIÓN C. Dunas MUDRIÁN C. Dunas SANCHONUÑO
(353.79, 4551.27) (377.22, 4559.91) (388.72, 4563.85) (392.86, 4573.74)
Morfología dunar Duna transversa Duna parabólica aislada Duna parabólica compuesta Duna transversa
muestreada
Edad por TL 11,65 ± 0,9 Ka B.P. 12,68 ± 1,3 Ka B.P. 10,08 ± 0,94 Ka B.P. 9,61 ± 1,20 Ka B.P.
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
33
que las actuales (Ruiz Zapata et al., 2003a; Vegas et
al., 2003). Según estos trabajos, el evento GS-2a se
define en los 15,5-14,5 Ka BP y le sigue un período
(GI-1) más cálido y húmedo del 14 al 12,6 Ka BP, que
quedaría bruscamente interrumpido por el evento
GS-1 (12,6-11,5 Ka BP); finalmente, a partir del 11 Ka
BP el clima se vuelve más cálido y húmedo, iniciando
un acercamiento hacia las características actuales.
Estos estudios, también han puesto de manifiesto
una respuesta casi simultánea de la vegetación a
estas oscilaciones climáticas, tanto en zonas de alta
montaña como de baja altitud (Ruiz Zapata et al.,
2003b), de manera que durante los períodos fríos se
limita el desarrollo del bosque, detectándose un
aumento de la vegetación herbácea y arbustiva de
tipo estepario.
Los depósitos dunares de Tierra de Pinares, al
igual que el resto del sistema eólico se habrían for-
mado fundamentalmente durante el período GS-1 o
Younger Dryas (12,6-11,5 Ka BP) y el Holoceno tem-
prano (11-9 Ka BP); sin embargo, tampoco se descar-
ta la formación de dunas durante un período frío
anterior, ya que la datación de Nava de la Asunción
tiene un rango cronológico extremo que se aproxima
a los 15,5-14,5 Ka BP en los que se sitúa el evento GS-
2a (Older Dryas). El establecimiento de unas condi-
ciones más templadas y húmedas a partir del
Holoceno temprano, habría producido un aumento
de la vegetación arbórea con la consiguiente estabili-
zación progresiva de los complejos dunares, pero
esto no habría impedido la continuidad de cierta acti-
vidad eólica en la zona más oriental del sistema, por
lo menos hasta el período Atlántico (Temiño et al.,
1997; Díez-Herrero y Bateman, 1998), así como la for-
mación de blowouts en las partes más desprotegidas
de las dunas (crestas y flancos a barlovento) debido a
la acción erosiva del viento.
En cuanto al régimen de vientos que intervinieron
en la construcción dunar, las morfologías dunares
observadas en los diferentes campos de dunas
(Fig. 2) y las estructuras sedimentarias de estos depó-
sitos eólicos indican que los vientos responsables
de los procesos de acumulación eólica serían princi-
palmente los de componente oeste y suroeste, con
una alternancia entre vientos muy unidireccionales
que favorecerían la formación de dunas parabólicas
alargadas y vientos más variables que serían los res-
ponsables de las formas parabólicas más abiertas
(semicirculares y lunate). Vientos procedentes de los
cuadrantes occidentales también se han inferido para
el Younger Dryas en el centro y norte de Europa a par-
tir de registros eólicos (Bateman y Díez-Herrero, 2001,
Kasse, 2002) y simulaciones numéricas con un mode-
lo general de circulación atmosférica (Isarin et al.,
1997). La estacionalidad de los paleovientos durante
este período es muy difícil de deducir, aunque algu-
nos autores (McKenna-Neuman,1993; Koster, 1995)
sugieren que los procesos de deposición eólica ha-
brían sido más intensos durante la estación invernal,
tal y como sucede en medios periglaciares actuales
(McKenna-Neuman, 1989 y 1990).
Al igual que durante el desarrollo dunar del pasa-
do, el régimen de vientos actual (Fig. 6), tiene un pre-
dominio de los componentes oeste y suroeste para
los vientos de intensidad media y máxima (velocida-
des mayores de 14,4 Km/h) que serían aquéllos capa-
ces de movilizar arenas sueltas según las ecuaciones
de transporte de Bagnold (1941). La persistencia de
estos vientos capaces de producir deflación (Fig. 7) y
Fig. 5. Situación de las dunas datadas
Fig. 5. Spatial position of TL-dated dune deposits
Fig. 6. Rosas anuales de vientos para Segovia y Valladolid para
velocidades mayores de 14,4 Km/h
Fig. 6. Segovia and Valladolid annual roses of winds for wind spe-
eds higher than 14,4 Km/h. Datos: I.N.M.(2002). 1971-2000
por tanto de desencadenar procesos eólicos actuales
superaría el 10 % durante casi todo el año, y sería
especialmente alta durante los meses invernales y
primaverales, principalmente en áreas próximas a
Valladolid, donde la frecuencia de vientos superiores
a 14,4 Km/h supera el 30 % durante estos meses.
Entre los procesos eólicos actuales, se observa la
formación de blowouts (Fig. 8), nebkhas y ripples
eólicos en arenales con escasa cubierta vegetal, así
como movimiento superficial y esporádico de arena
en las caras de avalancha próximas al equilibrio de
dunas poco degradadas. Estos procesos activos tie-
nen lugar preferentemente en los campos de dunas
más orientales (Sanchonuño-Lastras de Cuéllar y
Cantalejo), produciéndose en zonas no repobladas o
deforestadas por incendios y en áreas con un intenso
tránsito de vehículos todoterreno que destruyen la
cubierta vegetal y removilizan el horizonte superior
del suelo.
Conclusiones
Este trabajo ha permitido caracterizar la distribución
espacial de los mantos y campo de dunas de la cuen-
ca del Duero y analizar sus principales características
geomorfológicas. En casi todos los campos de dunas
se observa una zonación en la distribución de las for-
mas de acumulación. Así, las áreas a barlovento de
los campos de dunas, tienen morfologías menores y
de inferior complejidad que en las zonas centrales y
márgenes a sotavento, donde predominan los proce-
sos de acreción dunar. Las formas de acumulación
más abundantes son las dunas parabólicas, tanto
simples como compuestas, las primeras originadas a
partir de blowouts, mientras que las segundas se for-
marían en su mayoría por alcance y unión de formas
simples con distintas velocidades de movimiento.
También se han reconocido dunas transversas, barja-
nes, domos y formas longitudinales. Los vientos prin-
cipales que intervinieron en la construcción dunar
habrían sido los de componente oeste y suroeste, que
igualmente serían los responsables de los procesos
de deflación con formación de blowouts y wind-
farrows en los mantos eólicos y campos de dunas de
Tierra de Pinares.
Se han apreciado diferencias entre los depósitos
eólicos de la campiña y los páramos miocenos, tanto
en sus características texturales como en las dimen-
siones de los cuerpos dunares y espesores de los
mantos eólicos. Así, los depósitos eólicos situados
sobre los páramos tienen mantos eólicos con menor
espesor y cuerpos dunares de menor tamaño que en
las zonas de campiña. La causa principal de esta dife-
rencia sería el menor aporte de arena sobre los pára-
mos, ocasionado por la mayor dificultad del viento
en su transporte desde la campiña, al tener que salvar
el desnivel topográfico asociado a las cuestas. El
incremento de la pendiente reduce la tasa de trans-
porte debido al efecto de la gravedad en la colisión
entre granos y en los procesos de reptación (Willetts
y Rice, 1988), esto, a su vez, produciría una disminu-
ción del tamaño medio y la mejor clasificación de las
arenas situadas sobre los páramos.
Los campos de dunas situados en la zona oriental
de la campiña presentan numerosas áreas interduna-
res húmedas, debido a la proximidad y afloramiento
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
34
Fig. 7. Variación anual de la frecuencia de vientos con velocidades
superiores a 14,4 Km/h capaces de movilizar granos de arena
Fig. 7. Annual variotions of wind frecuency with speeds higher than
14,4 Km/h that could move sand particles. Datos: I.N.M.(2002).
1971-2000
Fig. 8. Depresión erosiva activa (3 x 7 m) formados por vientos del
SO y arenas acumuladas con forma parabólica. Proximidades de
Sanchonuño
Fig. 8. Active blowout (3 x 7 m) created by southwest winds and
asociated parabolic sand deposit. Near Sanchonuño village
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
35
del nivel freático en superficie que se manifiesta for-
mando lagunas y navas con encharcamientos tempo-
rales. Aunque se descarta el modelo evolutivo del sis-
tema eólico húmedo para el conjunto de la cuenca, en
estas zonas más orientales, se detectan períodos de
estabilización eólica condicionados por la existencia
de niveles freáticos altos (Temiño et al., 1997).
La amplia extensión de los mantos eólicos y el pre-
dominio de las dunas parabólicas sugiere el papel
activo de una vegetación abierta de tipo estepario en
la formación del sistema eólico de Tierra de Pinares.
Esta característica de la cubierta vegetal concuerda
con las condiciones climáticas deducidas para el esta-
dial GS-1 (Younger Dryas), evento árido y frío cuya
cronología coincide con el desarrollo principal de los
mantos eólicos y dunas de Tierra de Pinares, entre los
12,6 y 11,5 Ka BP. En la zona centro-oriental de Tierra
de Pinares, también se habría producido actividad
eólica con formación de depósitos dunares durante el
Holoceno temprano (11-9 Ka BP), mientras que en la
zona suroccidental no se descarta la formación de
dunas en un período frío anterior (Older Dryas: 15,5-
14,5 Ka BP), lo cual habría que confirmar con nuevas
dataciones.
Finalmente, se aprecia una mayor actividad eólica
actual en la parte más oriental del sistema, cuya
intensidad podría variar anual o estacionalmente en
respuesta a cambios en el régimen de vientos, la
cubierta vegetal y el contenido en humedad del suelo.
El cambio climático, los incendios forestales y las
actividades ligadas al uso intensivo de vehículos
todoterreno, constituyen actualmente los mayores
riesgos de desestabilización de los depósitos eólicos
de la cuenca del Duero, y su incidencia debería carac-
terizarse con futuros trabajos.
Agradecimientos
Este trabajo ha podido ser realizado gracias al apoyo
y financiación del Instituto Geológico y Minero de
España mediante la beca de tesis doctoral que disfru-
ta el primero de los firmantes y que tiene como obje-
tivo el estudio de los depósitos eólicos cuaternarios
de la cuenca del Duero y el análisis de los procesos de
erosión eólica utilizando sistemas de información
geográfica y otras herramientas informáticas para su
modelización.
Referencias
Alcalá del Olmo. 1972. Estudio sedimentológico de los are-
nales de Cuéllar (Segovia). Estudios Geológicos, 28,
345-358.
Alcalá del Olmo. 1974. Estudio Edáfico-sedimentológico de
los arenales de la Cuenca del Duero. Tesis doctoral.
Universidad Complutense de Madrid.
Aleixandre, T., Benayas, J., Guerra, A. 1971. Procesos de
movilización del hierro en algunos suelos de la región
central española. Anales de Edafología y Agrobiología,
30, 1095-1111.
Allué, M., Costa Tenorio, M., Moreno Sanz, M. 1995. Evalua-
ción y descripción del paisaje vegetal en Segovia. En:
Paisajes Vegetales de Segovia (árboles, arbustos y mon-
tes de la provincia). Ed. Colección H y N, 272 pp.
Bagnold, R.A. 1941. The physics of Blown sand and Desert
dunes. Ed. Chapman and May, London, 265 pp.
Bateman, M.D. y Díez-Herrero, A. 1999. Thermoluminisc-
ence dates and palaeoenvironmental information of the
late Quaternary sand deposits, Tierra de Pinares, Central
Spain. Catena, 34, 277-291.
Bateman, M.D. y Díez-Herrero, A. 2001. The timing and rela-
tion of aeolian sand deposition in central Spain to the
aeolian sand record of NW Europe. Quaternary Science
Reviews, 20, 779-782.
Bowler, J.M. y McGee, J.W. 1978. Geomorphology of the
Mallee region in semi-arid northern Victoria and wes-
tern New South Wales. Proceedings of the Royal Society
of Victoria, 90 (1), 5-21.
Bravard, Y. 1965. Notas morfológicas sobre la Tierra de
Pinares Segoviana. Estudios Geográficos, 27, 107-124.
Breed, C.S., McCauley, J.F. y Davis, P.A. 1987. Sand sheets
of the eastern Sahara and ripple blankets on Mars. En:
Frostick L.E y Reid, I. (Eds.). 1987: Desert sediments:
ancient and modern. Oxford: Blackwell Scientific,
337-360.
Borja Barrera, F. y Pérez-González, A. 2001. Formas y proce-
sos eólicos. En: Gómez-Ortíz, A. y Pérez-González, A.
(Eds.). 2001. Evolución reciente de la geomorfología
española. Ed. Rueda, Barcelona-Madrid, 289-318
Cabra Gil, P. 1993. Cuéllar (401), Olombrada (402), Navas de
Oro (429) y Cantalejo (430). Mapas Geomorfológicos a
escala 1:50.000. ITGE.
Calonge, G. 1987. El complejo ecológico y la organización
de la explotación forestal en Tierra de Pinares segovia-
na. Excma. Diputación de Segovia.
Carreras Suárez, F. y Gutiérrez Elorza, M. 1982. Nava de Aré-
valo (481). Mapa Geomorfológico escala 1:50.000. ITGE.
Casas, J., Leguey, S. y Rodríguez, J. 1972. Mineralogía y
sedimentología de los arenales que recubren el Terciario
entre los ríos Pirón y Voltoya (Segovia). Estudios
Geológicos, 28, 287-296.
Casiano de Prado. 1862. Reseñas geológicas de la provincia
de Ávila y de la parte occidental de la de León. Junta
general de Estadística. Comisión del Mapa Geológico de
España. Madrid: Imprenta Nacional, 14 pp.
Castel, I.I.Y., Koster, E. y Slotboom, R. 1989. Morphogenetic
aspects and age of Late Holocene eolian drift sands in
Northwest Europe. Zeitschrift für Geomorphologie, 33,
1-26.
Cortázar, D. 1877. Descripción física geológica y agrológica
de la provincia de Valladolid. Memoria de la comisión
del Mapa Geológico de España. Madrid: Imprenta y
Fundición de Manuel Tello, 211 pp.
Cortázar, D. 1891. Descripción física y geológica de la pro-
vincia de Segovia. Memoria de la comisión del Mapa
Geológico de España. Madrid: Imprenta y Fundición de
Manuel Tello, 234 pp.
Cooke, R.U., Warren, A. y Goudie A.S. 1993. Desert
Geomorphology. University College London, 526 pp.
Cooper, W.S. 1958. Coastal sand dunes of Oregon and
Washington. Geological Society of America. Memoir 72,
169 pp.
Cooper, W.S. 1967. Coastal sand dunes of California.
Geological Society of America. Memoir 104.
David, P.P. 1981. Stabilized dune ridges in northern
Saskatchewan. Canadian Journal of Earth Sciences, 18,
286-310.
Del Olmo Zamora, P. y Gutiérrez Elorza, M. 1982. Valladolid
(372). Mapa Geomorfológico escala 1:50.000. ITGE.
Desir, G., Gutiérrez Elorza, M. y Gutiérrez Santolalla, F. 2003.
Origen y evolución de playas en una zona semiárida con
arenas eólicas (región de Coca, Cuenca del Duero,
España). Boletín Geológico y Minero, 114 (4), 395-407.
Díez-Herrero, A. y Bateman, M.D. 1998. Interpretación
paleoambiental y datación mediante luminiscencia
del manto arenoso de la Tierra de Pinares oriental
(Segovia). Geogaceta, 24, 107-110.
Díez-Herrero, A., Bateman, M.D., López Sáez, J.A. y Vegas,
J. 2002. Procesos eólicos tardiglaciares en la submeseta
septentrional: cronología del manto arenoso de la Tierra
de Pinares oriental. En: Pérez-González, A., Vegas, J. y
Machado, M.J. (Eds.). Aportaciones a la geomorfología
de España en el inicio del tercer milenio. Instituto
Geológico y Minero de España, Madrid, 167-175.
Fernández, P., Centeno, J.D., Sanz, M.A. y Bardaji, T.
1991a. Turégano (457). Mapa Geomorfológico escala
1:50.000. ITGE.
Fernández, P., Centeno, J.D., Bardaji, T. y Pedraza, J. 1991b.
Valverde del Majano (482). Mapa Geomorfológico esca-
la 1:50.000. ITGE.
Filion, L. y Morisset, P. 1983. Eolian landforms along the
eastern coast of Hudson Bay, Northern Québec. En:
Tree-line ecology. Edited by P. Morisset and S. Payette.
Proc. northern Québec tree-line conf. Nordicana (Centre
d’Études nordiques, Université Laval), 47, 73-94.
García-Hidalgo, J.F., Temiño, J. y Segura, M. 2002.
Holocene eolian sediments on the southern border
of the Duero basin (Spain): Origin and development of
an eolian system in a temperate zone. Journal of
Sedimentary Research, 72-1, 30-39.
Gaylord, D.R. y Dawson, P.J. 1987. Airflow-terrain interac-
tions through a mountain gap, with an example of
eolian activity beneath an atmospheric hydraulic jump.
Geology, 15, 789-792.
Gutiérrez Elorza, M. 2001. Geomorfología climática. Ed.
Omega. Barcelona.
Hernández Pacheco, F. 1923a. Las arenas voladoras de la
provincia de Segovia. Boletín de la Real Sociedad
Española de Historia Natural, 23, 211-216.
Hernández Pacheco, F. 1923b. Sobre médanos en Segovia.
Boletín de la Real Sociedad Española de Historia
Natural, 23, 217.
ICONA. 1995. Segundo Inventario Forestal Nacional (1986-
1995). Castilla y León. Segovia, 238 pp.
Instituto Nacional de Meteorología. 2002. Rosas de Vientos
1971-2000. Ministerio de Medio Ambiente, formato
digital.
Isarin, R.F.B., Rensen, H. y Koster, E.A. 1997. Surface clima-
te during the Younger Dryas in Europe as inferred
from aeolian records and model simulations.
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology.
134, 127-148.
Kasse, C. 2002. Sandy aeolian deposits and environments
and their relation to climate during the last Glacial
Maximun and Lateglacial in northwest and central
Europe. Progress in physical Geography, 26-4, 507-532.
Khalaf, F.I. 1989. Textural characteristics and genesis of
eolian sediments in the Kuwait desert. Sedimentology,
36, 253-271.
Kocurek G. y Nielson J. 1986. Conditions favourable for the
formation of warn-climate eolian sand sheets.
Sedimentology, 33, 795-816.
Koster, E.A. 1995. Progress in cold climate aeolian research.
Quaestiones Geographicae, 4, 155-163.
Lancaster, N. 1983. Controls on dune morphology in
the Namib sand sea. En: Brookfield, M.E. y Ahlbrand,
T.S. (Eds.) 1983. Eolian sediments and processes,
Amsterdam: Elsevier, 261-90.
Lancaster, N. 1986. Dynamics of deflation holows in the
Elands Bay area, Cape Province, South AFRICA. Catena,
13, 139-153.
Livingstone, I. y Warren, A. 1996. Aeolian geomorphology:
An Introduction. Ed. Longman, Singapore, 211 pp.
Mabbutt, J.A. 1980. Some general characteristics of the
aeolian landscapes. En: Aeolian landscapes in the semi-
arid zone of south eastern Australia, Eds. Storrier, R.R.
and Stannard, M.E. Australian Society of Soil Science,
Inc., Riverina Branch, 1-16.
McKee, E.D. 1966. Structures of dunes at White Sands
National Monument, New Mexico,(and a comparison
with structures of dunes form other selected areas).
Sedimentology, 7, 1-69.
Mckenna-Neuman, C. y Gilbert, R. 1986. Aeolian proce-
sses and landforms in glaciofluvial environments of
southeastern Baffin Island, NWT. En Nickling, W.G. (Ed.)
(1986): Aeolian geomorphology. Boston: Allen & Unwin,
213-235.
Mckenna-Neuman, C. 1989. Kynetic energy transfer through
impact and its role in entrainment by wind particlesfrom
frozen surfaces. Sedimentology, 36, 1007-1015.
Mckenna-Neuman, C. 1990. Role of sublimation in particle
supply for aeolian transport in cold environments.
Geografisca Annaler, 72A, 329-335.
Mckenna-Neuman, C. 1993. A review of aeolian transport
processes in cold environments. Progress in physical
Geography, 17,4, 137-155.
Olivé Davo, A. y Gutiérrez-Elorza, M. 1982. Arévalo (455).
Mapa Geomorfológico escala 1:50.000. ITGE.
Pérez-González, A. 1982. El Cuaternario de la región
central de la cuenca del Duero y sus principales
rasgos geomorfológicos. 1ª Reunión sobre la Geología
del Duero. Instituto Geológico y Minero de España,
Salamanca, 717-740.
Portero García, J.M. y Gutiérrez Elorza, M. 1982. Portillo
(400). Mapa Geomorfológico escala 1:50.000. ITGE.
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
36
Bernat Rebollal, M. y Pérez-González, A. 2005. Campos de dunas y mantos eólicos de... Boletín Geológico y Minero, 116 (1): 23-38
37
Portero García, J.M., Carreras Suárez, F., Olivé Davo, A. y
Gutiérrez Elorza, M. 1982. Olmedo (428). Mapa
Geomorfológico escala 1:50.000. ITGE.
Pye, K. 1982a. Morphological development of coastal dunes
in a humid tropical environment, cape Bedford and Cape
Flattery, North Queensland. Geografiska Annaler, 64A,
212-227.
Pye, K. 1982b. Morphology and sediments of the
Ransay Bay sand dunes, Hinchinbrook Island, North
Queensland. Royal Society of Queensland, Proceedings,
93, 31-47.
Pye, K. 1993. Late Quaternary development of coastal para-
bolic megadune complexes in northeastern Australia.
Spec. Publs. Int. Ass. Sedimentology, 16, 23-44.
Ruiz Zapata, M.B., Pérez-González, A., Dorado Valiño, M.,
Valdeolmillos Rodríguez, A., de Bustamante, I. y Gil
García, M.J. 2000. Caracterización de las etapas áridas
del Pleistoceno Superior en la Región Central
Peninsular. Geotemas, 1, 273-278.
Ruiz Zapata, M.B., López Sáez, J.A., Vegas, J., López García
M.J., Gil García, M.J., Pérez-González, A., Dorado Valiño,
M. y Valdeolmillos Rodríguez, A. 2003a. Environmental
changes during the late Glacial-Holocene transition in
Sierra de Neila (Laguna Grande lacustrine record,
Spain). Quaternary climatic changes and environmental
crises in the Mediterranean Region, 139-147.
Ruiz Zapata, M.B., Gil García, M.J., Dorado Valiño M.,
Valdeolmillos Rodríguez, A., Vegas, J. y Pérez-González,
A. 2003b. Caracterización palinológica de los últimos
grandes eventos fríos del último Máximo Glaciar en
secuencias de la Península Ibérica. Actas II Congreso
Argentino de Cuaternario y Geomorfología. Tucuman,
165-176.
Rutin, J. 1983. Erosional processes on a coastal sand dune,
De Blink Noordwijkerhout, The Netherlands. Publicación
de: Physical and Soils Laboratory, University of
Amsterdam, 35. 144 pp.
Short, A.D. 1988. Holocene coastal dune formation in South
Australia: A case of study. Sedimentary geology, 55,
121-143.
Story, R. 1982. Notes on parabolic dunes, winds and vege-
tationin northern Australia. CSRIO, Division of Water
and Land Resources, Technical Paper, 43.
Temiño, J., García-Hidalgo, J.F. y Segura, M. 1997.
Caracterización y evolución geológica del sistema
dunas-humedales de Cantalejo (Segovia). Estudios
Geológicos, 53, 135-143.
Vegas, J., Pérez-González, A., Ruiz Zapata, M.B., Gil-García,
M.J., Dorado, M., Valdeolmillos, A. y López García, M.J.
2003. The GS-1/Younger Dryas event in the Laguna
Grande Lacustrine record. Late Glacial-Holocene transi-
tion in the NW Iberian Range, Spain. En: Limnogeology
in Spain: A tribute to Kerry R. Kelts. V. Valero-Garcés
(Ed.). Colección biblioteca de Ciencias, CSIC, Ecología y
Medio Ambiente, Zaragoza, 238-304.
Walker, M.J.C., Björcket S., Lowe J.J., Cwynar L.C., Johnsen
S., Knudsen K.L. y Wohlfarth, B. 1999. Isotopic events in
the GRIP ice core: a stratotype for the Late Pleistocene.
Quaternary Science Reviews, 18, 1143-1150.
Willetts, B.B. y Rice, M.A. 1988. Effect of bed-slope on
desert sand transport. Nature, 334, p 302.
Recibido: junio 2004
Aceptado: febrero 2005
